夏軍強，朱 恒，鄧珊珊，周美蓉

(武漢大學(xué)水資源工程與調(diào)度全國重點實驗室，湖北 武漢 430072)

河岸帶是既具有水域特性、又具有陸地特性的水陸交界區(qū)域，受到河水和地下水的共同作用[1]。在河岸潛流帶內(nèi)，河水與地下水相互作用，使得水量和水質(zhì)都進行交換，進一步影響溶質(zhì)和能量的交換，最終對河岸帶生物群落的生長和繁殖產(chǎn)生影響[2-4]，是流域生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定性的重要一環(huán)[5]。因此，確定河水與地下水在河岸帶內(nèi)進行相互作用的范圍，可以為岸線規(guī)劃和管理提供依據(jù)。

河水與地下水相互作用發(fā)生在河床表面以下的沉積緩沖帶或側(cè)向河岸帶的多孔滲透區(qū)內(nèi)，該區(qū)域稱之為潛流帶[6]。早期對潛流帶的研究主要是針對河床潛流帶，而對河岸帶內(nèi)側(cè)向潛流交換的研究則進展相對較慢，并且大多針對穩(wěn)態(tài)條件。Brunke等[6]在研究河水與地下水交換對生態(tài)系統(tǒng)的重要性時提出了側(cè)岸潛流帶的概念，同時引入“潛流走廊”模型，闡述潛流與河岸帶生態(tài)影響間的關(guān)聯(lián)性。相較于河床潛流交換，側(cè)岸的潛流交換更加顯著[7]，同時在彎曲河流上側(cè)向潛流交換量級和范圍更大[8-10]。Cardenas[8]研究了在河水補充地下水和地下水排泄到河水2種情況下，不同彎曲程度的河流側(cè)岸潛流帶范圍。一方面隨著河道彎曲程度的增加，側(cè)岸潛流帶的范圍有所增加；另一方面隨著河岸帶基流流量增加，潛流帶范圍有所減小。林俊強等[9]通過搭建室內(nèi)模型研究了不同彎曲河岸形態(tài)影響下的側(cè)岸潛流交換特性，發(fā)現(xiàn)隨著河岸彎曲程度增大，河岸側(cè)向孔隙對流引起的側(cè)岸潛流交換強度增加。

近年來，部分研究者對于非穩(wěn)態(tài)的側(cè)岸潛流交換過程進行了探索。一些學(xué)者提出了不同季節(jié)月份、水位波動、融雪等因素[11-16]作用下河岸帶地下水和河水的動態(tài)交換規(guī)律。劉東升等[11]在新安江大壩下游河段監(jiān)測了水壓和溫度，分析了冬季和夏季河岸帶水熱交換特征，得出夏季的潛流寬度更大；束龍倉等[13]統(tǒng)計了新汴河多年河岸地下水位，發(fā)現(xiàn)隨離岸距離增加，地下水位與河道水位相關(guān)性下降。相較于長時間的潛流交換，一些學(xué)者側(cè)重于研究短時間內(nèi)河道水位急劇漲落的影響，分析了暴雨、洪水及大壩泄水等因素[17-22]影響下的河岸帶地下水過程。Liang等[19]基于二維Boussinesq方程，研究了洪水事件下的順直河岸內(nèi)河水-地下水交換。結(jié)果表明，洪水期間河水快速下滲到含水層，并且大部分河水短時間內(nèi)能返回河流，剩余河水將在含水層內(nèi)停留很久，不僅會流回河流，也會流向下游含水層。張澤宇等[20]在室內(nèi)搭建模型研究了單峰脈沖洪水信號對河岸帶地下水過程影響，說明河岸帶內(nèi)各點地下水水位的波動隨洪峰的增大而增強，水位的增幅隨洪水歷時的增長而增大。以上研究沒有考慮到分層土體的滲透特性對地下水流動的影響。Salehin等[23]則結(jié)合水槽試驗和數(shù)值模擬分析了非均質(zhì)河床對潛流交換的影響，發(fā)現(xiàn)相較于均質(zhì)河床，非均質(zhì)河床潛流交換通量更大。胡淑蘅等[24]考慮了河底淤泥層及堤岸對側(cè)向潛流的影響，結(jié)果表明兩者對側(cè)向潛流過程均有限制作用，潛流范圍縮小。

