一、简介
各种规模的水库为河流沉积物的输送提供了重要的障碍，因为沉积是所有水体的自然过程。淤积导致水库容量减少，从而降低其原有功能，给水库管理带来重大问题。因此，沉积被认为是世界各地水库寿命缩短的主要原因（例如 Mahmood引文1987年，莫里斯和范引文1997）。储层的未来命运很大程度上取决于所接收物质的体积和性质。小池塘和水库容易快速填满，特别容易受到影响（Dendy引文1974 年，卡瓦略等人。引文2000）。据估计，全世界有几百万个这样的水库（Verstraeten 和 Poesen引文2000）。捷克共和国也有许多小池塘和水库。

对集水区的不当干预（通常是农业）可能会加速水库淤积，导致加速侵蚀。此外，由于气候变化和长期干旱，小型水库的重要性被认为日益增加。规划建设新水库是一个长期过程，既要充分利用现有水库，又要恢复库容。此外，水库淤积的不利影响是大坝下游缺乏沉积物（饥饿水域），这会加剧河流侵蚀并影响河流生态系统（Brandt引文2000，皮克等人。引文2017）。因此，可以考虑采取一些修复措施来恢复水库的原始蓄水能力，例如冲洗、控制沉积物路由或机械清除（例如Schüttrumpf和Detering）引文2011年，康道夫等人。引文2014a，Guillén-Ludeña等人。引文2018，Bladé Castellet等人。引文2019）。

不同规模的水库都进行了水位下降沉积物冲刷或泄洪（Brignoli等人，2014）。引文2017 年，埃斯帕等人。引文2019），但冲水管理需要特定的条件，例如高水文流速、足够的水库尺寸和几何形状（Frémion等，2019）。引文2016）。冲洗作业通常在山区水库中进行（Guillén-Ludeña等人，2014）。引文2018，曼索等人。引文2018）。然而，这对于大型水库来说通常是不可能的，因为它们太大并且冲洗可能只影响水库的一小部分。同样，在小型水库中，由于流量过低，冲洗也不是优选的。因此，优先选择直接开挖沉积物，这需要暂时降低水库水位或完全排空。水位下降后，水库中可能会发生侵蚀，特别是沿着以前的河道（Pacina等，2017）。引文2020），但侵蚀速率也受到沉积物性质的影响，例如颗粒尺寸和成分（Randle等，2020）。引文2015）。然而，水库沉积物的持续侵蚀可能会成为水库长期水位下降的一个严重问题。底部沉积物带来的潜在污染可能会给下游生态系统带来相当大的风险（Frémion等人，2017）。引文2016）。

因此，沉积速率、低水位期间的侵蚀速率和程度以及相关的污染风险都是小型水库管理的关键要素，了解这些要素至关重要。水库水位下降后的侵蚀速率和程度评估以及沉积物质量分析有助于预测水位下降管理对下游河段的影响及其潜在污染。水位下降后水库沉积物调查方法的选择对于水库管理也至关重要。沉积物取芯或地球物理或航空调查等各种方法只能提供有限的视角，这表明存在研究空白。另一方面，方法的组合使得批判性地评估数据成为可能。

Pocheň水库是一个典型的小型水库，位于小流域内，具有混合土地利用（森林、田野和草地），并且对城市面积和工业影响最小，使其成为本研究的合理选择。该水库于 2017 年被清空以进行沉积物管理，这为研究与出现的水库底部沉积物相关的沉积、侵蚀和人为负荷提供了绝佳的机会。本文的目的是利用沉积物岩心的高分辨率地层学结合地球物理和无人机成像，深入了解小型模型水库中复杂的沉积和侵蚀过程。这种方法可以提供一种创新方法并评估不同技术分析小型水库沉积过程的适用性，以及与水库下降相关的过程。这个缺失的环节可以进一步用于设计有关沉积物清除的合适管理策略。另一个目的是描述水库水位下降后与沉积物特性及其潜在污染相关的侵蚀模式。

2. 地理环境和历史
Pocheň 水库（图。1）位于捷克共和国东北部（靠近克尔诺夫市）的奇济纳河上，该河是奥帕瓦河的右手支流，奥帕瓦河本身也是奥得河的左手支流。水库建于1975年，主要蓄水用于农业、防洪、渔业和娱乐。该河谷型水库总库容81.7万立方米，水面面积16.6公顷。大坝附近最大水深8 m，平均水深4.9 m。吉济纳河年平均流量为 0.26 m 3 s -1（10 年洪水：Q 10  = 26.6 m 3 s -1，50 年洪水：Q 50  = 48.2 m 3 s -1和100年洪水：Q 100  = 59.8 m 3 s −1 )。上游流域面积64.85 km 2，仅有小村庄，无大型工业用地。20世纪下半叶，流域内的土地利用发生了变化，原来的小块田地变成了大片土地。1989年以后，森林和草地比例增加，耕地比例减少。

