地下水开采对海河流域水循环过程影响的模拟

关键词：海河流域；陆面过程；地下水开采；水循环；模拟研究
中图分类号：p641 文献标志码：a 文章编号：1672-1683（2016）04-0054-06
近年来，人类对水资源的开发利用日趋广泛，极大地扰乱了自然水循环过程。

尤其在地表水资源量无法满足用水需求或地表水污染严重的地区，持续开采地下水不但会造成地面沉降、湿地减少、海水入侵以及地下水污染，而且会导致陆地水资源的枯竭[1-2]，同时由于更多的水分被抽取至地表，引起局地土壤湿度和地面温度的变化，进而影响水循环过程[3-7]。

因此，考虑地下水开采活动对流域水循环影响研究是十分必要的。

由于受到地下水农业灌溉、河道取用水等高强度人为活动的影响，海河流域地表产汇流非线性特征明显，水文过程模拟的不确定性较大。

夏军等[14]结合水文非线性系统方法与分布式流域水文模拟技术自主研发了一种分布式时变增益水文模型（dtvgm），其特点在于能模拟人类活动影响下的降雨、径流等水文变量之间非线性关系[15]，对下垫面实时反应能力较强，尤其在海河、黑河、黄河等半干旱-半湿润流域的模拟效果较好，且计算消耗小[16]。

因此，本研究利用dtvgm的产流机制改进clm3.5的产流过程，同时嵌入地下水开采对流域水循环影响的模块，并考虑经济社会用水，构建能够描述流域自然-人文过程的大尺度陆地水循环模型（clm-dtvgm），然后以中国科学院青藏高原研究所基于princeton 再分析数据建立的一套中国区域高时空分辨率地面气象要素数据集作为大气强迫驱动，设置两种模式（无人类活动影响s1和仅考虑开采地下水s2），对海河流域过去30年的地表径流、蒸散发和土壤湿度进行模拟，分析地下水开采活动对海河流域水循环过程的影响。

1 研究区和数据介绍
1.1 研究区
海河流域（图1）位于东经112°-120°，北纬35°-43°之间，总面积约31.8万km2。

按照流域西北高，东南低的地势，大致可分高原、山地和平原三种地貌类型。

流域西部和北部的高原及山地占流域总面积的60%，流域东部和南部以农田为主，也是主要的人口居住地，占流域总面积的40%。

海河流域多年平均降水量为539 mm，自20世纪50年代以来，降水总体上呈现逐步减少的趋势。

流域年平均气温为10.8 ℃，年内变化较为平缓。

海河流域作为严重的资源性缺水地区，水资源供需矛盾十分突出，用不足全国1.3%的水资源量，承担着全国11%的耕地面积和10%人口用水任务 [17]。

由于流域内地表水资源非常匮乏，主要通过开采地下水进行灌溉，区内已形成大范围常年性浅层地下水位降落漏斗，地下水超采是地下水位下降的主导原因[18]。

近50年来，海河流域累计超采地下水高达1 900 亿m3，目前地下水年开采量约占流域总供水量的2/3[19]。

大范围超采活动已使海河流域地下水处于不可持续状态，严重威胁该地区的可持续发展。

1.2 数据介绍
工业、生活和农业的单位用水数据来自《中国水资源公报2000》（表1），并且在流域内保持固定不变。

2 研究方法
2.1 模型介绍
clm3.5模式是ncar发布的新一代陆面过程模式，是在clm3.0的基础上对陆面参数和水文过程加以改进，引进并完善了径流、地下水、碳循环和冻土过程，其具体物理过程在文献中有较为详尽的描述[21-22]。

clm3.5原有的地表产流采用topmodel模型中的simtop参数化方案，即根据蓄满产流和超渗产流的机制来计算，其中关键参数是计算单元的饱和因子，其依赖表层土壤的不透水面积，计算较为复杂。

本研究采用dtvgm模型的时变增益因子来改进clm3.5中的产流模型，即考虑降雨径流的非线性关系，以及产流过程中土壤湿度不同引起的产流量变化，通过时变增益因子简化了水文循环系统的输入输出之间复杂的非线性关系，达到与一般volterra泛函级数相同的模拟效
果。

在对clm3.5产流模块改进的基础上，构建人类活动影响概化模型（图2），并成功嵌入clm-dtvgm中。

为了满足每个时间步长内的总需水量dt，人类需要从附近的河流和含水层汲取水源，从河流中和含水层汲取的水量分别记为qs和qg，而开采的水资源量主要用于人类生活dd、工业生产di和农业灌溉da三个方面。

其中，生活和工业用水主要消耗于蒸发，而剩余的水量作为废水（dg）返回河道；农业灌溉用水则作为有效降水降落到土壤表面，并继续参加随后的产流等计算过程。

在图2中的水资源开采部分，从河流汲取的地表水供水量qs在clm3.5中主要从每个格点的总径流（地表径流与地下径流之和）中扣除；而从含水层中汲取的地下水供水量qg是在计算陆地水储量时扣除，因此有：
在图2中的水资源利用部分，工业和生活产生的废水量dg视为α（di+dd），且被直接从模式格点柱内移除，不再参与格点柱内的计算（α为工业和生活用水中返回河道的废水比例），而模式中的蒸发量相应地增加（1-α）×（di+dd），到达地表的有效降水量也因灌溉而增加da。

