小清河流域降水径流周期波动特征研究及主周期确定

由于受到资料限制，研究只能通过松散式耦合实现地表水地下水的联合模拟，主要原因有以下几点：

（1）研究区域不匹配。水文模块虽然是以网格为研究单元，但是研究区域整体要求必须为一个完整流域，本次研究范围为小清河流域。而地下水的研究范围较小，本文注重于黄河三角洲南部广饶县海水入侵的研究，故研究区域不一致。水文模型大，地下水溶质运移模型小。

（2）研究区资料不匹配。如果将地下水范围扩大至小清河流域会有以下问题。首先是地下水资料无法满足，水位和浓度资料除广饶县和其东部寿光市外并无其他区域资料；其次由于着重于海水入侵的研究，将范围扩至小清河流域便失去意义。如果将地表水研究范围仅限定在淄河流域，资料仅有广饶县气象资料，无法满足水文模型资料要求；同时小清河流域的最后一个水文站点不在淄河流域之内，这也是研究区比较特殊的一点，水文模型无法率定和验证。

基于以上两点原因，本次研究采用松散式耦合，即在小清河流域进行水文模拟，利用已掌握的4个水文站和3个流量站的资料进行月尺度模型的率定和验证，月尺度水文模型仅考虑产流过程而忽略了汇流过程，这样就可以将率定好的水文模型在地下水研究区内的入渗量作为地下水模型的输入项之一替代降水入渗系数求出的入渗，从而进行地下水渗流与溶质运移（海水入侵）的模拟。

1.数据准备

本研究搜集的主要资料见表5-4-1。

表5-4-1　模型主要收集资料

续表

2.模型主要参数

耦合模型中主要的一些参数见表5-4-2。

表5-4-2　耦合模型主要参数表

3.小清河流域

（1）研究区概况。小清河横贯鲁中腹地，北临被称为“地上悬河”的黄河，南依泰沂山地。西起济南市郊玉符河东堤睦里闸，东流经历城、章丘等县，至寿光县羊角沟镇以东注入渤海莱州湾，全长237km（含羊口港以下21km）。流域面积10572km2，约占全省面积的1/15，包括济南、惠民（滨州）、淄博、东营、潍坊5市（地）的历城、章丘、邹平、高青、桓台、周村、张店、淄川、临淄、博山、益都、博兴、广饶、寿光18个县（区）。

小清河流域地处平原山丘交界地带，地形较复杂，各支流下游至小清河干流之间主要由山前冲积洪积扇和黄河冲积平原所组成，多为湖泊洼地，如图5-4-4所示。流域地势由南向北倾斜，地面坡降由1/500，逐渐减小为1/1500～1/3000。沿岸的支流绝大部分从南岸注入，形成极不对称的羽状水系。一级支流有20条，主要有韩仓河、巨野河、绣江河、杏花河、孝妇河、胜利河、乌河、淄河、塌河、预备河等。小清河流域的地质构造，属于华北陆台的一部分。在主要支流的上游山区，岩石主要有片麻岩、花岗岩和石灰岩，其中上寒武纪和奥陶纪石灰岩分布较广。中游分布着石炭-二叠纪地层及侏罗纪碎屑岩类地层。北部平原区为第四纪沉积层。在胶济铁路以北的冲积洪积扇和古河道带，覆盖着较厚的卵石、砂砾层，富水性强，是山东省地下水资源较丰富的地区之一。

图5-4-4　小清河流域DEM及水文气象站点图

流域气候冬冷夏热、四季分明，降雨时空分布不均。流域水资源总的来看比较缺乏。不论从流域内的人均占有量还是亩均占有量，均低于全省水平，更远远低于全国水平。

小清河上游连接省城济南，中游贯连淄博、潍坊，下游紧接东营，流域是省内重要的工业生产基地，也是主要的粮棉生产区之一。流域地理位置优越，干流与铁路、公路相交，形成了良好的水陆联运条件，为小清河流域的开发提供了良好的基础条件。流域人口密度大，经济发展迅速，逐渐成为山东省中北部地区经济社会发展的水利命脉。

（2）小清河流域资料分析。气候变化背景下，人们越来越关注气象和水文过程中所表现的周期变化和非线性过程，具有多种周期的气温、降水、径流等序列的长程相关性可以延续几年甚至几十年（Kalra and Ahmad，2011）。探讨气象水文序列的周期和长程相关性，在理论上可以深化对气象水文过程非线性动力机制的认识，在实际应用中对于发展新的气象水文预测模型以及不同时间尺度数据系列插值具有重要的指导意义（宋润柳，2011）。

小清河流域的降水、径流资料相关情况见表5-4-3。

表5-4-3　小清河流域水文气象站资料情况

1）小清河流域降雨径流小波分析。小波分析方法是一种信号时频局部分析的方法，其特点是通过时频变化突出信号在某些方面的特征，具有时频多分辨功能（杨建国，2005；王文圣，2005）；由于水文要素的周期变换很复杂，变化周期不固定，且在同一时段中又包含各种时间尺度的周期变化，表现出多时间尺度的特征。因此利用小波分析方法的伸缩和平移等运算功能对函数或信号序列进行多尺度细化分析，研究不同尺度（周期）随时间的演变情况，成为研究气象要素长期变化的十分重要的工具，为进一步进行水文计算和水文模型模拟预报奠定基础，将开辟一条崭新的途径（牛存稳，2004）。

具体的小波分析方法在许多书籍和文献中均有提及（李淼，2011；王文圣，2004），这里不做详细介绍。本次采用Morlet小波变换求得实部和模平方来研究小清河流域降水、径流的周期波动特征，同时求出小波方差来确定降水和径流的主周期。

a.基本资料预处理。为了将序列1年的自然周期滤去，在进行小波变换前，要通过求距平的方法对资料进行预处理（卢文喜，2010），因此，在计算时采用的资料序列为距平后序列。

b.降水小波分析。图5-4-5表示小清河流域黄台桥、邹平和博兴三个地区降水小波实部和模平方的时频分布，上图表示实部，下图表示模平方。上图中，实线表示正位相，即实部大于等于0；虚线表示负位相即实部小于0。三幅图都十分清晰地显示了小波变换系数的实部波动特征，具体反映在三个区域降水偏多和偏少交替变化的特性。由图可知，三个地区降水波动周期显示出高度的一致性。均在350～450个月（30～37年）和150～200个月（12～17年）尺度波动十分明显，正负位相交替出现，可明显观察到在计算时域内降水量偏多、偏少的波动变化；图5-4-5的下图为三地区经过Morlet小波变换后模平方时频分布图，其中模的大小表示特征时间尺度信号的强弱状况。图中，信号的强弱分布在不同时间尺度各不相同，350～500个月的时间尺度表现最强，震荡中心为450个月（33年）左右，并且贯穿整个计算时域，是影响未来该地区降水量的主要时间尺度。邹平地区100～250个月的时间尺度也较强，震荡中心为150个月，主要发生在200个月（1976年）之前和450个月（1997年）之后。由以上分析可知，小清河流域月降水量在整个时间域内受350～450个月，局部地区受到150～200个月这两个时间尺度波动变化影响，见表5-4-4。