目前，该流域由农田、草地和森林组成。1996年，水库遭遇山洪，水溢出大坝，洪水破坏了下游村庄。因此，水库运营商 Povodí Odry 于 1998 年决定对坝体进行修复。由于库容丧失，水库于 2017 年秋季进行排水。排水后，故意将水库底部暴露在天气条件下，以改善水库的水位。进一步处理前水库沉积物的性质。最终，2020年疏浚沉积物，水库再次蓄水。

3. 方法
岩心钻探、探地雷达 (GPR) 勘测和水库底部航空成像相结合，获得了沉积和侵蚀过程的稳健模型。使用配备 400 MHz 天线的 GSSI TerraSirch 3000（美国 Conyers Inc.）探地雷达，测量了总共 21 个探地雷达剖面，长 21 至 209 m，主要垂直于水流。为了提高可达性，调查是在冬季在冻结的沉积物表面进行的；因此，相对介电常数（介电常数）设置为4。样本数设置为1024，时间增量设置为0.78。使用 ReflexW 软件（Sandmeier，德国）通过移动开始时间、露水、背景去除、能量衰减增益、带通滤波器、迁移和运行平均值对探地雷达原始数据进行过滤。

2018 年 1 月，在水库排水时，使用配备 24 毫米焦距镜头相机的 DJI Phantom 4 Pro 无人机对水库底部进行了扫描，正面重叠率为 85%，侧面重叠率为 65%。八个地面控制点用于成像飞行。具有实时运动定位（RTK）校正功能的高精度全球导航卫星系统（GNSS）系统（Trimble R4）用于测量地面控制点（GCP）。半全局匹配（SGM）和运动结构（SfM）方法用于图像处理。使用 AgiSoft Photoscan Professional 和 Trimble INPHO 软件，采用 SfM 和多立体视图图像匹配方法对低空无人机成像获取的数据进行摄影测量处理。

从 Pocheň 水库的不同部分取回了五个岩心，标记为 Po1 至 Po5（图2）使用设置在 1 m 箔衬管（Po2、3 和 4）中的冲击钻和带有液压岩心捕集器的 UWITEC 重力取芯采样器（奥地利），并放置在内径为 6.3 cm 的管中（Po1 和 Po5）。长芯是通过将芯重新引入孔中（三段）而获得的复合芯。将岩心纵向切割、描述并以 1 厘米垂直间隔取样。将样品在环境条件下干燥并储存在塑料袋中。

使用 KLY-4S Kappabridge（Agico，捷克共和国）对样品进行质量特异性低场磁化率 (MS) 分析，磁场强度为 300 Am −1 ，工作频率为 920 Hz，灵敏度为 3 × 10 − 8国际单位制。使用 Analysette 22 MicroTec plus 激光粒度仪（Fritsch，德国）测量所选样品（岩心 Po1、2、3 和 5）的晶粒尺寸。在分析之前，将样品均质化并在水中混合成糊状。手动去除有机残留物和叶子（如果存在）。

在进行后续分析之前，将样品粉碎至分析细度（< 62 µm）。使用具有钨光源、d/8 测量几何结构和 8 mm 孔径的 X-Rite SP62（X-Rite Inc.，美国）分光光度计测量粉末样品的可见光漫反射光谱 (Vis DRS)。输出数据以 CIELAB 颜色系统中黑白轴上的沉积物亮度 (CIEL*) 形式呈现，反映了样品中浅色和深色矿物成分的相对比例。红绿轴上的 CIEa* 参数（负值朝向绿色，正值朝向红色）呈现在相同的颜色系统中。

使用带有 NaI (Tl) 的 SG1000 LAB 伽马射线能谱仪（Nucleus，美国）在垂直间隔为 4 cm 的岩心样品上测量 137 Cs 同位素的质量活度（使用四个合并样品来增加沉积物质量）闪烁井探测器RT-50（检测限0.02 Bqkg -1）和30分钟测量时间。使用 DELTA Premium 装置（Innov-X，美国）通过能量色散 X 射线荧光 (EDXRF) 对粉末样品测量所选样品的元素组成（成石元素和重金属）。

4. 结果
4.1. 航空图像和探地雷达勘测
无人机勘测用于更好地了解水库沉积物分布，并评估裸露底部的侵蚀程度。水库底部最显着的特征是吉济纳河的临时水位下降通道（图2）。河流倾向于将其河道切入水库沉积物中。与此同时，由于河岸塌陷和松软、松散的水库沉积物的侧向侵蚀，时间河道变宽。最广泛的侧向侵蚀出现在中部，这里的河道形成了一个由许多较小河道组成的复杂的多分支系统。这种图案在旧铺砌道路穿过水库的内侧部分结束。过了这个地方，河流又在一条河道中流向下游。在那里，河道切入水库前沉积物的水平，也显示出向源头侵蚀的趋势。在较小程度上，侵蚀也发生在距当前海藻较远的地点。这些侵蚀结构向河道方向扩大和加深（类似于细沟侵蚀），

