沙颍河干流与地下水水量交换研究

陶建华，陶月赞，刘佩贵

(合肥工业大学土木与水利工程学院，安徽合肥 230009)

地下水与地表水相互关系的正确认识和准确描述，是地下水和地表水评价的基础。地表水和地下水相互作用受多种因素的影响[1]，对这种相互作用的分析，常用方法有解析法[2-3]、数值法[4-5]等。继Freeze等[6]于1969年首次提出基于物理机制的地表地下水流耦合理论体系之后，数值法因能模拟和分析各种复杂条件下的地表水与地下水的作用规律而应用广泛。

目前国内外对地表水和地下水相互作用的研究，致力于将地表水与地下水两大子系统进行真正意义上的耦合模拟，研究热点侧重于分析水、生态、气候和人类活动之间的作用规律。笔者以沙颍河干流为例，考虑河床沉积物的渗透性在地表水与地下水相互作用中的重要性[7]，借助数值仿真技术，分析沙颍河干流界首至阜阳段地下水与地表水的水量交换关系，为该区水量、水质评价和预测奠定基础。

1 研究区概况

沙颍河是淮河最大的支流，流域总面积36651km2。笔者取沙颍河界首到阜阳段为研究区，总面积约为2250 km2。研究区为大陆季风气候区，多年平均年降水量1024 mm，多年平均年蒸发量833 mm。区内沙颍河河床高程19 m左右，河道断面20多年间基本保持稳定，河底、河岸冲淤变化甚微;茨淮新河为一人工河流。研究区地层隶属华北地层区淮河地层分区，地表为第四系松散层所覆盖。地貌趋于缓和、平坦，河流发育成平行状(图1)。

图1 研究区示意图

1.1 含水层分布

研究区地层，除阜阳市区以外，0～40m深度内主要为全新统，大致可分为2个含水段:上部为Q42含水段，主要发育于茨河以北，顶板埋深一般5～10 m。其他地区的含水段砂层发育较差，在中部，局部甚至仅有一些亚砂土分布。该含水段与研究区干流水力联系密切，为研究的目标含水段。下部为Q41含水段，顶板埋深一般25～30 m，厚度一般4～8 m，个别地区较厚，局部地区仅发育一些亚砂土。研究区Q43分布于颍河、茨河两岸局部，为浅黄色粉砂，亚砂土及薄层棕红色亚黏土，厚0～4 m。

1.2 地下水的补给、排泄条件

研究区地下水的主要补给来源是大气降水，其次为侧向径流和农业灌溉对本区地下水补给;区内地下水位埋深较浅，蒸发作用为地下水的主要排泄方式之一。枯水季节地下水位高于地表河水位，地下水补给河水为地下水的另一种排泄形式。

2 水文地质模型

根据钻探成果，将研究区地层概化为5层，第1层为亚黏土层，厚度一般7～13m;第2层为砂层，厚度一般4～8m，为目标含水层;第3层为亚黏土和亚砂土层，厚度一般为8～15m;第4层为砂土层，厚度一般为3～8 m;底层为亚黏土和亚砂土层，厚度一般6～10 m。

由上述水文地质模型推断，沙颍河基本完全切割了目标含水层，沙颍河以及目标含水层与下伏含水层之间水力联系微弱。

3 数值模拟

3.1 数学模型

模拟区地处淮北平原，地下水流方向整体由西北向东南，模拟区天然水力坡度较小，地下水流场较为平缓，渗流基本符合达西定律，水流各要素随时间而变化，为非稳定流。建立如下数学模型:

式中:Kx、Ky、Kz分别为含水层在 x、y、z方向的渗透系数(假定渗透系数主轴方向和坐标轴的方向一致);w为源汇项;μs为弹性水头系数;Kn为边界面法向方向的渗透系数;H为地下水水头;H0为地下水初始水头;H1为低水头;Г1为水头边界;Г2为流量边界;q为单宽流量;t为时间。

3.2 时间空间离散

平面上，将单元剖分为100×100，共计10 000个单元格;研究区以外部分设置为不活动单元格;时间上，根据现有资料，以2004年1月为模拟期的初始时间，模拟期为5 a，计算步长为10 d。

3.3 初始及边界条件

含水层的初始流场由实测资料确定。沙颍河作为模型的内边界，按流量边界处理，河流断面特征(河床底宽和河床高程)和水位(图2)等数据在界首断面和阜阳断面间做插值处理。模拟区北部边界为透水边界，概化为已知水头边界;东西两侧边界为分水岭，概化为零流量边界;模拟区内的茨河，概化为水头边界。

3.4 源汇项

图2 河流水位过程线

研究区内地下水开采现象较普遍，近年来浅层地下水动态条件已由过去的入渗-蒸发型转化为入渗-蒸发-开采型。降雨入渗量主要与包气带岩性，植被发育、潜水位埋深、降雨量大小等因素有关;降雨入渗按面状补给方式处理，降水入渗系数取0.2。潜水蒸发量主要与包气带岩性、植被发育、地下水位埋深、气温、日照强度等因素有关;潜水蒸发按面状排泄方式处理，潜水蒸发极限深度为4.5 m，蒸发系数取0.7。研究区浅层地下水开采井数量较多，将开采井分布情况按行政区域划分，将其概化为在各行政区均匀分布。研究区存在大面积的农灌区，灌溉用水量根据不同地区年平均灌溉用水量、不同年月降雨量、农作物生长需水量综合确定;农灌区灌溉水入渗补给按面状补给处理，灌溉入渗系数取0.22。

