何 君

（山東省淮河流域水利管理局規(guī)劃設(shè)計(jì)院，山東 濟(jì)南 250000）

近些年來，水資源短缺已經(jīng)成為全球面臨的一個(gè)重要的問題，水溫循環(huán)規(guī)律對(duì)于水資源的時(shí)間和空間分布具有重要的作用，隨著人類氣候的不斷變化，地下水的過度開采，水資源的異地調(diào)用，導(dǎo)致不同區(qū)域的地表水和地下水相互作用越來越明顯和頻繁。近些年來，過度的水資源開采、水資源污染和全球變暖等氣候變化對(duì)水資源和生態(tài)環(huán)境造成了極大的影響，地表水和地下水之間的相互作用也變的非常復(fù)雜，這種變化對(duì)于水資源的保護(hù)和合理利用產(chǎn)生了極大的影響。因此為了掌握人類活動(dòng)和氣候變化對(duì)水流域水循環(huán)的影響規(guī)律和機(jī)理，因此需要從過程上對(duì)地表水和地下水耦合進(jìn)行分析。本文通過GSFLOW軟件對(duì)地表水和地下水構(gòu)建水文模型，對(duì)采集的水文數(shù)據(jù)進(jìn)行地表-地下水流耦合模擬分析。

1 理論分析

1.1 地表水地下水相互作用概念模型

根據(jù)研究流域的水文條件、地址條件和地表水地下水循環(huán)特征建立地表水-地下水相互作用過程的概念模型，對(duì)水流的蒸發(fā)、徑流和地表水地下水相互作用吉林進(jìn)行描述。同時(shí)及時(shí)考慮流域下墊面的影響，對(duì)于下墊面的改進(jìn)對(duì)水循環(huán)的過程的影響進(jìn)行分析，通過考慮下墊面可以更精確的對(duì)水循環(huán)的空間分布進(jìn)行模擬，得到更加精確的計(jì)算結(jié)果。地表水地下水相互作用模型如圖1-A所示：

圖1 -A 地表水于地下水相互作用過程圖

1.2 GSFLOW計(jì)算原理

GSFLOW軟件主要包括三個(gè)計(jì)算模塊，第一個(gè)模塊主要進(jìn)行能量水流和水量的計(jì)算，采用PRMS模型進(jìn)行模擬。第二個(gè)模塊采用二次開發(fā)程序包對(duì)河流和湖泊進(jìn)行模擬計(jì)算。第三個(gè)模塊是土壤層以下區(qū)域，利用UZF等程序包進(jìn)行模擬計(jì)算。GSFLOW通過將流域劃分為透水區(qū)和不透水區(qū)進(jìn)行水流計(jì)算，計(jì)模型如下式所示：

式中：celtop為有限差分單元格的頂板海拔；DSZ為土壤層底部重力排泄受地下水位影響的波動(dòng)深度；CNDSZ為土壤區(qū)導(dǎo)水系數(shù)；

地下水位模擬計(jì)算公式如下所示：

式中：Kxx、Kyy、Kzz為滲透系數(shù)沿著 x、y、z軸方向的主要分量；h為水頭；W為地下水的源和匯，SS為多孔介質(zhì)的貯水率，t為時(shí)間步長(zhǎng)。

2 研究區(qū)域概況

研究流域位于山東省威海市，流域面積約為1391 km2，流域內(nèi)最大河流長(zhǎng)度為65 km，該流域地勢(shì)平坦，最高海拔約為896 m。該流域山區(qū)面積占總面積的17%左右。大部分丘陵山地還把在700 m左右，其中200 m～300 m的波狀丘陵分布最為廣泛，坡度為25度以下。土地利用/覆蓋主要為耕地，約占流域面積的68.2%，居民地12.96%，林地12.5%，草地 3.42%，水域2.66%，其余為裸地。流域地形圖見圖1-B。

圖1 -B 流域地形示意圖

該流域?qū)倥瘻貛|亞季風(fēng)區(qū)大陸性氣候，四季分明，春季風(fēng)大干燥，多有春旱；夏季濕熱多雨，偶有伏旱；秋季溫和涼爽，時(shí)有連陰雨及秋旱；冬季漫長(zhǎng)，盛行干冷冬季風(fēng)。多年平均氣溫11.5℃，歷年極端最高氣溫36.4℃，極端最低氣溫-25.5℃。由于季風(fēng)進(jìn)退遲早和強(qiáng)弱的不同，降水的年度變化很大。年內(nèi)分配不均，汛期降水量占年降水量的72%。多年平均年降雨量818 mm，最多處在昆崳山頂達(dá)1093 mm，流域內(nèi)陸面蒸發(fā)為500 mm左右。研究區(qū)降雨分布見圖2。