探地雷达勘测揭示了地下的详细内部结构（图3）。型材内的最大穿透深度为 1.8 m。剖面下部的特征是低频噪声，通常深度大于 1 m，这可能反映了储层边缘的基岩蚀变或储层前河流沉积物，由于存在大碎屑而显示出多个丘状和双曲线反射和巨石。储层沉积的开始，表现为主要雷达相之间的边界（参见图3，黄色虚线），在大多数剖面中由强反射表示，并且在大多数剖面中都可见。这个重要的地层表面代表了水库充填之前的前谷底。其深度位置已被岩心数据证实。在水库边缘，反射器显示出倾斜于前谷底的重叠图案。水库沉积物的内部结构由几个特征和两个主要单元组成。第一个单元发育于局部凹陷，往往与储层前底部平行。这些局部洼地遍布整个水库，包括在几条剖面上发现的吉济纳河的前河道。第二覆盖单元由水平至亚水平反射器表示。在该单元内部识别出具有强反射的事件层；它可能代表洪水事件。发现反射类型的独特模式与其在储层内的位置有关。靠近入流的典型近端剖面显示出不良的不连续反射，有时具有丘状和小丘状的几何形状，而远端剖面（靠近坝壁）显示出光滑且轮廓分明的连续反射器。

4.2. 岩性和岩石物理代理
在岩心中发现了两个沉积物单元。第一个单元代表较古老的河流和崩积沉积物序列，第二个单元包括水库充填后沉积的水库沉积物。在 0.4 m (Po1)、0.8 m (Po2)、1 m (Po3) 和 1.2 m (Po4) 深度的四个岩心中发现了水库沉积的开始，这表明向大坝方向沉积物厚度略有增加。Po5岩心未捕获水库沉积物基底；根据探地雷达测量，我们预计该地点的厚度为 1.5 m。在储层沉积物的岩性中已经发现了明显的近端到远端的变化。在水库流入中发现了一个小型三角洲体，主要由非常粗的沙子组成，偶尔有植物遗骸，夹有富含有机物的层，其中含有丰富的植物残骸和木质碎片。近端部分的沉积物由非常粗粒的沙子组成，含有丰富的植物残骸和树叶，有时夹有由淤泥或细粒沙组成的较细层。储层中部普遍存在更细粒的均匀沉积物，有时是层状沉积物；它们包括砂质粉砂或粉砂。远端地区盛行均匀的细粒沉积物，即粉砂和粘土粉砂。它们包括砂质粉砂或粉砂。远端地区盛行均匀的细粒沉积物，即粉砂和粘土粉砂。它们包括砂质粉砂或粉砂。远端地区盛行均匀的细粒沉积物，即粉砂和粘土粉砂。

粒度分布表明从近端到远端方向有强烈的趋势。结果还以三元图表示，显示粘土、淤泥和沙子的相对比例，以证明岩心之间的粒度差异。大部分储层样品分为粉质砂、砂质粉砂和粉砂（图4）。沙子的比例变化很大，范围从 0.01% 到 84.4%。流入部分（Po1）以砂成分为主，中值为61.8%。在储层的内侧部分（岩心 Po2 和 Po3）也发现了显着的砂比例，而储层远端部分（岩心 Po5）的典型砂比例几乎为零。淤泥比例也变化很大，从 11.5% 到 87.1%，并向下游增加；最高中值（79.3%）出现在核心 Po5 中。粘土含量范围为3.31%至29.86%；在入流附近 (Po1) 测量到的值非常低，相反，最高值在储层的远端部分 (Po5)，其中粘土的最高中值也出现 (19.5%)。近端岩心显示出岩心下颗粒尺寸的高度变异性，显示出砂子和淤泥比例的偏转。在储层最远端的沉积物中观察到非常均匀的粒度分布。除了最远端岩心 (Po5) 顶层晶粒尺寸略有上升的趋势外，没有明显的时间趋势。

在四个岩心（Po2 至Po5）中测量了 137 Cs质量活度，并在其中三个岩心中检测到了明显的峰值（图5）。137 Cs 质量活度值从低于检测限变化到高达82 Bqkg -1。结果表明，岩心最深部分的137 Cs 质量活度低于检测值是典型的，随后出现一个峰值，其特征是急剧增加。该峰值位于不同深度间隔，具体取决于核心位置。峰值正好位于岩心 Po2 的地下（0-4 cm 深度），峰值位置的深度增加到地表以下 48-53 cm（Po3）和 62-69 cm（Po4）。然后，所有三个核心的值都缓慢向上下降。在 Po3 和 Po4 岩心中发现的小峰位于最上部，表明富含137的较旧层的改造CS。远端核心Po5显示出不同的深度模式，其中通过剖面的下部发现 137 Cs的低质量活动（〜20 Bqkg -1） ，随后在表面下方13和20 cm之间出现峰值。

