河水下悬挂饱水带及非饱水带水分布与运移特征试验研究

2024-01-09高宗军丁子祺刘久潭王贞岩刘文悦

山东科技大学学报(自然科学版) 2023年6期

高宗军,丁子祺,刘久潭,王贞岩,王姝,刘文悦

(山东科技大学地球科学与工程学院,山东青岛 266590)

非饱水带是降水、地表水和地下水的枢纽,是连接地表水与地下水的关键区域[1-2]。非饱水带属于“四相结构”体,除了岩土颗粒骨架外,空隙中还含有水、气及生物组分[3]。因此,研究非饱水带中水的分布及运移特征,对于揭示地表水与地下水的相互作用及生态环境保护具有重要意义。

地表水与饱水带地下水均被看作可正常传导水压的连续流体[4]。当饱水带地下水位与地表水位相近时,地表水与周围地下水具有相互补排的水力联系(图1)。当地下水位持续下降时,地表水向地下水不断渗透,地下水面先在地表水两侧形成,并随着地下水面的持续下降,出现脱节现象[5-7],此时在地表水下方会形成一个饱和地下水带,称为悬挂饱水带。悬挂饱水带与地下水面之间称为非饱水带[8],与无地表水分布的非饱水带(包气带)不同,该非饱水带中,由地表水下渗的水以不连续的形式、持续地向下伏饱水带运移,因而该非饱水带中的水不断向下运移[9]。本研究将河床底部到悬挂饱水带外缘的最大垂直距离称为悬挂饱水带大小。

有关悬挂饱水带的形成、大小等前人做了一些研究,Rivière等[10]在河水深不变、地下水位逐渐下降条件下,基于砂箱实验和数值模拟,分析了河流与地下水之间由连接至完全脱节的动态演化过程,发现在脱节过程中入渗速率在完全脱节阶段趋于最大值并保持相对稳定。Wang等[11]基于数值模拟得出悬挂饱水带厚度等于河水深,并利用室内砂箱试验,发现无论弱透水层是否存在,河流与地下水在一定条件下均会发生脱节。Xian等[12]开发了耦合模型并研究河流与地下水演化过程中营养盐运移与微生物生长之间的反馈关系及其对土壤入渗演化的控制作用。鲜阳[13]通过数值模拟和解析法对河流与地下水脱节演化机理进行了定量分析。地表水与地下水之间的相互作用复杂,且受多种自然和人类活动因素的影响[14-19]。因此,悬挂饱水带的控制因素、下伏非饱水带的水分布及运移特征、脱节现象的形成演化及其控制因素等,均值得进一步研究和试验验证。

本研究利用室内砂箱试验装置,分别在静水和河水渗漏(动水)条件下,开展不同粒径、地表水深、地下水水位埋深的河水渗漏补给地下水模拟试验,分析河水下渗透介质场内水的分布形态及运移特征、地表水下悬挂饱水带的发育特征、形成机制及影响因素等,并通过河水渗漏示踪试验,分析非饱水带水沿水平和垂直两个方向渗透速度随时间的变化,以弥补目前非饱水带水分布及运移特征的研究空白。

1 试验装置与方法

1.1 砂箱试验装置

试验采用长3 m、宽0.4 m、高2.2 m的矩形砂箱,砂箱装置及观测点布设如图2所示。砂箱顶端中间设可控水位的水槽(长0.4 m、宽0.2 m、高0.2 m),以模拟不同水深的自然河流。砂箱左右两侧也设可调控水位的水槽(长0.25 m、宽0.4 m、高2.2 m),用以控制砂箱两侧的排泄水位。砂箱正面设552个测压(出水)孔,靠近模拟河流下方的观测孔距为5 cm,外围观测孔距为10 cm,其他部位观测孔距为20 cm。观测孔用软管与装置旁边直立的测压排连接,试验时排掉软管中的气泡,并监测每个孔的水头(这里用水压或水位代替)变化情况。砂箱背面是由半透明有机玻璃制成的挡墙。

