洪水過程對(duì)河岸帶地下水水位波動(dòng)的影響

張澤宇,余夏楊,辛 沛

(河海大學(xué)水利水電學(xué)院,江蘇 南京 210098)

洪水過程對(duì)河岸帶地下水水位波動(dòng)的影響

張澤宇,余夏楊,辛 沛

(河海大學(xué)水利水電學(xué)院,江蘇 南京 210098)

為揭示洪水作用下河岸帶地下水的響應(yīng)過程,利用室內(nèi)物理模型試驗(yàn)和數(shù)值模擬,研究了不同洪峰及洪峰持續(xù)時(shí)間對(duì)地下水水位波動(dòng)的影響。結(jié)果表明:河岸帶地下水水位的波動(dòng)具有不對(duì)稱性,水位上升快下降慢,沿程地下水水位的波動(dòng)呈指數(shù)形式衰減,并表現(xiàn)出明顯的滯后性;隨著洪水洪峰增大,地下水水位波動(dòng)增大,河水和地下水的交換量增大,而地下水水位的滯后變化不明顯;洪峰持續(xù)時(shí)間變長(zhǎng),地下水水位的滯后性顯著,內(nèi)陸地下水水位波動(dòng)的幅度增大,恢復(fù)至初始狀態(tài)的時(shí)間變長(zhǎng)。

河岸帶;洪水;地下水水位;沙槽試驗(yàn);數(shù)值模擬

河岸帶指河水-陸地交界處至河水影響消失為止的地帶(riparian zone)[1]。河岸帶是受河水水位影響顯著的陸地生境,具有獨(dú)特的空間結(jié)構(gòu)和生態(tài)功能,是陸地水文循環(huán)的重要組成部分[2]。在河岸帶,河流與地下水之間的相互作用密切,兩者通過河道岸坡進(jìn)行水分和物質(zhì)交換,從而影響河岸地區(qū)生物地球化學(xué)過程。

當(dāng)前對(duì)河岸帶地表水和地下水交互作用的研究大多數(shù)針對(duì)穩(wěn)態(tài)條件。大量的野外觀測(cè)在不同的流域內(nèi)展開[3-6],通過在特定地區(qū)建立觀測(cè)站點(diǎn),測(cè)量流域的地形及水力參數(shù),對(duì)地表水與地下水作用的驅(qū)動(dòng)因素及潛流交換的規(guī)律及影響范圍進(jìn)行了研究,如Harvey等[3]通過示蹤實(shí)驗(yàn),對(duì)比了在不同地形作用下河流與地下水的相互作用規(guī)律。Silliman等[7]用溫度數(shù)據(jù)來分析河水對(duì)地下水的影響范圍,并得出河水向地下水補(bǔ)給的速度?；谝巴庠囼?yàn),學(xué)者們?cè)诓煌臻g尺度上建立河岸帶地下水流模型[3, 8-10],并提出了在河流流動(dòng)過程中地下水交換通量和滯留時(shí)間的計(jì)算方法[11-12]。這些研究基于穩(wěn)態(tài)條件,假定河岸帶的地下水水位和河道水位不變。但實(shí)際上,受洪水、降雨、蒸發(fā)等因素影響,地下水水位和河水水位時(shí)刻都在發(fā)生著變化。然而動(dòng)態(tài)的地下水和河水的相互作用受到的關(guān)注較少[13]。

近年來研究從不同時(shí)間尺度上展開,對(duì)非穩(wěn)態(tài)的河岸帶水力交換過程進(jìn)行了探索。野外觀測(cè)發(fā)現(xiàn),當(dāng)河道水位較高時(shí)，河岸帶潛流交換的范圍增大[14-16]。一些學(xué)者提出了不同季節(jié)[17-19]蒸發(fā)[20]、融雪[21]等因素作用下河岸帶地下水和地表水的動(dòng)態(tài)交換規(guī)律。Wroblicky等[18]通過野外實(shí)驗(yàn)觀測(cè)和基于MODFLOW的數(shù)值模擬,討論了不同季節(jié)影響下的淺層地下水系統(tǒng)中的水力交換過程。Mathieu等[22]通過觀測(cè)河水與地下水中的同位素?cái)?shù)據(jù),分析了不同含水層與河水的水力聯(lián)系及其補(bǔ)給量隨地點(diǎn)和季節(jié)變化的遷移轉(zhuǎn)化規(guī)律。另一些研究的時(shí)間尺度較小,如在暴雨[23-25]、洪水[26-27]及大壩泄水[28-29]影響下的河岸帶地下水與河水的過程分析。這些情況下的水位變化較快,對(duì)兩者之間的水力交換過程有著強(qiáng)烈的影響。Marina等[24]在研究連續(xù)暴雨對(duì)垂向潛流交換的影響時(shí)，提出暴雨導(dǎo)致的洪水會(huì)引發(fā)大量的河水補(bǔ)給到河岸帶,從而增大橫向的交換水量。Wondzell等[30]發(fā)現(xiàn)洪水過程對(duì)河岸地下水的影響持久。Gerecht等[31]在Colorado River的河床和河岸設(shè)置溫度和壓力傳感器,量化在大壩調(diào)蓄河水位漲落時(shí)距離河岸不同位置的地下水水位波動(dòng),指出河岸水頭的滯后性與距岸距離之間存在相關(guān)性。Lauren等[32]對(duì)不同時(shí)間尺度上的地表水-地下水交換的驅(qū)動(dòng)因素進(jìn)行了總結(jié),并對(duì)比了洪水和蒸發(fā)在不同時(shí)間尺度上對(duì)潛流交換通量和滯留時(shí)間的影響。

