張澤宇,余夏楊,辛 沛

(河海大學水利水電學院,江蘇 南京 210098)

洪水過程對河岸帶地下水水位波動的影響

張澤宇,余夏楊,辛 沛

(河海大學水利水電學院,江蘇 南京 210098)

為揭示洪水作用下河岸帶地下水的響應過程,利用室內(nèi)物理模型試驗和數(shù)值模擬,研究了不同洪峰及洪峰持續(xù)時間對地下水水位波動的影響。結(jié)果表明:河岸帶地下水水位的波動具有不對稱性,水位上升快下降慢,沿程地下水水位的波動呈指數(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)時間變長,地下水水位的滯后性顯著,內(nèi)陸地下水水位波動的幅度增大,恢復至初始狀態(tài)的時間變長。

河岸帶;洪水;地下水水位;沙槽試驗;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,具有獨特的空間結(jié)構和生態(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行水分和物質(zhì)交換,從而影響河岸地區(qū)生物地球化學過程。

當前對河岸帶地表水和地下水交互作用的研究大多數(shù)針對穩(wěn)態(tài)條件。大量的野外觀測在不同的流域內(nèi)展開[3-6],通過在特定地區(qū)建立觀測站點,測量流域的地形及水力參數(shù),對地表水與地下水作用的驅(qū)動因素及潛流交換的規(guī)律及影響范圍進行了研究,如Harvey等[3]通過示蹤實驗,對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)來分析河水對地下水的影響范圍,并得出河水向地下水補給的速度?；谝巴庠囼?學者們在不同空間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過程中地下水交換通量和滯留時間的計算方法[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刻都在發(fā)生著變化。然而動態(tài)的地下水和河水的相互作用受到的關注較少[13]。

近年來研究從不同時間尺度上展開,對非穩(wěn)態(tài)的河岸帶水力交換過程進行了探索。野外觀測發(fā)現(xiàn),當河道水位較高時，河岸帶潛流交換的范圍增大[14-16]。一些學者提出了不同季節(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態(tài)交換規(guī)律。Wroblicky等[18]通過野外實驗觀測和基于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]通過觀測河水與地下水中的同位素數(shù)據(jù),分析了不同含水層與河水的水力聯(lián)系及其補給量隨地點和季節(jié)變化的遷移轉(zhuǎn)化規(guī)律。另一些研究的時間尺度較小,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,對兩者之間的水力交換過程有著強烈的影響。Marina等[24]在研究連續(xù)暴雨對垂向潛流交換的影響時，提出暴雨導致的洪水會引發(fā)大量的河水補給到河岸帶,從而增大橫向的交換水量。Wondzell等[30]發(fā)現(xiàn)洪水過程對河岸地下水的影響持久。Gerecht等[31]在Colorado River的河床和河岸設置溫度和壓力傳感器,量化在大壩調(diào)蓄河水位漲落時距離河岸不同位置的地下水水位波動,指出河岸水頭的滯后性與距岸距離之間存在相關性。Lauren等[32]對不同時間尺度上的地表水-地下水交換的驅(qū)動因素進行了總結(jié),并對比了洪水和蒸發(fā)在不同時間尺度上對潛流交換通量和滯留時間的影響。

野外觀測中,由于各研究的實驗環(huán)境不同,觀測結(jié)果具有較強的區(qū)域性,很難將結(jié)果應用于其他流域。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],很難對影響因子進行人為的調(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,研究動態(tài)條件下的潛流過程要簡化模型突出動態(tài)因子對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和數(shù)值模擬尚不多見。Nowinski等[34]開展物理實驗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,分別對比了在河道低水位、高水位及洪水作用下的地下水動態(tài)響應過程。呂輝等[35]用COMSOL模擬研究了洪水過程對垂向潛流交換作用的影響,對比了單峰洪水作用下,洪峰大小和漲洪歷時對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間與洪峰及漲洪歷時之間呈正相關。Boano等[36]對Elliott 等[11]提出的穩(wěn)態(tài)滯留時間模型進行了改進,模擬了河水變化下河岸帶地下水的水位波動和恢復時間,指出在洪水信號過后相當長的時間內(nèi)地下水仍受到明顯影響,且地下水的出流過程十分緩慢,其出流速度遠小于漲洪時的河水入流速度。

