2018, Vol. 38
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2. 中国科学院水利部水土保持研究所, 黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室, 杨凌 712100;
3. 中国科学院成都山地灾害与环境研究所, 中国科学院山地灾害与地表过程重点实验室, 成都 610041;
4. 中国科学院大学, 北京 100049
2. State Key Laboratory of Soil Erosion and Dryland Farming on the Loess Plateau, Institute of Soil and Water Conservation, Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resources, Yangling 712100;
3. Key Laboratory of Mountain Hazards and Earth Surface Process, Institute of Mountain Hazards and Environment, Chinese Academy of Sciences, Chengdu 610041;
4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
河流与地下水作用发生在河床表面以下或侧向多孔渗透区内, 称之为潜流带(Brunke et al., 1997).在我国, 潜流带也被称为溪流带(袁兴中等, 2003)或交错带(滕彦国等, 2007).作为河水-地下水系统的过渡地带, 潜流带在水文调节、环境缓冲、生态保护等方面具有极其重要的功能(Butturini et al., 2002), 被称作“河流的肝脏”(滕彦国等, 2007).潜流带与河道的饱和地下区域相连, 与河道共有一定的生物、化学、物理特征, 对河流水化学环境起着很重要的作用(金光球等, 2008).该区域内物理、化学过程及生物活动极为活跃, 强烈地影响着河流-沉积物-地下水的水量交换、溶质迁移及污染物储存等重要的生物地球化学过程(Wörman et al., 2002；Datry et al., 2007；Cranswick et al., 2014；Song et al., 2015b).在近20年研究阶段, 其重要性已经得到了广泛的认可(Brunke et al., 1997；Boulton et al., 2010).然而, 我国对潜流交换的很多研究大多是在小尺度上进行, 对于大尺度上的潜流交换研究较少, 这将是未来国内研究潜流交换一个很重要的方向(金光球等, 2008).
如何有效且准确地确定潜流带水交换量与交换方式具有十分重要的意义.在众多研究者的努力下, 现有测试潜流带水交换的方法得到了建立、发展及应用, 主要有：水力梯度法(Chen et al., 2014；Sebok et al., 2015)、水力平衡法(Harvey et al., 2000)、温度梯度法(Kalbus et al., 2006；Anibas et al., 2011；Hyun et al., 2011；Zhou et al., 2013)、同位素示踪法(Cranswick et al., 2014)及遥感技术(Loheide et al., 2006)等.而近些年的研究已经扩展到利用温度测量来代替水头测量(朱静思等, 2013).温度梯度法主要采用不同温度同步测定技术来测量河床特定深度的温度, 进而推求水流运动和热量运移规律的一系列研究方法(Anderson, 2005).Hatch等(2006)认为热在评估潜流带水交换量与交换方式时具有高效、快速、可调整校准及使用时价格廉价、操作简单等良好的特性.因此, 温度梯度法在揭示潜流带水交换量与交换方式的研究中具有很好的应用价值(Kalbus et al., 2006；Boano et al., 2014).Arriaga等(2006)修订了一维热扩散对流方程, 使其可应用于浅层潜流带水交换过程, 这一模型假设经由Anibas等(2009)进行了分析和验证, 可以很好地定量评估潜流带的水交换量和交换方式.
河流水化学是水环境的重要组成部分, 通过对河流水化学的研究可以间接了解化学组分在大陆-河流-海洋系统循环过程的重要信息(Hu et al., 1982; 陈骏等, 2001；李晶莹等, 2002).城市河流水化学特征, 不仅能够反映出该区域的母质及其风化情况, 更能揭示城市河流水环境受人类活动的影响.然而, 目前关于河流水化学的研究更着力于河流上覆水与地下水, 对于潜流带沉积物间隙水的研究较少.而间隙水是潜流带沉积物中的水溶液, 其中也会含有上覆河水和地下水中的各种化学离子.在潜流带水交换作用下, 间隙水通过渗透性河床将各种含量不同的化学离子带入地下水或河水中, 同时, 地下水或河水也可以通过渗透性河床将各种化学离子带入间隙水中, 最终使得河水、间隙水和地下水能够有机地结合起来, 对河流水化学的整体研究具有重要意义.本文基于野外原位沉积物垂向温度试验, 结合主要阴阳离子在沉积物间隙水与地下水中的含量, 开展潜流带水交换对沉积物间隙水中主要阴阳离子含量的影响研究, 对于修复区域生态环境、维持河流生态系统健康和丰富关于潜流带水交换与河流水化学相关关系的研究具有重要意义.