目前對于長江中游干流河岸帶的側(cè)向潛流研究相對較少，多數(shù)研究集中于小流域內(nèi)的局部河段內(nèi)。本文通過野外原型監(jiān)測和數(shù)值模擬計算，分析長江中游二元結(jié)構(gòu)河岸土體的滲透特性，計算中游石首河段河岸帶地下水位變化過程，給出河水變動對地下水位的主要影響范圍及水量交換過程，以揭示河岸帶地下水位動態(tài)變化的控制因素。

1 研究區(qū)域水文地質(zhì)條件

1.1 河段概況

本文選取長江中游的石首彎道段作為研究對象(圖1)，研究河段位于長江中游下荊江河段，上起新廠(荊82)，下迄荊104斷面，全長約33.9 km，由上、下2個順直段和1個彎道段組成，曲折系數(shù)為2.09。河段進口處較為順直，彎道放寬段有倒口窯和藕池口心灘，彎頂左岸一側(cè)為向家洲邊灘。河段平灘河寬沿程先增加后減小，變化范圍在730～2 800 m之間不等[25]。河段水面縱比降較平緩，2021年內(nèi)平均縱比降為0.5。

圖1 荊江河段示意Fig.1 Sketch of the Jingjiang reach

由于石首河段除進口有藕池口分流外(流量較小，約占干流流量的5%)，并無其他大支流，故監(jiān)利站資料可較好地代表該河段的水沙過程。三峽工程運用后的2003—2019年，監(jiān)利站年均徑流量為3 768億m3，較運用前(1998—2002年)減少了6%；而年均輸沙量為0.79億t，較運用前大幅度降低，減幅為78%。此外，監(jiān)利站多年平均汛期水量在運用后降低至3 005億m3，較運用前的3 480億m3偏少約14%，汛期來水量變化相對較??；而在上游水庫蓄水?dāng)r沙及水土保持工程的綜合影響下，監(jiān)利站多年平均汛期輸沙量在運用后顯著降低至0.68億t，較運用前的3.36億t偏少約80%。

1.2 河岸及河床土體組成

荊江段河岸多為上部黏性土體及下部非黏性土體組成的二元結(jié)構(gòu)河岸，其上層多為粉質(zhì)黏土和壤土；下層為粉細砂，且下層的厚度一般大于30 m。本研究在下荊江石首河段左岸向家洲鉆孔取土，得到了地表以下0～45 m的河岸土體樣本，并采用激光粒徑分析儀(Microtrac S3500)進行測量，得到了不同深度下河岸土體級配和中值粒徑。根據(jù)測量結(jié)果，土樣級配在深度4～5 m處發(fā)生明顯變化，上層土體中粒徑小于0.10 mm組分的含量達95%，屬于黏性土類，平均中值粒徑小于0.03 mm；下層土體粒徑大于0.10 mm組分的含量約60%，為粉細砂，平均中值粒徑為0.11 mm(圖2)。河床土體組成與河岸下層土體均為粉細砂，且隨著深度的增加，砂土的密實性增加。由于采樣的土壤在鉆孔過程中受較大干擾，因此，無法測量其他土體特性，如滲透系數(shù)等。根據(jù)之前的荊江段河岸土體土工試驗結(jié)果可知，上層粉質(zhì)黏土的滲透系數(shù)約為1×10-5cm/s，下側(cè)粉細砂的滲透系數(shù)在2.4×10-3～3.8×10-3cm/s之間[26]。

圖2 石首段河岸土體組成Fig.2 Bank soil compositions in the Shishou reach

1.3 河岸內(nèi)部地下水位監(jiān)測

2021年1月19日至11月28日，在向家洲(29°45′01″N，112°23′32″E)和北門口(29°45′16″N，112°26′01″E)2個站點布置了3口監(jiān)測井(圖1、圖3)，測得了2處地下水位的變化過程。在向家洲河岸離岸10 m和20 m處修建了2個監(jiān)測井(1號井和2號井)，在荊95斷面上游約800 m處；在北門口離岸10 m處修建了3號井，在荊98斷面上游約700 m處。3口井的深度均為20.0 m，井底高程比最低河道水位低約9.0 m。每口井的頂部高出地表1.2～1.4 m，以確保井在洪水漫灘時不被淹沒。每口井內(nèi)懸掛一臺HOBOU20-001-02水位記錄儀，測量范圍為0～30.5 m，測量精度為0.03 m。水位記錄儀固定在地表以下16.2～16.4 m處，比最低河道水位低約5.0 m。

