陸 崢,胡錦華,張 圓,李宗超，楊 晨,楊曉帆*

(1.北京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)部地表過(guò)程與資源生態(tài)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100875；2.北京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)部自然資源學(xué)院，北京 100875；3.中國(guó)環(huán)境監(jiān)測(cè)總站，北京 100012；4.普林斯頓大學(xué)高草甸環(huán)境研究所土木與環(huán)境工程系，美國(guó) 普林斯頓 08544)

地下水和地表水是區(qū)域和全球水文循環(huán)的基本要素，它們?cè)跍囟群突瘜W(xué)組分上存在著普遍性的差異；且兩者具有緊密耦合的水力聯(lián)系和頻繁的轉(zhuǎn)化關(guān)系，共同構(gòu)成了一個(gè)完整、復(fù)雜、密不可分的系統(tǒng)。因此，定量研究地下水與地表水的相互作用規(guī)律對(duì)流域水文和生態(tài)環(huán)境科學(xué)具有重要意義。水文集成模型耦合了地下水與地表水模型，能夠較為準(zhǔn)確地描述自然界中水循環(huán)變化的復(fù)雜驅(qū)動(dòng)因素，從而描述各種驅(qū)動(dòng)因素對(duì)地下水與地表水水文循環(huán)的影響機(jī)理。然而，由于自然系統(tǒng)存在高度的空間異質(zhì)性，同時(shí)地下水-地表水相互轉(zhuǎn)換的同時(shí)還伴隨著能量轉(zhuǎn)化和溶質(zhì)運(yùn)移，因而定量描述其物理過(guò)程及與之耦合的生物地球化學(xué)過(guò)程具有極大的挑戰(zhàn)性。另外，針對(duì)不同尺度所采用的不同求解方案也會(huì)帶來(lái)難以量化的不確定性。為了解決上述問(wèn)題，需要建立和發(fā)展基于物理過(guò)程的、高時(shí)空分辨率的水文集成模型。但是，當(dāng)前的水文集成模型依舊受到耦合方式、網(wǎng)格和離散化方案、驅(qū)動(dòng)和校驗(yàn)數(shù)據(jù)質(zhì)量、計(jì)算效率等因素的制約，因此評(píng)估地下水-地表水耦合模型在上述幾方面的表現(xiàn)尤為重要。通常，在解決具體的流域?qū)嶋H問(wèn)題前需要使用簡(jiǎn)單的二維剖面算例對(duì)模型進(jìn)行測(cè)試、驗(yàn)證和評(píng)價(jià)。典型的水文地質(zhì)剖面數(shù)值模擬研究可以定量描述局部地表徑流和地下水的側(cè)向及垂向運(yùn)動(dòng)，從而獲得精確的二維地下水動(dòng)力場(chǎng)，對(duì)于揭示區(qū)域地下水與地表水之間的轉(zhuǎn)換關(guān)系和水文循環(huán)規(guī)律特征具有重要意義。在二維剖面數(shù)值模擬算例中，常常需將實(shí)際問(wèn)題進(jìn)行簡(jiǎn)化、抽象，即建立空間結(jié)構(gòu)更加簡(jiǎn)單的幾何概念模型(如圖1所示，將真實(shí)流域水文循環(huán)概念模型簡(jiǎn)化為理想化的“V”字形雙傾斜坡面流域模型)，并簡(jiǎn)化、提煉相應(yīng)的物理過(guò)程[如圖1(a)中的降水、蒸散發(fā)、植被冠層截留、下滲、地下水側(cè)向流等]，最終利用解析解或?qū)嶒?yàn)觀測(cè)對(duì)目標(biāo)模型模擬的結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證和評(píng)估。尤其在評(píng)估地下水-地表水耦合模型時(shí)，需基于簡(jiǎn)化的水文地質(zhì)剖面結(jié)構(gòu)，驗(yàn)證其數(shù)值解的準(zhǔn)確性并量化其不確定性，評(píng)價(jià)其水文響應(yīng)模擬結(jié)果的時(shí)空分布演變特征和統(tǒng)計(jì)特征。為此，本文使用基于物理過(guò)程的、地下水-地表水緊密耦合的水文集成模型ParFlow，依據(jù)不同案例設(shè)置，定量描述了地表水與地下水的相互作用，模擬計(jì)算了不同情境下地下水-地表水交互的水文響應(yīng)。