目前尚未見針對河岸帶動態(tài)地下水動力過程的室內(nèi)試驗研究。筆者建立實驗室水槽系統(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)時間的洪水過程對河岸地下水水位波動、流程和交換水量的影響。

1 試驗設置與參數(shù)選取

1.1 試驗沙槽

為模擬河流地表水和河岸帶地下水的相互作用,試驗在如圖1所示的循環(huán)水槽裝置中進行。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入水位控制室,水位控制室中間設有溢流平臺,當周圍的水位高于溢流平臺的上平面時,多出的水會由溢流槽回流到蓄水箱中。溢流平臺通過步進電機與控制端相連,通過調(diào)整溢流平臺的高度來控制水位。試驗中由于水分蒸發(fā)量很小,忽略不計,沙槽除連接控制室的一側(cè)外均為無流邊界。

圖1 試驗循環(huán)水槽裝置

試驗主要考慮了河道水位變動對河岸帶橫斷面的影響。沙槽長度為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有0.9 m的連接段,使水流在進入沙槽時更加平穩(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)部設置有10個壓力傳感器,實時記錄試驗過程中沙槽內(nèi)的壓力數(shù)據(jù),壓力傳感器每隔5 s自動記錄測點壓力,測量精度為±1 mm,埋設位置見圖1(a)。

1.2 水位信號

輸入水位信號為分別控制峰值和持續(xù)時間的單峰脈沖信號[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為脈沖信號的峰值;t為時間;Tmax為脈沖峰值發(fā)生的時刻;F為脈沖持續(xù)時間的控制參數(shù)。

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

圖2 試驗用洪峰脈沖信號

試驗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。各信號的輸入水位信號在試驗開始后0.5 h達到峰值,見圖2。每組試驗運行的時間為3 h,以確保沙槽內(nèi)水位基本恢復到脈沖過程前的狀態(tài)。

1.3 試驗步驟

試驗開始前在蓄水箱中加滿水,打開進水閥門及水泵,使水位控制室與蓄水箱保持連通,并通過控制步進電機使溢流平臺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,讀入脈沖信號,控制系統(tǒng)會根據(jù)脈沖信號的水位值自動調(diào)整溢流平臺的高度,使控制室的水位高度與輸入信號一致,以模擬河道水位的變化情況。同時,沙槽中壓力傳感器自動記錄各點的壓力值,并儲存在數(shù)據(jù)庫中,壓力的輸出間隔為時間5 s。

每組試驗結(jié)束后,控制溢流平臺使其下降至最低位置,關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,不影響下組試驗的進行。所有工況的試驗過程中,均無泥沙啟動情況。

2 數(shù)學模型

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)學模型的物理邊界參照室內(nèi)試驗,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)時間的洪水對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規(guī)律

圖3 洪峰前后瞬時水頭及流速分布數(shù)值模擬結(jié)果

為分析洪水對河岸帶地下水的具體作用過程,模擬了在脈沖信號1作用下沙槽中的水位和流速分布情況,見圖3。圖3中標識了脈沖信號傳入的不同時刻,邊界上的紅線表示該時刻的河道水位,沙槽中的黑線表示數(shù)值模擬下各時刻的地下水水位線,圓點表示在試驗中各時刻對應的測點水位高度。由圖3可見,測點的水位值與數(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。當洪水信號傳入后,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,水加速從邊界流入并傳入河岸內(nèi)部,同時脈沖信號不斷向河岸內(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,使脈沖信號不斷向內(nèi)陸方向傳播(圖3(d))。河道水位恢復初始水位后,脈沖信號繼續(xù)向陸地方向傳播,同時,地下水水位在脈沖信號經(jīng)過后逐步恢復至初始穩(wěn)定狀態(tài),其恢復時間遠大于受脈沖信號影響下水位上升的時間。這里恢復時間用水位恢復至偏離初始狀態(tài)的10%的指標來判定(圖3(e)～(f))。值得注意的是,在水位信號傳入地下水時,在靠近岸坡上部的負壓區(qū),由于地下水水位上升使毛細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)域的水分滯留時間較長,恢復初始狀態(tài)的時間遠大于飽和區(qū)(圖3(d)～(e))。

