142142青海省格尔木河流域水资源合理开发利用按要求修改稿1_格尔木河流域

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格尔木河流域地下水数值模拟

寇文杰

（北京市水文地质工程地质大队，100195）

摘要：格尔木河流域是西北干旱区水资源开发利用的典型地区，为可持续开发利用的需要，本文针对《青海省格尔木河流域水资源综合利用规划》提出的水资源开发利用需求量，分析其是否对下游盐湖生态环境产生破坏影响。根据流域概况建立格尔木河流域水资源数学模拟模型对平均水文序列变化趋势及各种典型年的水资源状况进行预测，通过预测结果, 探讨在不影响下游盐湖生态环境的前提下格尔木河流域水资源的合理开发利用。

关键字：水资源 数学模型 生态环境

格尔木河是柴达木盆地径流量最大的河流之一。在整个柴达木盆地内，格尔木河流域对水资源的利用量最大，在开发利用水资源的过程中，所产生的水环境问题最为突出。下游平原区既是柴达木盆地最重要的地区，也是西北干旱区水资源开发利用的典型区域[1]。由此，本文将探讨柴达木盆地南缘即格尔木河流域的合理开发利用模式（图1）。

1水文地质概况

格尔木河是柴达木盆地径流量最大的河流之一，具有西北内陆盆地水文地质的一般特征，河流出山后，经戈壁砾石带，河水以悬河的形式，大量入渗补给地下水；穿越细土平原区，在冲洪积扇前缘形成泉集河；流经盐沼平原区，最终汇入终端湖泊蒸发排泄。在此过程中，地表水与地下水相互依存、相互转化，构成了西北内陆盆地典型的河流——含水层系统。地下水不仅沿径流方向流动，而

图1研究区交通位置图

Fig.1.Transportation of the study area

大面积的垂向入渗或蒸发；细土平原区含水层水平径流相对较弱，细土平原区的含水层具有较强的大面积自下而上的越流，承压水通过越流补给潜水，并最终以蒸发的方式排泄。（图2）。

格尔木河流域巨厚的第四系松散沉积物为地下水的赋存和运动提供了空间，形成流域内孔隙地

图2格尔木河示意图

Fig.2.Map showing the Geermu River

且沿着轴部向两侧运动。在冲洪积扇的不同部位，地下水运动形式有较大差异。砾石平原区含水层具有很强的水平径流，除河道外，不存在通过包气带

下水系统。根据地质条件和研究目的，将流域研究范围的地下水系统范围大致确定如下：南自昆仑山前第四系的基岩交界处，北到达布逊盐湖，东西两侧至格尔木河流域的分水线。

细土平原区分布于青新公路、宁格公路两侧，宽约10km呈东西向展布。地下水在细土平原前缘溢出地表。按其含水层系统的宏观结构，可进一步划分为四个含水层（组）：表层潜水、浅层承压水、中层承压水及深层承压水含水层（组）[2]。

戈壁砾石区分布于青新公路以南1－2km至乃吉里水电站以北砾石戈壁平原带。在垂向上分为两个含水层（组），以上部潜水含水层（组）为主，具有厚度大、富水性强、水循环速率快的特点；深

部为循环较慢且富水性较差的深部承压水含水层（组）[2]。

盐壳湖沼平原地区为砂和亚砂土、亚粘土互层的多层含水层。地层平缓，地下水水平流动滞缓，以垂向运动为主。潜水埋藏浅，直接消耗于蒸发排泄。

从山前到盐湖区，含水层厚度变化较大，山前含水层埋藏较深，经过砾石平原区，地下水埋藏较 浅，含水层顶板埋深在1~5m（图3）。

1-卵石；2-砾石；3-粗砂；4-中砂；5-细砂；6-粉砂；7-粉质粘土；8-花岗岩；9-砂泥岩；10-断层；11-推测地质界线

图3格尔木河流域冲洪积扇地下水含水系统剖面图

Fig.3.Section of groundwater aquifer system of the Geermu River drainage basin alluvial and proluvial fan