1.2 砂样属性

本次试验采用3种不同类型的石英砂作为砂箱填充物:细砂、中砂、粗砂,砂样物理特征参数如表1所示。利用达西实验装置、毛细上升高度测试装置等测试给水度等指标。

表1 试验所用砂样物理特性参数

1.3 非饱水负压测量原理

当砂箱充满水时,各观测孔的测压水头相同;当渗透水流发生时,各观测孔的测压水头会相应发生变化。观测孔能够自由流水,表明含水介质处于饱水状态,否则处于非饱水状态。非饱水带的负压通过连接在观测孔的滑动式U形软管测定,具体操作为:将透明软管的一端垂直固定在一根可移动的直尺上,软管内充水,另一端与观测孔连接。上下移动直尺,使软管内的水柱移动,并与观测孔产生水头差,直至观测孔有水流出来,记录该水头差。该水头差近似等于观测孔的负压水头值,这里将该值定义为非饱水带出水压,为负压值的绝对值。当该水头差大于观测孔负压绝对值时,非饱水带的水可以像饱水状态时一样连续流出;若非饱水带没有水源或负压值过高,则无论该水头差多大,观测孔均不会有水流出。

1.4 试验方法与步骤

将试验砂样以每层5～10 cm的厚度逐层填入砂箱,并从砂箱底部进水,使砂样全部浸透,然后继续填砂,直至砂箱装满。砂箱装满砂样后,反复充水、排水,以确保箱内砂样完全密实。每次试验前都要注满水,并排出每根软管中的气泡。试验中,软管拔出后,水能从观测孔中自由流出为饱水状态,否则为非饱水状态,据此确定砂箱饱水带和非饱水带的范围,标记地下水面和悬挂饱水带水面。具体试验步骤如下。

1) 检查各装置连接完好,将砂箱充满水,并排出软管中气泡;观察与观测孔相连的测压排水位,若测压排显示水位相同,说明试验装置正常,继续进行试验。

2) 保持两侧水槽的水位在同一水平,将水槽水位每次下降或上升10 cm,同时保持河水深稳定,使河水自然下渗,等两侧水槽的水位、排水量、测压排水位稳定后,记录此时的时间、排水体积等数据。

需要说明的是,砂箱两侧水槽的排水量稳定后,该排水量即为河水稳定下渗量,也是试验砂箱下部饱水带(地下潜水)获得的河水渗漏补给量。

3) 根据观测到的测压排水头值,判定稳定饱水带水面;对饱水带水面附近的各个观测孔,拔除软管、观察是否出水,判断各个观测点的饱水状态。

4) 对非饱水的观测孔,利用非饱水负压测量装置逐个测量各点负压值。

试验中,若观测孔无法测出负压力值,说明该孔与饱水带水面距离超过了毛细上升高度。

2 试验结果与讨论

2.1 非饱水带水分布与运移特征

1) 静水环境下非饱水带水分布特征

砂箱不供水情况下,调节砂箱两侧水槽的水位处于同一高度,砂箱内部水体处于静水环境,饱水带水面呈水平状态。利用负压测量装置,在饱水带水面以上的非饱水带测量各观测孔的负压值。观测结果显示,负压值与饱水带水面距离成正比。图3为细砂情况下,各观测孔负压值与饱水带水面距离的关系散点图。试验中,观测到的最大负压值为31 cm,该值与试验前测得的细砂毛细上升高度值30 cm相近。当饱水带距离继续增大,无论负压增加与否,均未发生观测孔出水现象。因此,凡是利用本装置测出负压的观测孔,均被认定为处于支持毛细水带。即距离地下水面(饱水带水面)0～31 cm时,非饱水带中的水可以在一定压差驱动下连续流出,也就是说非饱水带的支持毛细水可以“连续出水”。由图3还可以看出,距离饱水带的水面越远,抽出时所需的压力就越大,即其负压值越大,这与以往结论一致。也进一步说明,随着远离饱和水面,含水介质中的含水量及水的连通性变差。

图3 负压值及与饱水带水面距离的关系

2) 河水渗漏条件下非饱水带水分布与运移特征

当河流与地下水发生脱节后,悬挂饱水带和下部饱水带水面之间的非饱水带负压值的分布具有一定规律。图4是细砂条件下砂箱两侧水槽水头保持30 cm时不同河水深的非饱水带不同位置的负压值分布情况,这里用出水压表示,是负压的绝对值。河水通过悬挂饱水带后,在下方的非饱水带中继续向下运动,并发生弥散作用,产生向水平方向运动的分量。

