基于GSFLOW的青土湖生態(tài)輸水量-湖水面積關(guān)系研究

郭云彤，周 妍，崔亞莉，邵景力

（中國地質(zhì)大學(北京)水資源與環(huán)境學院, 北京 100083）

我國西北干旱區(qū)水資源匱乏，隨著社會經(jīng)濟的發(fā)展，區(qū)域用水需求增大，生產(chǎn)生活用水不斷擠占生態(tài)用水，地下水水位下降導致植被退化、濕地面積衰減、生態(tài)系統(tǒng)退化等一系列生態(tài)問題[1]。為緩解區(qū)域各部門用水矛盾，遏制生態(tài)環(huán)境惡化的趨勢，近年來生態(tài)用水相關(guān)研究已成為當前西北干旱區(qū)水資源開發(fā)利用的重點。

青土湖是我國西北河西走廊三大流域之一—石羊河流域的尾閭湖[2]，作為騰格里沙漠和巴丹吉林沙漠之間的生態(tài)屏障，青土湖濕地在防止沙漠合攏、遏制流域生態(tài)惡化趨勢上具有重要作用。由于氣候變化及人類活動的影響，青土湖于1959年完全干涸，濕地消失[3]；自2010年開始，紅崖山水庫有計劃地沿渠道向下游進行生態(tài)輸水，青土湖開始形成季節(jié)性水面，周邊生態(tài)環(huán)境明顯好轉(zhuǎn)[4]。因此，研究青土湖生態(tài)輸水量與湖水面面積的關(guān)系，對于確定合理的生態(tài)輸水量尤為重要。石羊河的地表來水及調(diào)水工程的水匯入紅崖山水庫后，通過渠道供給下游民勤盆地用水（主要為農(nóng)業(yè)灌溉用水）和青土湖生態(tài)輸水（圖1）。當前針對生態(tài)輸水對青土湖生態(tài)環(huán)境的影響已有一些研究成果[3,5-7]，然而這些研究多是結(jié)合遙感解譯和定位觀測的方法，對獲得的數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析得到輸水量-湖水面積的規(guī)律，如果用這個統(tǒng)計規(guī)律外推，幅度偏大，其結(jié)果會存在著很大的不確定性。

圖1 紅崖山水庫、民勤盆地與青土湖Fig.1 Location of the Hongyashan Reservoir, Minqin Basin and Qingtu Lake

地表水-地下水耦合數(shù)值模擬方法是定量分析輸水與湖區(qū)面積關(guān)系最有效的方法。當前地表水-地下水的耦合模擬模型大致分為獨立型、聯(lián)合型和集成型3 類。獨立型是在相對成熟的地下水模型的基礎(chǔ)上拓展部分地表水模擬的功能，如模塊化三維有限差分地下水流動模型（Modular Three-dimensional Finite-difference Ground-water Flow Model，MODFLOW）的湖泊（LAK）、河流（RIV）、蒸散發(fā)（EVP、EVT）和入滲補給（RCH）模塊等，這些模塊已經(jīng)在實際地下水模擬研究中被普遍應用。聯(lián)合型是將成熟的地表水和地下水模型通過一定手段進行連接，共同構(gòu)建地表水-地下水的模擬系統(tǒng)，模型中各子系統(tǒng)按一定順序進行獨立計算，而子系統(tǒng)之間只進行單向或雙向傳輸[8-9]。集成型模型是一種完全耦合模型，該類模型將地表水和地下水作為一個系統(tǒng)，通過同時求解各個水文過程的控制方程描述地表水和地下水水分的交換和動態(tài)變化過程，每一步都有其具體的物理意義，機理性強[10-11]。獨立型模型雖加入了部分地表水模擬功能，但對大區(qū)域地表水流動過程的刻畫仍不足；聯(lián)合型模型較獨立型模型機理性更強的同時，又不需要集成型模型中過多的參數(shù)，是當前地表水-地下水耦合模擬中最為實用的模型。

