黑河流域中下游全境地表-地下水耦合模型與應(yīng)用

朱金峰,王忠靜,鄭 航,魯學(xué)綱,齊桂花（1.清華大學(xué)水利水電工程系,北京 10008；2.清華大學(xué)水沙科學(xué)與水利水電工程國家重點實驗室,北京 10008；3.水利部水文局,北京 10003；.黑河水資源與生態(tài)保護研究中心,甘肅 蘭州 730000；.甘肅省水利廳討賴河流域水資源管理局,甘肅 酒泉 73000）

黑河流域中下游全境地表-地下水耦合模型與應(yīng)用

朱金峰1,3,王忠靜1,2*,鄭 航1,2,魯學(xué)綱4,齊桂花5（1.清華大學(xué)水利水電工程系,北京 100084；2.清華大學(xué)水沙科學(xué)與水利水電工程國家重點實驗室,北京 100084；3.水利部水文局,北京 100053；4.黑河水資源與生態(tài)保護研究中心,甘肅 蘭州 730000；5.甘肅省水利廳討賴河流域水資源管理局,甘肅 酒泉 735000）

耦合概念性水資源評價與規(guī)劃模型WEAP和分布式地下水模型MODFLOW,建立需求驅(qū)動的黑河流域中下游全境地表-地下水耦合模型,并利用地表水文站點和地下水觀測點數(shù)據(jù)進行模型率定.結(jié)果表明,率定期和驗證期地表水模擬的納氏系數(shù)＞0.7,地下水位模擬的均方根殘差＜0.80m.應(yīng)用模型對流域歷史水循環(huán)反演模擬表明,黑河干流（黑河?xùn)|枝）2002～2012年水量統(tǒng)一調(diào)度使正義峽年均來流較原管理方式增加1.63億m3（約18%）；討賴河（黑河西枝）因人類活動改變了西部子水系河流水文情勢,基本切斷了與黑河干流下游尾閭水系的水力聯(lián)系；黑河?xùn)|西兩枝人類活動和出山口徑流變化共同影響著下游狼心山斷面徑流量,直接導(dǎo)致了居延海之前消失和現(xiàn)在的恢復(fù).

耦合模型；水循環(huán)；人類活動；水資源管理；黑河流域

在水資源緊缺的干旱半干旱流域,地表水與地下水轉(zhuǎn)化是流域水循環(huán)分析與水資源管理中必須考慮的因素.由于各自特點,長期以來,地表水和地下水的運動過程和模擬研究多是在各自領(lǐng)域獨自發(fā)展［1-3］.地表水模型通過對地表水循環(huán)過程的模擬分析,實現(xiàn)各部門需水分析、水量配置和情景分析等多種功能［3-4］.地下水模型通過概化地下水系統(tǒng)的水文地質(zhì)條件,模擬地下水的流動和水位變化,為水資源管理和生態(tài)改善提供科學(xué)依據(jù)［5-6］.隨著氣候變化和人類活動的影響,流域地表水和地下水循環(huán)及相互作用更加頻繁,尤其在河流沖積平原地區(qū),地表水-地下水交換更加劇烈,揭示其交互循環(huán)規(guī)律對于診斷流域問題和制定合理的水資源可持續(xù)開發(fā)利用方案就更加必要.因此,考慮地表水循環(huán)和地下水運動的耦合模型在水資源管理和生態(tài)恢復(fù)中的應(yīng)用日益廣泛［7-8］.

在黑河流域水文、生態(tài)和社會經(jīng)濟的演化機制和發(fā)展趨勢研究中,地表地下水模型的研究是其關(guān)鍵的科學(xué)問題［9］.黑河流域的地下水流數(shù)值模型研究已有較多成果,包括黑河干流中游的甘肅二水模型［10］,中游張掖盆地多含水層的三維數(shù)值模型［11］,討賴河流域酒泉盆地的地下水?dāng)?shù)值模型［12］,下游額濟納盆地的地下水模型等［13］；地表地下水耦合模型也有一些成果,包括分布式模擬地表水文過程和人類活動的 WEP模型［14］,以及結(jié)合GIS、RS和FEFLOW/MIKE建立的流域三維地下水模型系統(tǒng)［15］.然而,無論是地下水模型還是地表地下水耦合模型,對于該流域的研究仍有缺憾.一是已有成果的模型及應(yīng)用研究范圍多限于單個盆地,或是黑河干流中游張掖盆地,或是干流下游額濟納盆地,或是黑河西枝的酒泉盆地,缺乏對黑河中下游整體水循環(huán)及水量調(diào)度的模擬；二是已有成果多是地表地下水分離,并需要較多引水及地下水開采數(shù)據(jù)支撐,因而一定程度上限制了其廣泛應(yīng)用［7,16］.