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

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1)。選取同一高程距河岸不同距離的4個測點記錄河道水位變化的響應情況。圖4中黑色實線表示河道水位脈沖信號,黑色虛線表示河道水位到達峰值的時間。各測點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河岸帶地下水的作用強弱受到土壤的阻尼,近岸區(qū)與河水的水力交互作用強烈,受河道水位變化的影響較大。脈沖信號在傳入河岸地下水過程中,各測點的水位波動表現(xiàn)出明顯的滯后性,距離河岸越遠的區(qū)域?qū)拥浪蛔兓捻憫铰?。河道水位的上升和下降過程是對稱的,而河岸帶地下水水位的變化過程具有明顯的不對稱性,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,在河道水位恢復后,地下水能快速從邊坡流出,從而使水位較快下降,而距河岸較遠的地區(qū)地下水的流動過程緩慢,從而表現(xiàn)出更顯著的不對稱性。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,且下降歷時較長,形成明顯的拖尾現(xiàn)象。這表明河道水位的變化對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,而在之后的相當長的時間內(nèi)持續(xù)對河岸帶地下水產(chǎn)生作用,在洪水過后,河岸帶地下水水位需要較長時間恢復到之前的狀態(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,達到最大流速之后逐漸減小并向河道方向流動。同時,水平流速隨距河岸距離的增加而不斷衰減,且由于脈沖信號傳入河岸需要一定時間,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,這是因為河岸中的淺層地下水更容易受到河道水位變化的影響。由于河水脈沖信號的沿程衰減,河岸各點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)點運動軌跡數(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過程,筆者按計算出的各網(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處地下水的流動軌跡,距河岸等距的各質(zhì)點之間垂向間隔為5 cm。以信號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)點運動過程。圖6(a)中,在河水位變化前,河岸帶各質(zhì)點位置不發(fā)生改變,當洪水傳入時,質(zhì)點向河岸內(nèi)部迅速移動,同時向上運動,使河岸地下水水位增高。洪水過后,質(zhì)點先向下移動,隨后向河道運動,且各質(zhì)點的運動速度隨時間的增加越來越慢并最終趨于靜止,運動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)點為例,從投放位置向河岸內(nèi)部移動至x=6.86 m處耗時約6 min,而在質(zhì)點向河道方向運動的過程中,從x=6.93 m移動至x=6.98 m消耗了近2 h的時間,充分說明了地下水運動的不對稱性。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)點距離河岸更遠。同時,近岸地區(qū)的質(zhì)點運動范圍大于距離河岸較遠地區(qū)的地下水質(zhì)點運動范圍。圖6(b)展示了在洪峰時投放的質(zhì)點運動軌跡,岸坡上的質(zhì)點迅速流出河岸,距河岸1 m處的質(zhì)點在向河岸運動一段時間后反向運動,穩(wěn)定時質(zhì)點位置較初始狀態(tài)更偏向河道,而距離河岸2 m處的質(zhì)點在穩(wěn)定狀態(tài)時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初始狀態(tài)后,各質(zhì)點會受到之前作用于河岸水位信號的滯后影響,質(zhì)點的運動軌跡由之前的水位信號和當前的河道水位過程共同影響。同時,距離河岸越遠的質(zhì)點對河道水位變化的響應越遲鈍。洪水信號作用1 h后,各位置質(zhì)點均向河道方向運動,且移動速度基本一致。值得注意的是,位置較高的粒子受洪水影響向上流入毛細區(qū)并滯留成為毛細水,運動速度極為緩慢,當河道水位恢復后,這部分水基本不向河道方向移動。

