旱区河床水文沉积特征在地下水—河流一体化管理建模中的应用

时间：2024-10-12 百科知识版权反馈

【摘要】：本文首先介绍了北美地区最大含水层—高平原含水层的基本特点，地下水—河流一体化管理的历史，分析了河流—地下水系统在地下水灌区发生的水动力转换的特定规律。当地下水位高于河床水位的时候，地下水以基流的形式补充河流。在干旱—半干旱地区，河流—地下水一体化管理，是保持农业经济可持续发展的重要措施。该地区属于半干旱气候，农业生产常需地下水灌溉。在高平原含水层中，已建成无数机井以提供农业、工业和生活用水。

陈洵洪1，2，高敏1^[1]

作者简介:陈洵洪，美国内布拉斯加大学林肯分校自然资源学院教授，长江学者。

（¹长安大学环境科学与工程学院，西安市雁塔路126号，邮编710054

2内布拉斯加－林肯大学自然资源学院NE68583，美国电子邮件:xchen2@unl.edu）

【摘　要】本文首先介绍了北美地区最大含水层—高平原含水层的基本特点，地下水—河流一体化管理的历史，分析了河流—地下水系统在地下水灌区发生的水动力转换的特定规律。详细介绍了直压式钻机技术在探测河流—含水层水力联系中的方法及其结果在地下水—河流建模中的重要作用。

【关键词】河流—地下水一体化管理，数值建模，直压式钻机，高平原含水层

Application of Hydrology Sedimentary Characteristics

of Riverbed in Arid Regions in the Modeling of

Groundwater—River Integrated Management

CHEN Xunhong^1，2 GAO Min¹

（¹ School of Environmental Science and Engineering，Chang’an University，Yanta Road No.126，Xi’an，710054 2 School of Natural Resources，University of Nebraska－Lincoln，Lincoln，NE 68583，USA Email:xchen2@unl.edu）

【Abstract】The basic characteristics of high plains aquifer—the biggest aquifer in North America and the history of groundwater—river integrated management were introduced in this paper.Then we analyzed the specific laws of hydrodynamic conversion of river—grand water system in groundwater irrigation districts.The method of direct pressure drilling technology for probing the hydraulic connection of river and aquifer and the important function of the result in the modeling of groundwater and river were introduced detailedly as well.

【Key words】River—groundwater integrated management，Numerical modeling，Direct Geoprobe direct－push technigues，High plains aquifer

1.前言

在干旱—半干旱地区，开采地下水进行灌溉是保持农业生产的重要措施。随着全球人口持续增长，人类对粮食的需求也将不断地增加。尽管地球上的大部分淡水以地下水的方式储存在含水层当中，由于近50年人类对地下水的过度开采（大部分的地下水开采是为了农业灌溉），已经引起含水层局部乃至大面积的疏干。例如我国的华北平原对地下水的开采，造成了大面积的地下水漏斗。地下水水位的持续下降，不仅造成地下水开采成本的上升，更为严重的是影响地表水系统的生态环境，包括河流流量的衰竭甚至河流干枯，湿地和湖泊面积的减少，海水入侵等一系列水生态和环境问题。

河流—地下水作为一个水力联系的整体。在两者水力联系紧密的时候，双方为相互依存、相互补充的水体。当地下水位高于河床水位的时候，地下水以基流的形式补充河流。当河水位高于周边含水层的水位时，河流补给地下水系统。人类对水资源的利用，将会引起两者之间水力关系的改变。当地下水被开采时，河流所得到的基流会减少，从而影响河流的水生态；当河水被汲取后，有可能影响到河流补给地下水的能力。近几十年来，有关学者和管理决策人士对河流—地下水一体化综合管理做了大量的研究和政策制定工作。在干旱—半干旱地区，河流—地下水一体化管理，是保持农业经济可持续发展的重要措施。区域河流—地下水数值建模是用来研究和管理河流—地下水水资源的一种有力工具。在进行河流—地下水区域数值建模时，需要大量的水文地质数据。在计算河流—地下水水量交换时，还需要河床沉积物的结构和渗透性数据。

本文将以美国高平原含水层为例，分别介绍高平原含水层的地下水使用情况、河流—地下水数值建模过程和分析因地下水开采导致河流流量降低的基本原理。本文还将重点介绍获取河床沉积物结构和水文地质参数的野外调查方法。