2水文地质概念模型的建立[3-5]

本次南以乃吉里电站水库大坝为界，北至东达布逊湖、新湖、大别勒湖，西至清水河与托拉黑河之间的分水线，东至格尔木东河与诺木洪河之间的分水线，为一独立完整的水文地质单元。研究区南北方向长112km，东西向宽72km，边界范围内有效面积5197 km2。

研究区南部以山区与平原区的分界线为界。该边界对水资源系统有影响的水文因素主要有：格尔木河入境流量（在地表水模型中进行概化）、乃吉里水库大坝河谷地下潜流、山前季节性沟谷洪水入渗以及基岩裂隙水侧向径流等。

北部以察尔汗盐湖南侧平均水面周边为界。边界带附近地下水水力坡度平缓，径流缓慢。有少量地下水通过该边界流向湖区深部，流向盐湖方向的径流受湖水位和边界水力坡度的控制。该边界向湖区的径流量近似处理为不随时间变化的流量边界，其大小取年内平均值。

东西边界为分水线构成的隔水边界，当研究区内水资源开发与调配引起分水岭有少量的变动时，根据不同地段含水层导水特征，近似估计出单位水头变化所引起的单宽流量变化值，以此值线性外推估计边界流入（出）量的变化，即所谓“第三类边界条件”。

地下水顶部边界（潜水面边界）最为复杂，影响因素多，地下水资源模型的优劣很大程度上取决于顶部边界的处理与概化的合理性。顶部边界与外界交换水量因素有：浅埋带地下水蒸发、河水渗漏、泉水溢出、渠系与农田灌溉渗漏、大气降水入渗等。

研究区地下水循环，在空间上可进一步分为强

烈循环带和缓慢循环带。强烈循环带分布在砾石平原大厚度潜水含水层、细土平原上部潜水含水层、浅层与中层承压水含水层中；缓慢循环带包括砾石平原深部的承压含水层、细土平原深层承压含水层以及盐壳湖沼平原250m以深的承压含水层。

结合格尔木河流域平原区水文地质条件，将含水系统概化成以下宏观结构，其概念模型如下图（图4）。山前砾石平原区为单层潜水模型层区；细土平原区和盐壳湖沼平原为双含水模型层结构，上部为浅部潜水模型层，下部为等效承压水模型层（模拟浅层承压与中层承压含水层综合导水能

Fig.4.Structural representation of groundwater aquifer system

model

力），两模型层之间以等效半透水层将其分割（模拟承压水与上部潜水以及承压层组内部夹层的垂向等效阻力），承压水模型层水位代表浅层与中层承压水平均水位，径流量代表两层总通量。

3数学模型的建立及求解

3.1地下水运动数学模型

基于建立的水文地质概念模型，可将地下水流系统的数学模型描述为：

上部潜水含水层地下水流微分方程



xkHH1H11Hbxyk1H1Hb1y(H2H1)f1(x,y)WRQH1i(xx1i,yy1i)f2(x,y)WSE(x,y,t)

1i

t(x,y)G,t0H1(x,y,t)H10(x,y),(x,y)G,t0kH11(H1Hb)

n

1(H1bH1)q10,(x,y)3,t0



3下部承压水含水层地下水流微分方程

H2H2xTxyT

y(H*H

21H2)Q2i(xx2i,yy2i)it(x,y)G,t0H2(x,y,t)H20(x,y),(x,y)G,t0TH2n

2(H2bH2)q20,(x,y)3,t0

3

其中：

f,y)=1(x,y)河床1(x,y)泉、沼泽

1(x0(x,y)非河床，f2(x,y)=

0(x,y)非泉、沼泽W(HQr

RminRH1),WRmax,B

RW

H1HS,H1>Hs

S＝0,H1



E0(C,t),H1HfE(x,y,t)

