基于水箱模型的会仙岩溶湿地睦洞河小流域径流模拟研究

2024-03-31孔纯正张红艳代俊峰吕玉娟李子涛万祖鹏

人民黄河 2024年3期

孔纯正张红艳代俊峰吕玉娟李子涛万祖鹏

摘要：受岩溶地貌分布和岩溶发育的影响，岩溶地区降雨径流过程复杂，径流模拟有助于识别岩溶地区径流产生的主要影响因素。针对会仙岩溶湿地睦洞河小流域岩溶地貌特点，建立双水箱并联错时模型，采用以Ｅｘｃｅｌ为基础建立的人工神经网络进行参数优选。以睦洞河小流域实测出流量为评价依据，采用相对误差、Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数和相关系数对率定期和验证期的径流模拟效果进行评价，率定期的年均相对误差为７．５％、Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数为０．６３、相关系数为０．７２，验证期的年均相对误差为１０．５％、Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数为０．５６、相关系数为０．６３，说明模型能够在研究区得到良好的模拟效果。对睦洞河小流域水箱模型径流模拟的参数敏感性进行分析，结果表明，地表下渗性能、岩溶快速流和慢速流的存在以及岩溶基流等岩溶地貌特点主要影响岩溶小流域的径流分配和产流量大小。

关键词：水箱模型；岩溶湿地；径流；敏感性分析

中图分类号：Ｐ３３３文献标志码：Ａｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００－１３７９．２０２４．０３．００４

引用格式：孔纯正，张红艳，代俊峰，等．基于水箱模型的会仙岩溶湿地睦洞河小流域径流模拟研究［Ｊ］．人民黄河，２０２４，４６（３）：１７－２１，６３．

０引言

中国西南地区岩溶地貌的连续分布面积大且生态环境脆弱［１］，碳酸盐类岩石出露面积９０．７万ｋｍ２［２］。岩溶湿地的径流构成复杂，控制因素多样，进行岩溶湿地径流的形成机理与模拟研究，可以为水资源调控和水管理措施的实施提供依据。国内外对岩溶地区的水文、水文地质和环境等的研究不断深入［３－４］。岩溶地区的径流在生态环境中处于基础地位［５－６］，其研究方法和技术在不断发展［７－９］。目前，我国已经在岩溶地区开展了一系列有关径流的研究，取得了较多的成果［１０－１３］，但对于岩溶湿地区域的径流研究较少。桂林市的会仙岩溶湿地有着“漓江之肾”的美誉，对漓江流域的生态环境变化有着重要的指示作用［１４－１６］。会仙岩溶湿地的径流季节变化明显，水量丰枯变化大，径流变化对流域水环境和洪涝干旱影响较大。对会仙岩溶湿地进行径流的模拟研究和敏感性分析，将有助于深入揭示会仙湿地径流的主要影响因素。

现阶段径流模拟方法众多，比如Ｇｒｅｅｎ－Ａｍｐｔ入渗曲线、Ｈｏｒｔｏｎ入渗曲线以及Ｐｈｉｌｉｐ入渗曲线等计算法，这些方法所需的数据不易精确获取；水文模型也较多，比如ＳＷＡＴ模型、水箱模型（Ｔａｎｋｍｏｄｅｌ）、ＳＣＳ模型和新安江模型等。ＳＷＡＴ等结构复杂的水文模型存在输入参数多、参数获取和率定比较困难等问题，而水箱模型和ＳＣＳ模型等简易模型所需参数较少，计算过程较为简单，尤其适用于少资料和无资料地区。ＳＣＳ模型主要反映土壤类型、土地利用方式及前期土壤含水量对降雨径流的影响［１７］；水箱模型结构灵活，可以较好地模拟岩溶地区水力联系和径流成分多样化，比较适合岩溶地区产流分析［１８］。

水箱模型对岩溶区域径流模拟的适应性强［１９－２１］，在一定程度上可以反映岩溶地区产汇流参数和径流的关系。龙玉桥等［２２］研究建立了晋祠岩溶水系统的亏缺量与岩溶水位间的关系，并应用这一关系建立晋祠岩溶水系统的水箱模型，在年度时间尺度上较准确地模拟了流量和水位的变化。王紫燕等［２３］运用单水箱結构模型分析甑皮岩水塘的渗漏模式，以水箱中的蓄水深度为控制变量，计算流域的产流、汇流及下渗过程。张荔等［２４］针对皂河小流域的水文特性，建立了４层串联水箱模型，模拟流域降雨径流过程。

