干旱区库坝工程对地下水的影响
地理必考坎儿井
坎儿井劳动人民的智慧提到万里长城和京杭大运河大家肯定都不陌生，但是和他们并称为中国三大水利工程奇迹的坎儿井，可能很多同学都没有听说过。
什么是坎儿井？坎儿井是延续了几千年的灌溉系统，广泛存在于新疆吐鲁番地区。
它由竖井、暗渠（地下渠道）、明渠（地面渠道）和涝坝四部分组成。
通俗来理解，“坎儿井”就是地下运河。
坎儿井，时称“井渠”，新疆维吾尔语则称之为“坎儿孜”。
坎儿井是荒漠地区一特殊灌溉系统，普遍于中国新疆吐鲁番地区。
坎儿井与万里长城、京杭大运河并称为中国古代三大工程。
新疆气候干旱，吐鲁番更是是中国极端干旱地区之一，是名副其实的旱极。
这种气候条件下极其不利农业，但高山上有丰富的雪水融化入地，地形又有盆地。
新疆土壤多为砂砾，渗水性很强，山上雪水溶化后，大部分会渗入地下，流入盆地蓄水层。
这样，开采出地下水就成了灌溉农业的不二法门。
吐鲁番盆地北部的博格达山和西部的克拉乌成山，每当夏季来临，就有大量的融雪和雨水流向盆地，当水流出山口后，很快渗入戈壁地下变为潜流。
积聚日久，使戈壁下面含水层加厚，水储量大，为坎儿井提供了丰富的水源。
吐鲁番大漠底下深处，砂砾石由粘土或钙质胶结，质地坚实，因此坎儿井挖好后不易坍塌。
吐鲁番干旱酷热，水分蒸发量大，风季时尘沙漫天，水渠常被黄沙淹没；而坎儿井是由地下暗渠输水，不受季节、风沙影响，水分蒸发量小，流量稳定，可以常年自流灌溉。
所以，坎儿井非常适合当地的自然条件。
高山流入地下的地下水在盆地地区通过平行井渠采引出来，从暗渠变为明渠供人使用。
竖井用来开挖和通风，暗渠用做地下运河。
同澳大利亚的自喷井原理相似。
在新疆大约有坎儿井1700多条，多数在吐鲁番和哈密盆地地区，吐鲁番的耕地有七成是坎儿井灌溉，而且现在还在使用之中，这是祖辈留下的巨大遗产，是新疆各族劳动人民的传世成果。
而且坎儿井虽然名字是井，实际上就是地下暗渠，工程量不是简单的向下打口井那样简单。
也不是地面上挖条水渠那么容易的。
坎儿井在上游地区的一些竖井可以达到90米深，这是在古代没有机器的情况下开挖的。
认识地下水的地质作用
６.２ 地下水的类型
• (３)确定潜水面的埋藏深度.潜水面的埋藏深度等于该点的地形高程减 潜水位.根据各点的埋藏深度值,可绘出潜水等埋深线.
• (４)确定含水层厚度.当等水位线图上有隔水层顶板等高线时,同一测 点的潜水水位与隔水层顶板的高程之差即为含水层厚度.
• ３.承压水 • 充满于两个隔水层之间含水层中具有水头压力的水,称为承压水.承压
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６.２ 地下水的类型
• 许多干旱盆地中心,形成高含盐量的咸水,即是垂直排泄的结果.水平排 泄,既消耗水分又消耗水中盐分,所以不会引起潜水化学组成的改变.
• 排泄与径流是密切相关的,一定的径流条件产生与其相适应的排泄方 式,如径流条件好的山区河流中游地区,潜水排泄以水平方式为主;径流 条件不好的平原或河流下游,主要是垂直排泄.人工开采潜水也是排泄.
• 潜水补给来源充沛,水量比较丰富,是重要的供水水源.但在居民区和厂 矿附近易被污染.潜水水质变化较大,湿润气候地形切割强烈时,易形成 含盐低的淡水;干旱气候低平地形,常形成含盐量高的咸水.
• (２)潜水面的形状及其影响因素.潜水面的形状是潜水的重要特征之一 ,它一方面反映外界因素对潜水的影响;另一方面也反映潜水的特点,如 流向、水力坡度等.
• (３)潜水的补给、径流和排泄.潜水含水层自外界获得水量的过程称补 给.在补给过程中潜水的水质可随之发生相应的变化.潜水最普遍的和 最大的补给源是大气降水入渗.地表水的补给常发生在河流下游或洪 水期,地上河的补给常发生在河流下游或洪水期,地上河的补给则是经 常的.当潜水下部承压含水层的水位高于潜水位时,下部含水层的水可 以通过它们之间的弱透水层或通道补给潜水,这种补给称越流补给.