E0(C,t)(1)m ,H

fH1Hf0



0,H1Hf0式中：

H1,H2,HR,HS,Hf

－潜水水位、承压水位、河水

水位、泉（沼泽）溢出高程、地形高程；

H1b,H2b,H10,H20－潜水与承压水含水层第三类

边界参照水位，潜水与承压水含水层初始水位；

k1,T－潜水含水层渗透系数、承压水含水层导水系数；

－潜水与承压水含水层之间的越流系数、边界导水系数；

1,2－潜水与承压水含水层第三类边界流量增量系数；

,*－潜水含水层给水度，承压水含水层贮水

系数；

Q1i,Q2i－潜水井开采量，承压水井开采量；

q10,q20－初始条件下潜水与承压含水层边界单宽流量；

WR,WS－河流与潜水含水层水量交换强度、泉及沼泽与潜水含水层水量交换强度；

Qr,WRmax,BR,－河水流量、河床极限渗漏强度、河床水面宽度、河床漏水系数；

HS,－泉水（沼泽）溢出高程、泉水（沼泽）

溢出系数；

E0(C,t),E(x,y,t)－水面蒸发强度、潜水含水

层蒸发强度；

0,,m－潜水极限蒸发深度、潜水位埋深、包

气带岩性蒸发特征指数；

n－边界外法线方向； G－计算区； 3－第三类边界；

f1(x,y),f2(x,y),f3(x,y)－河床分布函数，泉水（沼

泽）分布函数；

3.2河水流量数学模型

描述河流流量数学模型为： Qril,t

l

WRBR(l,t)Qrj(t)(llj)

j

Qril,t0

Qril,tQri0(t),(L=0)

式中：

Qri(l,t)－第i条河流流量；

Qri0(t)－第i河流入境流量；

Qrj(t)

－第j支流汇入流量；

WR,BR(l,t)－河床渗漏强度、河床水面宽度；

l,lj

——河流流程长度、第j支流汇入点流程

长度。

本次模拟采用PMPro中的MODFLOW模块，并对模块进行了适当的修改，对上述数学模型进行求解。

4模型识别与校验[6]

经过调试，使模型区地下水流场、水位变幅、潜水与承压水的水头差、地下水位的演化过程等达到了较好拟合。80年代泉集河溢出水量为2.43×108m3/a,沼泽湿地溢出水量为0.73×108m3/a,蒸发蒸腾量为2.99×108m3/a,其余各水资源均衡要素均与识别值一致。(表1)。

表1水资源均衡要素模拟识别结果表

Table.1.Simulation identify result of water resource balance element

地下水循环要素 识别值（108m3/a）

地下水均衡差

0.00 地下水开采量占总补给量百分比 2.8% 尚未利用地下水资源量

6.1

580年代中期浅层地下水流场拟合情况见图5。80年代中期承压水流场及钻孔承压水头对比拟合情况见图6。1985－1996年典型观测孔水位变幅拟合结果见图7。

图580年代中期浅层地下水流场拟合图

Fig.5.Fitting curves of shallow ground water flow field of middle 80’s

-404-404-404-404-40

4计算曲线

实测值观39孔观21孔观14孔观11孔观6孔

图680年代中期模拟承压水流场与实测承压水头对比图 Fig.6.Comparison diagram of simulated confined flow field and observed head of middle 80’s

观1孔

198819921996

04-4

198819921996

观2孔

198819921996

04-4

198819921996

观3孔

198819921996

04

19921996

观4孔

19921996

041996

观5孔

198819921996

04

1996

计算曲线实测值

图7部分观测孔实测水位与计算水位对比曲线图

Fig.7.Comparison curves of observed water head and calculated head in some observation wells

从拟合情况可以看出，浅层地下水流场与地下水长观孔动态过程拟合较好，数值模型可宏观代表该地区地下水状态与地下水动态过程。承压水流场的拟合，呈现了从上游到下游宏观趋势与分布规律

相似。从整体上看，模型能够极好地模拟整个计算区的潜水与微承压区承压水，对于多层承压水区域，虽所模拟的承压含水层流场有一定的随机误差，但承压水流场的宏观趋势与空间分布规律是正