圖1 真實(shí)流域水文循環(huán)的簡(jiǎn)化建模方案示意圖Fig.1 Diagram of simplified model of the hydrologic cycles in a reale-world watershed

1 研究方法

1.1 ParFlow模型

本研究中所采用的水文集成模型ParFlow (https://www.parflow.org/) 是一款開(kāi)源的、可并行計(jì)算的、面向?qū)ο蟮娜S地下水-地表水耦合模型。ParFlow模型基于三維地下水流動(dòng)Richards方程和二維地表水流動(dòng)Saint-Venant方程的二階動(dòng)力波(Kinematic wave)或擴(kuò)散波(Diffusive wave)近似解，將飽水帶、包氣帶和地表水視為一個(gè)完整的水文連續(xù)體，以實(shí)現(xiàn)全面刻畫(huà)不同尺度(例如坡面、子流域、流域、國(guó)家/區(qū)域、大陸和全球尺度等)下的水文循環(huán)過(guò)程。ParFlow模型的主要特征見(jiàn)表1，更詳細(xì)的求解處理方案和功能參見(jiàn)相關(guān)文獻(xiàn)。

表1 ParFlow模型的主要特征Table 1 Summary and specification of ParFlow

圖2為ParFlow (Parallel Flow)模型在美國(guó)俄克拉荷馬州Little Washita流域的一個(gè)應(yīng)用案例。在Little Washita流域的一系列研究中，首先進(jìn)行了簡(jiǎn)單的基準(zhǔn)測(cè)試算例研究，隨后循序漸進(jìn)地?cái)U(kuò)展到二維剖面的各類(lèi)研究，最終實(shí)現(xiàn)了不同尺度下的流域水文循環(huán)三維模擬。秉承上述理念和邏輯遞進(jìn)關(guān)系，本研究選擇黑河流域下游的典型二維剖面，建立了高精度的地下水-地表水耦合模型，驗(yàn)證了模型的模擬精度，并定量分析了水文響應(yīng)特征，為后續(xù)的流域三維地下水-地表水耦合模擬及其他相關(guān)工作奠定堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)。

圖2 ParFlow模型在美國(guó)Little Washita流域的地下水-地表水交互模擬應(yīng)用案例示意圖Fig.2 Diagram of application of ParFlow to groundwater-surface water simulation case over the Little Washita,USA

ParFlow模型可跨系統(tǒng)適用于Linux/Unix/OSX，包含諸多不同的求解器，其中IMPES求解器適用于單相、完全飽和的情況，RICHARDS求解器適用于地下水變飽和的情況，用戶(hù)可以自主選擇是否耦合地表流動(dòng)過(guò)程，因此ParFlow模型可用于求解飽和帶-中間帶-包氣帶-地表水流偏微分方程定解問(wèn)題。本文主要介紹變飽和水流和地下水-地表水耦合的求解器，分別利用三維Richards方程和二維Saint-Venant方程來(lái)求解地下水流動(dòng)過(guò)程和地表水流動(dòng)過(guò)程，地下與地表的耦合主要是通過(guò)在地下水與地表水交界處的邊界條件來(lái)實(shí)現(xiàn)，使地下水的三維Richards方程和地表水的二維Saint-Venant方程中的壓力水頭保持一致，從而保證了地下水-地表水交界面上壓力的連續(xù)性。這種直接耦合的方法，避免了定義界面導(dǎo)水率(interface conductance)，并且降低了數(shù)值求解耦合系統(tǒng)過(guò)程中的難度。其中，地下水-地表水交界處的邊界條件可根據(jù)有無(wú)積水及積水深度在第一類(lèi)邊界條件(Dirichlet型)和第二類(lèi)邊界條件(Neumann型)間進(jìn)行切換。對(duì)于變飽和地下水流動(dòng)方程和地表水流動(dòng)方程分別采用中心差分格式的有限差分法和標(biāo)準(zhǔn)迎風(fēng)格式的有限體積法進(jìn)行空間離散，時(shí)間離散方法均為隱式后向歐拉法。此外，利用高效穩(wěn)定的Newton-Krylov非線(xiàn)性求解器進(jìn)行矩陣求解，所采用的網(wǎng)格為結(jié)構(gòu)化規(guī)則網(wǎng)格，可選正交網(wǎng)格或地形網(wǎng)格。