3.2 不同峰值洪水對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結(jié)果

為了研究不同峰值的洪水過程對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(圖2,信號1～3)進行對比分析。圖7(a)為距離河岸2 m處的地下水水位波動情況,黑色虛線代表河道水位到達峰值的時間?？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。在不同峰值的洪水作用下,測點的地下水水位均在河道水位峰值后1 min后達到最大值,其滯后時間與河道洪水的峰值大小無關。圖7(b)展示了距離河岸不同距離處各點的最大水位增幅,為突出洪水過程對河岸帶地下水水位波動的影響,減去測點的初始水位值。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入河岸,使各測點的最高水位相應提升。距河岸距離不同的各點最大水位的滯后時間見圖7(c),在距離河岸較近的區(qū)域,不同洪峰的信號作用下的各點滯后時間基本一致,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點的水位恢復至偏離初始狀態(tài)10%以內(nèi)的時間?？紤]到距河岸較遠處的水位變化較小且恢復時間很長,筆者選取了距離河岸0～4 m內(nèi)各測點的恢復時間進行了比較?？梢钥闯?水位的恢復時間隨與河岸距離的增加而增大,且呈現(xiàn)出較好的線性關系。當河道脈沖峰值增大時,河岸各點地下水水位的增幅也隨之增大,從而水位恢復至初始狀態(tài)時間也更慢,水在河岸帶的滯留時間也相應增長。

河道水位的變化過程對河岸產(chǎn)生了更多的側(cè)向補給。筆者通過數(shù)學模型模擬了不同峰值的洪水作用下河岸邊界的流量過程,計算了各時刻河岸邊界的流量及河水補給地下水的總量,見圖8。圖8中黑色虛線表示河道水位到達峰值的時間。當洪水峰值增加時,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,在脈沖信號經(jīng)過后,流入量迅速下降,同時地下水的流出量增大,并在河道水位峰值過后2 min同時達到最大流出量,然后逐漸減小。這說明邊界水流量在時間上的響應過程受河道水位峰值影響不明顯。通過對邊界上水流通量在時間上的積分,推求河水補給河岸地下水的總量,見圖8(c)。同樣的,補給量隨洪峰的增大而顯著增大,且不對補給的時間過程產(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 不同歷時洪水對河岸帶地下水的影響

圖9 不同持續(xù)時間洪水作用下的地下水位過程試驗結(jié)果

信號3～5用來模擬河道不同持續(xù)時間的洪水過程(表1),各信號作用下的地下水水位波動情況見圖9。在相同的峰值下,河水在岸坡能夠達到的最高點相同,較大的持續(xù)時間意味著在長時間水頭差的作用下,有更多的水從河道進入河岸,使河岸帶各點地下水水位增大,同時,水位的滯后性也隨之增強。圖9(a)為距離河岸2 m處的地下水水位波動情況,隨著河道脈沖持續(xù)時間的增長,該點的水位波動幅度增大且到達峰值的時間延后。脈沖持續(xù)時間增長后,各測點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)時間的增加,近岸地區(qū)的地下水水位峰值的增量相對較小,而距河岸較遠的地區(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。而距離河岸較遠的河岸帶地區(qū)水位波動幅度主要受脈沖過程的洪水過程持續(xù)時間影響,河道與河岸水頭差的持續(xù)時間在更大程度上決定了距離河岸較遠地區(qū)的最高水位。圖9(c)展示了距河岸距離不同的各點最大水位的滯后時間。近岸地區(qū)各點的滯后性隨洪水持續(xù)時間的增長而增強,距河岸較遠的地區(qū)由于水位增幅很小,且升降過程十分緩慢,其峰值滯后時間未表現(xiàn)出明顯的規(guī)律性。各測點恢復至初始狀態(tài)的時間見圖9(d)。隨著洪水持續(xù)時間的增加,各點的恢復時間也隨之增大。

