湖泊潛流帶水交換研究現狀與思考

李 剛，太嬌陽，董會軍，劉 磊，王世雄，王林瓊，李海濤

(1.中國地質環境監測院，北京 100081；2.河北省地質資源環境監測與保護重點實驗室，河北 石家莊 050021；3.河北省水文工程地質勘查院，河北 石家莊 050021)

湖水與地下水的交互作用是湖泊水量轉化的一個重要研究內容，它在時間和空間上是動態變化的，受氣象氣候、地形地貌、水文地質條件、人類活動等諸多因素影響。該水交換過程是湖泊水循環的重要環節之一，與其它水循環過程(如：地表徑流匯入、大氣降水補給)相比，其交換速率可能很小且難以精確測定，在以往湖泊水量均衡研究中常被忽略[1]。然而，由于地下水中營養鹽、重金屬等溶質濃度往往遠高于地表水，因此，相對于其他水循環過程，湖水與地下水的交換轉化將產生更高的污染物通量水平，成為湖泊濕地隱蔽而重要的污染物遷移途徑[2]。

目前，在河流、湖泊、海洋等濕地區域的研究中，越來越多的研究者認識到地表水-地下水交互作用是不可忽略的重要水文循環過程，它有助于深入理解區域乃至全球性水循環[3]。濕地地表水-地下水之間水量與水質的交互作用是影響濕地水文過程與生態環境的重要機制[4]。研究湖水與地下水之間的循環轉化量、時空動態特征、交互作用機制，對濕地水資源的合理開發、可持續利用與科學管理、水污染防治與預警、湖泊生態環境保護等至關重要[5]。

1 國內外研究現狀

從20世紀90年代開始，水文地質學家對近河道的地表水-地下水交換的研究持續增長[6]，而關于相對靜止水體——湖泊的潛流帶研究相對偏少[7]。近年來，湖水和地下水作為一個有機聯系的整體，它們之間的定量轉化關系也逐漸得到了更多學者和政府決策者的高度關注。此方面的研究在國外開始較早、進展較快，主要集中于兩個方面：(1)湖水與地下水的水量交換對湖泊水量平衡動態的影響[8]；(2)湖水與地下水的水質交換對湖泊鹽分、污染物等遷移轉化的作用[9]。

由于地表水和地下水相互作用涉及的領域和學科比較廣泛，國內關于其規律特征的系統研究相對較少，其研究對象亦多側重河流區域，主要有河水和地下水循環的時空過程、河床下層的“潛流帶”水量-物質-能量交換、不同自然因素和人類活動對河流-含水層水量交換的定量影響評價等[10]。不過，隨著生態文明建設要求的不斷提高和《全國濕地保護“十三五”實施規劃》、“湖長制”的實行，近些年來，國內對湖泊濕地系統中湖水-地下水的交互作用研究的地位認知和關注程度也迅速提升。目前，湖泊濕地中的有關研究大部分集中于湖水與地下水的流場監測分析、水化學與環境同位素特征兩大方面。特別是后者在水體氫氧穩定同位素測定技術的興起下，推動產出了大量研究成果[11，12]。然而，對湖水-地下水交互作用的水動力學、熱力學機制的深入研究則略顯不足。

近幾十年來，受自然和人為因素的雙重影響，尤其是人類活動對湖泊濕地生態系統的改造和影響日趨明顯，例如：上游修建水庫攔蓄地表徑流導致白洋淀天然入淀水量減少，泥沙淤積產生溝壑縱橫，圍墾濕地進行建筑養殖種植，土地類型改變引起濕地退化，工農業生產、人類生活廢污水排放加速水質惡化，新區建設可能帶來的用水壓力升高、地下水開采量增長，以及“南水北調”等跨流域大規模調水、退耕還淀、疏浚河道、限養禁養等修復治理措施的采取都會對湖泊水生態環境產生深刻影響[13，14]。湖水與地下水存在水量、物質和能量的交換，受自然條件變化和人類活動的雙重影響，二者之間的轉化機制、時空變異性日趨復雜，在水量、水質和水生態方面的交互作用有待進一步研究。特別是，湖水向地下水的滲漏補給量和補給機制尚不明確，給湖泊濕地生態需水量的確定、生態環境問題防治措施的制定等增加了不確定性因素。