1.2 控制方程

1.2.1 地下水流動(dòng)方程

依據(jù)質(zhì)量、動(dòng)量守恒定律，地下水流動(dòng)(包括包氣帶、中間帶的壤中流和飽和帶基流)水量平衡方程采用的是三維Richards方程，可表示如下：

(

1

)

式中：

h

為壓力水頭(L)；

t

為時(shí)間(T)；

S

為比容(L)；

S

(h

)

為土壤相對(duì)飽和度(無(wú)量綱)；φ為土壤孔隙度(無(wú)量綱)；

z

為垂直坐標(biāo)(向上為正)；

q

和

q

為源匯項(xiàng)(L/T，具體的介紹見(jiàn)下文)；為達(dá)西通量(L/T)，可表示為

(

2

)

其中：為土壤水力傳導(dǎo)率(L/T)；

K

為土壤相對(duì)滲透率(無(wú)量綱)。

土壤相對(duì)飽和度與土壤相對(duì)滲透率之間的關(guān)系可通過(guò)van Genuchten模型獲得，其計(jì)算公式分別如下：

(

3

)

(

4

)

式中：

α

為孔隙進(jìn)氣值參數(shù)

(

L

);n

為土壤孔隙分布參數(shù)(無(wú)量綱)；

S

為土壤相對(duì)飽和含水量(無(wú)量綱)；

S

為土壤相對(duì)殘余飽和度(無(wú)量綱)。

1.2.2 地表水流動(dòng)方程

依據(jù)質(zhì)量守恒定律，地表淺水流動(dòng)水量平衡方程采用的是二維Saint-Venant方程，可表示如下：

(5)

式中:

h

為積水深度(L);為地表流速(L/T)

;q

為與地下水-地表水的交換通量(L/T)

;q

為降水通量(L/T)。

在ParFlow模型中，根據(jù)地表水動(dòng)力波近似，若忽略動(dòng)量平衡方程中的局部慣性項(xiàng)、對(duì)流慣性項(xiàng)和壓力差項(xiàng),則二維Saint-Venant方程可簡(jiǎn)化為

g(S

-

S

)=

0

(

6

)

式中：

g

為重力加速度(L/T)；

S

為坡面斜率(無(wú)量綱)，其中

i

為

x

或

y

軸方向；

S

為摩擦斜率(無(wú)量綱)，可表示為

(

7

)

此外，根據(jù)Manning-Strickler方程可以建立地表流速與積水深度

h

之間的關(guān)系式為

(

8

)

式中：

N

為曼寧粗糙度

(

T/L

)

。

1.2.3 地下水與地表水的耦合方法

地下水與地表水的耦合通過(guò)自由表面邊界條件來(lái)實(shí)現(xiàn)。由于需要保證地下水-地表水邊界處壓力水頭和通量連續(xù)，則地下水的壓力水頭

h

和地表水的積水深度

h

均等于地下水-地表水邊界處的垂直平均壓力

p

，即

:

p=h

=h

(

9

)

地下水的上邊界流動(dòng)通量與地下水-地表水邊界處的交換通量相同，即

:

q

=q

(

10

)

根據(jù)地下水動(dòng)量方程

(

2

)

可知，地下水-地表水邊界處Neumann型邊界條件

q

[

若積水深度大于0，則地下水-地表水邊界處由第二類(lèi)邊界條件(Neumann型)可改為第一類(lèi)邊界條件(Dirichlet型)

]

為

(

11

)

地下水-地表水邊界處的交換通量為

q

=τ(h

-

h

)

(

12

)

式中：

τ

為邊界比例系數(shù)。

q

與公式(5)中地下水-地表水的交換通量相同，且可改寫(xiě)為

(

13

)

式中

:

‖

p,

0‖算子結(jié)果返回值為

p

和0中的最大值。將上式結(jié)果代入公式

(

11

)