基于这种人类活动影响概化模型，模拟设置了两种情景：无人类活动影响（s1）、考虑开采地下水（s2）。

通过比较两种情景的模拟结果，可以探讨人类对水资源开采利用对水循环过程产生的影响。

本次模拟的区域范围设为112°-120°e，35°-43°n，时间范围是1980年-2010年，输入数据空间分辨率为0.1°×0.1°，输出数据的空间分辨率为0.5°×0.5°。

其中，需水量采用2000年统计值（表1）。

2.2 参数率定与模型验证
dtvgm 模型的参数见表2，在进行数值模拟前需根据实测流量资料进行参数率定。

本文采用海河流域滦县和观台水文站的实测流量资料率定上述参数。

图3为滦县站（1997年-2006）和观台站（1997年-2006）实测及模拟年径流过程，可以看出实测和模拟年径流过程总体上一致，率定的参数能够有效地模拟研究区域的径流过程。

3 结果分析
3.1 两种情景下海河流域年平均径流深时空变化
基于s1和s2两种情景模式，由clm-dtvgm对海河流域1980年-2010年径流进行模拟，得到地下水开采活动影响下的海河流域多年平均径流深空间分布变化情况）如图4、图5）。

两种情景下海河流域多年平均径流深整体分布趋势大致相同：从西北至东南逐渐增大，其中平原区和入海口处径流较大，山区径流较小；s2比s1情景下径流深有所减少，尤其是在东部平原区变化较为明显，这与东部平原区地下水开采较为严重有关。

3.2 两种情景下海河流域年平均蒸散发时空特征
基于s1和s2两种情景模式，由clm-dtvgm对海河流域1980年-2010年蒸散发进行模拟，得到多年平均蒸散发空间分布情况（图6、图7）可以看出从西北到东南，两种情景下海河流域多年平均蒸散发逐渐增大，这与海河流域降雨的空间分布呈现出较好的一致性。

考虑地下水开采活动后，局部地区尤其在平原区的取用水高值区和入海口地区，蒸发变异更明显。

3.3 两种情景下海河流域土壤湿度时空特征
s1和s2两种情景下，海河流域1980年―2010年多年平均土壤湿度（地表以下3.43 m）空间分布模拟结果如图8、图9所示，可以看出两种情景下多年平均土壤湿度空间特征基本一致，其中山区偏低，东北、西部及西南较高，总体表现为东北、西南高于中部地区，这主要受气温和降水空间分布的影响。

考虑地下水开采活动后，研究区局部的土壤湿度有较为明显的变化，整个流域呈降低现象，在平原取用水高值区降低程度较为明显。

4 结论和讨论
本研究采用构建的clm-dtvgm和中国科学院青藏高原所气候驱动数据集，选用无人类活
动影响和考虑开采地下水两种情景，对过去30年海河流域地表径流、蒸散发和土壤湿度变化进行模拟分析，得到如下结论：地下水开采导致海河流域地表径流整体上呈减少趋势，但在不同空间分布上影响程度不同，其中东部平原区地表径流减少较为明显；地下水开采导致流域蒸散发整体上呈增加趋势，但平原区的取用水高值区和入海口地区蒸散发呈减少趋势；地下水开采导致海河流域土湿整体上呈下降趋势，考虑地下水开采活动后，研究区局部的土壤湿度有较为明显的变化，其中在研究区东北部和西部山区土壤湿度有一定增加，平原取用水高值区土壤湿度降低。

zou等[23]用采用clm3.5陆面参数化方案的区域气候模式regcm4对海河流域1970年-2000年的陆面过程进行了模拟，得到的多年平均地表径流约为48.8 mm。

本研究不考虑人类活动过程的情景下模拟的多年平均地表径流约为35 mm，略小于zou等模拟结果。

不过，本研究模拟时期为1980年-2010年，属于气候变暖和人类活动加剧时期，海河流域地表径流已经呈现了减少的趋势[24]，所以本文模拟结果也相对合理的。

zou等模拟的多年平均蒸散发为534.7 mm，本研究不考虑人类活动过程的情景下模拟的多年平均蒸散发为440 mm，蒸散发模拟偏小可能与近年来海河流域地表径流减少有关，与径流的模拟结果保持一致，并且2006年研究资料显示海河流域多年平均蒸散发为425.4 mm[25]，进一步验证了模拟结果的可靠性。

实际上，海河流域地表径流、蒸散发和土湿变化的原因很复杂，包括降雨量减少，气温增加等气候变化以及水资源过度开发利用等，在今后的研究中还应设置不同的模拟情景，分析其他要素对水循环过程的影响。