2 材料与方法(Materials and methods) 2.1 研究区概况潏河位于陕西关中中部西安市南侧, 是一条穿越长安区的城中河.河流全长为64.2 km, 流域总面积为587 km2, 年平均径流量约2.1×108 m3, 河道平均比降约6.3‰, 最大洪水流量为504 m3·s-1, 最大流速为2.08 m·s-1 (Song et al., 2017).潏河由东至西高差近54 m, 平均水力坡度约2.83‰(Liu et al., 2017).潏河地处大陆性季风气候区, 年平均气温约13 ℃, 年平均降雨量约660 mm, 降水时空分布不均, 年内变化大, 降水主要集中在每年的洪水季节5—10月, 约占全年降水量的78%(Song et al., 2015a).近些年, 潏河沿岸居民纷纷占据古河道, 或开垦为农田或占河挖沙, 流域内生活垃圾、建筑垃圾比比皆是, 4处污水排放口将大量污水排至潏河中, 导致自然环境遭到破坏(唐胜田等, 2013).由于环境污染, 河流中颤蚓与水丝蚓等底栖生物数量增多, 当生物密度大于一定量值后, 其生物扰动对沉积物渗透性有减弱作用(任朝亮等, 2013).
2.2 采样点布置方式于2016年12月29日, 选取潏河中游一个顺直型河道(34°08′32.00″N, 108°53′21.06″E)作为研究点进行现场试验(图 1a).直河道测试长度约100 m, 河流平均流速约0.215 m·s-1, 平均河宽约11.5 m.在河道垂直于水流方向共测试了7个横断面(R1、R2、R3、R4、R5、R6、R7), 每个横断面共选取3个测试点, 这3个测试点分别位于沿着水流方向的河流左岸、右岸及河道中心, 共计21个测试点位(图 1b).潏河测试河段的水文条件和地貌特征如表 1所示.
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| 图 1 潏河研究河段测试点布设图 Fig. 1 Layout of test points of the Juehe River |
| 表 1 潏河测试河段水文条件和地貌特征 Table 1 The hydrological conditions and geomorphological features of the test site in the Juehe River |
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采用不同深度温度同步测定技术, 对选定点位的潜流带沉积物不同深度上的温度做现场原位测定.测试仪器(图 1c)是一个标有距离刻度的金属管温度棒(称温度探测器), 管内分布着6个不同的深度(d=0、0.10、0.20、0.30、0.45、0.60 m), 分别镶嵌着同一型号的热敏电阻.将温度棒打入沉积层后, 位于不同深度的温度传感器便开始工作, 随后温度传感器测得的电阻值迅速转换成温度信号, 由温度记录仪进行记录(图 1c).为了减少热传导对不同深度温度的影响, 每次测量的时间间隔至少在15 min以上, 直到温度达到稳定状态为止.此外, 为了能够获得准确的温度数值, 温度探测器在野外试验前与试验后都需要进行调整与校准, 误差为±0.05 ℃.
2.4 热图解法热图解法是描绘潜流带沉积物不同深度-温度分布廓线, 并依据温度分布廓线的弯曲程度与方向来确定水交换的剧烈程度与交换方式的一种系统分析方法(Anibas et al., 2009), 是描述垂直矢量方向上水热物质运动的概念模型(Schmidt et al., 2007；Anibas et al., 2011).本研究借助热图解法, 利用沉积物不同深度的温度绘制的深度-温度分布廓线来确认水交换的方式, 并依据深度-温度分布廓线的弯曲程度来判断水交换的剧烈程度(图 2).在冬季, 当有剧烈的潜流带水交换向上流动时, 由地下水主导着潜流的温度, 温度分布轮廓曲线向上凸起明显(图 2中Ⅲ曲线)；当有中等强度的潜流带水交换向上流动时, 由地下水主导着潜流的温度, 曲线向上凸起趋于直线(图 2中Ⅱ曲线)；当有剧烈的潜流带水交换向下流动时, 由河水主导着潜流的温度, 曲线向下凸起明显(图 2中Ⅰ曲线).
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| 图 2 基于温度梯度的潜流带水交换概念模型图 Fig. 2 Schematic of vertical temperature profiles for one-dimensional heat and water transport in a streambed based on the thermal steady-state conditions in winter |
本研究利用热示踪剂, 结合一维热扩散对流模型(Stallman, 1965；Hyun et al., 2011), 通过热传导与对流的传输过程, 来测试与分析河水与地下水相互交换的方向与量值大小.假设在河床中垂向地下水水流稳定, 各向同性饱和多孔介质的一维稳态热扩散对流方程用以下公式表示：
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(1) |
式中, T是在深度为z处的河床沉积物的温度(℃), z为温度探测器在河床沉积物的垂直z深度处(m), kfs为含水沉积物(固-液系统)的导热系数(J·s-1·m-1·K-1), q表示垂直方向上潜流带水交换量大小(m·s-1), cfρf为水的体积比热容(J·m-3·K-1).
