基于嵌套模型的地下水側向徑流邊界刻畫方法研究
——以湖北碾盤山沖積平原地下水數值模擬為例

汪禎宸，陳植華，徐 棟，彭 康

(1．中國地質大學(武漢)環境學院，湖北武漢430074;2．中國海洋大學環境科學與工程學院，山東青島266100)

基于嵌套模型的地下水側向徑流邊界刻畫方法研究
——以湖北碾盤山沖積平原地下水數值模擬為例

汪禎宸1，陳植華1，徐 棟2，彭 康1

(1．中國地質大學(武漢)環境學院，湖北武漢430074;2．中國海洋大學環境科學與工程學院，山東青島266100)

側向徑流邊界的刻畫方法是地下水數值模擬中的關鍵問題。以湖北碾盤山漢江水利水電樞紐工程為例，基于有限單元法和嵌套模型的水量轉換方法，分別建立包括完整水文地質單元的區域模型和僅包含漢水Ⅰ級階地的平原區模型;通過區域模型的分區水均衡運算，計算平原區側向徑流邊界的徑流量，并以區域模型水均衡為框架，分別采用二類流量邊界和一類水頭邊界刻畫側向徑流邊界，建立了平原區模型;深入分析區域模型和平原區模型間參數和水量的轉換關系，并對比了兩類邊界條件刻畫方法的優缺點和適用條件。結果表明:采用嵌套模型能夠得到較為準確的地下水側向徑流量;在平原區模型中采用二類流量邊界刻畫側向徑流邊界有利于提高平原區模型的精度和穩定性;邊界條件除具有雙重含義外還具有雙重特征，在模型建立過程中應充分認識邊界條件的位置特征和數量特征，并合理概化。

地下水;側向徑流邊界;數值模擬;嵌套模型;水均衡

地下水數值模擬技術是定量研究平原區地下水的重要手段，因控制的鉆孔數據限制，模擬范圍往往圈定一個較小范圍而非一個完整的水文地質單元，涉及一條或多條非天然邊界。非天然邊界的數值特征具有不確定性，不合理的處理將導致模擬結果產生嚴重失真，因此非天然邊界的刻畫方法具有重要的研究價值。本文以湖北碾盤山水利水電樞紐工程關山堤至朱堡堤一線為例，研究漢江沖積平原地下水側向徑流邊界的刻畫問題。

1 側向徑流邊界的特征及其刻畫方法

地下水數值模擬的邊界條件具有雙重含義［1］:其一作為地下水數值模型的定解條件，以描述系統邊界的特定狀態;其二確定了目標系統與周圍環境之間的相互作用關系，即系統間的物質、能量交換。天然條件下，一個完整水文地質單元的邊界相對易于刻畫，屬于數值特征明確的確定性邊界。例如區域分水嶺地下水通量為零，可以概化為零通量邊界;大型地表水體水位動態易于測量，水量充沛，在與地下水水力聯系緊密的條件下可以概化為水頭邊界。

側向徑流邊界是相鄰地下水系統間的一種聯系方式，系統間通過側向徑流發生水量交換。側向徑流邊界的數值特征受氣候、地質條件、人為擾動等多重影響，其位置和形態的選取具有一定隨意性，且不易觀測，屬于不確定性邊界。側向徑流邊界常被刻畫為一類水頭邊界或二類流量邊界，其刻畫過程主要包括:①邊界位置的地下水位動態觀測，觀測孔應分布于邊界沿線及兩側，觀測時長應包括一個完整水文年;②邊界水位統計和流量計算，通過動態數據分析，選擇某條變幅極小的等水位線設為一類水頭邊界，或通過邊界兩側水位差計算邊界處水力梯度和單寬流量，設定二類流量邊界;③觀測資料少的情況下可以采用迭代逼近的方法或者滾動預測方法［2］反演邊界水位或流量。

關山堤至朱堡堤一線漢江沖積平原是碾盤山水利水電樞紐工程的重要影響范圍，區內地質結構、巖土性質簡單，地下水監測資料豐富，以沖積平原區為模型范圍有利于得到較高的模擬精度和較好的收斂性和穩定性。然而沖積平原區并非完整的地下水系統，該區接受西側地下水側向徑流補給，側向徑流邊界的刻畫方式和合理性將對沖積平原區地下水模型流場產生至關重要的影響。因此，在建立平原區地下水數值模型過程中，應優先確定側向徑流邊界的刻畫方法。

