孫 穎，梁秀娟，肖長來，王躍航，婁 洋

(吉林大學(xué) 地下水資源與環(huán)境教育部重點實驗室，長春 130021)

遼源市是吉林省重要的產(chǎn)煤基地之一。地下水也是遼源市工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生活的主要供水水源。近幾年，隨著人口的增長和工農(nóng)業(yè)的迅速發(fā)展，對地下水的需求量增加，遼源市地下水資源開始出現(xiàn)供不應(yīng)求的狀況。地下水動態(tài)是地下水量變化的外在表現(xiàn)，通過對地下水動態(tài)的分析與研究，能夠準(zhǔn)確地了解地下水資源量的變化，為地下水開發(fā)利用的規(guī)劃提供依據(jù)。因此系統(tǒng)的分析遼源市地下水地下水動態(tài)特征，并以此為依據(jù)預(yù)測地下水的動態(tài)變化具有至關(guān)重要的意義。

關(guān)秉鈞等利用同位素法研究北京市地下水及工業(yè)污染時空變化規(guī)律，并建立了適用于沖洪積扇地下水年齡計算的地質(zhì)點混合衰變數(shù)學(xué)模型；姜麗麗等人利用德陽市城區(qū)2001-2008年地下水動態(tài)監(jiān)測數(shù)據(jù)，運用數(shù)值模型模擬預(yù)測了研究區(qū)地下水水位變化趨勢[1]；楊亮平等人利用呼和浩特市多年地下水水位資料，較系統(tǒng)地分析了地下水水位動態(tài)變化規(guī)律，建立了基于BP網(wǎng)絡(luò)的地下水水位預(yù)測模型[2]。而BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型特有的非線性適應(yīng)性信息處理能力，可以通過學(xué)習(xí)來獲取外部的知識并存儲在網(wǎng)絡(luò)內(nèi)，可以解決諸多計算機不易處理的難題。BP模型是神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型中最具代表性和廣泛應(yīng)用的一種，其結(jié)構(gòu)簡單，可操作性強，能模擬任意的非線性輸入、輸出關(guān)系[3]。遼源地下水位受降水、開采量等多種因素影響，在時序上常表現(xiàn)出復(fù)雜的非線性特征。因此，本文選擇BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型研究遼源地下水位預(yù)測。

1 研究區(qū)概況

遼源市位于吉林省中南部，地處東遼河、輝發(fā)河上游。地理坐標(biāo)為東經(jīng)124°51′22″～125°49′52″，北緯42°17′40″～43°13′40″。面積5 123 km2，下轄東豐縣、東遼縣，東遼縣2 430 km2，東豐縣2 487 km2，市區(qū)(包括郊區(qū))206 km2。

遼源市屬半濕潤中溫帶大陸性季風(fēng)氣候。年平均氣溫為5.2 ℃。年極端最高氣溫為36.0 ℃，年極端最低氣溫為零下41.2 ℃。多年平均降水量為666.5 mm，年最大降水量區(qū)為896 mm(1964年)；多年平均蒸發(fā)量為1 333 mm。