质量特异性 MS 值变化很大，从 2.03 × 10 -9 m 3 kg -1到较老的前储层单元的8.27 × 10 -7 m 3 kg -1 ，以及从 6.42 × 10 -8 m 3 kg -水库沉积物为1至 8.28 × 10 −8 m 3 kg −1 (图5）。MS 值揭示了岩心下部（冲积/崩积沉积物）稳定且均匀的深度模式。在水库沉积开始后也是如此；然而，与旧设备相比，这些值高出一个数量级。核心上部的 MS 值从中部开始急剧增加，表明磁力增强。随后出现小偏转，最后在顶层观察到轻微的下降。在 MS 测井中发现了明显的趋势，从而实现了岩心相关性，特别是在岩心位置 Po2 和 Po4 之间的中间部分。Po1 岩心显示出均匀的测井曲线，而 Po5 岩心的 MS 测井曲线代表了储层沉积物剖面的上部。深度模式与其他核心中的深度模式部分相关。

颜色数据表明水库前和水库沉积物之间的颜色对比。在一些岩心中观察到水库沉积物的亮度值 (CIEL*) 略低，这表明水库沉积物通常比旧的水库前单元更暗。例外的是近端岩心 Po1 含有更多浅色储层沉积物（CIEL* 值较高），其较浅的颜色可能是由于其粗粒性质。蓄水池充水后，亮度会出现短暂的负偏移。亮度数据的深度分布在水库沉积物中通常更加不均匀，与较旧的前水库单元中更稳定的值相比，类似于更锯齿的模式（图5）。亮度呈垂直分布，与粒度分布一致。一些 CIEL* 最小值与富含沙子的层相对应，但在其他层中，相反的趋势表明高 CIEL* 值与更细粒度的层呈正重合。CIEL* 最小值与 MS 测井曲线上的峰值一致，反之亦然。CIEa* 的深度剖面（红轴到绿轴）表明储层充水后值的突然变化（图5）。在某些岩心（Po1 至 Po3）的储层底部上方测量的低值（CIEa* 从 ~ -1 到 1）表明颜色轻微转变为绿色（负值）或轻微转变为微红色调。CIEa* 值（在水库沉积物单元中）显示出垂直向上增加的红色色调，仅具有较小的值偏差。核心 Po3 从这一趋势中脱颖而出，显示出局部最小值和最大值的偏差。CIEa* 值还显示出从近端到远端方向轻微向红色偏移。

4.3. 块体岩石元素地球化学
一些元素的深度剖面显示出储层充注后的变化，反映了储层内相的变化和能量条件的波动。这就是储层近端部分某些元素呈锯齿状深度模式的原因，其浓度垂直变化很快，而远端部分的垂直模式则更稳定。储层充填后地球化学偏转的突然变化可以在 Zr 深度剖面上说明，显示其减少。相反，填充后 Fe 和 Mn 浓度出现正峰值。Al、K、Ti、Rb的浓度向湖的远端呈逐渐增加的趋势。主要成岩元素（K、Al、Si、Ti、Zr 和 Rb）反映了硅质碎屑沉积物输入的变化。所以，水库沉积物的化学成分与粒度有关。我们使用 Al/Si 比率作为晶粒尺寸的附加指标，填充后它显示出增加。总体趋势表明远端部位某些元素（即铷）的浓度增加。

重金属的深度剖面（图6）显示出非常相似的趋势，但出现了一些变化。它们的浓度在粗粒层中大多较低，而在核心的某些部分，颗粒尺寸对重金属浓度的影响缺失。一般来说，重金属的浓度从近端到远端的方向增加。对于位于流入和储层内侧部分的岩心，Pb、Zn 和 Cu 的浓度在地下层最高。在最远端的岩心（Po5）中，重金属的垂直分布在地表以下 90-60 厘米的区间内显示出最大值，然后是明显的最小值和较小的地下峰值。将重金属浓度标准化为成岩 Rb，以抑制成岩变异性（Grygar等，2017）。引文2010，Sedláček等人。引文2013）。我们使用富集因子（EF）和标准公式作为给定目标元素（TE）的实际浓度与背景比率的比率。

铷和重金属（Pb、Cu 和 Zn）的背景值（平均上大陆地壳）取自 McLennan（引文2001）。EF 值（图6）在储层的内侧部分最高。Zn 和 Cu 的 EF 值代表轻微富集（低于 5），而 Pb 的 EF 值在 2 到 8.2 之间变化，通常属于中度富集（出生）引文2003年，陈等人。引文2007）。

元素比率用于区分由于岩心在储层中的位置而引起的岩心之间可能存在的差异（图7）。结果以 Fe 相对于 Al/Si、Ti 相对于 Al/Si、Rb 相对于 Zr 以及 Rb 相对于 Zn 的散点图形式显示。所有散点图都显示各个岩心之间元素值的部分重叠，但每个岩心都存在轻微的变化，其中每个分支都遵循几乎线性的趋势，具体取决于沉积物结构。双图中显示了不同的簇，反映了水库内的位置和沉积物基质的差异。

