华北平原地下水流模拟及地下水资源评价

第31卷第3期2009年3月

2009，31（3）：361-367

Resources Science

Vol.31，No.3Mar.，

2009

https://www.360docs.net/doc/016795799.html,

文章编号：1007-7588（2009）03-0361-07

华北平原地下水流模拟及地下水资源评价

邵景力1，赵宗壮2，崔亚莉1，王荣3，李长青4，杨齐青5

（1.中国地质大学，北京100083；2.河北省环境地质勘查院，石家庄050021；

3.北京市水文地质工程地质大队，北京100195；

4.中国地质环境监测总院，北京100081；

5.天津地质调查中心，天津300170）

摘要：本研究的目的是建立华北平原三维地下水流模型，并用于评价模拟区地下水资源量。首先在对华北平原水文地质条件进行了概化，垂向上分为3个含水层组。运用地下水模型软件GMS 建模，将模拟区剖分为164行、148列4km×4km 的规则网格。以2002年~2003年作为模拟期，通过深浅层地下水流场和65个典型观测孔的拟合对模型进行识别，并进行了模拟期的地下水均衡分析。运用所建立的地下水流模型，评价出1991年~2003年华北平原平均地下水补给资源量为256.68×108m 3/a ；总可开采资源量为213.49×108m 3/a ，其中浅层水可开采资源量为191.65×108m 3/a ，深层为22.64×108m 3/a 。最后对模型的应用前景进行了展望。

关键词：华北平原；地下水；模型；补给资源量；可利用量

1引言

区域地下水数值模拟模型一般是指一个盆地、流域或大的行政区域级别的模型，可用于区域地下水资源评价、预测、科学管理以及地下水循环等方面的研究。20世纪80年代以来，为了研究和实验基地方式性物质在地下水的迁移等问题，美国地质调查局等机构对美国死谷（death valley ）区域地下水流进行模拟，运用MOFLOW 建立了多个稳定流[1]和非稳定流地下水流模型[2]，模拟区面积约5×104km 2，

为此还开展了区域地下水蒸散量研究[3]、1913年～1998年地下水开采量反演[4]等工作。从20世纪70年代以来，为了预报澳大利亚大自流水盆地水头下降和泉流量减少的趋势，澳大利亚有关机构对大自流水盆地进行系统研究，建立局部的和全盆地的地下水流模型[5]，Welsh 采用MODFLOW2000在面积约150×104km 2的大自流水盆地建立了稳定流[6]和非稳定流模型[7]，并用1965年~1999年的监测数据对模

型进行识别和校正。剖分网格大小为5km×5km ，活动单元多达60000个，堪称世界上规模最大的地下水流模型。相对于局部地段，区域水文地质条件复杂，地下水开发利用方式多样，因而对区域地下水

流进行模拟难度大的多。随着学科的发展，在建立大区域地下水流模型中常用遥感、GIS 、环境同位素等技术解决建模中的一些问题[8]。中国在20世纪90年代后期以来，逐渐重视大区域地下水流模型的研究工作，特别是中国之调查局2003年~2005年开展的“中国北方主要平原盆地地下水资源调查评价”项目，各大盆地均建立了区域地下水流模型。中国从20世纪70年代以来，在华北平原做了大量的水文地质工作，21世纪以来也开展了地下水模型研究工作[9~11]。

华北平原位于中国东部（图1），面积13.90×

104km 2，是中国水资源最为短缺的地区之一。据统计[12]，近年来该地区地下水供水量约占区域总供水

量的70%左右。由于长期超量开采，已造成地下水资源逐渐衰竭、地面沉降等资源环境问题，严重影响了该地区的供水安全[13]。因此，华北平原地下水合理开发利用问题仍是目前乃至今后一段时间本领域研究的重点。本研究在水文地质条件概化的基础上，运用地下水模型软件GMS 建立华北平原地下水流数值模拟模型，并应用于地下水资源评价，为地下水合理开发利用方案提供科学依据。

