Modelo de simulación numérica de aguas subterráneas
I. Rango de cálculo y sección transversal del modelo
El modelo de simulación numérica de aguas subterráneas se estableció mediante el método de diferencias finitas. Los software de análisis de simulación PMWIN (Processing Modflow) y GMS (Groudwater Model System) se utilizan para resolver el problema de la solución definitiva del movimiento del agua subterránea. PMWIN es un software de aplicación desarrollado por el Servicio Geológico de los Estados Unidos para simular y predecir sistemas de aguas subterráneas. Es un software de modelado tridimensional con Modflow como núcleo (Jiang Wenxing, 1972) y puede usarse para procesar modelos tridimensionales (Jiang). Wenxing, 2005). PMWIN tiene una mejor interfaz para la importación de datos, mientras que GMS tiene una mejor visualización para el posprocesamiento de datos. Las ventajas de ambos se combinan para la simulación. El cálculo del modelo comienza desde Huangshi Taiyuan en el norte hasta los ríos Jinghe y Weihe en el sur. El límite occidental es la línea de 19276 km y el límite oriental es la línea de 19351 km. Restando las partes que no son del modelo, se obtiene el área efectiva total. el modelo es 1513km2. El modelo está segmentado en pasos uniformes de 1 km, y su cuadrícula de segmentación es en realidad la "cuadrícula de kilómetros" en la proyección Gauss-Krüger. El modelo se divide en pasos uniformes de 1 km y su cuadrícula es en realidad la "cuadrícula de kilómetros" en la proyección Gauss-Krüger. El modelo de agua subterránea del Área de Riego del Canal Jinghui se muestra en la Figura 8-2.
La curva de tiempo utiliza meses naturales como paso de tiempo.
Figura 8-2 División del modelo numérico de aguas subterráneas y distribución de recursos en el área de riego del canal Jinghui
Condiciones de contorno del modelo y procesamiento de elementos de recarga y descarga de aguas subterráneas
1. Lateral Procesamiento de recarga
El área de cálculo del modelo es el acuífero freático sedimentario suelto Cuaternario. Para simplificar el modelo, la infiltración de la fuente de inundación en la parte norte de Huangshitai se colocó en el límite norte del modelo, y la cantidad de infiltración se promedió durante muchos años y se ignoraron sus cambios con el tiempo.
2. Recarga de infiltración de precipitaciones
Según el mapa hidrogeológico de la zona de riego se determina el valor del coeficiente de recarga de infiltración de precipitaciones de diferentes unidades geomorfológicas y territoriales. Para la zonificación se consideraron exhaustivamente factores como la precipitación, el tipo de piedra, las condiciones subterráneas y la profundidad del nivel del agua subterránea en el área vadosa (Hu Yukun et al., 2010), se determinó el área de simulación y se el mapa de zonificación del coeficiente de recarga de infiltración de precipitación del Se determinó el área de simulación (Fig. 8-3), a través del análisis estadístico de los datos de precipitación en el área de riego de 1953 a 2000 y los datos del nivel de agua subterránea de 93 pozos de observación largos de 1988 a 2000, se determinó el coeficiente de recarga de infiltración de precipitación (Yan Yonghui et al., 2006). Luego, todos los datos de fuente y sumidero de superficie y línea se convierten en forma de intensidad y luego se convierten en intensidad en una sola cuadrícula mediante el cálculo de superposición y luego se importan al modelo usando el módulo recharxe.
Figura 8-3 Diagrama de zonificación del coeficiente de recarga de infiltración por precipitación en el área de riego del canal Jinghui
3. Recarga de infiltración por riego de campo y recarga de infiltración por canal
Infiltración por riego de campo La recarga y la recarga por infiltración del canal son las dos fuentes principales de recarga de agua subterránea en el área de simulación. La distribución de canales en el área de riego cubre básicamente toda el área de simulación, y la recarga superficial adopta riego de campo e infiltración del sistema de canales. La cantidad de recarga de riego por infiltración en cada período de riego de tierras agrícolas se calcula en función de los datos estadísticos sobre la tasa de utilización de los terraplenes de piedra en el área de riego y la larga secuencia de información sobre el consumo de agua de riego propiedad del área de riego, combinada con diferentes cuotas de riego. y coeficientes de reposición, y luego la cantidad de recarga de riego por infiltración de riego se distribuye uniformemente a las unidades informáticas.