5. 讨论
5.1. 航空成像和探地雷达勘测
正如 Randle等人提出的那样，无人机是记录水库冲刷或侵蚀沉积物的体积和范围的好工具。（引文2015），Pagliari等人。（引文2017）和埃文斯等人。（引文2022）。在我们的研究中，无人机能够揭示冲刷水库内部的侵蚀程度，特别是临时水位下降通道中的河岸退缩和侧向侵蚀。对于长期冲刷的水库，通过重复无人机勘测可以获得最佳结果，这可以有效记录侵蚀进展。根据其他研究（Moorman），探地雷达勘测显示了波切尼水库内组织成建筑元素的三个主要雷达相引文2001，维塞拉斯等人。引文2009 年，巴贝克等人。引文2020年，引文2021 年，Sedláček等人。引文2022年）。雷达相RF1由低频噪声组成，带有一些双曲线和多次反射，不规则地散布在空间中，层状组织较弱；RF1 可归属于水库沉积物下方的崩积层或河流层序。储层序列中的典型模式表明，由于粗粒近端沉积物（雷达相 RF2）的非均质性质，导致靠近入流的反射体混乱、界限不清且不规则。在这里，探地雷达剖面上看到的储层沉积物厚度的减少表明沉积和侵蚀的相互作用，如反射器的不连续特征所示。水库序列内的小双曲线和多次反射表明存在巨石，可能是由洪水事件搬运的。这种洪水层的一个很好的例子可能是在 0.3 至 0.5 m 深度处具有强烈 GPR 反射标记的层，它对应于岩心中发现的沙层。我们将此层归因于 1996 年的洪水事件。最后，与大坝附近岩心中的细粒沉积物相关的水平到亚水平连续且光滑的反射体（雷达相 RF3）表明主要是悬浮液沉降。以前的频道（图8）的吉济纳河（1950 年代）根据旧地图中记录的位置在探地雷达剖面中得到识别。

基于使用探地雷达和岩心数据识别水库底部的基础上，在 ArcGIS 软件中评估了沉积物厚度模型（图8）。它显示了水库建设以来积累的水库底部沉积物的空间分布。上面的棕色表示沉积物层较厚的部分，而下面的黄色表示水库内沉积物层较薄的部分。沉积物厚度由近端到远端、从储层边缘到储层中心（轴线）逐渐增大。模型清楚地表明，靠近大坝的最深处区域沉积物层最厚（1.7 m），整个水库的平均厚度估计为 0.5 m。沿着颞河道也发现了更小的厚度。该模型还显示一些点（在近端和中间部分）具有局部较高的沉积物厚度。图9），与 GPR 配置文件相同。所得横断面显示，水库沉积物的底部非常接近水库边缘的现有底部，并向水库轴线方向增加。在某些样带上，这种增加是逐渐的，而在另一些样带上，这种增加则更加突然（比较样带 GPR2 和 GPR4）。这种差异可能是局部形态的结果。横断面还揭示了一些沉积物厚度异常高的地方，代表了储层前表面的局部凹陷。其中一些非常靠近 20 世纪 50 年代的前 Čižina 河道位置。

5.2. 泥沙堆积过程
较老的崩积层/冲积层和水库沉积物之间的过渡特征是颜色和结构变化方面逐渐且分散的岩性边界，表明水库初始充填缓慢。这可能是由于西纳河流量低造成的，这表明从河流域到湖泊域的过渡过程很缓慢，在水库最初充水过程中，水库前沉积物没有受到实质性侵蚀。特别是在距海潮较远的地方，即使在水库前河流阶段，也发生了细粒河岸沉积物的沉积。然而，与洪水事件相关的流入流量的变化模糊了靠近流入的非常近的部分中两个岩性单元之间的边界。另一种解释指出，靠近海潮的水库前河流沉积物具有粗粒性质。同样，大坝建设后带来了粗粒沉积物，形成了三角洲，这也导致了这些单元之间的低岩性对比。

结果表明，储层内可区分多个地层储层单元。因此，水库沉积演化经历了三个阶段。第一个涉及水库初始充水后局部洼地的优先沉积物沉积，与其他水库类似（Sedláček等人，2017）。引文2017年，引文2022年）。第二阶段的特点是在旧表面上沉积片状连续水平层。由于河流流量减速、适宜的条件和水库几何形状，三角洲的形成是水库流入部分的典型特征。在 Pocheň 水库中，由于流量低，在水库流入处仅形成了小型三角洲堆积物，并在较低水位期间出现在水面之上，这表明其不稳定且易受侵蚀。同样，近端部分的沉积物厚度较低，是前河道附近水库沉积物频繁再悬浮和侵蚀的结果。最后阶段的特点是远端沉积物优先堆积。最年轻的单元在近端部分几乎完全缺失，而其厚度向大坝方向增加，表明沉积中心向下游沉积和移动。这些最年轻的沉积物包的一部分可能代表重新沉积的近端沉积物。