表1 土體滲透系數(shù)率定結(jié)果Table 1 Calibration of the hydraulic conductivity of bank soil

圖3 地下水位監(jiān)測井布置情況Fig.3 Setup of the groundwater level monitoring wells

圖4給出了2021年1月19日至11月28日內(nèi)3口監(jiān)測井的地下水位、石首水位站的實測日均水位及降水量。2021年石首站的最高水位為34.17 m，最低水位為24.53 m，平均水位為29.19 m。在1—3月間始終保持較低水位，之后在4—6月水位抬升，7月進入洪峰期，并于9月中旬達到最高水位。在三峽工程開始蓄水后，水位開始下降，平均日退水速率約0.12 m/d。根據(jù)降雨過程可知，石首河段2021年降水量為1 374.0 mm，主要降雨時段集中于4—8月，其中4月7日、4月24日、6月3日和8月24日降水量大于40.0 mm。相較于多年平均值，2021年屬于偏豐水年。日均降水量與石首站水位相關(guān)系數(shù)約為0.10，可見該地水位主要受上游來流控制，受局地降雨影響較小。

圖4 2021年河道水位、地下水位和降水量變化過程Fig.4 Temporal variations in the river stage，groundwater level and rainfall in 2021

北門口(3號井)離岸10 m處的地下水位與河道水位同步性強，水位峰值均出現(xiàn)于同一天。在漲水期和洪峰期內(nèi)，該處地下水位與河道水位平均差值約為0.21 m。向家洲(1號井、2號井)實測的地下水位在4月8—16日、4月22日至5月1日、5月22日至6月7日之間存在陡升陡降的現(xiàn)象，在后文(3.4節(jié))中分析了造成該現(xiàn)象的原因，判斷可能與該區(qū)域附近水塘的修建和蓄水有關(guān)。除去這幾日的數(shù)據(jù)外，1號井的地下水位與3號井的水位十分接近。而離岸20 m處(2號井)的地下水位同步性下降，最高水位落后河道水位1 d，峰值下降約0.12 m。在退水期內(nèi)，3口井的地下水位明顯高于河道水位，最大水位差約1.42 m，反映了地下水位的滯后性。

2 側(cè)向潛流過程計算模型與驗證

2.1 地下水三維運動方程

在不考慮水的密度變化條件下，孔隙介質(zhì)中三維空間的流動可以用下面的偏微分方程表示：

(1)

式中：Kxx、Kyy、Kzz為滲透系數(shù)在x、y和z方向上的分量，m/s；h為水頭，m；W為單位體積流量，s-1，用以代表流進匯或來自源的水量，由降雨或其他因素形成；ss為孔隙介質(zhì)的儲水率，m-1；t為時間，s。模型構(gòu)建及求解使用MODFLOW數(shù)字模型[27]，其數(shù)值求解方式使用有限差分法。

2.2 局部模型率定與驗證

2.2.1模型率定

模型率定過程中的計算區(qū)域選擇在荊98斷面局部河段，河段內(nèi)設(shè)置有北門口站點3號監(jiān)測井(圖3)，利用所測地下水位對滲透系數(shù)進行率定。荊98斷面位于彎頂下側(cè)(圖1)，左岸為凸岸側(cè)，河底坡度較緩；右岸為凹岸側(cè)，河底坡度較陡。凸岸側(cè)有邊灘，中水時露出，洪水時淹沒。

模型橫向計算范圍為6 000 m，斷面地形采用2019年的實測數(shù)據(jù)。由于河漫灘高程變化相對較小，故忽略其河漫灘的地形變化，近似可取為河道最外側(cè)高程實測值。垂向上，該斷面地表以下70 m為不透水基巖[28]，故本次模擬范圍上至河底及河岸表面，下至-70 m深度?？v向上沿荊98斷面上下游各延伸500 m。計算的網(wǎng)格總個數(shù)為10×401×23(縱向×橫向×垂向)。網(wǎng)格縱向尺寸為100 m；橫向尺寸為20 m，靠近河道附近的網(wǎng)格加密，縮小為10 m；垂向尺寸介于0.9～6.9 m，且位于浸潤線附近的網(wǎng)格較密。

