地下水补给量范文

地下水补给量范文（精选4篇）

地下水补给量 第1篇

1 对地下水补给的基本内涵以及影响因素进行一定的分析

通常情况下,地下水补给主要指的是利用河道渗透、灌溉以及降雨等各个方面的途径来在一定程度上补给地下水,一般为含水系统或者含水层得到水量的一个过程。对其进行研究时主要是对补给量、补给的实际条件、补给的主要来源以及相关的影响因素进行一定的研究分析。对于地下水的补给来源主要包括:大气降水、灌溉水、含水层水、凝结水、地表含水以及人工的水补给[1]。目前,我国对降水入渗的补给作用已经进行了大量的研究。

一般来讲,大气降水当落到地面之后,主要有三个主要的去向,具体表现为:渗入对含水层进行一定的补给、蒸发到大气圈当中以及转变成地表当中的径流。根据具体的下渗过程能够知道,入渗到地下的水不能代表完全的被含水层进行吸收,有些水在包气带当中进行滞留并形成土壤水,还有的通过蒸腾的具体方式在包气带当中进行了蒸发,最终变成大气水[1]。根据人渗的具体方式可以得出,影响大气降水对地下水进行补给的因素主要包括:具体气候、植被、地形以及包气带的厚度以及岩性。其中,气候因素主要有降水的次数、降水量、区域温度以及降水的时间与强度等;同时还有地表的植被覆盖率以及地形的具体坡度等。地下水的各个影响因素之间有着相互制约的作用,不能进行独立的分析[1]。

2 对研究区域具体的水文地质条件进行一定的分析

经过对水文地质进行严格的勘探以及试验,表明进行具体研究的含水系统主要是周围均为隔水边界的一个二叠系含水系统,在该系统当中,大气降水会利用灰岩当中的裸露区域对地下水进行入渗补给,成为非常重要的补给来源[2]。同时,对地下水进行人为抽放会在一定程度上策划能够为排泄含水系统的一个重要因素。简单来讲,含水系统能够简单的概括成:大气降水以及矿井排水会通过一定的途径输入到含水系统当中,之后向地下水位进行一定的输出[2],同时还会提供给人工的抽取方面。

3 对年降水量以及水位的回升效应进行一定的分析

进行研究的地区的年降水量基本是878 mm,最大时能够达到1518 mm,基本都是集中在七月份到九月份之间,基本的排泄量非常稳定[3]。因为补给输入量会呈现出脉冲式的一种周期性的变化,这就会在一定程度上造成含水系统当中的地下水位有着季节性的一些具体的变化。经过相关的统计得知,大气降水量与含水系统的年水位的增加值间有着一定的规律性,基本是随着年降水量的增加,水位的回升值也在进行滞后性上升,当上升到一定的值之后呈现出稳定的状态[2]。因此,研究的结果表明含水系统的补给在露头的条件之下,降水量处于400～900 mm的范围时对于地下水补给是最为有利的,会实现最大的降水人渗的系数值,如果大气降水量在四百毫米之下,那么每次大多数的降水都会在包气带当中被消耗,会非常明显的减少含水层当中有效进行补给的降水比例。当大气降水量比800 mm要多时,因为受到植被或者地表岩层当中包含的裂缝的相关影响,大气降水会变为地表的汇流而大量的流失,也会在一定程度上减少入渗降水的实际比例[2],这些规律都能够从表1当中看出。

4 对单次降水量以及水位的回升效应进行一定的分析

因为所进行研究的地下水系统被新生界松散冲积物覆盖,仅局部有基岩露头,因此,每逢雨季当中比较大的降雨后地下水位的升高有1个月的滞后性,根据上面对于年降水量与地下水位回升效应之间存在关系的研究分析,现在对单次降水进行分析,降水方式以及时间的不同会导致不同的对于地下水效应的具体影响,在干旱的季节或者相对比较孤立的一次降水由于包气带非常干燥,会严重消耗入渗水[3]。因此,就算是非常大的降水量对于地下水位的上升也没有非常明显的效果,通过相关的统计能够得出,当干旱季节当中的降水量比三十毫米多时[4],才会非常明显的造成地下水位的上升。但是在多雨的季节,由于包气带非常的湿润,相对比较大的降水就非常容易引起地下水位的明显上升[4]。包气带的具体条件不同,也会导致不同的包气带对具体地下水的消耗,就算是降水条件基本上一样,也会有着存在非常大差异的地下水位的上升幅度。