野外觀測(cè)中,由于各研究的實(shí)驗(yàn)環(huán)境不同,觀測(cè)結(jié)果具有較強(qiáng)的區(qū)域性,很難將結(jié)果應(yīng)用于其他流域。河岸帶地表水與地下水的作用過程受到流量、河床形態(tài)、沉積物滲透性、岸坡坡度等諸多因素的影響[3],很難對(duì)影響因子進(jìn)行人為的調(diào)控,從而得到在單一因子影響下的河岸地下水與河水的交換規(guī)律。Boano等[33]提出,研究動(dòng)態(tài)條件下的潛流過程要簡(jiǎn)化模型突出動(dòng)態(tài)因子對(duì)于地表水地下水交換過程的影響。

目前,研究非穩(wěn)態(tài)河水與地下水交換影響的物理試驗(yàn)和數(shù)值模擬尚不多見。Nowinski等[34]開展物理實(shí)驗(yàn)研究了不同水位作用下彎曲河道河岸的水位和溫度的變化情況,分別對(duì)比了在河道低水位、高水位及洪水作用下的地下水動(dòng)態(tài)響應(yīng)過程。呂輝等[35]用COMSOL模擬研究了洪水過程對(duì)垂向潛流交換作用的影響,對(duì)比了單峰洪水作用下,洪峰大小和漲洪歷時(shí)對(duì)潛流交換量和交換深度的影響,并通過粒子追蹤,發(fā)現(xiàn)河床中粒子的滯留時(shí)間與洪峰及漲洪歷時(shí)之間呈正相關(guān)。Boano等[36]對(duì)Elliott 等[11]提出的穩(wěn)態(tài)滯留時(shí)間模型進(jìn)行了改進(jìn),模擬了河水變化下河岸帶地下水的水位波動(dòng)和恢復(fù)時(shí)間,指出在洪水信號(hào)過后相當(dāng)長(zhǎng)的時(shí)間內(nèi)地下水仍受到明顯影響,且地下水的出流過程十分緩慢,其出流速度遠(yuǎn)小于漲洪時(shí)的河水入流速度。

目前尚未見針對(duì)河岸帶動(dòng)態(tài)地下水動(dòng)力過程的室內(nèi)試驗(yàn)研究。筆者建立實(shí)驗(yàn)室水槽系統(tǒng),在可控條件下模擬洪水過程影響下的潛流交換,結(jié)合數(shù)值模擬分析不同峰值及持續(xù)時(shí)間的洪水過程對(duì)河岸地下水水位波動(dòng)、流程和交換水量的影響。

1 試驗(yàn)設(shè)置與參數(shù)選取

1.1 試驗(yàn)沙槽

為模擬河流地表水和河岸帶地下水的相互作用,試驗(yàn)在如圖1所示的循環(huán)水槽裝置中進(jìn)行。循環(huán)系統(tǒng)由蓄水箱、水位控制室和沙槽組成。蓄水箱中的水通過水泵進(jìn)入水位控制室,水位控制室中間設(shè)有溢流平臺(tái),當(dāng)周圍的水位高于溢流平臺(tái)的上平面時(shí),多出的水會(huì)由溢流槽回流到蓄水箱中。溢流平臺(tái)通過步進(jìn)電機(jī)與控制端相連,通過調(diào)整溢流平臺(tái)的高度來控制水位。試驗(yàn)中由于水分蒸發(fā)量很小,忽略不計(jì),沙槽除連接控制室的一側(cè)外均為無流邊界。