中，可得到：

(

14

)

將公式

(

14

)

左側(cè)項(xiàng)重新代回公式

(

1

)

中，可得到：

(

15

)

當(dāng)

p

小于0時(shí)，地下水-地表水邊界處為第二類(lèi)邊界條件(Neumann型)，地表水流動(dòng)邊界方程關(guān)閉，公式(15)為標(biāo)準(zhǔn)的地下水三維Richards方程；當(dāng)

p

大于0，也就是存在地表積水時(shí)，地下水-地表水邊界處由第二類(lèi)邊界條件(Neumann型)轉(zhuǎn)化為第一類(lèi)邊界條件(Dirichlet型)，地表水二維Saint-Venant方程被激活，則利用公式(14)計(jì)算。

2 研究區(qū)概況與模擬方法

2.1 研究區(qū)概況

黑河流域位于97°6′～102°0′E，37°30′～42°42′N(xiāo)間，東西、南北各橫跨約5°，發(fā)源于祁連山中段，北至中蒙邊境，東與石羊河流域接壤，西與疏勒河流域毗鄰，總面積為14.3×10km(見(jiàn)圖3)。該地區(qū)高程范圍為869～5544 m，氣候主要受中高緯度西風(fēng)帶環(huán)流的控制和極地冷氣團(tuán)的影響，氣候干燥，降水稀少而集中，多大風(fēng)，日照充足，太陽(yáng)輻射強(qiáng)烈，晝夜溫差大，年平均氣溫約-1℃，年均降水量為500 mm。按照氣候區(qū)劃，黑河流域總體上屬于半干旱高寒氣候。黑河流域上游地處高原亞寒帶亞干旱區(qū)，中下游為中溫帶干旱型氣候，獨(dú)特的氣候水文條件使之成為開(kāi)展流域水文過(guò)程研究的理想?yún)^(qū)域。北京師范大學(xué)和中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院于2012年9月起在黑河中游和下游地區(qū)共同布設(shè)了水文氣象觀測(cè)網(wǎng)，其中額濟(jì)納旗核心綠洲二道橋東至七道橋典型河岸林區(qū)域?yàn)楹诤恿饔蛳掠魏诵挠^測(cè)區(qū)，區(qū)內(nèi)布設(shè)了5個(gè)水文氣象觀測(cè)站點(diǎn)。

圖3 黑河流域下游巴牙吉呼(BJH)地區(qū)二維剖面設(shè)置Fig.3 Configurations of the BJH case

黑河流域下游的巴牙吉呼(Bajajihu,BJH)地區(qū)在行政區(qū)劃上隸屬內(nèi)蒙古自治區(qū)阿拉善盟額濟(jì)納旗，其氣候類(lèi)型屬于中溫帶極干旱區(qū)，陸表下墊面多為裸地、草地。下游額濟(jì)納綠洲是天然的綠洲生態(tài)系統(tǒng)，結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單且極度脆弱，屬于極干旱氣候區(qū)，多年平均降水量不足45 mm，地帶性植被多為溫帶小灌木、半灌木荒漠植被。該地區(qū)因降水稀少，植被生長(zhǎng)主要依靠地下水，因此獲取區(qū)域水文循環(huán)特征與量化各要素之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系極為重要。另外，雖然該地區(qū)地形較為平坦，但含水層水文地質(zhì)情況極其復(fù)雜，地下水流向(尤其側(cè)向流)尚不明確，因而在此處進(jìn)行二維剖面的模擬意義深遠(yuǎn)。同時(shí)在前期的研究中，干旱荒漠區(qū)地表水與地下水的轉(zhuǎn)化機(jī)制及轉(zhuǎn)化過(guò)程、淺層地下水的形成機(jī)理及運(yùn)移方式等科學(xué)問(wèn)題尚未有較完善的解決方案。

因此，本次在兩個(gè)水文氣象觀測(cè)站點(diǎn)之間構(gòu)建了長(zhǎng)為850 m的BJH地區(qū)典型二維剖面，旨在驗(yàn)證ParFlow模型預(yù)測(cè)精度的同時(shí)，概算地表水-地下水交互過(guò)程及其中的水文響應(yīng)。西北的胡楊林站海拔為876 m，東南的混合林站海拔為874 m，兩站點(diǎn)之間的海拔呈現(xiàn)單調(diào)遞減的趨勢(shì)，地表覆蓋為裸土并有塊狀的稀疏胡楊和檉柳。