在假设边界条件, 即在深度z= 0、Tz= T0和深度z=L、Tz = TL下, 应用边界条件的数学计算公式如下(Arriaga et al., 2006)：
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(2) |
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(3) |
式中, Tz为沉积物中z深度处的温度(℃)；T0为沉积物上界面的温度(℃)；TL为沉积物温度测量最下端的温度(℃), β为佩克莱数；q为垂直方向上潜流带水交换量的矢量值, 与β成正比, 即β为正或为负取决于q的正负(Arriaga et al., 2006).为了能够满足式(1)的热稳态的假设条件, Boyle(1979)开发了一个电脑宏命令设置的规划参数求解(Microsoft Excel Solver), 用于计算公式(2)左右方程相减的平方差的和, 目标函数F(β)如下所示：
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(4) |
借助Microsoft Excel Solver求解器来求解方程(4), 通过求解出β的最优值, 以此来推算出垂直的水交换方式与大小(Arriaga et al., 2006), 其数学计算公式如式(5)所示, 式中所使用物理参数见表 2.
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(5) |
| 表 2 2016年12月潏河测试河段一维热扩散对流模型计算输入的物理参数 Table 2 The input parameters of physical properties used in the one-dimensional heat advection-diffusion equation (equation (5)) of the test site in the Juehe River in December 2016 |
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野外实验中使用一个上下开口薄壁的透明聚碳酸酯竖管(PVC管)采集河床沉积物, 竖管管长1.6 m, 内径5.4 cm, 壁厚3 mm.在接近温度测试点处, 将其直立打入河床沉积物至60 cm左右.向PVC管上端注满河水后盖上橡皮塞, 以防止PVC管内沉积物从底端脱落.PVC管从沉积层中被拔出后, 将管内沉积物装入聚乙烯密封袋内进行编号登记, 并带回实验室.在实验室内, 采用离心法, 使用转速为1400 r·min-1的过滤式离心机提取沉积物中的间隙水, 过滤后将其放入温度为4 ℃的冰箱内存放.此外, 在测试点还收集了地表水和地下水样品.
2.7 沉积物粒径分析在实验室提取间隙水之后, 将沉积物样品经过自然风干, 均匀混合, 重新分类后, 置于8411型电动振筛机上进行筛分.根据筛分出颗粒的大小(Particle Size, 简称PZ), 把沉积物土样分为三大类别：砾石(PZ＞2 mm)、沙(0.075 mm＜PZ＜2 mm)及黏土/粉砂(PZ＜0.075 mm)(Song et al., 2009).计算小于某一粒径孔径大小的累计质量百分数, 以分析沉积物性质.
2.8 间隙水阴阳离子含量测定HCO3-用盐酸滴定法测定, NH4+采用全自动间断化学分析仪(Clever Chem 200, 德国)测定, K+、Na+、Ca2+、Mg2+采用火焰原子吸收分光光度计(SHIMDZU AA6300, 日本)测定, Cl-、SO42-采用离子色谱仪(ICS-1500, 美国)测定.
2.9 实验数据处理应用SPSS 19.0软件进行非参数检验和相关性分析, 其余统计数据主要在Excel 2010软件中完成, 作图主要在Origin 8.5软件中完成.
3 结果与分析(Results and discussion) 3.1 潜流带水交换方式本研究从潏河中游选择了1个具有代表性的直河道作为研究点, 于2016年冬季对其进行野外垂向温度数据测定, 共布设点位21个.对所测得的沉积物温度和深度数据进行整理、计算和分析, 利用沉积物深度-温度廓线图判断并分析潜流带水交换的方式和剧烈程度(图 3).结果表明, 研究河段冬季潜流带沉积物温度范围为3.6~9.4 ℃, 平均温度为5.7 ℃, 研究点位潜流带沉积物在0、0.1、0.2、0.3、0.45、0.6 m处的平均温度分别为3.7、4.8、5.4、5.9、6.6和7.8 ℃, 最上层和最下层温差平均值为4.1 ℃, 曲线向上凸起趋于直线.根据不同深度-温度分布廓线图可以看出, 研究区潜流带水交换方式明显表现为地下水补给河流水, 即为上升流, 且为中等强度的上升流.此种情况可能是由于研究区域地下水水位高于河流水位, 区域性地下水补给河流水而引起, 进而导致上升流占研究区水交换方式的主导地位(Hyun et al., 2011).
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| 图 3 潏河研究河段测试点沉积物深度-温度廓线图 Fig. 3 Temperature profiles measured in streambed sediment of test points of the Juehe River |
同时, 为了进一步确定研究区潜流带水交换的方式, 本研究依据测试河段21个测试点位的不同深度-温度的分析, 结合对一维热扩散对流模型的评估, 测算出潜流带水交换方式(式(5)).其中, 各个测试点位潜流带水交换量值的正负分别反映出水交换两种相反的交换方式, 即下降流与上升流(Arriaga et al., 2006；Hyun et al., 2011).由计算结果可知, 在本研究区域内, 显示出了相同的潜流带水交换方式, 即均为上升流(图 4a), 此结论与上述结果一致.