本文以会仙岩溶湿地睦洞河小流域为研究区，根据研究区岩溶地貌与非岩溶地貌并存的特点，建立双水箱并联３层水箱模型，分析岩溶发育对径流的影响。

１研究区概况

会仙岩溶湿地是中国目前已知的中低纬度、低海拔岩溶地区规模最大的天然湿地。会仙岩溶湿地包括以睦洞湖为中心的湖泊沼泽湿地及龙头山、分水塘、狮子山和冯家鱼塘，以及相思江、良丰河、唐代开凿的古桂柳运河、睦洞河等河流湖泊。

睦洞河发源于会仙岩溶湿地北部岩溶石山下降泉，自北向南流经中部的会仙岩溶湿地核心区，然后向西最终汇入相思江，河长约１５ｋｍ，河宽２～２７ｍ，水深０．１５～２．１６ｍ，其贯穿会仙岩溶湿地中北部。本研究选取睦洞河小流域作为研究区，睦洞河小流域海拔１２５～４８５ｍ，流域面积３０．２ｋｍ２，流域内２４．２％的面积是裸露的碳酸盐类岩石，７５．８％的面积是以人类活动扰动为主的土壤覆盖型碳酸盐类岩石。研究区属于典型的亚热带湿润季风气候区，年平均降雨量为１５６９．７ｍｍ，其中３—９月的降雨量约占年降雨量的８０％。睦洞河小流域北部海拔高，为岩溶峰林；中南部海拔低，为平原或湿地。研究区地表水系主要为睦洞河和古桂柳运河，主要的塘堰湖泊有睦洞湖和督龙塘。睦洞河小流域内的地下水分水岭和地表水分水岭基本重合且流向一致［２５］。

２睦洞河小流域水箱模型建模

睦洞河小流域属于岩溶地区，包含裸露型（２４．２％）和覆盖型（７５．８％）两种地貌，本研究的水箱模型第一层设置为双水箱并联，模拟睦洞河小流域不同地貌条件的降雨出流情况。３层模型结构见图１，图中各符号含义见表１。

本研究根据流域日降雨量及日平均出流量实测数据，进行水箱模型的率定和参数的调整，侧孔出流量总和与最后水箱的底孔出流量合并，即为流域总的出流量。

第一层设置两个并联的水箱１和水箱２，分别模拟裸露型和覆盖型两种地貌条件的降雨出流情况。模型第一层的两个并联水箱的侧孔出流均用于模拟岩溶地区的地面径流，水箱１设置３个侧孔Ａ１、Ａ２、Ａ３，用于模拟岩溶土壤覆盖区域不同降雨强度所产生的地表径流，其中：Ａ１模拟蓄满产流情况，当降雨量达到流域平均最大蓄水量时产生出流；Ａ２和Ａ３模拟降雨量大于流域最大蓄水量时产生的地表径流，反映产流量随降雨量非线性增大的产流特点。β１、β２、β３为水箱１侧孔的出流系数，反映了岩溶土壤覆盖区域不同降雨量的出流情况。水箱１设置１个底孔，用于模拟地面径流和地下径流的转换以及下渗。水箱２设置１个侧孔Ａ４，用于模拟降雨在岩溶裸露区域所产生的地表径流的直接出流，即降雨落在裸露岩层上直接形成的径流量，β４为水箱２的侧孔出流系数；水箱２设置１个底孔，用于模拟裸露区域的裂隙流和下渗。α１和α２为第一层两个水箱的下渗系数，用于反映地表径流和地下径流的转换关系。根据研究区裸露型和覆盖型两种岩溶地貌所占比例，在设置第一层两个水箱时，设定水箱１底面积为０．７５８当量，水箱２底面积为０．２４２当量，第二层和第三层水箱底面积均为１当量。第一层两个水箱的底孔出流相加，作为第二层水箱的入流量。模型计算时考虑每日降雨蒸发及降雨产流情况，当日第一层水箱水量为前１日第一层水箱水量减去第一层水箱各出流量后再加上当日进入模型的水量。