沉积模式由与流入流量、可用容纳空间（取决于实际水位）和水库几何形状相关的能量条件驱动。类似地，随着水动力能量的减小，颗粒尺寸从近端到远端方向减小，这是储层中的常见趋势（López等，2017）。引文2016，Sedláček等人。引文2016年，引文2017年）。这种趋势对于长的大型水库最为典型，但结果表明，这种下游颗粒尺寸排序也可能发生在 Pocheň 等小型水库中。在流入区，根据当前的流量和水位，积累期和侵蚀期交替出现。侵蚀阶段盛行，导致侵蚀向下游输送，并在储层中、远端沉积。入流附近原来沉积的砂层重新沉积在水库中部；然而，由于流速降低，输送能力下降，大多数粗粒沉积物无法输送到更远的大坝。水位的变化可以凸显近区和库缘沉积物的侵蚀和再沉积。随着流动能量从近端到远端的方向减小，细粒沉积物的比例增加。远端区域的特点是主要是在平静条件下沉积的细粒粘土和淤泥沉积物。沉积过程受到水库规模较小的强烈影响，因为大坝附近的沉积物厚度往往较高，这是小型水库的典型特征（Morris 和 Fan）引文1997 年，肖特博尔特等人。引文2005）。高能近区耗尽的细粒沉积物很容易到达大坝，形成所谓的“泥湖区”（Morris 和 Fan）引文1997 年，肖特博尔特等人。引文2005 年，Sedláček等人。引文2016），正如在 Po5 岩心中观察到的那样，其中粘土和粉砂成分占主导地位。富含有机残留物的沙层是洪水的结果。然而，靠近大坝的沙子含量迅速减少，表明洪水能量迅速损失。

探地雷达勘测和岩芯沉积物厚度数据用于确定水库中截留的沉积物体积。对于此计算，几何形状近似为具有梯形横截面的几何图形，类似于三维形状（Romero-Díaz等人，2013）。引文2007 年，Sedláček等人。引文2016，巴贝克等人。引文2020）。据测算，水库蓄水以来，已累计沉积泥沙约9.9万立方米，相当于每年沉积泥沙总量2250立方米。2016 年 Pocheň 水库探地雷达调查（为 Povodí Odry 公司、Beneš）进行的探地雷达调查报告了略高的值引文2016），含沙量109 362 m 3。这些值之间的差异可能是由于计算方法不同造成的。另一种解释可能是水位下降后沉积物侵蚀造成的损失。在这种情况下，2016年至2018年期间将清除约10 000 m 3的泥沙。考虑到2018年的泥沙量，水库库容较1975年的原始库容817 000 m 3 减少了12.1 %。这相当于存储容量每年损失 0.3%，在全球范围内每年损失 0.2% 到 1% 的范围内（Mahmood引文1987 年，Araújo等人。引文2006 年，Wisser等人。引文2013年，施门格勒和弗莱克引文2015）。

5.3. 沉积物堆积率
年龄的确定基于两个重要事件。湖泊沉积的开始（1975）是最重要的测年水平，它​​是根据探地雷达数据、岩石物理测井和岩心描述确定的。第二个事件是切尔诺贝利峰的位置，该位置是根据堆芯中的137 Cs 深度剖面推断出来的（例如 Walling等人，2013）。引文1999 , 艾普比引文2001 年，海姆等人。引文2004 年，威尔迪等人。引文2004）。核心 Po5 中未发现显着峰值，但我们将切尔诺贝利事件与137的增加联系起来由于总体相关性，Cs 质量活动位于轮廓的下部。根据这些事件和岩心取回时间，计算了两个时间间隔的平均沉积物积累率（SAR）。1975年至1986年期间，SAR范围为2.72（Po4）至5.63厘米/年（Po2），表明向大坝方向下降。1986年至2018年，SAR范围为0.41（Po2）至3.04厘米/年（Po5），表明向大坝方向逐渐增加。从近端部分到远端部分的时间偏移 SAR 表明沉降中心（沉积物进积）随着时间的推移正在向大坝移动。第137章含铯层进入较年轻的地层，这是从其他大坝水库中得知的（参见 Bábek等人，2014）。引文2020）。

这些结果表明，Pocheň 水库中的 SAR 受水体内位置、水深、大小和水库几何形状的控制（Sedláček等，2017）。引文2016年，引文2022）。Pocheň SAR 与其他捷克水库的SAR 相当（Sedláček等人，2014）。引文2013年，引文2016年，引文2017，巴贝克等人。引文2020）和全球数据（全球平均SAR：2厘米/年）（例如Müller等人， 2020）和全球数据（全球平均SAR：2厘米/年）引文2000年，阿纳森和弗莱彻引文2003年，奥德里等人。引文2004）。然而，由于 Pocheň 水库容量较小，很容易出现快速充水和库容快速流失的情况，这是全球许多小型水库和池塘的通病（Dendy）引文1974 年，卡瓦略等人。引文2000，Sedláček等人。引文2016）。在洪水期间，SAR 可能会高出几个数量级。一个很好的例子是 1996 年的山洪，导致大量沉积物流入 Pocheň 水库，并且可能由岩心中的粗粒层记录下来。该事件层由从近端到远端方向尖灭的沙质楔形结构组成。通过在水库上游建设一座沉淀池解决了淤积问题，该沉淀池于 2020 年竣工，可以截留大量从吉济纳河流入的泥沙。

