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摘要本文通过选取同粒径粘土和砂土装填为不同柱长土柱展开室内低渗透介质中一维土柱溶质运移实验。
土柱按照构成依次编号为：1号.10cm砂；2号.5cm砂+3cm粘土+5cm砂；3号.5cm砂+5cm粘土+5cm砂；4号.5cm砂+8cm粘土+5cm砂。
在土柱顶端持续给予浓度为0.0856mol/L的NaCl溶液，通过稳定每个土柱上下断面的水头，在土柱底端测量土柱渗出液，当渗出液电导率达到峰值时，移除土柱顶端的NaCl溶液，通过自来水淋滤，测量不同时间、不同土柱长度下土柱渗出液的电导率，绘出不同柱长渗出液的电导率和时间关系曲线。
根据观测数据采用图解法（三点公式）利用三个特定浓度点的时间t0.5、t0.84、t0.16，平均孔隙流速u求得弥散系数依次为D L1=2954.34cm2/h、D L2=0.384cm2/h、D L3=0.432cm2/h、D L4=0.577cm2/h；弥散度αL依次为2.653cm、1.825cm、3.470 cm、6.635cm。
然后使用CXTFIT2.1软件拟合观测数据得到弥散系数依次为403cm2/h、0.615m2/h、0.181cm2/h、0.199cm2/h，弥散度依次为0.920cm、2.577cm、2.864cm、4.678 cm。
两种计算方法均显示，随着粘土介质长度的增大，弥散度也随之增大。
然后利用所求参数反演实验数据，在同一坐标系中绘制出C/C0-t曲线。
通过比较三点公式和CXTFIT2.1软件拟合求得的弥散系数，发现后者相对于前者实验精度更高，因为前一种方法由孔隙度或含水量除以渗透流速得到的平均孔隙流速与实际平均孔隙流速存在较大误差，特别对细粒介质的误差很大，不能准确地预测溶质迁移的结果，而后者能充分利用实验观测数据，得到的结果真实可靠。
关键词：溶质运移弥散系数弥散度CXTFIT2.1 穿透曲线ABSTRACTIn this thesis, we have did the solute transport experiments and the leaching experiments in four soil columns with the same particle size and different column lengths. According to the composition of soil columns , soil samples are numbered as: The 1st. 10cm sand; the 2nd. 5cm sand+3cm soil+5cm sand; the 3rd . 5cm sand +5cm soil +5cm sand; the 4th.5cm sand +8cm soil+5cm sand. By stabilizing the soil columns’ hydraulic head , we use the NaCl solution t o simulate the soluble contaminants . Then we get a series of data by measuring the electrical conductivity in the soil columns with the changeable time .By the data we obtained, we draw the BTC.We take two methods to get the dispersion coefficient :The first way is to make the use of three specific concentration point time t0.5，t0.84，t0.16 and the average pore velocity to calculate it. Then we get the dispersion coefficient are D L1=2954.34cm2/h, D L2=0.384cm2/h, D L3=0.432cm2/h, D L4=0.577cm2/h, the dispe rsivity αL are 2.653cm, 1.825cm, 3.470 cm, 6.635 cm. The other way is to enter experimental data into the CXTFIT2.1 programme to obtain dispersion coefficient , and using the inverse technique to get another experimental data. Then we get the diffusion coefficient are 403cm2/h, 0.615m2/h, 0.181cm2/h, 0.199cm2/h, the dispersivity αL are 0.920cm, 2.577cm, 2.864cm, 4.678cm.As shown from the two calculation