图5-4-5　小清河流域三地降水小波实部、模平方系数时频分布图

（上为实部，下为模平方；左到右依次为黄台桥、邹平、博兴）

c.径流小波分析。图5-4-6表示小清河流域黄台桥、岔河和石村三站径流小波实部和模平方的时频分布，上图表示实部，下图表示模平方。小波实部系数图中，黄台桥、岔河、石村三站径流波动特征各不相同。黄台桥径流分别在120个月（10年）、180个月（15年）、350～450个月（30～37年）三个不同时段呈现波动特征，其中350～450个月波动最为剧烈。岔河径流为70～120个月（6～10年）；石村径流在140～160个月（12～14年）左右尺度波动十分明显；小波模平方图中清晰的印证了实部图的特征，黄台桥径流震荡中心在450个月、180个月和120个月，前者贯穿始终，后两者分别发生在300个月（1981年）之前和400个月（1990年）之后。同时可以看出，黄台桥降水和径流波动周期表现一致，均为350～450个月。岔河径流震荡中心在100个月左右，主要发生在100个月（1991年）之后；140～160个月在石村径流的模平方图中贯穿始终，表现了强烈的波动特征，见表5-4-4。

图5-4-6　小清河流域三站径流小波实部、模平方系数时频分布图

（上排图片为实部，下排图片为模平方；左到右依次为黄台桥、岔河、石村）

表5-4-4　小清河流域降水、径流小波分析

续表

图5-4-7　小清河流域降水小波方差

d.时间序列的主要周期分析。利用小波系数计算序列的小波方差；以小波方差Var值为纵坐标，时间尺度为横坐标绘制小清河流域降水和径流小波方差图，见图5-4-7和图5-4-8。小波方差反映了波动的能量随尺度的分布，通过小波方差图可以确定降水量序列存在的主要时间尺度，即主周期。由图5-4-7可看出黄台桥、邹平、博兴的降水小波方差的主要峰值分别出现在432个月（36年）、392个月（33年）和420个月（35年），说明各地降水分别在上述时间段的周期振荡最强，为第一主周期。另外三地区均有第二主周期的出现（图中峰值），分别为黄台桥181个月（15年），邹平168个月（14年）和博兴180个月（15年）。这同时说明小清河流域降水第一主周期在390～432个月（33～36年），第二主周期在168～180个月（14～15年）。

图5-4-8　小清河流域径流小波方差

图5-4-8为小清河流域岔河、黄台桥、石村径流小波方差图。由图可知黄台桥径流主周期为409个月（34年），第二和第三主周期分别为176个月（15年）和126个月（10.5年）；岔河径流主周期为114个月（9.5年）；石村径流主周期为153个月（13年）。由于黄台桥站降水径流资料较长，因此可以用其判断降水径流的小波周期关系的一致性。黄台桥站降水主周期在432个月即36年左右，径流主周期为409个月即34年左右，说明该地区降水径流周期具有较好的一致性。

2）小清河流域降雨径流的长程相关性分析。

a.去趋势波动法。20世纪90年代，Peng等（1994）在对DNA（脱氧核糖核酸）结构进行研究时发现分子链结构的变化特性表现出长程相关性特征，且相关性服从幂律（power-law）特征；两者都具有明显的分形结构特征等，因此提出了一种全新的研究时间序列波动长程相关性的“消除趋势的波动分析法”（Detrended Fluctuation Analysis，简记为DFA），随后这一方法在自然科学和社会科学领域如心率动力学分析、长期天气预报、云层结构分析以及金融时间序列分析得到了广泛的应用。具体研究方法如下：

第一步：计算时间序列{Xi，i=1，2，…，N}的累积离差：

第二步：把Y（i）分成Ns个不重叠的等间隔s的区间υ，其中Ns≡int[N/s]。

第三步：对于每个区间υ，用最小二乘法拟合数据，得到局部趋势。滤去该趋势后的时间序列记为Ys（i），表示原序列与拟合值之差：

Pv（i）为第υ区间的拟合多项式，若拟合的多项式采用的是线性的、二次的、三次的，甚至是更高阶的多项式，则分别记为DFA、DFA2、DFA3等。

第四步：计算每个区间滤去趋势后的方差：

第五步：对非零实数q，定义序列的q阶波动函数为：

当q=2时，Fq（s）为标准DFA波动函数。

当q=0时，波动函数为：

第六步：确定波动函数的标度指数。由Fq（s）∝sh（q），推得：

式中　C——常数；

　　　h（q）——标度指数。

b.小清河流域降水和径流的长程相关性分析。对于具有长程相关性的序列，使用DFA方法，将F（q）和q分别取对数，就可以作出一条曲线，而它的斜率就是标度指数a，标度指数并不是一个恒定的值。随着时间尺度发生变换或者是由于背景趋势场的影响，往往在不同的时间尺度上会出现不同的标度指数，从而会出现拐点（郜建华和薛惠文，2011）。为了揭示该流域降水、径流波动的统计特征，对log10F（s）和log10s进行了分段拟合，从而获取不同时间尺度的标度指数。

图5-4-9和图5-4-10分别为小清河流域黄台桥、邹平、博兴三地降水与黄台桥、岔河、石村三站径流DFA2的标度指数拐点图。由图可以看出该流域无论是降水还是径流DFA2曲线都存在一个比较明显的拐点。这是由于在实际观测的时间序列中，序列的相关关系标度指数并不总是一个恒定的值，往往由于数据本身的相关关系特性，随着时间尺度发生变换或者背景趋势场变化的影响，不同的时间尺度上会有不同的标度指数。将拐点左侧斜率也就是标度指数设为a1，右侧斜率定义为a2。对于小清河流域三地降水来讲，在log10（s）=1.204，即16个月左右有明显的拐点（图5-4-10）。当时间尺度小于16个月时，流域内三地降水标度指数a1分别为1.35、1.504、1.389。值全部大于1。表明该流域三地降水序列均为非线性序列。所以根据Hurst指数与DFA指数在小时间尺度的关系H=F2（s）-1，可以得到该流域三地的Hurst指数在步长小于16个月的小时间尺度上分别为0.35、0.504、0.389。所以对于黄台桥和博兴来讲，降水的波动特性表现为非持续性，即该流域两地降水的变化趋势与现有序列相反。而邹平Hurst指数在0.5附近，表明邹平的降水序列更倾向于不相关或短程相关。当时间尺度大于16个月时，流域内三地降水标度指数a2分别为0.266、0223、0.205，说明降水序列是非持续的，变化趋势相反。同样，对小清河流域三站径流序列进行DFA2分析（图5-4-11）。可以看出岔河径流拐点出现在1.146即14个月左右，而黄台桥和石村站径流拐点出现在1.23即17个月左右。对径流进行分段拟合得出当时间尺度小于14个月（岔河）和17个月（黄台桥、石村）时，标度指数分别为黄台桥1.516，岔河1.830，石村1.896。Hurst指数分别为0.516、0.83和0.896，逐步变大，黄台桥径流呈现不相关特性，而岔河和石村径流呈现长程相关性。在时间尺度大于14个月（岔河）和17个月（黄台桥、石村）时，三站径流均具有长程相关性。