圖1 試驗(yàn)循環(huán)水槽裝置

試驗(yàn)主要考慮了河道水位變動(dòng)對(duì)河岸帶橫斷面的影響。沙槽長(zhǎng)度為8 m,高1.2 m,寬0.16 m。沙槽裝填高度0.8 m的人工石英砂,顆粒大小較均勻,中值粒徑為0.7 mm,飽和滲透系數(shù)為3.88×10-3m/s,孔隙度為0.4。根據(jù)van Genuchten[37]公式,非飽和土壤的形狀參數(shù)α和n分別取11 m-1和6。水位控制室和沙槽之間設(shè)有0.9 m的連接段,使水流在進(jìn)入沙槽時(shí)更加平穩(wěn)。沙體岸坡為豎直邊坡,為防止水流摻雜沙粒流失并穩(wěn)定沙坡,在沙槽與連接段之間安裝了透水隔板。沙槽內(nèi)部設(shè)置有10個(gè)壓力傳感器,實(shí)時(shí)記錄試驗(yàn)過程中沙槽內(nèi)的壓力數(shù)據(jù),壓力傳感器每隔5 s自動(dòng)記錄測(cè)點(diǎn)壓力,測(cè)量精度為±1 mm,埋設(shè)位置見圖1(a)。

1.2 水位信號(hào)

輸入水位信號(hào)為分別控制峰值和持續(xù)時(shí)間的單峰脈沖信號(hào)[38],用于模擬河道水位的變化情況,如圖2所示。水位過程可表示為

(1)

式中:H(t)為河道水位;H0為初始水位;A為脈沖信號(hào)的峰值;t為時(shí)間;Tmax為脈沖峰值發(fā)生的時(shí)刻;F為脈沖持續(xù)時(shí)間的控制參數(shù)。

為了研究不同峰值和持續(xù)時(shí)間的洪水信號(hào)對(duì)于沙槽中水位的影響,分別對(duì)比了3組不同峰值的脈沖信號(hào)(圖2,信號(hào)1～3)和3組不同持續(xù)時(shí)間的脈沖信號(hào)(圖2,信號(hào)3～5),各組實(shí)驗(yàn)的主要參數(shù)見圖2。

圖2 試驗(yàn)用洪峰脈沖信號(hào)

試驗(yàn)中所有的初始輸入水位與沙槽初始水位保持一致,河道與沙槽內(nèi)的初始水位均為0.39 m。各信號(hào)的輸入水位信號(hào)在試驗(yàn)開始后0.5 h達(dá)到峰值,見圖2。每組試驗(yàn)運(yùn)行的時(shí)間為3 h,以確保沙槽內(nèi)水位基本恢復(fù)到脈沖過程前的狀態(tài)。

1.3 試驗(yàn)步驟

試驗(yàn)開始前在蓄水箱中加滿水,打開進(jìn)水閥門及水泵,使水位控制室與蓄水箱保持連通,并通過控制步進(jìn)電機(jī)使溢流平臺(tái)位置升高至河道初始水位。為更好地觀察由洪水過程影響下的地下水水位波動(dòng)情況,通過在沙槽中加水,使初始的地下水水位與河流水位相同,并通過壓力傳感器數(shù)據(jù)判斷是否到達(dá)穩(wěn)定初始狀態(tài)。在沙槽內(nèi)的水位穩(wěn)定并與控制室中水位相等時(shí),讀入脈沖信號(hào),控制系統(tǒng)會(huì)根據(jù)脈沖信號(hào)的水位值自動(dòng)調(diào)整溢流平臺(tái)的高度,使控制室的水位高度與輸入信號(hào)一致,以模擬河道水位的變化情況。同時(shí),沙槽中壓力傳感器自動(dòng)記錄各點(diǎn)的壓力值,并儲(chǔ)存在數(shù)據(jù)庫(kù)中,壓力的輸出間隔為時(shí)間5 s。

每組試驗(yàn)結(jié)束后,控制溢流平臺(tái)使其下降至最低位置,關(guān)閉水泵并打開回水閥門,使沙槽中的水緩慢排出,確保沙槽中水位下降到較低的位置,不影響下組試驗(yàn)的進(jìn)行。所有工況的試驗(yàn)過程中,均無泥沙啟動(dòng)情況。

2 數(shù)學(xué)模型

本文基于Voss等[39]的研究成果建立河水和河岸帶地下水相互作用的非飽和二維模型,控制方程為

(2)

根據(jù)van Genuchten[37]提出的經(jīng)驗(yàn)公式,非飽和土壤的水力參數(shù)由式(3)～(4)確定:

(3)

(4)