2.高平原含水层

高平原含水层也叫奥加拉拉含水层（the Ogallala Aquifer），是美国最大的含水层，分布在美国大平原地区的8个州境内。该8个州名分别为:内布拉斯加州（Nebraska），南达科达州（South Dakota），怀俄明州（Wyoming），科罗拉多州（Colorado），堪萨斯州（Kansas），奥克拉俄玛州（Oklahoma），新墨西哥州（New Mexico）和得克萨斯州（Texas）。含水层分布面积达45万km²，其中约1/3的面积分布在内布拉斯加州境内。高平原含水层属于第三系和第四系的山前河流沉积物，大部分的沉积物来自落基山脉。沉积物为半固结到松散状，含水层埋深一般较浅，渗透性好，渗透系数在5m/d至100m/d，含水层厚度一般为十几米到几十米，部分地区的含水层厚度可达300m。图1为高平原含水层的分布面积。

该地区属于半干旱气候，农业生产常需地下水灌溉。在高平原含水层中，已建成无数机井以提供农业、工业和生活用水。在内布拉斯加州境内，就有近10万口机井。多数井每分钟出水量可达2～5t。本地区的灌溉面积约占全美总灌溉面积的1/4，农场以种植玉米、麦子、大豆、高粱、牧草等为主，是美国的重要粮食种植基地，被称作“面包篮子”。在湿润年间，本地区基本可认为是水草丰美的生态条件。在干旱年间，对地下水开采强度加大，以满足农业灌溉的要求，会出现部分河流断流，地下水位持续下降的情况。在20世纪30年代，本地区遭受连续多年的沙尘暴肆虐，大量的农地、牧场、房屋和道路被毁，使得许多农场家庭破产。本次自然灾害主要是由于过度开垦后，加之干旱、大风气候造成的。人们对本次灾害造成的惨重损失至今记忆深刻，因次对水土保护不敢掉以轻心。在本地区河流—地下水的综合管理是水土保护的一项重要措施。

图1　高平原含水层分布图（美国地质调查局http://ne.water.usgs.gov/ogw/hpwlms/）Fig.1　Distribution of the high plains aquifer（American Geological Survey we bsite http://ne.water.usgs.gov/ogw/hpwlms/）

3.河流—地下水转换机理及数值建模的历史

在河流—地下水综合管理过程中，分析河流因地下水灌溉造成的流量衰减，是一个必须研究的环节。早在上世纪50年代，水资源的研究和管理人员借助于The is（1941）［也叫Jenkins（1968）方法］的解析解来计算地下水抽取后的河流的流量衰减。科罗拉多州、堪萨斯州、内布拉斯加州等州都利用过此解析解。本解的优点在于其简单易用，缺点是其假设的水文地质条件与实际情况相差较远。

20世纪60年代曾利用电阻网原理进行地下水建模，借以分析河流—地下水水动力交换。实例包括美国地质调查局开发的内布拉斯加蓝河盆地（the Blue River Basin）电阻网模型（Emery 1966）。在20世纪70年代和80年代初期，因电子计算机的普遍使用以及有限差分和有限元数值方法在地下水领域的推广使用，地下水—河流系统的数值建模工作广泛展开（Huntoon 1974；Luckey et al.1986）。在70和80年代，研究人员大多自主开发模拟程序，少有统一的软件。自1988年MODFLOW（McDonald and Harbaugh 1988）问世以后，河流—地下水区域建模多采用MODFLOW为模拟工具。Sophocleous et al.（1995）分析了MODFLOW较之于Theis（1941）解析解，具有在计算河流流量衰减时的优点。MODFLOW已被高平原含水层地区的数个州用来数值建模，模拟河流—地下水的水量交换。例如Sophocleous and Perkins（2000）对堪萨斯州的河流—地下水管理进行数值建模；Chen and Shu（2006）模拟内布拉斯加州Platte河的河水—地下水交换；Zume and Tarhule（2008）模拟奥克拉俄玛州的河流—地下水交换。