图5-4-9　小清河流域降水DFA标度指数拐点分析

图5-4-10　小清河流域径流DFA标度指数拐点分析

由以上分析可以看出小清河流域降水的标度指数特征与径流的标度指数特征并没有正相关的关系，该流域内降水是否具有长程相关性并不能决定径流是否具有相应的长程相关性。因为径流序列是由降水和其他诸如土壤含水量、植被覆盖、河道形状等流域特征参数所共同作用的结果。在图5-4-11中可以看到岔口和石村径流标度指数a1、a2的一致性，但是和黄台桥站径流在标度指数a1上的差异。Gupta等（1996）解释了在降水空间变异，河网结构与洪水关系，以及降水—地形—径流等方面这种统计上的自相似性（尺度不变性）。黄台桥站位于小清河流域的上游，而岔河、石村两站位于流域的中下游。上游和中下游地区有着不同的拓扑和河网结构，这种不同的结构特性可能导致其不同的尺度特性。

图5-4-11　小清河流域降水、径流序列h（q）—q关系曲线

图5-4-11中给出了小清河流域降水、径流序列的h（q）值与q值关系图。当q从-10到+10变化时，黄台桥、岔河、石村径流原始序列的h（q）分别从1.2167、1.2358、1.3707递减到0.7757、0.5986、0.3324。黄台桥、邹平、博兴站降水原始序列的h（q）分别从0.6536、0.5504、0.4522递减到0.34、0.2465、0.1794。这些序列的h（q）并非单一常数，表明该流域的降水和径流序列均存在显著的多重分形特征。而广饶县降水在q从-10到+10变化时h（q）值变化不大，则说明该区降水序列表现为单分形特征。

4.黄河三角洲南部广饶县

（1）研究区概况。

1）研究区地理位置与经济概况。研究区位于小清河以南的广饶县区域，地理坐标为东经118°17′04″～118°40′23″，北纬36°56′09″～37°13′50″，面积635km2。东邻寿光市，西毗博兴县，南接青州市和淄博市临淄区。

研究区现辖有大王、广饶和大营等12个乡镇，人口超50万，经济以农业经济为主。区内自然条件优越，土质肥沃，光热资源充足，适宜农业多层次、高效益开发，是黄河三角洲重要的粮棉基地，具有巨大的农业生产发展潜力。2014年实现生产总值GDP超过704亿元；人均生产总值144777.57元；地方财政收入40亿元；全社会固定资产投资160.0亿元；城镇居民人均可支配收入30172元；农民人均纯收入13000元；研究区广饶县综合实力在全省30强和全国县域经济基本竞争力百强的位次稳步前移，入围全国中小城市综合实力百强、全国最具区域带动力中小城市百强。

2）地形地貌。研究区地处泰沂山北麓山前冲积平原和黄河冲淤积平原的交迭地带，地势由西南倾向东北，西南部最高高程海拔28m，东北部最低为2m，绝大部分地区的地面高程在3.5～20m之间，坡降为0.48‰。

区内地貌主要为淄河冲积而成，微地貌形态分为古河道缓岗、缓平坡地和洼地。古河道缓岗主要分布在南部小张乡的张郭—杨赵寺，大王镇的大王桥—韩桥和西部花园乡的前安王—石村镇东关一带，走向多为南北向，高程10～27m，地面坡降1‰左右。洼地介于古河道缓岗之间，主要分布在西营乡的西营洼和大王镇的央上洼，其地势平缓低洼。

3）气象。区域地处暖温带，属温带季风型大陆性气候，雨热同季，大陆性强，大陆度66.4，寒暑交替，四季分明。春季为3—5月，气温回暖快，降水少，风速大，气候干燥。夏季为6—8月，气温高，湿度大，降水集中，气候湿热。秋季为9—11月，气温急降，雨量骤减，天高气爽。冬季为12月至次年2月，雨雪稀少，寒冷干燥。境内历年平均日照时数为2234.0h，年日照极值2881.4h。历年平均气温12.6℃，年平均最高气温18.8℃，年平均最低气温6.8℃。极端最高气温41.9℃，极端最低气温-23.3℃，最大冻土深580mm。多年平均风速2.9m/s，实测最大风速28m/s。多年平均降水量564.2mm，多集中在6—9月，全年主导风向为东南风。风向随季节有明显变化，吹东南风，晚秋多吹西北风。常年始霜期为10月21日前后，常年终霜日在4月6日前后，全年无霜期190d左右。

区域内降水年内和年际分布不均匀，多年平均降水量为597mm，年降水量在400～900mm的年份占80%，最大年降水量为1964年的1142.6mm，最小年降水量为1965年的351.7mm，两者的变幅为790.9mm；降水季节分布不均，春季平均为80.8mm，占全年降水量的14%；夏季平均为379.0mm，占全年降水量的63%；秋季平均降水量为114.0mm，占全年平均降水量的19%；冬季平均降水量为23.3mm，占全年降水量的4%。经过统计，春季降水100mm以上的年份约五年一遇，1983年为最大降水量216.0mm，最少降水量是1961年，仅为23.8mm，两者差值为192.2mm，由此可见，一般初春降水量少，春末降水量多；夏季各月的降水量最多的是7月，其次是8月，降水量最少的是6月；降水量在350mm以上的年份大约是两年一遇，在500mm以上的大约是五年一遇，1964年为最大降水量765.6mm，1968年的降水量最小为178.3mm，两者之间相差587.3mm；秋季降水量最多的月份为9月，10月次之，11月最少，其中1961年降水量最大为274.0mm，最小为1981年的22.8mm，降水差251.2mm，其中降水量在100mm以上的年份大约为两年一遇；冬季是一年中降水量最少的季节，1968年降水量最大，为69.5mm，1967年最小，为1.9mm，两者相差67.6mm；降水量在30mm以上的年份大约是三年一遇，降水量小于10mm年份大约是四至五年一遇。广饶县月降水量见图5-4-12。

图5-4-12　广饶县2000—2009年月降水量

区内年均蒸发量是2032mm，其中年最大蒸发量为1961年的2477.7mm，年最小蒸发量为1964年的1586.0mm，年蒸发量在1900mm的年份占67%，一年四季中，蒸发量最大的是春季，平均蒸发量为745.1mm，占年蒸发量的37%；其次是夏季，平均蒸发量为728.9mm，最少的是冬季，平均蒸发量178.0mm，仅占年蒸发量的9%。

