盆地数值模拟

第6期侯恩光等:沂河流域山东段径流演变特征及影响因素分析·955·可分别得到因降水量和人类活动影响而各自产生的径流影响量。

突变年之前沂河流域的实测平均径流量为21.787×108m3，理论平均径流量为22.5×108m3；突变年之后沂河流域的实测平均径流量为25.134×108m3，理论平均径流量为23.854×108m3。

具体如表5所示。

表5降水量和人类活动对沂河流域径流量影响的统计值Table5Contribution rate of precipitation and human activities to runoff年限Duration平均降水量/mmAverage precipitation实测平均径流量/×108m3Live average runoff理论平均径流量/×108m3Theoretical average runoff降水影响量/×108m3Effects of precipitation人类活动影响量/×108m3Effects of humen1965-1988739.93421.78722.5 2.067 1.281989-2016789.88225.13423.854由表5可知，降水量对沂河流域径流量增大的影响量为2.067×108m3，贡献率为61.76%，而人类活动的影响量为1.28×108m3，贡献率为38.24%，故由此可以量化得出人类活动对沂河流域径流量增大造成了较大的影响。

4结论（1）沂河流域1956-2016年径流量总体呈现下降趋势；1965年为径流量的最重要突变点，其次为1989年；23年、11年和6年分别对应径流量变化的第1、第2和第3主周期；（2）沂河流域1956-2016年降水量总体呈现下降趋势，1964年为降水量的最重要突变点，其次为1989年；在1956-1969年、1970-1989年和1990-2016年分别以10-12年、14-18年和20-30年的时间尺度呈周期性变化，23年、11年和7年分别对应降水量变化的第1、第2和第3主周期；（3）在各个5年时段沂河流域径流量的极值比和变差系数均比降水量的大，径流量与降水量的变化趋势并非完全一致，径流量的变化幅度更大且变化效果更为显著；（4）沂河流域径流量和降水量在1965-2016年的最重要突变点为1989年；降水量和人类活动对该流域径流量增大的贡献率分别为61.76%和38.24%，由此可量化表明人类活动对沂河流域径流量增大造成了较大的影响。

技 术对模 型进行识 别校 正 ， 高 了模 型仿 真程 度 ， 建 了适 合 盆 地地 下水 系统 的数 值模 型。 最后 对 不 同 提 构
水 平年盆地 水动 力特征 进行 了输 出分析 。
［ 关键词］ 地下水三维流模型； 模型识别；Ｆ ｓ静升盆地 ＣＣ；
［ 中图分类号］ Ｐ４ ， ６ １２ ［ 文献标识码］ Ａ ［ 文章编号 ］ １０ ０４—１８ （０ ８ ０ ｏ． ０ １４ ２０ ）２一 ｏ ４— ４ １
ｏ Ｆ ａｉ ｇ ｔｃ ｎ ｌ ｇ ｄ ｎ ｉ ｎ ａｉ ｒ ｔ ｈ ｄ ｌ ｍｐ ｏ ｅ ｈ ｒ ｆ ｉ ｅ ｅ ｆ ｈ ｄ ｌ ｎ ｓ ｂ ｆＣ Ｃ ｄ ｔ ｅ ｈ ｏｏ ｙ ｉ ｅ ｔ ｙ ａ ｄ ｃ ｌ ａｅ ｔ ｅ ｍｏ ｅ ，ｉ ｒ ｖ ｓｔ ｅ ａ ｉ ｃ ａ ｄ ｇ ｅ ｏ ｅ ｍｏ ｅ ａ ｄ ｅ ｔ — ｎ ｆ ｂ ｔｉ ｌ ｒ ｔ ａ
研 究 区静升 盆 地 位 于 山西 省 中部 的灵 石 县境 内 ， 是 山前 洪 积倾 斜 平 原 所构 成 的典 型 盆 地 ， 第 四 系孔 其 隙地 下水 系统 主 要 由霍 山 山前 的岩 沟 、 红崖 底 沟 、 三奇
Ｃ ｉ ｃｄ ｍ ｆ ｃｅｃｓＢ ｉｎ ０ ２ ，Ｃ ｉａ ．Ｌｎ ｓｉ ｔｒＲ ｓｕｃｓＢ ｒａ ｎ Ｓ ａｘ Ｐｏｉｃ ｈ ａＡ ａｅ ｙｏ ｉ ｅ ｅ ｉｇ１０ ９ ｈｎ ；３ ｉｇｈ Ｗａ ｅｏｒｅ ｕｅｕｉ ｈｎ ｉ ｒ ｎ ｅ， ｎ Ｓ ｎ ｊ ｅ ｖ
Ｊ ｚｏ ｇ ３ ３ ０ ｈｎ ） ｉ ｈ ｎ １ ０ ，Ｃ ｉ ｎ ０ ａ
ｔｒ ｅ—ｄ ｍｅ ｉ ｎ ｌｇ ｏ ｎ ｗａｅ ｏ ｍａｈ ｍａｉ ｄ ｌｔ ｅ ｓ ｎ ｂｅ ｃ ｎ ｒ ｔ ｄｅ ｏ ｎ ａ ｙ．Ｉ ｋ ｓｕ ｅ ｈｅ ｉ ｎｓｏ ａ ｒ ｕ ｄ ｔｒｆ ｗ ｔ ｅ ｔ ｍｏ ｅ ｏ ｒ ａ ｏ ａ ｌ ｏ ｆ ｍ ｈｅ ｍｏ ｌｂ ｕ ｄ ｒ ｌ ｃ ｉ ｔｍａ ｅ ｓ