5 结语

综上所述,对于地下水的补给来讲,大气降水在持水条件、降水的具体形式、降水量以及包气带的实际厚度方面会对其产生一定的影响,就算是处在同一个地区之内,降水条件一样,大气降水也会产生非常不同的对于地下水补给的影响[5]。特定人渗系数在很大程度上取决于降水量以及降水的实际形式,降水量无论太大还是太小对于人渗补给的含水层都有着不利的影响。同时,含水的具体条件以及包气带的实际厚度会在很大程度上影响大气降水的人渗系数,包气带在比较湿润的条件之下对于大气降水的入渗补给有着非常好的影响。

摘要：目前,对矿井当中的水资源进行科学合理的利用有着非常重要的作用,在该文当中,根据溶地下的实际含水系统当中的大气降水动态以及水位动态的相关资料,对地下水补给的特点进行了一定的分析,并阐述了产生这些具体特点的主要原因,描述了大气降水对地下补给的相关影响因素。

关键词：大气降水,地下补给,影响因素,特点,原因

参考文献

[1]虎维岳,南生辉,柴建禄.大气降水对地下补给的影响因素分析[J].地下水,1997,9(4):48-50.

[2]刘俊杰,于濂洪.阜新矿区矿井水量动态影响因素与补给机理[J].辽宁工程技术大学学报(自然科学版),2009,12(1):121-123.

[3]施鑫源,杜文才.大气降水中的同位素和环境同位素在地下水补给研究中的应用[J].工程勘察,1999,24(6):45-46.

[4]刘亚平.山地-平原过渡地区地下水补给机制研究[J].人民长江,2013,19(13):18-19.

地下水补给量 第2篇

水化学成分聚类法分析干旱区地下水补给

以巴丹吉林沙漠及邻区为例,基于距离空间基本原理,对水样化学成分进行了离散性、主成分和相关性分析,指导样品数据采集和化验.计算结果表明,祁连山冰川融水自身化学成分在该地区聚类最高,多次聚合说明祁连山冰川融水是该地区地下水补给源.由聚类图推测:祁连山冰川融水通过地下首先经过诺尔图,然后到达古日乃和拐子湖;古日乃和拐子湖地下水某些样品聚合距离大,可能是由黑河水渗入引起的,少量黑河水可通过古日乃渗入拐子湖引起地下水成分变化;没有迹象显示黑河水补给巴丹吉林沙漠(以诺尔图为代表)地下水.

作 者：王新建 陈建生 WANG Xin-jian CHEN Jian-sheng 作者单位：河海大学岩土工程研究所,江苏,南京,210098刊 名：水资源保护 ISTIC PKU英文刊名：WATER RESOURCES PROTECTION年，卷(期)：21(5)分类号：X832关键词：聚类分析 水化学 主成分分析 地下水 巴丹吉林沙漠 干旱区

地下水补给量 第3篇

降雨灌溉入渗是华北平原浅层地下水的主要补给来源。地下水补给分为实际补给和潜在补给。潜在补给指通过根系区,但未到达潜水面的水量。在地下水埋深较深区域,入渗水流到达一定深度,则不再受腾发作用影响,可以完全补给地下水。许多研究中,将根区水分运动产生的渗漏量作为地下水补给量[1]。对农田非饱和带水分入渗的研究多采用实验和数值模拟的方法。冯绍元[2]通过实验研究了不同地下水埋深下土壤水与地下水的转化规律;胡克林[3,4]分析了表层土壤饱和导水率的空间变异与不同类型下边界条件对模拟灌溉农田水分渗漏的影响;张光辉[5]分析了包气带增厚对降水入渗补给地下水的影响;谭秀翠[6]对华北平原石津灌区地下水潜在补给量时空分布及影响因素进行了分析。但是,分别考虑根系区与根系区以下土壤渗透性对入渗通量和补给的影响仍是薄弱环节,针对不同地下水埋深的数值模拟分析比较少见。