本區(qū)發(fā)育孔隙水、孔隙裂隙水、碎屑巖夾碳酸鹽巖溶洞裂隙水、基巖裂隙水風(fēng)化帶網(wǎng)狀裂隙水(見圖1)。

圖1 遼源市水文地質(zhì)圖

(1)孔隙水。全新統(tǒng)沖積、洪積砂礫石孔隙潛水：主要分布在河床兩側(cè)漫灘，階地和坡麓地帶，組成山前洪積扇，裙地形。在山間河谷及山間盆地中地表常有淤泥質(zhì)黏土組成的沼澤地形，孔隙潛水含水層主要巖性沙礫石層，厚度變化較大，小于1～10 m，含較豐富的孔隙水。地下水埋藏深度一般在0～5 m，深的可達8 m，水位變幅在1 m左右。泉最大涌水量2.53 L/s。在河流寬闊和交匯地段，含水層厚度增大，一般厚度為3.5～7.5 m，巖性顆粒變粗。地下水豐富，東遼河干流兩岸平原，河谷單井出水量一般為30 m3/h，局部地段可達60 m3/h，其他支流單井出水量少于10 m3/h。輝發(fā)河流域內(nèi)單井出水量為15～23 m3/h。河谷狹窄，第四次基底隆起地段，含水層變薄，地下水缺乏。中更新統(tǒng)-下更新統(tǒng)砂礫石孔隙潛水：主要分布在建安附近。含水層為沙礫石層，其厚度變化為4～5 m，上覆老黃土3～20 m。埋藏深度為3～8 m，水位變幅在3.0 m左右，鉆孔涌水量為0.24～0.93 L/s。松散鹽類孔隙水潛水包含兩類：單井涌水量500～1 000和100～500 m3/d。

(2)孔隙裂隙水?？紫读严端饕l(fā)育有白堊系下統(tǒng)礫巖、砂巖、泥巖層間裂隙和上侏羅統(tǒng)砂礫巖，頁巖層間隙。白堊系下統(tǒng)礫巖、砂巖、泥巖層間裂隙：主要分布在遼源盆地西北部，猴石山盆地，豐樂等地。出露面積不大。含水層為礫巖，砂巖，在泉頭組出現(xiàn)砂礫巖與泥巖互層，砂礫巖含水。泥巖不含水，形成層間水。地下水埋藏深度在2 m，涌水量為0.05～0.8 L/s。上侏羅統(tǒng)砂礫巖，頁巖層間隙：主要分布在遼源盆地，遼河源盆地中生代斷陷盆地中，其他地區(qū)亦有零星出露，侏羅系砂頁巖構(gòu)成了盆地的主體，在砂頁巖層中夾有煤，地下水埋藏在砂巖孔隙-裂隙中，頁巖為隔水層。埋深30～160 m，有3～5個含水層，巖層厚度3～5 m，個別厚達10 m，承壓水頭高，出現(xiàn)自流現(xiàn)象，自流量0.36 m3/h。一般泉的涌水量0.1～0.45 L/s。中下侏羅統(tǒng)砂礫巖，安山巖裂隙含水層。主要分布于靈鎮(zhèn)-東豐盆地北部邊緣及仙人洞盆地張家街一帶。埋深在0.5～5 m，一般單井涌水量在0.2 L/s。

(3)碎屑巖夾碳酸鹽巖溶洞裂隙水。研究區(qū)碎屑巖夾碳酸鹽巖溶洞裂隙水的水量較為貧乏，泉水流量為0.1～1.0 L/s。由于礫巖、砂巖的膠結(jié)物為泥質(zhì)、粉砂質(zhì)或鈣質(zhì)，膠結(jié)程度好，裂隙發(fā)育較差，滲透性差，水量貧乏，大氣降水入滲補給，以地下徑流形式向下游徑流排泄。奧-陶志留系變質(zhì)巖裂隙含水層。于西保安、彎月等地零星分布。埋深一般小于2 m，在匯水條件較好的地區(qū)，涌水量0.2～0.64 L/s。

(4)基巖裂隙水風(fēng)化帶網(wǎng)狀裂隙水。華力西-燕山期花崗裂隙含水層?；◢弾r在區(qū)內(nèi)分布廣泛，其上部分布有發(fā)育的坡積，殘積物。涌水量為0.02～2.1 L/s，水位、水量隨季節(jié)變化。水位變幅一般在1～2 m?；鶐r裂隙水風(fēng)化帶網(wǎng)狀裂隙水按泉水流量大小劃分為3類：大于1.0 L/s、0.1～1.0 L/s以及小于0.1 L/s。此類型地下水在研究區(qū)占據(jù)了絕大部分比例，主要接受大氣降水，主要消耗于人工開采、地下徑流補給地表水以及蒸發(fā)。