4）水文。广饶县境内有大小河流12条，分属小清河和支脉河两大水系。小清河、淄河、裙带河、阳河、渑水河和预备河、雷埠沟、芦清沟为小清河水系；支脉河、广北新河、武家大沟、小河子为支脉河水系。

小清河源于济南诸泉，经历城、章丘、邹平、博兴等县市区入境，经石村、大营和码头等乡镇，于寿光市羊口镇注入渤海莱州湾，广饶境内流长34km，流域面积585km2，防洪流量360m3/s，流向自西向东，多年平均入境流量5.597亿m3；小清河原是一条排洪、灌溉、船运和生活用水的多功能河道，目前由于河水污染已基本失去供水价值，但经1996年小清河综合治理后，水质情况有所好转。

淄河源于莱芜市原山，经博山、青州、临淄等市区入境，经李鹊、西营、稻庄、大营和西刘桥等乡镇入小清河，境内流长37.8km，最大行洪能力为768m3/s，为南北流向；淄河是一条季节性河道，1956—1979年平均入境流量1.038亿m3，1980年以后因上游建库拦蓄和气候偏旱，已没有入境天然径流，下游干涸，长年排放工业废水。

阳河源于青州市五里镇西南山区，在大王镇苏庙村南入境，穿大王镇中部入塌河，区内流长14.6km，流域面积26km2，行洪能力130m3/s，原为季节性河流，南北流向，现常年排放上游工业废水。

裙带河源于临淄鼎足山下，另一源头在青州市夹涧村南，经大王、西营和稻庄入塌河，境内流长17km，流域面积174.1km2，行洪能力50m3/s，南北流向，现已干涸。

预备河源于博兴县麻大湖，在北贾村入境，横穿广饶中部石村、颜徐、大营、西刘桥和大码头等乡镇，是灌排两用河道，境内流长26.5km，行洪能力81m3/s，流向自西向东；自1986年二干十二支引黄过清工程建成后，成为小清河以南引黄灌溉的主动脉。

支脉河发源于高青县前池村吉池沟，流经博兴县，在花官乡司田村西北入境，再经陈官、丁庄两乡于县盐场北入渤海，境内流长48.2km，流域面积554km2，行洪能力649m3/s，流向自西向东，是北部灌溉和渔业的重要水源。

广北新河系人工河，1979年4月施工，西起陈官乡斜里村南，东至丁庄乡郭王村北入群众沟向北入支脉河，全长12.4km，流域面积80km2。

渑水河旧称渑水，源于旧临淄城西，后入博兴县境。区内流长3.8km，深3～5m，行洪能力15m3/s，近年来，除汛期外平时无水。

（2）区域地质。

1）区域地质构造。广饶县在大地构造单元上隶属于华北坳陷区。中、新生代以来，经过多次构造运动，区内出现了多个次级构造单元，见图5-4-13。近东西向的齐河—广饶断裂穿过本区花园乡申盟亭、颜徐镇政府和大码头乡的新村。近南北向的昌乐—广饶断裂经西营乡军屯子在广饶县城西北与齐河—广饶断裂相接。齐河—广饶断裂将基地划分为两个二级构造单元，北盘下降为辽冀台向斜，研究区位于其三级构造单元济阳坳断区内。南盘上升，为鲁西台背斜，昌乐—广饶断裂将鲁西台背斜划分为两个三级构造单元，西盘上升为鲁西隆断区，东盘下降为昌淮坳断区，这些断裂构造形成了研究区的构造骨架和基底基本轮廓，控制着新生界地层的发育。自中生代末期，特别是新生代喜马拉雅运动以来，区内的构造运动以沉降为主，接受了巨厚的新生界沉积物，形成老第三纪、新第三纪和第四纪地层。

图5-4-13　基地构造及第四系等厚度图

2）区域地层。广饶县属中、新生界的沉降区，太古界的花岗片麻岩狗城区内沉积地层的基地。古生界沉积了寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系的海陆相白云质灰岩、灰岩、砂岩和页岩。中生界沉积了中下侏罗系陆相砂岩、页岩与煤层，上侏罗系至白垩系的火山碎屑岩和红色砂岩、泥岩。新生界地层为河湖相及山前冲洪积层，厚度数千米，主要为第三纪沉积物。第三系沉积物岩性为砂岩、泥岩、炭质页岩、油页岩等碎屑岩。目前水文地质孔仅揭露上第三系组上段，沉积物一般成固结状，结构致密。岩性为灰色、黄褐色粉质黏土、黏土为主，含钙核及锰质钙核，砂层主要为中细砂及中粗砂，砂层底部普遍有卵砾石，成分以灰岩为主。

第四系松散岩类地层由南向北厚度逐渐增大。其厚度在研究区南部为180m左右，向北增加到230m左右。其具体特征为：

下更新统（Q1）：以冲洪积及湖积为主，厚度60～90m，自南向北由薄变厚，岩性以浅灰、棕黄色粉质黏土为主，夹有4～6层细砂和中砂，单层厚度4～6m。

中更新统（Q2）：以冲积为主，厚度50～70m，岩性以浅灰、棕黄色粉质黏土及粉土为主。夹有2～4层中砂和中细砂，单层厚度1～6m。

上更新统（Q3）：以冲积为主，厚度50～60m，岩性以黄、黄褐色粉质黏土及粉土为主。夹有2～3层中砂和中细砂，单层厚度1～10m。

全新统（Q4）：以冲积和海积为主，厚度20～35m，岩性变化大，一般上部为灰黄色粉土，部分地区为粉砂，中部为棕黄、青灰色淤泥质粉土活粉质黏土，底部为土黄色粉土和粉砂或粉细砂互层。

（3）区域水文地质。

1）含水层组埋藏条件。研究区位于淄河冲洪积扇的前端，为典型的山前冲洪积平原水文地质单元。区内埋深60m以上的含水层组的主要岩性是细砂、粉砂和粉土，其中砂层夹于粉土和粉质黏土之间，呈叠瓦状自南向北倾斜，颗粒由南向北、自下而上由粗变细。

根据地层资料分析，含水层组在水平方向呈带状富集于西部的小张乡—张官庄—甄庙以西地区和东部的军屯子—梧村—颜徐镇—书房刘以南地区，走向为近南北向，累计厚度大于25m。在甄庙—颜徐镇—东水磨以北地区，以及含水层富集区之间的李鹊乡—梧村—大王镇一线以南地区，含水层较少，含水层累计厚度多小于20m。