5.4. 岩石物理特性和侵蚀证据
沉积物的颜色是沉积物成分的函数，由矿物成分的比例变化决定，特别是浅色沙粒和深色细粒材料（例如粘土矿物）。颜色变化也表明储层充填后相的变化，一些突然的颜色变化与颗粒尺寸变化有关（Sedláček等，2017）。引文2017）。岩石物理代理可识别储层中的同步层，这对于预测沉积和/或侵蚀过程是必要的。CIEa* 参数的轻微变化被解释为近端到远端方向的相变化以及储层不同部分的不同氧化还原条件。远端位置红色色调的变化可能是由于在水柱中停留时间较长导致氧-羟基混合物中铁氧化程度较高所致，正如其他水库中所描述的那样（Sedláček 等人，2015）。引文2017年，引文2022 年，马蒂斯·格里加 (Matys Grygar)等人。引文2018）。另一方面，与长而窄的储层中观察到的相比，近端和远端样品的 CIEa* 参数之间的差异很小，这可能是由于停留时间短所致。

MS 值反映了铁磁性和其他矿物输入的变化。在近端岩心中发现的明显 MS 最小值是由有机残留物的存在引起的，这是因为有机物的抗磁特性，以及有机物对磁性矿物的稀释（例如，Foster等人，2013）。引文1998 年，塞德拉切克等人。引文2017）。尽管一些 MS 峰值与砂粒尺寸层一致，但未发现 MS 与颗粒尺寸之间存在显着的因果关系。近端沉积物的粗粒性质含有大量抗磁性石英颗粒，可能会导致 MS 数据的稀释。MS 深度剖面也被证明是核之间关联的一个很好的工具。

5.5. 元素地球化学和污染的趋势
湖泊沉积的发生与某些元素行为的变化有关。有些元素，即Ti和Zr，对储层充注后的相变化非常敏感。两者通常都富含淤泥部分（Dypvik 和 Harris引文2001 年，凯兰德等人。引文2011）。相比之下，其他元素或元素比例对晶粒尺寸变化的敏感性较低，例如 Al/Si 比例，这与其他储层形成鲜明对比（Sedláček等，2017）。引文2013年，引文2017）。然而，这取决于每个流域的地质情况以及每个水库的条件。最后，水库前和水库沉积物之间的差异取决于每个水库的条件 - 其几何形状、流入流量和水库内的位置（Matys Grygar等，2017）。引文2018）。如散点图中所示，样品簇之间的变化是由沉积物基质的差异引起的。因此，地球化学成分反映了由近端到远端方向的相和粒度的变化。单个矿物颗粒的粒径和元素组成是底部沉积物地球化学组成中最重要的因素（Bouchez等人，2017）。引文2014 年，Sedláček等人。引文2017 年，马蒂斯·格里加 (Matys Grygar)等人。引文2018）。它还受到储层内初级生产力变化和氧化还原条件的影响。

MS值与岩心最上部重金属浓度之间存在良好的对应关系，呈正相关，尤其是Zn和Cu（R 2高于0.75），表明两者都与人为污染有关。在其他研究中也发现了这种正相关性，部分原因是重金属优先与飞灰颗粒和其他矿物质（例如页硅酸盐）结合，具有较高的 MS 值（Sedláček 等，2017 ）。引文2013）。重金属浓度因相和粒度变化而变化，如可能是洪水起源的粗粒层中 Pb、Cu 和 Zn 浓度较低所示。Cu、Pb 和 Zn 显示出非常相似的深度模式，表明来源相同。考虑到流域的农业性质，现代污染的来源很可能是由于前捷克斯洛伐克长期使用化肥和农药（非点源）造成的（例如Komarek等人，2007）。引文2008 年，乌普雷蒂等人。引文2009）。几位作者指出，由于世界范围内的各种农业活动，上层土壤中的铜和锌含量增加（例如 De la Torre等人，2014）。引文2000，佩德森等人。引文2002 年，诺瓦克等人。引文2004）。该来源也被确定为 Nové Mlýny 水库的主要污染源（Sedláček等人，2017）。引文2017）。然而，在更深的地层中也发现了重金属含量升高，这可能与 Lichnov 和 Horní Benešov 矿区的硫化物多金属矿化和历史采矿有关（Műcke等人，2017） 。引文2013）。