2 研究方法發展動態

研究二者交換轉化的方法涉及多種不同學科與技術手段，概括起來主要包括：直接測量法(使用原位滲流儀)、水量平衡法(控制源匯項)、水動力學法(基于達西定律)、熱示蹤法(使用分布式光纖、溫度傳感器)、水化學和同位素法(借助D、18O及222Rn等)、數值模擬法(水流動)等。上述方法各有優勢與不足，均有其適用條件和局限性，在比選采用研究方法之前，應結合實際問題研究的時空尺度以及方法本身的優劣勢進行取舍和組合。

不同方法的互補結合，可減少單一方法所產生的不確定性，更客觀地反映湖水和地下水的交互作用及其時空動態變化特征。從國內外研究現狀及發展趨勢來看，湖水與地下水交互作用的過程與影響因素較為復雜，水量、水質、熱量交換的機理研究仍需完善，相關理論有待進一步向多學科交叉、多方法驗證方向發展和深入。具體的研究方法和實驗手段主要包括以下六個方面：

2.1 滲流儀直接測量

滲流儀是一種常用來直接測定沉積物-水界面的水交換滲流通量的裝置。它最早出現于20世紀40年代，Israelson和Reeve (1944)[15]發明了一種手工滲流儀，用于測量灌溉渠的滲漏水量；Lee (1977)[16]在20世紀70年代對它作了一些改進，并用其測定明尼蘇達州的薩利湖與地下水的交換量。該滲流儀構造簡單、制作容易、造價便宜，被廣泛應用于湖泊、河口、河流、渠道、水庫和濱海濕地。經典的Lee式半桶滲流儀的主要組成部分是一個208L的鋼質圓柱形桶，一端完全開口，而另一端只在邊上有一個很小的開口，它通過橡膠塞、導水管連著一個4 L的塑料袋(圖1)。

測量時把完全開口端插入沉積物中10～13 cm，通過某測量時段內塑料袋中的水量變化及其通過的沉積物表面積就可以計算出地下水的滲流速度(qi)，其公式如下：

(1)

式中：V0是塑料袋中初始水體體積，Vf是塑料袋中測量時段末水體體積，t是塑料袋接入鋼桶和取掉的時間間隔，Abarrel是鋼桶所扣入的沉積物表面積。袋中水量的增加指示著向上的地下水滲流，相反，水量的減少代表地表水的滲漏。另外，在向上滲流的環境中，袋中的水體可用于采樣分析水化學性質。

目前，國內外依然有很多的界面水通量研究在使用滲流儀，并且越來越多的成功應用案例不斷涌現，他們對Lee氏滲流儀進行了多種多樣的結構和功能改良[17，18]。

2.2 水鹽平衡模型

水鹽平衡法是另一種常用的計算研究區內某較難確定水分量的傳統方法，它基于質量守恒定律，通過逐項確定便于獲取的各源匯項，進而反推出未知項的數量水平(圖2)。一般選用水量和地表水、地下水中溶質濃度差異較大的示蹤元素(如：Na+、K+、Mg2+、Ca2+、Cl-、SO42-、HCO3-、NH4+、NO3-、NO2-、SiO2等)濃度作為均衡計算指標，同時結合這兩類指標進行水鹽平衡計算分析得到湖水-地下水交換量。其計算方程組如下：

圖2 湖泊水鹽平衡示意圖

QR-in+QG-in+QH-in+P=QR-out+QL-out+E

(2)

QR-inCR-in+QG-inCG-in+QH-inCH-in=QR-outCR-out+QL-outCL-out

(3)