式中:α和n分別為形狀參數(shù);KS為飽和滲透系數(shù);SWres為殘余飽和度。

數(shù)學(xué)模型的物理邊界參照室內(nèi)試驗(yàn),初始狀態(tài)和邊界條件均與物理模型相同,模擬了不同峰值和持續(xù)時(shí)間的洪水對(duì)河岸帶地下水的影響過程。

3 結(jié)果與分析

3.1 洪水作用下的河岸帶地下水的波動(dòng)規(guī)律

圖3 洪峰前后瞬時(shí)水頭及流速分布數(shù)值模擬結(jié)果

為分析洪水對(duì)河岸帶地下水的具體作用過程,模擬了在脈沖信號(hào)1作用下沙槽中的水位和流速分布情況,見圖3。圖3中標(biāo)識(shí)了脈沖信號(hào)傳入的不同時(shí)刻,邊界上的紅線表示該時(shí)刻的河道水位,沙槽中的黑線表示數(shù)值模擬下各時(shí)刻的地下水水位線,圓點(diǎn)表示在試驗(yàn)中各時(shí)刻對(duì)應(yīng)的測(cè)點(diǎn)水位高度。由圖3可見,測(cè)點(diǎn)的水位值與數(shù)值模擬結(jié)果有著較高的一致性。圖3(a)為初始時(shí)刻,河道水位與地下水水位齊平,河岸邊界無明顯的水流流動(dòng)。當(dāng)洪水信號(hào)傳入后,河道水位逐步上升,由于水頭差的存在,水從邊界由河道進(jìn)入河岸帶,使近岸地區(qū)的地下水水位迅速上升(圖3(b))。隨著河道水位持續(xù)升高至峰值,水加速?gòu)倪吔缌魅氩魅牒影秲?nèi)部,同時(shí)脈沖信號(hào)不斷向河岸內(nèi)部傳播(圖3(c))。峰值過后,隨著河道水位的快速下降,一方面,靠近岸坡的來不及傳入河岸內(nèi)部的水沿邊界流出,使近岸地區(qū)的地下水水位不斷下降;另一方面,一部分水在水頭差的作用下流入河岸內(nèi)部,抬升地下水水位,使脈沖信號(hào)不斷向內(nèi)陸方向傳播(圖3(d))。河道水位恢復(fù)初始水位后,脈沖信號(hào)繼續(xù)向陸地方向傳播,同時(shí),地下水水位在脈沖信號(hào)經(jīng)過后逐步恢復(fù)至初始穩(wěn)定狀態(tài),其恢復(fù)時(shí)間遠(yuǎn)大于受脈沖信號(hào)影響下水位上升的時(shí)間。這里恢復(fù)時(shí)間用水位恢復(fù)至偏離初始狀態(tài)的10%的指標(biāo)來判定(圖3(e)～(f))。值得注意的是,在水位信號(hào)傳入地下水時(shí),在靠近岸坡上部的負(fù)壓區(qū),由于地下水水位上升使毛細(xì)水帶隨水位的增高而上移。在河岸地下水水位下降過程中,該區(qū)域的水分滯留時(shí)間較長(zhǎng),恢復(fù)初始狀態(tài)的時(shí)間遠(yuǎn)大于飽和區(qū)(圖3(d)～(e))。

圖4 距河岸不同距離的地下水水位過程試驗(yàn)和數(shù)值模擬結(jié)果對(duì)比

在洪水作用下,距河岸不同距離的地下水水位過程見圖4(信號(hào)1)。選取同一高程距河岸不同距離的4個(gè)測(cè)點(diǎn)記錄河道水位變化的響應(yīng)情況。圖4中黑色實(shí)線表示河道水位脈沖信號(hào),黑色虛線表示河道水位到達(dá)峰值的時(shí)間。各測(cè)點(diǎn)位置的地下水水位過程如圖4所示,虛線表示數(shù)值模擬中相應(yīng)位置的水位過程線。在洪水的影響下,河岸帶的地下水水位表現(xiàn)出以下特征:脈沖在進(jìn)入河岸后峰值沿程呈指數(shù)形式衰減,這說明河道水位的變化對(duì)河岸帶地下水的作用強(qiáng)弱受到土壤的阻尼,近岸區(qū)與河水的水力交互作用強(qiáng)烈,受河道水位變化的影響較大。脈沖信號(hào)在傳入河岸地下水過程中,各測(cè)點(diǎn)的水位波動(dòng)表現(xiàn)出明顯的滯后性,距離河岸越遠(yuǎn)的區(qū)域?qū)拥浪蛔兓捻憫?yīng)越慢。河道水位的上升和下降過程是對(duì)稱的,而河岸帶地下水水位的變化過程具有明顯的不對(duì)稱性,且隨距河岸距離的增大而更明顯。這是由于近岸地區(qū)出流條件較好,在河道水位恢復(fù)后,地下水能快速?gòu)倪吰铝鞒?從而使水位較快下降,而距河岸較遠(yuǎn)的地區(qū)地下水的流動(dòng)過程緩慢,從而表現(xiàn)出更顯著的不對(duì)稱性。由于地下水的流速較慢,水位的上升和下降速度明顯慢于河道水位,且下降歷時(shí)較長(zhǎng),形成明顯的拖尾現(xiàn)象。這表明河道水位的變化對(duì)于河岸帶地下水的影響并不僅僅持續(xù)在河水位變化期間,而在之后的相當(dāng)長(zhǎng)的時(shí)間內(nèi)持續(xù)對(duì)河岸帶地下水產(chǎn)生作用,在洪水過后,河岸帶地下水水位需要較長(zhǎng)時(shí)間恢復(fù)到之前的狀態(tài)。