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| 图 4 潜流带水交换方式示意图(a)和潜流带水交换插值图(b)及柱状图(c) Fig. 4 A map of the pattern of vertical hyporheic water exchange(a), an interpolated contour map(b) and a bar graph(c) of the vertical hyporheic water exchange |
本研究依据测试河段21个测试点位的不同深度-温度的分析, 结合对一维热扩散对流模型的评估, 测算出潜流带水交换的量值大小(式(5)).由计算结果可知, 试验点21个测试点位的潜流带水交换量值变化范围为1.8~31.0 mm·d-1, 其平均交换量为14.8 mm·d-1, 显示出了明显的空间变异性(图 4b、c).此外, 试验点潜流带水交换量通过单个样本的Kolmogorov-Smirnov Test(K-S检验), 在95%置信区间内, 得出渐进显著性的双侧检验p值为0.663, 表明水交换量的样本量服从正态分布.同时, 潜流带水交换量值在河流横断面具有明显的横向空间变化特征.其中, 研究河段左岸水交换量变化范围为11.3~31.0 mm·d-1, 其平均交换量为22.2 mm·d-1；研究河段右岸水交换量变化范围为10.0~24.4 mm·d-1, 其平均交换量为18.2 mm·d-1；研究河段河道中心水交换量变化范围为1.8~6.0 mm·d-1, 其平均交换量为4.1 mm·d-1(图 4b、c).由此可见, 研究河段左右两岸水交换量值均大于河道中心水交换量值, 此结论与Storey等(2003)的研究结果相一致.Gariglio等(2013)在美国Bear Valley Creek流域研究潜流带水交换的过程中也得到了类似的结论.此外, Storey等(2003)和Cardenas等(2006)通过野外试验分析把大于10 mm·d-1的潜流带水交换量值作为较强的水交换量变化, 本研究测试河段左右两岸潜流带水交换量值均大于10 mm·d-1(图 4b、c), 进一步揭示出研究河段左右两岸均显示为较强的向上水交换流.
3.3 潜流带水交换方式和大小的主要影响因素在河流系统中, 影响潜流带水交换方式与量值大小的因素较多.总结来看, 河床地形(Cardenas et al., 2004)和沉积物粒径大小(Min et al., 2013；Datry et al., 2015；Song et al., 2016)的相关参数对潜流带水交换方式与大小的影响较大.本研究于2016年12月(冬季)在研究区试验点, 通过野外试验操作获取实际数据, 结合室内GIS的地统计学工具处理分析获得该区域的河床地形插值图(图 5)(Kennedy et al., 2010；Jiang et al., 2015).从图中可以看出, 研究河段河道中心的水深高于研究河段左右两岸, 与水交换量值呈现出负相关关系.Song等(2016)提出在深槽区, 即深水区, 水压较大, 可能导致地下水补给河流水受到阻碍, 从而使得上升流减小.因此, 研究河段左右两岸水交换量大于河道中心.同时, 通过粒径分析, 计算累计质量百分比.由计算结果可知, 当研究河段左右两岸与河道中心沉积物粒径PZ＞0.075 mm时所占百分比分别为85.62%、77.23%、68.17%.因此, 较之河道中心, 左右两岸附近的砾石和沙含量均高于河道中心.已有研究表明, 沉积物的粒径可作为潜流带水交换量值大小的重要指标, 其中粒度越大, 水交换量值越大(Song et al., 2016), 由此更加说明了左右两岸水交换量大于河道中心.
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| 图 5 河床地形插值图 Fig. 5 An interpolated contour map of the bedforms |
对潏河测试河段21个点位沉积物间隙水、河水和地下水中主要阴阳离子进行测定, 通过计算得出沉积物间隙水、河水和地下水中主要阴阳离子平均含量(表 3).由计算结果可知, 在本研究区域内, 沉积物间隙水中主要阴阳离子含量具有明显的空间变异性(表 3).Bush等(2006)指出, 在上升流中, 沉积物间隙水中主要阴阳离子含量与地下水中主要阴阳离子含量是相近的.在21个测试点中, 通过对Ca2+、Na+、K+、Mg2+、NH4+、HCO3-、Cl-和SO42-在间隙水中含量与其在地下水中含量的非参数检验Kruskal-Wallis Test(K-W检验), 发现两者的检验统计量的渐进显著性分别为p=0.088＞0.05、p=0.149＞0.05、p=0.002＜0.05、p=0.061＞0.05、p=0.000＜0.05、p=0.127＞0.05、p=0.001＜0.05、p=0.057＞0.05.由统计结果可知, Ca2+、Na+、Mg2+、HCO3-和SO42-在沉积物间隙水中的平均含量更接近于其在地下水中的平均含量, 此结论与Bush等(2006)的研究结果相一致.而K+、NH4+和Cl-在沉积物间隙水中的平均含量与其在地下水中的平均含量具有显著差异性, 这可能是由于其受人类活动影响而发生变化.人为活动产物的特征是富含K、Cl、N等(胡春华等, 2011), 在人类活动的影响下, 河水和间隙水中K+、NH4+和Cl-含量增高(孙平安等, 2016).正是由于潏河沿岸居民环境意识淡薄及在城市建设时忽略了对潏河生态的保护, 导致流域内生活垃圾、建筑垃圾比比皆是, 大量生活污水和工业废水排至潏河中(唐胜田等, 2013；倪童等, 2016), 最终导致沉积物间隙水中K+、NH4+和Cl-的含量增高.