圖2 該流域降雨分布圖

研究區(qū)為第四系沖洪積、沖海積、海積、湖沼積的砂、砂礫層，巖性多為細(xì)砂、中粗砂夾礫石，流域內(nèi)地下水位較淺、含水層富水性較弱，地下水主要接受降水入滲補(bǔ)給和河水補(bǔ)給，多數(shù)沿地形向河谷匯集，局部受隔水層影響，在山腰或山頂出露形成山泉，但水量極小，單井出水量一般在5 m3/h～20 m3/h，極個(gè)別的單井出水量可達(dá)80 m3/h。地下水類型主要為基巖裂隙水和第四系孔隙水?；鶐r裂隙水主要賦存于變質(zhì)巖、花崗巖和碎屑巖的風(fēng)化裂隙和構(gòu)造裂隙中，富水性較弱，一般埋藏較深，約為2 m～30 m，開發(fā)較為困難?；鶐r裂隙水的主要排泄途徑：一是匯集于河谷形成河川基流；二是側(cè)滲補(bǔ)給第四系或直接排泄入海；三是消耗于分散的人工開采。

圖3 該流域水文地質(zhì)圖

3 數(shù)值模擬結(jié)果分析

(1)數(shù)值模型的建立

根據(jù)現(xiàn)有的地質(zhì)和水文資料，對(duì)GSFLOW三維計(jì)算模型進(jìn)行網(wǎng)格劃分。共劃分為110000個(gè)網(wǎng)格，共有76987個(gè)活動(dòng)網(wǎng)格，為了計(jì)算方便將數(shù)值模型蓋化為兩層，其中第一層為含水層，第二層為承壓含水層。數(shù)值模型如圖4所示。采用模型計(jì)算初始時(shí)段的淺層地下水水位，通過水位計(jì)算方法，獲得含水層的初始水位，通過模擬計(jì)算，對(duì)上下兩層的初始滲流場(chǎng)進(jìn)行模擬。含水層滲透系數(shù)的確定主要參考研究區(qū)滲透系數(shù)空間變異性分析成果，孔隙度及給水度、降雨入滲系數(shù)等水文地質(zhì)參數(shù)主要根據(jù)水文地質(zhì)資料確定。

圖4 數(shù)值計(jì)算模型

(2)GSFLOW模擬結(jié)果

圖5 某流域流量模擬結(jié)果與實(shí)測(cè)值對(duì)比圖

圖6 地下水位對(duì)比圖

將流域內(nèi)的月徑流量模擬結(jié)果與檢測(cè)結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析如圖5所示，從整體數(shù)據(jù)變化趨勢(shì)來看，數(shù)值模擬計(jì)算結(jié)果與檢測(cè)結(jié)果具有較好的對(duì)應(yīng)性。在概率期，確定性系數(shù)為0，85，在模型期，確定性系為0.76，在這兩個(gè)時(shí)期模型的確定性系數(shù)均大于0.7，并且概率期確定性系數(shù)比模型期概率系數(shù)大11.8%，對(duì)于大流域流量模擬來說，采用GSFLOW模型模擬結(jié)果較好，精度較高。如圖6所示為，在模擬期間地下水位擬合結(jié)果圖，如圖所示擬合結(jié)果所示，檢測(cè)水位的計(jì)算值與觀測(cè)值的誤差為0.3 m，相關(guān)系數(shù)為0.925，符合模擬要求。

(3)地下水開采對(duì)地表水和地下水相互作用的分析

圖7 現(xiàn)狀開采下地下水位模擬結(jié)果

圖8 減少50%開采下地下水位模擬結(jié)果

圖9 不同開采方案向下地下水側(cè)向補(bǔ)給量與河道基流量模擬結(jié)果

通過圖7～8可知，隨著地下水開采的減少，地下水位動(dòng)態(tài)特征呈現(xiàn)升高趨勢(shì)，在現(xiàn)狀地下水開采情況下，隨著地下水開采量的減少，河道基流量為由0逐漸變恢復(fù)河道基流量，同時(shí)地下水側(cè)向補(bǔ)給量也一定程度上增加，通過模擬分析可知，在地下水開采過程中，隨地下水位的增加河道基流量呈現(xiàn)增加趨勢(shì)。

4 結(jié)論

(1)通過對(duì)流域內(nèi)水流進(jìn)行模擬分析可知，在概率期，確定性系數(shù)為0.85，在模型期，確定性系為0.76，在這兩個(gè)時(shí)期模型的確定性系數(shù)均大于0.7，并且概率期確定性系數(shù)比模型期概率系數(shù)大11.8%，檢測(cè)水位的計(jì)算值與觀測(cè)值的誤差為0.3 m，相關(guān)系數(shù)為0.925，符合模擬要求。

(2)隨著地下水開采的減少，地下水位動(dòng)態(tài)特征呈現(xiàn)升高趨勢(shì)，隨著地下水開采量的減少，河道基流量為由0逐漸變恢復(fù)河道基流量，同時(shí)地下水側(cè)向補(bǔ)給量也一定程度上增加在地下水開采過程中，隨地下水位的增加河道基流量呈現(xiàn)增加趨勢(shì)。