收稿日期：2008-12-12；修订日期：2009-02-05

基金项目：中国地质调查局项目：“华北平原地下水可持续利用调查评价”（编号：1212010430351）。作者简介：邵景力，男，山东滕州人，教授，主要从事水文学及水资源专业的教学和科研工作。E-mail ：jshao@https://www.360docs.net/doc/016795799.html,

第31卷第3期

资源科学

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2水文地质现状与概念模型建立

2.1水文地质结构

研究区是一巨大的地下水盆地[12]，地下水主要赋存在由冲洪积、湖积、海积物交错叠置而成的第四系松散层之中（图2）。从西北部山前冲洪积扇中上部砂卵砾石组成的单一潜水含水层，逐步过渡到中东部冲湖积平原和滨海平原的砂、粉砂、粘土互层的

多层含水层，由山前到滨海，砂层颗粒逐渐变细变薄、粘性土层逐渐变厚。在扇间及远离河道带地段，砂层厚度变薄，颗粒变细，相反粘性土发育。

由于含水介质空间分布的复杂性而使地下水分布和循环在空间上表现出明显的差异性。以沉积物的岩性分布和水力特征为基础，并结合地下水的开发利用现状，传统上将第四系含水岩系划分为4个含水层组，其组底板埋深分别是：第一含水层10~60m ；第二含水层120~270m ；第三含水层250~350m ；第四含水层550~650m 。由于第一、二含水层

组水力联系比较密切，第一含水层组较薄，有些地区已被疏干，很多浅层开采井混合开采这两层水，因而在模型中将这两个含水层处理为一层。本研究中运用近2000个钻孔资料绘制了华北平原30条纵横水文地质剖面图，从中得到3个含水层组的地板标高等值线图。

含水层参数主要是根据模拟区的水文地质条件和前人工作成果确定的，潜水含水层的渗透系数和给水度具有由山前地带向冲湖积平原、由河谷向两侧，参数由大变小的总体趋势，渗透系数变化范围为3~300m/d ，给水度的变化范围为0.03~0.23。承压水含水层渗透系数的分布范围大致1~50m/d ，储水率在10-4~10-6数量级。

2.2边界条件研究区西部和北部山区与平原自然分界线为流

入边界，模型第一层（单一潜水含水层）经过此边界

图1华北平原范围及边界条件概化

F ig.1The modeling area and boundary condition 362

图２ 石家庄－德州－禹城水文地质剖面

Fig.2 Hydrogeological profile along Shijiazhuang-Dezhou-Yucheng

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接受山区侧向补给；南部及东南部以黄河为边界，模型第一层与黄河有水力联系，概化为流量边界；东部以渤海海岸线为边界，模型第一层概化为水头边界；其它层位侧向边界概化为隔水边界（图1）。

潜水含水层自由水面为系统的上边界，通过该边界，潜水与系统外界发生垂向水量交换，如接受大气降水入渗补给、灌溉入渗补给、蒸发排泄等。各含水层通过越流进行水量交换。第三含水层组下伏岩层大多为第三系碎屑岩类，处理为隔水边界。2.3地下水补给与排泄

本区的地下水补给量主要有大气降水入渗、侧向流入、灌溉入渗、河流入渗等，其中大气降水入渗是研究区地下水的主要补给项之一。本研究首先运用泰森多边形法将降水量分区，再根据降水入渗系数方法计算各区段的大气降水入渗量。侧向流入量根据断面法求得，灌溉入渗量根据灌溉入渗系数方法得到，河流入渗量主要为黄河的侧渗量，通过断面法和前期工作成果给出。由于河北平原大部分地区地下水位埋深较大，而河水基本被山区水库截留，地下水-地表水交换量很少。

地下水的排泄方式主要为地下水开采和蒸发。地下水开采量已成为研究区主要地下水排泄途径，包括农业、生活和工业开采量以及少量的生态用水。浅层开采量主要集中在山前地带，深层开采量主要集中在河北省中部平原地区。2002年、2003年华北平原