确的。由此，可以用本数值模型来进行预测。

5模型的预报

为了使经过识别的地下水—地表水耦合数值模型预报未来的状态，需要将未来的各种变化因素设置在模型之上，建立地下水数值预报模型。水资源开发利用及水利工程等，基本上能够事先预见。自然环境因素的变化带有一定的随机性，目前只能对其平均变化趋势或典型年做出预测。因此，建立的数值预报模型，主要预测预报平均水文序列变化趋势及各种典型年的水资源状况。

需水量等。

5.2人类活动影响因素

人类活动影响因素主要是指在发展格尔木市工农业的前提下，水资源开发利用的规划。在模型中，主要根据青海省水利水电勘测设计研究院编制的《青海省格尔木河流域水利综合利用规划报告》。预测模型环境参数格尔木流域水资源需水量进行设置[3]。

5.3结果分析

预报模型采用迭代法进行计算，共计360个时段，时间步长1个月。输出计算结果：

按平均值法（水文序列1）计算，多年平均入湖水量为2.91×108m3/a。现状年东达布逊湖入湖水量为2.43×108m3/a，在满足一期采卤用水量0.6×108m3/a的盐湖生态用水情况下，按年均蒸发量

1015mm/a计算，可维持盐湖184km的盐湖面积；近期2010年东达布逊湖入湖水量为3.27×108m3/a，在满足近期采卤1.4×108m3/a的生态需水情况下，可维持154km2的盐湖面积，远期2030年东达布逊湖入湖水量为2.88×108m3/a，在满足远期采卤1.6×108m3/a的生态需水量的情况下，可维持盐湖面

积126km。可满足规划要求近期维持盐湖150km2远期维持100 km2的盐湖面积。

5.1自然环境设置

对于模型未来的自然环境变化，目前尚无法作出准确的长期的预测。而较长时间序列的平均值变化不大。基于此，根据历史较长序列的观测资料，采用：（1）平均值法，即求得历史观测资料的平均值；记作水文序列1（2）历史重现法，即认为历史上曾经出现过的各种情况，今后还会出现。按历史重现法，选取一段具有代表性的包括丰、平、枯等各种典型年逐月径流量资料，并且使得所选系列的平均值不偏离历时观测系列的多年平均值，作为预报模型的水文序列，（分别记作水文序列2，水文序列3）该水文序列包括历史上曾经观测到的对湖区生态用水和水资源开采最不利的连枯年份和容易酿成洪涝灾害的连丰年份。预测不同丰枯年份的水资源变化情况，验证盐湖入湖水量能否满足其生态

表2各规划年采卤规模

Table2.Brine developing scale of every layout year

预测预测年份 采卤规模(108m3/a)预测预测年份 采卤规模(108m3/a)预测预测年份 采卤规模(108m3/a)0.6 11 1.4 21 1.52 0.6 12 1.4 22 1.50.7 13 1.4 23 1.50.8 14 1.4 24 1.50.9 15 1.4 25 1.51 16 1.5 26 1.61.1 17 1.5 27 1.61.2 18 1.5 28 1.61.3 19 1.5 29 1.61.4 20 1.5 30 1.6

据典型年组合（水文序列3）计算，多年平均入湖水量3.05×108m3/a，东达布逊湖区多年平均面积170.7km2。不同水文年，入湖量及湖区面积随河水流量而变化，按设定的采卤规模（表2），最枯年份湖区面积仅35.0km，已接近干涸。

据典型年组合（水文序列2）计算，多年平均入湖水量2.95×108m3/a，东达布逊湖区多年平均面积161.4km2。其中有3年湖水面积小于30km2，且有两年干涸。考虑到湖水自身及地层晶间卤水有一定的调节能力，按3年平均计算湖区面积，后期将有4年小于30km2，考虑湖底的地形特征，即使采取一定的工程措施，也不可能将所有的入湖水量全部转化为卤水采出（类似于死库容），暂按30km2湖区面积不能采卤进行估算，即有4年不能满足采卤量要求。