methods, the dispersivity increases as the soil column length increase. Then analyze the simulation results, the calculated parameters inversion values and the real values. Then we draw the C/C0—t curve in the same coordinate system .For the reason of making full use of the experimental observations, the CXTFIT 2.1 program got a higher accuracy when it is compared with the former way. And we also found that it has a great difference between the D L obtained by the average pore velocity we used and the actual average velocity . The results obtained by porosity and average pore velocity we used were inexact. If we take them as the same one ,we will make a great mistake, especially for fine medium ,so it can’t reflect the results of solute transport accurately.Keywords: s olute transport dispersion coefficient dispersivity CXTFIT2.1 program the break through curve(BTC)目录第一章绪论............................................................................................................................ - 4 - 第二章国内外研究进展........................................................................................................ - 6 - 第一节国内外研究进展.................................................................................................. - 6 - 第二节研究中的问题...................................................................................................... - 7 - 第三节本文的研究思路和内容...................................................................................... - 7 - 第三章实验方案.................................................................................................................... - 8 - 第一节实验仪器.............................................................................................................. - 8 - 第二节实验步骤.............................................................................................................. - 9 - 第三节实验物理参数的测定........................................................................................ - 13 - 第四节实验成果分析方法............................................................................................ - 15 - 第五节实验成果分析.................................................................................................... - 21 - 第四章结论及建议................................................................................................................ - 29 - 第一节本实验得出的结论............................................................................................ - 29 - 第二节实验误差分析及不足........................................................................................ - 29 - 第三节对后续实验的建议............................................................................................ - 30 - 致谢.......................................................................................................................................... - 30 - 参考文献.................................................................................................................................. - 32 -第一章绪论我国是一个水资源相对短缺的国家，人均水资源占有量仅为世界人均占有量的四分之一，水资源己成为我国经济、社会和环境可持续发展的关键制约因素。
地下水溶质运移解析式计算程序
地下水溶质运移解析式计算程序是一种基于地下水液流和质量输运方程的数学模型，用于模拟地下水中溶解物质的传输和迁移过程。
该程序可通过输入一定的参数和初始条件，计算出地下水中溶质物的浓度随时间和空间的变化规律。
程序中包括了液流方程、输运方程和边界条件等关键参数，可通过改变这些参数来模拟不同的地下水运移过程。
同时，程序还提供了多种不同的求解方法，如拉普拉斯变换、有限元法和有限差分法等，以适应不同的模拟需求。
除此之外，该程序还具备友好的界面和易于操作的功能，用户可以轻松地设置参数和运行模拟，同时也能够对模拟结果进行可视化展示和分析。
综上所述，地下水溶质运移解析式计算程序是一种功能强大、灵活多样的地下水模拟工具，可用于研究地下水运移规律，分析地下水污染扩散过程，评估环境风险等。
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HYDRUS水流和溶质运移模拟软件介绍HYDRUS是一个运行于Windows系统下的环境模拟软件，主要用于变量饱和多孔介质的水流和溶质运移。
HYDRUS包括用于模拟变量饱和多孔介质下的水、热和多溶质运移的二维和三维有限元计算，包括一个参数优化算法，用于各种土壤的水压和溶质运移参数的逆向估计。
该模型互动的图形界面，可进行数据前处理、结构化和非结构化的有限元网格生成以及结果的图形展示。
HYDRUS一共五个版本，用户可以选择最适合自己版本。
用户可以选择局限于一般功能的二维应用（2D-Standard版本，与之前含有MeshGen-2D的Hydrus-2D功能一致）或者二维和三维应用（如3D-Standard 或3D-Professional）。
用户也可以选择相对简单的（二维直角几何图形—3D-Lite, 与之前不含MeshGen-2D的Hydrus-2D功能一致）或三维的几何立体图形– 3D-Lite）或更复杂的几何图形（用于普通二维几何图形的2D-Standard或在二维基础上以及分层三维的3D-Standard，以及用于普通三维几何图形的3D-Professional）。
用户也可以选择从低版本升级到高版本。
标准计算模型HYDRUS是模拟变量饱和多孔介质下的水、热和多溶质二维和三维运动的有限元计算模型。
HYDRUS数值求解饱和非饱和水流的Richards方程和热传递和溶质运移的对流扩散型方程。
水流方程包含一个下沉期，可导致植物根系吸水。
热传递方程考虑了水流传导和对流运动。
对流扩散的溶质运移方程的管理是一个非常普遍的形式，包括固体和液态非线性非平衡反应的规定以及液体和气体的线性平衡反应。
因此，不管是吸附溶质还是挥发溶质（如杀虫剂）都已经考虑到了。
溶质运移方程还包括了零阶生产的影响、其他溶质的独立一级降解以及一阶衰减和生产反应，以便提供连续一级链中溶质间所需的耦合。
运移模拟也会引起液相对流和扩散、气相扩散，因此次模型在液态和气态条件下可同时模拟溶质运移。