地下水开采量分别为211.16×108m 3、199.22×108m 3，

其中浅层地下水开采量分别为180.79×108m 3、

166.39×108m 3，深层地下水开采量分别为30.37×108m 3、32.83×108m 3。研究区内地下水蒸发强度各个地区差异较大，潜水蒸发量主要与潜水位的埋深、包气带岩性、地表植被和气候等因素有关。根据前人的研究成果，一般认为该区的蒸发极限埋深为4m 。利用阿维扬诺夫公式将各县市气象站提供的月蒸发量处理为各县市面积上的地下水蒸发强度。2.4数学模型

由水文地质概念模型，可得到华北平原地下水流动微分方程及其定解问题[14]：

式中：Ω表示渗流区域；h 表示地下水系统的水位标高（m ）；K 表示含水介质的水平渗透系数（m/d ）；Kz 表示含水介质垂向渗透系数（m/d ）；ε表示含水层的源汇项（1/d ）；h 0表示系统的初始水位分布（m ）；S 表

示自由面以下含水层储水率（1/m ）；Γ0表示渗流区域的上边界，即地下水的自由表面；μ表示潜水含水层在潜水面上的重力给水度；p 表示潜水面的蒸发

图3华北平原地下水流场拟合（a.浅层含水层组；b.深层含水层组）

Fig.3Simulation of groundwater flow （a.shallow aquifers;b.deep aquifers ）

363

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https://www.360docs.net/doc/016795799.html, 均衡项

补

给

项

排

泄

项

储存量的变化量

降雨入渗量

河道渗漏

渠系渗漏

渠灌入渗

井灌回归

侧向流入

越流补给量

小计

开采量

潜水蒸发量

越流排泄量

小计

2002年

118.14/

5.89/

12.28/

9.35/

17.82/

14.17/

/19.80

177.65/

19.80

180.79/

30.37

70.75/

19.80/

271.34/

30.37

-93.69/

-10.57

118.14

5.89

12.28

9.35

17.82

14.17

177.65

211.16

70.75

281.91

-104.26

2003年

225.07/

5.89/

10.12/

7.45/

16.23/

14.17/

/24.32

278.93/

24.31

166.39/

32.83

48.89/

24.31/

239.59/

32.83

39.34

/-8.52

225.07

5.89

10.12

7.45

16.23

14.17

278.93

199.22

48.89

248.11

30.82平均绝对误差值（m）

观测孔数（个）

占总数的百分数（%）

浅层观测孔数（个）

深层观测孔数（个）

<1

22

34.38

16

6

1~2

19

29.69

10

9

>2

23

35.93

10

13

表1拟合误差分布

Table1Error analysis of GW level simulation

和降水入渗强度等（m/d）；Γ1表示已知水位边界；h1表示已知边界水位值（m）；Γ2表示渗流区域的流量边界；K n表示边界面法线方向的渗透系数（m/d），n 表示边界面的法线方向；q-Γ2边界的单位面积上的流量（m/d），流入为正，流出为负，隔水边界为0。3地下水流模拟

选用地下水模拟软件GMS（groundwater Model-ing System）求解地下水运动的定解问题，它是由美国Brigham Young大学环境模拟研究实验室开发的先进的、基于概念模型的地下水环境模拟软件[15]。本次工作除用到地下水流模拟模块Modflow[16]外，还用到处理各类边界条件、补排项和参数的相关模块，如WEL、RCH、EVT等。

将模拟区第一层剖分为164行，148列规则网格，各层均采用4km×4km的剖分格式。其中，第一层有效单元（活动网格）共8694个，下部第二、三层有效单元为7763个。

根据资料收集及地下水统测情况，模拟期定为2002年1月~2003年12月，将每个自然月作为一个应力期（抽水时期），在每个应力期中，所有外部源汇项的强度保持不变。以2001年12月底流场作为模型的初始流场，2003年12月流场作为拟合流场。