因地下水开采造成河流—地下水水动力交换的机理包括以下几个要素（见图2）。

图2　河流—地下水水动力转换示意图

Fig.2　The schematic diagram of River—groundwater Power Conversion

在机井开始取水时，首先是含水层附近的多孔介质通过重力给水或弹性释水，对水井提供水源，在机井周围形成漏斗。当取水继续时，部分基流将被机井俘获，导致河流流量中部分基流的损失。当降水漏斗切割到河边时，将引起河水对含水层的入渗补给。基流俘获与河水入渗导致河流流量衰减。由于地下水位的下降，河畔植被根系消耗地下水的能力减弱，这一过程保护了部分地下水资源，但会造成河畔植被退化枯萎。图2所示的河流—地下水系统是高平原地区河谷地带常见的水文系统模式。上层的第四系河流沉积物与下层的奥加拉拉含水层被一个弱透水层（Aquitard）相隔。河流分布于第四系河流沉积物层之上，该层为潜水含水层。利用MODFLOW的相关模块，可以计算出上述因地下水开采造成的有关水文分量的变化量。读者可参考Chen and Shu（2006）对计算步骤的详细说明。

4.河床沉积物结构和渗透性

对河流—含水层系统进行数值建模时，需要大量的水文地质数据，其中一个重要的参数就是河床沉积物的渗透性（K_v）。但本参数往往不被重视，资料甚为稀缺。影响河流—地下水交换的水文地质参数还有河流的宽度（W），河床沉积物的厚度（M）。河床宽度容易测得。其余两个参数需要利用专门的方法获取。下面介绍一种调查河床沉积物厚度和渗透系数的方法。

4.1　直压式钻机的应用

直压式钻机是一种小型轻便的钻机，其最大的优点在于容易驶入漫滩或浅水河床，对其进行勘测。直压式钻机由美国Geoprobe Systems公司生产制造。本钻机有两个主要的功能:第一是测定沉积物的电导率纵深曲线，深度可达30 m；第二是对沉积物进行连续取样。由其测得的河床表面到深处的电导率纵深曲线，可以提供弱透水性的黏土和粉砂质土的层位分布。沉积物的岩芯可以用来测定河床渗透性。当河床沉积物含有黏土或粉砂质土层时，河水与地下水交换的能力将大为降低，影响水量交换的计算结果。以下将分别介绍利用直压式钻机测定河床的电导率和获取沉积物岩芯的步骤。

4.2　电导率测量

在河床的饱水带中，多孔流体介质和沉积物的岩性是影响电导率的重要因素。在多孔介质的固定位置，地下水化学性质的变化很小，沉积物颗粒的大小和类型差异是影响电导率的主要因素（Keys 1990）。以砂砾为主的沉积物如石英和长石一般不导电。黏土矿物如硅酸盐，腐植质，铁和锰的氧化物和氢氧化合物往往是高导电性（Schulmeister et al.2003），因此，砂石层通常具有较低的电导率；相反，淤泥和黏土层具有较大的电导率。在内布拉斯加州，有些河流河床的砂砾石沉积物的电导率通常小于30 ms/m，而淤泥和黏土沉积物的电导率往往大于50 ms/m。因此，根据电导率的大小，可以用来区分河床沉积物砂砾层和淤泥黏土层。因为这两组沉积物的渗透系数有4～5个数量级的差别，厚度大于1英尺（30cm）的淤泥黏土层通常会极大降低河流和下覆含水层间的水量交换速率。

直压式钻机的直推法是采用静力和敲打的方法将取样和记录探头打入河床沉积物中。作者采用的是物探系统SC400土壤电导率测量仪，它由内部电极间距2.5 cm的4个温纳电极系组成。沉积物间的视电导率是通过下述方法测定计算的（Schulmeister et al.2003），将探测器与温纳电极系连接，把电流施加到打在河床沉积物表面的供电电极间，利用给定的电流和测得的电压，算出沉积物电导率。根据沉积物类型，测量电极是用来测量半径为5～10cm范围内沉积物的电导率（Beck et al.2000）。探头推进沉积物后，每1.5cm记录一次电导率，由系列电导率的记录，提供了一个详细的沉积物电导率纵深曲线。图3为直压式钻机在内布拉斯加州的Elkhorn河中的探测现场，本河流与高平原含水层有一定的水力联系。图4为河床沉积物电导率纵深曲线。该曲线显示河床由砂砾质沉积物为主，在约2.6m到5.8m深处，含有一层粉砂质土。

图3　直压式钻机可以在河床浅水处操作，技术人员手中的聚碳酸酯管子是沉积物取样管，管子透明

Fig.3　Geoprobe Direct－push Techniques can be operated in shallow riverbed.The polycarbonate tube in the technical staff’s hand is sediment sampling tube，which is transparent