由美國地質(zhì)調(diào)查局2008年公布的用于模擬地表水-地下水相互作用的模型（Coupled Groundwater and Surface-Water Flow Model，GSFLOW）是近年來應用較多的聯(lián)合型耦合模型，該模型將降雨徑流模型系統(tǒng)（Precipitation Runoff Modeling System，PRMS）和MODFLOW 進行耦合，能夠同時模擬氣候、地表徑流、地下潛流以及融雪、湖泊、溪流和濕地等與地下水之間的相互作用，已在國內(nèi)外部分地區(qū)的地表水-地下水相互作用研究中得以成功應用[12-14]。當前GSFLOW 的模擬技術(shù)多應用于流域尺度的地表水和地下水關(guān)系的模擬中，多研究河流與地下水的相互作用。GSFLOW 很好地將MODFLOW 的湖泊（LAK）模塊和地表水模塊進行耦合，適用于本次針對青土湖的模擬研究。本次研究利用地表水-地下水耦合數(shù)值模擬的方法，定量化研究了流域中上游生態(tài)輸水對下游尾閭湖水域面積的影響。

本文基于高分辨率的DEM 數(shù)據(jù)、利用ArcGIS 分析功能確定了水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換關(guān)系；進而運用GSFLOW 軟件構(gòu)建地表水-地下水耦合數(shù)值模型，通過模擬得到不同生態(tài)輸水量情景下青土湖水面面積，論證青土湖的適宜生態(tài)輸水量。

1 數(shù)據(jù)來源及分析

1.1 數(shù)據(jù)來源

本次研究針對青土湖生態(tài)輸水量-湖水面積的關(guān)系，以數(shù)值模型為基礎(chǔ)，其中涉及的數(shù)據(jù)主要包括鉆孔資料、補給項（降雨、生態(tài)輸水數(shù)據(jù)）、排泄項（蒸發(fā)數(shù)據(jù)）以及模型校準所需的驗證數(shù)據(jù)（水位數(shù)據(jù)）等。具體數(shù)據(jù)如下：

（1）研究區(qū)不同分辨率的高程數(shù)據(jù)，包括90 m×90 m 的DEM 數(shù)據(jù)及1 m×1 m 的無人機遙感地形數(shù)據(jù)[15]，低分辨率數(shù)據(jù)作為數(shù)值模型的頂板標高，高分辨率數(shù)據(jù)用于后續(xù)確定不同輸水量下水面面積的實際分布。

（2）研究區(qū)2010—2019年多期Lansat5 及l(fā)ansat8 及國產(chǎn)高分2 號（GF-2）遙感影像數(shù)據(jù)，用于識別植被及水體面積。參考NDVI 及MNDWI 進行分類[16-17]，利用ArcGIS 對其分布進行矢量化處理，獲得研究區(qū)年內(nèi)較為連續(xù)的湖面及蘆葦分布及面積信息[18]。

（3）本次研究主要采用民勤站2010—2019年日尺度的蒸發(fā)和降水數(shù)據(jù)，氣象數(shù)據(jù)來自中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)的中國地面國際交換站氣候資料日值數(shù)據(jù)集（data.cma.cn），經(jīng)處理后主要作為數(shù)值模型中的源匯項。

（4）生態(tài)輸水數(shù)據(jù)來自民勤縣水務(wù)局2010—2019年的統(tǒng)計資料；地下水水位數(shù)據(jù)來自位于青土湖的地下水水位觀測井的記錄值。

（5）含水介質(zhì)參數(shù)和水文地質(zhì)參數(shù)初值根據(jù)研究區(qū)地層巖性及前人研究成果確定[19]。

綜合以上資料，青土湖水面面積和蘆葦面積的年內(nèi)變化特征見圖2。從數(shù)據(jù)較完整的2013—2018年看，水面面積增加趨勢與輸水時段基本重合，隨著輸水的進行，水面面積持續(xù)增大，直至輸水結(jié)束，在水面蒸發(fā)的作用下水面面積隨即減小。蘆葦面積逐年上升，且隨著多年生態(tài)輸水的進行，蘆葦面積趨于穩(wěn)定。綜上，青土湖區(qū)水面面積與蘆葦面積的年內(nèi)變化特征為：水面面積變化在生態(tài)輸水期主要受生態(tài)輸水影響，非生態(tài)輸水期主要受蒸發(fā)影響；生態(tài)輸水后的水面面積增大對蘆葦面積增大有促進作用。

圖2 水體、蘆葦面積及入湖水量變化Fig.2 Variations in the surface water area, reed area and water inflow into the lake

1.2 水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換方法

建立水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換關(guān)系是后續(xù)濕地地表-地下水耦合模擬驗證的重要參考依據(jù)，轉(zhuǎn)換方法具體如下：