2.2 模擬方法

2.2.1 二維剖面概述及模擬設(shè)置

BJH地區(qū)二維剖面的計(jì)算區(qū)域如圖3(a)所示，長(zhǎng)為850 m，高為4 m，水平分辨率(即

x

方向)為10 m，垂直分辨率(即

z

方向)為0.01 m。本次模擬總時(shí)長(zhǎng)設(shè)置為24 h(2015年9月3日)，時(shí)間步長(zhǎng)設(shè)為10 min，與降水觀測(cè)的時(shí)間間隔相同；地下水水位原始數(shù)據(jù)時(shí)間間隔為30 min，采用線(xiàn)性?xún)?nèi)插方法獲取時(shí)間間隔為10 min的地下水水位值；蒸散發(fā)值為日平均觀測(cè)值，包括裸地蒸發(fā)量和植被蒸騰量。ParFlow模型可以輸出多類(lèi)地表水和地下水變量，諸如地表徑流、地表水儲(chǔ)量、包氣帶水儲(chǔ)量、飽和帶水儲(chǔ)量、網(wǎng)格中心水位等。取二維剖面兩側(cè)(對(duì)應(yīng)胡楊林站表層土壤2 cm和4 cm)的土壤飽和度換算成土壤水分，并與時(shí)域反射儀(Time Domain Reflectometry,TDR)觀測(cè)值進(jìn)行對(duì)比，同時(shí)分析了6個(gè)典型時(shí)刻下BJH地區(qū)二維剖面的土壤水分分布和4個(gè)不同水平位置處的土壤垂向飽和度分布曲線(xiàn)。

2.2.2 初始條件和邊界條件設(shè)置

根據(jù)BJH地區(qū)二維剖面兩端站點(diǎn)的觀測(cè)水位設(shè)置初始水位，采用線(xiàn)性?xún)?nèi)插方法獲得剖面內(nèi)部每個(gè)網(wǎng)格的初始水頭。模擬區(qū)域的底部、前側(cè)和后側(cè)均設(shè)置為零通量邊界，左側(cè)和右側(cè)采用定水頭的邊界條件，其值取自剖面兩端的胡楊林站和混合林站的觀測(cè)水位。BJH剖面2015年9月3日的降水和地下水水位時(shí)間序列變化曲線(xiàn)，見(jiàn)圖4。

圖4 黑河流域下游BJH地區(qū)剖面2015年9月3日 的降水和地下水水位時(shí)間序列變化曲線(xiàn)Fig.4 Time-series of precipitation and water table depths on 3rd Sept.,2015 for the BJH transect

2.2.3 模擬參數(shù)設(shè)置

孔隙度、飽和導(dǎo)水率、曼寧粗糙度、van Genuchten模型參數(shù)均設(shè)置為均質(zhì)，其中孔隙度、飽和導(dǎo)水率和van Genuchten模型參數(shù)取自中國(guó)土壤數(shù)據(jù)集，曼寧粗糙度修改自文獻(xiàn)[32]，具體參數(shù)設(shè)置詳見(jiàn)表2。

表2 黑河流域下游BJH地區(qū)案例中的參數(shù)設(shè)置Table 2 Parameters in the BJH cases

3 結(jié)果與討論

ParFlow模型模擬的胡楊林站表層土壤水分(2 cm和4 cm)時(shí)間序列曲線(xiàn)與TDR觀測(cè)結(jié)果的對(duì)比，見(jiàn)圖5。

圖5 ParFlow模型模擬的胡楊林站表層土壤水分與 TDR觀測(cè)值的對(duì)比圖Fig.5 Surface soil moisture time-series comparison between ParFlow simulation and TDR observation at the Populus euphratica site

由圖5可見(jiàn)，利用ParFlow模型模擬得到的胡楊林站表層土壤水分模擬值與觀測(cè)結(jié)果基本一致，2 cm和4 cm深度的模擬值與觀測(cè)值的Pearson相關(guān)系數(shù)(

