陶建華，陶月贊，劉佩貴

(合肥工業(yè)大學(xué)土木與水利工程學(xué)院，安徽合肥 230009)

地下水與地表水相互關(guān)系的正確認(rèn)識和準(zhǔn)確描述，是地下水和地表水評價的基礎(chǔ)。地表水和地下水相互作用受多種因素的影響[1]，對這種相互作用的分析，常用方法有解析法[2-3]、數(shù)值法[4-5]等。繼Freeze等[6]于1969年首次提出基于物理機制的地表地下水流耦合理論體系之后，數(shù)值法因能模擬和分析各種復(fù)雜條件下的地表水與地下水的作用規(guī)律而應(yīng)用廣泛。

目前國內(nèi)外對地表水和地下水相互作用的研究，致力于將地表水與地下水兩大子系統(tǒng)進行真正意義上的耦合模擬，研究熱點側(cè)重于分析水、生態(tài)、氣候和人類活動之間的作用規(guī)律。筆者以沙潁河干流為例，考慮河床沉積物的滲透性在地表水與地下水相互作用中的重要性[7]，借助數(shù)值仿真技術(shù)，分析沙潁河干流界首至阜陽段地下水與地表水的水量交換關(guān)系，為該區(qū)水量、水質(zhì)評價和預(yù)測奠定基礎(chǔ)。

1 研究區(qū)概況

沙潁河是淮河最大的支流，流域總面積36651km2。筆者取沙潁河界首到阜陽段為研究區(qū)，總面積約為2250 km2。研究區(qū)為大陸季風(fēng)氣候區(qū)，多年平均年降水量1024 mm，多年平均年蒸發(fā)量833 mm。區(qū)內(nèi)沙潁河河床高程19 m左右，河道斷面20多年間基本保持穩(wěn)定，河底、河岸沖淤變化甚微;茨淮新河為一人工河流。研究區(qū)地層隸屬華北地層區(qū)淮河地層分區(qū)，地表為第四系松散層所覆蓋。地貌趨于緩和、平坦，河流發(fā)育成平行狀(圖1)。

圖1 研究區(qū)示意圖

1.1 含水層分布

研究區(qū)地層，除阜陽市區(qū)以外，0～40m深度內(nèi)主要為全新統(tǒng)，大致可分為2個含水段:上部為Q42含水段，主要發(fā)育于茨河以北，頂板埋深一般5～10 m。其他地區(qū)的含水段砂層發(fā)育較差，在中部，局部甚至僅有一些亞砂土分布。該含水段與研究區(qū)干流水力聯(lián)系密切，為研究的目標(biāo)含水段。下部為Q41含水段，頂板埋深一般25～30 m，厚度一般4～8 m，個別地區(qū)較厚，局部地區(qū)僅發(fā)育一些亞砂土。研究區(qū)Q43分布于潁河、茨河兩岸局部，為淺黃色粉砂，亞砂土及薄層棕紅色亞黏土，厚0～4 m。

1.2 地下水的補給、排泄條件

研究區(qū)地下水的主要補給來源是大氣降水，其次為側(cè)向徑流和農(nóng)業(yè)灌溉對本區(qū)地下水補給;區(qū)內(nèi)地下水位埋深較淺，蒸發(fā)作用為地下水的主要排泄方式之一?？菟竟?jié)地下水位高于地表河水位，地下水補給河水為地下水的另一種排泄形式。

2 水文地質(zhì)模型

根據(jù)鉆探成果，將研究區(qū)地層概化為5層，第1層為亞黏土層，厚度一般7～13m;第2層為砂層，厚度一般4～8m，為目標(biāo)含水層;第3層為亞黏土和亞砂土層，厚度一般為8～15m;第4層為砂土層，厚度一般為3～8 m;底層為亞黏土和亞砂土層，厚度一般6～10 m。

由上述水文地質(zhì)模型推斷，沙潁河基本完全切割了目標(biāo)含水層，沙潁河以及目標(biāo)含水層與下伏含水層之間水力聯(lián)系微弱。

3 數(shù)值模擬

3.1 數(shù)學(xué)模型

模擬區(qū)地處淮北平原，地下水流方向整體由西北向東南，模擬區(qū)天然水力坡度較小，地下水流場較為平緩，滲流基本符合達西定律，水流各要素隨時間而變化，為非穩(wěn)定流。建立如下數(shù)學(xué)模型:

式中:Kx、Ky、Kz分別為含水層在 x、y、z方向的滲透系數(shù)(假定滲透系數(shù)主軸方向和坐標(biāo)軸的方向一致);w為源匯項;μs為彈性水頭系數(shù);Kn為邊界面法向方向的滲透系數(shù);H為地下水水頭;H0為地下水初始水頭;H1為低水頭;Г1為水頭邊界;Г2為流量邊界;q為單寬流量;t為時間。

3.2 時間空間離散

平面上，將單元剖分為100×100，共計10 000個單元格;研究區(qū)以外部分設(shè)置為不活動單元格;時間上，根據(jù)現(xiàn)有資料，以2004年1月為模擬期的初始時間，模擬期為5 a，計算步長為10 d。

3.3 初始及邊界條件

含水層的初始流場由實測資料確定。沙潁河作為模型的內(nèi)邊界，按流量邊界處理，河流斷面特征(河床底寬和河床高程)和水位(圖2)等數(shù)據(jù)在界首斷面和阜陽斷面間做插值處理。模擬區(qū)北部邊界為透水邊界，概化為已知水頭邊界;東西兩側(cè)邊界為分水嶺，概化為零流量邊界;模擬區(qū)內(nèi)的茨河，概化為水頭邊界。

3.4 源匯項

圖2 河流水位過程線

研究區(qū)內(nèi)地下水開采現(xiàn)象較普遍，近年來淺層地下水動態(tài)條件已由過去的入滲-蒸發(fā)型轉(zhuǎn)化為入滲-蒸發(fā)-開采型。降雨入滲量主要與包氣帶巖性，植被發(fā)育、潛水位埋深、降雨量大小等因素有關(guān);降雨入滲按面狀補給方式處理，降水入滲系數(shù)取0.2。潛水蒸發(fā)量主要與包氣帶巖性、植被發(fā)育、地下水位埋深、氣溫、日照強度等因素有關(guān);潛水蒸發(fā)按面狀排泄方式處理，潛水蒸發(fā)極限深度為4.5 m，蒸發(fā)系數(shù)取0.7。研究區(qū)淺層地下水開采井?dāng)?shù)量較多，將開采井分布情況按行政區(qū)域劃分，將其概化為在各行政區(qū)均勻分布。研究區(qū)存在大面積的農(nóng)灌區(qū)，灌溉用水量根據(jù)不同地區(qū)年平均灌溉用水量、不同年月降雨量、農(nóng)作物生長需水量綜合確定;農(nóng)灌區(qū)灌溉水入滲補給按面狀補給處理，灌溉入滲系數(shù)取0.22。

3.5 模型識別與驗證

模型模擬期為2004年1月—2008年12月，根據(jù)研究區(qū)內(nèi)水文地質(zhì)勘察及早期農(nóng)灌勘察的相關(guān)抽水試驗資料，將區(qū)內(nèi)與河流水力聯(lián)系密切的目標(biāo)含水層參數(shù)初步分區(qū)，再采用“試錯法”反復(fù)調(diào)整參數(shù)。經(jīng)模型反演識別的目標(biāo)含水層(第2層)水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)及取值情況見表1、圖3所示。模擬中發(fā)現(xiàn)，地下水水位對河流水力傳導(dǎo)系數(shù)C響應(yīng)不明顯，C取值在10～150區(qū)間內(nèi)，地下水位擬合曲線基本不變。綜合分析研究區(qū)水文地質(zhì)條件和河流沉積特征等因素，按式(2)計算河底沉積物水力傳導(dǎo)系數(shù):

表1 水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)

圖3 水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)示意圖

式中:KS為河床沉積層滲透系數(shù);L為計算單元的河段長度;W為河床寬度;M為河床沉積物厚度。在上述空間離散條件下，取河床水力傳導(dǎo)系數(shù)為100m2/d。

各觀測孔模擬值較實測值雖有所偏差，但整體而言，模擬情況較好，模擬值基本能反映研究區(qū)地下水位變化情況，模型識別效果如圖4所示，各觀測孔相對位置見圖1。

圖4 各觀測孔水位模擬曲線

為盡量減少資料限制及水文地質(zhì)特征的不確定性影響，盡可能真實地反映研究區(qū)的水文地質(zhì)特征，提高模型精度，對識別后的數(shù)值模型進行驗證。