（1）利用高分辨率的DEM 數(shù)據(jù)識別湖泊區(qū)域；

（2）利用ArcGIS 的Surface Analysis 工具以0.1 m 的水位差為單位，計算不同湖水位時對應的淹沒面積及淹沒面以下的體積；

（3）對得到的水位與其對應的面積及體積數(shù)據(jù)進行趨勢分析，即可得到水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換關(guān)系公式。

遙感解譯結(jié)果為湖面面積的變化，需要建立水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換關(guān)系，并將湖面面積轉(zhuǎn)換為湖水水位，作為驗證湖泊模擬結(jié)果合理性的驗證數(shù)據(jù)。水面面積與水位、蓄水量的轉(zhuǎn)換關(guān)系見圖3。

圖3 青土湖水面面積與水位關(guān)系Fig.3 Relationship between the surface water area and water level of the Qingtu Lake

如圖3 所示，水位與水面面積的關(guān)系式可表示為：

式中：S—水面面積/km2；

hl—湖水水位/m。

式（1）中R2分別達0.996 7 和0.999 9。

2 數(shù)值模擬方法

本次研究采用GSFLOW 進行青土湖地下水-地表水的耦合模擬。GSFLOW 將MODFLOW 中使用的有限差分單元和PRMS 中使用的水文響應單元（Hydrological Response Unit，HRU）進行空間鏈接是PRMS 和MODFLOW 模型耦合中的一個關(guān)鍵步驟。這個過程是通過生成重力儲層（GRV）實現(xiàn)的，GRV 的作用是進行HRU 和有限差分單元間的水量傳輸。由于HRU 和有限差分單元具有不同的空間范圍，所以每個GRV的空間范圍由HRU 和有限差分單元的交叉部分確定。每一個GRV 被分配一個唯一的標識號，每個URU和有限差分單元內(nèi)可以有多個GRV。如圖4 中A 部分所示，第一層為MODFLOW 中的有限差分單元，第二層為PRMS 的HRU，第三層顯示了GRV 分布。具體關(guān)系如圖4 中B 部分所示，包括4 個 水文響應單元、6 個有限差分單元和9 個GRV。在實際應用中，需要為每個GRV 指定拓撲參數(shù)，將每個GRV 與相應的HRU 和有限差分單元聯(lián)系。每個GRV 的重力排水通過GSFLOW 模塊gsflow_prms2mf 被添加到對應的有限差分單元中。類似地，每個有限差分單元的地下水排出量也可通過GSFLOW 模塊gsflow_mf2prms 被添加到GRV 中。

圖4 PRMS 與MODFLOW 耦合模式[20]Fig.4 Coupling model between PRMS and MODFLOW[20]

利用GSFLOW 中湖泊（LAK）模擬功能對湖泊隨生態(tài)輸水的變化以及與地下水的交互進行模擬，GSFLOW 中的湖泊在PRMS 中表示為湖泊HRU，在MODFLOW-2005 中表示為一組有限差分單元。在MODFLOW中直接在湖泊模塊中輸入作用于湖泊的降水量、蒸發(fā)量和地表徑流數(shù)據(jù)[21]。然而在GSFLOW 中，這些過程以及通過土壤帶的壤中流是在PRMS 中計算的，因此LAK 模塊的這些輸入變量應設(shè)置為0。流入湖泊HRU 的地表徑流及壤中流計算公式為：

式中：—第m時間步長第n次迭代中從貢獻HRU 到湖泊HRU 的地表徑流和壤中流體積/m3；

FJ,lakeHRU—HRUJ 中為湖泊HRU 提供地表徑流和壤中流的面積占總面積的十進制分數(shù)，在GSFLOW 的參數(shù)hru_pct_up中進行定義；