图4　河床沉积物电导率（Electrical conductivity）纵深曲线

（根据本曲线，约5.8m深处河床深度，定为粉砂质层的底部）Fig.4　Depth curve of electrical conductivity of riverbed sediment.According to this curve，riverbed depth（M）can be regarded as the bottom of a silt stratum（about5.8m depth）

4.3　河床沉积物的物探岩芯

物探系统Macro－Core土壤取样器用来提取未受干扰的河床沉积物岩芯。沉积物取样器在一根聚碳酸酯管中取沉积物岩芯，这根管子约1.5m长，内直径4.5cm（也可以采用5cm直径的管子）（见图3操作人员手中的管子）。首先，将Macro－Core土壤取样器打入湿周表面以下1.5m取得第一个沉积物岩芯，然后，取样器缩回到表面，从中取出含有岩芯的聚碳酸酯管。然后再插入一根新的聚碳酸酯管，打入到距表面1.5m以下取得第二个沉积物岩芯。在每个实验地点重复这个过程，一般取得10到12个分别为1.5m的沉积物岩芯，直到探头无法穿透沉积物为止。由此取得一个连续的沉积物岩芯序列。当进入下一个取样段时，Macro－Core土壤取样器配备有止动梢和活塞杆系统，以防止不必要的泥沙进入采样器。在每个取样段开始时，打开止动梢（探头操作员拉回装有打开的止动梢的钻杆），然后用Macro－Core土壤取样器收集未受干扰的沉积物。

从采样器中取出岩芯后，为保留沉积物和防止其脱水，需立即用塑料盖将岩芯两端密封，因此，这些岩芯的空隙结构的变化降到了最低。由于聚碳酸酯管是透明的，可以直接观测沉积物岩芯的纹理、分层及相互校对测量到的附近沉积物的电导率。图5为河床沉积物岩芯。

图5　从内布拉斯加州河床中取得的沉积物岩芯（左侧3个岩芯为黏土质沉积物，右侧4个岩芯为沙砾质沉积物）

Fig.5　Sediment cores collected from the riverbeds in Nebraska.（The left three cores are sediments of clay，The right four cores are sediments of gravel）

4.4　实验室参数测定

河床沉积物岩芯的垂直系数是通过变水头渗透原理测量的。在进行参数测定时，收集沉积物岩芯的聚碳酸酯管被直接用来试验，而不是将沉积物转移到另外容器中。因此，试验期间，沉积物颗粒的纹理、层理和取向都基本保持原状。管子的底端用几层细的塑料网裹住，然后把塑料网层固定在管子的下端，以使水能渗出去但是沉积物颗粒不能漏出。进行参数测定前，每个沉积物岩芯放入水箱重新饱和。实验期间，首先把岩芯管置于装满水的水桶中，用三脚架垂直固定住岩芯管。在上端不断加水，直到在管子的下端放置的水桶溢水，以确保在整个变水头试验中沉积物都完全饱水。实验开始时，管子中的水位开始下降（图6）。

记录一系列的水头值和其所消耗的时间。根据达西定律，用以下公式计算K_v值:

式中:L_v是管子中沉积物的长度，h₁和h₂分别是时间为t₁和t₂的水头值。

一个砂砾沉积物岩芯的渗透试验需时通常不到15分钟。低K值的岩芯渗透试验需花几小时、几天、甚至几周。

图6　河床沉积物岩芯垂向渗透系数测定示意图（下部长方形为水桶示意图）

Fig.6　The schematic diagram for measuring vertical permeability coefficient of riverbed sediment cores（The rectangle below is the diagram of bucket）

4.5　等效渗透系数和河床电导率

在每个研究位置必须确定3个可变参数，即河床的厚度M，河床的垂直渗透系数K_v，湿周的宽度W；河床的厚度可由电导率曲线确定，靠近河床表面的垂直渗透系数可由湿周内的渗透试验测定。

深度大于1.5m的河床沉积物的垂直渗透系数，可以通过物探对取得的沉积物岩芯来测量。湿周的宽度可以通过河两岸拉卷尺测量。如果河床的垂直渗透系数随深度变化，等效K_v值可由以下公式计算（Freeze and Cherry 1979）