根據(jù)實測資料，河岸組成由上到下依次為4～5 m粉質(zhì)黏土、16～20 m松散-稍密粉細砂、20～25 m中密粉細砂、55 m密實粉細砂，底部為不透水基巖；河床組成由上到下依次為8～20 m松散-稍密粉細砂、8～25 m中密粉細砂、55 m密實粉細砂，底部為不透水基巖。各土層滲透系數(shù)取值范圍參考《水利水電工程水文地質(zhì)勘察規(guī)范：SL373—2007》，同時結(jié)合以往的實測資料，表1給出了滲透系數(shù)率定結(jié)果。

計算區(qū)域內(nèi)的邊界條件設(shè)置為：① 縱向邊界上，由于局部河段內(nèi)上下游水位變化很小，縱向坡降引起的河岸內(nèi)地下水上下游流動可忽略不計，即假設(shè)上下游流量為0 m3/s；② 橫向邊界上，河岸橫向最外側(cè)賦予河道最低水位24.53 m，河道邊界賦予石首站的實測日均水位條件(圖4)；③ 垂向邊界上，底部設(shè)置為不透水邊界。在模型率定與驗證中，暫不考慮降雨影響，則源項為0。

圖5給出了北門口地下水位監(jiān)測點3號井計算與實測的地下水位過程對比情況。從圖5中可以看出，整體上計算結(jié)果與實測地下水位過程吻合較好。在漲水過程中，模擬結(jié)果與實測結(jié)果吻合性良好，平均絕對誤差約為0.20 m，納什效率系數(shù)大于0.99；退水過程中模擬結(jié)果和實測數(shù)據(jù)間誤差略有增大，平均誤差約為0.32 m。

圖5 北門口3號監(jiān)測井計算與實測的地下水位Fig.5 Calculated and measured groundwater level hydrographs in the No.3 well

2.2.2模型驗證與敏感性分析

利用向家洲布置的2個地下水位監(jiān)測井(1號井和2號井，圖3)，對模型進行驗證。向家洲位于荊95斷面附近，模型構(gòu)建過程與前面相同，且同樣采用石首水位站的實測值作為邊界條件(圖4)。由實測資料可知，向家洲處河岸上層為粉質(zhì)黏土，厚度約為4 m，下側(cè)為粉細砂。各層土體的滲透系數(shù)取值與表1相同。

圖6給出了向家洲監(jiān)測點計算與實測的地下水位變化過程。除去幾處水位驟增數(shù)據(jù)外，在離岸10 m處地下水位的計算值與實測值的絕對誤差多在0.23 m以內(nèi)，但在退水期末誤差較大，誤差約為0.60 m；在離岸20 m處，地下水位的計算值與實測值的誤差多在0.33 m以內(nèi)。

圖6 向家洲監(jiān)測點計算與實測地下水位過程Fig.6 Calculated and measured groundwater level hydrographs at Xiangjiazhou

以向家洲處的地下水位變化為研究對象，開展了河岸滲透系數(shù)的敏感性分析。對于表層黏土，在表1的滲透系數(shù)取值基礎(chǔ)上(工況1)分別增加和減小50%(工況2、工況3)，開展?jié)摿鬟^程計算。對比離岸20 m處的地下水位過程，工況1—工況3的地下水位相差很小，差值小于0.02 m。對于下層粉細砂的滲透系數(shù)，結(jié)合實測資料設(shè)置計算工況4—工況6，對應(yīng)的滲透系數(shù)分別為0.002 5、0.005 0和0.007 5 cm/s。圖7(a)給出了在離岸20 m處，不同滲透系數(shù)下計算的地下水位變化過程?？梢钥闯?，河岸下層粉細砂層對于地下水位計算結(jié)果的影響較大，當(dāng)滲透系數(shù)減小至0.002 5 cm/s時(工況4)，漲水期及洪峰期地下水位較工況5降低了0.19 m，退水期增加了約0.11 m；當(dāng)滲透系數(shù)增加至0.007 5 cm/s時(工況6)，漲水期及洪峰期地下水位較工況5增加了0.05 m，退水期則降低了約0.09 m。進一步分析下層粉細砂滲透系數(shù)變化對單位河長內(nèi)的河水-地下水交換量的影響，如圖7(b)所示。當(dāng)滲透系數(shù)減少至0.002 5 cm/s時，河水補充地下水峰值減少27 m3/(m·d)，地下水排泄河水峰值減少14 m3/(m·d)，全年內(nèi)河水補充地下水減少約1 000 m3/m，地下水排泄河水減少約1 000 m3/m。；當(dāng)滲透系數(shù)增加至0.007 5 cm/s時，河水補充地下水峰值增加10 m3/(m·d)，地下水排泄河水峰值增加22 m3/(m·d)，全年內(nèi)河水補充地下水增加約1 500 m3/m，地下水排泄河水增加約1 000 m3/m。