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新疆温泉地下水库成库水文地质条件分析
新疆温泉地下水库成库水文地质条件分析作者：高福翔徐东升周金龙周龙来源：《新疆地质》2024年第01期摘要：新疆博尔塔拉河流域水资源短缺且时空分配不均，用水过程与来水过程不相匹配，修建地下水库对水资源优化配置具有重要意义。
对新疆温泉县地下水库从水文地质条件、水源与水质、储水条件、补水条件、取水条件、生态环境条件等方面进行了全面分析，基本明确了温泉县地下水库“渗得进、存得住、取得出”的建库基本条件。
初步讨论了地下水库的回补、取水方式，平均每天需回补量为41.64×104 m3，所需渗渠最小面积为11.90×104 m2，全年人工回补量为4 837×104 m3；取水方式采用地下集水廊道自流式取水工程，运用隧洞稳定涌水模型计算出不同含水层厚度下的廊道长度，提出合理的回补工程布置方法，为地下水库建设提供设计依据。
关键词：新疆；温泉县；地下水库；成库条件；水文地质地下水库作为优化配置水资源的一种重要手段，是以岩石空隙为储水空间、在人工干预作用下形成具有一定调蓄能力的水资源开发利用的水利工程[1，2]。
与地表水库相比，建设地下水库的环境负效应很低，具分布广泛、蓄水效益高、投资少等明显优势。
地下水库开始进入人们的视野可追溯到20世纪上半叶，为解决季节性缺水问题，缓解滨海地区和干旱地区紧张的用水状况，美国进行了一系列与地下水库相关的试验，将淡水储存在地下咸水层中，由此开始了地下水库的科学性研究[3]。
70年代后，地下水人工补给应用领域和功能扩展，引出“含水层储存和回采”（Aquifer storage and recovery，ASR）概念[4]。
我国相比国外对地下水库的研究及建设、实践稍晚，但我国在地下水库功能开发上取得很大成就。
1975年河北省建造完成了南宫地下水库，成为我国地下水库发展的起点[5]。
新疆最早研究并监测的地下水库主要集中在天山北坡山前的向斜凹地内[6]。
新疆博尔塔拉蒙古自治州水资源存在主要问题：径流年内相对均匀稳定与灌溉期用水集中、灌溉高峰期缺水之间的矛盾，即用水过程与来水过程不匹配。
6地下水的补给、排泄与径流
6.1地下水的补给
• 6.1.4 含水层之间 的补给
• 两个含水层之间 存在水头差且有 联系的通路，则 水头较高的含水 层便补给水头较 低者。
6.1地下水的补给
• 6.1.1 大气降水对地下水的补给
• ������ 6.1.1.1大气降水入渗机制
• 松散沉积物组成的包气带，降水入渗过程相当复杂。迄 今为止，降水入渗补给地下水的机制尚未充分阐明。我 们以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水。
• 目前认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径 式两种
性差时不利于补给；厚度（水位埋深）大时消耗于包气 带的水分多，不利于补给，而厚度小时有利，平缓有利于 补给。
• (5) 植被：森林、草地可滞留地表坡流与 保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。 但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸 腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分 亏缺。
• 6.1.2 地表水对地下水的补给----取决于哪 些因素？
• （1）透水河床的长度和浸水周界的乘积（相当 于过水断面），过水断面大，补给量就大。
• （2）河床的透水性，亦即河床岩性的渗透系数， 渗透系数大，补给量就大。
• （3）河水位与地下水的高差，影响水力梯度， 水力梯度大补给量就大。
• （4）河水过水时间，过水时间长有利于河水补 给地下水。
• (6)人类工程：都市化不利于补给。
6.1地下水的补给
• α 称为降水入渗系数，即每年总降水量 补给地下水的份额，常以小数表示。α 通常变化于0.2—0.5 之间，我国南方岩 溶地区α 可高达0.8 以上，西北极端干旱 的山间盆地则趋于零。
山东省济南市2020-2021学年高三4月阶段性检测(十一校联考)地理试题(解析版)
2021年4月阶段性检测地理试题注意事项∶1.答题前，考生务必将自己的姓名、考生号等填写在答题卡和试卷指定位置。
2.回答选择题时，选出每小题答案后，用铅笔把答题卡上对应题目的答案标号涂黑。
如需改动，用橡皮擦干净后，再选涂其他答案标号。
回答非选择题时，将答案写在答题卡上。
写在本试卷上无效。
3.考试结束后，将本试卷和答题卡一并交回。
一、选择题∶本题共15小题，每小题3分，共45分。
每小题只有一个选项符合题目要求。
广西东兰县正探索"子母扶贫车间"即"1＋13十1"的产业发展新模式。
其中第一个"1"为承接粤港澳大湾区时尚创意等产业而兴建的产业园，此为"母车间"，负责原料采购、半成品机器加工等工序;"13"为在13个乡镇的149个村（社区）建设"子车间"，负责半成品的手工部分工序;最后一个"1"为技能培训中心，推动农民转型为"新产业工人"。
据此完成下面小题。
1. "母车间"主要为"子车间"提供（）A. 原材料B. 技术C. 劳动力D. 燃料2. 在村（社区）建设许多"子车间"的主要目的是（）A. 分散投资风险B. 形成规模效应C. 延长产业链D. 就近增加就业岗位【答案】1. A 2. D【解析】【分析】【1题详解】由材料信息可知，“母车间”负责原料采购和半成品机器加工，因此可为“子车间”提供原材料；“子车间”的技术由技能培训中心提供，劳动力和燃料是由当地提供的，A正确，BCD错误。
故选A。
【2题详解】将“子车间”建在村（社区），让原材料多跑路、就业人员少跑腿，让东兰县的劳动力实现家门口就业，D正确。
建设许多“子车间”并不能分散投资风险，也不能延长产业链，AC错误。
形成规模效应不是主要目的，B错误。
专题三：水体运动及其影响(二轮专题复习)
微专题3：海水运动与海--气相互作用（二轮资料：P42）
(亚欧板块与印度洋板块)板块碰撞挤压，隆起成为高原； 高原上山地隆起(或构造隆起)，凹陷处形成盆地，河水(或地表水)在盆地低洼 处汇聚形成湖泊； 高原、山地进一步隆起，气候变干，湖水不能外泄，形成内陆湖。
微专题3：海水运动与海--气相互作用（二轮资料P44）
茶卡盐湖位于柴达木盆地的最东段、祁 连山南缘凹陷的山间小盆地内，南面有 鄂拉山，北面有青海南山与青海湖相隔， 总面积105平方千米，湖面海拔3 100米， 湖水面积、水深受季节影响明显。盐湖 每年10月至翌年4月为枯水季节，湖面 大部无湖表水；5～9月为丰水季节，湖表覆满水层。茶卡盐湖有厚度在4～8米之间的沉积 盐层。夏季气候温凉，干旱少雨，平静的湖面如镜子一般倒映着蓝天白云，有中国的“天 空之镜”之称。图1示意茶卡盐湖地理位置，图2为茶卡盐湖“天空之镜”景观。 (2)区域认知——茶卡盐湖曾是外流湖。分析茶卡盐湖演变成内陆湖后，巨厚沉积盐层的 成因。
A．冲刷河床淤泥 B．稳流洪峰
D 2．在潮汐式调度期间，图中a、b两处在8时开闸前
的水位、开闸后连通渠表层的水流方向分别是( ) A．a＝b；b→a B．a>b；a→b
C．a<b；b→a
D．a＝b；a→b
B 3．一年中最不适宜持续按表中时间实施潮汐式调度的季节是( )
A．①②③ B．①③④C．①②④
D．②③④
微专题3：海水运动与海--气相互作用（名题汇专题过关验收卷P22）
gsflow在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用