R

)分別為0.94和0.93，且均方根誤差(RMSD)較低(小于0.008 m/m，即小于整體動(dòng)態(tài)變化范圍的10%)；降雨前后表層土壤水分ParFlow模型的模擬值與觀測(cè)值有較高的一致性，但在降雨期間，表層土壤水分ParFlow模型的模擬時(shí)間序列曲線(xiàn)與觀測(cè)值之間的增速和增幅有所差異：降雨開(kāi)始后不久，表層土壤水分ParFlow模型的模擬值迅速上升到峰值，而觀測(cè)值上升速度相對(duì)緩慢，推測(cè)有兩個(gè)原因?qū)е铝诉@個(gè)現(xiàn)象，即土壤水分的“記憶效應(yīng)”和胡楊林的冠層截留?？傮w而言，表層土壤水分的ParFlow模型模擬值與觀測(cè)值顯示出很好的契合度和相關(guān)性。

6個(gè)典型時(shí)刻下黑河流域下游巴牙吉呼(BJH)地區(qū)二維剖面的土壤水分分布，見(jiàn)圖6。此6個(gè)時(shí)刻分別為初始狀態(tài)(00∶00)、降水事件的起始點(diǎn)(06∶00)、降水強(qiáng)度最大時(shí)刻(11∶30)、降水事件結(jié)束(14∶30)、排水的中間時(shí)刻(17∶30)、模擬的最后一個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)(24∶00)。

圖6 6個(gè)典型時(shí)刻下黑河流域下游巴牙吉呼(BJH)地區(qū)二維剖面的土壤水分分布圖Fig.6 Sectional distribution plot of soil moisture in BJH transect at six typical moments in the downstream of the Heihe River Basin

由圖6可見(jiàn)，00∶00 與06∶00時(shí)刻相比，剖面區(qū)域頂部土壤水分差異明顯，說(shuō)明降水開(kāi)始后表層土壤水分模擬值迅速增加，至06∶00時(shí)下滲面與地表平行；隨著降水的持續(xù)進(jìn)行，地表積水因重力作用沿斜坡向下滲透，并隨著降雨強(qiáng)度的持續(xù)增加而下滲加快，剖面頂部逐漸飽和，至11∶30時(shí)飽和深度達(dá)到1 m以上，此時(shí)模擬區(qū)域的最下層土壤和地表淺層土壤均呈現(xiàn)飽和狀態(tài)，中間1～3 m處呈現(xiàn)出一個(gè)垂直分布的非飽和過(guò)渡帶；臨近降雨結(jié)束，降雨速率下降，導(dǎo)致地表淺層土壤水分的飽和度減小,隨著降水事件的結(jié)束(即11∶30后)，中間飽和部分的水分繼續(xù)下滲，但因地形作用地下水開(kāi)始橫向流動(dòng)，側(cè)向流使得地下水水位不再與地表保持平行；14∶30后地下水水位開(kāi)始從高海拔處向低海拔處傾斜，由于持續(xù)的蒸發(fā)作用，表層土壤開(kāi)始干燥，至17∶30以后整個(gè)區(qū)域達(dá)到相對(duì)穩(wěn)定狀態(tài)，土壤水分剖面圖趨于穩(wěn)定。這6個(gè)典型時(shí)刻的土壤水分變化表明，ParFlow模型模擬能夠高時(shí)空精度地刻畫(huà)出BJH剖面上土壤水分運(yùn)移的動(dòng)力學(xué)過(guò)程，可較為精準(zhǔn)地表征降水、蒸散發(fā)驅(qū)動(dòng)下剖面內(nèi)的水文循環(huán)過(guò)程。