图4 细砂条件下出水压等值线图

如图4(a),当河水深为18.5 cm时,非饱水带中负压等值线呈梯形分布。同一列观测孔中,距离悬挂饱水带或者下部饱水带水面越近,其负压值越小;同一水平观测孔中,离河水越近,其负压值也越小。当负压值超出细砂的毛细上升高度时,出水压测量装置无法测出其负压值,观测孔不能连续出水(图4中空白区域)。此时的非饱水带已不受河水下渗的影响或影响很小。如图4(b)所示,河水深为12.5 cm时,非饱水带水分布特征与河水深18.5 cm类似,但非饱水带可连续出水区域变窄,出水压25 cm线更加曲折。如图4(c)所示,当河水深为6.5 cm时,非饱水带水分布特征与河水深12.5 cm较一致,但非饱水带可连续出水区进一步变窄。因此,随着河水深的减小,渗漏量减小,河水渗漏水影响的强度和范围也在减小。

河水渗漏量、悬挂饱水带向周围的径流量(排泄量)、悬挂饱水带下任意横断面的过水量以及下部饱水带获得的河水补给量为同一个量。非饱水带与饱水带均存在地下水“径流”,其径流量与河水渗漏量也为同一个量,但过水断面较之饱水带有所增加。若将单位面积过水断面的径流量称为径流强度,则非饱水带地下水的径流强度小于饱水带。悬挂饱水带与非饱水带地下水的径流强度均不同且分布不匀。随着远离饱水带水面,非饱水带地下水的径流强度逐渐减弱。

综上所述,无论是饱水带还是非饱水带,河水渗漏水流的渗透途径均在河水下方以垂直向下为主,并受弥散作用的影响,沿此纵轴向两侧方向的分量逐渐增大。与饱水状态类似,在重力与水压力的共同作用下,非饱水带水总是从水头高处向水头低处运移。河流与地下水脱节后,河水渗漏的水经过悬挂饱水带后,逐渐通过非饱水带向下运移至下部饱水带(或称潜水饱和带)。由此可推知,大气降水到达地面后下渗转化为地下水,并非必须达到饱和后才能下渗补给饱水的含水层,成为饱水带的重力水,而是只要有降水不断地补充,在重力及水压力共同作用下,即使在非饱水情况下,这些以毛细水为主的非饱和水,也能近似连续向下运移,直至补充到饱水的含水层中,引起饱水带水面的升高。

2.2 悬挂饱水带水分布与运移特征

1) 砂箱水分布特征

砂样试验结果显示,不同河水深、两侧水槽不同水位时的水分布特征一致,以粗砂、河水深18.5 cm为例说明砂箱内的水分布特征及运动情况。图5显示了砂箱两侧水槽水位分别为200、170、140、130、100、70 cm时的水分布特征及运动方向图,图5中的“排泄水位”为砂箱两侧水槽的水位,砂箱底部水位为0。

图5 河水深18.5 cm粗砂介质时砂箱水分布图

根据测压排水头值绘制等值线,并标记悬挂饱水带及下部饱水带范围,如图5所示。由图5(a)、图5(b)、图5(c)可以看出,两端水槽的排泄水位从200 cm降至140 cm的过程中,河流与下方的饱水排泄水位带具有连续饱和水力联系,但河水下渗形成的浸润曲线出现下凹,并进一步向河流正下方逐渐收缩。排泄水位达140 cm,饱水带在河流下部一定距离处出现颈形狭口,几近“脱节”。水位继续降至130 cm,河流与饱水带完全脱节,河流下方形成悬挂饱水带。河流底部至悬挂饱水带正下方的垂直距离为20～25 cm,即悬挂饱水带的大小为20～25 cm。由图5(d)、5(e)、5(f)可以看出,两侧水槽的水位继续降低,悬挂饱水带的大小减至10～15 cm后,基本保持稳定。

2) 河水渗漏量与排泄水位的关系

如图6所示,为试验砂箱充填不同砂样,河水深分别为10、18.5 cm时,河水渗漏量与排泄水位之间的关系。可以看出,随着河水深的增加,河水渗漏量不断增加。随着排泄水位的降低,脱节前渗漏量随水头差的增加而增大;脱节后河水渗漏量保持相对稳定,即河水与地下水脱节后渗漏量达到最大值。

图6 不同条件下渗漏量与排泄水位关系曲线

3) 悬挂饱水带与河水深的关系

砂箱填充细砂时,河水深与悬挂饱水带大小的试验如图7所示,河水下悬挂饱水带的大小随河水深的增加而增大,且悬挂饱水带最大处位于河流正下方位置。当河水深为18.5 cm时,悬挂饱水带的大小为15～20 cm;当河水深为12.5 cm时,悬挂饱水带的大小为5～10 cm;当河水深为6.5 cm时,未观测到悬挂饱水带,若存在悬挂饱水带,推测应小于5 cm。