第51卷 第3期2015年5月南京大学学报(自然科学)J O U R N A L O FN A N J I N G U N I V E R S I T Y(N A T U R A LS C I E N C E S)V o l .51,N o .3M a y,2015基金项目:国家自然科学基金(41030746,41372235)收稿日期:2014-11-24*通讯联系人,E -m a i l :j f w u @n ju .e d u .c n D O I :10.13232/j .c n k i .j n ju .2015.03.016G S F L O W 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用张浩佳1,吴剑锋1*,林 锦2,吴 鸣1,吴吉春1(1.南京大学地球科学与工程学院水科学系,南京,210023;2.南京水利科学研究院,南京,210029)摘 要:地表水-地下水具有复杂的相互转换关系,但是相关的地表水-地下水耦合模拟模型应用较少.本文通过分析G S F L OW 模型的结构㊁原理及计算过程等,应用G S F L OW 模型对干旱区进行地表水-地下水耦合模拟.根据开都河地区的现有资料,利用G S F L OW 模型构建了研究区地表水-地下水耦合模型,并利用2000 2005年两个径流测站数据㊁地下水观测井数据和博斯腾湖水位数据与模型模拟结果进行比较分析.研究结果表明,模型各个径流测站径流量的N a s h 模型确定性系数在0.67以上,观测井绝对平均误差约1.2m ,开都河东支模拟出流量和博斯腾湖水位变化的趋势相近,取得较好的模拟精度.G S F L OW 模型可以较为真实反应出地表水-地下水相互作用的影响及河流径流量的变化,可以作为类似干旱区地表水-地下水相互作用的评估工具,并应用于实际地表水-地下水资源的统一管理.关键词:地表水,地下水,耦合模拟,G S F L OW 中图分类号:P 333.9 文献标识码:AA p p l i c a t i o no fG S F L OWt o t h em o d e l i n g o f gr o u n d w a t e r -s u r f a c e w a t e r i n t e r a c t i o n i na na r i dw a t e r s h e dZ h a n g H a o j i a 1,W u J i a n f e n g 1*,L i n J i n 2,W u M i n g 1,W u J i c h u n 1(1.D e p a r t m e n t o fH y d r o s c i e n c e s ,M i n i s t r y o fE d u c a t i o n ;S c h o o l o fE a r t hS c i e n c e s a n dE n g i n e e r i n g,N a n j i n g U n i v e r s i t y ,N a n j i n g ,210023,C h i n a ;2.N a n j i n g H y d r a u l i cR e s e a r c h I n s t i t u t e ,N a n j i n g ,210029,C h i n a )A b s t r a c t :D u et ot h ec o m p l e x i t y o ft h e g r o u n d w a t e r -s u r f a c e w a t e ri n t e r a c t i o n ,t h ec o u p l e d s u r f a c e w a t e ra n d g r o u n d w a t e r f l o w s i m u l a t i o n m o d e l i ss e l d o m u s e di na r i d w a t e r s h e d s .T h i s p a p e rr e v i e w st h es e v e r a le x i s t i n g m e t h o d s f o rc o u p l i n g t h es u r f a c e w a t e ra n d g r o u n d w a t e rs i m u l a t i o n s .T h e nt h i s p a p e ri n t r o d u c e st h e G S F L OW m o d e l i n t e r m s o f i t s s t r u c t u r e ,p r i n c i p l e a n d c a l c u l a t i o n p r o c e s s a n du s e s i t f o rm o d e l i n g t h e i n t e r a c t i o nb e t w e e n t h e s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r i n a n a r i dw a t e r s h e d .A c c o r d i n g t o t h e e x i s t i n g d a t a a n d c o n d i t i o n s i n t h eK a i d uR i v e r b a s i n ,t h e c o u p l e d s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r f l o w m o d e l i s c o n s t r u c t e du s i n g G S F L OWa n dG I S t o o l s .A l s o ,t h e m o d e l i s c a l i b r a t e da n dv a l i d a t e db y u s i n g t h eo b s e r v a t i o nd a t ao f r u n o f f ,gr o u n d w a t e ra n ds u r f a c ew a t e r l e v e l so f B o s i t e n g La k e f r o m2000t o 2005.T h e r e s u l t s s h o wt h a t t h eN a s h c o e f f i c i e n t f o r r u n o f f s i m u l a t i o n s i s o v e r 0.67,t h e ab s o l u t e a v e r a ge de r r o r b e t w e e n t h e o b s e r v e da n d s i m u l a t e d g r o u n d w a t e r l e v e l i s a b o u t 1.2m ,a n d t h e t r e n dof t h e第3期张浩佳等:G S F L OW在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用w a t e r l e v e l o fB o s i t e n g L a k e i s i na g r e e m e n tw i t ht h er u n o f fo fK a i d u R i v e r,i n d i c a t i n g t h a tt h e m o d e la c h i e v e s s a t i s f y i n g s i m u l a t i o na c c u r a c y.T h i s p a p e rs h o w st h a tt h e G S F L OW m o d e li sah e l p f u lt o o lf o ra s s e s s i n g t h e g r o u n d w a t e r-s u r f a c ew a t e r i n t e r a c t i o na n d c a nb e u s e d f o r i n t e g r a t e dm a n a g e m e n t o f s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r r e s o u r c e s i na r i dw a t e r s h e d s.K e y w o r d s:s u r f a c ew a t e r,g r o u n d w a t e r,c o u p l e dm o d e l i n g,G S F L OW水是维系经济社会发展和生态系统运转的重要因素.