圖5展示了在河道脈沖水位作用下的河岸帶地下水在x和z方向的流速變化過程。圖5(a)和圖5(c)為距河岸4 m處不同深度的地下水流速;圖5(b)和圖5(d)為z=0.35 m距河岸不同距離的地下水流速。從圖5可以看出,在距河岸同一距離處的地下水水平流速基本一致,不隨垂向深度發(fā)生改變(圖5(a))。隨著河道水位的變化,水向內(nèi)陸方向加速流動(dòng),達(dá)到最大流速之后逐漸減小并向河道方向流動(dòng)。同時(shí),水平流速隨距河岸距離的增加而不斷衰減,且由于脈沖信號(hào)傳入河岸需要一定時(shí)間,流速分布表現(xiàn)出明顯的滯后性(圖5(b))。河岸地下水的垂向流速相對(duì)水平流速較小,如圖5(c)和圖5(d)所示,在地下水水位較高的區(qū)域垂向流速較大,這是因?yàn)楹影吨械臏\層地下水更容易受到河道水位變化的影響。由于河水脈沖信號(hào)的沿程衰減,河岸各點(diǎn)的垂向流速隨離岸距離的增加而減小,與水平流速相似,也表現(xiàn)出較強(qiáng)的滯后性。

圖5 河岸地下水的水平和垂直流速變化數(shù)值模擬結(jié)果

圖6 質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡數(shù)值模擬結(jié)果

為分析在洪水作用下河岸帶中地下水的具體流動(dòng)過程,筆者按計(jì)算出的各網(wǎng)格中心的流速模擬了河岸邊界及距離河岸分別為1 m和2 m處地下水的流動(dòng)軌跡,距河岸等距的各質(zhì)點(diǎn)之間垂向間隔為5 cm。以信號(hào)1為例,圖6(a)～(c)分別為在t=0 h,t=0.5 h和t=1 h釋放的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)過程。圖6(a)中,在河水位變化前,河岸帶各質(zhì)點(diǎn)位置不發(fā)生改變,當(dāng)洪水傳入時(shí),質(zhì)點(diǎn)向河岸內(nèi)部迅速移動(dòng),同時(shí)向上運(yùn)動(dòng),使河岸地下水水位增高。洪水過后,質(zhì)點(diǎn)先向下移動(dòng),隨后向河道運(yùn)動(dòng),且各質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)速度隨時(shí)間的增加越來越慢并最終趨于靜止,運(yùn)動(dòng)軌跡呈未閉合的套索形狀。以投放在x=7 m,z=0.25 m的質(zhì)點(diǎn)為例,從投放位置向河岸內(nèi)部移動(dòng)至x=6.86 m處耗時(shí)約6 min,而在質(zhì)點(diǎn)向河道方向運(yùn)動(dòng)的過程中,從x=6.93 m移動(dòng)至x=6.98 m消耗了近2 h的時(shí)間,充分說明了地下水運(yùn)動(dòng)的不對(duì)稱性。由于河岸帶的內(nèi)陸邊界為無流邊界,初始狀態(tài)投放的質(zhì)點(diǎn)穩(wěn)定后并不能回到初始狀態(tài),與投放位置相比,靜止后的質(zhì)點(diǎn)距離河岸更遠(yuǎn)。同時(shí),近岸地區(qū)的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)范圍大于距離河岸較遠(yuǎn)地區(qū)的地下水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)范圍。圖6(b)展示了在洪峰時(shí)投放的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡,岸坡上的質(zhì)點(diǎn)迅速流出河岸,距河岸1 m處的質(zhì)點(diǎn)在向河岸運(yùn)動(dòng)一段時(shí)間后反向運(yùn)動(dòng),穩(wěn)定時(shí)質(zhì)點(diǎn)位置較初始狀態(tài)更偏向河道,而距離河岸2 m處的質(zhì)點(diǎn)在穩(wěn)定狀態(tài)時(shí)距河岸的距離與投放位置基本相同。這說明洪水在河岸中的傳播隨距離的增加具有很大的滯后性,在河道水位下降并恢復(fù)初始狀態(tài)后,各質(zhì)點(diǎn)會(huì)受到之前作用于河岸水位信號(hào)的滯后影響,質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡由之前的水位信號(hào)和當(dāng)前的河道水位過程共同影響。同時(shí),距離河岸越遠(yuǎn)的質(zhì)點(diǎn)對(duì)河道水位變化的響應(yīng)越遲鈍。洪水信號(hào)作用1 h后,各位置質(zhì)點(diǎn)均向河道方向運(yùn)動(dòng),且移動(dòng)速度基本一致。值得注意的是,位置較高的粒子受洪水影響向上流入毛細(xì)區(qū)并滯留成為毛細(xì)水,運(yùn)動(dòng)速度極為緩慢,當(dāng)河道水位恢復(fù)后,這部分水基本不向河道方向移動(dòng)。