根据岩溶地貌的产流特性，在土壤覆盖地貌区域和裸露地貌区域都存在岩溶裂隙的快速反应流和慢速反应流，本研究将第二层水箱和第三层水箱进行串联。

第二层水箱３模拟壤中流和地下管道中的快速反应流，因壤中流和岩溶快速反应流在产流和降雨径流响应时长上有一定相似之处，此处将两种径流成分合并处理，设置１个侧孔Ａ５和１个底孔，侧孔出流量用来模拟渗入岩石裂隙中的水流产生的快速地下径流和雨水降落在土壤覆盖层上产生的壤中流，侧孔设置一定的孔高，用来模拟壤中流和快速反应流只有在达到一定降雨量时才会产生的情况。β５为第二层水箱的侧孔出流系数，反映了岩溶地貌快速裂隙流和壤中流的出流程度。水箱３底孔的出流量看作进入不透水层和裂隙慢速反应流的水量，作为第三层水箱的入流量。α３为第二层水箱的下渗系数，反映岩溶地貌快速裂隙流和慢速裂隙流的转换情况。

第三层水箱４模拟裂隙慢速反应流和浅层地下径流，设置１个侧孔Ａ６，不设孔高，侧孔出流用于模拟慢速裂隙流和浅层地下径流；β６为第三层水箱的侧孔出流系数，反映岩溶地貌慢速裂隙流和浅层地下径流的出流程度。水箱４底孔出流量即为渗入岩石深部裂隙的水流和深层地下径流合成的基流，基流汇入河道。α４为第三层水箱的下渗系数，反映岩溶区域渗入岩石深部裂隙的水流和深层地下径流合成的基流的出流程度。本研究根据岩溶地貌中慢速反应流和基流的响应时长特点，在模型计算时将前２ｄ的第二层水箱底部下渗量计为第三层水箱的当日进水量，以此来模拟其对于降雨响应的滞后性。

各层水箱的底孔出流系数反映流域不同地层的下渗能力，侧孔出流系数反映岩溶地貌区域不同径流类型对流域径流量影响的能力。

参考会仙岩溶湿地地下水分水岭位置，将睦洞河小流域地表水分水岭近似看作与地下水分水岭一致［２５］，则下层两个串联水箱底面积相同，第一层的两个水箱底面积在计算时分别根据覆盖型和裸露型地貌所占比例进行计算。睦洞河出水口作为睦洞河小流域总出水口。

３参数设定与模型验证

利用２０１８—２０２１年桂林市气象站的日降雨量和蒸发量资料以及睦洞河小流域出口实测流量资料，对构建的水箱模型进行校正和验证。其中２０１８—２０１９年为率定期，２０２０—２０２１年为验证期。调整模型参数的过程采用手动调参，模型计算过程采用以Ｅｘｃｅｌ为基础建立的人工神经网络来进行。

建立简单的水量平衡方程：

Ｗ＝Ｐ－Ｅ（１）

式中：Ｗ为进入水箱模型的水量，Ｐ为流域日降雨量，Ｅ为流域实际蒸发量。

参考广西地区蒸发折算系数［２６］，并考虑研究区水文气象和植被特点，流域实际蒸发量计算时取折算系数为０．８。参考漓江流域金陵水库集水区研究成果［２７］，同时考虑睦洞河小流域岩溶地貌分布和土壤分布特点，研究区内土壤覆盖区的日平均最大含水量Ｈ１取６ｍｍ。根据《桂林区域水文地质普查报告》以及易连兴等［２８］的研究报告，在纯碳酸盐类岩石区，入渗系数平均值为０．４８，地貌为峰林平原和孤峰平原等松散岩层，被湿地土壤覆盖，部分岩溶裂隙被土壤填充，平均入渗系数为０．２９，则模型中α１取值０．２９，α２取值０．４８。考虑岩溶地区的慢速裂隙流和基流对降雨的响应特点，本模型采取错时相加，当日第三层水箱的入流量采用前２ｄ的第二层水箱下渗量来计算。其他参数根据人工神经网络计算结果，采取人工试错法进行调参，参数率定结果见表２。２０１８—２０２１年的流域日均流量模拟结果见图２和图３。

模拟结果显示，睦洞河小流域的日均流量模拟值与实测值变化趋势一致，模拟的日均出流量与实测日均出流量过程线形状相近。

选用相对误差、Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数和相关系数，对模型在率定期和验证期的模拟效果进行评价。实测值与模拟值年均误差一般应小于１５％，模拟效率系数应大于０．５，相关系数一般应大于０．６，则模拟结果可视为较为吻合。