本文基于需求驅(qū)動的WEAP地表水模型和基于地下水動力學(xué)的MODFLOW地下水模型,在月時間尺度和灌區(qū)網(wǎng)格空間尺度耦合,模擬人類-自然二元水循環(huán)過程,并應(yīng)用于黑河流域中下游全境整體的水循環(huán)模擬與生態(tài)下泄水量的分析.

1　黑河中下游地表水-地下水耦合模型

1.1研究范圍及工具

黑河是中國第二大內(nèi)陸河,發(fā)源于祁連山區(qū),自南向北流經(jīng)青海、甘肅和內(nèi)蒙古三省區(qū),干流全長約928km.它東接石羊河流域,西鄰疏勒河流域,南起祁連縣境內(nèi)的南北分水嶺,北至內(nèi)蒙古額濟納旗境內(nèi)的居延海.研究范圍包括黑河中下游全境,由四個盆地組成,張掖盆地、酒泉盆地、金塔-鼎新盆地和額濟納盆地,見圖 1.2000年國務(wù)院批準(zhǔn)實施黑河流域近期治理規(guī)劃和水量統(tǒng)一調(diào)度,主要集中在黑河干流（含梨園河）,涉及張掖和額濟納兩個盆地.為更全面揭示黑河流域水循環(huán)機制,本研究范圍有所擴大,將與討賴河（黑河西枝）相聯(lián)系的酒泉盆地和金塔-鼎新盆地納入模型,一體化描述.黑河流域中下游全境地表水-地下水耦合模型采用采用斯德哥爾摩環(huán)境研究院（SEI）開發(fā)的通用水資源分析管理工具 WEAP （Water Evaluation And Planning）和美國地質(zhì)調(diào)查局開發(fā)的MODFLOW進行構(gòu)建,一體化耦合.

圖1　黑河流域水系與觀測點Fig.4　Heihe river network

1.2地表水模型概化

WEAP是具有經(jīng)濟和物理意義的概念性模型,能夠很好的模擬流域或區(qū)域尺度社會需水和地表水的循環(huán)過程.模型概化分為點、線、面 3 類,將水資源供需與傳輸中不同的物理單元進行概化.水庫、匯流點、水文及河道斷面等概化為點,渠道、河道等表現(xiàn)水力聯(lián)系的單元概化為線,灌區(qū)概化為面.如灌區(qū)（面）通過渠道（線）從河道斷面（點）或水庫（點）引水灌溉,并回流至下游河道斷面（點）.模型以黑河干流的鶯落峽、梨園河的梨園堡及討賴河的冰溝站等出山口水文站為上邊界入流,中游通往下游河道的水文控制站為正義峽站（黑河干流）和鴛鴦池（討賴河）,狼心山水文站以下進入額濟納盆地,終端尾閭湖為居延海.在WEAP模型中對黑河流域地表水循環(huán)與利用關(guān)系的概化見圖2.

圖2　研究區(qū)水循環(huán)及利用概化圖Fig.4　Schematic of water supply system

黑河中游有30個重要灌區(qū),沿河分布有眾多引水口門,截至2012年底,干流上的引水工程42 處,梨園河上的引水口門7處.利用黑河流域管理局遙感調(diào)查、資料收集以及現(xiàn)場調(diào)查的數(shù)據(jù),灌溉需水量根據(jù)統(tǒng)計的各灌區(qū)面積、種植結(jié)構(gòu)及灌溉制度進行確定,2010年的中游灌溉面積約270萬畝.WEAP根據(jù)各需求單元的優(yōu)先順序進行水量分配.在調(diào)度中首先向優(yōu)先級最高的需水部門（如城市及生活）供水,然后依次向優(yōu)先級較低的部門（如灌溉）供水.當(dāng)水量不足時,則按需水優(yōu)先級自高到低依次消減.通常,該調(diào)度規(guī)則能夠保證優(yōu)先級最高的用水.

