半干旱草原內(nèi)陸河潛流交換研究
——以內(nèi)蒙古錫林河為例

任嘉偉，胡海珠，田炳燚，于瑞宏，任 蓉

（1.內(nèi)蒙古大學生態(tài)與環(huán)境學院內(nèi)蒙古河流與湖泊生態(tài)重點實驗室，呼和浩特 010021；2.呼和浩特職業(yè)學院，呼和浩特 010051）

1 研究背景

在地表水資源相對貧乏的干旱和半干旱地區(qū)，淺層地下水是生產(chǎn)生活的基礎(chǔ)保障，而地表水-地下水相互作用是水文循環(huán)的重要過程［1］。地表水與地下水相互遷移混合的區(qū)域稱為潛流帶，其中發(fā)生的水、溶質(zhì)、膠體與顆粒間的雙向遷移轉(zhuǎn)化即為潛流交換作用［2］。潛流交換作用將河水與地下水相連通，不僅影響著兩種水體的水量交換，還通過生物地球化學過程影響水質(zhì)和潛流帶生態(tài)系統(tǒng)［3-5］。定量研究半干旱區(qū)內(nèi)陸河的地表水-地下水相互作用，對實現(xiàn)地表水和地下水的科學管理和流域生態(tài)系統(tǒng)的可持續(xù)發(fā)展至關(guān)重要［6］。

潛流交換作用的定量化研究方法眾多。基于達西定律的水動力學法被廣泛用于計算地表水和地下水之間的潛流交換速率［7］，但有研究尺度小，對交換過程的刻畫不夠精細的局限性［8］。熱作為示蹤劑［9］具有清潔、對水流變化反應靈敏、溫度信號易監(jiān)測，且監(jiān)測成本低廉的特點，因此可以實現(xiàn)大范圍、高密度連續(xù)監(jiān)測。近年來，溫度示蹤法在河流［10］、水庫［11］的潛流交換研究中廣泛應用。選取合適的研究方法是理解潛流交換過程的重要基礎(chǔ)，對于潛流交換頻繁的干旱半干旱草原河流，需要進一步探究各種方法的適用性。

本研究選取典型半干旱草原內(nèi)陸河——內(nèi)蒙古錫林河的上游河段為研究區(qū)域，通過定點監(jiān)測河道不同位置的沉積物、地表水和地下水的水位和溫度，運用水動力學方法和溫度示蹤法，定量研究錫林河垂向潛流交換作用的變化規(guī)律和影響因素，并選取適用于半干旱草原河流潛流交換的研究方法，為明晰草原河流的水文生態(tài)功能提供科學依據(jù)。

2 材料與方法

2.1 研究區(qū)概況

錫林河是一條繞錫林浩特市而過的內(nèi)陸河，發(fā)源于赤峰市克什克騰旗。該河干流全長198 km，流域面積6 263 km2［12］。錫林河流域位于典型的半干旱地區(qū)，屬溫帶大陸性氣候，夏季炎熱濕潤，氣溫最高可達39.2 ℃；冬季寒冷干燥氣溫最低可達-33.1 ℃，年平均氣溫為2.59 ℃左右［13］。年平均降水量約為280 mm，降水時空分布不均，7- 9月的平均降水量為172 mm，占全年的60%左右。與絕大多數(shù)的內(nèi)陸河流相同，錫林河徑流主要依靠降水及冰雪消融補給，河道下游斷流現(xiàn)象頻發(fā)，多年平均徑流量為0.53 m3/s［13］。錫林河流域水資源總量呈下降趨勢，面臨缺水風險。研究區(qū)選擇錫林河上游干流河段，距離中科院草原研究定位站5 km（圖1）。該試驗河段平均寬度平均為3 m左右，左岸地勢高，右岸地勢低。

2.2 試驗布置及監(jiān)測方案

沿河流流向，在河道中線布置3 個監(jiān)測井RC1、RC2 和RC3（圖1），每個監(jiān)測井之間的距離為5 m，監(jiān)測井選用管長2 m、管徑為50 mm 的PVC 管，管底端密封，河床以下長度為1.3 m，在距離井管底端10～15 cm 的位置均勻鉆孔，并且包裹尼龍網(wǎng)以防泥沙進入。監(jiān)測時段為2019年7月10日至8月13日，通過水尺逐日監(jiān)測3 個監(jiān)測井處的河水、河道地下水水位變化，并在RC1 的底部放置自計水位計（HOBO U20-001-01），通過注水實驗［1］測得沉積物滲透系數(shù)K為10.8 m/d。