圖10 不同持續(xù)時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)時間的洪水作用下,河岸邊界上的流入量和流出量也相應受到影響,見圖10,圖中河道水位到達峰值的時間用黑色虛線表示。由圖10(a)可以看出,洪水歷時較短時通過河岸邊界的最大進水量反而更大。這是因為在較長時間洪水的作用下,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間使水力梯度降低,從而不會形成較大的水頭差。而在時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水量。此外,3組信號作用下的流入量在時間上表現(xiàn)出了顯著的差異性,洪水歷時較長的邊界上流入量更早到達峰值。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)時間越長,邊界的出流過程越平緩,且隨著洪水持續(xù)時間的增加,岸坡出流量峰值延后。圖10(c)展示了河水對地下水的補給量隨時間的變化過程,最大補給量隨洪水持續(xù)時間的增加而延后。不同于洪水峰值的影響,在洪水過程較短時,河水對地下水的補給量隨持續(xù)時間的增加而增大,達到最大補給量的時間更長。而河道水位恢復后,隨著地下水不斷流出,不同持續(xù)時間的洪水作用下的河水補給量趨于相同。

4 結(jié) 語

洪水作用下的地下水動力過程對河岸帶的地球物理化學過程起重要影響。河岸帶地下水對洪水過程的響應和恢復規(guī)律,是河岸帶生態(tài)環(huán)境保護的重要科學依據(jù)。本文通過物理模型試驗和數(shù)值模擬,研究了不同峰值和持續(xù)時間的洪水過程對河岸帶地下水動力過程的影響。

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

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

c. 河岸帶各點水位的增幅隨洪水歷時時間的增長而增大。洪水的持續(xù)時間對河岸帶地下水的滯后性及恢復過程產(chǎn)生顯著影響。洪水過程持續(xù)時間越長,地下水水位的響應越慢,恢復到初始狀態(tài)的時間越長。

本文研究了單峰脈沖洪水信號對河岸帶地下水動力過程的影響,但受水力調(diào)控、蒸發(fā)、降雨等影響,實際潛流帶的交換過程動態(tài)性更強,非規(guī)則信號作用下的地下水波動規(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)影響下的地下水動力過程還有待進一步研究。

[ 1 ] 陳吉泉.河岸植被特征及其在生態(tài)系統(tǒng)和景觀中的作用[J].應用生態(tài)學報,1996,7(4): 439-448.(CHEN Jiquan.Riparian vegetation characteristics and their functions in ecosystems and landscapes[J].Chinese Journal of Applied Ecology,1996,7(4):439-448.(in Chinese))

[ 2 ] 夏繼紅,嚴忠民.生態(tài)河岸帶研究進展與發(fā)展趨勢[J].河海大學學報(自然科學版),2004,32(3): 252-255.(XIA Jihong,YAN Zhongmin.Advances in research of ecological riparian zones and its trend of development[J].Journal of Hohai University(Natural Sciences),2004,32(3):252-255.(in Chinese))

[ 3 ] HARVEY J W,BENCALA K E.The effect of streambed topography on surface-subsurface water exchange in mountain catchments[J].Water Resources Research,1993,29(1): 89-98.

[ 4 ] KASAHARA T,WONDZELL S M.Geomorphic controls on hyporheic exchange flow in mountain streams[J].Water Resources Research,2003,39(1):1-14.

[ 5 ] SAVANT S A,REIBLE D D,THIBODEAUX L J.Convective transport within stable river sediments[J].Water Resources Research,1987,23(9): 1763-1768.

[ 6 ] HESTER E T,DOYLE M W.In-stream geomorphic structures as drivers of hyporheic exchange[J].Water Resources Research,2008,44(3):1-17.