还测量了重金属浓度，以了解水库沉积物侵蚀对吉济纳河下游河段可能产生的影响。洪水期间，部分沉积的受污染沉积物重新悬浮并被输送到大坝，这表明远端沉积物中的重金属含量较高。这些较高的水平还与远端沉积物的更细粒度性质及其吸附重金属的已知能力有关（Förstner引文2004）。在水位下降和随后的侵蚀之后，此类沉积物通过出水口被冲走，这可能对下游生态系统造成一些风险（Frémion等人，2017）。引文2016）。因此，控制沉积物质量应成为水库退水后的一个重要步骤。EF 深度剖面显示，Pocheň 储层沉积物中 Cu 和 Zn 富集，而 EF 甚至在较老的储层前单元中也显示出较高的 Pb 值，表明 Pb 供应几乎恒定。最低值出现在深部核心 (Po2) 的底部，可能代表区域基线。EF 的深度剖面被用作附加的地层学工具。

5.6. 水库退水后的处理
水库水位下降后，沉积过程被水位下降增强的侵蚀所取代。水库沉积物的松散性质促进了侵蚀。此外，已知侵蚀会受到晶粒尺寸的影响。粗粒的近端沉积物往往具有较低的侵蚀稳定性，而减小颗粒尺寸和增加粘性则导致较高的沉积物稳定性（Beckers等，2017）。引文2018）。因此，兰德尔等人。（引文2015）报告称，与前三角洲和湖床的粘性更强的细粒沉积物相比，（美国埃尔瓦河上）大坝拆除后，非粘性粗粒沉积物的侵蚀程度更高。这可能导致含有相对粗粒沉积物的 Pocheň 水库中部的时间河道变宽。此外，河道拓宽可以输出大量沉积物（Doyle等，2015）。引文2003）。银行倒闭等大规模运动导致了整体侵蚀，特别是在波切尼水库的中部。根据威尔科克斯等人的说法。（引文2014），与大坝溃决后的河流侵蚀过程（美国白鲑鱼河）相比，质量运动将沉积物更快地输送到河道。我们的结果表明，通道倾向于形成具有分支模式的更自然的通道几何形状。兰德尔等人。（引文2015）描述了大坝拆除后河道平面形状的演变，从狭窄、蜿蜒到宽阔、辫状，再到更窄和随时间的切割。然而，侵蚀也受到大坝流入和流出之间的河流坡度以及切割倾向的影响。临时水位下降河道的水流位置与旧的水库前河道不同，在裸露的底部看不到旧的水库前河道的结构，表明它充满了沉积物。由此，临时河道形成了与水库建设前不同的新海堤。

二维等高线图（图10），使用 Surfer 软件创建，显示了水库排水后的高程以及用于构建河流分级剖面的新 thalweg 的位置。沿 thalweg 坡度剖面的横截面（图10）显示了形成流入三角洲体的泥沙堆积，特别是穿过水库中部的旧铺砌道路上游的泥沙堆积。这条道路下游的下切和向头侵蚀的趋势是明显的。这意味着已经发生了相当大的侵蚀，特别是沿着海潮。它还表明，即使在低流量条件下，基准面下降（水库沉积物中）也是一个相对较快的过程。下游流速和床层剪应力减慢，导致入流附近和水库中部发生侧蚀。此外，侵蚀速率与平均流入速度成正比，这可能受到洪水事件的影响，洪水事件具有更大的可用流量和更多的侵蚀能量（Kondolf等人。引文2014b）。这一过程在波切尼等一些小型水库中也可能有效。通过源头侵蚀和侵蚀底面降低，吉济纳河往往会恢复到原来的分级剖面。

6。结论
我们的结果可以应用于其他类似小型水库的过程评估。可以假设，由于小型水库的老化，特别是在欧洲，小型水库的沉积物清除问题将在未来几十年内增加。事实证明，所使用的方法是记录沉积和侵蚀过程的良好工具。综合使用多种方法非常重要，特别是在确定水库沉积的开始、沉积物性质和厚度方面。一般来说，沉积模式是 Pocheň 等小型水库特有的，具有简单的几何形状。储层前和储层单元之间的低岩性对比是流入流量低的结果。

我们确定了三个主要的沉积阶段。初次充填后，大多数沉积物积聚在 Pocheň 水库的近端部分，靠近入流处。在后来的几年里，由于下游的堆积，沉积物集中在大坝附近更远端的地点（下游）。由于容纳空间有限，小型水库很容易快速充盈，尤其是在疏水器效率较高的情况下。在小型水库中，洪水事件可能会导致库容显着减少，例如 1996 年的洪水导致近端沉积物受到侵蚀，并迁移到水库的远端部分。这意味着洪水泄洪可能会大大缩短小型水库的寿命。沉积物厚度从近端到远端方向增加，

SAR 与陷阱效率密切相关。软水库沉积物在低水位和水位下降期间容易受到快速侵蚀。影响小型水库裸露底部侵蚀速率的重要因素主要有沉积物质地（粒度）、沉积物厚度和水库几何形状。在这种情况下，最大的侵蚀发生在水位下降的河道上，包括软水库沉积物的切入和侧向侵蚀。即使是位于相对农业集水区的小型水库，也可能会造成潜在污染问题，例如由于历史采矿或长期使用化肥和杀虫剂。