| 表 3 潏河测试河段沉积物间隙水、河水和地下水主要阴阳离子含量 Table 3 The major ions concentrations in the pore water, surface water and groundwater of the test site in the Juehe River |
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此外, 沉积物间隙水中主要阴阳离子含量在河流横断面具有明显的横向空间变化特征(图 6).在21个测试点位, 通过对间隙水中Ca2+、Na+、K+、Mg2+、NH4+、HCO3-、Cl-和SO42-在研究河段左右两岸及河道中心的含量的非参数检验Kruskal-Wallis Test(K-W检验), 发现三者的检验统计量的渐进显著性分别为p=0.001＜0.05、p=0.205＞0.05、p=0.233＞0.05、p=0.006＜0.05、p=0.037＜0.05、p=0.881＞0.05、p=0.040＜0.05、p=0.044＜0.05.由统计结果可知, 沉积物间隙水中Ca2+、Mg2+、NH4+、Cl-和SO42-在研究河段左右两岸及河道中心的含量具有显著差异性, 而Na+、K+和HCO3-在研究河段左右两岸及河道中心的含量不存在显著差异性.其中, Ca2+、Mg2+和SO42-在研究河段左岸和右岸的含量均高于其在河道中心的含量(图 6a、d、h), 此结论与潜流带水交换量在研究河段左岸、右岸和河道中心的趋势相近(图 4b、c)；NH4+和Cl-在研究河段左岸和右岸的含量均低于其在河道中心的含量(图 6e、g), 此结论与潜流带水交换量在研究河段左岸、右岸和河道中心的趋势相反(图 4b、c)；而Na+、K+和HCO3-在研究河段左岸和右岸的含量与其在河道中心的含量不存在显著差异性(图 6b、c、f), 此结论与潜流带水交换量在研究河段左岸、右岸和河道中心的趋势并无明显关联.
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| 图 6 沉积物间隙水主要阴阳离子含量横向空间变化 Fig. 6 Box plots of lateral variability of major ions concentrations in the sediment pore water across the channel |
为探究潏河潜流带水交换量与沉积物间隙水中Ca2+、Na+、K+、Mg2+、NH4+、HCO3-、Cl-和SO42-含量之间的关系, 本研究在研究河段上升流区域, 利用Pearson相关性分析计算各指标间的相关系数(表 4).由表 4可知, 其相关性系数依次为0.887(p=0.000)、0.225(p=0.327)、-0.537(p=0.012)、0.612(p=0.003)、-0.548(p=0.010)、-0.077(p=0.740)、-0.534(p=0.013)、0.474(p=0.030).其中, 潜流带水交换量与Ca2+、Mg2+含量呈正相关关系(p＜0.01), 且相关系数较大；与SO42-含量呈正相关关系(p＜0.05), 但相关系数较小；与K+、NH4+、Cl-含量呈负相关关系(p＜0.05)；而与Na+、HCO3-含量的相关性未通过检验, 说明其不存在显著相关性.因此, 在研究河段上升流区域, 潜流带水交换量的大小对于沉积物间隙水中Ca2+、K+、Mg2+、NH4+、Cl-和SO42-含量具有一定影响, 说明单一Ca2+、K+、Mg2+、NH4+、Cl-或SO42-在垂向上存在同源性.
| 表 4 潜流带水交换量与沉积物间隙水中主要阴阳离子含量的相关性矩阵 Table 4 Correlation matrix for the magnitude of hyporheic water exchange and the major ions concentrations in the pore water |
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此外, 本研究进一步分析了潜流带水交换量与沉积物间隙水中Ca2+、K+、Mg2+、NH4+、Cl-和SO42-含量之间的关系.由统计结果可知, 皮尔森相关系数依次为r=0.887、-0.537、0.612、-0.548、-0.534、0.474.因此, 当潜流带水交换量越大, 沉积物间隙水中Ca2+、Mg2+和SO42-含量越高, 这可能是由于Ca2+、Mg2+和SO42-在地下水中含量高于其在沉积物间隙水中的含量, 而本研究河段处于上升流区域导致的；相反, 当潜流带水交换量越大, 沉积物间隙水中K+、NH4+和Cl-含量越低, 这可能是由于K+、NH4+和Cl-在地下水中含量低于其在沉积物间隙水中的含量, 而本研究河段处于上升流区域导致的.