目前,WAEP模型能夠反映河道的徑流變化和水資源供需關(guān)系,但其將地下水只作為供水端進行概化,不能反映地下水在橫向空間的流動,在地表水和地下水作用強烈的地區(qū)就容易失真,需要耦合分布式的地下水模型［7］.

1.3地下水模型建立

MODFLOW是國際上常用的地下水模型,能夠?qū)Σ煌叵潞畬訂卧乃鬟M行分布式模擬,并容易同其他模型進行連接.建立黑河流域尺度的地下水?dāng)?shù)值模型時,將研究區(qū)活動區(qū)域面積6.62萬km2劃分為13791個矩形網(wǎng)格每個網(wǎng)格大小為2.4km×2km.由于含水層厚度相比水平尺度很小,水流可視為水平流動而垂向速度可以忽略,按單層地下含水層進行概化.

黑河干流鶯落峽以上是主要產(chǎn)匯流區(qū)；鶯落峽到正義峽區(qū)間為張掖盆地農(nóng)業(yè)引水的灌溉平原區(qū),在山前地帶河水滲漏補給地下水,在灌溉平原區(qū)地表水地下水轉(zhuǎn)化頻繁；正義峽以下為徑流消耗區(qū),含水層主要以潛水蒸發(fā)的形式大量排泄.根據(jù)資料和已有成果條件,對地質(zhì)參數(shù)/特性和初始及邊界條件進行預(yù)處理：地表高程采用30m精度數(shù)字高程模型（DEM）差值；河道邊界根據(jù)黑河流域水系分布,確定相應(yīng)網(wǎng)格的河流單元屬性,輸入初始水位,與地表水模型WEAP耦合可對每一步計算的河道水位進行更新；研究區(qū)上邊界山前有微弱的基巖裂隙水補給,為弱透水的第二類邊界,額濟納盆地東部的巴丹吉林沙漠存在側(cè)向補給,在盆地東南沿線深層補給地下水約為1.36億m3/a［8］,其它水平邊界均為隔水邊界.含水層的垂向計算中,潛水蒸發(fā)采用MODFLOW自帶程序包ETS處理,對蒸發(fā)能力和潛水埋深關(guān)系采用分段線性表示；地下水以排水溝或泉的形式的排泄,采用模型自帶的 DRN模塊進行模擬.黑河中游河道蒸發(fā)相對河道徑流量和滲漏量非常小,可以忽略.

1.4模型耦合與驗證

地表水模型和地下水模型的耦合,在時間尺度上以月步長耦合,在空間尺度上以灌區(qū)-網(wǎng)格的大小耦合.WEAP模型輸出的地下水開采、入滲,河流水位,地表徑流等,作為MODFLOW的相應(yīng)網(wǎng)格的邊界條件輸入值；MODFLOW計算得到的地下水位,含水層內(nèi)的側(cè)向流,地表水地下水交換量,作為WEAP的輸入值.耦合模型在WEAP平臺上運行,數(shù)據(jù)傳遞貫穿每一計算步長.

耦合模型參數(shù)率定包括對地表水部分（以控制站斷面的河道徑流為指標(biāo)）和地下水部分（以地下水位觀測值為指標(biāo)）的率定.選取干流中游正義峽站和討賴河鴛鴦池水庫站作為河道徑流率定的控制斷面,以研究區(qū)內(nèi)分布的觀測井作為地下水率定的控制點（圖1）.率定效果分別采用納氏效率系數(shù) NSE （Nash-Sutcliffe Efficiency coefficient）和均方根殘差 RMSE進行評價,評價指標(biāo)定義如下.

式中,Qisim為第i個模擬流量,Qiobs為第i個觀測流量,Qiobso為觀測流量均值,n為擬合數(shù)據(jù)總數(shù)；hisim為第i個模擬地下水位,hiobs為第i個實測地下水位.