圖7 下層粉細砂不同滲透系數(shù)下離岸20 m處模擬結(jié)果Fig.7 Simulation results at 20 m distance from the bank slope with different hydraulic conductivities of fine sand

總體看來，河岸表層粉質(zhì)黏土滲透系數(shù)的改變對河岸地下水位的影響較小，而下層粉細砂滲透系數(shù)的改變對地下水位及潛流量的計算結(jié)果影響較大，且離岸越遠影響越明顯。由于表層土體較薄，2021年內(nèi)河道水位高于表層土體底板的歷時約有80 d，故大部分時間段內(nèi)表層黏土對地下水位的影響較小。將表層黏土的滲透系數(shù)與下側(cè)粉細砂設(shè)為一致，地下水位的計算結(jié)果僅改變了0.3%，同時若忽略粉細砂因密實度增加產(chǎn)生的滲透系數(shù)變化，計算結(jié)果的影響在2%以內(nèi)。因此，在后續(xù)河段尺度的潛流過程研究中，可近似不考慮河岸土體分層對于潛流過程模擬的影響。

2.3 河段模型建立與驗證

斷面局部模型模擬計算時，主要分析了單側(cè)河水對河岸地下水的作用，沒有考慮到平面地形變化對側(cè)向潛流的影響[29-30]。而在實際河流中，彎曲河流常常擁有蜿蜒的河岸形態(tài)，河岸會受到多側(cè)河水的入滲；同時在河岸帶內(nèi)地下水間也會相互作用，對地下水的時空變化分布產(chǎn)生進一步影響[19]。為了分析河流平面形態(tài)對側(cè)向潛流范圍的影響，此處在上述分析的基礎(chǔ)上，進一步擴展了平面計算范圍。通過分析河彎內(nèi)不同位置潛流過程的差異，揭示河道形態(tài)變化對河岸帶地下水位的影響。

2.3.1模型建立

石首河段模擬范圍長13.55 km、寬10.8 km，范圍內(nèi)河道長度為33.9 km，曲折系數(shù)為2.09(圖1)。模擬網(wǎng)格共216列、271行，總網(wǎng)格數(shù)量為58 536個，河道處網(wǎng)格作為無效網(wǎng)格處理，共7 249個，故有效網(wǎng)格數(shù)為51 287個，每個網(wǎng)格的長度和寬度均為50 m。由前文參數(shù)敏感性分析可知，下層粉細砂的滲透系數(shù)對計算結(jié)果的影響遠大于表層粉質(zhì)黏土。本研究缺乏區(qū)域內(nèi)全部的河岸土體分層資料，難以建立全范圍內(nèi)非均質(zhì)河岸模型，故近似采用均質(zhì)河岸模型，則區(qū)域內(nèi)土體均采用粉細砂層的滲透系數(shù)(0.005 0 cm/s)。針對邊界條件，在河道兩側(cè)網(wǎng)格賦予水位條件，模擬范圍四周邊界采用零流量邊界條件。根據(jù)長江水利委員會水文局荊江水文水資源勘測局實測資料，河彎左右兩岸的水位差在0.02～0.08 m之間，橫比降約為0.05%，左右兩岸水位差相較于約7.7 m的河道水位年變幅很小，對河岸帶地下水位計算結(jié)果影響很小，故可利用新廠和石首站的水位插值賦予沿程水位條件。