3.2 不同峰值洪水對(duì)河岸帶地下水的影響

圖7 不同峰值洪水作用下的地下水水位過程試驗(yàn)結(jié)果

為了研究不同峰值的洪水過程對(duì)河岸帶地下水水位的影響,選取了峰值分別為0.2 m,0.25 m和0.3 m的一組水位脈沖信號(hào)(圖2,信號(hào)1～3)進(jìn)行對(duì)比分析。圖7(a)為距離河岸2 m處的地下水水位波動(dòng)情況,黑色虛線代表河道水位到達(dá)峰值的時(shí)間?？擅黠@看出,在河道水位增幅較大的情況下,河岸地區(qū)的地下水受到更大的擾動(dòng)。在不同峰值的洪水作用下,測(cè)點(diǎn)的地下水水位均在河道水位峰值后1 min后達(dá)到最大值,其滯后時(shí)間與河道洪水的峰值大小無關(guān)。圖7(b)展示了距離河岸不同距離處各點(diǎn)的最大水位增幅,為突出洪水過程對(duì)河岸帶地下水水位波動(dòng)的影響,減去測(cè)點(diǎn)的初始水位值。隨著河道脈沖峰值的增大,在水頭差的作用下,更多的水通過邊坡進(jìn)入河岸,使各測(cè)點(diǎn)的最高水位相應(yīng)提升。距河岸距離不同的各點(diǎn)最大水位的滯后時(shí)間見圖7(c),在距離河岸較近的區(qū)域,不同洪峰的信號(hào)作用下的各點(diǎn)滯后時(shí)間基本一致,不受河道脈沖水位峰值的變化作用。而距河岸較遠(yuǎn)的區(qū)域,由于水位的升降過程十分緩慢,拖尾現(xiàn)象明顯,未表現(xiàn)出明顯的規(guī)律性。圖7(d)展示了垂直于河道各測(cè)點(diǎn)的水位恢復(fù)至偏離初始狀態(tài)10%以內(nèi)的時(shí)間?？紤]到距河岸較遠(yuǎn)處的水位變化較小且恢復(fù)時(shí)間很長(zhǎng),筆者選取了距離河岸0～4 m內(nèi)各測(cè)點(diǎn)的恢復(fù)時(shí)間進(jìn)行了比較。可以看出,水位的恢復(fù)時(shí)間隨與河岸距離的增加而增大,且呈現(xiàn)出較好的線性關(guān)系。當(dāng)河道脈沖峰值增大時(shí),河岸各點(diǎn)地下水水位的增幅也隨之增大,從而水位恢復(fù)至初始狀態(tài)時(shí)間也更慢,水在河岸帶的滯留時(shí)間也相應(yīng)增長(zhǎng)。