2 地下水水位動態(tài)特征

從1980-2011年各觀測井的地下水水位動態(tài)曲線圖中可以看出，研究區(qū)地下水水位的總體趨勢基本一致，但是不同的區(qū)域變化特征有所不同。因此，本文選取了幾個較為典型的曲線圖，分析遼源市地下水的年內(nèi)變化和年際變化，并劃分地下水動態(tài)類型。

2.1 年內(nèi)變化特征

研究區(qū)的地下水動態(tài)類型，主要有降水入滲-蒸發(fā)型、徑流型、降水入滲-開采型[4]。

(1)降水入滲-蒸發(fā)型。其地下水動態(tài)特征為：地下水位主要隨氣象變化發(fā)生周期性變化。如圖2所示，年內(nèi)地下水位隨季節(jié)變化主要受當(dāng)年降水特征制約，水位多具有一峰一谷特征，7-10月地下水位上升，這主要是因為研究區(qū)降水量主要集中在夏季；達到峰值過后，水位開始出現(xiàn)下降，直至出現(xiàn)最低水位，最低水位一般出現(xiàn)在4-7月，這是因為此時研究區(qū)降水量較少。依據(jù)1980-2011年地下水位監(jiān)測資料可以看出：地下水位隨著降水量的變化而變化；水位的峰值與降水的峰值基本一致或出現(xiàn)滯后現(xiàn)象；年內(nèi)地下水位變幅較大，季節(jié)性變化十分明顯。

(2)徑流型。其地下水動態(tài)特征為：地下水位年變幅很小，變化平緩，受降水影響很小，基本不隨降水量的變化而變化，蒸發(fā)排泄可以忽略，主要以徑流的方式排泄。如圖3所示，26300104號井年內(nèi)地下水位變化幅度很小，豐水期和枯水期的水位差值平均在0～1 m，基本不受降水量的影響。

(3)降水入滲-開采型。從圖4看出，研究區(qū)地下水動態(tài)特征為：年內(nèi)，6-7月降水量較大時，地下水位下降，這是因為6-7月開采量大，降水入滲補給滲量小于人工開采量，使得地下水位不升反降；8月降水量達到最大，超過開采量，地下水位驟升，達到峰值；9月以后，降水量和開采量均減小，地下水位隨之下降[5]?？梢?，地下水位隨降水量和開采量的變化而變化。

圖2 2008年遼源市東遼縣26300104號井地下水位動態(tài)曲線圖

圖3 2005年遼源市東遼縣26300104號井地下水位動態(tài)曲線圖

圖4 2008年遼源市東豐縣26310003號井地下水位動態(tài)曲線圖

2.2 年際變化特征

從多年動態(tài)曲線圖中亦可以得出相同的結(jié)論：總體上，地下水位動態(tài)變化大體相同，埋深在4 m左右浮動，變化幅度不大；1985和1987年降水量大的年份，地下水水位埋深淺；1988年降水量較小的年份地下水水位埋深大；1986年，降水量較大，但是地下水位上升幅度卻很小，這說明1986年，地下水開采量很大，降水入滲量不足以補給開采量，如圖5所示。

3 地下水水位動態(tài)趨勢預(yù)測

以東遼26300009號井1980-2012年的年平均埋深為例，進行趨勢預(yù)測，過程和結(jié)果如下：本文利用BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型，選用輸入層、隱含層、輸出層三層神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)，訓(xùn)練輸入輸出樣本，通過試錯法反復(fù)調(diào)整，最終確定隱含層節(jié)點數(shù)為30，將2012年預(yù)測值作為輸出值，由此得到一個3×30×1結(jié)構(gòu)的模型[6]。確定隱含層中的神經(jīng)元采用tansig函數(shù)(線性傳遞函數(shù))轉(zhuǎn)換，輸出層采用purelin函數(shù)(線性激勵函數(shù))，學(xué)習(xí)算法采用trainrp函數(shù)，權(quán)重和閥值初始化net=init(net)，確定訓(xùn)練次數(shù)為50萬次，最小均方差為10-2[7]，BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型參考上述參數(shù)設(shè)定運行結(jié)果見圖6。