但上述刻畫側向徑流邊界的方法不適用于本次研究，分析原因主要在于:一是尺度效應造成的規模誤差，這種尺度效應產生的誤差主要體現在大尺度過程常常僅能獲得點樣本或小尺度觀測值，但受到模擬技術水平的約束，模擬尺度總比觀測尺度來的大或者小［3］，而研究區分布不均、數量有限的點狀勘察及監測資料，對于側向徑流邊界屬于小尺度觀測值，具有一定程度的特殊性，達不到側向徑流邊界的刻畫精度;二是研究區內將修建碾盤山水力水電樞紐工程，水庫蓄水將導致地下水位抬升，而水位變幅受多種因素影響［4-5］，將天然地下水位概化為定水頭邊界將會增大模擬誤差;此外，迭代逼近方法或者滾動預測方法僅考慮了目標模型內的監測數據，忽略了模型區域外的流場狀態，也可能存在誤差。

為了解決上述問題，本文采用嵌套模型的水量轉換方法［6-7］研究側向徑流邊界的刻畫方法，并研究其精度及合理性。主要研究步驟包括:①圈定一個包含目標研究區的相對完整水文地質單元建立區域模型，避免邊界條件的不確定性;②通過區域模型的水均衡運算確定目標研究區的側向徑流補給量和補給層位，計算單寬側向徑流量;③建立稍高精度的目標研究區地下水數值模型，采用計算所得的單寬徑流量刻畫側向徑流邊界，并通過敏感性分析校驗目標研究區模型參數準確性和穩定性;④對側向徑流量進行誤差分析，評價刻畫方法的合理性。

2 研究區地下水數值模型的建立

2．1 研究區水文地質條件概況

研究區位于湖北省鐘祥市西北部，漢江西岸，見圖1。平原區域受漢江剝蝕-堆積作用影響，形成沿江帶狀分布的沖積平原，寬度為3～7 km，沿江長度約23 km。沖積平原區地勢平坦低洼，地面高程為30～55 m，堆積有第四系全新統(Q4)松散沉積物，組成漢水Ⅰ級階地，全新統地層至Ⅰ、Ⅱ級階地交界處逐漸尖滅。第四系全新統地層自上至下分別為:第四系全新統沖洪積層第四系全新統沖積層總厚度約15～30 m。其中具有二元結構，上部為灰黑色河漫灘相黏土、壤土夾淤泥質土，厚度約3～10 m，導水性較差，屬弱含水層，下部為黑灰、灰色河床相中粗砂、粉細砂，局部夾淤泥質透鏡體，滲透性強于上部，分布連續穩定，平均厚度約9．97 m，是研究區內的主要含水層，見表1。

圖1 研究區概況Fig．1 Hydrological geology sketch of the study area

表1 研究區地層一覽表Table 1 Stratigraphic and hydrogeological schemes of the study area

研究區以西為漢水Ⅱ、Ⅲ級階地至低山區，高程為55～420 m，以天摩嶺至馬子嶺一線地勢最高，形成研究區西側地表分水嶺，該區主要分布第四系更新統(Q2-Q3)和白堊系跑馬崗組(K2p)地層，僅分水嶺處出露少量震旦系地層。第四系中上更新統(Q2-Q3)沖洪積物位于全新統下部，出露于靠山側，組成漢水Ⅱ、Ⅲ級階地，高程在40～130m之間，主要巖性為黏土、壤土、淤泥質土夾礫石，厚度約10～20 m，含水性和導水性較差;第四系下伏基巖為白堊系跑馬崗組(K2p)黃綠、灰綠色砂礫巖、頁巖、泥巖，在研究區內分布連續穩定，主要在研究區西南側局部地區出露，厚度大于540 m，巖性完整且導水性差，是研究區內的隔水底板，見圖2。

圖2 區域模型和平原區模型結構及參數分區圖Fig．2 Structure of the regional and the plain terrain model and parameter sections