以1989年為預(yù)熱期,利用1990～1999年共10年的水文系列及需水?dāng)?shù)據(jù)資料進行模型的率定（1990～1994年）和驗證（1995～1999年）.根據(jù)黑河干流（東枝）正義峽斷面和討賴河（西枝）鴛鴦池水庫的實測月徑流資料,利用耦合模型率定模擬的河道徑流水量如圖3所示.正義峽河道徑流模擬的納氏效率系數(shù)NSE在率定期和驗證期分別為0.82和0.90,水量誤差分別為1.20%和6.35%；鴛鴦池河道徑流模擬的納氏效率系數(shù)NSE在率定期和驗證期分別為0.70和0.71,水量誤差分別為1.1%和1.0%,率定期和驗證期的徑流模擬效果均比較滿意.分析黑河徑流特征,黑河干流正義峽來水由鶯落峽的出山徑流和細(xì)土平原的泉水溢出組成,并受到中游人類引水灌溉及渠系滲漏回歸水量的影響,在汛期（7～9月）河道水量較大,非汛期 4～6月因灌溉需水量較大引水較多而河道徑流較小,12月至次年3月雖為枯水期,但也無灌溉引水,中下游河道受地下水補給,到達正義峽的徑流相對較高.黑河西枝討賴河中下游的徑流變化和人類活動影響同黑河干流具有相同的規(guī)律,率定的模型在驗證期的徑流表達表明,其可較好地反映這些水文規(guī)律.

地下水模型率定所需的開采量、渠系滲漏及灌溉回歸水入滲量等,由 WEAP模型根據(jù)實際情況模擬計算得到,并匹配到與地表水單元相對應(yīng)的地下水網(wǎng)格.地下水位動態(tài)由地下水觀測站網(wǎng)數(shù)據(jù)得到,率定中將模型模擬的地下水位與實測值對比,以均方根殘差 RMSE為評價準(zhǔn)則.對張掖、酒泉、金塔-鼎新和額濟納盆地各觀測孔地下水位的模擬值和觀測值進行對比分析（圖4）,模擬期內(nèi)各個盆地的RMSE分別為0.74、0.64、0.80、0.63m,均在0.80m以下.黑河中下游全境所有觀測孔的地下水位在900～1600m,在模擬期內(nèi)的模擬效果整體較為滿意.同時,統(tǒng)計所有觀測孔在率定期和驗證期內(nèi)的擬合誤差的絕對值,不同誤差分布區(qū)間的統(tǒng)計結(jié)果如表1所示.

可見,模擬的水頭誤差小于 1m的點在率定期和驗證期均達到了 80%以上,表明耦合模型可較好刻畫黑河流域的水文地質(zhì)條件,用于流域水循環(huán)過程的模擬和水資源配置情景分析.

表1　地下水位擬合絕對誤差統(tǒng)計Table 1　Statistic bias of the simulated groundwater

2　流域水循環(huán)的模擬反演

2.1中游人類活動的影響分析

根據(jù)自1949年以來流域水文、徑流及社會經(jīng)濟發(fā)展資料,重新構(gòu)建流域水循環(huán)變化歷史的數(shù)據(jù)集.利用率定的耦合模型,對黑河流域中下游1949～2012年的水文及用水變化情況進行模擬反演,以定量分析水文徑流和人類用水活動對流域水循環(huán)及下游額濟納盆地生態(tài)水量的影響.長系列模擬反演的黑河干流正義峽的徑流變化過程如圖5（a）所示.

在1962～2001年期間,模擬值與實測值接近,能夠很好反映流域水文過程及人類用水活動變化.1961年以前,由于正義峽水文站1955年剛建成試觀測,受到大躍進及自然災(zāi)害影響,各類數(shù)據(jù)調(diào)查與觀測可靠度較低,故與模擬值相差較大；且實測值和人類活動模擬均可能存在誤差.2002年以后,正義峽河道徑流的模擬值系統(tǒng)性偏小,反映了黑河水量統(tǒng)一調(diào)度活動開始主導(dǎo)正義峽的下泄水量.如果中游按照原有的人類用水行為、沒有干流水量統(tǒng)一調(diào)度的實施,2002～2012年正義峽河道下泄的水量會比實際年均偏小1.63億m3左右（約18%）.