本研究的典型区位于华北平原中部的太行山山前平原石家庄地区,年均降水量513.6 mm(1979-2009年平均),年潜在蒸腾发1 000 mm左右。作物制度为冬小麦-夏玉米连作,一年2熟。降水主要集中在6-9月份,占全年降水80%以上,降雨量年际变化较大。为满足作物生长需水要求,尤其是保证冬小麦的高产,需要进行灌溉。灌溉集中在春季,干旱年份、秋季补水灌溉。灌溉水源来自浅层地下水,因此,地下水位下降明显,由1949年的3～4 m下降到2000年的20～30 m。地下水位埋深较大,主要受降雨灌溉入渗和农业开采影响。研究降雨灌溉入渗补给地下水的规律对地下水资源开采与保护有着重要的意义。

2 数值方法

包气带水分运动以垂向运动为主,可采用一维变饱和土壤水分运移方程(Richards方程)描述:

$\frac{\partial \theta }{\partial t}=\frac{\partial }{\partial z}\left[{\rm K}(\theta )\left(\frac{\partial h}{\partial z}-1\right)\right]-S(1)$

式中:θ为土壤体积含水率;h为负压水头;S为汇项,表示单位时间单位土体内的根系吸水。

土壤水分特征曲线采用van Genuchten方程描述:

$\begin{array}{l}\theta (h)=\{\begin{array}{cc}\theta {}_r+\frac{\theta {}_s-\theta {}_r}{(1+|\alpha h|{}^n){}^m}& h＜0\\ \theta {}_s& h\ge 0\end{array}(2)\\ {\rm K}(h)={\rm K}{}_{s}S{}_e^l[1-(1-S{}_e^{1/m}){}^m]{}^2(3)\\ m=1-1/n\end{array}$

式中:θs为饱和含水率;θr为残余含水率;Ks为饱和水力传导度;m,n,α为土壤水分特征曲线形状参数。

对Richards方程进行求解的常用软件包括SWMS、HYDRUS,均采用Picard迭代方法。该方法以水头为基本未知量,以迭代处理非线性的土壤水力参数,在处理复杂大气边界时,容易出现迭代不收敛情况(例如干土条件下的入渗[7])。因此,本文采用基于Ross[7]方法的计算模型。Ross方法以含水量(非饱和区域)或者水头(饱和区域)增量为基本未知量,以一阶泰勒近似处理非线性的土壤水力参数,避免了迭代过程,可以很好地处理产生干湿交替含水量变化的大气边界。

3 算例设计

3.1 模型建立

根据典型区地下水埋深资料,土层剖面设为30 m,采取上密下疏的原则,剖分为85个计算节点。模拟时段为2000年1月1日至2009年12月31日。考虑作物根系生长与根系吸水,最大根系长度为1 m。

根据气象资料使用Penman-Monteith公式计算参考作物腾发量;由冬小麦、夏玉米的逐月作物系数计算作物潜在腾发量;参考前人研究结果[8],以叶面积指数与消光系数为参数,对作物不同生育期的地表蒸发与植株蒸腾进行分配。实际蒸发和蒸腾量分别根据表层和根系区含水率计算,即考虑土壤水分胁迫。根系吸水在土壤含水率为凋萎系数时停止,随含水率增加线性增长,在田间持水率时到达潜在蒸腾量。

3.2 边界条件与初始条件

上边界条件为大气边界。2000-2009年降水量(包含降雨和灌溉)、腾发量年际分布差异较为明显,考虑到包气带厚度对水流的入渗有延迟作用,会产生不同的入渗响应,不便于对影响因素进行控制分析。因此,将2000-2009年的降水、潜在腾发作平均处理,构建2000-2009年的气象数据序列,见图1、图2。下边界为定水头边界,根据边界水头的不同取值,可模拟不同地下水埋深与包气带厚度的情况。模型连续运行9 a(2000-2008年),得到的负压剖面结果基本稳定,以此作为2009年(分析年)的模拟初始条件。