K_v＝（d₁＋d₂＋...＋d_n）/（d₁/k_v1＋d₂/k_v2＋...＋d_n/k_vn）

式中:d₁，d₂，…，和d_n是单个沉积物岩芯的厚度，k_v1，k_v2，…，k_vn是这些岩芯的垂直渗透系数。

在分析河流—含水层间相互作用中（例如，在MODFLOW和Hunt，1999），数学术语——河床的水力传导系数，是用来表征水力联系的强度。单位长度的河流断面的河床的水力传导系数C是三个变量的函数:河床的厚度M，河床垂直渗透系数K_v和湿周的宽度W。当这3个变量已知时，河床水力传导系数可由以下公式计算（McDonald and Harbaugh，1988）:

5.结束语

在干旱—半干旱地区，研究河流—含水层之间的水动力转换关系对于建立地表—地下水综合管理的数值模型很有必要。利用直压式钻机的技术，可以测得河床的沉积分层以及获取河床岩芯，再结合变水头渗水实验，得出河床厚度和有效渗透系数。这些水文地质参数，有利于提高河流—地下水数值模型的仿真效果，提高模型的实用性。

（中译英:付恒阳，王金凤检）

参考文献（Reference）

［1］Beck，F.P.Jr，P.J.Clark，and R.W.Puls，2000.Location and characterization of subsurface anomalies using a soil conductivity probe.Ground Water Monitoring＆Remediation 22（2），55 59.

［2］Chen，X.H.，and L.Shu，2006.Groundwater evapotranspiration captured by seasonally pumping wells in river valleys.Journal of Hydrology 318（1－4），334－347，doi:10.1016/j.jhydrol.2005.06.025.

［3］Chen，X.H.，M.Burbach，and C.Cheng，2008.Electrical and hydraulic vertical variability in channel sediments and its effects on stream flow depletion due to groundwater extraction.Journal of Hydrology 352（3－4），250－266，doi:10.1016/j.jhydrol.2008.01.004.

［4］Emery，P.A.，1966.Use of analog model to predict stream flow depletion，Big and Little Blue Basin，Nebraska.Ground Water 4（4），13－20.

［5］Freeze，R.A.，and J.A.Cherry，1979.Groundwater.Prentice－Hall，Inc.604 p.

［6］Hunt，B.，1999.Unsteady stream depletion from ground water pumping.Ground Water 37（1），98 102.

［7］Huntoon，P.W.，1974.Predicted water－level declines for alternative groundwater development in the Upper Big Blue River Basin，Nebraska.Conservation and Survey Division，University of Nebraska，Lincoln，Nebraska，Resources Report No.6，106 p.

［8］Jenkins，C.T.，1968.Techniques for computing rate and volume of stream depletion by the wells.Ground Water 6（2），37－46

［9］Keys，W.S.，1989.Borehole geophysics applied to groundwater investigations.USGS Techniques of Water－Resources Investigations，Book 2，Chapter E2.

［10］Luckey，R.R.，E.D.Gutentag，F.J.Heimes，and J.B.Weeks，1986.Digital simulation of groundwater flow in the High Plains aquifer in parts of Colorado，Kansas，Nebraska，New Mexico，Oklahoma，South Dakota，Texas，and Wyoming.U.S.Geological Survey Professional Paper 1400－D，57 p.

［11］McDonald，M.G.，and A.W.Harbaugh，1988.MODFLOW，A Modular three dimensional finite－difference groundwater flow model:U.S.Geological Survey Techniques of Water－Resources Investigation，Book 6，（Chapter A1），586 pp.

［12］Schul meister，M.K，D.A.Wysocki，G.W.McCall，J.J.Butler Jr.，J.M.Healey，L.Zheng，2003.Direct－push electrical conductivity logging for high－resolution hydrostratigraphic characterization.Ground Water Monitoring and Remediation 23（3），52－62.

［13］Sophocleous，M.，A.Koussis，J.L.Martin，S.P.Perkins，1995.Evaluation of simplified stream aquifer depletion models for water rights administration.Ground Water 33（4），579 588.

［14］Sophocleous，M.，and S.P.Perkins，2000.Methodology and application of combined watershed and ground－water models in Kansas.Journal of Hydrology 236（3－4），185－201.

［15］Theis，C.V.，1941.The effect of a well on the flow of a nearby stream.American Geophysical Union Transactions 22（3），734 738.

［16］Zume，J.，and A.Tarhule，2008.Simulating the impacts ofground water pumping on stream aquifer dynamics in semiarid northwestern Oklahoma，USA.Hydrogeology Journal16（4），797－810.