黑河西枝的討賴河水系,歷史上其下游在金塔-鼎新盆地鼎新附近匯入黑河干流.1949年修建了鴛鴦池水庫,庫容0.12億m3,1962年加高,庫容1.1億m3.模擬的討賴河鴛鴦池斷面的徑流過程如圖5（b）.由于鴛鴦池水庫的調(diào)蓄作用,水庫下泄河道水量在1949年以后呈減小趨勢,1962年以后幾乎沒有下泄金塔盆地河道的水量,入庫水量基本被灌溉利用,基本截斷了原有的討賴河水系同黑河干流的水力聯(lián)系.從圖中還可看出,1984年之前,進入鴛鴦池水庫的徑流相對較豐,水文年際變異性較大,變異系數(shù)CV為0.37；1984年之后,進入鴛鴦池水庫的徑流減少,水文變異性變小,CV值減小到 0.27.這是由于中游酒泉盆地在八十年代大規(guī)模建設(shè)和完善渠系設(shè)施等水利工程,中游盆地的人類活動改變了年際水文豐枯變化的程度,對下游鴛鴦池斷面的河道水文產(chǎn)生了明顯影響.

圖5?。╝）黑河正義峽斷面與 （b）討賴河鴛鴦池斷面徑流模擬反演結(jié)果Fig.4　The results of runoff simulation in （a） Zhengyixia Gauge and （b）Yuanyangchi Gauge

2.2下游盆地生態(tài)水量的變化

黑河下游尾閭湖居延海的變化一直是研究關(guān)注的熱點［13,17］.西居延海曾是黑河下游最大的終端湖,但在1961年秋全部干涸；東居延海在20世紀(jì)七八十年代出現(xiàn)干涸-充水-干涸的變化,1991年后基本消失,導(dǎo)致生態(tài)環(huán)境惡化［17］.除了以討賴河水系為代表的水系聯(lián)系減少的影響外,干流水文徑流和人類活動也是導(dǎo)致居延海消失和變化的主要因素.根據(jù)水系關(guān)系,狼心山斷面的河道徑流全部進入額濟納盆地,該水量可以反映盆地生態(tài)和東居延海湖面的生態(tài)供水條件.利用地表水-地下水耦合模型,對歷史系列模擬反演得到的狼心山徑流變化如圖6所示.

圖6　歷史反演的狼心山斷面河道徑流變化Fig.4　The simulated historical runoff through Langxinshan Gauge

由圖6可見,黑河經(jīng)狼心山進入下游額濟納的水量在20世紀(jì)50年代、60年代和70年代分別為9.13億m3、6.90億m3和5.70億m3.60年代比50年代降低了24%,注入居延海的水量迅速減少,這可能是導(dǎo)致西居延海的消失重要因素,狼心山下泄的水量僅能注入到東居延海.1980年以后,雖然黑河中游灌溉面積和人類用水進一步擴大,但由于黑河水量在 80年代偏豐,狼心山的水量（6.70億m3）比70年代有所增加,還能勉強維持東居延海湖面的存在.進入 90年代,黑河經(jīng)歷了出山徑流連續(xù)偏枯階段,同時中游灌溉面積和人類用水繼續(xù)擴大,使得狼心山的徑流量（4.47億m3）顯著減小,尤其是1991年（3.05億m3）和1992年（2.54億m3）的徑流量相比1990年（5.42億m3）驟減50%左右,直接導(dǎo)致了東居延海在1992年的干涸消失.黑河水量統(tǒng)一調(diào)度的實施（2000年以后）,增加了狼心山的下泄水量,使得東居延海再次出現(xiàn)和生態(tài)環(huán)境的恢復(fù),2008年后湖面面積達到40km2.

表2　狼心山徑流量及其上游耗水量變化模擬（億m3）Table 1　Simulated Runoff through Langxinshan （108m3）

表 2列出了各年代黑河鶯落峽出山徑流和狼心山徑流量歷史變化情況,其中區(qū)間水量損耗的變化基本是由中游人類活動導(dǎo)致的.以多年均值為參照,枯水年代（如90年代）出山徑流量略有減?。?0.19億m3）、人類活動用水較大增加（-1.67 億m3）,導(dǎo)致狼心山徑流量顯著減少（-1.86億m3）,其貢獻率分別為10%和90%；豐水年代（如80年代）,出山徑流量顯著增大（+1.56億 m3）、人類活動用水也在增加（-1.18億 m3）,兩者共同影響,僅使狼心山徑流量的略有增加（+0.38億 m3）,其貢獻率分別為57%和43%.