4 驗證結(jié)果及分析

研究區(qū)地下水水位常年高于沙潁河水位，修建節(jié)制閘以攔蓄地表水以后，地表水排泄地下水的格局沒有發(fā)生根本性變化，地表水對地下水的補給始終有限?，F(xiàn)狀年條件下，地表水對地下水水位形成比較明顯的影響范圍約為800 m，枯水季節(jié)地下水對河流的補給強度受河床水力傳導(dǎo)系數(shù)C值影響很大，兩者基本呈對數(shù)關(guān)系(式(3)、圖5)，但C值的變化基本不影響補給曲線形狀。

根據(jù)圖5所示，7月研究區(qū)內(nèi)孔隙潛水對河水的補給量最小，此后逐漸增大，12月補給量達到最大，此后逐漸減小，整體而言，當(dāng)年12月至翌年2月，地下水對河流的補給量較大。綜合分析研究區(qū)降雨量、潛水水位與河流水位情況，可知研究區(qū)7—9月降雨量較大，河流水位受降雨影響明顯抬高，地下水水位變化相對于降水滯后明顯，孔隙潛水與河流水位差一般在7月達到最小;由于大氣降水的補給作用，地下水位在8月末處于1年中最高，而此時由于節(jié)制閘對河水的攔截作用，河流水位一般亦達到最高，孔隙潛水與河流水位差較之7月反而有所增大;到12月末，河水位受降雨影響一般處于1年中最低，而地下水位下降相對滯后，孔隙潛水與河流水位差達到最大;此后，地下水位受降雨影響下降，孔隙潛水與河流水位差逐漸減小;整體而言，當(dāng)年12月至翌年2月，孔隙潛水與河流水位差較大?？梢姡叵滤畬恿鞯难a給強度與兩者之間的水位差直接相關(guān)。

圖5 C值與補給強度關(guān)系曲線

取圖1所示區(qū)域為地表水與地下水交換量的計算區(qū)，當(dāng)C值為100 m2/d時，模擬期內(nèi)河流對地下水的補給強度僅為4.77×10-6m3/(s·km);地下水對河流平均補給強度為7.26×10-3m3/(s·km)。模擬期內(nèi)地下水對河流的補給情況如圖6所示?？梢?，枯水季節(jié)，研究區(qū)內(nèi)地下水對河流的補給是沙潁河的重要水源之一。

圖6 地下水補給河流模擬曲線

當(dāng)不考慮河床沉積物對交換水量的影響時，根據(jù)Darcy公式，枯水季節(jié)兩側(cè)地下水對河流的補給量約為 1.45 ×10-2m3/(s·km)[8]，與上述計算值相差甚遠，可見研究區(qū)內(nèi)河床沉積物對地下水與地表水交換量的影響應(yīng)慎重對待。

5 結(jié)語

地下水與地表水之間的水量交換作用，在自然界中普遍存在，在枯水季節(jié)，一些河流甚至主要依靠地下水補給，所以，在地表水與地下水水質(zhì)和水量的評價中，對這種水量交換作用的正確認(rèn)識和描述十分重要。

通過上述研究，得到以下認(rèn)識:①沙潁河干流界首至阜陽斷面，排泄河流是地下水的主要排泄方式之一，地下水與地表水的水量交換主要表現(xiàn)為地下水補給地表水;②河床沉積物滲透系數(shù)直接影響地下水與地表水之間的交換水量，研究區(qū)內(nèi)兩者基本呈指數(shù)關(guān)系;③地下水對地表水的補給量與兩者之間的水位差直接相關(guān)，地下水對沙潁河干流界首至阜陽段的補給量一般在7月最小，12月最大;④研究區(qū)枯水季節(jié)地下水對河流的補給強度較大，應(yīng)重視地下水水質(zhì)和水量的保護，過度開采可能引起地下水對沙潁河的補給量減少，對枯水季節(jié)的沙潁河流量產(chǎn)生重大負面影響;⑤為進一步確定區(qū)域地下水與地表水之間的交換水量，有必要測定河床沉積物的滲透系數(shù)。

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