區內地下水主要為第四系松散沉積物孔隙潛水，接受大氣降水補給，地下水徑流方向自西向東，主要排泄于漢江及其支流，少部分以蒸發、植被蒸騰形式排泄，村鎮居民點以井形式分散開采少量地下水。漢江是區內最大地表水體，自北向南流經研究區東部，是全區地下水最低排泄基準面。研究區北側和南側分別為漢江較大支流蠻河和雙河，自西向東匯入漢江。

2．2 數學模型

由于研究區天然條件下地下水位僅隨季節性降雨變化，人為擾動小，多年年均地下水水位基本保持不變，因此可以采用穩定流計算研究區地下水多年年均側向徑流量及水位特征。本次地下水數值模型采用非均質孔隙介質三維穩定流數學模型刻畫，其數學模型如下:

式中:B1為給定水頭邊界(第一類邊界條件);B2為給定流量邊界(第二類邊界條件);Φ為模型空間;H1為B1邊界上已知水頭函數;K為滲透系數(量綱為LT－1);w為源匯項(量綱為T－1)為水力梯度在邊界法線上的分量。

2．3 區域模型和平原區模型的水量交換

本次目標研究區為漢水Ⅰ級階地的大部分區域，本文將該目標模型命名為平原區模型，同時提出區域模型的概念，區域模型是指包含目標研究區在內的一個完整水文地質單元作為模擬區的模型。

區域模型的邊界主要為大型地表水體和局部地形分水嶺，屬于數值特征明確的確定性邊界，其包含平原區模型，兩者共享部分確定性邊界。區域模型可以分割為屬于平原區模型的Ⅰ級階地部分，屬于低山區和漢水Ⅱ、Ⅲ級階地的外擴部分。平原區與外擴區的交界線為側向徑流邊界，屬不確定性邊界。區域模型的主要功能在于通過數值法計算模型區的水均衡，獲得側向徑流邊界處的地下水徑流通量和水位，控制總體的水量均衡和邊界流量的分配。

平原區模型在滿足區域模型水均衡框架的前提下，利用勘察資料對平原區模型內土地利用類型、土壤類型進行細分，細化平原區模型的參數分區，將區域模型中計算的平原區降雨入滲量、側向徑流通量等作為平原區模型的初始參數帶入平原區模型，并增加網格剖分數量、剖分密度，通過更加嚴格的敏感性檢驗，最終實現嵌套模型的水量轉換。

2．3．1 區域模型

區域模型西側為局部分水嶺，東側為漢江，北側為蠻河，南側為雙河，面積約302 km2(見圖2)。江漢、蠻河、雙河三側邊界依據水位觀測值設為一類邊界條件，其中漢江北部最高水位為44 m，南部最低水位為42 m，沿線采用分段線性插值，平均水力梯度約0．1‰。模型西側分水嶺為零通量邊界。

模型三維結構及初始水文地質參數通過勘察資料及氣象觀測資料確定，見表2。模型垂向結構依據地層含水性，自上往下分為:第四系全新統上部弱含水層(layer1)、第四系全新統下部含水層(layer2)、第四系更新統弱含水層(layer3)、基巖隔水層(layer4)。第四系自東向西逐漸尖滅，layer1、layer2尖滅于1級階地內，layer3尖滅于II、III級階地內，山區基巖裸露。模型采用三角剖分，平面上共剖分12 869個節點，最小三角形邊長約89 m，模型總共100 636個單元(見表3)，模型參數分區按地層含水性區分，見圖2(a)、(c)和表2。

表2 模型參數分區一覽表Table 2 Zoning of the model parameters

表3 模型剖分及精度一覽表Table 3 Mesh condition and precision schedule of the models

區域模型校驗采用“試錯法”，并進行了上百次運算。擬合結果可靠性的評判依據包括區域流場形態、模型收斂性、水位觀測孔擬合數量(觀測孔計算水位的置信區間為觀測水位上下1m)、擬合精度(RMSE)以及水均衡分析。通過敏感性分析得到參數校驗結果見表2中區域模型部分。