式中：QR，QG，QH和QL分別是河流流量、湖床界面地下水通量、人工調水量和湖床界面湖水通量(m3s-1)，其右下標中in和out分別代指流入項(源)、流出項(匯)；P和E分別是降水和蒸發量(m3s-1)；不同右下標的C為分別對應各項的示蹤元素濃度(mg L-1)。

2.3 水動力學法

地表水體濱岸水力聯系的典型特征如圖3所示，公式(3)為常用于計算地表水-地下水交換量的經典達西定律(Darcy’s Law)方程。

圖3 地表水體濱岸典型水力聯系特征

(4)

式中：K為滲透系數，A為過水斷面面積，hgw為內陸井的地下水位，hsw為地表水位，L為滲流路徑長度；

盡管達西定律是計算地表水-地下水交換量最常用的公式，但它假設含水層厚度恒定的條件是比較局限的，因為臨近地表水體處地下水位存在明顯的坡折點。在這些近岸的潛水含水層中，采用逑布依公式(Dupuit equation)則更加合理，因為它將有坡度的地下水位作為地下水系統的上邊界[19]。該公式方程如下：

(5)

式中：m為岸線段的長度，hwell為內陸井處的含水層厚度，b為過水斷面厚度。

基于前人濕地監測研究[20]，一種地表水-地下水交互作用觀測裝置——“對井”(圖4)設計并用于濕地沉積物-水界面的水量交換與動態監測。對井裝置即“垂向水力坡度法”是利用兩個自動水位記錄儀測量海底同一點處兩個不同深度上的水頭，然后根據水頭差和達西定律計算地下水輸入輸出量，從而可以計算海底地下水排泄量。該方法裝置在安裝后工作狀態穩定、不受風浪的影響。該裝置分別在萊州灣、膠州灣、大亞灣淡澳河等處的濱海濕地使用了單井、對井裝置定量化監測了地表水-地下水的動態交換特征，并計算了精確度和時間分辨率較高的水量交換結果。

圖4 對井裝置結構(上)及野外工作示意照片(下)

2.4 溫度示蹤法

由于地表水和地下水存在的溫度差異，加之溫度測量相對簡單易行，因此溫度信息越來越多地應用于地表水-地下水補給排泄速率、地下水變暖效應、河湖沉積物滲透系數和盆地尺度的滲透性等潛流帶水交換方面的研究(圖5)[21]。

圖5 河湖床中安裝溫度監測裝置的示意圖

適用于孔隙介質中一維、二維和三維熱運移的對流-傳導向量方程如下：

(6)

式中：T是溫度(K)，t是時間(s)，vT是對流的有效熱運移速度(ms-1)，DT是熱運移的有效擴散率張量(m2s-1)。Hatch等 (2006)[22]和Keery等 (2007)[23]給出了地表水-地下水界面垂向潛流通量的解算方法。在該方法中，半空間的熱問題使用一維熱傳導運移擴散方程[24]表示：

(7)

式中：ke為有效熱擴散率[m2s-1]，T為溫度[℃]，z為發生溫度變化的位置埋深[m]，νf為垂直達西流速[m s-1](向上為正方向)，λ為沉積物體積熱容ρc與流體體積熱容ρfcf的比值[-](即：λ=ρc/ρfcf，流體熱容指飽水砂層系統里水流的熱容)，t為時間[s]。在飽和與非飽和水流系統里，這個方程均可使用。

根據振幅及相位，下兩式可以用來解算溫度鋒的速度：

(8)

(9)

當遵循慣例定義溫度鋒速度v向上為正(即地下水排泄)時，方程(8)左側應加一個負號。溫度鋒速度v嵌入在參數α中，即v同時出現在上述兩式的兩端，因此，需要通過迭代(或采用最優化法)求解方程(8)和(9)。

對于熱量和流體的一維穩定流情況，(6)式可進一步簡化為[25]：

(10)