J—HRU 的計數(shù)；

JJ—某一段河段貢獻地表徑流和壤中流的HRU 的總數(shù)。

進入MODFLOW 中湖泊的量表示為：

式中：—第m時間步長第n次迭代中從湖泊HRU 到MODFLOW-2005定義的湖的體積流量/（m3·d-1）；

C'prms2mf—prms 的單位到modflow 中單位的換算系數(shù)；

—第m時間步長的湖泊HRU 上的降雨量/m；

—第m時間步長的湖泊HRU 上的蒸發(fā)量/m；

AlakeHRU—湖泊HRU 的面積/m2。

假設(shè)湖床存在于湖泊單元和含水層有限差分單元之間，并且具有與底層有限差分單元不同的特性，則湖泊和地下水之間交換量的計算公式為：

式中：—第m時間步長第n次迭代中穿過湖床至含水層有限差分單元中心的體積流量/（m3·d-1）；Klkbd—湖床的水力傳導系數(shù)/（m·d-1）；

thicklkbd—湖床厚度/m；

thickaq—含水層厚度/m；

—湖床覆蓋有限差分單元的面積/m2；

Kaq—靠近湖單元的含水層有限差分單元的水平或垂向滲透系數(shù)/（m·d-1）；

—第m時間步長第n次迭代中的湖水位/m；

—第m時間步長第n次迭代中有限差分單元靠近單元節(jié)點處湖泊的地下水水頭/m。

3 結(jié)果與分析

3.1 模型建立與識別

依據(jù)研究區(qū)的地質(zhì)和水文地質(zhì)條件等，確定本次模型模擬范圍包括青土湖及其周邊部分沙漠地區(qū)，南部以隱伏斷層為界，設(shè)定為隔水的零流量邊界；東北側(cè)以沙漠邊緣為界，設(shè)定為通用水頭邊界；考慮到裸土區(qū)地下水的極限蒸發(fā)埋深，以地下水埋深2.5 m 為界，西北部以等水位線1 309 m 和1 311.5 m 為界，西南部以1 307.5 m 為界，設(shè)定為定水頭邊界；總面積約159 km2。模擬區(qū)的補給項主要為降水補給和人工生態(tài)輸水補給，其中上游紅崖山水庫對青土湖的人工輸水是整個區(qū)域的主要補給來源。模型的主要排泄項為湖水及地下水的蒸散發(fā)。模擬期為2015年1月1日—2019年12月31日，1 d 為一個應力期進行模擬。

地下水模型區(qū)剖分為500 m×500 m 的網(wǎng)格，如圖5（a）。研究區(qū)地表標高采用90 m×90 m 的DEM 數(shù)據(jù)及1 m×1 m 的無人機遙感地形數(shù)據(jù)拼接作為研究區(qū)的地表高程使用。

圖5 模型范圍與空間離散Fig.5 Simulation area and spatial discretization

含水層結(jié)構(gòu)如圖6 所示，湖區(qū)西部、東南部及南部均有黏粒含量高的沉積物分布，透水性差，東北部主要以沙土為主。為刻畫含水層水文地質(zhì)條件，反映湖水與地下水間的補排特征，將整個含水系統(tǒng)劃分為一層，含水層厚度定為15 m。

圖6 湖區(qū)鉆孔分布及地層剖面[19]Fig.6 Borehole distribution and stratigraphic profile of the Qingtu Lake[19]

地表水模型部分，對研究區(qū)的地表空間、地下空間及模型接口進行劃分。研究區(qū)內(nèi)地形相對平坦，降水稀少，地表產(chǎn)匯流較少，因此將研究區(qū)整體劃分為陸地HRU 和湖泊HRU，圖5（b）；利用GSFLOW 模型的GRV 接口將地表HUR 和地下水模型的有限差分單元網(wǎng)格連接起來，共劃分769 個GRV，圖5（c）。

利用民勤縣氣象站監(jiān)測的2015—2019年降雨量數(shù)據(jù)、氣溫數(shù)據(jù)作PRMS 的數(shù)據(jù)文件，對研究區(qū)的降雨入滲和蒸散發(fā)進行計算；利用輸水渠道模塊SFR2 模擬向青土湖的渠道輸水，利用湖泊模塊LAK模擬湖泊的變化。

青土湖水位變化擬合效果見圖7。模型模擬水位變化與遙感解譯水位變化趨勢基本一致，模型模擬結(jié)果基本上能夠反映湖水實際的水位變化情況，納什指數(shù)NSE 為0.766、決定系數(shù)R2為0.772。然而，由于青土湖區(qū)實際的地形相對平坦，但也存在微小的起伏，網(wǎng)格剖分的空間分辨率不足以反映某些微小的地形起伏變化，因此模型模擬的湖泊水位與實際水位存在一定的偏差，特別是當水位較低時，偏差相對較大。