使用自制沉積物溫度采集桿采集沉積物溫度。采樣桿長1.8 m，桿由管壁上打孔的金屬管與底部尖端組成，溫度傳感器固定在管內(nèi)。將溫度傳感器（HOBO MX2201）分別安裝在河床表面以下5、20、35、50、80 和110 cm 處。傳感器的測量范圍為-20～50 ℃，測量精度±0.5°C，分辨率0.04°C。監(jiān)測時間為2019年7月12-25日，計數(shù)頻率為2 次/h。RC3點溫度采集桿因損壞未能連續(xù)監(jiān)測沉積物溫度，僅有7月12-14日數(shù)據(jù)。相關(guān)參數(shù)依據(jù)野外實際沉積物特征及相關(guān)參考文獻［14］獲得（表1）。氣溫數(shù)據(jù)來源于中國氣象網(wǎng)，地表水溫度由便攜式水質(zhì)分析儀（WTW Multi 3630 IDS）測得，地下水溫度由水位檢測管管底水位計獲得。

表1 溫度示蹤法相關(guān)參數(shù)Tab.1 Parameters of the temperature tracer method

2.3 潛流交換速率計算

2.3.1 水動力學法

本研究根據(jù)達西定律計算河流潛流帶的垂向潛流交換速率。

式中：q為垂向潛流交換速率，m/s；hsw為地表水高程，m；hgw為地下水高程，m；L為滲流路徑長度，m；K為沉積物滲透系數(shù)，m/s；I為水力梯度。

2.3.2 溫度示蹤法

在飽和沉積物中的一維垂向熱運移對流彌散過程可用方程2表示［15］

式中：T為溫度，℃；t為時間，s；ke為飽和介質(zhì)有效熱擴散系數(shù)，m2/s；z為深度，m；Cw為水的體積熱容，J/（m3·℃）；C為飽和沉積物體積熱容，J/（m3·℃）。

Hatch［16］等人提出了方程（2）的解析解，研究表明由于Hatch 解考慮了熱彌散效應所產(chǎn)生的影響所以結(jié)果更為準確［17，18］。Hatch 振幅法（3）與Hatch 相位法（4）計算的交換速率解析解分別為：

式中：Ar為下側(cè)傳感器數(shù)據(jù)振幅與上側(cè)之比；△z為傳感器間距離，m；v為熱鋒移動速度，m/s；α定義為；P為溫度波動周期，s；ke定義為λ0為水流的熱傳導系數(shù)，W/（m·℃）；β為熱彌散度，m；Vf為垂直流速，m/s。通過振幅計算的解析解包含交換速度的大小和方向，正值表示該點地表水補給地下水；負值表示地下水補給地表水。

3 結(jié) 果

3.1 水位和水動力學交換速率

監(jiān)測期間，河道中RC1、RC2、RC3 的河水和地下水的水位差在-0.001～0.03 m 之間波動，7月16日-8月1日的河水位均高于地下水位（圖2）。由圖2可知，監(jiān)測期降雨頻發(fā)，8月5日和8月7日兩次強度較大的降水導致3 個監(jiān)測管的地表水和地下水位均出現(xiàn)0.2 m左右的升高。

水動力學法計算的潛流交換速率見圖3（a），正值表示地表水補給地下水，負值表示地下水補給地表水。在監(jiān)測期內(nèi)主要為地表水補給地下水，RC1、RC2和RC3的交換速率變化范圍分別為-0.09～0.4，-0.19～0.24 和-0.1～0.16 m/d。7月10-31日，交換速率較大，波動明顯，各監(jiān)測管的最大交換速率均出現(xiàn)這個時期；8月1日后各監(jiān)測管交換速率明顯減小，RC1、RC3 以地下水補給地表水為主，RC2則主要為地表水補給地下水。

3.2 溫度時序變化和剖面分布

試驗期間氣溫、地表水溫度和地下水溫度存在顯著差異。草原地區(qū)晝夜溫差大，地表水溫度受氣溫影響明顯，變化趨勢和數(shù)值都接近日平均氣溫，在夏季這種對應關(guān)系尤為明顯。監(jiān)測期間平均氣溫24.5 ℃，氣溫最高35.4 ℃、最低13.3 ℃；地表水平均溫度為20.4 ℃、最高溫度為22.4 ℃、最低溫度為16.8 ℃；地下水平均溫度為16.1 ℃，溫度波動較為平緩，呈緩慢上升趨勢。地下水溫度在河床以下130 cm 測得，該深度的地表水與地下水相互作用較弱，且基本不受日溫度變化的影響范圍［4］。圖4（a）、（b）為RC1 和RC2 點不同深度的沉積物溫度分布。河床表面以下5、20 和35 cm 處的沉積物溫度均隨氣溫晝夜變化呈正弦周期性波動，其中，5 cm 處的溫度變化幅度最大，35 cm 處的最小，且35 cm 處的溫度峰值略滯后于20 cm 處和5 cm 處。河床以下5 cm 處的沉積物溫度變化范圍為13～26.8 ℃，與地表水溫度變化范圍相近；50、80、110 cm 處的沉積物溫度無明顯波動，110 cm處溫度與地下水溫度相近。地下水溫度相對穩(wěn)定，地下水向河流的補給量越大，潛流帶內(nèi)溫度的波動越小，相反的，河流向地下水補給量越大，潛流帶內(nèi)溫度波動越大。由此可以判斷研究河段為地表水補給地下水［19］。