3.3 土壤岩性

土壤剖面初始水力参数见表1。为了分析根系区与根系以下区域土壤渗透性对降雨灌溉入渗补给的影响,土壤其他参数不变,将Ks扩大、缩小一倍,分别作为强渗透性土壤情况与弱渗透性土壤情况参数。各种方案Ks取值见表2。

4 结果与分析

4.1 方法比较

分别使用Ross模型和SWMS模型(采用Picard迭代方法)模拟计算不同方案,对2种方法的计算性能进行比较。Ross模型计算时间步长基本稳定在0.1～0.3 d,而SWMS时间步长随上边界降雨过程波动明显。以第187 d为例,之前土壤较为干燥,而当日降雨达到52 mm时,SWMS时间步长的数量级由10-1 d急剧减为10-4～10-5 d,当日总的迭代计算次数超过3.5万次,表明Picard方法在处理产生干湿交替含水量变化的大气边界时很难收敛,迭代计算成本非常高,计算稳定性较差。计算土壤弱渗透性方案时,SWMS在187 d不收敛。另外,在SWMS中,由于迭代的闭合差产生的质量误差随时间不断累积,当迭代次数增多,质量误差增大明显,而Ross模型中质量误差基本平稳,并远小于SWMS模型的结果。综上所述,在模拟包含大气边界的变饱和水流运动时(例如,计算降雨灌溉条件下的地下水补给),Ross模型在收敛性、计算时间和计算精度上具有较大优势。

4.2 水分通量过程与累积

模拟方案1年内不同深度处水分通量过程见图3。由图3可以看出,土壤根区内(-1 m以上)水分通量随大气边界变化明显,年内有多个峰值,与降雨和灌溉关系密切,反映了根区土壤内入渗与蒸腾作用下强烈的水分交换。表层水分渗漏主要集中在3、4月与7、8月,因为春灌水量大,历时长,而夏季降雨集中,雨量大,易产生明显的入渗水流。5、6月冬小麦生长成熟,需水量大,入渗量少,并在地表以下1 m处出现了负值,说明水分通量向上,根区以下土壤水补充根系吸水。随深度增加,通量趋于平缓,并对上边界变化的响应滞后。在地表以下3 m、4 m、6 m处(表示为-3 m、-4 m、-6 m,其余类同),年内峰值分别在104 d、135 d、222 d出现。在10 m以下,水分通量基本为一条直线,不再变化,在此深度下通量不受上边界灌溉降雨量年内变化影响。

计算各个情况不同深度上水分通量的年累积量,得图4和表3。在地表处,由于没有产生径流项,地表入渗总水量为降雨和灌溉水量之和,共835.2 mm,随着深度加深,部分水分因蒸发和根系吸水消耗,累积通量不断减少。在2 m深度以下时,各情况中的累积通量均近似为直线。累计通量在2 m深度以下基本趋于一致。这表明入渗水流穿过根系区域后,平均意义上不再被腾发消耗。通过地表以下2 m处的水分通量将都补给到地下水。因此,在大埋深条件下(地下水埋深为30 m)可以将2 m作为潜在补给量的计算深度。

4.3 渗透性对地下水潜在补给量的影响

4.3.1 渗透性对地下水补给过程的影响

进行2 m、3 m、5 m深度处整个土层、根区土层、根区以下土层土壤在强、弱渗透情况下与标准情况的对比,得图5～7。在2 m深度处,整个土层和根区土层渗透性的变化均使通量产生较大波动,而根区以下土层渗透性变化对通量过程影响很小。整个土层和根区土层在强渗透条件下,通量在年内表现出很强的波动,峰值增大,谷值减小,并在一些时段出现负值,受上边界年内变化影响很大;在弱渗透条件下,通量的波动峰值变小,起伏变平缓,受上边界年内变化影响减少,体现出黏性土壤对水分通量变化的滞后和缓冲作用。在3 m深度处,整个土层和根区土层渗透性变化对通量过程仍有较大影响,规律与2 m深度处类似,但影响的时间集中在通量较大的月份。根区以下土层渗透性变化的影响集中在4、5月,其他时间曲线重合。在5 m深度处,水分通量在年内形成一个单一的波峰,随着土壤渗透性减小,峰值降低并滞后。图7(a)中通量的峰值分别出现在第150 d、180 d、218 d,图7(b)中峰值分别出现在163 d,180 d,213 d。土壤渗透性对水分通量的影响集中在5、6、7月。综合而言,整个土层渗透性变化对通量过程的影响主要由根区土层变化产生,根区以下土层渗透性变化对通量过程影响很小。

