第51卷 第3期2015年5月南京大学学报(自然科学)J O U R N A L O FN A N J I N G U N I V E R S I T Y(N A T U R A LS C I E N C E S)V o l .51,N o .3M a y,2015基金项目:国家自然科学基金(41030746,41372235)收稿日期:2014-11-24*通讯联系人,E -m a i l :j f w u @n ju .e d u .c n D O I :10.13232/j .c n k i .j n ju .2015.03.016G S F L O W 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用张浩佳1,吴剑锋1*,林 锦2,吴 鸣1,吴吉春1(1.南京大学地球科学与工程学院水科学系,南京,210023;2.南京水利科学研究院,南京,210029)摘 要:地表水-地下水具有复杂的相互转换关系,但是相关的地表水-地下水耦合模拟模型应用较少.本文通过分析G S F L OW 模型的结构㊁原理及计算过程等,应用G S F L OW 模型对干旱区进行地表水-地下水耦合模拟.根据开都河地区的现有资料,利用G S F L OW 模型构建了研究区地表水-地下水耦合模型,并利用2000 2005年两个径流测站数据㊁地下水观测井数据和博斯腾湖水位数据与模型模拟结果进行比较分析.研究结果表明,模型各个径流测站径流量的N a s h 模型确定性系数在0.67以上,观测井绝对平均误差约1.2m ,开都河东支模拟出流量和博斯腾湖水位变化的趋势相近,取得较好的模拟精度.G S F L OW 模型可以较为真实反应出地表水-地下水相互作用的影响及河流径流量的变化,可以作为类似干旱区地表水-地下水相互作用的评估工具,并应用于实际地表水-地下水资源的统一管理.关键词:地表水,地下水,耦合模拟,G S F L OW 中图分类号:P 333.9 文献标识码:AA p p l i c a t i o no fG S F L OWt o t h em o d e l i n g o f gr o u n d w a t e r -s u r f a c e w a t e r i n t e r a c t i o n i na na r i dw a t e r s h e dZ h a n g H a o j i a 1,W u J i a n f e n g 1*,L i n J i n 2,W u M i n g 1,W u J i c h u n 1(1.D e p a r t m e n t o fH y d r o s c i e n c e s ,M i n i s t r y o fE d u c a t i o n ;S c h o o l o fE a r t hS c i e n c e s a n dE n g i n e e r i n g,N a n j i n g U n i v e r s i t y ,N a n j i n g ,210023,C h i n a ;2.N a n j i n g H y d r a u l i cR e s e a r c h I n s t i t u t e ,N a n j i n g ,210029,C h i n a )A b s t r a c t :D u et ot h ec o m p l e x i t y o ft h e g r o u n d w a t e r -s u r f a c e w a t e ri n t e r a c t i o n ,t h ec o u p l e d s u r f a c e w a t e ra n d g r o u n d w a t e r f l o w s i m u l a t i o n m o d e l i ss e l d o m u s e di na r i d w a t e r s h e d s .T h i s p a p e rr e v i e w st h es e v e r a le x i s t i n g m e t h o d s f o rc o u p l i n g t h es u r f a c e w a t e ra n d g r o u n d w a t e rs i m u l a t i o n s .T h e nt h i s p a p e ri n t r o d u c e st h e G S F L OW m o d e l i n t e r m s o f i t s s t r u c t u r e ,p r i n c i p l e a n d c a l c u l a t i o n p r o c e s s a n du s e s i t f o rm o d e l i n g t h e i n t e r a c t i o nb e t w e e n t h e s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r i n a n a r i dw a t e r s h e d .A c c o r d i n g t o t h e e x i s t i n g d a t a a n d c o n d i t i o n s i n t h eK a i d uR i v e r b a s i n ,t h e c o u p l e d s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r f l o w m o d e l i s c o n s t r u c t e du s i n g G S F L OWa n dG I S t o o l s .A l s o ,t h e m o d e l i s c a l i b r a t e da n dv a l i d a t e db y u s i n g t h eo b s e r v a t i o nd a t ao f r u n o f f ,gr o u n d w a t e ra n ds u