第34卷第6期2023年11月㊀㊀水科学进展ADVANCES IN WATER SCIENCE Vol.34,No.6Nov.2023DOI:10.14042/ki.32.1309.2023.06.012滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程沈城吉1,李世昌1,卜建东2,邹永庆3,鲁春辉4,5(1.河海大学港口海岸与近海工程学院,江苏南京㊀210098;2.南京水科院勘测设计有限公司,江苏南京㊀210029;3.北京禹冰水利勘测规划设计有限公司,北京㊀100048;4.长江保护与绿色发展研究院,江苏南京㊀210098;5.河海大学水灾害防御全国重点实验室,江苏南京㊀210098)摘要:为更好地保护沿海水环境和水生态功能,亟需探究陆源溶质在滨海分层含水层中的迁移机制㊂构建二维分层含水层数值模型,采用地下水软件SUTRA-MS 模拟分析潮汐作用下陆源溶质在分层含水层中的运移特征㊂结果表明:①与均质含水层相比,弱透水层的存在会延长溶质在含水层中的滞留时间㊁增大溶质最大扩散面积㊁削弱溶质在水平方向和垂直方向的扩散程度;②弱透水层能够降低陆源溶质向海水排放的最大通量,并且延长溶质排放的持续时间;③溶质扩散面积㊁弱透水层中溶质残余量㊁水平和垂向扩散程度等对弱透水层水力传导系数和厚度的敏感性优于弱透水层深度㊂关键词:溶质运移;潮汐;弱透水层;分层含水层;数值模拟;滨海地区中图分类号:TV138㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:1001-6791(2023)06-0948-12收稿日期:2023-06-11;网络出版日期:2023-10-26网络出版地址:https :ʊ /urlid /32.1309.P.20231025.1308.004基金项目:国家重点研发计划资助项目(2021YFC3200503);国家自然科学基金资助项目(42277416)作者简介:沈城吉(1987 ),男,江苏张家港人,教授,博士,主要从事海岸带地下水研究㊂E-mail:c.shen@ 通信作者:鲁春辉,E-mail:clu@ 目前,全球约60%的人口居住在距离海岸线100km 范围以内,使得沿海地区成为人口最稠密㊁社会经济最发达的区域[1]㊂但是,沿海工农业的迅速发展产生了大量陆源污染物,这些污染物大都通过滨海含水层排入海水中,最终造成一系列水污染水生态问题,严重制约当地经济社会的可持续发展[2-3]㊂据统计,中国90%以上的沿海污染问题是由陆源输入的污染物所引起,80%的近海生态系统处于亚健康或不健康状态[4]㊂因此,深入认识不同因素对陆源污染物在滨海含水层中迁移过程的作用机制,是有效治理沿海水污染水生态问题的重要前提[5]㊂潮汐是影响陆源溶质在滨海含水层中迁移过程的最主要因素㊂周期性潮汐波动所产生的海水入渗与渗出,使得含水层潮间带内形成一个上盐水羽,内陆淡水从上盐水羽和盐水楔(无潮汐时海水侵入含水层而形成)之间排入海洋[6-8]㊂与盐水楔中密度流驱动的海水再循环相比,上盐水羽中潮汐驱动的海水再循环时间快1~2个量级[9]㊂因此,上盐水羽边缘的咸淡水混合较盐水楔边缘的咸淡水混合更为强烈㊂与无潮汐情况相比,潮致上盐水羽的形成会显著延长陆源溶质在含水层中的运移路径和滞留时间,并降低溶质排入海洋的速率和浓度[10]㊂此外,上盐水羽还控制着陆源营养物在含水层中的运移及转化过程㊂例如,潮汐波动能促进上盐水羽边缘咸淡水混合带中的反硝化作用,并且反硝化速率由陆向海的方向单调递减[11]㊂Kim 等[12]通过分析美国特拉华州亨洛彭角附近海滩收集的孔隙水样本,证实了潮间带上盐水羽中的化学反应性,并发现高溶解性无机碳的存在使得上盐水羽的内陆侧成为反应速率最高的地方㊂上述潮汐对陆源污染物迁移影响的研究都基于均质含水层,忽略了分层含水层(即1个渗透性较低的弱透水层位于2个渗透性较高的土层之间)中潮汐作用下的陆源溶质运移特征㊂大量地质监测数据表明,许多天然含水层都为分层结构㊂例如,Ratner-Narovlansky 等[13]发现以色列多尔湾的砂质含水层中有一层厚度为4m㊁深度为6m 的低渗透性黏土层;中国天津滨海新区存在着大量埋深范围为10~300m㊁厚度为2~30m㊀第6期沈城吉,等:滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程949㊀的弱透水层[14]㊂弱透水层对海岸带地区的水资源和环境保护具有一定影响㊂弱透水层会削弱潮汐引起的地下水位波动幅度,进而减少海岸带地表水-地下水之间物质交换[15];此外,弱透水层会使得盐水楔的弥散区变宽,并且减缓海水入侵程度[16]㊂目前亟待深入认识潮汐影响下陆源溶质在分层含水层中的迁移机制,揭示该机制将有助于准确分析分层含水层所在海域的污染物入海通量监测数据,进而可为因地制宜地制定有效的沿海水污染防治措施(如地下坝最优化设计)提供帮助㊂本文基于合理概化的垂直于海岸线的二维含水层断面,应用免费开源的地下水软件SUTRA-MS开展相应数值模拟,通过比较潮汐影响下陆源溶质在均质与分层(含弱透水层)含水层中迁移过程的差异,分析弱透水层参数(水力传导系数㊁深度㊁厚度)的敏感性,揭示滨海地区分层含水层中陆源溶质的运移机理㊂本研究有助于进一步认识滨海含水层的地下水动力及溶质迁移过程,可为沿海地区水资源和环境保护提供科学依据㊂1㊀研究方法采用美国地质调查局(USGS)开发的地下水模型SUTRA-MS[17]揭示潮汐影响下陆源保守型溶质在分层含水层中的迁移机制㊂SUTRA-MS是基于有限差分法和有限单元法模拟变密度㊁变饱和地下水流以及多组分溶质运移的模型,已广泛应用于海岸带地下水模拟研究中[18-19]㊂前人利用室内水槽实验数据对SUTRA-MS模型进行验证,证明了其精确性和可靠性[20-21]㊂SUTRA-MS分别基于Richards方程和对流-弥散方程模拟地下水流以及多组分溶质运移,控制方程和van