建立的模型在率定期和验证期的评价指标（见表３）表明，其在会仙岩溶湿地睦洞河小流域取得了较好的模拟结果。

在模型率定期及验证期年均相对误差均为正值，同时也发现模拟值在水文年的枯水期对于降雨的响应较为明显，常出现模拟值大于实测值的情况，存在这一情况的原因可能是在模型模拟中未考虑水文年中峰平枯等不同时期灌溉用水及土壤含水量等的变化，今后将深入研究灌溉对产流的影响。

４参数敏感性分析与误差估计分析

经过模型试算分析，构建的水箱模型有β１、β２、β３、β４、β５、β６、α１、α２、α３、α４等１０个较为敏感的参数（含义见表１），它们对模型的出流量影响较大。

本研究选用ＯＡＴ（Ｏｎｅ－ｆａｃｔｏｒ－Ａｔ－ａ－Ｔｉｍｅ）方法进行模型的参数敏感性分析，模型运行ｎ＋１次以获取ｎ个参数中某一特定参数的灵敏度，其优点是模型每运行一次仅一个参数值发生变化，从而分析各参数对模型输出结果的影响［２９］。

敏感指数Ｓ采用数学关系中因变量对自变量的依赖关系来表示，可表达为两个变量的偏导数Ｓ′ ，建立两者有限差分求近似解，其公式为

令流域出流量Ｑ为因变量，各参数为自变量，用ｘ表示，则当ｘ＝ｘ０时，模型输出结果为Ｑ０。若令自变量变化量为Δｘ，则可令ｘ１＝ｘ０－Δｘ，ｘ２＝ｘ０＋Δｘ，本研究取Δｘ＝０．０５ｘ，从而得到Ｑ１和Ｑ２的數值，进而可以得到其依赖关系偏导数近似值Ｓ′ ，再将Ｓ′标准化，得到Ｓ的近似数值。

根据Ｓ的计算公式计算出各参数敏感指数，见表４。

从各参数的敏感指数排序来看，α３、α４、β６、β５、α１等５个参数对流域出流量影响较大。α３反映降雨在岩溶区快速裂隙流与慢速裂隙流的转换情况，影响降雨在进入岩溶裂隙后不同流态的分配；α４反映岩溶区渗入岩石深部裂隙水流和深层地下径流合成的基流出流程度，β６反映岩溶地貌慢速裂隙流和浅层地下径流的出流程度，它们影响了岩溶基流在睦洞河岩溶小流域的出流量大小；β５反映岩溶地貌快速裂隙流和壤中流的出流程度，影响浅层地下水中快速裂隙流和壤中流产流量大小；α１反映土壤覆盖型岩溶区的地表径流与地下径流的转换关系，影响降雨径流在地表和地下的分配。上述５个有关岩溶地貌径流分配和产流的参数对流域产流影响较大，即流域产流对其具有较强的敏感性。

５结论

１）根据会仙岩溶湿地睦洞河小流域地貌特点，建立双水箱并联错时模型，第一层双水箱并联体现研究区裸露型和覆盖型两种地貌，第二层与第三层水箱模拟岩溶地貌下渗及出流。考虑岩溶基流的滞后性，第三层水箱入流量用错时相加的方法计算，在睦洞河小流域利用２０１８—２０２１年的实测日均流量数据进行率定和验证。率定期的年均相对误差为７．５％，Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数为０．６３，相关系数为０．７２；验证期的年均相对误差为１０．５％，Ｎａｓｈ－Ｓｕｔｃｌｉｆｆｅ效率系数为０．５６，相关系数为０．６３，表明构建的水箱模型在会仙岩溶湿地睦洞河小流域具有较好的模拟效果。

２）模型参数的敏感性分析表明，睦洞河小流域径流的主要敏感性参数是水箱３下渗系数（α３）、水箱４下渗系数（α４）、水箱４侧孔出流系数（β６）、水箱３侧孔出流系数（β５）和水箱１下渗系数（α１）。

３）在模型率定期及验证期年均相对误差均为正值，特别在枯水期，径流模拟值对于降雨的响应明显，存在部分模拟值大于实测值的情况，原因可能是构建的水箱模型各出流系数恒定不变，在降雨量较大时对径流量的模拟还不够细致；也可能是构建的水箱模型未考虑不同季节的土壤含水量对降雨产流的影响。致谢：本研究的野外采样和计算分析得到了“ 南方石山地区矿山地质环境修复工程技术创新中心” 的支持，特表谢意。

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