圖7 青土湖模擬水位與實際水位變化Fig.7 Changes in the simulated water level and actual water level of the Qingtu Lake

模擬區(qū)觀測孔位置如圖8 所示。為了驗證模型模擬效果，2018年和2019年觀測的實際水位與模擬水位進行對比（圖9），結(jié)果表明，觀測孔的模擬水位變化與實測值擬合較好。

圖8 觀測孔分布圖Fig.8 Distribution of the observation wells

圖9 觀測孔擬合圖Fig.9 Fitting of the predicted water level and measured water level

3.2 生態(tài)輸水方案預測與結(jié)果分析

生態(tài)輸水量是青土湖湖面變化最主要的影響因素，為研究生態(tài)輸水量對湖面面積變化及地下水水位變化的影響，分別設(shè)置不同生態(tài)輸水量：2 000×104～4 500×104m3/a 每隔100×104m3/a 設(shè)置1 個輸水方案，4 500×104～6 000×104m3/a 每隔500×104m3/a 設(shè)置1 個輸水方案。輸水時段均在8—10月，共設(shè)置29 個輸水方案。運用已建立的地表水-地下水流耦合模型，預測未來20年模擬區(qū)內(nèi)地表水和地下水的變化情況。模型的結(jié)構(gòu)、水文地質(zhì)參數(shù)及邊界條件均保持不變，模型模擬期設(shè)置為2020年1月1日—2040年12月31日。模型的降雨蒸發(fā)項需輸入逐日數(shù)據(jù)。本次研究搜集到的逐日降雨蒸發(fā)數(shù)據(jù)為2010—2019年。從蒸發(fā)數(shù)據(jù)看，2000年后研究區(qū)年蒸發(fā)量在1 876～2 924 mm范圍內(nèi)波動（圖10）。故在預測模型中降雨蒸發(fā)項取對應2010—2019年每日的多年平均值，年總蒸發(fā)量約2 300 mm。

圖10 民勤盆地1960—2019年降水、蒸發(fā)量變化Fig.10 Variation of rainfall and evaporation from 1960 to 2019

不同輸水量情景下預測湖水水位變化情況見圖11。隨著生態(tài)輸水量的增大，水位變化呈現(xiàn)由大到小的過程。預測初期5～6年，湖水水位快速增高，變化幅度與生態(tài)輸水量的大小有關(guān)；6年后湖水水位緩慢變化。當生態(tài)輸水量為2 000×104m3/a 時，湖水水位逐漸下降，最高水位保持在1 210.4 m（平均水位1 210.0 m），對應水面面積6.68 km2；當年輸水量保持在3 100×104m3/a時，與現(xiàn)狀模型2019年相比，水位變化不大，最高水位保持在約1 212.2 m（平均水位1 211.7 m），說明現(xiàn)狀3 100×104m3/a 的生態(tài)輸水量可以保證青土湖維持當前水面面積的生態(tài)需水。隨著輸水量的增大，到2040年，生態(tài)輸水量達6 000×104m3/a 時，湖泊最高水位可達1 217 m（平均水位1 215.9 m），年內(nèi)變化幅度達2.45 m。

圖11 不同輸水方案下湖水水位變化圖Fig.11 Water level variations of the lake under different water conveyance schemes

由于各觀測孔水位變化趨勢相近，故以V01 孔為例（圖12）顯示不同方案下地下水水位的變化情況，該位置地表高程約為1 211 m，見圖12。與湖泊水位變化相似，隨著生態(tài)輸水量的增大，預測初期5～6年，地下水水位快速增高， 6年后地下水水位緩慢變化。當輸水量保持在3 100×104m3/a 時，地下水水位的年際變化不大，與現(xiàn)狀年相比基本保持穩(wěn)定，最高水位維持在約1 210.8 m，最低水位維持在約1 210.6 m；隨著生態(tài)輸水量的增大，湖泊對地下水的補給量逐漸增大，地下水的穩(wěn)定水位逐漸提升，當水量達4 000×104m3/a 時，地下水水位達到地表高程；當輸水量達5 000×104m3/a 時，水位常年高于地表以上；當輸水量達6 000×104m3/a 時，最高水位可達1 211.3 m，高出地表面約0.3 m。

圖12 不同方案下V01 觀測孔地下水水位變化圖Fig.12 Water level variations of observation well v01 under different water conveyance schemes

