地表水与地下水相互作用的温度示踪方法

地表水与地下水相互作用的温度示踪方法

在联合环境管理局、国际水文科学与水资源管理协会、水保护和半干旱地区的水生生态系统保护中，水生生态系统和河流保护非常重要。受联合环境管理局、国际水文科学与科学院（unip）、美国环境管理局（uspa）和美国地质秘书处（usgs）的影响，它已成为水保护、水文地球化学、生物地球化学和生态水文学领域的研究热点。但由于地表水与地下水相互作用的复杂性,其观测和量化仍十分困难。水文学方法是量化地表水与地下水相互作用的传统方法,包括:(1)直接测量法,即应用渗流仪直接测量通过河(湖)床的渗漏量,但该方法仅能反映监测点附近及监测时段内的结果;(2)间接推算法,包括根据水力梯度与流量间的关系推算河流入渗量,通过切割基流估算地下水向地表水的排泄量,由河流流量变化及其他已知条件推算某一河段与地下水的交换量等,但该类方法具有较大的不确定性,且只能评估总的交换量,无法刻画其内部过程。随着地表水与地下水相互作用研究的精细化与定量化,示踪法和数值模型法成为目前较为有效的手段。(1)示踪法包括人工示踪法和水化学及环境同位素示踪法,可用来揭示地下水与地表水的水力联系,估算两者的交换量,分析其相互作用的动态变化。但水化学和同位素示踪法只能得到半定量的结果;人工示踪法还可能造成污染,其操作也受场地条件限制。而且两者的成本都较昂贵,又难以实现连续动态监测。(2)数值模型法可定量计算地表水与地下水间的交换量,精细刻画两者的相互作用过程及动态变化,但目前的模型校正多基于水力学参数,受参数观测密度限制和不同参数间的相关性影响,其结果往往具有较大的不确定性。因此,为更好地观测及精细研究地表水与地下水的相互作用过程,迫切需要一种成本低、易于操作、能连续监测的天然示踪方法;同时,为提高地表水与地下水相互作用模型的精度,也需要寻找一种便于密集与连续观测的非水力学参数对其进行校正。地表水与地下水的相互作用伴随着热的运移,对天然的地热梯度产生干扰。在地表水与地下水相互作用带中,这种热干扰通常强烈和迅速,并显示为清晰的温度变化信号,使温度随深度的变化曲线(以下称为“温度曲线”)发生异常。地表水与地下水的相互作用过程会对温度随时间及深度的变化产生显著影响。此外,地表水与地下水相互作用的强度不同,所产生的热干扰不同,也会在浅层沉积物的温度曲线上得到清晰的显示。基于上述原因,热可成为指示地表水与地下水相互作用的很好示踪剂。近十余年来,随着相关技术的发展,温度测量仪器不断改进,其成本也逐步降低,并有多个热运移模拟程序相继开发与发布,从而大大促进了热示踪剂在水文学研究中的应用。1温度定性指标表明，表面和地下水之间的相互作用的原理和方法1.1热或水力反应地表水与地下水相互作用带内的温度变化为二者的相互作用提供了重要的信息。笔者主要介绍河水与地下水相互作用的温度示踪原理,其同样也适用于温度对其他地表水体与地下水相互作用过程的指示。Stonestrom等和Constantz将河流与地下水的相互作用过程概括为4种情况:(1)地下水补给永久性河流;(2)永久性河流补给地下水;(3)季节性河流干枯时与地下水的相互作用;(4)季节性河流有水流通过时与地下水的相互作用。图1展示了以上4种可能的地下水与地表水相互作用过程中河流及河床附近沉积物水中的热和水力反应。图1-A,B指示了得水和失水的永久性河流与地下水系统的联系。图1-C,D指示了干枯和有水流的季节性河流通过非饱和带与地下水流动系统的联系。每组图中右上角的图给出了河流流动信息;左上角的温度曲线图指示了对应于水流情况下河床及其下沉积物中水温度的日变化模式。当地下水补给永久性河流时(图1-A),相对河流具有较大的日间温度变化,河床下的沉积物中地下水仅有较小的温度差异。这是因为从深部向上流动的温度较恒定的地下水缓冲了由地表水引起的温度波动。所以,在河床下特定深度,如果有较大流量的地下水补给河流,会导致河床沉积物中水温度具有较小的变化,这是因为较大流量及温度恒定的地下水的缓冲作用较大。反之,较小的地下水补给流量导致相对较大的温度变化,这是因为该处水温受到地表水的影响较大。当永久性河流补给地下水时(图1-B),河水携带热从河流运移至沉积物中,具有较大幅度温度变化的河水在向下热运移过程中导致河床沉积物中水温度呈现较大的日变化。由于没有区域地下水补给河流,在失水河流中温度变化更明显。如果河水渗透速率大,则引起较强的热对流,影响河床下较大深度范围的温度,反之亦然。干枯河床的温度通常具有较高的日变异(图1-C)。