此外，為了進(jìn)一步檢驗(yàn)ParFlow模型對(duì)各時(shí)間步長(zhǎng)下土壤水分遷移的模擬情況，本次還繪制了4個(gè)不同水平位置(

x

=1 m、28 m、56 m、85 m)處土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)(見(jiàn)圖7)，時(shí)間間隔為30 min，與模擬所用的時(shí)間步長(zhǎng)相同，并用不同顏色表示從00∶00(紅色)到24∶00(紫色)時(shí)刻的土壤瞬時(shí)垂向飽和度分布。從不同水平位置處土壤垂向飽和度分布曲線(xiàn)的變化情況可以看出，土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)受降雨速率、蒸發(fā)、地下水水位變化和地形的綜合影響，在各個(gè)因素的共同作用下不同水平位置處的土壤垂向飽和度產(chǎn)生了不同的響應(yīng)。在降雨事件之前，4個(gè)水平位置處的土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)對(duì)蒸發(fā)的響應(yīng)模式幾乎是相同的；降雨事件期間的土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)受降雨強(qiáng)度控制，在降雨事件停止后(從17∶30到24∶00時(shí)刻，見(jiàn)圖7中紫色的廓線(xiàn))，土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)的分布開(kāi)始穩(wěn)定；降雨事件后不久，由于蒸發(fā)作用，近地表處飽和消退，土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)的分布開(kāi)始趨于穩(wěn)定。此外，在

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=28 m和

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=56 m處的土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)在各個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)上的表現(xiàn)近似，但在降水停止后的幾個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)內(nèi)差異較大，這表明除了降雨事件開(kāi)始后的一小段時(shí)間外，這兩個(gè)位置處側(cè)向的排泄和補(bǔ)給幾乎相同。然而，由于地下水水位的變化，剖面邊緣

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=1 m和

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=85 m處的土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)表現(xiàn)出不同的分布模式，緣于地下水水位變化和地形的綜合影響。從以上4組土壤垂向飽和度時(shí)間變化廓線(xiàn)可見(jiàn)，ParFlow模型模擬的土壤垂向飽和度分布時(shí)間序列具有一定的準(zhǔn)確性和敏感性，受地形、蒸散發(fā)等驅(qū)動(dòng)因素控制而產(chǎn)生不同的水文響應(yīng)，可以較好地表征實(shí)際水文動(dòng)力學(xué)過(guò)程。

圖7 不同水平位置處土壤垂向飽和度分布曲線(xiàn)的對(duì)比Fig.7 Comparison of vertical saturation distribution curves of soil at different horizontal positions in different time steps

4 結(jié)論與展望

本文使用基于物理過(guò)程的、地下-地表緊密耦合的水文集成模型ParFlow，依據(jù)不同案例設(shè)置，定量描述了地表水與地下水的相互作用，模擬計(jì)算了不同情境下地下水-地表水交互的水文響應(yīng)。從簡(jiǎn)單到復(fù)雜的基準(zhǔn)測(cè)試案例，再到簡(jiǎn)化的實(shí)際問(wèn)題，ParFlow模型均可較好地解決非線(xiàn)性的水文動(dòng)力學(xué)問(wèn)題，展現(xiàn)出對(duì)驅(qū)動(dòng)因素較為精準(zhǔn)的水文響應(yīng)信息。具體的，在黑河流域下游的巴牙吉呼地區(qū)(BJH)剖面展開(kāi)案例研究，獲取了小時(shí)內(nèi)時(shí)間步長(zhǎng)的水文響應(yīng)。通過(guò)對(duì)土壤水分和土壤飽和度模擬結(jié)果的驗(yàn)證以及時(shí)空分布分析，表明ParFlow模型在模擬地下水-地表水交互方面具備良好的時(shí)空準(zhǔn)確度。

然而，目前的ParFlow模型仍存在許多缺陷和不確定性，例如水文響應(yīng)信號(hào)依然受到模型驅(qū)動(dòng)數(shù)據(jù)和空間異質(zhì)性的影響，同時(shí)尺度效應(yīng)也會(huì)影響模擬結(jié)果的代表性。此外，ParFlow亦可以耦合陸面過(guò)程模型(CLM)和大氣模型(WRF或ARPS)，目前均已有較為成熟的版本，但其應(yīng)用仍有待開(kāi)發(fā)和利用。未來(lái)水文模型應(yīng)與生物地球化學(xué)循環(huán)、植被動(dòng)力學(xué)模型、溶質(zhì)運(yùn)移模型相結(jié)合，以更加全面地刻畫(huà)自然界中真實(shí)的水文過(guò)程。