3.5 模型识别与验证

模型模拟期为2004年1月—2008年12月，根据研究区内水文地质勘察及早期农灌勘察的相关抽水试验资料，将区内与河流水力联系密切的目标含水层参数初步分区，再采用“试错法”反复调整参数。经模型反演识别的目标含水层(第2层)水文地质参数分区及取值情况见表1、图3所示。模拟中发现，地下水水位对河流水力传导系数C响应不明显，C取值在10～150区间内，地下水位拟合曲线基本不变。综合分析研究区水文地质条件和河流沉积特征等因素，按式(2)计算河底沉积物水力传导系数:

表1 水文地质参数分区

图3 水文地质参数分区示意图

式中:KS为河床沉积层渗透系数;L为计算单元的河段长度;W为河床宽度;M为河床沉积物厚度。在上述空间离散条件下，取河床水力传导系数为100m2/d。

各观测孔模拟值较实测值虽有所偏差，但整体而言，模拟情况较好，模拟值基本能反映研究区地下水位变化情况，模型识别效果如图4所示，各观测孔相对位置见图1。

图4 各观测孔水位模拟曲线

为尽量减少资料限制及水文地质特征的不确定性影响，尽可能真实地反映研究区的水文地质特征，提高模型精度，对识别后的数值模型进行验证。

4 验证结果及分析

研究区地下水水位常年高于沙颍河水位，修建节制闸以拦蓄地表水以后，地表水排泄地下水的格局没有发生根本性变化，地表水对地下水的补给始终有限。现状年条件下，地表水对地下水水位形成比较明显的影响范围约为800 m，枯水季节地下水对河流的补给强度受河床水力传导系数C值影响很大，两者基本呈对数关系(式(3)、图5)，但C值的变化基本不影响补给曲线形状。

根据图5所示，7月研究区内孔隙潜水对河水的补给量最小，此后逐渐增大，12月补给量达到最大，此后逐渐减小，整体而言，当年12月至翌年2月，地下水对河流的补给量较大。综合分析研究区降雨量、潜水水位与河流水位情况，可知研究区7—9月降雨量较大，河流水位受降雨影响明显抬高，地下水水位变化相对于降水滞后明显，孔隙潜水与河流水位差一般在7月达到最小;由于大气降水的补给作用，地下水位在8月末处于1年中最高，而此时由于节制闸对河水的拦截作用，河流水位一般亦达到最高，孔隙潜水与河流水位差较之7月反而有所增大;到12月末，河水位受降雨影响一般处于1年中最低，而地下水位下降相对滞后，孔隙潜水与河流水位差达到最大;此后，地下水位受降雨影响下降，孔隙潜水与河流水位差逐渐减小;整体而言，当年12月至翌年2月，孔隙潜水与河流水位差较大。可见，地下水对河流的补给强度与两者之间的水位差直接相关。

图5 C值与补给强度关系曲线

取图1所示区域为地表水与地下水交换量的计算区，当C值为100 m2/d时，模拟期内河流对地下水的补给强度仅为4.77×10-6m3/(s·km);地下水对河流平均补给强度为7.26×10-3m3/(s·km)。模拟期内地下水对河流的补给情况如图6所示。可见，枯水季节，研究区内地下水对河流的补给是沙颍河的重要水源之一。

图6 地下水补给河流模拟曲线

当不考虑河床沉积物对交换水量的影响时，根据Darcy公式，枯水季节两侧地下水对河流的补给量约为 1.45 ×10-2m3/(s·km)[8]，与上述计算值相差甚远，可见研究区内河床沉积物对地下水与地表水交换量的影响应慎重对待。

5 结语

地下水与地表水之间的水量交换作用，在自然界中普遍存在，在枯水季节，一些河流甚至主要依靠地下水补给，所以，在地表水与地下水水质和水量的评价中，对这种水量交换作用的正确认识和描述十分重要。

通过上述研究，得到以下认识:①沙颍河干流界首至阜阳断面，排泄河流是地下水的主要排泄方式之一，地下水与地表水的水量交换主要表现为地下水补给地表水;②河床沉积物渗透系数直接影响地下水与地表水之间的交换水量，研究区内两者基本呈指数关系;③地下水对地表水的补给量与两者之间的水位差直接相关，地下水对沙颍河干流界首至阜阳段的补给量一般在7月最小，12月最大;④研究区枯水季节地下水对河流的补给强度较大，应重视地下水水质和水量的保护，过度开采可能引起地下水对沙颍河的补给量减少，对枯水季节的沙颍河流量产生重大负面影响;⑤为进一步确定区域地下水与地表水之间的交换水量，有必要测定河床沉积物的渗透系数。

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