4 结论(Conclusions)1) 潜流带水交换方式在水流方向上表现出相同的交换模式, 而水交换量值在水流方向上表现出明显的空间变异性.基于热图解法及对一维热扩散对流模型的评估, 发现研究河段21个测试点位潜流带水交换方式均表现为上升流(地下水补给河流水), 这可能是由于研究区域地下水水位高于河流水位, 区域性地下水补给河流水, 进而导致上升流占研究区水交换方式的主导地位.潜流带水交换量值变化范围为1.8~31.0 mm·d-1, 显示出了明显的空间变异性.此外, 潜流带水交换量值在河流横断面具有明显的横向空间变化特征, 较低的潜流带水交换量值出现在研究河段河道中心, 较高的潜流带水交换量值出现在研究河段左右两岸.在潜流带水交换过程中, 河床地形和沉积物粒径大小是影响潜流带水交换的两个重要因素, 在本研究中, 水深越大, 水交换量越小, 沉积物粒径越大, 水交换量越大.
2) 研究区内沉积物间隙水中主要阴阳离子含量具有明显的空间变异性.通过非参数检验K-W检验发现，在研究河段21个测试点中, Ca2+、Na+、Mg2+、HCO3-和SO42-在沉积物间隙水中的平均含量更接近于其在地下水中的平均含量, 而K+、NH4+和Cl-在沉积物间隙水中的平均含量与其在地下水中的平均含量具有显著差异性, 这可能是由于其受人类活动影响而发生变化.此外, 沉积物间隙水中主要阴阳离子含量在河流横断面具有明显的横向空间变化特征, 通过非参数检验K-W检验发现, 与河道中心相比, 河道左右两岸沉积物间隙水中Ca2+、Mg2+和SO42-含量较高, NH4+和Cl-含量较低, 而Na+、K+和HCO3-与其在河道中心的含量不存在显著差异性.
3) 采用Pearson相关分析和线性拟合方法发现，潜流带水交换量与沉积物间隙水中Ca2+、Mg2+含量呈正相关关系(p＜0.01), 且相关系数较大, 与SO42-含量呈正相关关系(p＜0.05), 但相关系数较小, 即交换量越大, Ca2+、Mg2+和SO42-含量越高, 这可能是由于Ca2+、Mg2+和SO42-在地下水中含量高于其在沉积物间隙水中的含量, 而本研究河段处于上升流区域导致的；与K+、NH4+、Cl-含量呈负相关关系(p＜0.05), 即交换量越大, K+、NH4+和Cl-含量越低, 这可能是由于K+、NH4+和Cl-在地下水中含量低于其在沉积物间隙水中的含量, 而本研究河段处于上升流区域导致的；而与Na+、HCO3-含量的相关性未通过检验, 说明其不存在显著相关性.
Anderson M P. 2005. Heat as a ground water tracer[J]. Groundwater, 43(6): 951–968.
DOI:10.1111/gwat.2005.43.issue-6
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Anibas C, Fleckenstein J H, Volze N, et al. 2009. Transient or steady-state? Using vertical temperature profiles to quantify groundwater-surface water exchange[J]. Hydrological Processes, 23(15): 2165–2177.
DOI:10.1002/hyp.v23:15
|
Anibas C, Buis K, Verhoeven R, et al. 2011. A simple thermal mapping method for seasonal spatial patterns of groundwater-surface water interaction[J]. Journal of Hydrology, 397(1): 93–104.
|
Arriaga M A, Leap D I. 2006. Using solver to determine vertical groundwater velocities by temperature variations, Purdue University, Indiana, USA[J]. Hydrogeology Journal, 14(1/2): 253–263.
|
Boano F, Harvey J W, Marion A, et al. 2014. Hyporheic flow and transport processes:Mechanisms, models, and biogeochemical implications[J]. Reviews of Geophysics, 52(4): 603–679.
DOI:10.1002/2012RG000417
|
Boulton A J, Datry T, Kasahara T, et al. 2010. Ecology and management of the hyporheic zone:stream-groundwater interactions of running waters and their floodplains[J]. Journal of the North American Benthological Society, 29(1): 26–40.
DOI:10.1899/08-017.1
|
Boyle J M, Saleem Z. 1979. Determination of recharge rates using temperature-depth profiles in wells[J]. Water Resources Research, 15(6): 1616–1622.