河道水位的變化過程對(duì)河岸產(chǎn)生了更多的側(cè)向補(bǔ)給。筆者通過數(shù)學(xué)模型模擬了不同峰值的洪水作用下河岸邊界的流量過程,計(jì)算了各時(shí)刻河岸邊界的流量及河水補(bǔ)給地下水的總量,見圖8。圖8中黑色虛線表示河道水位到達(dá)峰值的時(shí)間。當(dāng)洪水峰值增加時(shí),在更大的水頭差作用下,邊界上水的流入量明顯增高。在洪水過后,河岸中地下水通過岸坡回流進(jìn)入河道,流出量也隨河道水位峰值的增大而增大。在3種不同脈沖信號(hào)的作用下,最大流入量均發(fā)生在河道水位峰值前約0.5 min,在脈沖信號(hào)經(jīng)過后,流入量迅速下降,同時(shí)地下水的流出量增大,并在河道水位峰值過后2 min同時(shí)達(dá)到最大流出量,然后逐漸減小。這說明邊界水流量在時(shí)間上的響應(yīng)過程受河道水位峰值影響不明顯。通過對(duì)邊界上水流通量在時(shí)間上的積分,推求河水補(bǔ)給河岸地下水的總量,見圖8(c)。同樣的,補(bǔ)給量隨洪峰的增大而顯著增大,且不對(duì)補(bǔ)給的時(shí)間過程產(chǎn)生影響。

圖8 不同峰值洪水作用下的岸坡流量過程數(shù)值模擬結(jié)果

3.3 不同歷時(shí)洪水對(duì)河岸帶地下水的影響

圖9 不同持續(xù)時(shí)間洪水作用下的地下水位過程試驗(yàn)結(jié)果

信號(hào)3～5用來模擬河道不同持續(xù)時(shí)間的洪水過程(表1),各信號(hào)作用下的地下水水位波動(dòng)情況見圖9。在相同的峰值下,河水在岸坡能夠達(dá)到的最高點(diǎn)相同,較大的持續(xù)時(shí)間意味著在長(zhǎng)時(shí)間水頭差的作用下,有更多的水從河道進(jìn)入河岸,使河岸帶各點(diǎn)地下水水位增大,同時(shí),水位的滯后性也隨之增強(qiáng)。圖9(a)為距離河岸2 m處的地下水水位波動(dòng)情況,隨著河道脈沖持續(xù)時(shí)間的增長(zhǎng),該點(diǎn)的水位波動(dòng)幅度增大且到達(dá)峰值的時(shí)間延后。脈沖持續(xù)時(shí)間增長(zhǎng)后,各測(cè)點(diǎn)的水位增幅也有了明顯的提高(圖9(b)。與不同洪峰影響下的地下水水位變化不同的是,隨著洪水持續(xù)時(shí)間的增加,近岸地區(qū)的地下水水位峰值的增量相對(duì)較小,而距河岸較遠(yuǎn)的地區(qū)增量較大。這說明河岸帶的近岸地區(qū)的地下水水位波動(dòng)幅度主要受洪水峰值大小影響,地下水和河道之間的水頭差是影響近岸地區(qū)地下水水位的最主要因素。而距離河岸較遠(yuǎn)的河岸帶地區(qū)水位波動(dòng)幅度主要受脈沖過程的洪水過程持續(xù)時(shí)間影響,河道與河岸水頭差的持續(xù)時(shí)間在更大程度上決定了距離河岸較遠(yuǎn)地區(qū)的最高水位。圖9(c)展示了距河岸距離不同的各點(diǎn)最大水位的滯后時(shí)間。近岸地區(qū)各點(diǎn)的滯后性隨洪水持續(xù)時(shí)間的增長(zhǎng)而增強(qiáng),距河岸較遠(yuǎn)的地區(qū)由于水位增幅很小,且升降過程十分緩慢,其峰值滯后時(shí)間未表現(xiàn)出明顯的規(guī)律性。各測(cè)點(diǎn)恢復(fù)至初始狀態(tài)的時(shí)間見圖9(d)。隨著洪水持續(xù)時(shí)間的增加,各點(diǎn)的恢復(fù)時(shí)間也隨之增大。

圖10 不同持續(xù)時(shí)間洪水作用下的岸坡流量過程數(shù)值模擬結(jié)果

在不同持續(xù)時(shí)間的洪水作用下,河岸邊界上的流入量和流出量也相應(yīng)受到影響,見圖10,圖中河道水位到達(dá)峰值的時(shí)間用黑色虛線表示。由圖10(a)可以看出,洪水歷時(shí)較短時(shí)通過河岸邊界的最大進(jìn)水量反而更大。這是因?yàn)樵谳^長(zhǎng)時(shí)間洪水的作用下,近岸地區(qū)的地下水水位隨河水位的上漲逐步升高,兩者之間有足夠的交換時(shí)間使水力梯度降低,從而不會(huì)形成較大的水頭差。而在時(shí)間較短的洪水作用下,河水迅速上漲使兩者之間形成較大的水頭差,因此在邊界上有較大的進(jìn)水量。此外,3組信號(hào)作用下的流入量在時(shí)間上表現(xiàn)出了顯著的差異性,洪水歷時(shí)較長(zhǎng)的邊界上流入量更早到達(dá)峰值。邊界上的出流量也表現(xiàn)出了相似的規(guī)律(圖10(b)),洪水持續(xù)時(shí)間越長(zhǎng),邊界的出流過程越平緩,且隨著洪水持續(xù)時(shí)間的增加,岸坡出流量峰值延后。圖10(c)展示了河水對(duì)地下水的補(bǔ)給量隨時(shí)間的變化過程,最大補(bǔ)給量隨洪水持續(xù)時(shí)間的增加而延后。不同于洪水峰值的影響,在洪水過程較短時(shí),河水對(duì)地下水的補(bǔ)給量隨持續(xù)時(shí)間的增加而增大,達(dá)到最大補(bǔ)給量的時(shí)間更長(zhǎng)。而河道水位恢復(fù)后,隨著地下水不斷流出,不同持續(xù)時(shí)間的洪水作用下的河水補(bǔ)給量趨于相同。