对于干旱区而言,地表水和地下水因同出一源,地表径流自出山口后,在自然或人为作用下,地表水与地下水之间始终存在着相互转化的复杂过程.而由于社会经济可持续发展的需要,生产㊁生活和生态等三者之间存在着相互竞争且不协调的用水关系.开都河位于新疆内陆地区,该河流对新疆的经济发展有重要影响,其尾闾是中国最大的内陆淡水湖 博斯腾湖.由于受到气候变化与人类活动的影响,该区地下水开采日益严重,导致博斯腾湖水位不断降低,同时社会经济发展对水资源需求的快速增长促使开都河流域水资源短缺的问题越来越突出.为此,对开都河区地表水与地下水进行耦合模拟,对促成开都河地区地表水与地下水资源的统一管理具有重要意义.由于水文循环自身的复杂性及其空间结构㊁运动状态的不同,长期以来常常把地表水和地下水分割开来单独进行模拟研究,或者只对地表水㊁地下水模型的上部(下部)进行概化,这种处理方法往往会忽略水文循环中的一些重要影响因素,导致模型不能精确反映流域水文物理过程,从而使模拟失真[1,2].近年来,随着地表水与地下水相互作用越来越受关注,利用耦合模型开展模拟研究也取得了一定的进展.在国外,S c i b e k和A l l e n等[3]利用三维瞬变地下水流模型模拟了加拿大南部中心的哥伦比亚三个气候时期,以此来评价未来气候变化对地表水和地下水相互作用以及潜水含水层地下水位的影响.在国内,武强等[4,5]通过联立求解地表河流一维明渠非恒定渐变流与地下水拟三维非稳定流运动方程,提出了地表河网与地下水流耦合模拟方法.刘路广等[6]将改进S WA T模型与地下水模型MO D F L OW进行耦合,构建了灌区地表水-地下水分布式模拟耦合模型并将该耦合模型应用到柳园口灌区.地表水与地下水耦合模型根据耦合紧密性的不同[7~10],可以将其分为3类:(1)紧密耦合型,以瞬变偏微分方程描述各种水流运动,运用数值分析建立相邻网格的时空关系,不同界面的水量交换以源汇项来实现,这类模型的建立和参数率定都有相当大的难度,大多用于小流域的研究,如M I K E-S H E模型.(2)半松散耦合型,主要利用当前成熟的地下水模型取代分布式水文模型的地下水模块,二者通过共同参变量的传输和反馈进行耦合,对参数精度的要求相对较低,可为一些大流域地表水和地下水联合管理提供一定的科学依据和技术支撑,如S W A T M O D㊁G S F L OW.(3)松散耦合型:以流域水循环和平衡原理为基础计算各部分水量的变化过程,但不考虑空间变异性.如 四水 转化模型.开都河研究区常规观测资料十分有限,许多地区无资料或者少资料.为了适应目前的数据条件和应用情况,同时能够根据一定物理机制的流域地表水与地下水耦合模型对研究区域进行模拟,从而为流域地表水与地下水资源的统一规划提供技术支撑,本文拟采用半松散耦合型模型G S F L OW模型对研究区进行模拟,并利用2000 2005年数据进行实例验证分析. 1模型结构与原理G S F L OW模型是由美国地质调查局开发的用于模拟地表水与地下水相互作用的模型[11],该模型考虑了气象条件㊁地表径流㊁地下径流以及地表水与地下水之间的相互作用关系,耦合了降雨径流模拟系统P R M S和三维有㊃795㊃南京大学学报(自然科学)第51卷限差分模型MO D F L OW 2005,可适用于不同空间尺度和时间尺度的模拟,以评价土地利用变化㊁气候变化及地下水开采对地表水文过程和地下水文过程的影响.1.1 P R M S 和M O D F L O W P R M S (P r e c i -p i t a t i o n -R u n o f f M o d e l i n g S y s t e m )模型是由L e a v e s l e y 等[12]于1983年建立的流域水文模型,具有明确的物理机制和模块化特征,适用于模拟不同降雨㊁气候及土地利用对流域水文过程的影响.P R M S 模型将流域概化为若干个有限容量或无限容量的水库(R e s e r v o i r )以模拟整个流域的水文过程,水分在各个水库以径流㊁蒸散发㊁入渗等方式进行转换.MO D F L OW 模型是由美国地质调查局开发的模拟地下水流动的有限差分软件[13],该模型采用模块化结构,模型输入输出项㊁基本结构等由各个模块进行处理,空间离散采用有限差分法对网格进行剖分,时间离散采用应力期,将整个模拟时期分为多个应力期,并将每个应力期划分为多个时间步长进行模拟.图1 G S F L O W 模型结构图F i g.1 T h e s t r u c t u r a l f r a m e w o r ko fG S F L O W m o d e l 1.2 G S F L O W G S F L OW 模型主要包括三个模拟模块(图1),其中每个模块区域都利用各自独立的公式来计算水流的交换.第一个模块包括地表植被㊁积雪㊁洼地蓄水和土壤层,利用P R M S 模型进行模拟,输入降雨㊁气温和潜在的太阳辐射等数据计算能量㊁水流和水量.第二个区域包括模拟区域内的河流和湖泊,利用MO D F L OW 2005中的S F R 2程序包和L A K E 程序包进行模拟计算.第三个区域是土壤层以下区域,利用MO D F L OW 2005中的U Z F 等程序包进行模拟计算.1.2.1 地表产流模拟 G S F L OW 模型将流域分为透水区和不透水区,在透水区主要采用超渗产流机制,通过供水区域(C o n t r i b u t i n g -a r e a)进行计算,其线性公式如下:F pe r v mH R U =F m n H R U +(F m x H R U -F m n H R U )D u p mH R U D u pm x mæèçöø÷H R U (1)其非线性公式如下:S m i d x m H R U =D m -1C P R +0.5P n e t mH R U(2)C 3m H R U =S m c H R U ㊃10(S m e x H R U ㊃S m i d x mH R U )(3)F pe r v m H R U =C 3m H R U 当C 3mH R U ɤF m x H R U 时(4)F pe r v m H R U =F m x H R U 当C 3m H R U >F m x H R U 时(5)式中:F pe r v mH R U 为第m 个时间步长H R U 透水区地表径流供水区域;F m n H R U 是H R U 透水区最小径流供水区域;F m x H R U 是H R U 透水区最大径流供水区域;D u p mH R U 是第m 个时间步长H R U 毛细水量(L );D u p m x mH R U 是第m 个时间步长H R U 中最大毛细水量(L );S m i d x m H R U 是第m 个时间步长毛细带水库土壤湿度指数;D m -1C P R 是第m -1个时间步长毛细带水库水量(L );P n e t mH R U 为第m 个时间步长陆地表面的净雨量(L );S m c H R U 是计算透水区比例系数;S m e x H R U 是计算透水区比例指数;C 3m H R U 为第m 个时间步长H R U 