干物质的导热能力低于湿物质,所以干枯的河床抑制了在相对较浅处沉积物中水温度的日变化。对于具有季节性流水的河流(图1-D),非常明显的温度信号指示着水流的经过。在季节性流水开始时高速率的入渗导致河流迅速地热反应,引起河床沉积物中水温度曲线骤然的到达信号。通过分析河水与地下水作用带(主要是河床沉积物)的温度变化,即使在无水位数据的情况下,也能够识别出河流的失水或得水情况。1.2建立一个有效的地表水与地下水相互作用模式河床沉积物中水的温度随深度和时间的连续监测提供一系列的剖面,该剖面记录了地表水与地下水相互作用的过程及流量变化(图2,3)。与温度相对恒定的地下水相比,河水的温度变化幅度较大。当河水补给地下水时,由于河水向下的热运移过程,加上缺乏地下水的温度缓冲效应,使得河水与地下水相互作用带中变温层深度增大,温度随深度的变化曲线变陡;在特定深度,温度的日或年内变幅增大。河水向地下水的补给速率越大,温度变化的穿透深度也越大。相反,当地下水补给河水时,向上流动的地下水缓冲了温度波动,使相互作用带中变温层深度减小,温度曲线变缓,温度的日或年内变幅减小;地下水的补给量越大,缓冲作用越明显。年内不同深度的最大和最小温度形成年温度包裹面,所有的实测温度曲线都将位于该包裹面内(图1)。当地下水补给河流时,年温度包裹面向河床表面收缩。当河流失水补给地下水时,包裹面向下扩展。在日周期内,相同的规律在较小的尺度上发生,凌晨和中午的温度曲线接近日温度包裹面(图1)。河床沉积物中地下水的年温度包裹面的研究实例见图3。Bartolino等分析了1996年9月至1998年8月美国新墨西哥州中部RioGrande河某处河床下15m深度内的水温度变化剖面,并用该温度剖面研究了不同季节河流与地下水的相互补给过程。由此可见,温度剖面包裹面可以反映地表水与地下水在不同时间周期上的相互作用模式、水流方向的变化及评估河道在不同地点失水或得水的强度。若综合不同点上的温度剖面,则可反映河流与地下水相互作用的空间差异。温度剖面提供了有力的地表水与地下水相互作用模式的连续记录。作为将来的应用,基于温度估算的河流时间和渗透速度可以延伸至整个河流失水的评估。2月间带与地下水相互作用在20世纪中期,水文地质学家就开始探索用温度指示地表水与地下水相互作用的可行性。Rorabaugh首次描述了河流温度和河流失水之间的关系。后来的研究者开始用温度示踪河流渗漏、冷却池渗漏引起的热污染以及地下水对湖水的补给。但受技术条件的限制,当时的温度测量在操作上存在着困难,同时缺乏相应的计算条件和计算程序,因而限制了热作为地下水示踪剂的应用,使得当时的工作更多地侧重于理论研究。近十余年来,随着相关技术的发展,温度测量仪器不断改进,其成本也逐步降低,并有多个热运移模拟程序相继开发与发布,从而大大促进了热示踪剂在水文学研究中的应用。在最近的研究工作中,河床温度已用于揭示湿润区、干旱区等不同气候区内河流与地下水的相互作用。例如:Allander利用温度数据研究了加利福尼亚TahoeLake河一个支流的河水与地下水的相互作用,发现河水与地下水的补排关系具有季节性变化的特点;Constantz等利用溴示踪剂和热示踪剂分别计算了美国加利福尼亚州SantaClara河中部某河段河水与地下水的交换量,结果表明,2种方法计算得出的交换量在时间和空间尺度上是一致的;Cox等利用热、氯和电导率3种示踪剂分别来研究河水与地下水的相互作用过程,并计算两者的水量交换,经对比分析,发现温度示踪法的研究结果与氯、电导率示踪法的研究结果基本一致。季节性河流极端变化的特性使得河水位、流量、流速等常规水文数据的长期连续获取非常困难,从而阻碍了季节性河流与地下水相互作用的连续评估。由于温度数据获取的稳定性,Constantz等将其用于季节性河流与地下水的相互作用研究中,从而为克服上述困难提供了可行的方案。除用于计算地表水与地下水的交换量及其动态变化外,河床温度也被用于刻画地表水与地下水相互作用带中的水流途径。例如:Salem等将温度数据和同位素数据相结合,用于指示河流与地下水相互作用带中的水流途径;Conant则基于详细的监测数据,分析了加拿大安大略Augus地区Pine河流某河段周围地下水温度的空间分布和动态变化特征,据此识别出了河床中的5种水流运移途径,从而首次详细刻画了地表水与地下水相互作用带中水流的复杂性。目前,国内有关这方面的研究主要是利用库水或河水与地下水之间的温度差异来探测坝堤渗漏或基坑渗漏。