該穩態解適用于當地下水和地表水溫度相差懸殊的情況，且該時段內溫度狀態穩定，例如一些在冬季和夏季的研究[26]。

盡管Hatch和Keery解析模型可以較為準確地識別和量化地表水與地下水的相互作用，但振幅比法與相位滯后法在實際應用中卻很少可以得到完全一致的計算結果。此外，由于在具體應用時需要對多孔介質相關的熱物理參數進行推定，而熱物理參數特別是有效熱擴散率ke的計算帶有一定的不確定性，容易對上述解析方法的解算結果產生較大的影響[27，28]。這些因素均在一定程度上限制了采用該類解析模型對潛流交換動態變化過程及規律的定量描述。

針對上述問題，Mccallum等(2012)[29]采用數學方法(使用Mathematica軟件操作完成)將Hatch振幅比方程(8)與相位滯后方程(9)聯立和重新組合推導出振幅-相位組合法，得到以Ar和ΔΦ為變量的溫度鋒的表達式(11)：

(11)

該方法避開了推求有效熱擴散率ke過程中的不確定性問題，在地表水與地下水垂向交換速率較小的情況下具有很好的適用性。Gordon等(2012)[30]研發了基于MATLAB計算語言的VFLUX軟件程序，它的主要功能為利用動態諧波回歸法處理原始溫度時序數據，將潛流溫度剖面分布與沉積物時變溫度數據聯系起來，計算淺層地下水-地表水系統中垂向水-熱通量。

2.5 氡同位素示蹤

同位素示蹤主要包括穩定同位素和放射性同位素兩大類。其中穩定同位素示蹤主要基于降水蒸發的同位素空間分布、時間變化差異，如D、18O；基于區域地層特性的同位素濃度差異，如87Sr/86Sr、56Fe、4He；利用來源不同的同位素濃度差異，如13C、34S、18O、15N、18N。對于放射性同位素示蹤，則是利用其在地表水和地下水中的滯留時間、濃度差異建立均衡模型進行計算，主要有222Rn、T、14C、234U/238U、223，224，226，228Ra。222Rn同位素是由含水層本身及溶解在低鹽度環境并吸附到沉積物表面上的鐳(226Ra)(鈾(238U)衰變鏈中的一部分)放射性衰變產生的天然惰性稀有氣體。作為水生環境中一種普遍存在的天然示蹤劑，222Rn特別適合研究潛流帶地下水與地表水的相互作用。因為222Rn活度濃度在地下水中(取決于巖性，約1～100 kBqm-3)比地表水(約1～100 Bqm-3)高得多[31]。

使用222Rn示蹤調查海底地下水排泄(SGD)是眾所周知的常用方法。近年來，由于可利用RAD7-AQUA對222Rn進行高分辨率的空間測量，促使了其在湖泊地下水排泄(LGD)的研究。這也使得222Rn在湖泊潛流帶水交換中的應用得到了更多的關注，包括估算LGD以及湖水滲漏速率等(圖6)。

圖6 222Rn同位素示蹤湖泊潛流帶水交換研究的世界位置分布

Corbett等(1997)[32]首次證明了基于222Rn的湖泊水量均衡計算，并引發了一些后續應用。Kluge等(2007)[31]將222Rn高值區與湖底基巖異質性聯系起來分析。Shaw等(2013)[33]用222Rn尋找淺層地下水向湖中輸入養分的熱點區域。Arnoux等(2017)[34]使用222Rn以區分LGD的短期變化與長期蒸發的影響。Luo等(2016)[35]利用222Rn估算了巴丹吉林沙漠中一個淡水湖泊和鹽湖湖泊的地下水排泄量，從而推算出整個巴丹吉林沙漠湖群幾百個湖泊的地下水排泄量。可見，大多數利用222Rn示蹤湖泊潛流帶水交換研究以LGD為主，就地區分布而言，主要集中北美洲和歐洲地區，在亞洲和大洋洲也有相關研究。國內研究則零星分布在內蒙古、青海和江西等地的湖泊。