计算透水区供水区域.1.2.2 蒸散发模拟 G S F L OW 提供了经验性的H a m o n 公式㊁完善的J e n s e n -H a i s e 公式和实测数据系数校准三种计算潜在蒸散发能力的方法,实际蒸发计算包括冠层截留蒸发㊁植被蒸腾和土壤水蒸发,土壤水蒸发和植被蒸发主要利用毛细水库进行蒸散发模拟,其主要计算公式如下:E T m ,n C P R =E A P R m ,n C P R ㊃P E T m ,nH R U(6)式中:E A P R m ,nC P R 是第m 个时间步长第n 次迭代毛细水库实际蒸散发年与潜在蒸散发量的比㊃895㊃第3期张浩佳等:G S F L OW 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用值;E T m ,nC P R 是第m 个时间步长第n 次迭代毛细水库实际蒸散发量(L );P E T m H R U 是第m 个时间步长第n 次迭代潜在蒸散发量(L ).1.2.3 基流模拟 G S F L OW 中根据地下水位与河水位的高低关系确定地下水与和河流的补排关系,当地下水补给河流时产生基流,其公式如下:Q ms t r l e a k=K s t r b e d ㊃w e t p e r s t r ㊃l e n gt h s t r ㊃h m s t r -h mf d c t h i c k æèçöø÷s t r b e d (7)式中:Q ms t r l e a k 是第m 个时间步长河流与地下水的交换量(L 3T -1);K s t r b e d 是河床底部沉积物的渗透系数(L T -1);w e t pe r s t r 为河床的湿周(L );l e n gt h s t r 为河段长度(L );h ms t r 为第m 个时间步长河段中点处的水头(L );h m fd c 为第m 个时间步长网格所对应的地下水水头(L );t h i c k s t r be d 为河床的厚度(L ).1.2.4 地下水位模拟 G S F L OW 中地下水的动态由MO D F L OW 2005进行模拟,其运动方程如下:∂∂x K x x ∂h ∂æèçöø÷x +∂∂yK y y∂h ∂æèçöø÷y +∂∂z K z z ∂h ∂æèçöø÷z +W =S s∂h ∂t(8)式中:K x x ,K y y ,K z z 为渗透系数张量沿x ㊁y ㊁z 轴方向的主要分量(L T -1);h 为水头(L );W 为地下水的源和汇(T -1);S s 为多孔介质的贮水率(L -1);t 为时间步长(T ).2 应用实例2.1 研究区概况 开都河研究区位于新疆维吾尔自治区巴音郭楞蒙古自治州境内天山南麓㊁塔克拉玛干沙漠北緣(85ʎ58ᶄ~86ʎ43ᶄE ,41ʎ52ᶄ~42ʎ17ᶄN )(图2),研究区面积为1400k m 2.开都河流域地形变化幅度大,以干旱㊁半干旱气候为主.一般4月上旬进入暖半年,10月下旬进入冷半年,暖半年降水量占全年总量90%以上,山洪多发;年平均气温8.6ħ,年内最高气温38.8ħ,最低温度-35.2ħ,积雪期31天,无霜期170~190天.开都河汛期4 9月平均流量分布在108~213m 3㊃s-1之间,占年径流量的65%,全年最小月平均流量51.3m 3㊃s -1,水量稳定,多年变化及年内变化都较小.研究区域地下水主要赋存于第四系松散沉积物之中,地下水类型为孔隙水,目前研究区域内地下水开发程度较高.图2 研究区地理位置图F i g .2 L o c a t i o nm a p o f t h e s t u d y ar e a 2.2 数据获取 水文气象数据:收集开都河研究区域2000 2005年的日降水量㊁日最高气温㊁日最低气温.收集开都河研究区域水文监测站2000 2005年的月径流量及站点的基本信息.收集并整理开都河研究区域观测井资料(包括地下水位㊁坐标㊁井口高程㊁埋深等).地理信息数据:数字高程图使用中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据镜像网站提供的S R T M D E M (90mˑ90m ),土地利用数据及土壤数据使用寒区旱区科学数据中心提供的中国地区土地覆盖综合数据集(d o i:10.3972/w e s t d c .007.2013.d b )和中国土壤数据集(d o i :10.1093/j p e /r t r 049).社会经济数据:包括开都河研究区地下水开采量和钻孔分布位置信息㊁各行政单元分区以及渠系等资料.2.3 模型构建 利用G S F L OW 模型划分方法对研究区地表空间㊁地下空间及模型接口进行划分(图3),地表空间划分:采用地理信息系统A r c G i s 软件,应用D E M 数字高程图及河网㊃995㊃南京大学学报(自然科学)第51卷水系进行水文响应单元H R U s 的划分,一共生成56个H R U s ;地下空间划分:水平方向上,将研究区域离散为500mˑ500m 的网格,共划分为125行,168列,其中活动单元共计5749个,垂直方向上,由于研究区内水文地质资料缺乏,且开采井大多混层开采,将含水层分为一层,为承压-无压转换方式进行模拟.模型接口划分:利用G S F L OW 模型G R V (重力水库)接口分区,将H R U s 和有限差分网格连接,共划分为7387个单元.图3 研究区空间分布图F i g .3 S p a t i a l d i s t r i b u t i o no f t h e s t u d y ar e a 2.4 模型检验 地表水模拟检验:对研究区域内2个径流监测站进行模拟验证,能够有效的比对研究区开都河流量的阶梯式分布,并利用N A S H 模型的确定性系数E 对模拟效果进行检验[14],验证地表水模拟的准确性.地下水模拟检验:采用收集到的研究区内2000 2005年的观测井水位数据对地下水位进行校核,并在验证期采用观测井水位与模拟水位对比,验证地下水模拟的准确性.由于博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量的变化有紧密的关系,所以将模型模拟的开都河东支出流量与博斯腾湖水位进行比较验证,验证模型径流量与博湖水位的拟合关系.E =ðN1(Q o i -Q o )2-ðN1(Q o i -Q s i )2ðN1(Q o i -Q o )2(9)式中:Q o i 为第i 日(月)实测流量;Q o 为第i 日(月)平均实测流量;Q s i 为第i 日(月)模拟流量;N 为模拟时段数.2.5 结果分析 将2000 2005年实测水文数据划分为两个阶段,阶段1从2000年1月至2004年12月,为G S F L OW 模型的率定期;阶段2从2005年1月至2005年12月,为模型的验证期.在模型率定期,划分后的H R U 可认为具有相同的属性,地表水模型参数通过A r c G I S 和G I S W e a s e l 工具获取.将模拟结果与已知的两个测站径流断面(焉耆大桥和宝浪苏木)的实测径流进行比对,结果如图4所示,整体情况来看,焉耆大桥与宝浪苏木的模拟值与实测值拟合较好.由表1可以看出,在模型率定期,20002004水文年焉耆大桥的确定性系数E >0.8,宝浪苏木的确定性系数E >0.7;而在模型验证期,2005水文年焉耆大桥的确定性系数E >0.7,而宝浪苏木的确定性系数E >0.6,基本满足模拟精度要求;在整个模拟期焉耆大桥的确定性系数E >0.8,宝浪苏木的确定性系数E >0.7,总体情况模拟结果较好,对于大流域水文模拟来说,G S F L OW 模型对月径流量模拟能满足较高的精度要求.研究区面积较大,地质情况较为复杂,本文对地下水模型中比较重要的参数如渗透系数K 值进行详细的分区及赋值:地下水模型计算用到的水文地质参数根据研究区内钻井资料对渗透系数进行分区(图5)和参数初始赋值,并利用2000 2004年的实测地下水位资料对水文㊃006㊃第3期张浩佳等:G S F L OW 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用地质参数进行率定,得到研究区水文地质参数分布(表2).