[ 7 ] SILLIMAN S E,BOOTH D F.Analysis of time-series measurements of sediment temperature for identification of gaining vs.losing portions of Juday Creek,Indiana[J].Journal of Hydrology,1993,146: 131-148.

[ 8 ] BOANO F,REVELLI R,RIDOLFI L.Quantifying the impact of groundwater discharge on the surface-subsurface exchange[J].Hydrological Processes,2009,23(15): 2108-2116.

[ 9 ] CARDENAS M B,WILSON J,ZLOTNIK V A.Impact of heterogeneity,bed forms,and stream curvature on subchannel hyporheic exchange[J].Water Resources Research,2004,40(8):1-14.

[10] PACKMAN A I,BROOKS N H.Hyporheic exchange of solutes and colloids with moving bed forms[J].Water Resources Research,2001,37(10): 2591-2605.

[11] ELLIOTT A H,BROOKS N H.Transfer of nonsorbing solutes to a streambed with bed forms: theory[J].Water Resources Research,1997,33(1): 123-136.

[12] CARDENAS M B.Potential contribution of topography-driven regional groundwater flow to fractal stream chemistry: residence time distribution analysis of Tth flow[J].Geophysical Research Letters,2007,34(5):1-5.

[13] KRAUSE S,BOANO F,CUTHBERT M O,et al.Understanding process dynamics at aquifer-surface water interfaces: an introduction to the special section on new modeling approaches and novel experimental technologies[J].Water Resources Research,2014,50(2): 1847-1855.

[14] GU C,HORNBERGER G M,HERMAN J S,et al.Effect of freshets on the flux of groundwater nitrate through streambed sediments[J].Water Resources Research,2008,44(5):1-12.

[15] WESTHOFF M,GOOSEFF M,BOGAARD T,et al.Quantifying hyporheic exchange at high spatial resolution using natural temperature variations along a first-order stream[J].Water Resources Research,2011,47(10):DOI 10.1029/2010WR009767.

[16] ARNTZEN E V,GEIST D R,DRESEL P E.Effects of fluctuating river flow on groundwater/surface water mixing in the hyporheic zone of a regulated,large cobble bed river[J].River Research and Applications,2006,22(8): 937-946.

[17] STOREY R G,HOWARD K W,WILLIAMS D D.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,2003,39(2):1-17.

[18] WROBLICKY G J,CAMPANA M E,VALETT H M,et al.Seasonal variation in surface-subsurface water exchange and lateral hyporheic area of two stream-aquifer systems[J].Water Resources Research,1998,34(3): 317-328.

[19] WONDZELL S M,SWANSON F J.Seasonal and storm dynamics of the hyporheic zone of a 4th-order mountain stream.I: hydrologic processes[J].Journal of the North American Benthological Society,1996(1): 3-19.

[20] CZIKOWSKY M J,FITZJARRALD D R.Evidence of seasonal changes in evapotranspiration in eastern US hydrological records[J].Journal of Hydrometeorology,2004,5(5): 974-988.

[21] LOHEIDE S P,LUNDQUIST J D.Snowmelt-induced diel fluxes through the hyporheic zone[J].Water Resources Research,2009,45(7): DOI: 10.1029/2008WR007329.

[22] MATHIEU R,BARIAC T.An isotopic study (2H and18O) of water movements in clayey soils under a semiarid climate[J].Water Resources Research,1996,32(4): 779-789.

[23] 張光輝,費宇紅,田言亮,等.暴雨洪水對地下水超采緩解特征與資源增量[J].水利學報,2015,46(5): 594-601.(ZHANG Guanghui,FEI Yuhong,TIAN Yanliang,et al.Characteristics of alleviating the over-exploitation and its recharge on the rainstorm flood to the shallow groundwater in the southern plain of Haihe River Basin[J].Journal of Hydraulic Engineering,2015,46(5): 594-601.(in Chinese))

[24] DUDLEY-SOUTHERN M,BINLEY A.Temporal responses of groundwater-surface water exchange to successive storm events[J].Water Resources Research,2015,51(2): 1112-1126.