4. Extracción y descarga de aguas subterráneas para riego de pozos
Según los resultados del cálculo y evaluación de los recursos de aguas subterráneas en el área de riego, la cantidad promedio de extracción de recursos de aguas subterráneas en toda el área de riego. en los últimos años es de 1.2629×108m3/a. La red de pozos en el área de riego se basa en canales de riego y canales principales. La dirección de disposición de los pozos es perpendicular o diagonal a la dirección del flujo freático. La separación entre pozos es de 200 a 300 m. Los pozos poco profundos representan el 95 del número total de pozos. los pozos de profundidad media representan el 2,4, los pozos grandes representan el 2,4% y los pozos grandes representan el 2,4%. El volumen de extracción y la dinámica de desarrollo provienen de la tabla de estadísticas anuales de extracción de aguas subterráneas en el informe anual de riego del distrito de riego. La cantidad de agua subterránea extraída del área de riego se ingresa en el modelo según el módulo de flujo del pozo (pozo).
5. Evaporación y descarga
El paquete de subrutina de evaporación EVT en MODFLOW es un modelo de evaporación lineal. La cantidad de evaporación de aguas subterráneas poco profundas tiene una relación no lineal con la profundidad del entierro y la evaporación. El factor es que el agua subterránea representa una gran proporción en el análisis del equilibrio y el modelo lineal utilizado para calcular la evaporación tiene un gran error. Este libro utiliza la fórmula no lineal de Arifyanov en lugar de la fórmula lineal del módulo de evaporación EVT para calcular la evaporación y utiliza un modelo lineal. para calcular la evaporación. Este libro utiliza la fórmula no lineal de Arifyanov en lugar de la fórmula lineal del módulo de evaporación EVT para calcular la evapotranspiración y reescribe el código fuente del módulo EVT en Visual Basic 6.0. La fórmula no lineal de Alivianov es:
El impacto y la simulación de la conservación del agua agrícola en la distribución espacial del agua subterránea en áreas de riego
donde RETMii, j es la intensidad de evaporación superficial del agua subterránea (metros), relacionado con las condiciones meteorológicas locales; RETii, j es la intensidad de la evaporación freática (metros), que cambia con el mes y se expresa como el volumen de agua por unidad de área por unidad de tiempo hi, j, k son unidades de cabeza hidráulica, es decir, nivel del agua subterránea (metros); hs, j, k es la elevación de la interfaz de evaporación (metros); dii, j es la profundidad límite de evaporación del agua subterránea (metros), que está relacionada con las características litológicas; m es un índice adimensional, que es aproximadamente; 2 en esta zona.
La precisión del RET ajustado mejora considerablemente en comparación con la anterior al ajuste. Al mismo tiempo, las isolíneas de agua subterránea calculadas utilizando un flujo constante cuando el efecto de ajuste es mejor se superponen al agua subterránea medida y el valor del RET ajustado. La interfaz de evaporación virtual es Las isobaras calculadas del agua subterránea se superponen cuando el efecto de ajuste de la elevación y el flujo constante es bueno. La profundidad medida del agua subterránea se usa como la elevación de la interfaz de evaporación virtual, y la elevación de la interfaz de evaporación virtual se usa para reemplazar la evaporación real. Elevación de la interfaz. La elevación de la interfaz de evaporación virtual se importa al módulo EVT. Se llevaron a cabo repetidas depuraciones y ajustes para hacer que la diferencia entre la elevación de la interfaz de evaporación virtual y la isoagua calculada sea consistente con la profundidad de enterramiento del agua subterránea medida, evitando así la inconsistencia entre las evaporación real y la distribución regional de la evaporación simulada causada por el error de ajuste del campo del flujo de agua subterránea. Se evita la inconsistencia entre la evaporación real y la evaporación simulada causada por el error de ajuste del campo del flujo de agua subterránea y se mejora el efecto de simulación de los recursos hídricos.
6. Extracción y descarga de aguas subterráneas industriales y domésticas
Las ciudades y pueblos que rodean la zona de riego aún no cuentan con el suministro de agua a través de redes de tuberías de agua potable y el uso doméstico del agua. Todavía se basa principalmente en la extracción de agua subterránea. Dado que no hay control sobre estas estadísticas detalladas de los pozos de agua subterránea, especialmente el uso de agua doméstica en las zonas rurales, básicamente cada hogar tiene un pequeño pozo de bombeo. Por lo tanto, es difícil contar el volumen de extracción de un solo pozo. Es difícil estimar su volumen de extracción utilizando el método de cuota de agua humana y ganadera rural y luego agregarlo con base en la recarga plana negativa en el modelo.