2.3.2模型驗證

對比荊95斷面局部模型離岸50 m處地下水位與石首河段模型同位置處的地下水位。整體上河段模型計算地下水位略高于局部模型計算水位，平均高約0.42 m，漲水期和洪峰期內(nèi)平均水位差約0.46 m，而在退水期平均水位差減小約0.31 m。計算時間段內(nèi)，納什效率系數(shù)約為0.98，說明河段模型計算結(jié)果較為準(zhǔn)確，而水位略高于局部模型原因可能在于河流平面形態(tài)的影響。

3 典型急彎段側(cè)向潛流模擬分析

3.1 單側(cè)河水作用下的側(cè)向潛流范圍與潛流量

將荊95斷面局部模型計算時段擴大至2021年全年，圖8給出了初始時刻(1月1日)、河道水位最高時(9月10日)、計算時段末(12月31日)的河道水位及地下水位橫向變化。對比初始水位線和最高水位線，地下水位橫向梯度在漲水的過程中明顯增大。相較于初始河道水位26.45 m，洪峰期內(nèi)河道的最高水位達34.17 m，增加了7.72 m。近岸處的地下水位隨河道水位提升明顯，兩側(cè)離岸100 m內(nèi)地下水位增加幅度超過6.0 m，離岸200 m內(nèi)的增加幅度超過4.5 m。遠岸處的地下水位受河道水位的影響較小，在左右岸離岸800 m外，地下水位較初始情況的增加幅度小于1.0 m。在退水期內(nèi)，河道水位下降，但遠岸處的水仍然流向河岸內(nèi)部，地下水位有所提升，使得潛流帶范圍仍有所擴大。在左右岸離岸約1 400 m外，地下水位變幅小于河道水位變幅的5%，故河道水位波動對該范圍以外的地下水位變化的影響很小。

圖8 河道水位及地下水位線橫截面Fig.8 Lateral profiles of river stage and groundwater level

圖9給出了單位河長內(nèi)的河水-地下水交換量與河道水位變化過程。從圖9中可以看出，單位河長內(nèi)河水-地下水交換量的變化趨勢大致與河道水位同步，在河道水位較高時，河道補充地下水的水量較大；當(dāng)河道水位較低時，河道水補充地下水的水量較小，且當(dāng)河道水位持續(xù)下降時，地下水反過來排泄到河道。在單位河長范圍，2021年內(nèi)河道補充地下水的水量約為5 000 m3/m，地下水排泄河道水量約為3 000 m3/m，凈水量約為2 000 m3/m。2021年監(jiān)利站徑流量為4 228億m3，沙市至監(jiān)利站距離為162 km，河段內(nèi)河水向河岸入滲的凈水量約為6.5億m3，約占監(jiān)利站徑流量的0.15%。

圖9 荊95斷面附近單位河長內(nèi)河水與地下水的交換水量與河道水位變化過程Fig.9 Temporal variation of the water exchange volume between river and groundwater per channel-length and the river stage at the section of Jing 95

3.2 石首河段地下水位分布特征及潛流量

圖10(X為橫向起點距，Y為縱向起點距)給出了石首河段不同時刻河岸地下水位的分布情況。初始時刻地下水位與河道水位相差很小，無明顯水流流動(圖10(a))。在漲水過程中，河岸帶的地下水位隨著河道水位不斷抬升。當(dāng)河道水位達到最高時(圖10(b)，9月10日，河道水位為35.05～33.61 m)，河岸帶一定范圍內(nèi)地下水位有了明顯提升。河道水位較初始情況增加7.62～7.71 m，近岸處的地下水位漲幅較大，在距河道100 m河岸內(nèi)，地下水位較初始情況增幅大于6.5 m；遠岸處地下水位漲幅較小，距河道900 m河岸外，地下水位較初始情況增幅小于1.0 m。

在河道水位經(jīng)歷短暫下降后(圖10(c)，10月20日)，一方面近岸處的地下水位對河道水位變動敏感，也立即隨之下降，地下水來不及傳入河岸內(nèi)部而排泄入河道中；另一方面，遠岸處的地下水位仍在增加。此時，相較于最高水位，河道水位下降了4.07～3.96 m，但是600 m外的地下水位仍然在上升。地下水水位波峰傳達至離岸約300 m處，水位呈現(xiàn)出中間高、兩邊低的情況，地下水一方面會補給河水，另一方面會繼續(xù)往河岸內(nèi)部流動。經(jīng)歷1 a的模擬后(圖10(d)，12月31日)，河岸帶的地下水位分布情況較初始水位有了明顯變化。河道水位全年內(nèi)最大變幅約為7.7 m，而在1 600 m外，在全年內(nèi)水位變幅小于河道水位最大變幅的5%，河道水位變動基本不影響該處的地下水位。