陆地和海洋各地质构造单元热流平均值
大地构造单元
测点数
大
前寒武纪地盾
214
陆 前寒武纪后非造山区
96
地
古生代造山区
88
区 中—新生代造山区
159
海
洋盆
638
洋
大洋中脊
1065
地
海沟
78
区
大陆边缘
642
HFU
0.980.24 1.490.41 1.430.40 1.760.58 1.270.53 1.901.48 1.160.70 1.800.93
t
z 2
(3- 6)
式中，T为古地温，℃；z为以岩石圈底 界为原点，直至地表的垂直坐标，cm； t为以拉张发生时间为零算起直至今天 的时间坐标，s；χ为岩石圈的热扩散率， cm2/s，可取为0.008。
上述热流方程的边界条件为：
T 0 当z h
T T1
当z 0
(3- 7)
式中，h为从地表至岩石圈底界的深度，
在一定的温度梯度下，反映岩石传热能力的 热导率主要取决于岩石自身的热学性质。 不同类型的岩石，因其矿物组成、结构特 征相异，其传热能力必然不同。即使是同 一类型、具有相同名称的岩石，也会因各 类矿物含量的不同和结构、胶结类型与程 度等的差异而呈现出不同的热导率值。沉 积岩一般都含有一定量的水，特别是处于 成岩初期的沉积物含水更多，由于水的热 导率很低，所以同一岩性中疏松、胶结差 的岩石，其热导率要比成岩程度高的低。
盆地热史模拟
地热在沉积物的成岩演化过程中起着 重要的作用，各种岩石化学变化和矿物转 化都以环境的温度为重要条件。在油气的 生成过程中，地热作用是决定性因素，并 且对于油气的保存和破坏，地热也是具有 普遍意义的控制条件（世界上绝大多数石油 储量分布在45—75mW／m2之间），因此， 热史研究是成油母质生烃研究的先导与前 提，并为后续生、排、聚烃量的模拟计算 提供温度场和必要的地质参数。

二、软件特色
5、高效的盆地建模技术
构造图 剥蚀厚度图 古水深图 „
+
现今盆地几何形态描述 地质历史事件描述
编辑沉积相图
• • • •
图形 常数 公式 ...
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immature kerogen
a3 Mature kerogen
k4
x4 Late gas
生物气模拟解决方案 (Schneider 2011) 成功应用于Barnett 页岩 and Posedonia 页岩 (Behar & Jarvie 2011)
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有限元法
TemisFlow
有限体积法
运算时间：1小时36分钟 TemisFlow一次 模拟耗时： 计算机硬件：8G内存，2.4GHz主频，双核（并行运算） 盆地模型：2000km2，T-T8，网格总数241362，网格大小468m×468m 模拟内容：应用达西流法模拟烃类的生排运聚过程
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• 一个准确的和已经证实的反应方案，能够预测早期或者晚期天然气生成。 • 更加准确地描述天然气组分和气体湿度
a1 Early gas
ai.xi = HC potential
k1 k2 k3
a2 Bitumen
x1 HC x2 HC x3 HC
Oil and Condensate gas source Dry gas source
② 热导率随温度化：