區域模型計算的等水位線見圖3(a)，區域模型模擬結果顯示:地下水主要接受大氣降雨的補給，以山坡回歸流［8］和地下水徑流方式向河流排泄。區域模型以側向徑流邊界從平面上劃分為西部的外擴區和東部的平原區兩部分，兩部分水均衡將被分別計算。另外，為了分析側向徑流的補給層位，將平原區分割為上覆第四系和下伏基巖，單獨計算平原區基巖的水均衡。各均衡區的水均衡項包括:降雨入滲補給量(R)、側向徑流量(q)、邊界排泄量(QBC1)、回歸流流量(Q回歸)。圖4顯示了區域模型各均衡區的水均衡關系，其中外擴區的降雨補給量中部分以回歸流形式排泄于地表水系，其余部分形成地下水徑流，以側向徑流(q)形式補給平原區;平原區主要以第四系地層接受地下水側向徑流補給，并接受降雨入滲補給，少量以回歸流形式排泄于地表水系，剩余絕大部分以地下水徑流形式排泄于河流。側向徑流量q作為平原區補給量考慮，對于外擴區作為排泄量考慮。

各均衡區內均衡項滿足如下水均衡關系:

圖3 區域模型和平原區模型等水位線圖Fig．3 Groundwater level contour of the regional model and the plain terrain model

圖4 區域模型水均衡流程圖Fig．4 Water balance flowchart of the regional model

區域模型水均衡計算結果見表4。由表4計算結果顯示，區域模型地下水通過河流(一類邊界QBC1)和回歸流(Q回歸)兩種方式排泄。其中，區域模型中回歸流主要形成于地形起伏較大的外擴區;平原區地勢平緩，主要以地下水徑流形式排泄于一類邊界(漢江及其支流)，平原區側向徑流補給量約為451．2 m3/d，由于側向徑流邊界劃定在第四系更新統分布區，無全新統的覆蓋，因此補給斷面主要為第四系更新統地層;平原區基巖地層側向徑流量可忽略不計。

表4 區域模型和平原區模型水均衡計算結果(m3/d)Table 4 Computation result of water balance of the sections of the regional model and the plain terrain model(m3/d)

2．3．2 平原區模型

平原區模型范圍與區域模型中計算平原區水均衡的范圍一致，三維結構一致，模型面積約107 km2。平原區模型平面上共剖分23 033個節點，最小三角形邊長約10 m，模型總共181 112個單元(見表3)。為了提高平原區模型的精度，將區域模型的參數分區進一步劃分為關山河渠沿線、關山堤河漫灘、村鎮、朱堡堤內沉積物、更新統出露區、基巖裸露區6個子區域，見圖2(b)、(c)和表2。細化后的平原區參數分區采用區域模型的參數校準結果為初始值，通過敏感性分析進行微調，可得到最終模型參數校驗結果(見表2平原區模型部分)。平原區模型西側流量邊界凈流入量取452 m3/d，邊界長度為25 250 m，單寬流量約0．018 m3/m·d。

平原區模型側向徑流邊界在垂向上包含兩類地層(第四系更新統、基巖)，通過區域模型水均衡計算已知基巖地層側向徑流量小于1 m3/d，可忽略不計，因此僅將單寬流量賦給第四系更新統斷面，并設基巖地層側向徑流量為0。

平原區模型校驗方法與區域模型一致，僅將觀測孔計算水位的置信區間精確到0．5 m，平原區模型同樣進行上百次運算得到擬合結果，見圖3(b)和圖5。

平原區模型擬合結果顯示，平原區模型良好地展現了天然地下水形態，滿足了可靠性的評判依據。10個觀測孔中8個孔的計算水位誤差處于0．5 m的置信區間內，僅2個孔的計算水位(43．09 m、44．87 m)誤差稍大(見圖5)。平原區模型側向徑流量為452．12 m3/d，與區域模型計算結果基本一致(見表4)。

圖5 平原區模型水位觀測孔擬合結果Fig．5 Calibration result of the observation points of the plain terrain model

2．4 敏感性分析

敏感性分析是確定參數范圍、評價參數準確性和模型穩定性的重要步驟［9］，本次研究中，區域模型和平原區模型的滲透系數皆通過敏感性分析確定，并以平原區模型的最終擬合結果為準，側向徑流量的誤差也通過敏感性分析進行評價。