在垂向上，含水层中的粉土厚度大，分布广。砂层呈透镜体夹于粉土和粉质黏土之间，自上而下分为三层。

第一层砂分布在淄河沿岸，呈条带状，为淄河近代沉积而成，埋藏较浅，主要岩性为中砂、细砂和粉细砂，结构松散，颗粒自南向北由粗变细，埋深由南向北逐渐增大。根据钻孔资料可知，砂层累计厚度3～5m，其中南部的赵家庄和杨庄一代，砂层埋深1.0～6.0m，累计厚度3～5m，主要岩性为中砂。中部的梧村和北城一带，砂层埋深4.5～13.7m，累计厚度2.1～4.3m，主要岩性为中细砂和细砂。目前第一层砂位于包气带中。

第二层砂主要分布在研究区的东西两侧，其中在研究区的东部，该砂层分布在大王桥—西李以北的地区。第二层砂由南向北倾斜，主要岩性为粉砂，结构松散，埋深10～35m，累计厚度1.0～8.0m，自南向北埋深逐渐增大，厚度逐渐变薄。根据钻孔资料可知，在研究区的西侧，其南部的小张村，砂层埋深19.49～23.75m，厚度4.26m；中部的东安德、东花园，砂层埋深23.0～32.5m，厚度3.2～3.6m；北部的西厢村，砂层埋深33.0～34.3m，厚度1.3m。在研究区的东侧，其南部的大王桥，砂层埋深11.2～17.3m，厚度6.1m；中部的北城，砂层埋深23.5～31.4m，厚度7.97m；北部的后燕村，砂层埋深29.2～33.2m，厚度4.0m。第二层砂的厚度在东部较大，其中在北城至高庙一带，厚度最大，达7.8～12.3m。第二层砂为区内主要的取水层段，其渗透系数K=5.2m/d，给水度μd=0.059。由于地下水位下降，目前该砂层在东安德—孟集—大王一线以南的地区已基本疏干。

第三层砂分布在长行官庄—孟集—阎李以南的南部地区。砂层由南向北倾斜，主要岩性为中砂、细砂和粉细砂，结构松散，颗粒较粗，富水性较好。砂层埋深29.0～42.0m，厚度1.5～6.4m，自南向北埋深逐渐增大。根据钻孔资料可知，在研究区的西侧，其南部的小张村，砂层埋深29.0～31.0m，厚度2.0m；中部东花园、东安德，砂层埋深30～39m，厚度5.6～6.4m；北部尹蔡—阎李砂层埋深34～42m，厚度2.2～4.0m。在研究区的东侧，其南部的李璩，砂层埋深37.5～39.3m，厚度1.8m。向北至长行官庄，砂层埋深为29.2～31.8m，厚度2.6m。第三层砂在研究区的西部分布面积较大，厚度也较大。第三层砂是区内浅层地下水主要取水段。其渗透系数K=10.5m/d，给水度μd=0.10。

第三层砂以下为一较连续的黏性土层，其顶板埋深40.0～42.0m，岩性主要为粉质黏土，其间夹有粉土层。其中在东南部大王一带粉土层所占比例较大。这一连续的黏性土层构成了浅层地下水含水层的隔水底板。

综上所述，区内浅层含水层主要分布在东、西两个含水层富集区内，岩性为细砂、粉砂和粉土。其中砂层多为透镜体，呈叠瓦状由南向北倾斜，累计厚度6～12m，由南向北由厚变薄，由粗变细。垂向上砂层可分为三层。第一层沿淄河分布，厚度3～5m，埋深多小于20m，目前已疏干。第二层埋深10～35m，厚度多为3～6m，主要岩性为粉砂。由于地下水位下降，该砂层也已经全部疏干。第三层砂埋深29～42m，厚度2～6m，主要岩性为中砂、细砂和粉细砂。

2）地下水补给、径流、排泄条件。地下水补给和排泄，是决定地下水循环的两个基本环节，是地下径流形成的基本因素，补给来源和排泄方式的不同，以及补给量和排泄量的时空变化，直接影响到地下径流过程以及水量、水质的动态变化。地下水的补给、赋存、径流、排泄随分布位置、季节和含水层埋深不同而变化。

本区浅层地下水主要补给源为大气降水入渗和农田灌溉入渗，其次为河道侧渗和地下水侧向径流补给。但由于流经区内的淄河不仅经常断流，而且往往作为排污渠道排放污水，对地下水没有补给反而造成污染。自20世纪80年代以来，由于地下水的过量开采，地下水位持续下降，随着地下漏斗的不断扩大，降水和河流的渗透补给量减小，南部地区地下水侧向径流成为主要补给源。

浅层地下水在1975年以前处于补排平衡状态，地下水动力场基本为天然状态。排泄以人工开采为主，南部地区地下水位标高20m左右，向北逐渐变为2m左右。地下水自南向北径流，部分在小清河排泄补给河水，大部分向北部区外径流运动。全区总的水力坡度为0.68‰，其中颜徐以南地下水力坡度较大，为0.8‰。1975年以后，由于浅层地下水超采，地下水位不断下降，逐渐在花园、稻庄一带形成地下水降落漏斗，改变了地下水自南向北径流排泄的天然流场。目前地下水流向在花园、稻庄两个降落漏斗中心的南部仍为自南向北径流，在其背部则改变为由北向南，即向漏斗中心径流，水力坡度在5‰左右。

在20世纪80年代以前，区地下水位较浅，一部分地下水以径流的形式向区外和小清河排泄，一部分以人工开采和垂直蒸发形式排泄。现在，淡水区水位埋深多大于20m，地下水排泄主要为人工开采，小部分在枯水期向小清河排泄。在咸水区地下水排泄仍以蒸发排泄为主。径流以水平运动为主，流向由南向北，动态类型为入渗—蒸发型。

天然状态下中深层地下水的补给主要为南部地下水水平侧向径流补给，流向由南向北，径流速度缓慢，并以径流方式向下游排泄。目前人工开采已成为其主要的排泄方式，局部地区因集中长期开采，地下水位大幅度下降，形成降落漏斗，漏斗周边的地下水向漏斗中心径流运移。中深层地下水动态变化主要受人为因素影响，水位埋深17m，且呈持续下降趋势。

深层地下水含水层组补给主要接受南部鲁中山区地下水的远距离水平侧向径流补给，流向由南向北，流速缓慢，排泄主要为人工开采。区内深层地下水动态主要受人工开采的影响，水位埋深25m，且呈持续下降的趋势。目前已形成了以县城和大王镇为中心的两个深层地下水降落漏斗。

3）区域水资源开发利用概况。研究区水资源由两部分构成：一是当地水资源，多年平均1.4312亿m3，其中地表水资源量0.7947亿m3，浅层地下淡水资源量0.6683亿m3，深层承压淡水水资源量0.2101亿m3，重复计算量0.1019亿m3，研究区水资源年均可利用量0.8378亿m3。二是客水资源，由两部分组成：河流入境流量，主要有小清河、淄河三条骨干河流，小清河多年平均入境水量5.6亿m3，淄河多年干枯，已没有天然径流；引黄水量，研究区所在广饶县引黄能力已达30m3/s，实际年均引黄水量8000余万m3。