图7 细砂介质中不同河水深时悬挂饱水带大小与下伏饱水带水面分布情况

本次试验中砂箱内是否饱水、砂箱内水头大小等,均通过观察砂箱一侧的552个观测孔数据获得,得到的饱水带水面位置为区间值,并不是一个准确的固定数值,悬挂饱水带的参数值如表2所示。

表2 河水深与排泄量及悬挂饱水带周长等试验数据汇总表

综合考虑砂样颗粒的粒度、孔隙度、给水度、渗透系数、毛细上升高度、河水深等参数,建立悬挂饱水带经验估算关系式:

(1)

式中:M为悬挂饱水带大小;α为系数;n为含水介质的孔隙度;K为含水介质的渗透系数;h为含水介质的毛细上升高度;u为含水介质的给水度;d为含水介质的粒度均值。

利用式(1)计算的悬挂饱水带大小以及实测数据,如表3所示。其中,最小值和最大值分别根据实测数据区间的下限和上限计算得出。总之,悬挂饱水带大小与河水深成正比,但对于不同颗粒大小的砂样,其悬挂饱水带的大小存在差异。本研究未给出准确值,只给出根据实测值计算得出的区间值。

表3 河水深与悬挂饱水带大小实测值及计算值统计表

2.3 河水渗漏条件下不同河水深的潜水面变化

本次试验中河流位于砂箱正上方,因此河水渗漏会出现中央凸起的潜水面,如图7所示。随着河水深的增加渗漏量随之增加,潜水面越高且越陡,即潜水面的水力坡度增大,则砂箱两侧的水槽水位与潜水面之间的渗出面也随之增大,a>b>c(如图7)。因此,潜水面的水力坡度在砂箱中央处最大、向两侧水槽处逐渐变小。试验结果显示,当河水深为18.5 cm时,潜水面中央最大水力坡度为0.38;河水深为12.5 cm时,最大水力坡度为0.28;河水深为6.5 cm时,最大水力坡度为0.18。由此得到河水深与潜水面水力坡度之间的关系曲线,如图8所示。可以看出,河水深越大则渗漏量越大,潜水面中央的水位与两侧水槽的水位差以及对应的水力坡度就越大。

图8 河水深与细砂饱水区水面水力坡度之间的关系

2.4 水流示踪结果

为进一步了解非饱水带水的运移特征,以细砂为含水介质,红色颜料作为示踪剂,开展水流运移示踪试验。通过透明玻璃挡水墙,可观测到水流运移情况。砂箱两侧水槽水位保持在30 cm、河水深18.5 cm时,悬挂饱水带垂向最大厚度为15～20 cm,且水流运移经历了从饱水到非饱水再到饱水的过程。因此,水流运移的锋面一旦离开悬挂饱水带就被认为是非饱水的,试验结果验证了该推论,如图9所示。

图9 砂箱两侧水槽水位30 cm、河水深18.5 cm时不同时间示踪流体锋面位置示意图

河水在渗漏补给地下水的过程中,随着时间的推进,示踪水流由河床底部长条形先向椭圆形再向梯形演变,60 s后示踪水流出呈向砂箱顶部上溯运移的趋势。示踪试验显示,非饱水带的水流首先向四周均匀扩展,横向扩展速度向外围逐渐减慢,上溯扩散运移(毛细上升)也较慢,而向下运移的速度保持基本稳定。

通过记录示踪水流锋面位置获得单位时间水流在x、y方向运动的距离,并由此计算纵横两方向的渗透速度,如图10所示。由图9可以看出,示踪水流在含水介质中的垂向渗透速度Vy大于水平渗透速度Vx。利用观测数据,拟合出水平和垂向两个方向的运动距离Dx、Dy与时间t的经验关系式:

图10 示踪水流锋面运移曲线

Dx=0.07lnt+0.08,R2=0.98;

(2)

Dy=-0.000 09t2+0.02t,R2=0.994 2。

(3)

因此,沿水平方向扩展的距离Dx与时间t符合对数关系,沿垂直方向扩展的距离Dy与时间t符合多项式关系。在水平方向,非饱水带内的水主要在毛细力的作用下运移,速度较慢;而在垂直方向,非饱水带水在重力和压力的共同作用下运动,速度较快,且运移的范围大于水平方向,新水推动老水不断前进,可进一步得出非饱水带水在介质中呈逐步推进式前进。