将水文地质概念模型导入GMS，采用预测校正法调整水文地质参数和其他水文地质条件，通过地下水流场和过程线的拟合对模型进行识别，图3为第一和第二含水层组末时刻流场拟合情况。根据模型区内水位观测点的分布情况，选择64个观测点对其水位过程线进行拟合，统计出（见表1）平均绝对误差为1.69m，其中22个观测孔的平均绝对误差小于1m，19个观测孔的平均绝对误差介于1~2m之间，23个观测孔的平均绝对误差大于2m。图4给出了6个典型观测孔的拟合情况。由流场和水位过程线拟合情况看，模拟结果基本上反映了真是地下水流长和动态变化特征。

4地下水资源评价

4.1补给资源量

在地下水模拟的基础上，对模拟期地下水均衡进行分析（表2）。2002年研究区地下水总补给量为177.65×108m3/a（不包括层间越流量及层间侧向交换量，下同），总排泄量为281.91×108m3/a，补排差-104.26×108m3/a，总体处于超采状态。2003年是丰水年，地下水总补给量为278.93×108m3/a，总排泄量为248.11×108m3/a，补排差30.82×108m3/a，其地下水总体处于正均衡状态。由表2还可以看出，降水入渗补给为研究区地下水的主要补给来源，其次是农田回渗量（含地表水、地下水灌溉以及渠系入渗补给量）。地下水开采是地下水最主要的支出，其次是潜水蒸发。

在水均衡分析基础上，利用多年降水、河流等资料，评价出1991年~2003年研究区年均地下水补给量为256.68×108m3/a，年均补给模数为18.47×104m3/（km2·a），其中降雨入渗补给量为179.70×108m3/a，占总补给资源量的70.00%。运用均衡法计算的1991年~2003年平均地下水总补给量252.38×108m3/a[12]，也验证了本模型的正确性。

4.2可利用量

对于浅层地下水，在现状（超采区）和规划（未

364

表２ ２００２年～２００３年华北平原地下水分层总均衡情况　

Table 2 Groundwater balance in 2002～2003 （×１０　ｍ　）

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超采区）开采条件下，模型运行10年，在对地下水流

场、地下水补给量、储存变化量以及各层之间交换量进行计算分析基础上，评价出华北平原浅层地下水可利用量。

深层地下水资源（第二、三含水层组的地下水资源）很大程度上属于消耗型资源，目前开采条件下，深层地下水的开采量主要由上部浅层含水层垂向越流补给、单一含水层分布区的侧向径流补给以及因水头下降而引起的含水层组弹性释水量、弱透水层压缩释水量。从可持续的角度，应将深层含水层组的补给量作为其地下水的可利用量，但目前很多地区深层地下水的开采量早已远远超过该量。在没有其他水源的情况下，很难按理论上的评价可开采资源量开采。本次工作的做法是：①深层地下水开发

利用程度高的地区，不允许再动用深层水弹性释水量，深层地下水可利用量只为越流补给量与侧向迳流补给量之和；②深层地下水开发利用程度较低的地区，可考虑现状开采条件下的环境约束条件下可

动用的深层水弹性释水量。考虑以上因素给定深层

地下水开采量，模型运行10年，得到垂向越流量、侧向径流补给量和含水层储存变化量，综合分析评价出各分区（地级市）深层地下水可利用量。

以上计算结果得出华北平原地下水总可利用量为213.49×108m 3/a ，其中浅层水可利用量为191.65×108m 3/a ，平均开采模数13.79×104m 3/（km 2·a ）；深层地下水可利用量为22.64×108m 3/a ，平均可开采模数为1.93×104m 3/（km 2·a ）。这一评价结果与均衡法的评价结果也十分接近[12]。