4.3.2 渗透性对地下水补给的影响

计算不同模拟方案的地下水补给量R、实际腾发量ETa,并与标准模拟方案比较,见表4。方案2、4、6的入渗补给量比方案1分别增大32.8 mm、25.9 mm、5.3 mm,模拟方案3、5、7的入渗补给量比方案1分别减少36.8 mm、29 mm、6.7 mm,表明土壤渗透性减弱,补给量减小。根区土层渗透性的变化对入渗补给量影响较大,相对值为19.7%、-22%,而根区以下土层渗透性对入渗补给量影响较小,相对值为4%、-5.1%。补给量的变化与实际腾发量的变化数值基本相等,符号相反。渗透性对入渗补给量的影响主要通过根区水量均衡和表层土壤性质控制。根区渗透性弱,水分下渗减慢,根区水分滞留,含水率增大,水分胁迫作用减弱,实际蒸腾发增大,从而造成补给量减小。当水分运移到根区以下一定深度,不受蒸散发影响,在重力作用下运动到达地下水面,总水量基本保持不变。深层土壤岩性变化只会改变水分下渗速度,从而影响地下水补给在时间上的分配,但总量不会改变,在进行多年平均补给量计算时,这种影响可以忽略。因此,对于大埋深地下水降雨入渗补给量的计算,根系区的水分运动和水量平衡分析非常关键。

4.4 地下水埋深对地下水潜在补给量的影响

分别模拟计算地下水埋深为30、20、10、5、4、3.5、3、2.5、2 m情况下的降雨灌溉入渗补给。在2 m深度以下,各情况水分通量年累积量保持一致,故将2 m深度处的通量累计值作为潜在补给量,并代表实际补给量。将各地下水埋深情况下的潜在补给量与30 m埋深值做比较,得到绝对差与相对差。对潜水面处的负通量值进行累加,得到潜水蒸发。分析图8与表5,随着地下水埋深增大,潜在补给量增大,潜水蒸发减小。当地下水埋深较浅时,由于毛管作用,潜水转化为土壤水,上升补给根区土壤,供作物蒸腾与地表蒸发,地下水蒸发量也较大。当埋深为4 m时,潜水蒸发为0,达到潜水蒸发极限深度。当埋深为5 m时,潜在补给绝对差为-0.3 mm,潜在补给量在埋深上达到稳定。此时地下水在毛细管力作用下向上运移的高度难以到达植物的根系层,更不能直接到达地表。地下水埋深大于5 m后,埋深的增加对潜在补给没有影响。不同地下水埋深下潜水面补给过程如图9所示。随着地下水埋深增大,包气带厚度增厚,补给过程趋于平缓。当地下水埋深为10 m,补给通量基本稳定在0.37 mm/d,20 m埋深处补给过程与10 m处基本重合,表示补给过程不随包气带增厚而改变。以上的初步分析结果表明,当包气带的厚度大于5 m后,在同样的土壤结构和水均衡条件下,包气带的进一步增厚对地下水的补给量影响很小。

5 结 论

利用基于Ross方法的数值计算模型对华北平原典型区地下水降雨灌溉入渗补给进行了模拟,模型采用多年平均的降雨、灌溉、蒸腾数据,考虑根系吸水与生长,对不同土层渗透性变化和不同地下水埋深的影响进行了分析,得出如下结论。

(1)在处理常见大气边界时,相比传统的Picard迭代模型,Ross模型在收敛性、计算时间和计算精度上具有较大优势,可以很好地进行降雨入渗补给模拟分析。结果表明,Ross模型能很好地处理产生干湿交替含水量变化的大气边界。为保证连续模拟的稳定性和效率,建议采用Ross模型代替传统迭代模型计算降雨灌溉条件下的地下水补给。