受季风气候影响，降水主要发生在夏季，汛期（6—9月）降水量占全年的65%～85%左右，因此，容易形成冬春旱和夏秋涝的自然灾害特点，导致河道汛期和非汛期枯水的汛涝规律，而降水量的年际剧烈变化，又容易造成特大旱年和特大涝年。

研究区水文地质条件和水系分布南北不同，水资源空间分布也有差异，南部井灌区浅层及深层地下水相对储存丰富，水质良好，取水便利，供水稳定。但持续干旱缺水和多年过量开采地下水，导致淄河、阳河、织女河有河无水，有水皆污。地下水位持续大幅度下降，从而引发了海水入侵等环境问题。研究区北部浅层地下水为微咸水和咸水，仅深层承压淡水可被利用，资源量有限，补给困难。

本区地下水开发利用历史悠久，开发利用程度较高。1949年前已利用砖、土井进行地下水的开采，共同4990眼土井，896部水车，4328件简易提水工具，拥有2.09万亩的灌溉面积。20世纪50年代后开始施工机井开采地下水，扩大了井灌面积，并有机井出现。到60年代初，区内砖井和土井达到296眼、机井135眼，达到了11.03万亩的井灌面积。由于机井的不断增加，砖土井逐渐被淘汰，而地下水位也在不断下降。80年代初，研究区机井量为5637眼，井灌面积达到33.7万亩。到80年代中期，机井发展到6601眼，井灌面积增加到33.94万亩，占宜井地区面积的93.4%。90年代中期研究区内机井总数约为8600眼，其中浅井约8200眼，中深井及深井356眼，井灌区机井密度23.4眼/km2。本区浅层地下水具有埋藏浅、补给条件好、易更新、易开采的特点，是当地农业和生活用水的重要水源，目前因大量开发地下水而形成超采区，降落漏斗面积达355km2；区内地下水开采分为浅层、中深层和深层三个层段，其中以浅层地下水开采为主。

浅层地下水开采区分布在石村、稻庄、颜徐（部分地段）及其以南的浅层淡水分布区。1986—1996年年均开采量8279.2万m3。浅层地下水的开采主要用于农业灌溉，在西部和南部部分地区有少量浅层地下水用于农村人畜用水。浅层地下水的开采量与降水量成反比。开采时间与农作物需水期相同，主要开采期为3—6月。

中深层地下淡水在区内广泛分布，其开采区主要分布在北部的码头乡、西刘桥乡、大营乡和颜徐镇（部分地段）等浅层咸水分布区和稻庄镇、石村镇、广饶镇和大王镇等工业发达地区。目前区内中深井约300眼，其中集中开采地段为草桥油区（开采量约100万m3/a）和县城区（开采量约200万m3/a），其开采具有持续集中的特点，开采强度较大，并形成了稳定的开采降落漏斗。其余开采量分散在区内的有关乡镇，其开采具分散性和季节性，开采强度小，没有形成稳定的降落漏斗。中深层淡水主要用于工业用水和城乡生活用水，小部分用于农灌。工业用水井开采时间较长，开采强度较大，并随着工业的发展，呈逐年递增趋势。生活用水开采井一般每天开采2～3h，开采时间短。农灌井一般旱季抽水，使用率较低。

深层淡水在区内广泛分布，其开采集中在草桥油区和大王镇造纸厂两个水源地，年开采量稳定，分别为300万m3和365万m3，形成了两个稳定的开采降落漏斗。深层地下水开采不受季节、降水等因素影响，开采井深400～500m。

研究区整个井灌区位于小清河以南的广饶、李鹊、大王镇和石村镇的西南部、稻庄镇的南部，属于麻湾灌区的一部分，水利基础设施日益完善，机井拥有量9615眼，引黄干渠有预备河、十二支、大寨沟。本区的水资源开发以地下水开发为主，仅在北部沿预备河的石村镇、大营乡和颜徐镇引用地表水；根据2002—2008年水资源公报资料，多年平均开采量达9935万m3，其中浅层地下水7205万m3，深层地下水2730万m3。浅层地下水总补给量为6511.3万m3，可利用量为6185.7万m3，取0.9的开采系数，得可开采量为5860.2万m3，而实际开采量达7205万m3；中、深层承压水年补给量（侧向补给量和弹性释水量）为1984.26万m3，而实际开采量达2730万m3。浅层地下水和深层地下水已严重超采，并形成超采漏斗。根据统计，研究区内多年平均径流量6499万m3，10%、50%、75%、90%、95%保证率条件下的径流量分别为8934万m3、6190万m3、4977万m3、4084万m3、3573万m3。

（4）地下水动态类型及特征。地下水水位动态变化，实际是含水层中地下水资源量变化的一种反映，地下水水位的上升或下降，直接反映了地下水补给与消耗量的变化（方樟，2007；冯波，2010）。当含水层的补给水量大于排泄量时，储水量增加，地下水位上升；反之，补给量小于排泄量时，储存量减少，水位下降。地下水水位监测指标，即地下水埋深或水位，可以反映区域地下水水力坡度，从而显示地下水流场，成为判断海水入侵发展动态的重要依据。地下水水位监测目前多采用传统的人工测量法及遥测法。

依据山东省水利厅地下水观测资料，研究区现有地下水长期观测井21眼，分布及编号如图5-4-14所示。依据该资料，选择典型观测井数据进行相关分析，几眼井均为基本井，地下水类型均为潜水。

图5-4-14　广饶县地下水长观井分布图

1）年内动态变化。地下水位动态变化是受多种因素综合影响的结果，在地下水位埋藏深度比较小的地段，除地形、地貌、含水层岩性外，主要受气象、水文及人类活动的影响。在地下水位埋藏深度比较大的地段，气象、水文因素的影响相对较小（路政，2011）。气象因素对于地下水动态的影响主要表现在降水补给、蒸发排泄对地下水位的影响。研究区降水集中在6—9月，可占全年总降雨量的65%～85%。研究区北部地下水位埋深浅，因此蒸发量较大，而蒸发强度以5、6月最大，冻结期11月至翌年3月蒸发度最小。上述特点控制着地下水的季节动态。人为因素的影响主要表现在研究区的南部，有城镇生活用水的集中开采、工业集中开采以及农村生活用水及农田灌溉开采。根据影响地下水水位动态的主要控制因素划分地下水动态类型，结合研究区水文地质条件和地下水位埋深情况，本区第四系地下水动态类型主要为：降水入渗—蒸发型和径流—开采型。