Genuchten公式详见文献[17]㊂本文假设陆源溶质为保守型(即溶质密度不影响流体密度),流体密度(ρ)仅随地下水盐度(C)线性变化,变化率∂ρ/∂C=714.3kg/m3[17]㊂本文采用数值模拟手段开展机理研究,下文中描述的数值模型以及模拟结果仅适用于中潮㊁砂质含水层㊂1.1㊀模型设置考虑一个垂直于海岸线的二维含水层断面(图1),模型尺寸沿用Robinson等[9]基于澳大利亚莫顿岛含水层实际情况所概化的数值模型尺寸㊂含水层底部AF设置为无流边界,内陆边界AB设置为恒定流量边界(Q f=1.4m3/d)㊂忽略降雨和蒸发的作用,边界BC也设置为无流边界㊂边界CDE代表含水层-海水交界面,设置为压力边界,压力大小取决于潮汐水位㊂本研究采用正弦形式的规则半日潮:H(t)=H msl+A sin(2πt/T)(1)式中:t为时间,s;H(t)为随时间变化的潮汐水位,m;H msl为平均海水位,设为30m;A为潮汐振幅,设为1m;T为潮汐周期,设为43200s,即12h㊂Q f㊁H msl㊁A和T取值与Robinson等[9]的模型参数一致,基于澳大利亚莫顿岛含水层实际情况而设置㊂落潮期间,含水层-海水界面(CD)有溢出面形成,本文采用Xin 等[22]提出的方法模拟溢出面㊂1.2㊀研究工况和模型参数设置1个均质含水层(即表1中的工况1,主要模型参数如表2所示,取值基于Robinson等[9]的数值模拟研究)和1个含弱透水层的分层含水层(即表1中的工况2),弱透水层的水力传导系数设为1m/d,厚度为2m,位于平均海平面以下㊂基于工况2,开展敏感性分析,改变弱透水层水力传导系数(K L)(表1中工况3 工况5)㊁厚度(T L,表1中工况6 工况8)和深度(D L,即平均海平面与弱透水层顶部之间的距离,表1中工况9 工况11)㊂弱透水层水力传导系数㊁厚度以及深度的取值,基于滨海地区透水层实例参数[13-14]确定㊂虽然内陆边界给定的淡水流量保持不变(Q f=1.4m3/d),当弱透水层深度或厚度改变时,单位厚度的边界流量不同,进而影响陆源溶质的迁移特征㊂所有工况中,模型区域A F的边界节点均保持不变,仅弱透水层的位置和厚度发生改变㊂模拟分3个步骤:①无潮汐时,运行模型至稳定状态(即含水层内盐度和流场分布保持不变);②以步骤①的结果为初始条件,引入潮汐,运行模型运行至准稳态(即上盐水羽和盐水楔的大小㊁形状以及盐度分布在连续周期内保持不变);③以步骤②的结果为初始条件,在含水层水位上方以1m3/d的速率注入质量950㊀水科学进展第34卷㊀浓度为100kg /m 3的保守型溶质,注射时间为1d [9]㊂为定量分析溶质在分层含水层中的运移过程,本文采用溶质扩散面积㊁溶质残余量百分比㊁溶质扩散的水平方差和垂向方差[23]㊁溶质排放通量等量化指标㊂图1㊀二维数值模型设置示意Fig.1Schematic diagram of 2-D numerical model setup表1㊀数值模拟工况及弱透水层参数设置Table 1Simulation cases and LPL parameters工况K L /(m㊃d -1)T L /m D L /m 11000212030.12040.012050.0012061107140818091221012411126㊀表2㊀模型参数取值Table 2Parameter values of numerical simulations 参数(符号)单位取值水力传导系数(K s )m /d 10孔隙度(ϕ) 0.45径向弥散系数(αL )m 2/d 0.4横向弥散系数(αT )m 2/d 0.04分子扩散系数(D 0)m 2/d 1ˑ10-9海水密度(ρs )kg /m 31025淡水密度(ρf )kg /m 31000海水质量浓度(C s )kg /m 335淡水质量浓度(C f )kg /m 30残余饱和度(S wres ) 0.1孔隙尺寸分布系数(n )2.68进气吸力参数的倒数(a )1/m 14.52㊀结果与讨论2.1㊀溶质运移、扩散与释放图2比较了均质(工况1)与分层(工况2)含水层中陆源溶质随时间的迁移扩散过程㊂2种工况中,陆源溶质释放之后均逐渐向海移动,并最终从上盐水羽和盐水楔之间的淡水排放区排入海水中㊂同时,由于非饱和带水流流速远低于饱和带水流流速,当进入饱和带的溶质已完全离开含水层时,非饱和带内仍存在部分残余溶质(图2)㊂虽然陆源溶质在均质和分层含水层中的总体运移特征一致,但图2的比较仍能反映出一些差异性㊂可以看出,弱透水层的存在显著延长了陆源溶质在含水层中的滞留时间㊂例如,在第450d 