DOI:10.1029/WR015i006p01616
|
Brunke M, Gonser T. 1997. The ecological significance of exchange processes between rivers and groundwater[J]. Freshwater Biology, 37(1): 1–33.
DOI:10.1046/j.1365-2427.1997.00143.x
|
Bush N J. 2006. Natural water chemistry and vertical hydraulic gradient in the hyporheic zone of the Cosumnes River near Sacramento, California[D]. Sacramento: California State University. 1-186
|
Butturini A, Bernal S, Sabater S, et al. 2002. The influence of riparian-hyporheic zone on the hydrological responses in an intermittent stream[J]. Hydrology and Earth System Sciences Discussions, 6(3): 515–526.
DOI:10.5194/hess-6-515-2002
|
Cardenas M B, Wilson J, Zlotnik V A. 2004. Impact of heterogeneity, bed forms, and stream curvature on subchannel hyporheic exchange[J]. Water Resources Research, 40(8): 474–480.
|
Cardenas M B, Wilson J. 2006. The influence of ambient groundwater discharge on exchange zones induced by current-bedform interactions[J]. Journal of Hydrology, 331(1): 103–109.
|
陈骏, 杨杰东, 李春雷. 2001. 大陆风化与全球气候变化[J]. 地球科学进展, 2001, 16(3): 399–405.
|
Chen X H, Mi H C, He H M, et al. 2014. Hydraulic conductivity variation within and between layers of a high floodplain profile[J]. Journal of Hydrology, 515(515): 147–155.
|
Cranswick R H, Cook P G, Lamontagne S. 2014. Hyporheic zone exchange fluxes and residence times inferred from riverbed temperature and radon data[J]. Journal of Hydrology, 519(Part B): 1870–1881.
|
Datry T, Larned S T, Scarsbrook M R. 2007. Responses of hyporheic invertebrate assemblages to large-scale variation in flow permanence and surface-subsurface exchange[J]. Freshwater Biology, 52(8): 1452–1462.
DOI:10.1111/fwb.2007.52.issue-8
|
Datry T, Lamouroux N, Thivin G, et al. 2015. Estimation of sediment hydraulic conductivity in river reaches and its potential use to evaluate streambed clogging[J]. River Research & Applications, 31(7): 880–891.
|
Gariglio F P, Tonina D, Luce C H. 2013. Spatiotemporal variability of hyporheic exchange through a pool-riffle-pool sequence[J]. Water Resources Research, 49(11): 7185–7204.
DOI:10.1002/wrcr.20419
|
Harvey J W, Wagner B J. 2000. Streams and Ground Waters[M]. San Diego: Academic Press: 3–44.
|
Hatch C E, Fisher A T, Revenaugh J S, et al. 2006. Quantifying surface water-groundwater interactions using time series analysis of streambed thermal records:Method development[J]. Water Resources Research, 42(10): 2405–2411.
|
胡春华, 周文斌, 夏思奇. 2011. 鄱阳湖流域水化学主离子特征及其来源分析[J]. 环境化学, 2011, 30(9): 1620–1626.
|
Hu M, Stallard R F, Edmond J M. 1982. Major ion chemistry of some large Chinese rivers[J]. Nature, 298(5874): 550–553.
DOI:10.1038/298550a0
|
Hyun Y, Kim H, Lee S S, et al. 2011. Characterizing streambed water fluxes using temperature and head data on multiple spatial scales in Munsan stream, South Korea[J]. Journal of Hydrology, 402(3/4): 377–387.
|
Jiang W W, Song J X, Zhang J L, et al. 2015. Spatial variability of streambed vertical hydraulic conductivity and its relation to distinctive stream morphologies in the Beiluo River, Shaanxi Province, China[J]. Hydrogeology Journal, 23(7): 1617–1626.
DOI:10.1007/s10040-015-1288-4
|
金光球, 李凌. 2008. 河流中潜流交换研究进展[J]. 水科学进展, 2008, 19(2): 285–293.
|
Kalbus E, Reinstorf F, Schirmer M. 2006. Measuring methods for groundwater-surface water interactions:a review[J]. Hydrology and Earth System Sciences, 10(6): 873–887.