目前，盡管222Rn在湖泊中的使用頻率仍較低，但它能驗證其他方法、提高結果可靠性。最近幾年，我國開展利用222Rn示蹤地下水排泄的研究有了較大的發展和突破。但與國外同領域的科研工作相比，仍存在一定的差距，尤其是在湖泊潛流帶水交換研究上，運用222Rn作為地球化學示蹤劑還不是非常普遍。

2.6 耦合數值模型

早在五十年前，Freeze和Harlan(1969)[36]建設性地提出了基于地表水-地下水水文循環物理過程偏微分方程的全分布式數值模型，然而，完全集成化的三維水文模型僅僅是近二十年來才建立完善的。數值模型法可定量計算地表水與地下水間的交換量，精細刻畫兩者的相互作用過程及動態變化，可對其他方法結果進一步驗證和預測，但目前的模型建立和校正多基于水力學參數。地表水-地下水流動耦合數值模型研究較多，應用較成熟的程序軟件主要有：美國地質調查局(USGS)建立的三維有限差分地下水流模型MODFLOW[37]及其地表水模塊(如LAKE)，丹麥水利研究所(DHI)的地下水、地表水、蒸發為主的全水文過程綜合模型MIKE-SHE[38]，加拿大滑鐵盧大學建立的地表、地下水物理過程全耦合三維有限差分或控制體積有限元模型HydroGeoSphere(HGS)[39]，地下水-地表水耦合流動數值模型GSFLOW[40]，中科院南京地理與湖泊研究所的WATLAC[41]等。

地表水與地下水的相互作用過程也會對溫度隨時間及深度的變化產生顯著影響，并且溫度的連續監測成本低、靈敏度高、數據獲取直接、質量穩定，因此，溫度成為了指示地表水與地下水相互作用很好的天然示蹤劑。20世紀60年代以來，有關地表水-地下水交換的熱示蹤法的研究在國外應用發展十分活躍，主要包括熱對流-彌散方程的解析解與熱運移數值模擬[42]；但該方面在國內則處于起步加速階段，近十幾年來的相關研究僅十數篇，且主要關注河床潛流帶、堤壩渠道滲漏等的應用性研究[43]。基于數量有限的溫度剖面觀測點，很難準確刻畫地表水與地下水相互作用的空間變化，而數值模型則可將在空間上呈點狀分布的溫度數據耦合到區域尺度上，從而得到較大范圍內地表水與地下水相互作用的空間分布特征。

溫度數據除可對地表水與地下水相互作用過程進行直接示蹤外，還有助于進一步約束和校正水流和熱運移耦合模型，降低模型的不確定性，從而更好地利用反演模型刻畫含水層的水力學性質，提高地表水與地下水交換量的模型計算精度。隨著地表水-地下水交互研究的深入和耦合模型仿真能力的提高，溫度信息將成為地表水-地下水交互研究中的重要數據來源之一。總體看來，國內地表水-地下水聯合監測與模擬還處于發展階段，但其應用和研究前景極為廣闊。

3 研究展望

湖泊濕地區域地表水和地下水之間交換頻繁，水量水質交互作用強烈，二者有機統一、不可分割。雖然它們在水動力學、熱力學、水化學等方面的機制不同，但將其視為整體開展耦合研究已成為水文地質與水資源研究的共識。作為地表水和地下水動態交互過程中的關鍵樞紐，湖泊潛流帶中發生的水流交換和污染物遷移轉化一直是濕地水環境研究的熱點問題。

隨著生態文明建設的持續推進，政府部門、學科領域和社會公眾對濕地地表水-地下水交互作用，特別是流動性相對較弱的湖泊潛流帶水交換的重視程度在不斷提高，認識也不斷深入。湖泊潛流帶水交換定量研究的技術方法持續豐富完善，基于不斷涌現的高精尖探測設備、高新技術方法、高性能超級計算技術、云端大數據平臺，未來也必將產生更多種類、更加準確的湖泊潛流帶水交換定量研究技術方法。