开都河河床沉积物根据实际试验计算结果并结合区域水文地质资料得到其渗透系数初值,再利用2000 2004年的实测地下水位资料进行率定,得到开都河不同河段河床沉积物的渗透系数值(表3).图4 流域月径流量模拟效果图F i g .4 M o d e l i n g r e s u l t s o fm o n t h l y ru n o f f 表1 G S F L O W 模型月径流在模拟期的确定性系数(E )T a b l e1 C o e f f i c i e n to f m o d e l -f i te f f i c i e n c y (E )f o r c a l i b r a t i o na n d v e r i f i c a t i o n p e r i o d s时间焉耆大桥宝浪苏木模型率定期(2000.01 2004.12)0.870.74模型验证期(2005.01 2005.12)0.710.67整个模拟期(2000.01 2005.12)0.860.74图5 研究区渗透系数分区图F i g .5 Z o n a t i o no f t h eh y d r a u l i cc o n d u c t i v i t y f o rt h e s t u d y ar e a 表2 研究区各分区渗透系数一览表T a b l e2 C a l i b r a t e d h y d r a u l i c c o n d u c t i v i t y f o r e a c h s u b d o m a i no f t h e s t u d y ar e a 分区号ⅠⅡⅢⅣⅤ渗透系数K (m ㊃d-1)6015504030分区号ⅥⅦⅧⅨⅩ渗透系数K (m ㊃d-1)242015188表3 开都河不同河段河床沉积物的渗透系数T a b l e3 H y d r a u l i cc o n d u c t i v i t i e so f K a i d u r i v e r b e d s e d i m e n t s a t d i f f e r e n t s e gm e n t s 开都河河段渗透系数(m ㊃d-1)第一分水枢纽至218国道开都河大桥2.4218国道开都河大桥至第二分水枢纽1.7第二分水枢纽至焉耆大桥0.8焉耆大桥至宝浪苏木(试验河段)0.23宝浪苏木以下0.1与地表水径流量模拟类似,率定后的G S F L OW 模型再利用2005年的实测地下水位资料进行验证.图6为整个模拟期(2000年1月 2005年12月)研究区8个地下水观测孔的水位拟合结果.图中显示,观测孔水位的计算㊃106㊃南京大学学报(自然科学)第51卷值与观测值的绝对平均误差约1.2m ,相关系数为0.9712,满足地下水模拟精度要求.图6 地下水水位对比图F i g .6 C o m p a r i s o nb e t w e e n t h eo b s e r v e da n dc a l c u l a t e d gr o u n d w a t e r l e v e l s a t t h e o b s e r v a t i o nw e l l l o c a t i o n s 图7显示了模型模拟的开都河东支出流月径流量与博斯腾湖大湖月实测水位对比.图中显示,大湖水位与东支模拟径流量的变化趋势较为紧密.模型模拟的开都河西支径流量与博斯腾湖小湖水位的变化趋势与图7相近.由此可知,尽管由于缺乏实测的开都河入湖径流量数据,目前难以得到博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量之间的量化关系,但从开都河东西支径流量与博斯腾湖小湖水位的变化关系来看,博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量的变化关系极为密切.如何量化这两者之间的关系,需要后续对开都河入湖径流量进行长期采集.图7 大湖水位与东支模拟径流量比较图F i g .7 T h ec o m p a r i s o n o ft h el a k e w a t e rl e v e la n d r u n o f f3 结 论(1)G S F L OW 模型采用P R M S 与MO D F L OW 的半松散耦合方式来模拟地表水-地下水的相互作用,这对于研究区域的划分和研究区参数的要求相对较为灵活,且P R M S 和MO D F L OW 采用模块化结构设计,因此,利用该模型能够根据实际情况和模拟重点来选择模型的各个模块,实际模拟应用较为方便.(2)地处干旱区的开都河地区地下水和水文资料较少,很难满足建立紧密型地下水-地表水模拟耦合模型的资料要求.本文基于G S F L OW 模型构建了开都河研究区的地下水-地表水耦合模型,并利用2000 2005年两个径流测站数据㊁地下水观测井数据和博斯腾湖水位数据对其进行率定与验证,结果表明该模型具有较高的精度,基本能反映和刻画研究区地下水的变化状况以及开都的河阶梯式径流模式.(3)基于G S F L OW 模型的开都河研究区地下水-地表水耦合模型为实现该区地表水资源和地下水资源的统一管理提供了技术支撑和科学依据,同时对其他类似干旱区的地表水与地下水耦合模拟具有示范作用.参考文献[1] 徐力刚,张奇,左海军.地表水地下水的交互与耦合模拟研究现状与进展.水资源保护,2009,25(5):82~85.[2]王 蕊,王中根,夏 军.地表水和地下水耦合模型研究进展.地理科学进展,2008,27(4):37~41.[3]S c i b e k J ,A l l e n D M ,C a n n o n A J ,e t a l .G r o u n d w a t e 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[7]B a t h u r s t JC,W i c k sJ M,O C o n n e l lP E,e t a l.T h eS H E/S H E S E D b a s i ns c a l e w a t e rf l o w a n ds e d i m e n tt r a n s p o r t m o d e l l i n g s y s t e m.C o m p u t e rM o d e l s o f W a t e r s h e d H y d r o l o g y,1995, 563~594.[8]S o p h o c l e o u sM A,K o e l l i k e rJK,G o v i n d a r a j u RS,e t a l.I n t e g r a t e dn u m e r i c a lm o d e l i n g f o rb a s i n-w i d e w a t e r m a n a g e m e n t:T h e c a s e o f t h eR a t t l e s n a k eC r e e kb a s i n i n s o u t h-c e n t r a lK a n s a s.J o u r n a l o fH y d r o l o g y,1999,214(1):179~196.[9]王中根,朱新军,李尉等.海河流域地表水与地下水耦合模拟.地理科学进展,2011,30(11): 1345~1353.[10]胡立堂,王忠静,赵建世等.地表水和地下水相互作用及集成模型研究.水利学报,2007,38(1): 54~59.