DOI:10.5194/hess-10-873-2006
|
Kennedy C D, Murdoch L C, Genereux D P, et al. 2010. Comparison of Darcian flux calculations and seepage meter measurements in a sandy streambed in North Carolina, United States[J]. Water Resources Research, 46(9): 5109–5115.
|
李晶莹, 张经. 2002. 流域盆地的风化作用与全球气候变化[J]. 地球科学进展, 2002, 17(3): 411–419.
|
Liu Q, Song J X, Zhang G T, et al. 2017. Effects of hyporheic water fluxes and sediment grain size on the concentration and diffusive flux of heavy metals in the streambed[J]. International Journal of Environmental Research & Public Health, 14(9): 1020.
|
Loheide S P, Gorelick S M. 2006. Quantifying stream-aquifer interactions through the analysis of remotely sensed thermographic profiles and in situ temperature histories[J]. Environmental Science & Technology, 40(10): 3336–3341.
|
Min L L, Yu J J, Liu C M, et al. 2013. The spatial variability of streambed vertical hydraulic conductivity in an intermittent river, northwestern China[J]. Environmental Earth Sciences, 69(3): 873–883.
DOI:10.1007/s12665-012-1973-8
|
倪童. 2016. 秦汉长安城南之潏河研究[J]. 赤峰学院学报, 2016, 37(8): 25–27.
|
任朝亮, 宋进喜, 杨小刚, 等. 2013. 底栖动物扰动对河床渗透性的影响研究[J]. 环境科学, 2013, 34(11): 4275–4281.
|
Schmidt C, Jr B C, Bayer-Raich M, et al. 2007. Evaluation and field-scale application of an analytical method to quantify groundwater discharge using mapped streambed temperatures[J]. Journal of Hydrology, 347(3): 292–307.
|
Sebok E, Duque C, Engesgaard P, et al. 2015. Spatial variability in streambed hydraulic conductivity of contrasting stream morphologies:channel bend and straight channel[J]. Hydrological Processes, 29(3): 458–472.
DOI:10.1002/hyp.v29.3
|
Song J X, Chen X H, Cheng C, et al. 2009. Feasibility of grain-size analysis methods for determination of vertical hydraulic conductivity of streambeds[J]. Journal of Hydrology, 375(3/4): 428–437.
|
Song J X, Cheng D D, Li Q, et al. 2015a. An evaluation of river health for the Weihe River in Shaanxi Province, China[J]. Advances in Meteorology, 2015(1): 1–13.
|
Song J X, Yang X G, Zhang J L, et al. 2015b. Assessing the variability of heavy metal concentrations in liquid-solid two-phase and related environmental risks in the Weihe River of Shaanxi Province, China[J]. International Journal of Environmental Research and Public Health, 12(7): 8243–8262.
DOI:10.3390/ijerph120708243
|
Song J X, Jiang W W, Xu S F, et al. 2016. Heterogeneity of hydraulic conductivity and Darcian flux in the submerged streambed and adjacent exposed stream bank of the Beiluo River, northwest China[J]. Hydrogeology Journal, 24(8): 1–14.
|
Song J X, Zhang G T, Wang W Z, et al. 2017. Variability in the vertical hyporheic water exchange affected by hydraulic conductivity and river morphology at a natural confluent meander bend[J]. Hydrological Processes, 31(19): 1–14.
|
Stallman R. 1965. Steady one-dimensional fluid flow in a semi-infinite porous medium with sinusoidal surface temperature[J]. Journal of Geophysical Research, 70(12): 2821–2827.
DOI:10.1029/JZ070i012p02821
|
Storey R G, Howard K W F, Williams D D. 2003. Factors controlling riffle-scale hyporheic exchange flows and their seasonal changes in a gaining stream:A three-dimensional groundwater flow model[J]. Water Resources Research, 39(2): 1034.
|
孙平安, 于奭, 莫付珍, 等. 2016. 不同地质背景下河流水化学特征及影响因素研究:以广西大溶江、灵渠流域为例[J]. 环境科学, 2016, 37(1): 123–131.
|
唐胜田, 康永祥, 张景群. 2013. 西安市长安区潏河城市核心段滨水景观规划研究[J]. 西北林学院学报, 2013, 28(2): 238–242.
|
滕彦国, 左锐, 王金生. 2007. 地表水-地下水的交错带及其生态功能[J]. 地球与环境, 2007, 35(1): 1–8.
|
Wörman A, Packman A I, Johansson H, et al. 2002. Effect of flow-induced exchange in hyporheic zones on longitudinal transport of solutes in streams and rivers[J]. Water Resources Research, 38(1): 1–15.
|
袁兴中, 罗固源. 2003. 溪流生态系统潜流带生态学研究概述[J]. 生态学报, 2003, 23(5): 956–964.
|
Zhou Y, Wenninger J, Yang Z, et al. 2013. Groundwater-surface water interactions, vegetation dependencies and implications for water resources management in the semi-arid Hailiutu River catchment, China-a synthesis[J]. Hydrology and Earth System Sciences, 17(7): 2435–2447.
DOI:10.5194/hess-17-2435-2013
|
朱静思, 束龙仓, 鲁程鹏. 2013. 基于热追踪方法的河道垂向潜流通量的非均质性研究[J]. 水利学报, 2013, 44(7): 818–825.
|