生態(tài)輸水量分別為3 100×104，4 500×104，6 000×104m3/a 時，預測2039年湖泊水均衡情況見表1。

如表1 所示，當生態(tài)輸水量小于4 500×104m3/a時，隨著生態(tài)輸水量的增加，水面面積不斷增大，水面蒸發(fā)量增大幅度明顯，是湖泊的主要排泄項。當生態(tài)輸水量大于4 500×104m3/a 時，隨著湖泊水位的提高，地下水和地表水位差增大，湖泊向地下水的排泄量增大，湖面面積增大幅度很小，水面蒸發(fā)量增量有限。

表1 不同生態(tài)輸水方案下2039年預測湖泊水均衡情況Table 1 Predicted lake water balance in 2039 under different ecological water conveyance schemes /104 m3

3.3 青土湖生態(tài)輸水適宜量確定

隨著生態(tài)輸水量的增大，湖面面積也逐漸增大，但增大的幅度有所變化。將水位轉(zhuǎn)化成湖水的水面面積，則生態(tài)輸水量與水面面積及水面面積變化率的關(guān)系見圖13。隨著生態(tài)輸水量的增大，水面面積增大情況大致可以分為3 個階段：當輸水量為2 000×104～3 700×104m3/a 時，水面面積隨輸水量增大而增大，基本為線性關(guān)系，面積變化率相對穩(wěn)定，保持在8 122～10 796 m2/（104m3·a）；輸水量為3 700×104～4 500×104m3/a時，水面面積增大幅度減緩，面積變化率逐漸大幅度減小至2 000 m2/（104m3·a）；當輸水量大于4 500×104m3/a時，隨生態(tài)輸水的增大水面面積增大幅度很小，特別是當生態(tài)輸水量大于5 500×104m/a 時，面積變化率趨近于0，水面面積幾乎穩(wěn)定在26 km2。從維持當前生態(tài)水面面積不至減小的前提看，生態(tài)輸水量不宜低于3 100×104m3/a。另外從生態(tài)輸水的效益考慮，生態(tài)輸水不宜高于4 500×104m3/a。因此，青土湖生態(tài)輸水適宜量為3 100×104～4 500×104m3/a，維持湖面面積大致為16.27～26.60 km2。

圖13 不同輸水量條件下最大水面面積變化圖Fig.13 Maximum surface water area under different water conveyance schemes

針對生態(tài)輸水與青土湖水面面積的變化研究已有一些研究成果，如利用統(tǒng)計分析和水均衡分析方法對2010年生態(tài)輸水以來的生態(tài)輸水數(shù)據(jù)、氣象數(shù)據(jù)和水面面積變化數(shù)據(jù)進行分析，結(jié)果顯示生態(tài)輸水量在3 145×104m3/a 時可以基本維持當前的最大水面面積13.43 km2[22-23]。而本次研究的結(jié)果顯示生態(tài)輸水量3 100×104m3/a 時水面面積可維持16.27 km2，結(jié)果與統(tǒng)計分析及水均衡分結(jié)果相比，相同生態(tài)輸水狀況下，維持的水面面積偏大。這可能是由于數(shù)值模擬得到的水面面積是生態(tài)輸水多年累計達到的較為穩(wěn)定的水面面積，略大于短期生態(tài)輸水形成的水面面積。

4 結(jié)論

（1）依據(jù)不同生態(tài)輸水方案的模擬結(jié)果，當前3 100×104m3/a 的生態(tài)輸水量可以保證青土湖維持當前水面面積的生態(tài)需水。

（2）生態(tài)輸水量與水面面積變化的關(guān)系大致可分為3 個階段。結(jié)合該關(guān)系，同時考慮向青土湖生態(tài)輸水的效益及保證當前水面面積的需求，紅崖山水庫向青土湖的生態(tài)輸水適宜量為3 100×104～4 500×104m3/a，湖面面積大致可維持在16.27～26.60 km2。

致謝：感謝清華大學胡宏昌教授及首都師范大學李浩乾碩士在地表水-地下水耦合數(shù)值模擬技術(shù)方面提供的支持，感謝馬瑞教授、陳喜教授共享青土湖地形數(shù)據(jù)、地下水水位數(shù)據(jù)，感謝民勤縣水務(wù)局提供的詳細生態(tài)輸水數(shù)據(jù)！