[25] SHIBATA H,SUGAWARA O,TOYOSHIMA H,et al.Nitrogen dynamics in the hyporheic zone of a forested stream during a small storm,Hokkaido,Japan[J].Biogeochemistry,2004,69(1): 83-104.

[26] MOUW J E,STANFORD J A,ALABACK P B.Influences of flooding and hyporheic exchange on floodplain plant richness and productivity[J].River Research and Applications,2009,25(8): 929-945.

[27] 徐華山,趙同謙,孟紅旗,等.濱河濕地地下水位變化及其與河水響應關系研究[J].環(huán)境科學,2011,32(2): 362-367.(XU Huashan,ZHAO Tongqian,MENG Hongqi,et al.Relationship between groundwater level in riparian wetlands and water level in the river[J].Environmental Science,2011,32(2): 362-367.(in Chinese))

[28] FRANCIS B A,FRANCIS L K,CARDENAS M B.Water table dynamics and groundwater & ndash;surface water interaction during filling and draining of a large fluvial island due to dam-induced river stage fluctuations[J].Water Resources Research,2010,46(7): W07513.

[29] HUCKS SAWYER A,BAYANI CARDENAS M,BOMAR A,et al.Impact of dam operations on hyporheic exchange in the riparian zone of a regulated river[J].Hydrological Processes,2009,23(15): 2129-2137.

[30] WONDZELL S M,SWANSON F J.Floods,channel change,and the hyporheic zone[J].Water Resources Research,1999,35(2): 555-567.

[31] GERECHT K E,CARDENAS M B,GUSWA A J,et al.Dynamics of hyporheic flow and heat transport across a bed-to-bank continuum in a large regulated river[J].Water Resources Research,2011,47(3): DOI: 10.1029/2010WR009794.

[32] LARSEN L G,HARVEY J W,MAGLIO M M.Dynamic hyporheic exchange at intermediate timescales: testing the relative importance of evapotranspiration and flood pulses[J].Water Resources Research,2014,50(1): 318-335.

[33] BOANO F,REVELLI R,RIDOLFI L.Modeling hyporheic exchange with unsteady stream discharge and bedform dynamics[J].Water Resources Research,2013,49(7): 4089-4099.

[34] NOWINSKI J D,CARDENAS M B,LIGHTBODY A F,et al.Hydraulic and thermal response of groundwater-surface water exchange to flooding in an experimental aquifer[J].Journal of Hydrology,2012,472: 184-192.

[35] 呂輝,趙堅,陳孝兵,等.洪水過程對垂向潛流交換作用的影響[J].水電能源科學,2015(3): 4.(LYU Hui,ZHAO Jian,CHEN Xiaobing,et al.The impact of flood process on vertical aquifer exchange[J].Water Resources and Power,2015(3): 4.(in Chinese))

[36] BOANO F,REVELLI R,RIDOLFI L.Bedform-induced hyporheic exchange with unsteady flows[J].Advances in Water Resources,2007,30(1): 148-156.

[37] van GENUCHTEN M T.A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils[J].Soil Science Society of America Journal,1980,44(5): 892-898.

[38] CARTWRIGHT N,LI L,NIELSEN P.Response of the salt-freshwater interface in a coastal aquifer to a wave-induced groundwater pulse: field observations and modelling[J].Advances in Water Resources,2004,27(3): 297-303.

[39] VOSS C I,PROVOST A M.SUTRA: A model for 2D or 3D saturated-unsaturated,variable-density ground-water flow with solute or energy transport[C]//Water-Resources Investigations Report(2002-4231).Vancouver W A:U S Department of the Interior,U S Geological Survey,2002.

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

國家自然科學基金(51579077)

張澤宇(1992—),男,碩士研究生,研究方向為水力學及河流動力學。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)