(2)地下水大埋深条件下,表层水分渗漏主要集中在3、4月与7、8月,入渗通量随深度增加趋于平缓,并对上边界变化的响应滞后。在地表以下10 m处水分通量过程基本不受上边界年内变化影响;在地表2 m以下,年累积通量基本不变,可以将地表以下2 m作为潜在补给量的计算深度。

(3)地下水潜在补给量与根系层(地表以下2 m之内)土壤渗透性关系明显,渗透性增加,潜在补给量增大;渗透性减小,潜在补给量减少。根系层以下的土壤渗透性对地下水潜在补给量影响较小。

(4)在同样的土壤结构和水均衡条件下,地下水埋深在5 m内,随着埋深增大,潜在补给量增大;地下水埋深大于5 m后,埋深的增加对潜在补给的影响很小。

本模型的下边界条件设为定水头,即假定了地下水位保持不变。而实际上,地下水位在补给和侧向运动的作用下,会产生明显的变幅。如何估算该地区宏观的地下水运动,将是进一步研究的目标。本模型的蒸发和根系吸水模型参数多源于其他文献或者经验取值,没有进行实地试验校正,其对结果的影响尚待进一步研究。

摘要：采用基于Ross方法的数值模型,模拟了华北平原中部典型区降雨灌溉对地下水入渗补给。分别计算了整个土层、根区土层、根区以下土层土壤在强、弱渗透性情况下的入渗通量与地下水潜在补给量,分析了土壤渗透性和地下水埋深对地下水潜在补给的影响。结果显示,大埋深条件下(地下水埋深为30m),在地表以下10m处水分通量过程基本不受上边界年内变化影响;在地表2m以下,年累积通量基本不变,可以将地表以下2m作为潜在补给量的计算深度。根区土层渗透性变化对水分通量与补给量有较大影响,根区以下土层影响较小。渗透性对入渗补给量的影响主要通过根区水量均衡和表层土壤性质控制。地下水埋深大于5m后,埋深的增加对潜在补给没有影响。Ross模型能很好地处理产生干湿交替含水量变化的大气边界,建议采用Ross模型代替传统迭代模型计算降雨灌溉条件下的地下水补给。

关键词：地下水补给,饱和导水率,地下水埋深,Ross方法,数值模拟

参考文献

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[2]冯绍元.冬小麦生长条件下土壤水与地下水转化试验研究[J].灌溉排水学报,2010,(3):1-5.

[3]胡克林,李保国,陈研.表层土壤饱和导水率的空间变异对农田水分渗漏的影响[J].水利学报,2006,(10):1217-1223.

[4]胡克林,肖新华,李保国.不同类型下边界条件对模拟灌溉农田水分渗漏的影响[J].水科学进展,2006,17(5):62-67.

[5]张光辉,费宇红,申建梅,等.降水补给地下水过程中包气带变化对入渗的影响[J].水利学报,2007,38(5):611-617.

[6]谭秀翠,杨金忠.石津灌区地下水潜在补给量时空分布及影响因素分析[J].水利学报,2012,(2):143-152.

[7]Crevoisier D,A Chanzy,M Voltz.Evaluation of the Ross fast so-lution of Richards'equation in unfavourable conditions for stand-ard finite element methods[J].Advances in Water Resources,2009,2(6):936-947.

地下水补给量 第4篇

朝阳市区处于朝阳盆地, 周围丘陵低山环绕, 盆地内地形平坦, 两岸微向大凌河倾斜。大凌河呈北、北东向从市区通过。市区内大凌河两岸地形不对称, 左岸宽阔平坦, 为朝阳市中心城区, 市区水源地建在左岸。市区阶地、漫滩宽达4～5 km, 地下水埋藏浅, 含水层厚度大, 是地下水有利开发地段。区内含水岩组主要为砂砾卵石层, 上覆2～7 m亚砂土, 下部与基岩或中、上更新统坡洪积物接触, 一般厚度20～30 m, 个别地段达45 m, 特点是近河厚, 靠山薄, 左岸厚, 右岸薄。