2．4．1 敏感性分析方法

本文采用均方根誤差RMSE(Root Mean Square Error)和平均絕對誤差MAD(Mean Absolute Difference)兩個參數對模型進行敏感性分析與評價。具體計算方法如下:式中:Hc為觀測孔計算水位(m);Ho為觀測孔觀測水位(m);n為用于校正模型的觀測孔數量(個)。

敏感性具體分析過程為:以某個參數矯正結果值為基準，按50% ～150%的比例縮小或擴大單個參數值，計算模型觀測孔水位RMSE和MAD的變化，并綜合考慮模型流場和兩個評價指標的大小，確定參數誤差范圍。RMSE變化將采用百分比的形式，其變化百分比大于5%，認為該參數對模型影響大，屬敏感參數，其變化百分比小于5%，認為該參數不敏感;MAD則采用真值評價。

2．4．2 敏感性分析結果

圖6 平原區模型地層滲透系數敏感性分析Fig．6 Sensitivity analysis of the hydraulic conductivity of the plain terrain model

平原區模型地層滲透系數敏感性分析結果見圖6。由圖6可見:平原區模型Layer1地層滲透系數對模型水位精度影響小，對模型誤差RMSE產生最大僅1．4%的影響，而MAD變化則更加平緩，滲透系數小于0．007 m/d時會造成模型收斂性顯著變差，不予采用，綜合考慮滲透系數誤差范圍在0．007～0．01之間［見圖6(a)］;平原區模型Layer2-ac區地層滲透系數對模型水位精度影響較小，參數變幅50%僅對模型誤差RMSE產生最大1．6%的影響，增大參數能縮小MAD，綜合考慮滲透系數誤差范圍在7．5～10之間［見圖6(b)］;Layer2-d區地層滲透系數對模型水位影響較大，參數變幅50%可使模型誤差RMSE最大增加18．5%，與MAD變化趨勢一致，參數較為敏感，應確定更小的誤差范圍以提高模型精度，考慮到該參數數量級較大，綜合分析認為滲透系數誤差范圍在5～6．5之間［見圖6(c)］。平原區模型其余參數對模型的影響不大，綜上可見，平原區模型最終參數合理可靠，且數值較穩定。

由于側向徑流量主要通過區域模型確定，并且與區域模型更新統地層的滲透性存在對應關系，因此通過敏感性分析的區域模型，更新統地層參數應該直接用于平原區模型，不予變動。

3 側向徑流量的誤差分析

側向徑流量的誤差分析可從兩個角度說明:其一是區域模型中各參數對側向徑流量的影響;其二是側向徑流量對平原區模型精度的影響。

3．1 區域模型滲透系數對側向徑流量的影響分析

區域模型中側向徑流量的計算與區域模型各地層水文地質參數存在一定的聯系。其中，區域模型中更新統地層的滲透性與地下水側向徑流量相關性最強，當更新統地層的滲透性增大 50%(縮小50%)，模型RMSE值增加1．1%，側向徑流量增大11%(縮小15%)［見圖7(c)］;滲透性減小能夠減小擬合的RMSE值，但滲透系數小于0．3 m/d時會造成山前地下水位過度抬升，不符合實際水位，因此滲透系數采用0．3～0．5 m/d較為合理，相應側向徑流量在421．1～473．3 m3/d之間。其余地層滲透性對側向徑流量的影響不足10%［見圖7(a)、(b)］。

3．2 側向徑流量對平原區模型精度的影響分析

對于平原區模型，以451．2 m3/d為側向徑流量基準，側向徑流量增加或減小5% ～10%對平原區模型觀測孔水位僅僅造成RMSE值最大0．2%的變動，側向徑流量變幅為10%～50%使RMSE值最大增加18%，見圖8。增加邊界流量會顯著增大校準誤差，這是由于流量增加使東西向水力梯度增大，靠近流量邊界一側的水位明顯抬高所造成。綜合考慮更新統地層的滲透性范圍，側向徑流量在421～473 m3/d以內是合理的。

圖7 區域模型側向徑流量誤差估計Fig．7 Error estimation of the lateral groundwater runoff of the regional model