3. Determinación y verificación del modelo
1. Partición de parámetros hidrogeológicos
La partición de parámetros hidrogeológicos se basa en los datos del estudio hidrogeológico y de las pruebas de bombeo en el área de riego. , combinado con mapas topográficos, mapas geológicos, mapas hidrogeológicos, etc. del área de simulación. Para la partición de parámetros, los parámetros hidrogeológicos (T, μ) adoptan el método de constante de partición, y el rango y la forma de partición deben ajustarse a las condiciones geológicas y características sedimentarias del Cuaternario (como se muestra en la figura). El alcance y la forma de la subdivisión deben ser consistentes con las condiciones geológicas y características sedimentarias del Cuaternario (Figuras 8-6 y 8-7). Los valores de los parámetros de la partición de parámetros donde se encuentra la prueba de bombeo adoptan directamente los valores de los parámetros obtenidos de la prueba de bombeo. Los parámetros de esta partición se utilizan como parámetros de referencia, y los valores iniciales de los parámetros en otras particiones se estiman mediante extrapolación por analogía y con referencia a los datos de otras pruebas de bombeo de un solo orificio, y se confirman en la etapa de calibración del modelo.
2. Identificación y verificación del modelo
La identificación y verificación del modelo son eslabones clave en el proceso de simulación y modelación numérica de aguas subterráneas. Por lo general, durante el proceso de identificación e inspección del modelo, el modelo conceptual hidrogeológico se vuelve a comprender mediante el análisis de las condiciones hidrogeológicas en el área de estudio, y se determina aún más la exactitud del modelo hidrogeológico. El diagrama de flujo de verificación y verificación del modelo se muestra en la Figura 8-4.
Figura 8-4 Diagrama de flujo de calibración y verificación del modelo
La calidad de la calibración y validación del modelo también depende de la calidad de cada vínculo en el proceso de modelado, como el análisis de las condiciones hidrogeológicas, Generalización del modelo, etc. La calidad de cada eslabón en el proceso de modelación también depende de la calidad del análisis de las condiciones hidrogeológicas, la inducción del modelo, etc.
El trabajo de identificación y verificación no es el proceso de ajuste "digital" de un objeto de referencia. La base para la verificación e identificación del modelo es: el campo de flujo de agua subterránea simulado es básicamente consistente con el campo de flujo de agua subterránea real; el proceso dinámico de agua subterránea simulado es macroscópicamente similar al proceso dinámico de agua subterránea medido desde la perspectiva del balance hídrico; los cambios son básicamente consistentes con los elementos reales; la hidrología identificada. Los parámetros geológicos son básicamente consistentes con las condiciones hidrogeológicas reales.
Este **** recopila 93 longitudes de agua subterránea de 14 estaciones de gestión de riego en Shiqiao, Jingyang, Yangfu, Sanquan, Sanyuan, Xizhang, Peixi, Gaoling, Pengli y Zhangbu. Los agujeros Liyang, Xinshi, Loudi y Yanliang*** en el área de riego se observan regularmente 6 veces al mes, los días 1, 6, 11, 16, 21 y 26, y se registran y observan la dinámica del nivel del agua subterránea. La distribución de los pozos de observación del nivel freático cubre básicamente toda el área de riego (Figura 8-5).
Figura 8-5 Mapa de distribución de pozos de observación de agua subterránea a largo plazo en el área de riego del canal Jinghui
Seleccione el nivel de agua promedio mensual de enero de 1996 a diciembre de 1998 y divida el nivel de agua subterránea en el área de riego del canal Jinghui en La distribución de los orificios de observación se resume en la Figura 8-5, que muestra la distribución de los orificios de observación del nivel del agua subterránea en toda el área de riego. La identificación de los parámetros del modelo utiliza los datos de observación del nivel de agua promedio mensual desde enero de 1996 a diciembre de 1998, y la prueba del modelo usa los datos de observación del nivel de agua promedio mensual desde enero de 1999 a diciembre de 2000.
Con base en la cantidad de infiltración promedio actual del sistema de canales de varios años, la cantidad de infiltración de riego del campo y las isolíneas de agua subterránea (Figura 8-6), el valor T del coeficiente de conductividad hidráulica de cada zona se ajustó para que coincidiera. La esencia de este principio es considerar la circulación del agua subterránea en el área de riego como una "prueba natural de Darcy a gran escala" y ajustar el valor y la distribución de la conductividad del agua T. Cuando el campo de flujo simulado y el campo de flujo real son similares en En forma macroscópica, el cálculo de T se completa inicialmente. Durante el proceso de corrección, también se calcula la evaporación del agua subterránea. En este momento, se generarán campos de flujo de diferentes formas, es decir, distribución isohidráulica. Al corregir el grado de suministro de agua, el valor T se fija temporalmente y se ajusta el grado de suministro de agua μ de cada zona (Figura 8-7). El grado de suministro de agua afectará los cambios dinámicos anuales del agua subterránea. Ajustar el grado de suministro de agua puede hacer que los cambios dinámicos anuales del agua subterránea se acerquen a los valores reales observados. Al ajustar las particiones de parámetros y los valores de los parámetros de partición, se minimiza la diferencia entre los dos y, en base a esto, se juzga si los parámetros hidrogeológicos y las particiones utilizados son razonables. Después de repetidas depuraciones de parámetros, se obtuvieron parámetros hidrogeológicos relativamente ideales. Las curvas de ajuste de los niveles de agua medidos y los niveles de agua calculados en algunos orificios de observación se muestran en la Figura 8-8. La mayoría de los valores absolutos de los errores de ajuste cumplen con los requisitos de especificación. Los agujeros de observación son buenos.