[11]N i s w o n g e rR G,R e g a n R S,P r u d i cD E,e t a l.G S F L OW,C o u p l e d G r o u n d-W a t e ra n d S u r f a c e-W a t e rF l o w M o d e lB a s e do nt h eI n t e g r a t i o no f t h e P r e c i p i t a t i o n-R u n o f f M o d e l i n g S y s t e m(P R M S)a n dt h e M o d u l a r G r o u n d-W a t e r F l o wM o d e l(MO D F L OW 2005).U S D e p a r t m e n to f t h e I n t e r i o r,U SG e o l o g i c a l S u r v e y,2008. [12]L e a v e s l e y G H,S t a n n a r d L G,S i n g h V P.T h ep r e c i p i t a t i o n-r u n o f f m o d e l i n g s y s t e m-P R M S.C o m p u t e r M o d e l s o f W a t e r s h e d H y d r o l o g y,1995:281~310.[13]H a r b a u g h A W.MO D F L OW 2005,t h e U SG e o l o g i c a l S u r v e y m o d u l a r g r o u n d-w a t e rm o d e l:T h e g r o u n d-w a t e r f l o w p r o c e s s.R e s t o n,V A,U S A:U S D e p a r t m e n t o f t h e I n t e r i o r,U SG e o l o g i c a l S u r v e y,2005.[14]N a s hJ E,S u t c l i f f eJ V.R i v e rf l o w f o r e c a s t i n gt h r o u g hc o n c e p t u a lm o d e l s p a r t I A d i s c u s s i o no f p r i n c i p l e s.J o u r n a l o fH y d r o l o g y,1970,10(3): 282~290.㊃306㊃。
高三地理一轮复习课件：流域内协调发展
差异的主要因素是( D )
A．水能资源分布 B．地形地势和坡向
C．交通通达度 D．取用水方便程度
考点2 黄河流域水资源的调配
一、黄河的调沙减淤 含沙量大→“地上悬河” 洪涝灾害
水文特征：含沙量大，径流量少
1、原因：黄土高原水土流失严重，导致黄河携带的泥沙数量大
问题：黄河下游流经华北平原，坡度变小，流速减慢，泥沙沉积，是下游
黄
河床不断太高，高于河流两岸地面，形成地上悬河，极易发生洪涝灾害
河
的
调
2、
沙
沙
减
患
淤
的
治
理
总体措施：需要流域内综合协调，侵蚀区需要减少入河泥沙量， 堆积区需要减少河道淤积
侵蚀区：水土保持是减少入黄河泥沙的根本措施
黄土高原实施生物措施、耕作措施、工程措施相结合综
具
合治理
体
措
施
堆积区：利用水库对黄河调水调沙，制造“人造洪峰”，
2．利(综合效益)：防洪、发电、航运、灌溉、旅游、养殖、供水和调水、 调节气候等。
3．弊
①诱发地震与滑坡；②产生移民；③库区周围地下水位上升，造
对库区本身 成土壤的盐渍化；④流速减缓，净化能力减弱，水质恶化；⑤泥
沙淤积，影响水库使用寿命
①大坝拦水使水位上升，流速减缓，泥沙沉积，河床抬高，洪涝
对库区上游 灾害多发；②上游水位上升，补给地下水增多，地下水位上升，
(1)该类型小流域内( C ) A．上游人口密集，小城镇广布 B．中游城镇均为河运集散地 C．下游易形成小流域中心城镇 D．滨海城镇职能以商业为主
(2)该类型小流域在国土开发建设中存在的主要问题是( D ) A．上游洪水威胁严重 B．中游地质灾害频发 C．下游水体污染加剧 D．滨海滩涂湿地锐减
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干旱区库坝工程对地下水的影响李景远;吴巍;周孝德;吴皎;焦露慧【摘要】In order to reveal the impacts of dams and reservoir works located in the arid zones on the groundwater level of the middle and lower reaches of the Qarqan River, with GMS applied to the groundwater modeling, a model for prediction studies of the changes in the groundwater flow field was made on the basis of the related data, such as hydrogeology, climate change and irrigation in local areas. The analysis results indicate that firstly, the equilibrium amount of the groundwater in the simulated area of the Qarqan River has been 1170. 74×104 m3 for years, showing slight proper equilibrium. The rising height of the groundwater has been up to 13 mm for years, and the groundwater has generally demonstrated upgrade tendency; and secondly, from the perspective of the whole region, great changes of groundwater flow field trend have not appeared since the dam was constructed. However, remarkable changes of flow field in the local areas have occurred. The main areas are irrigated ones and the downstream sub⁃basin of the lakes. The fluctuation of the affected underground water level is up to 0. 4 ~0. 8 m, whereas the likely affected width range close to the north and south sides of the Qargan River is about 1 km.%为揭示干旱区库坝工程对车尔臣河中下游地下水位的影响，基于水文地质、气候变化以及当地灌溉等相关数据，应用GMS构建地下水模型，对地下水流场的变化进行了模拟预测研究。
结果表明：①车尔臣河流域模拟区地下水多年均衡量为1170．74×104 m3，表现为微弱正均衡，多年地下水水位上升约13 mm，地下水水位总体呈现微弱上升趋势；②从整个区域角度而言，建坝前后地下水流场趋势并没有出现显著变化，但是局部地区流场变化较明显，主要是灌区和下游入湖区段，受影响的地下水位变幅为0．4～0．8 m，而南北两侧可能受影响宽度范围约1 km。