圖8 平原區模型側向徑流量誤差估計Fig．8 Error estimation of the lateral groundwater runoff of the plain terrain model

4 定水頭邊界與定流量邊界對比分析

一類水頭邊界和二類流量邊界在刻畫側向徑流邊界過程中存在精度差異性，本次研究中通過側向徑流量反演側向徑流邊界處地下水位，以一類水頭邊界刻畫平原區模型側向徑流邊界，計算相應邊界產生的側向徑流量，并采用敏感性分析相似的統計方法分析一類水頭邊界的誤差范圍，其結果見圖9。由圖9可見，邊界水位為48 m時平原區模型RMSE值最小，水位由46 m增加至50 m可使側向徑流量在123．3～1 071 m3/d范圍內單調增加，使RMSE值最大增加8%;若平原區地下水側向徑流量在421～473 m3/d范圍內，則水頭邊界水位則在47．9～48．1 m之間。

對比兩類邊界可以看出，采用流量邊界刻畫地下水側向徑流邊界對模型的穩定性和準確性是有益的。這主要是由于:

圖9 平原區模型水頭邊界水位與側向徑流量的關系Fig．9 Relationship between water level of the Dirichlet boundary and lateral runoff of the plain terrain model

(1)實測地下水水位用于定水頭邊界誤差較大。實測地下水位受到地形和人工開采地下水的影響，局部地形的高低起伏或人工開采會造成觀測水位具有上下數米的變化范圍;同時也受到觀測孔數量和平面位置分布的影響，如低洼地區鉆孔分布較多，計算平均水位就相對較低，通過水位觀測孔以插值方法得到的地下水位不能滿足0．1 m的精度要求，而誤差在0．5 m以上的定水頭邊界就可能對模型側向徑流量產生數倍的影響。

(2)定水頭邊界不適用于水位動態變化明顯的地下水流場。本次模型采用穩定流計算側向徑流量適用于水位變化不大的天然情況，在水位變幅較大的情況下，如當碾盤山水庫蓄水后，側向徑流邊界處水位的實際情況將如同圖10中②所示，水位上升，過水斷面面積增大，水力梯度減小。對于外擴區(剖面AB段)，地下水均衡滿足下式:

外擴區天然地下水入滲補給量(Q補const)僅與年均降水量相關，由于年均降水入滲量在長時間尺度上變幅不明顯，可近似設為恒量［10］。側向徑流(q)和回歸流(Q回歸)為外擴區主要排泄方式，側向徑流量(q)因排泄受阻稍有減小，則以回歸流或蒸發(Q回歸)方式排泄量增加，因此側向徑流量減少量與AB段回歸流量增加量相等。采用定水頭邊界刻畫側向徑流邊界(見圖10中①所示)，邊界處地下水水位將小于實際水位，等水位線看似基本合理，但水頭不變造成側向徑流量大幅減小，甚至可能成為平原區的排泄邊界，這忽略了水頭邊界對流量的影響，不符合實際情況。采用定流量邊界刻畫側向徑流邊界基本符合圖10中②所示效果，但缺點在于側向徑流量(q)不變，若漢江水位抬升，平原區模型計算水位b可能略高于實際情況。

圖10 區域模型和平原區模型剖面圖Fig．10 Section view of the regional model and the plain terrain model

綜上可見，一類水頭邊界和二類流量邊界都同時具有位置特征(水位)和數量特征(流量)，該特征對模型邊界刻畫的合理性具有重大影響。

5 結論與建議

(1)通過嵌套模型水量轉換方法研究側向徑流邊界，可以深入分析一個完整水文地質單元當中各子系統通過側向徑流邊界相互關聯的水量、水位特征，既通過刻畫區域模型將完整水文地質單元中的地下水流場特征納入考量，提高了目標區邊界條件的精度，又通過精細刻畫目標區(平原區)模型，簡化了模型結構，提高了模型精度和收斂性、穩定性，具有很強的實踐意義。

(2)側向徑流邊界多屬于不確定性邊界，應刻畫為二類流量邊界，而非一類水頭邊界。側向徑流邊界聯系一個完整水文地質單元中的各子系統，子系統之間的水量交換不能保證邊界兩側水位一定，在邊界處補排不暢、通量稍小，或模擬期內地下水位變幅巨大的情況下，一類水頭邊界往往不適用。