對于黑河中下游流域地下水位的時空變化、水資源利用的供需過程及人類用水活動的影響,將來還需通過模型進行更詳細(xì)的計算分析,WEAPMODFLOW耦合模型在黑河的應(yīng)用表明,該模型具有通用性,將來可廣泛用于不同流域和區(qū)域地表水-地下水聯(lián)合調(diào)度和生態(tài)環(huán)境的模擬分析.

3　結(jié)論

3.1基于水均衡原理,建立了需求驅(qū)動的黑河流域中下游全境基于WEAP-MODFLOW的地表地下水耦合模型,綜合了WEAP模型數(shù)據(jù)要求相對低、易于操作和數(shù)據(jù)管理的特點,和MODFLOW模型模擬復(fù)雜區(qū)域地下水流的功能,可為復(fù)雜流域水循環(huán)的模擬和水資源的配置研究提供平臺.

3.2對黑河流域中下游水循環(huán)的歷史反演表明：黑河干流水量的統(tǒng)一調(diào)度實施,使得 2002～2012年正義峽河道下泄的水量比原有方式增加了1.63億 m3,改善了下游河道水量和生態(tài)環(huán)境；西枝討賴河水系的人類活動,既降低了河道水文徑流的豐枯情勢,也切斷了下游水系同黑河干流的水力聯(lián)系；除了黑河支流水系改變的影響外,人類活動和出山徑流變化共同影響著下游額濟納盆地的入流水量,狼心山徑流的減少直接導(dǎo)致了居延海的消失.人類用水活動、河流-地下含水層的相互作用能夠放大枯水年份出山口徑流對下游盆地入流水量的影響,減小豐水年份出山口徑流對下游盆地入流水量的影響.

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Coupling surface-groundwater model and application in Heihe River Basin.

ZHU Jin-feng1,3, WANG Zhong-jing1,2*, ZHENG Hang1,2, LU Xue-gang4, QI Gui-hua5（1.Department of Hydraulic Engineering, Tsinghua University, Beijing 100084, China；2.State Key Laboratory of Hydroscience and Engineering, Tsinghua University, Beijing 100084, China；3.Bureau of Hydrology, Ministry of Water Resources, Beijing 100084, China；4.Heihe River water resources and ecology conservation research center, Lanzhou 730000, China；5.Taolai River authority of Gansu Provincial Department of Water Resources, Jiuquan 735000, China）.

China Environmental Science, 2015,35（9）：2820～2826

By coupling the conceptual water resources planning model WEAP and distributed groundwater model MODFLOW, the demand-based surface-groundwater model across the whole middle-down Heihe River Basin is developed. The hydrology gauge data and groundwater monitoring data are used for calibration and verification. For both the calibration and verification periods, the Nash-Sutcliffe Efficiency Coefficients （NSE） for surface water are above 0.7, and the Root Mean Square Errors （RMSE） for groundwater table are less than 0.80m. The modelling results show that the unified water resources management and operation in the mainstream （Eastern Heihe Basin） from 2002 to 2012 have increased the released water for downstream by 163million m3（18%） annually. The human activities in the Taolai River （Western Heihe Basin） changed the river flow regime of the tributary, and blocked its hydraulic connections with downstream Heihe drainage. For both the east and west of Heihe River, the changes of discharges from the mountain and human activities contribute to the reduction of runoff through Langxinshan Gauge, downstream, which directly caused the disappearance times ago and recent restoration of the downstream Juyan Lake.

coupling surface-groundwater model；water cycle；human activity；water resources management；Heihe River Basin

X24

A

1000-6923（2015）09-2820-07

2015-01-19

國家自然科學(xué)基金（91125018）；水利部公益性行業(yè)專項（201401031）

*責(zé)任作者, 教授, zj.wang@tsinghua.edu.cn

朱金峰（1987-）,男,山東濰坊人,博士,主要從事水文水資源研究.發(fā)表論文3篇.