5结论和展望

5.1结论

本文运用地下水模型软件GMS 建立了华北平原三维地下水流模型，通过2002年~2003年流场和典型观测孔地下水位过程线拟合对模型进行识别，误差分析表明模型基本刻画了华北平原地下水流特征。在地下水均衡分析的基础上，评价出1991年~2003年华北平原平均地下水补给资源量为256.68×

图4华北平原典型孔地下水过程线拟合

Fig.4Curves of groundwater levels between modeling and monitoring in typical sites

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108m 3/a ，平均补给模数为18.47×104m 3/km 2·a 。运用所建立的地下水流模型，评价出华北平原各行政区地下水可采资源量，总可开采资源量213.49×108m 3/a ，其

中浅层水可开采资源量191.65×108

m 3

/a ，深层为22.64×108

m 3

/a 。

5.2展望

地下水流模型是地下水合理开发利用研究的有效工具，利用该模型还可以做以下工作：

（1）南水北调供水后，水资源的配置将发生较大的变化，地下水的合理开发利用对于地下水储存量和地质环境的恢复、保证该地区供水安全具有重要的意义。利用该模型预测各种限采情况下地下水恢复情况，为制定科学合理可行的地下水控采方案提供科学依据[17]。

（2）在地下水可开采资源量评价的基础上，根据地下水开采现状，分析地下水的超采程度和开采潜力，据此提出合理的地下水开采方案，运用模型检验方案的合理性和可行性。

（3）预测规划开采条件下，地下水流场和动态变化趋势，据此评价规划开采条件下地下水的环境影响。

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A pplication ofGroundwater ModelingSystemtothe Evaluation ofGroundwater Resources in N orth China Plain

SHAO Jingli 1，ZHAO Zongzhuang 2，CUI Yali 1，WANG Rong 3，LI Changqing 4，YANG Qiqing 5

（1.China University of Geosciences ，Beijing 100083，China;

2.Hebei Institute of Environmental Geological Exploration ，Shaijiazhuang 050021，China ;

3.Hydrogeological and Engineering Geological Team of Beijing ，Beijing 100195，China ;

4.China Institute of Geo-environmental Monitoring ，Beijing 100081，China;

5.Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources ，Tianjin 300170，China ）

Abstract:As the political and economic center of China ，North China Plain is suffering from

water shortage and groundwater environmental problems.In this paper ，a 3D groundwater flow model is developed to evaluate groundwater.Firstly ，based on the analysis of hydrogeological conditions ，we built a conceptual model of this area ，which divided the diluvium and alluvium vertically into three aquifers and defined their boundary conditions and parameters.The module MODFLOW in groundwater modeling software GMS (Groundwater Modeling System)is used to develop the 3D transient groundwater flow model from 2002to 2003.The North China Plain ，whose area is 13.90×104km 2，was divided into 164×148cells of 4km×4km each with 8694active meshes in all.The calibration is performed with trial-and-error method.By adjusting the parameters of aquifers ，model structure ，recharges and discharges ，the flow field at the end of 2003and the groundwater levels of 64typical monitoring wells were simulated.Based on the groundwater balance analysis of the modeling period ，the average groundwater recharge rate during 1991~2003was evaluated as 256.68×108m 3/a ，in which the rate of precipitation infiltration for recharge of groundwater was 179.70×108m 3/a.Considering present exploitation of groundwater and the demand for water for development need ，we developed a groundwater exploitation plan and predictated the changing trend of groundwater level in the next 10years under this plan by the model.The safe yields in each city of North China Plain were evaluated in this way.The total safe yield was 213.49×108m 3/a ，in which the safe yield in shallow aquifers was 191.65×108m 3/a and 22.64×108m 3/a in deep aquifers.In the end ，the application of the model were introduced ，such as planning of exploitation control under South-to-North Water Transfer ，determining rational groundwater development ，evaluating environmental influence of groundwater in the future ，etc.Key Words:North China Plain ；Groundwater ；Model ；Recharge rate ；Safe yield

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