计算区域内包含大凌河干流部分河段, 属常年性河流。河水位高于区内地下水位, 且河床周围存在一定的导水性。因此, 朝阳市区河水的渗入补给量是区内水均衡的重要组成部分。为了较为准确地估算该项补给量, 利用已有的水文地质调查资料, 采用数值法进行计算。现将朝阳市区水源地河水渗入补给量计算方法简介如下。

1 基本思路

由于中山、扣北水源地的地下水资源属于集中开采, 资料掌握程度较高, 以其周边区域作为模拟区, 计算河水对地下水的补给量;模拟区内南侧河流不受水源地开采影响, 以其对地下水补给为依托, 以类比法评估整个河段对朝阳区内地下水资源的补给能力。

2 水文地质概念模型的建立

模拟区内包含中山、扣北、柳城3处重要水源地, 模拟面积设定为64.0 km2。研究目的层为第四系中粗砂含卵砾石层, 含水层厚度13～35 m。小范围内水文地质差异不大, 可概化为非均质各项同性含水层。

3 边界条件的概化

比较20072009年地下水位情况, 在现有开采条件下, 地下水流场总体趋势不发生改变, 地下水由西南流向东北, 与大凌河流向基本一致。在模拟区北、西、南三侧水位处于自然变动范围内, 具有不规则的升降状况, 可处理为变水头边界;而东侧的基岩山区概化为隔水边界。

4 补、排条件的概化

补给项为侧向补给、河水入渗补给、大气降水补给;排泄项为人为开采。除水源地各开采井取水量已查明外, 区内其他水井位置与水量也已确定, 因而与大气降水一同通过Recharge模块导入模型中。

5 地下水流数学模型的建立

根据上述水文地质概念模型分析, 将朝阳区地下水流系统概化为非均质各向同性, 准三维非稳定地下水流系统, 可采用如下定解问题进行描述:

式中, h、B:分别为潜水位和含水层底板标高 (m) ;ε1 (x, y, t) :含水层的补给强度和排泄强度 (m/d) ;h (x, y, t) :第二类边界的单宽流量 (m3/md) ;K:渗透系数 (m/d) ;h0 (x, y) :初始水位 (m) ;μ:潜水含水层储水系数 (给水度) 。

此次模拟采用Visual MODFLOW软件, 该软件应用有限差分原理对模型进行求解, 在国内外应用比较广泛。

空间离散:将研究区剖分为6060个基本微元, 在此基础上对河谷区及水源井周围区进行加密处理, 最小微元面积为1 111.11 m2, 最大微元面积为17 777.77 m2。

时间离散:模拟期为1个水文年。由于2007年调查资料较为详尽, 补排资源量具有代表性, 选择2007年1月12日至2008年1月9日作为模拟期, 将其划分为12个应力期, 各应力期内分10个步长进行模拟。

6 地下水流数学模型的识别

以2007年1月8日观测的水位资料作为初始水头, 2008年1月12日观测资料作为验证水位。参数选择依据前期抽水试验及经验值, 模拟过程中进行不断调整, 直至观测水位与计算水位很好的拟合。计算水位与拟合水位差小于0.10 m。水文地质参数识别结果见表1。

在模型运行过程中, 调用Buget模块, 分析模拟区内水均衡状况。可以看出在水源地现有开采条件下, 1个水文年内水量基本处于平衡, 在开采条件下, 模拟区内大凌河河水对地下水的补给量为61 509.3 m3/d, 占模拟区总补给量的75%以上。上游不受水源井开采影响的河段, 地下水的补给量约为2 042.29 m3/ (kmd) 。利用MapGIS软件统计模拟区以外的河段长度约为20.19 km, 对朝阳市地下水的补给量为2 042.29 m3/ (kmd) 20.19 km=41 233.84 m3/d。因此, 整个计算区域内河水渗入补给量约为365 (61 509.3+41 233.84) =3 750.12万m3/a。

7 小结

在采用数值法进行模拟计算时, 地质参数的概化确定是十分重要的, 参数确定的越实际、合理, 模拟计算出来的数值精度就越可靠。

参考文献

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