Durante el proceso de depuración del modelo, es necesario hacer pleno uso de diversa información obtenida de los datos de exploración hidrogeológica y el juicio del personal de cálculo sobre las condiciones hidrogeológicas. Depuración repetida hasta que la variabilidad dinámica anual del campo de flujo y el orificio de observación se acerque al valor de observación real. Después de determinar los parámetros del modelo, se logró una coincidencia razonable entre el campo de flujo de agua subterránea y la cantidad de recursos de agua subterránea.
Figura 8-6 Diagrama de zonificación de la conductividad hidráulica T del acuífero y de la sección de recarga y descarga en el Área de Riego del Canal Jinghui. Área de riego del canal Jinghui
Figura 8-7 Mapa de zonificación del rendimiento de agua específico del acuífero del área de riego del canal Jinghui
De acuerdo con el método anterior, se utilizaron largos orificios de observación desde enero de 1996 hasta diciembre de 1998. Los parámetros hidrogeológicos se determinaron basándose en los datos de observación del nivel del agua subterránea y se realizaron pruebas de modelos utilizando datos de observación del nivel del agua subterránea en pozos de observación largos de 1999 a 2000. La curva de ajuste del cambio de nivel de agua de los orificios de observación típicos en el área de riego calculada por el modelo y el cambio de nivel de agua medido se muestran en la Figura 8-9. y el nivel de agua medido se muestra en la Figura 8-10. Como se puede ver en la Figura 8-9, con base en los datos del nivel de agua de 93 pozos de observación largos, se eliminaron algunos pozos de observación con datos incompletos y se seleccionaron 44 pozos de observación para que se ajustaran a sus líneas de proceso de nivel de agua. Los errores estadísticos absolutos son. se muestra en la Tabla 8-1.
Figura 8-8 Mapa de ajuste de los contornos del agua subterránea en el área de riego del canal JinghuiFig.8-8 Mapa de ajuste de los contornos del agua subterránea en el área de riego del canal Jinghui
Tabla 8-1 Gráfico Distribución integral del error tabla 8-1 Análisis de errores de simulación del nivel de agua subterránea
Como se puede ver en la Figura 8-10 y el proceso de simulación real, el coeficiente de correlación (R2) entre el valor calculado del nivel de agua subterránea y el valor medido está entre 0,8 y 0,98, lo que indica que los elementos de recarga y descarga y los parámetros geológicos del nivel del agua ingresados al modelo son representativos en el área de simulación. La situación de ajuste del modelo se puede dividir aproximadamente en dos categorías: un tipo es una situación de buen ajuste, la diferencia entre el nivel de agua calculado por el modelo y el nivel de agua real observado es pequeña y puede reflejar mejor la tendencia de cambio dinámico del agua del punto de la cuadrícula. el otro tipo es la situación de ajuste del modelo. Siempre hay una cierta diferencia entre el valor del nivel de agua calculado y el valor del nivel de agua medido, pero la tendencia cambiante es básicamente la misma. Después del análisis, el error proviene principalmente del error estadístico de cada término de fuente y sumidero, así como del error de simulación estratigráfica causado por la precisión de los datos geológicos. Otra cosa a tener en cuenta es que el algoritmo del modelo utiliza una solución iterativa. La solución obtenida mediante el método iterativo es solo una solución aproximada de la ecuación en diferencias, y la precisión también se ve afectada por muchos factores. En resumen, los resultados de ajuste del campo de flujo y la línea de proceso de cambio de nivel de agua calculados a través del modelo muestran que los resultados de la simulación reflejan de manera más realista las características del campo de flujo de agua subterránea en el área de riego y pueden usarse para análisis y cálculos numéricos.
Figura 8-9 Ajuste de la amplitud del nivel del agua de los orificios de observación típicos en el área de riego del canal Jinghui
Figura 8-10 Ajuste del nivel del agua de los orificios de observación típicos en el área de riego del canal Jinghui