时,均质含水层中的溶质基本已完全移除(图2(g)),而在分层含水层中仍有大量溶质(图2(h))㊂这是因为弱透水㊀第6期沈城吉,等:滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程951㊀层的低渗透性减缓了溶质的迁移速率,从而延长了溶质的滞留时间㊂此外,从图2可以看出,由于溶质释放之后难以穿过弱透水层,分层含水层中非饱和带内的溶质残余量高于均质含水层中非饱和带内的溶质残余量,如图2(i)和图2(j)的比较㊂进一步比较工况1(均质)和工况2(分层),可以发现弱透水层通过缩小上盐水羽的范围,限制了陆源溶质的垂向扩散深度㊂例如,在第300d时,溶质边缘最低点位置在均质含水层中约为-10m(图2(e)),而在分层含水层中则为-8m(图2(f))㊂图2㊀均质(工况1)和分层(工况2)含水层中地下水流场㊁盐度分布以及陆源溶质迁移过程比较Fig.2Comparison of groundwater flow field,salinity distributions and land-derived solute transportin homogeneous(Case1)and stratified(Case2)coastal aquifers952㊀水科学进展第34卷㊀基于溶质扩散面积㊁溶质残余量百分比㊁水平方差(σ2xx)和垂向方差(σ2zz)等指标,定量分析弱透水层对陆源溶质在含水层中迁移过程的影响㊂图3(a)比较了均质(工况1)和分层(工况2)含水层中陆源溶质扩散面积随时间的变化㊂溶质扩散面积在2个工况中均呈现出先增大后减小的趋势㊂进一步比较2个工况,发现分层含水层中的最大溶质扩散面积大于均质含水层中的最大溶质扩散面积,是由于陆源溶质在分层含水层中停留的时间较长,进而溶质扩散的持续时间也较长㊂此外,与均质含水层相比,分层含水层中溶质扩散面积下降至0左右(即完全排出含水层)所需的时间更长,而且下降速率更慢㊂溶质扩散面积在2个工况中的比较趋势与图2中所反映的趋势一致,进一步说明弱透水层对陆源保守型溶质在含水层中迁移的阻碍作用㊂以持续注射1d后饱和带以及非饱和带内的初始溶质量为基准,刻画2种工况下饱和带与非饱和带中的溶质残余量的百分比变化㊂如图3(b)所示,工况2中弱透水层的阻碍作用使得饱和带溶质量的下降速率远低于工况1均质含水层中的速率㊂例如,在第450d时,工况1中的饱和带溶质量百分比已趋近于0,而工况2饱和带中仍有大约70%左右的溶质㊂此外,与分层含水层(工况2)相比,均质含水层(工况1)非饱和带溶质残余量百分比的下降速率呈现先慢后快的趋势㊂但是,在模拟末期(如800~1000d),2个工况中的非饱和溶质残余量百分比十分接近且远大于0(18%左右);这是由于非饱和带流速极小,溶质需要较长的时间才能最终完全进入饱和带中㊂如图3(c) 3(d)所示,陆源溶质的水平方差和垂向方差在均质含水层(工况1)中达到峰值的时间更快且峰值更高,说明弱透水层(工况2)限制了溶质在水平方向以及垂直方向的扩散范围和速率,并且弱透水层的限制作用在垂直方向更加显著㊂例如,均质含水层中垂向方差达到峰值的时间为395d且峰值为16m2,而分层含水层中这2个参数分为别630d和10m2(图3(d))㊂图3㊀均质(工况1)与分层(工况2)含水层情况下不同溶质迁移量化指标随时间变化的对比Fig.3Comparison of different time-varying quantitative indexes regarding solute transport between Case1and Case2进一步计算了溶质在含水层-海水界面(图1中的CDE边界)释放通量随空间和时间的变化(图4)㊂从图4(a)中可以看出,均质和分层含水层中溶质在含水层-海水界面的释放区域都位于最低潮位与含水层交点处(绿点)的附近㊂此外,溶质释放区域的宽度在分层情况下(工况2)更宽,这与图2所反映出的分层含水层中更宽的淡水排放区(图2(j)与图2(i)对比)有关㊂由于溶质的注入量相同,溶质通量的峰值在释放区域较窄的均质含水层中(工况1)更高㊂图4(b)所比较的溶质释放通量的时间变化表明,与分层含水层相比,均质含水层中溶质释放的起始时间更早㊁持续时间更短㊁通量峰值更高㊂2.2㊀弱透水层敏感性分析基于分层含水层(工况2)的设置,通过改变弱透水层的水力传导系数㊁厚度以及深度,开展敏感性分㊀第6期沈城吉,等:滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程953㊀图4㊀均质(工况1)和分层(工况2)含水层中陆源溶质在含水层-海洋界面释放通量的时间与空间分布比较Fig.4Comparison of spatial and temporal distributions of land-derived solute discharge across the aquifer-ocean interface in homogeneous(Case1)and stratified(Case2)aquifers析,以进一步揭示陆源溶质在分层含水层中的迁移机制,各参数的敏感性分析如下㊂2.2.1㊀弱透水层水力传导系数变化对溶质迁移的影响图5比较了不同弱透水层水力传导系数情况下陆源溶质在分层含水层中的迁移过程㊂可以看出,随着弱透水层水力传导系数的减小,非饱和带内溶质滞留量显著增加,并且饱和带内被阻滞在弱透水层中的溶质量增多,进而使得陆源溶质在含水层中的运移时间延长㊂当弱透水层水力传导系数足够小时(如工况5),潮汐波动引起的海水循环以及上盐水羽大部分位于弱透水层中,使得溶质大都在弱透水层内缓慢向海移动,从而在含水层中滞留更长时间(图5(c))㊂图5㊀不同弱透水层水力传导系数情况下陆源溶质的迁移过程比较Fig.5Comparison