如董海洲等利用温度示踪方法探测了基坑渗漏。葛建将分布式光纤测温系统在堤坝渗漏的探测中进行了应用。最近,黄丽等利用分布式光纤测温技术分析了黑河中游平川乡附近500m长的河段范围内黑河与地下水的转换关系。3水和地下水相互作用的热运移模拟地下水模型可以定量分析热运移和水流流动,是用热作为示踪剂来计算地表水与地下水的交换量的常用工具。3.1地表水、地下水相互作用的模拟早期的理论研究工作表明,温度数据可以用于热运移方程一维形式的解析解中,以计算地下水的流速。Silliman等运用Stallman解析解的修正公式计算了某河流失水段的渗漏量。Becker等基于温度数据,成功地运用该解析解的修正公式计算了美国纽约州Cattaraugus县IschuaCreek河流某河段接受的地下水补给量。Hatch等和Keery等则对Stallman的解析解公式进行修改,对河床温度进行时间序列分析,据此来分析实际河水温度变化边界条件下地表水与地下水的相互作用。近年来,该解析解得到了大量的应用,很多学者利用其进行了地表水与地下水交换量的时空分布特征研究。相对于解析解而言,数值解在定义边界条件、水力学和热力学参数方面更具灵活性,所以在研究地表水与地下水相互作用时运用得更为广泛。Thomas等基于温度观测数据,利用VS2DH计算了美国新墨西哥州SantaFe永久性河流LaBajada河段的河流渗漏量,并估算了河水的渗漏速率。Burow等利用SUTRA模拟了加利福尼亚三角洲某岛屿复杂的地下水流动系统,在模拟时考虑了由热引起的密度效应。Su等运用TOUGH2评估了加利福尼亚Russian河河床下由于抽水引起的河水失水模式。在该模型中,水力传导系数的校正是基于温度数据进行的。Briggs等运用分布式探温方法测得高分辨率温度数据,将其耦合至数值模型量化了美国中部Wyoming省Cherry河垂向水流的空间与时间变异特征。基于数量有限的温度剖面观测点,很难准确刻画地表水与地下水相互作用的空间变化,而数值模型则可将在空间上呈点状分布的温度数据耦合到区域尺度上,从而得到较大范围内地表水与地下水相互作用的空间分布特征。3.2温度数据分析在水—热耦合模型需要的参数中,水力传导系数和热传导系数对不同的沉积物结构具有不同的敏感性:热传导系数对沉积物结构的依赖性极低,几乎不随沉积物结构的变化而变化;而水力传导系数则强烈依赖于沉积物的结构。虽然2个参数的大小均因沉积物的饱和度和物质结构的差异而不同,但对于特定结构的饱和沉积物,水力传导系数在不同的河床下可能有几个数量级的变化,而热传导系数仅有非常小的变化范围。例如,对于砂质河道,饱和热传导系数通常变化在1.0~2.0W/m℃之间;相比而言,砂的饱和水力传导系数可以从10-2m/s减小至10-6m/s;当饱和度减小时,水力传导系数值可从10-5m/s减小至10-10m/s。基于此,在水流与热运移数值模型校正过程中,水力传导系数是需要校正的主要参数,而热传导系数可根据测量结果或沉积物结构信息给定一个值,通常不需要校正。因此,在水-热耦合模型中,温度数据可作为除水力学数据外的限制性因子对模型进行进一步约束和校正,同时还不需要额外的敏感参数校正。由此可见,除可对地表水与地下水相互作用过程进行直接示踪外,温度数据还可帮助进一步约束和校正水流和热运移耦合模型,降低模型的不确定性,从而更好地利用反演模型刻画含水层的水力学性质,提高地表水与地下水交换量的模型计算精度。这也是温度示踪方法应用于地表水与地下水相互作用研究中的另一发展趋势。4温度示踪法及其应用以上分析可知,地表水体周围浅层沉积物的温度变化蕴含着丰富的地表水与地下水相互作用的信息。与其他示踪方法相比,温度示踪法具有以下优点:(1)温度对水流作用的反应强烈且迅速,灵敏度高;(2)热信号是自然发生的,数据获取稳定,应用范围广;(3)温度指标可在野外直接测量,监测成本低,可设置大量监测点,实现高密度监测;(4)可连续监测。另外,将温度数据和水力学数据相结合,建立地表水与地下水相互作用的水流与热运移耦合模型,并联合运用温度数据和水力学数据来约束、校正模型,反演水力学参数的分布,可大幅度降低模型的不确定性,从而更为精确地模拟地表水与地下水相互作用带中的水流动模式,并提高地表水与地下水交换量的计算精度。温度示踪法可用于:(1)指示地表水与地下水间的水流方向变化;(2)指示地表水与地下水间的交换强度;(3)若综合不同地点的温度曲线观测结果,可反映地表水与地下水相互作用的空间差异,甚至用于评估整条河流与地下水的交换量;(4)基于温