r f a c ew a t e r l e v e l so f B o s i t e n g La k e f r o m2000t o 2005.T h e r e s u l t s s h o wt h a t t h eN a s h c o e f f i c i e n t f o r r u n o f f s i m u l a t i o n s i s o v e r 0.67,t h e ab s o l u t e a v e r a ge de r r o r b e t w e e n t h e o b s e r v e da n d s i m u l a t e d g r o u n d w a t e r l e v e l i s a b o u t 1.2m ,a n d t h e t r e n dof t h e第3期张浩佳等:G S F L OW在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用w a t e r l e v e l o fB o s i t e n g L a k e i s i na g r e e m e n tw i t ht h er u n o f fo fK a i d u R i v e r,i n d i c a t i n g t h a tt h e m o d e la c h i e v e s s a t i s f y i n g s i m u l a t i o na c c u r a c y.T h i s p a p e rs h o w st h a tt h e G S F L OW m o d e li sah e l p f u lt o o lf o ra s s e s s i n g t h e g r o u n d w a t e r-s u r f a c ew a t e r i n t e r a c t i o na n d c a nb e u s e d f o r i n t e g r a t e dm a n a g e m e n t o f s u r f a c ew a t e r a n d g r o u n d w a t e r r e s o u r c e s i na r i dw a t e r s h e d s.K e y w o r d s:s u r f a c ew a t e r,g r o u n d w a t e r,c o u p l e dm o d e l i n g,G S F L OW水是维系经济社会发展和生态系统运转的重要因素.对于干旱区而言,地表水和地下水因同出一源,地表径流自出山口后,在自然或人为作用下,地表水与地下水之间始终存在着相互转化的复杂过程.而由于社会经济可持续发展的需要,生产㊁生活和生态等三者之间存在着相互竞争且不协调的用水关系.开都河位于新疆内陆地区,该河流对新疆的经济发展有重要影响,其尾闾是中国最大的内陆淡水湖 博斯腾湖.由于受到气候变化与人类活动的影响,该区地下水开采日益严重,导致博斯腾湖水位不断降低,同时社会经济发展对水资源需求的快速增长促使开都河流域水资源短缺的问题越来越突出.为此,对开都河区地表水与地下水进行耦合模拟,对促成开都河地区地表水与地下水资源的统一管理具有重要意义.由于水文循环自身的复杂性及其空间结构㊁运动状态的不同,长期以来常常把地表水和地下水分割开来单独进行模拟研究,或者只对地表水㊁地下水模型的上部(下部)进行概化,这种处理方法往往会忽略水文循环中的一些重要影响因素,导致模型不能精确反映流域水文物理过程,从而使模拟失真[1,2].近年来,随着地表水与地下水相互作用越来越受关注,利用耦合模型开展模拟研究也取得了一定的进展.在国外,S c i b e k和A l l e n等[3]利用三维瞬变地下水流模型模拟了加拿大南部中心的哥伦比亚三个气候时期,以此来评价未来气候变化对地表水和地下水相互作用以及潜水含水层地下水位的影响.在国内,武强等[4,5]通过联立求解地表河流一维明渠非恒定渐变流与地下水拟三维非稳定流运动方程,提出了地表河网与地下水流耦合模拟方法.刘路广等[6]将改进S WA T模型与地下水模型MO D F L OW进行耦合,构建了灌区地表水-地下水分布式模拟耦合模型并将该耦合模型应用到柳园口灌区.地表水与地下水耦合模型根据耦合紧密性的不同[7~10],可以将其分为3类:(1)紧密耦合型,以瞬变偏微分方程描述各种水流运动,运用数值分析建立相邻网格的时空关系,不同界面的水量交换以源汇项来实现,这类模型的建立和参数率定都有相当大的难度,大多用于小流域的研究,如M I K E-S H E模型.(2)半松散耦合型,主要利用当前成熟的地下水模型取代分布式水文模型的地下水模块,二者通过共同参变量的传输和反馈进行耦合,对参数精度的要求相对较低,可为一些大流域地表水和地下水联合管理提供一定的科学依据和技术支撑,如S W A T M O D㊁G S F L OW.(3)松散耦合型:以流域水循环和平衡原理为基础计算各部分水量的变化过程,但不考虑空间变异性.如 四水 转化模型.开都河研究区常规观测资料十分有限,许多地区无资料或者少资料.为了适应目前的数据条件和应用情况,同时能够根据一定物理机制的流域地表水与地下水耦合模型对研究区域进行模拟,从而为流域地表水与地下水资源的统一规划提供技术支撑,本文拟采用半松散耦合型模型G S F L OW模型对研究区进行模拟,并利用2000 2005年数据进行实例验证分析. 