of land-derived solute transport under conditions of different K L 图6(a)的溶质扩散面积比较表明,当弱透水层水力传导系数不小于0.01m/d时(工况2 工况4),该参数的降低会推迟溶质扩散面积峰值的到达时间并减小峰值㊂虽然工况5(K L=0.001m/d)中的溶质最大扩散面积最小,但是达到最大值的时间短于其他工况㊂原因在于工况5中大量溶质分布在弱透水层和非饱和带内,无法运移至含水层下部,因此,在内陆淡水作用下,弱透水层和非饱和带之间的溶质更快954㊀水科学进展第34卷㊀地排入海水㊂从图6(b)可以看出,当弱透水层水力传导系数大于0.001m/d时(工况2 工况4),滞留在弱透水层中的最大溶质量接近,但水力传导系数越低,溶质需要更长的时间离开弱透水层㊂水力传导系数为0.001m/d 的工况5中的最大弱透水层溶质量则远低于其他工况㊂图6(c)和图6(d)分别比较了不同弱透水层水力传导系数情况下陆源溶质的水平方差和垂向方差随时间的变化㊂结果表明,弱透水层水力传导系数的减小会限制溶质在水平方向和垂直方向的扩散程度,尤其是在垂直方向㊂此外,2个方向上的方差在模拟后期(如1500~2000d)维持在一个特定值左右,这是由非饱和带内残余溶质所造成㊂综上所述,分层含水层中,弱透水层限制溶质在重力方向的运移,溶质在非饱和带的滞留量增加㊂这种现象表明,含有弱透水层的滨海含水层非饱和带更易遭受长期污染㊂图6㊀不同弱透水层水力传导系数情况下不同溶质迁移量化指标随时间变化的对比Fig.6Comparison of different time-varying quantitative indexes regarding solute transport for different K L2.2.2㊀弱透水层厚度变化对溶质迁移的影响图7比较了不同弱透水层厚度时陆源溶质在含水层中的运移过程㊂与2.2.1节中水力传导系数的敏感性分析结果相似,当弱透水层的厚度增加时,由于其低渗透性,溶质在含水层中的滞留时间显著延长㊂例如,第650d时,工况6(1m弱透水层厚度)中溶质已基本完全离开含水层(图7(g)),而工况8 (8m含水层厚度)中仍然存在大部分溶质(图7(i))㊂虽然弱透水层渗透性较低,但当其厚度较小时,进入饱和带的溶质能够在短时间内穿越进入下方渗透性较高的含水层区域,缩短向近海排放的时间(如工况6)㊂较厚的弱透水层(如工况8)则覆盖了溶质运移范围,其低渗透性使得溶质需要较长的时间才能完全排入海水㊂图8的结果表明,当弱透水厚度增加时,溶质扩散的最大面积增加并且扩散面积下降至0(即完全排入海水中)所需时间也延长(图8(a))㊂同时,滞留在弱透水层中的溶质量以及溶质离开弱透水层所需时间均随着弱透水层厚度的增加而上升,但是当弱透水层达到一定厚度时溶质量的增加幅度较低(如工况7 工况8,图8(b))㊂不同工况中,相近的最大水平方差值,反应了弱透水层厚度对溶质在水平方向扩散影响较小(图8(c))㊂与水平方差相比,垂向方差在不同弱透水层厚度情况下相差较大(图8(d)),这是由于溶质在较厚弱透水层中垂向运移的时间较长,而对于较薄的弱透水层溶质则能在较短的时间内穿越进入流速较快的区域并最终排入海水中㊂㊀第6期沈城吉,等:滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程955㊀图7㊀不同弱透水层厚度情况下陆源溶质的迁移过程比较Fig.7Comparison of land-derived solute transport under conditions of different T L图8㊀不同弱透水层厚度情况下不同溶质迁移量化指标随时间变化的对比Fig.8Comparison of different time-varying quantitative indexes regarding solute transport for different T L2.2.3㊀弱透水层深度变化对溶质迁移的影响从图9可以看出,当弱透水层的深度增加时,其对陆源溶质迁移过程的影响逐渐减弱㊂例如,在第350d时,工况9(2m深度)中仍有许多溶质滞留在含水层中,而工况11(6m深度)中大部分溶质已排入海水中㊂弱透水层渗透性低,则通过它的内陆淡水流量远小于通过其上方和下方的内陆淡水流量㊂当弱透水层位置较深时:首先,溶质需要向下运移较长的距离才能到达弱透水层;其次,弱透水层上方较大的内陆淡水流量加快了溶质向海侧的移动;再者,弱透水层对潮汐驱动的上盐水羽中的海水环流影响较弱㊂因此,陆源956㊀水科学进展第34卷㊀溶质在弱透水层较深的含水层中的滞留时间较短㊂图9㊀不同弱透水层深度情况下陆源溶质的迁移过程比较Fig.9Comparison of land-derived solute transport under conditions of different D