對比局部模型與河段模型，在考慮了河流的平面形態(tài)后，側(cè)岸潛流的主要影響范圍有所擴大，原因在于河岸帶內(nèi)上下游的河水入滲促進了潛流向內(nèi)發(fā)展，特別在凸岸處，地下水位明顯較高。對比潛流量，取荊95斷面所在位置，在單位河長范圍，2021年內(nèi)河道補充地下水的水量約為5 000 m3/m，地下水排泄河道水量約為3 000 m3/m。相較于前文所計算的水量較為相似，原因在于河道內(nèi)水體主要位于黏土層之下，故前文計算結(jié)果中河水通過黏土層向內(nèi)入滲僅占很小一部分。

3.3 不同河流形態(tài)特征位置的地下水位變化過程

為了研究2021年內(nèi)河流平面形態(tài)變化對于河岸帶地下水位的影響，選取彎道進口順直側(cè)、彎道凸側(cè)等4個具有不同形態(tài)的河岸位置(研究位置A—D，圖10(a)所示)，分析不同離岸距離下地下水位的變化過程。該4處位置分別具有的特點包括：① 彎道進口順直側(cè)，該處河岸單側(cè)臨水；② 左岸凸側(cè)，該處河岸兩側(cè)臨水；③ 右岸凹側(cè)，同樣受到兩側(cè)河道水位影響；④ 洲灘處，地下水受四周河水影響。圖11(a)給出了進口順直段(位置A)離岸距離(S)分別為100、500、1 000 m處的地下水位變化過程。如圖11(a)所示，在離岸100 m處的地下水位和河道水位的相位差較小，具備較好的跟隨性，對河道水位響應(yīng)較快；但隨著離岸距離的增加，地下水位與河道水位之間的相位差增大。在離岸500 m處，地下水整個水位過程只有一次漲落過程，且最高水位時刻(10月17日)滯后河道37 d，而當(dāng)距離達到1 000 m時，水位變化過程只有較平緩的漲水過程，變化幅度更小。同時從圖11(a)中可以看出，隨著離岸距離的增加，地下水位的漲退歷時也在明顯增加。河道水位在1月2日至2月19日有一個短暫的上升回落過程，在離岸500 m處，這個過程坦化，上升回落時間為1月2日至4月3日，歷時93 d，相較于河道(歷時49 d)增加44 d。而在離岸1 000 m處，河道水位短暫上升對地下水位已無影響(水位變化小于0.01 m)。在退水期，離岸500 m處地下水已經(jīng)不能在12月31日前完成退水過程，但進入下一年份的枯水期(1—3月)，水位可能會繼續(xù)下降。

圖11 不同河流形態(tài)特征處河岸地下水位過程Fig.11 Groundwater level at different location with different morphological characteristics of rivers

在彎道凸岸側(cè)(位置B，圖11(b))，相較于順直段，隨著離岸距離的增加，也會出現(xiàn)峰值坦化，歷時增長的情況；但是在退水過程中，各距離下的地下水位要明顯高于順直段的地下水位。相較于單側(cè)河水影響的順直段，處于彎道凸側(cè)的河岸會受到兩側(cè)河水的同時入滲，漲水時地下水位抬升更快，且地下水位峰值也更高。而在彎道凹岸側(cè)(位置C，圖11(c))，地下水位在上升和下降時，都更加緩慢。凹岸受到地形的影響，使得在垂直河岸相同距離下的點，兩側(cè)河水的入滲河岸流路更長，使得其地下水位響應(yīng)時間更久，這與凸岸的情況相反。洲灘(位置D，圖11(d))的地下水位對河道水位的變化最為敏感，相較于前3種情況，兩者之間的相位差最小。由于受到四周河水的同時入滲，導(dǎo)致其地下水位響應(yīng)最快，離岸相同距離下地下水位抬升更快，峰值更高。