降水入渗—蒸发型主要分布在研究区地下水位埋深较浅的北部地区，地下径流相对滞缓，地下水位随着蒸发量的增大及气温的升高而有明显的下降，并随着干旱季节延长而缓慢下降，地下水位年变幅不大，年内水位变化多具一峰一谷特征，如图5-4-15所示。

图5-4-15　花官乡58A和石村乡110观测井2005年年内动态曲线

由于研究区南部地下水位埋藏深，年内水位变化已不受蒸发影响，降水影响滞缓，而主要受开采影响，其动态类型为径流、渗入开采型。一般年初水位缓慢上升，至3月达到一年当中的最高水位；自3月中、下旬随气温回升，普遍开采地下水春灌，水位开始迅速下降，5、6月开采量最大，水位降幅大，出现年内最低水位；进入7月，降水量增大，开采减小，水位又逐渐回升，但由于水位埋藏深，包气带增大，降水入渗途径增大，水位恢复缓慢，往往出现丰水期水位低于枯水期的情况。秋天，降水骤减，开采地下水造成又一次水位下降过程，但幅度较枯水期小，随后水位缓升，一直到翌年3月（于治通，2006）。年内水位变化规律为升—降—升—降—升的变化，见图5-4-16。

图5-4-16　西营乡14B和大王镇陈官庄105观测井2005年年内动态曲线

综上所述，地下水动态因时因地而异，其动态特征真实反映了地下水补给、径流、排泄条件及其与水文地质条件之间的关系，对地下水开采、灌区引水灌溉等人类活动敏感。

2）年际动态变化。由于淄河水库从2004年就拦蓄上游下泄水，从2006年10月正式蓄水，故本书选取2000—2009年典型地下水长观井的观测数据研究年际动态变化，从研究区内代表性观测井地下水位动态曲线图可以看出：本区北部地下水开采量小，地下水多年动态变化不明显，主要随着降水量的变化，地下水位略有起伏，见图5-4-17；而在南部地下水开采量集中，开采强度大，开采时间长的区域，降水入渗补给途径长，到达含水层所需时间长、降水入渗补给量小而缓慢，说明开采对动态水位为主要影响。浅层水位多年动态的最主要特征是由于超采造成水位持续下降，开采量愈大，水位下降越快，降幅愈大，见图5-4-18。但是水库周围地下水观测井变化明显，随着水库蓄水，地下水位恢复很快，涨幅最高15m，直至稳定，见图5-4-19。

图5-4-17　58A观测井地下水多年动态变化

图5-4-18　105观测井地下水多年动态变化

图5-4-19　30A观测井地下水多年动态变化

（5）地下水化学特征。区内浅层地下水分为淡水区和海水入侵区两种水化学条件区。

浅层淡水分布在石村—颜徐—稻庄以南的地区，地下水的pH值为7.0～8.5之间，矿化度一般为0.6～0.8g/L，其中靠近城镇和排污和的地段受污水入渗的影响矿化度偏高，一般为1.0～1.3g/L。地下水中的阳离子以Ca2+、Mg2+为主，阴离子以为主。地下水水化学类型自南向北依次为型、和。其中，型水主要分布在南部的小张乡、西营乡、大王镇和花园乡的南部，面积较大。型水主要分布在石村镇、城关镇、花园乡的北部和大王镇的南部。型水仅分布在稻庄镇南部的庞项一带的小面积地区。

海水入侵区水化学特征：浅层海水入侵区分布在东北部的大营、西刘桥和大码头乡一带，地下水的pH值多大于8.0，矿化度3～5g/L，主要水化学类型为Cl--Na+型。在淡水区与咸水区之间的颜徐、稻庄一带为咸淡水过渡带，其宽度约2km，地下水的pH值为7.5～8.0，矿化度1～3g/L，地下水化学类型为Cl--Na+型。

（6）研究区海水入侵现状及监测。研究区井灌区浅层地下淡水资源丰富，且开发利用程度高，自1975年开始大量开采地下水，即发现海水入侵，1976年以来，地下水位大幅度下降，导致海水入侵加剧（马凤山，1996）；由于长期超量开采地下水引起区域地下水位持续下降，形成了以花园、稻庄为中心的降落漏斗，改变了地下水自南向北径流排泄的水动力场，花园、稻庄降落漏斗中心南部仍为自南向北径流，而其北部则改变为由北向漏斗中心径流，地下水采补失衡，打破了咸、淡水动力平衡，导致北部咸水向南推进，咸、淡水界面不断向南推移，引发海水入侵；根据统计，颜徐镇、稻庄镇北部累计入侵面积（包括原有海侵歼灭区）达6714km2，年均入侵面积1158km2，入侵速度105m/a，每年有40多眼机井报废，近千亩农田丧失灌溉条件，并给当地人畜用水及工农业生产带来了严重影响。广饶县海水入侵情况统计见表5-4-5。

表5-4-5　广饶县海水入侵情况统计表

5.基于耦合模型的海水入侵验证

（1）空间和时间离散。利用ArcGIS对已有的小清河流域90m×90m的DEM数据进行重分类，形成500m×500m的DEM，输出asc文件，共得到97020个网格，其中有效格点49977个。利用研究区边界对小清河流域格点进行切割，得到有效格点2040个，研究区有效范围510km2。

DTVGM地表水模块模拟小清河流域模拟期为1980—2009年，采用月尺度模型计算，只考虑产流过程，忽略汇流过程。变密度渗流与溶质运移模块模拟期为2005年4月11日到2009年4月11日，以每个月为一个应力期，以一天为一个时间步长，共48个应力期，1461个时间步长。

将水文模块计算得到的月土壤水入渗量平均分配到日地下水入渗量，计算每天的地下水水头与溶质浓度，而地下水计算结果按照月尺度输出，可得出每月一个水位值和浓度值。

（2）变密度地下水流溶质运移模型准备。

1）初始条件。在进行变密度流场与溶质运移模拟时要求初始流场和初始浓度场的时间一致，因此根据实测资料确定的2005年4月11日含水层的流场和浓度场为模型的初始流场和初始浓度场，见图5-4-20和图5-4-21。

图5-4-20　研究区初始流场图

图5-4-21　研究区初始浓度场图

2）边界条件。模拟区北边界为海水入侵歼灭区，定义为第一类边界给定水头边界和给定浓度边界，水头根据边界上观测井按照月平均值输入，浓度则按照采样化验值和实测资料分段给出。由2000—2009年流场图可知水流方向由南北向中部两个降落漏斗流动，可将西部和东部边界概化为隔水边界，即零通量边界，南部边界定为二类边界，即流量边界，多年平均侧向补给量为366.81万m3/a。浓度场西、东、南部均为零通量边界。边界条件示意图如图5-4-22所示。