【期刊名称】《水利水运工程学报》【年(卷),期】2015(000)006【总页数】8页(P68-75)【关键词】干旱区;库坝工程;地下水;数值模拟;概念模型【作者】李景远;吴巍;周孝德;吴皎;焦露慧【作者单位】西安理工大学西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地，陕西西安 710048;西安理工大学西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地，陕西西安 710048;西安理工大学西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地，陕西西安 710048;西安理工大学西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地，陕西西安 710048;西安理工大学西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地，陕西西安 710048【正文语种】中文【中图分类】P641.2地下水由于自身动态稳定、分布广泛、水量丰富、水质优良等特点［1］，在维持干旱区脆弱的生态环境中发挥着不可替代的生态调控作用，自20世纪70年代以后，国内外学者对地下水数值模拟进行了大量研究。
目前国外地下水数值模拟领域的研究主要针对数值模拟法的薄弱环节，提出新的思维方法，采用新的数学工具，分析不同尺度下的变化情况，并开发了许多地下水系统数值模拟软件［2］。
如A.Mazzia等［3］提出用于求解重盐地下水运移模拟的二维非线性动力学控制过程的特别的数值方法;Li Shu-guang等［4］指出数值模型还不能解决预报的不确定性因素问题，并开创性地提出一种可以解决均值分布和小尺度过程的不同尺度问题的随机地下水模型等。
国内学者更倾向于将地下水模型应用于实际工程，解决民生问题，在实际工程中将理论和方法不断创新。
如白利平等［5］应用GMS对临汾盆地地下水进行了数值模拟;王宏等［6］应用GMS对石家庄地下水系统进行数值模拟;陈喜等［7］应用MODFLOW对美国Sand Hill地区地下水进行了模拟等。
目前，地下水模拟主要针对溶质运移、地下水脆弱性以及地下水资源量等进行研究分析，而水利枢纽工程建设对下游地下水的扰动影响及其植被需水量的模拟分析还有待进一步提高。
水利枢纽工程在干旱区极为重要，为国家经济发展服务的同时，也对天然生态系统产生巨大的影响［8-9］，对地下水流场的扰动影响也尤为突出。
本文利用GMS软件构建研究区的三维地下水模型［10－12］，通过模拟预测，获得工程建设前后地下水流场的变化情况，为且末县耕地的合理规划，下游沿河林草带的防护以及入湖口附近的生态治理提供科学依据。
1 研究区概况车尔臣河是塔里木盆地东南缘年径流量最大的河流，年平均径流量约7.84亿m3，河道全长813km，上游穿行于崇山峻岭之中，中游贯穿于山前冲洪积扇砾质平原和冲洪积平原，下游为荒漠平原，流域下游入若羌县境内，最终注入台特玛湖。
流域总的地势是南高北低，下游西高东低，自南向北划分为基岩山区、冲积洪积扇砾质平原区、冲洪积细土平原和风积沙漠4个地貌单元。
大石门水利枢纽工程位于新疆巴州且末县境内的车尔臣河干流上，坝址位于车尔臣河出山口与支流托其里萨依交汇口下游约300m处，工程距且末县城约98km，距库尔勒市约756km，交通较为便利。
大石门水利枢纽工程是车尔臣河流域规划中确定的近期开发的重点控制性枢纽工程，是一项承担防洪、发电和灌溉任务的综合利用水利枢纽工程。
2 地下水数值模拟2.1 水文地质概念模型模拟预测范围为沿车尔臣河流向的一个条带区域，南部边界以车尔臣河南侧约5km为界，条带区西南角为大石门水利枢纽上坝址断面处，北部以车尔臣河以北(约5km)与塔克拉玛干沙漠流域的自然边界为界的沿线边界，西至自然流域边界，东至靠近台特玛湖的入湖区断面，整个模拟区面积总计约5821km2(见图1)。
(1)含水层系统。
研究区为单一结构的潜水含水层，主要分布的是大厚度的砂卵砾石，厚约200m，其中上部为第四系上更新统冲积砂卵砾石，下部为第四系中更新统冲积砂卵砾石。
第四系存在一定的非均质特征，但不同方向上的渗透性差异较小，因而将第四系松散含水介质概化为非均质各向同性。
(2)水动力条件。
模拟区含水层厚度大，第四系含水层分布较广，同时地下水位随时间变化而变化，因此将地下水运动概化为准三维的非稳定地下水流系统［13］。
(3)边界条件。
①侧向边界:模拟区上游南侧为山前侧向补给边界(EF)，大石门坝址断面处(AG)设置为第二类流量补给边界，FG段与区域地下水等水位线近于垂直，概化为零流量边界;北侧近于沙漠区自然边界，分成两段，BC段为北侧荒漠区侧向流出边界，CD段与区域地下水等水位线近于垂直，侧向交换微弱，概化为零流量边界;西侧AB段为流域自然边界，概化为零流量边界;DE段为东侧入湖边界，模型模拟区内的地下水均朝此处径流排泄，故概化为侧向流出边界。
②垂向边界:模拟区上边界为潜水面，底部边界为第四系松散岩类孔隙水底板，该处地下水径流滞缓，与下部基岩的基底间水交换微弱，故本次模拟研究对象为一层潜水含水层。
(4)水均衡计算。
研究区多年平均降水量为25.43mm，此量级的降雨很难形成有效的地下水补给，故计算中忽略降雨入渗补给。
地下水的补给项与排泄项及相应计算量值见表1。
由表1可知，车尔臣河流域模拟区地下水多年均衡量为1170.74×104m3，表现为微弱正均衡，整个流域范围内多年地下水上升约13mm，而局部地下水水位及流场变化还需要数值模型定量模拟计算。
图1 模拟评价区范围及边界性质概化Fig.1 Simulated evaluation areas and a general graph of boundary property表1 模拟区地下水均衡计算Tab.1 Equilibrium computation sheet of underground water in simulated areas 104m3排泄项项目水量/104m3 项目水量/104m3河道渗漏补给 25808.84 潜水蒸发补给项－58119.82渠系渗漏补给 15509.97 河道排泄－2252.68田间入渗补给 5206.34 侧向排泄－1254.18山前侧向补给 17048.27 人工开采－776.00合计 63573.42 合计－62402.68(5)水文地质参数。
最大蒸发速率采用折算后的流域大水面蒸发速率;蒸发的极限深度根据岩性不同有所差异，根据前人研究成果可知，车尔臣河流域广泛分布着两种主要岩层:砂砾石层和粉细砂层，砂砾石含水层的极限蒸发埋深为3m，而粉细砂的极限蒸发埋深取值为6m，在模型中分为两个区，分区给定;地面高程值源自30m的DEM数据;渗透系数和给水度在模型中的处理如表2所示。
2.2 地下水数学模型根据前述概化的地下水概念模型及其地下水均衡计算结果可知，研究区为非均质、各向同性、准三维的非稳定地下水流系统，可用如下微分方程的定解问题来描述［13－14］:表2 水文地质参数分区赋值Tab.2 District assignment table of hydrogeologic parameters给水度参数分区渗透系数/(m·d－1)大石门水库坝址至革命大渠渠首50 0.18革命大渠渠首至塔提让大桥 20 0.12塔提让大桥至硝尔库勒 3 0.10硝尔库勒至末端20.08其中:D为渗流区域;h为潜水水位(m);b为潜水含水层底标高(m);k为潜水含水层渗透系数(m/d);kn边界面法向的渗透系数(m/d);μ潜水含水层在潜水面上的重力给水度(无量纲);ε含水层的源汇项(m/d);p潜水面的蒸发和降水等(m/d);Γ1渗流区域的水位边界;Γ2渗流区域的流量边界;n边界面的法线方向;q(x，y，z)定义为二类边界的单宽流量(m2/d/m)，流入为正，流出为负，隔水边界为0。