(3)側向徑流量計算結果與區域模型地層及參數存在對應關系，為確保計算結果正確，應保證模型參數充分校驗，并且側向徑流量計算結果帶入目標模型也應該對應地層分層賦值。此外，側向徑流量計算結果正確與否可以通過目標模型進行驗證。

(4)邊界條件除具有雙重含義外，還具有雙重特征，其一為位置特征，其二為數量特征。一類水頭邊界主要規定其位置特征(水位)，能夠接受排泄或提供補給不限量的水量是其數量特征，僅限于刻畫補排通暢的大型地表水體;二類流量邊界主要規定其數量特征(水量)，通過達西定律換算的水量與水力梯度之間定比關系(Q/J=K·A)計算水位是其位置特征。在數值模型的建立過程中，對邊界條件的雙重含義和雙重特征的清晰認識將有助于提高模型的仿真性［11］。

本次研究只涉及目標研究區天然條件地下水，因此采用穩定流計算，但后期碾盤山水庫蓄水完成后，地下水動態變化將導致流量邊界處水量減少，定流量邊界將不能滿足精度，此時可結合動態預測方法和嵌套模型水量轉換方法，通過區域模型計算動態條件下地下水側向徑流量，并結合地下水觀測，調整平原區模型側向徑流量的時間序列。此外，本次研究中區域模型和平原區模型面積比約3∶1，尺度效應造成的誤差相對較小，但在區域模型與平原區模型的面積比更大的情況下，區域模型更大的規模誤差將削弱側向徑流邊界的水量轉換精度，而尺度效應對轉換精度的影響將有待后續深入的研究。

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［11］陳崇希．“防止模擬失真，提高仿真性”是數值模擬的核心［J］．水文地質工程地質，2003(2):1-5．

Study on Characterization Methods of Groundwater Lateral Flow Boundary Condition Based on the Nested Model—A Case Study of Groundwater Numerical Simulation of Nianpanshan Alluvial Plain in Hubei Province

WANG Zhenchen1，CHEN Zhihua1，XU Dong2，PENG Kang1
(1．School of Environmental Studies，China University of Geosciences，Wuhan430074，China; 2．School of Environmental Science and Engineering，Ocean University of China，Qingdao266100，China)

Lateral flow boundary condition is a key issue in numerical simulation of ground water．Taking Nianpanshan hydropower project in Hubei as an example，based on the finite element method and the water transformation of the nested model，this paper sets up a regional model which contains a complete hydrogeological unit and a plain terrain model which only covers theⅠlevel terrain of Han River．Through water balance calculation in different sections of the regional model，the paper confirms the flux of the lateral flow boundary．Then，in the regime of the regional water balance，the paper establishes the plain terrain model respectively with the lateral flow boundary depicted by the Dirichlet boundary condition and the Neumann boundary condition．Next，the paper analyzes the relationship between the two models both in model parameters and water transformation relations，and compares the pros and cons and applicable conditions between the two kinds of boundary conditions in depicting lateral flow boundary．The result shows that accurate lateral groundwater runoff can be calculated by using the nested model，and using Neumann boundary condition depicting lateral flow boundary is helpful to improve accuracy and stability of the plain terrain model．It is concluded that the boundary condition has dual-characteristics along with the dual-meaning．In the process of building models，the position characteristics(water level)and the quantity characteristics(water volume)should be fully recognized．

groundwater;lateral flow boundary;numerical simulation;nested model;water balance

X143;P333．1

ADOI:10．13578/j．cnki．issn．1671-1556．2016．05．004

1671-1556(2016)05-0020-09

陳植華(1956—)，男，教授，博士生導師，主要從事地下水科學方面的教學與科研工作。E-mail:zhchen@cug．edu．cn

2016-04-07

2016-08-07

湖北碾盤山水利水電樞紐工程浸沒問題地下水數值模擬專題研究項目

汪禎宸(1988—)，男，碩士研究生，主要研究方向為地下水數值模擬。E-mail:wzc20060811@163．com