L与水力传导系数和厚度相比,弱透水层深度的变化对陆源溶质最大扩散面积以及溶质运移时间的影响相对较弱(图10(a))㊂同时,弱透水层越深,滞留在其内部的溶质量越小,到达最大滞留量的时间越长,且滞留量下降至0所需的时间越短(图10(b))㊂此外,对比图10(c)和图10(d),发现弱透水层深度增加之后对溶质水平方向扩散的影响较小,而对垂向扩散的促进作用则较明显㊂原因在于弱透水层深度增加后,溶质水平扩散主要受到内流淡水流量的影响,并且削弱了其低渗透性对溶质垂向扩散的阻碍作用㊂图10㊀不同弱透水层深度情况下不同溶质迁移量化指标随时间变化的对比Fig.10Comparison of different time-varying quantitative indexes regarding solute transport for different D L㊀第6期沈城吉,等:滨海地区分层含水层中陆源溶质运移过程957㊀2.3㊀讨㊀㊀论近年来,滨海含水层的地下水动力和溶质运移过程一直是国内外学术界的研究热点[2,10,24]㊂但是,陆源溶质在受潮汐作用的滨海含水层中的迁移规律尚缺乏认识,本文的研究结论一定程度上能够促进人们对海岸带地区复杂地下水文过程的了解㊂(1)弱透水层延长了陆源溶质在含水层中的滞留时间,意味着反应型溶质的生物地球化学反应持续时间在分层含水层中将延长㊂Xiao等[25]在中国大亚湾的砂质滨海含水层开展现场监测,发现含水层中的反硝化作用导致了氮素的流失㊂根据本文研究发现,在分层含水层中,反硝化作用将持续更长时间㊂(2)弱透水层还将促进滨海含水层中的化学反应强度㊂弱透水层限制了陆源溶质的向下移动并且增大了其最大扩散面积,表明分层含水层中溶质与高含氧量海水的接触面积和反应范围将更大[12]㊂(3)弱透水层改变了陆源溶质向海排放的速率和范围,相关结论将有助于指导野外监测设备的部署㊂例如,陆源溶质在分层含水层中的排放区域更宽,因此,在分层含水层开展野外监测时需要部署更多的设备以更准确地测量溶质排放通量㊂(4)本文研究存在一些局限性,例如,忽略了变密度溶质以及溶质释放位置的变化,未考虑波动周期更长的大小潮,忽略了内陆淡水流量的季节性变化等[26-27]㊂这些被忽略的因素将使得陆源溶质在分层含水层中的迁移过程更为复杂,需要在以后的研究中考虑这些因素,以更深入地认识滨海含水层中的地下水动力和溶质迁移机理㊂3㊀结㊀㊀论基于合理概化的二维含水层断面,本文采用地下水软件SUTRA-MS探究了陆源溶质在受潮汐影响的分层含水层中的运移特征㊂主要结论如下:(1)与均质含水层相比,分层含水层中弱透水层的存在会显著延长陆源溶质在含水层中的运移时间,增加陆源溶质在非饱和带中的滞留量,加大溶质的最大扩散面积,减弱溶质在水平方向和垂直方向的扩散程度㊂(2)弱透水层能够降低溶质在含水层-海水界面的最大排放通量,使得溶质的排放区域变宽,并延长溶质排放的持续时间㊂(3)敏感性分析结果表明,弱透水层水力传导系数和厚度对溶质扩散面积㊁弱透水层内溶质残余量㊁溶质水平扩散程度以及垂向扩散程度等方面的影响较显著,而弱透水层深度对这些指标的影响则相对较弱㊂参考文献:[1]董健,曾献奎,吴吉春.不同类型海岸带海水入侵数值模拟研究进展[J].高校地质学报,2018,24(3):442-449. (DONG J,ZENG X K,WU J C.Advances in numerical simulation of seawater intrusion in different coastal zones[J].Geological Journal of China Universities,2018,24(3):442-449.(in Chinese))[2]郭巧娜,赵岳,周志芳,等.人类活动影响下的龙口海岸带海底地下水排泄通量研究[J].地学前缘,2022,29(4): 468-479.(GUO Q N,ZHAO Y,ZHOU Z F,et al.Submarine groundwater discharge in Longkou coastal zones under the influ-ence of human activities[J].Earth Science Frontiers,2022,29(4):468-479.(in Chinese))[3]罗璐,俞烜,刘丙军,等.基于地表水-地下水耦合模型的海底地下淡水排放量估算[J].海洋科学,2021,45(9):29-39.(LUO L,YU X,LIU B J,et al.Investigation of submarine groundwater discharge using the coupled surface-subsurface mod-eling[J].Marine Sciences,2021,45(9):29-39.(in Chinese))[4]王焰新,甘义群,邓娅敏,等.海岸带海陆交互作用过程及其生态环境效应研究进展[J].地质科技通报,2020,39 (1):1-10.(WANG Y X,GAN Y Q,DENG Y M,et nd-ocean interactions and their eco-environmental effects in the。