3.4 考慮降雨的地下水位變化過程

在前文的數(shù)值模擬中，著重于分析河道水位變動對地下水位的影響，從而忽略了降雨下滲部分，現(xiàn)將2021年石首降水量(圖4)考慮至模型。根據(jù)徐蘇等[31]提出的徑流系數(shù)(μ)計算公式，考慮了計算區(qū)域內(nèi)的下墊面條件和年降水量，計算出徑流系數(shù)μ=0.80。則降雨下滲部分的水量為降水量的0.2倍?？紤]降水量之后，對荊95斷面局部河段的地下水位變化過程再次進行計算。對比發(fā)現(xiàn)，考慮降雨后離岸10 m和20 m處的地下水位分別提高0.05 m和0.09 m，變化差別很小。同時利用Pearson相關(guān)系數(shù)法分析了該2處的地下水位與降水量的相關(guān)系數(shù)，分別為0.02和0.03，而與河道水位的相關(guān)系數(shù)達到了0.98和0.97，地下水位受河流影響顯著，河道水位對地下水位動態(tài)起主要控制作用[32]。另一方面，在8月24日也見較大降水量，但未見地下水位突然抬升，再對比了其他文獻中地下水位數(shù)據(jù)[11，14，19]，也未出現(xiàn)短暫時間內(nèi)因降雨導(dǎo)致河岸帶地下水位大幅度提升的情況。綜合以上看來，向家洲處監(jiān)測井在4月8—16日、4月22日至5月1日、5月22日至6月7日之間地下水位存在陡升陡降的現(xiàn)象，并非因為降雨而造成，可能與該區(qū)域附近水塘的修建和蓄水有關(guān)，或是其他人為因素造成的。

在考慮降雨后，河岸帶內(nèi)的地下水位有所提升，但是水位變幅相差很小，與前文所得結(jié)論幾乎一致。但是地下水位的抬升，對流入流出河岸的水量影響較大，在單位河長范圍，2021年內(nèi)河道補充地下水的水量約為4 000 m3/m，地下水排泄河道水量約為4 000 m3/m，兩者幾乎相等。河岸帶地下水位抬升，在河道水位高時，降低了水力坡降，使得河道補充地下水的水量減少；相反，在地下水位高時，提高了水力坡降，使得地下水排泄河道的水量增加。

4 結(jié) 論

本文基于2021年石首段河岸開展的土體級配測量與地下水位監(jiān)測結(jié)果，采用MODFLOW模型對荊江石首河段的側(cè)向潛流過程進行了模擬，利用實測數(shù)據(jù)對模型進行了率定與驗證，揭示了年內(nèi)變動河道水位影響下河岸內(nèi)部地下水位的時空變化規(guī)律，并確定了該年側(cè)岸潛流的主要影響范圍。主要結(jié)論如下：

(1) 河岸帶地下水位動態(tài)變化主要受河道水位控制，近岸處水位變化同步性強，伴隨離岸距離的增加，地下水位的漲退水過程坦化，歷時增長，且峰值下降，對河道水位變化的響應(yīng)滯后性增加。河道水位全年最大變幅約7.7 m，離岸10 m和100 m處地下水最大變幅分別約為河道水位變幅的96%、80%，峰值分別低約0.1 m、1.5 m。研究區(qū)域內(nèi)側(cè)岸潛流影響范圍在離岸約1 400～1 600 m內(nèi)，更遠處地下水位年內(nèi)變幅小于河道水位最大變幅的5%。

(2) 河水-地下水交換水量受河道水位與降雨入滲共同影響，河道水位持續(xù)抬升(下降)時，地下水與河水間的水力坡降增加，交換水量較大。不考慮降雨入滲影響時，全年河道補充地下水的水量約為5 000 m3/m，地下水排泄河道水量約為3 000 m3/m。考慮降雨入滲后，河岸帶地下水位有所提升，水力坡降在較高(低)河道水位時降低(提高)，全年河道補充(排泄)地下水的水量均約為4 000 m3/m。

(3) 不同河流形態(tài)特征下的河岸帶地下水位過程存在差異，相較于順直段，彎道凹岸離岸相同距離處的地下水位響應(yīng)更慢，且峰值更低，其原因在于凹岸受平面地形影響，兩側(cè)河水入滲河岸流路更長；凸岸則相反。洲灘處受到四周河水同時入滲，地下水位響應(yīng)最快，峰值最高。