据上述对比分析，采卤量及湖区面积能否达到预期规划目标，与格尔木河的水文径流过程直接相关。若利用平均水文序列进行模拟计算，由于人为“放大”了盐湖自身的调节能力，所得出的结论过于乐观，除所预测的盐湖面积演化趋势有实际意义外，不能作为规划采卤之依据。从保护盐湖生态的角度来说，最大采卤规模应有一定的设计余量，若将远期采卤规模由原来的1.6×108m3/a调整至1.2×108m3/a，即使重现典型年

组合（水文序列2）水文序列最不利的连枯年份，3年滑动平均湖区面积均大于30km2。由此建议远期采卤规模有一定的弹性，丰水年、平水年、偏枯年二期采卤规模仍为1.6×108m3/a，特枯年与连枯年采卤规模减至1.2×108m3/a。

不同水文序列入湖水量变化曲线及盐湖见图8，在相应采卤量（表2）的情况下，可维持面积见图9。m /a10.08.06.04.02.00

水 文 序 列 1

水 文 序 列 2

水 文 序 列 3

051015202530年

水文序列1－平均值法 水文序列2－先丰后枯

水文序列3－先枯后丰 图8入湖水量变化曲线图

Fig.8.Quantity change curves of inflow water

（3）有效控制盐湖采卤工业湖水的引水量，确保盐湖以及周边地区生态的可持续发展。

参考文献：

王永贵，李文鹏等，柴达木盆地地下水资源及其环境问题调查评价总体设计书[R], 青海：青海省地质调查院, 2003.[2]

青海省柴达木盆地综合地质勘查大队,格尔木河中下游冲洪积扇地下水数学模型及环境地质研究[R], 青海：青海省柴达木盆地综合地质勘查大队,1990.[3] [4]

薛禹群，地下水动力学[M].北京：地质出版社，1997 Wolfgang Kinzel bach, 3D-Groundwater Modeling with PMWIN[M], spring 1990.[5]

青海省水利水电勘测设计研究院,青海省格尔木河流域水利综合规划报告[R],青海：青海省水利水电勘测设计研究院,1993.[6]

寇文杰，格尔木河流域地表水与地下水相互作用转换关系及其合理开发利用研究[D].北京：中国地质大学（北京）,2006.图9预测年盐湖面积直方图

Fig.9.Histogram of the salt lake area in predict year

6结语

格尔木河流域具有西北内陆盆地的一般特点，从河流出山，经过戈壁砾石带，穿越细土平原区，同时地下水以泉的形式溢出，最终汇入终端湖泊。流域内水资源在时空分布上很不均匀。根据本次模型的研究，得出：现状年及近期远期规划用水条件下，维持下游生态环境的水资源量可以满足规划的水资源量要求。

根据模型分析，有以下建议：（1）在格尔木市以南地区，建立大型水源地，开采地下水，以供格尔木市城市工业和生活用水。

（2）在细土平原带，开采浅层地下水进行农业灌溉，减少从格尔木河等地表河流的引水量，以保证达布逊湖的入湖水量。

Abstract

The Geermu River drainage basin is a type area of water resource development in northwest arid region.For the need of water resource sustainable development, according to the report “Water resource comprehensive utilization programming of the Geermu drainage basin of Qinghai province”, we analyze if the water resource demand for the aim of developing will make a devastating difference on the entironment of downriver of the salt lake.A mathematic simulating model on the basis of the Geermu River drainage basin is built to predict the change trend of average hydro sequence and water resource status in difference type year, and under the precondition of making no difference on the entironment of downriver salt lake to discu water resource reasonable development and utilization of the Geermu River drainage basin basing on the predicted result.Key words: water resourcemathematic modelentironment

寇文杰（1980－），男，说是研究生，工程师，主要从事地下水数值模拟研究及地下水水文相关研究。E－Mail：