沙潁河干流與地下水水量交換研究

陶建華，陶月贊，劉佩貴

(合肥工業大學土木與水利工程學院，安徽合肥 230009)

地下水與地表水相互關系的正確認識和準確描述，是地下水和地表水評價的基礎。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，數值法因能模擬和分析各種復雜條件下的地表水與地下水的作用規律而應用廣泛。

目前國內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進行真正意義上的耦合模擬，研究熱點側重于分析水、生態、氣候和人類活動之間的作用規律。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]，借助數值仿真技術，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系，為該區水量、水質評價和預測奠定基礎。

1 研究區概況

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，總面積約為2250 km2。研究區為大陸季風氣候區，多年平均年降水量1024 mm，多年平均年蒸發量833 mm。區內沙潁河河床高程19 m左右，河道斷面20多年間基本保持穩定，河底、河岸沖淤變化甚微;茨淮新河為一人工河流。研究區地層隸屬華北地層區淮河地層分區，地表為第四系松散層所覆蓋。地貌趨于緩和、平坦，河流發育成平行狀(圖1)。

圖1 研究區示意圖

1.1 含水層分布

研究區地層，除阜陽市區以外，0～40m深度內主要為全新統，大致可分為2個含水段:上部為Q42含水段，主要發育于茨河以北，頂板埋深一般5～10 m。其他地區的含水段砂層發育較差，在中部，局部甚至僅有一些亞砂土分布。該含水段與研究區干流水力聯系密切，為研究的目標含水段。下部為Q41含水段，頂板埋深一般25～30 m，厚度一般4～8 m，個別地區較厚，局部地區僅發育一些亞砂土。研究區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

研究區地下水的主要補給來源是大氣降水，其次為側向徑流和農業灌溉對本區地下水補給;區內地下水位埋深較淺，蒸發作用為地下水的主要排泄方式之一。枯水季節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 水文地質模型

根據鉆探成果，將研究區地層概化為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。

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

3 數值模擬

3.1 數學模型

模擬區地處淮北平原，地下水流方向整體由西北向東南，模擬區天然水力坡度較小，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，為非穩定流。建立如下數學模型:

式中:Kx、Ky、Kz分別為含水層在 x、y、z方向的滲透系數(假定滲透系數主軸方向和坐標軸的方向一致);w為源匯項;μs為彈性水頭系數;Kn為邊界面法向方向的滲透系數;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;研究區以外部分設置為不活動單元格;時間上，根據現有資料，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)等數據在界首斷面和阜陽斷面間做插值處理。模擬區北部邊界為透水邊界，概化為已知水頭邊界;東西兩側邊界為分水嶺，概化為零流量邊界;模擬區內的茨河，概化為水頭邊界。

3.4 源匯項

圖2 河流水位過程線

研究區內地下水開采現象較普遍，近年來淺層地下水動態條件已由過去的入滲-蒸發型轉化為入滲-蒸發-開采型。降雨入滲量主要與包氣帶巖性，植被發育、潛水位埋深、降雨量大小等因素有關;降雨入滲按面狀補給方式處理，降水入滲系數取0.2。潛水蒸發量主要與包氣帶巖性、植被發育、地下水位埋深、氣溫、日照強度等因素有關;潛水蒸發按面狀排泄方式處理，潛水蒸發極限深度為4.5 m，蒸發系數取0.7。研究區淺層地下水開采井數量較多，將開采井分布情況按行政區域劃分，將其概化為在各行政區均勻分布。研究區存在大面積的農灌區，灌溉用水量根據不同地區年平均灌溉用水量、不同年月降雨量、農作物生長需水量綜合確定;農灌區灌溉水入滲補給按面狀補給處理，灌溉入滲系數取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，根據研究區內水文地質勘察及早期農灌勘察的相關抽水試驗資料，將區內與河流水力聯系密切的目標含水層參數初步分區，再采用“試錯法”反復調整參數。經模型反演識別的目標含水層(第2層)水文地質參數分區及取值情況見表1、圖3所示。模擬中發現，地下水水位對河流水力傳導系數C響應不明顯，C取值在10～150區間內，地下水位擬合曲線基本不變。綜合分析研究區水文地質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系數:

表1 水文地質參數分區

圖3 水文地質參數分區示意圖

式中:KS為河床沉積層滲透系數;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，取河床水力傳導系數為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特征的不確定性影響，盡可能真實地反映研究區的水文地質特征，提高模型精度，對識別后的數值模型進行驗證。

4 驗證結果及分析

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

根據圖5所示，7月研究區內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。綜合分析研究區降雨量、潛水水位與河流水位情況，可知研究區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，當年12月至翌年2月，孔隙潛水與河流水位差較大。可見，地下水對河流的補給強度與兩者之間的水位差直接相關。

圖5 C值與補給強度關系曲線

取圖1所示區域為地表水與地下水交換量的計算區，當C值為100 m2/d時，模擬期內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)。模擬期內地下水對河流的補給情況如圖6所示。可見，枯水季節，研究區內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

當不考慮河床沉積物對交換水量的影響時，根據Darcy公式，枯水季節兩側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，可見研究區內河床沉積物對地下水與地表水交換量的影響應慎重對待。

5 結語

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，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和水量的評價中，對這種水量交換作用的正確認識和描述十分重要。

通過上述研究，得到以下認識: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為地下水補給地表水;②河床沉積物滲透系數直接影響地下水與地表水之間的交換水量，研究區內兩者基本呈指數關系;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，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研究區枯水季節地下水對河流的補給強度較大，應重視地下水水質和水量的保護，過度開采可能引起地下水對沙潁河的補給量減少，對枯水季節的沙潁河流量產生重大負面影響;⑤為進一步確定區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。

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