图5-4-22　地下水模型边界

淄河水库为河道型水库，2006年10月正式蓄水，之后水库下渗常年补给地下水使水库周边地下水位抬高。在处理淄河水库渗漏量这一问题时，利用水库常年水位月观测值代替渗入量，故将水库概化为给定水头边界。水库月水位观测值见表5-4-6。另外，淄河水库每年从黄河调水，而淄河沿河河道自上个世纪90年代便常年无水，因此不考虑沿程河道的补给量。

表5-4-6　淄河水库三级坝水位情况　单位：m

3）源汇项的处理。潜水含水层主要接受大气降水的入渗补给，由DTVGM地表水模块计算得到的入渗量代替降水入渗系数与降水量的乘积。另外要考虑人类抽取地下水灌溉后灌溉水的回渗补给。而排泄主要来自于人工开采。农业灌溉量见表5-4-7，灌溉分配系数见表5-4-8，灌溉分区图和灌区图见图5-4-23和图5-4-24。

表5-4-7　2005—2009年农业灌溉水量（地下水）　单位：万m3

表5-4-8　灌溉分配系数表

图5-4-23　灌溉分区图

图5-4-24　麻湾灌区平面图（模拟区全区属于麻湾灌区）

根据广饶县地下水开采资料和数据，确定研究区2005—2009年地下水资源开采量见表5-4-9，工业用水开采点位见图5-4-25。

表5-4-9　研究区六乡镇2005—2009年地下水资源开采量表　单位：万m3

续表

图5-4-25　工业用水、生活用水井点位

4）参数分区及取值。根据含水层成因时代、岩性特征、岩石的水理性质进行分区，划分为11个参数区，参数分区见图5-4-26和图5-4-27。

图5-4-26　地下水渗流模拟参数分区图

图5-4-27　地下水溶质运移参数分区图

参数初值参考以往研究成果（鲁北平原地下水资源综合评价研究报告，山东省地矿局第二水文地质队，1985；黄河三角洲水工环地质综合勘查报告，山东省地矿局第二水文地质队，1998；黄河三角洲南部地下水人工调蓄试验普查报告书，山东省地矿局第二水文地质队，2000），并结合人工调整给定。参数初始值见表5-4-10和表5-4-11。

表5-4-10　模拟参数表

表5-4-11　溶质运移相关参数表　单位：m

（3）耦合模型验证。

1）DTVGM地表水模块模型率定及验证。

本书用Nash效率系数R2、相关系数r和相对误差ERR来对模型的模拟效果进行检验。

其中以上各式中RECi为实测流量过程，ESTi为模拟流量过程，为实测流量过程的均值，为模拟流量过程的均值，n为模拟的时段数。

模型效率主要取决于Nash效率系数R2，可以衡量模型模拟值与观测值之间的拟合度，Nash系数R2越接近于1，表明模型效率越高。相关系数r可以评价实测值与模拟值之间的数据吻合程度，r=1表示非常吻合，当r＜1时，其值越小说明数据吻合程度越低。相对误差ERR可以评价总实测值与总模拟值之间的偏离程度，ERR值越小，说明模拟值越接近实测值。

本次模拟采用DTVGM月模型进行模拟，以1980—2009年为率定期和验证期，水文站流量过程、地表径流拟合结果如图5-4-28和图5-4-29所示。

图5-4-28　1980—2009年黄台桥水文站实测与模拟月流量过程对比图

图5-4-29　1983—2007年岔河水文站实测与模拟月流量过程对比图

表5-4-12　部分站点率定期模拟结果

由表5-4-12可知，黄台桥站与岔河站月流量模拟的效率系数达到0.74和0.81，相关系数分别为0.86和0.93，说明模型月流量过程的模拟能力基本可靠；黄台桥站模拟相对误差仅为0.3%，其位于小清河流域上游，因此模型水量平衡的模拟精度高，下游的岔河站模拟相对误差较大，达到6.4%，但两个水文站模拟的水量平衡误差均较小，验证了模型的水量平衡模拟精度较高。从流量过程来看，黄台桥站模拟的枯季流量仅在1991年之前比实测值略高，1991年之后峰值和枯季流量模拟值与实测值吻合度非常高；岔河站模型模拟的峰值比实测流量低，说明模型对于峰值模拟能力有待提高。总体来说，DTVGM水文模块月尺度的模拟与实测流量过程的趋势基本吻合，满足流域尺度水资源管理的需要。

2）变密度地下水渗流模型的识别和验证。

2005年4月11日到2009年4月11日进行模型的识别验证，从而确定模型水文地质参数和含水层边界性质的变化。广饶县水位观测点位置见表5-4-13。识别验证后的观测井模拟值实测值对比图见图5-4-30，水流流场拟合情况见图5-4-31和图5-4-32。

表5-4-13　广饶县水位观测点位置

图5-4-30　（一） 　观测井模拟值与实测值对比图

图5-4-30　（二） 　观测井模拟值与实测值对比图

图5-4-31　水位模型验证散点图

图5-4-30为观测井模拟值与实测值对比图，同时利用Modflow中变密度地下水渗流溶质运移模型SEAWAT按照相同条件（同参数，同边界条件，同补径排条件等）输入得到的模拟值，进一步验证变密度地下水流溶质运移模块的适用性。由图可以看出，除了3A观测井之外其余拟合均较好，与SEAWAT计算出的结果也基本一致，既检验了模块的适用性，同时也表明整体模型拟合较好。

图5-4-31左图为模型模拟所有长观井模拟值与实测值散点图，右图为Modflow模拟所有长观井模拟值与实测值散点图。可以看出两个模型拟合均较好，相关系数分别为0.959和0.946。对计算出的地下水水位与实测水位拟合误差进行统计，表明水位拟合误差小于1.0m的结点占已知水位结点数的83%以上。

图5-4-32　研究区含水层验证期地下水流场拟合图（2009年4月）

图5-4-33　溶质运移模型验证散点图

图5-4-34　2009年4月氯离子浓度等值线对比图

从水头流场图比较来看，见图5-4-32，水位拟合的总体趋势较好，特别是模拟的水位等值线分布状态能够反映出该地区的真实情况，说明含水层结构、边界条件的概化、水文地质参数的选取是合理的，所建立的数学模型能较真实地刻画出研究区地下水系统特征。观测井点的波动误差来源是开采量的面源定义方式。大量的农用井，其单井开采量随时间的变化无完善的计量统计，因此定义为以乡镇为单元的面状开采，以开采模数定义，故难以细致“描述”局部点的精确变化。

3）地下水溶质运移模型的识别和验证。由于受到水质观测资料的限制（仅掌握2005年4月和2009年4月两次海水入侵普测Cl-浓度水质数据），溶质运移模型验证采用散点图来验证。由图5-4-33和图5-4-34可以看出，模拟值和观测值拟合相对较好，相关系数R2为0.836，个别点存在一定误差，主要是原始数据获取的问题，包括取样点每次取样位置的变化、水质化验的误差以及开采井用水的随意性等。但总体上模拟的结果与实际相符，表明模型的预测较为可靠。