垂向潛流交換模式可以用沉積物溫度變化曲線的概念圖解釋［20］，如圖5（c）。一個完整時間周期的最高和最低溫度形成了一個特定溫度曲線范圍。當?shù)叵滤a給地表水時，由于地下水溫度較恒定，向上流動的地下水緩沖了溫度波動，使得地表水與地下水相互作用帶中的變溫層深度減小，溫度變化幅度較小，溫度曲線向河床表面突出；當?shù)乇硭a給地下水時，由于河水溫度變化較大，河水向下的熱運移過程缺乏地下水的溫度緩沖效應，因此地表水與地下水相互作用帶中的變溫層深度增大，溫度曲線向下膨脹。根據(jù)圖5（a）、（b）可知，RC1 和RC2 的沉積物溫度變化主要集中20～100 cm 的深度，說明潛流交換過程主要發(fā)生在此范圍，且沉積物溫度分布曲線與圖5（c）中曲線Ⅲ相似，由此判斷RC1和RC2主要為地表水補給地下水。

3.3 基于溫度示蹤法的潛流交換速率

基于溫度時間序列數(shù)據(jù)，利用VFLUX 計算程序［21］，分別用Hatch 振幅法與Hatch 相位法計算RC1 與RC2 的交換速率隨時間的變化（圖6）。振幅法計算結(jié)果多為正值，表明監(jiān)測點的補給方向為地表水補給地下水，與水動力學和上述概念圖解法判斷（圖5）的交換方向相一致。但是相位法計算出兩監(jiān)測管的潛流交換速率（0～25 m/d）明顯大于振幅法計算結(jié)果（-0.1～0.4 m/d），兩者的變化趨勢在7月20-22日相近，其余時段差別較大。研究表明在交換速率不穩(wěn)定的情況下，振幅法得到的結(jié)果更為準確［18］，所以本研究主要考慮振幅法計算出的結(jié)果。

振幅法計算結(jié)果顯示，在整個溫度示蹤監(jiān)測期內(nèi)，RC1（-0.047～0.37 m/d）的交換速率明顯大于RC2（-0.063～0.14 m/d）。RC1 交換速率波動較劇烈，在7月20-23日有明顯升高，而RC2的交換速率一直保持在較為平穩(wěn)的狀態(tài)。

4 討 論

4.1 草原河流潛流交換的影響因素

研究表明汛期降水引起的洪水過程會導致潛流交換的大小和方向發(fā)生明顯變化［7］。在7月10-30日頻繁但是雨量不大的降雨后，錫林河水位和地下水位波動明顯，3個監(jiān)測管均出現(xiàn)潛流交換速率增大、交換方向頻繁發(fā)生轉(zhuǎn)變（圖2、3）；而在7月31日兩次較大降雨過程后，地表水和地下水位明顯抬升，但潛流交換速率和方向沒有明顯變化，可見連續(xù)頻繁的降雨對潛流交換的影響大于單次強降雨的影響。

已有研究表明即使在很小尺度的空間上，潛流交換的速率和方向都會變化［23］。潛流交換對于河床微地形［24］變化的響應十分敏感。沙波形態(tài)變化［25］以及淺灘深潭地形［26］都會對潛流交換的強度和方向產(chǎn)生影響。從水動力學法的計算結(jié)果來看，雖然3 個監(jiān)測管的水位變化呈現(xiàn)相同的趨勢，但在交換速率與交換方向上有所不同；由圖3（a）可知在經(jīng)歷強降雨過程后，僅RC2表現(xiàn)為地表水補給地下水，而RC1、RC3則表現(xiàn)為地下水補給地表水，這可能與錫林河流動性砂質(zhì)河床的形態(tài)多變和滲透性的空間變異性有關(guān)。