利用BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型，對1980-2011年的地下水位埋深進行模擬(見圖6)，并預(yù)測2012年地下水位埋深，預(yù)測結(jié)果為3.87 m。將實測值和模擬預(yù)測值進行對比，結(jié)果見表1，平均絕對誤差均小于10%[8]。結(jié)果表明BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型可以較好地模擬實測值，因此預(yù)測的2012年埋深值具有一定的可靠性[9]。

圖5 1983-1988遼源市東豐縣26310015號井地下水位動態(tài)曲線圖

圖6 模擬對比圖

將預(yù)測的2012年水位埋深值歸入實測值中，繪制出26300009號井1980-2012年的地下水位埋深年際動態(tài)曲線圖(見圖7)?？梢钥闯?012年地下水位埋深增大，水位下降，2006年水位達到最大值后，地下水位總體大幅度下降，約2 m左右[10]。

4 結(jié) 語

本文通過對遼源市地下水水位在時間以及空間上變化特征的研究，得出以下結(jié)論。

表1 實測值與預(yù)測值對比表

圖7 東遼26300009號井1980-2012年均地下水位埋深動態(tài)曲線

(1)根據(jù)地下水位主要影響因素及補、徑、排條件，研究區(qū)的地下水動態(tài)類型主要有降水入滲-蒸發(fā)型、徑流型、降水入滲-開采型。

(2)BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)可以較好地模擬遼源市地下水位埋深動態(tài)變化，預(yù)測的2012年埋深值具有一定的可靠性。對遼源市地下水位監(jiān)測預(yù)報和合理開發(fā)利用地下水具有一定的指導(dǎo)意義[11]。

(3)遼源市2012年預(yù)測地下水位較2011年有所下降。2006年以后地下水位總體呈下降趨勢，下降幅度約2 m。

[1] 姜麗麗.德陽市城區(qū)地下水動態(tài)特征研究[D].成都：成都理工大學(xué)，2012：27-30.

[2] 楊亮平，姜振蛟，趙宜婷，等.呼和浩特市地下水水位動態(tài)變化及趨勢預(yù)測研究[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2009，46(4)：47-48.

[3] 趙延濤，姜寶良.基于BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的地下水水位預(yù)測[J].勘測科學(xué)技術(shù)，2001，(4)：9-10.

[4] 王大純.水文地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)[M].北京：地質(zhì)出版社，1995：99-100.

[5] 胡建勛，甄計國.石羊河流域地下水水位下降原因及對策研究[J].人民長江，2009，40(1)：1-2.

[6] 卓中文，王山東，楊 松.基于BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的礦山地下水位預(yù)測研究[J].計算機與數(shù)字工程，2012，40(10)：40-41.

[7] 張 斌，劉俊民.基于BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的地下水動態(tài)預(yù)測[J].水土保持研究，2012，19(5)：236-237.

[8] 王宇博，梁秀娟，喬 雨，等.地下水位預(yù)測模型對比分析研究[J].節(jié)水灌溉，2015，(7)：60-61.

[9] 張 霞，李占斌，張振文，等.兩種預(yù)測模型在地下水動態(tài)中的比較與應(yīng)用[J].生態(tài)學(xué)報，2012，32(21)：6 792-6 794.

[10] 李云良，張 奇，李 淼，等.基于BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的鄱陽湖水位模擬[J].長江流域資源與環(huán)境，2015，24(2)：233-234.

[11] 平建華，李 升，欽麗娟，等.地下水動態(tài)預(yù)測模型的回顧與展望[J].水資源保護，2006，22(4)：11-14.