4 結(jié) 語

洪水作用下的地下水動(dòng)力過程對(duì)河岸帶的地球物理化學(xué)過程起重要影響。河岸帶地下水對(duì)洪水過程的響應(yīng)和恢復(fù)規(guī)律,是河岸帶生態(tài)環(huán)境保護(hù)的重要科學(xué)依據(jù)。本文通過物理模型試驗(yàn)和數(shù)值模擬,研究了不同峰值和持續(xù)時(shí)間的洪水過程對(duì)河岸帶地下水動(dòng)力過程的影響。

a. 洪水作用下,河岸帶地下水水位的波動(dòng)沿程呈指數(shù)形式衰減。水位上升和下降過程表現(xiàn)出顯著的不對(duì)稱性,水位上升較快而下降較慢,對(duì)洪水過程的響應(yīng)具有滯后性,且隨距河岸距離的增加而更明顯。

b. 河岸帶各點(diǎn)地下水水位的波動(dòng)隨洪峰的增大而增強(qiáng),同時(shí)岸坡上的流通量增加,河水和地下水的交換量增大,峰值的變化對(duì)于地下水水位滯后性的影響并不明顯。

c. 河岸帶各點(diǎn)水位的增幅隨洪水歷時(shí)時(shí)間的增長(zhǎng)而增大。洪水的持續(xù)時(shí)間對(duì)河岸帶地下水的滯后性及恢復(fù)過程產(chǎn)生顯著影響。洪水過程持續(xù)時(shí)間越長(zhǎng),地下水水位的響應(yīng)越慢,恢復(fù)到初始狀態(tài)的時(shí)間越長(zhǎng)。

本文研究了單峰脈沖洪水信號(hào)對(duì)河岸帶地下水動(dòng)力過程的影響,但受水力調(diào)控、蒸發(fā)、降雨等影響,實(shí)際潛流帶的交換過程動(dòng)態(tài)性更強(qiáng),非規(guī)則信號(hào)作用下的地下水波動(dòng)規(guī)律尚需明確。另外,本文基于垂直岸坡,而天然河道中大部分河岸具有一定的坡度,因此不同河岸形態(tài)影響下的地下水動(dòng)力過程還有待進(jìn)一步研究。

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Impact of flood process on groundwater level fluctuation in a riparian zone

ZHANG Zeyu, YU Xiayang, XIN Pei

(CollegeofWaterConservancyandHydropowerEngineering,HohaiUniversity,Nanjing210098,China)

In order to study the impact of the flood process on groundwater in a riparian zone, laboratory experiments and numerical simulations were conducted to investigate the groundwater level fluctuation subjected to floods with different amplitudes and durations. The results show that the groundwater level fluctuation was asymmetric, that groundwater rose quickly and declined slowly. The amplitude of the groundwater level fluctuation attenuated with an exponential trend and a significant time lag as the distance from the bank increased. As the flood amplitude increased, the groundwater level fluctuation was enhanced, resulting in an increased amount of exchange between the river water and groundwater. However, the time lag with respect to the groundwater level changed slightly. As the duration of flood peaks increased, the time lag was significantly enhanced, the groundwater level fluctuated more significantly, and it took more time for the groundwater level to return to the pre-flood status.

riparian zone; flood; groundwater level; flume experiments; numerical simulation

10.3880/j.issn.1004-6933.2017.02.005

國(guó)家自然科學(xué)基金(51579077)

張澤宇(1992—),男,碩士研究生,研究方向?yàn)樗W(xué)及河流動(dòng)力學(xué)。E-mail:zeyuzhang_hhu@163.com

辛沛,教授。E-mail:pei.xin@outlook.com

TV122

A

1004-6933(2017)02-0022-09

2016-08-25 編輯：彭桃英)