4.2 國內(nèi)外河流潛流交換對比

通過對比國內(nèi)外不同類型河流的潛流交換方向，發(fā)現(xiàn)與錫林河類似，塔塔凌河［6］與Elkhorn River［23］同樣存在河床不同位置潛流交換方向不同的現(xiàn)象，主要因為河床微地形導致河床內(nèi)部壓力分布變化以及沉積物滲透性的空間異質(zhì)性。在交換量級上，不同河流的潛流交換速率與所在研究區(qū)的年降水量呈現(xiàn)顯著正相關(guān)關(guān)系（圖7）。涇河［35］（0.016～0.1 m/d）、鞏乃斯河［37］（0.01～0.08 m/d）與錫林河同為半干旱地區(qū)內(nèi)陸河流，雖然流域年降水量與徑流量相似，但錫林河潛流交換量的量級和變化范圍更大，在數(shù)值上與流域年降水量和徑流量更大的East River［31］（0.084～0.356 m/d）、第二松花江［32］（-0.09～0.31 m/d）以及Colorado River［30］（-0.5～0.5 m/d）處在同一水平（圖8、表2），說明半干旱草原河流的潛流交換活躍。已有研究表明地表水和地下水交換是半干旱流域水文過程的重要環(huán)節(jié)，二者的交換量可占到河流補給量或排泄量的一半以上［6］，因此草原河流的潛流交換對于整個流域的生態(tài)水文意義有待于進一步研究。

表2 國內(nèi)外河流的潛流交換速率對比Tab.2 Comparison of hyporheic exchange rates in domestic and international rivers

4.3 方法的適用性分析

在整個監(jiān)測期間，錫林河的潛流交換方向為地表水補給地下水，水動力學法和溫度示蹤振幅法計算出的交換量級相似，且均為RC1 的交換速率大于RC2，說明結(jié)果可靠。由于原理不同，這兩種方法的計算結(jié)果受到不同因素的影響，所以每種方法可能有不同的適用情景。影響水動力學法的主要因素為沉積物滲透系數(shù)，滲透系數(shù)除了受沉積物顆粒的形狀、大小、組成影響外，也受由溫度變化引起的水體密度和黏度變化的影響［39］；而影響溫度示蹤法的主要影響因素為沉積物熱力學參數(shù)，相比于滲透系數(shù)，熱力學參數(shù)的變化較?。?］，且河床沉積物溫度對于潛流交換的變化反應強烈［10］。錫林河砂質(zhì)河床的流動性大，滲透系數(shù)存在較大的空間變異性，而沉積物熱力學參數(shù)是相對穩(wěn)定的參數(shù)，這是導致兩種方法交換速率差別的主要原因［7］。

此外，河床沉積物的滲透性能受溫度變化和地表水與地下水的水位差影響。對于四季和晝夜溫差較大的草原地區(qū)，可能需要考慮不同溫度下的滲透系數(shù)，才能保證準確性［1］。當水位差較大時，比如在降雨集中的7月，沉積物滲透能力可能降低，導致實際的潛流交換速率小于水動力學法計算出的結(jié)果［40］。另外，因為監(jiān)測河段的砂質(zhì)河床流動性較強，特別是在強降雨過程中，沖淤作用也會導致潛流交換，而水動力學法僅考慮了由于靜水壓力導致的泵吸交換作用，可能存在誤差［2］。

溫度示蹤法是利用布設(shè)在沉積物不同深度的溫度傳感器所測得的溫度信號的振幅比與相位差計算潛流交換量，可以獲得連續(xù)高分辨率結(jié)果，精細刻畫潛流交換過程。在計算中傳感器的布設(shè)位置直接影響計算結(jié)果，如果傳感器布置過深，溫度信號沒有明顯相位差和振幅比，將會導致無法計算出結(jié)果。溫度示蹤方法依賴于地表水與地下水之間的溫度差異。目前，不同的溫度測量方式和測量儀器對潛流交換計算結(jié)果產(chǎn)生的影響無法進行客觀量化評估。此外，一維垂向熱運移方程的解析方法是基于若干個基本假設(shè)得到的，而野外試驗過程中往往無法滿足所有的假設(shè)條件，使得解析方法在多維流場和非理想條件下的適用性受到限制［18］。

5 結(jié) 論

本文利用水動力學法和溫度示蹤法定量研究了典型草原內(nèi)陸河——錫林河上游河段的垂向潛流交換特征和影響因素，對比分析了兩種方法的異同與適用性。研究表明：

（1）錫林河作為典型草原河流，相比于降雨量和徑流量與之相當?shù)钠渌恿?，其潛流交換量級更大，甚至與有些水量更豐沛的半干旱區(qū)河流的潛流交換量處在同一量級，可見草原河流的潛流交換活躍。

（2）錫林河上游潛流帶中的上升流和下降流交替發(fā)生，并且以下降流為主，垂向潛流帶位于河床表面以下20～100 cm 的位置。降雨頻次、強度和草原河流微地形是影響潛流交換的重要因素。

（3）水動力學法和溫度示蹤振幅法的結(jié)果一致性較好?？紤]到前者計算結(jié)果易受河床滲透性的影響，而沉積物的熱力學參數(shù)變化較小，且草原地區(qū)溫度變化顯著，因此溫度示蹤法是研究草原河流潛流交換較為準確、便捷的方法。□