1模型结构与原理G S F L OW模型是由美国地质调查局开发的用于模拟地表水与地下水相互作用的模型[11],该模型考虑了气象条件㊁地表径流㊁地下径流以及地表水与地下水之间的相互作用关系,耦合了降雨径流模拟系统P R M S和三维有㊃795㊃南京大学学报(自然科学)第51卷限差分模型MO D F L OW 2005,可适用于不同空间尺度和时间尺度的模拟,以评价土地利用变化㊁气候变化及地下水开采对地表水文过程和地下水文过程的影响.1.1 P R M S 和M O D F L O W P R M S (P r e c i -p i t a t i o n -R u n o f f M o d e l i n g S y s t e m )模型是由L e a v e s l e y 等[12]于1983年建立的流域水文模型,具有明确的物理机制和模块化特征,适用于模拟不同降雨㊁气候及土地利用对流域水文过程的影响.P R M S 模型将流域概化为若干个有限容量或无限容量的水库(R e s e r v o i r )以模拟整个流域的水文过程,水分在各个水库以径流㊁蒸散发㊁入渗等方式进行转换.MO D F L OW 模型是由美国地质调查局开发的模拟地下水流动的有限差分软件[13],该模型采用模块化结构,模型输入输出项㊁基本结构等由各个模块进行处理,空间离散采用有限差分法对网格进行剖分,时间离散采用应力期,将整个模拟时期分为多个应力期,并将每个应力期划分为多个时间步长进行模拟.图1 G S F L O W 模型结构图F i g.1 T h e s t r u c t u r a l f r a m e w o r ko fG S F L O W m o d e l 1.2 G S F L O W G S F L OW 模型主要包括三个模拟模块(图1),其中每个模块区域都利用各自独立的公式来计算水流的交换.第一个模块包括地表植被㊁积雪㊁洼地蓄水和土壤层,利用P R M S 模型进行模拟,输入降雨㊁气温和潜在的太阳辐射等数据计算能量㊁水流和水量.第二个区域包括模拟区域内的河流和湖泊,利用MO D F L OW 2005中的S F R 2程序包和L A K E 程序包进行模拟计算.第三个区域是土壤层以下区域,利用MO D F L OW 2005中的U Z F 等程序包进行模拟计算.1.2.1 地表产流模拟 G S F L OW 模型将流域分为透水区和不透水区,在透水区主要采用超渗产流机制,通过供水区域(C o n t r i b u t i n g -a r e a)进行计算,其线性公式如下:F pe r v mH R U =F m n H R U +(F m x H R U -F m n H R U )D u p mH R U D u pm x mæèçöø÷H R U (1)其非线性公式如下:S m i d x m H R U =D m -1C P R +0.5P n e t mH R U(2)C 3m H R U =S m c H R U ㊃10(S m e x H R U ㊃S m i d x mH R U )(3)F pe r v m H R U =C 3m H R U 当C 3mH R U ɤF m x H R U 时(4)F pe r v m H R U =F m x H R U 当C 3m H R U >F m x H R U 时(5)式中:F pe r v mH R U 为第m 个时间步长H R U 透水区地表径流供水区域;F m n H R U 是H R U 透水区最小径流供水区域;F m x H R U 是H R U 透水区最大径流供水区域;D u p mH R U 是第m 个时间步长H R U 毛细水量(L );D u p m x mH R U 是第m 个时间步长H R U 中最大毛细水量(L );S m i d x m H R U 是第m 个时间步长毛细带水库土壤湿度指数;D m -1C P R 是第m -1个时间步长毛细带水库水量(L );P n e t mH R U 为第m 个时间步长陆地表面的净雨量(L );S m c H R U 是计算透水区比例系数;S m e x H R U 是计算透水区比例指数;C 3m H R U 为第m 个时间步长H R U 计算透水区供水区域.1.2.2 蒸散发模拟 G S F L OW 提供了经验性的H a m o n 公式㊁完善的J e n s e n -H a i s e 公式和实测数据系数校准三种计算潜在蒸散发能力的方法,实际蒸发计算包括冠层截留蒸发㊁植被蒸腾和土壤水蒸发,土壤水蒸发和植被蒸发主要利用毛细水库进行蒸散发模拟,其主要计算公式如下:E T m ,n C P R =E A P R m ,n C P R ㊃P E T m ,nH R U(6)式中:E A P R m ,nC P R 是第m 个时间步长第n 次迭代毛细水库实际蒸散发年与潜在蒸散发量的比㊃895㊃第3期张浩佳等:G S F L OW 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用值;E T m ,nC P R 是第m 个时间步长第n 次迭代毛细水库实际蒸散发量(L );P E T m H R U 是第m 个时间步长第n 次迭代潜在蒸散发量(L ).1.2.3 基流模拟 G S F L OW 中根据地下水位与河水位的高低关系确定地下水与和河流的补排关系,当地下水补给河流时产生基流,其公式如下:Q ms t r l e a k=K s t r b e d ㊃w e t p e r s t r ㊃l e n gt h s t r ㊃h m s t r -h mf d c t h i c k æèçöø÷s t r b e d (7)式中:Q ms t r l e a k 是第m 个时间步长河流与地下水的交换量(L 3T -1);K s t r b e d 是河床底部沉积物的渗透系数(L T -1);w e t pe r s t r 为河床的湿周(L );l e n gt h s t r 为河段长度(L );h ms t r 为第m 个时间步长河段中点处的水头(L );h m fd c 为第m 个时间步长网格所对应的地下水水头(L );t h i c k s t r be d 为河床的厚度(L ).1.2.4 地下水位模拟 G S F L OW 中地下水的动态由MO D F L OW 2005进行模拟,其运动方程如下:∂∂x K x x ∂h ∂æèçöø÷x +∂∂yK y y∂h ∂æèçöø÷y +∂∂z K z z ∂h ∂æèçöø÷z +W =S s∂h ∂t(8)式中:K x x ,K y y ,K z z 为渗透系数张量沿x ㊁y ㊁z 轴方向的主要分量(L T -1);h 为水头(L );W 为地下水的源和汇(T -1);S s 为多孔介质的贮水率(L -1);t 为时间步长(T ).2 应用实例2.1 研究区概况 开都河研究区位于新疆维吾尔自治区巴音郭楞蒙古自治州境内天山南麓㊁塔克拉玛干沙漠北緣(85ʎ58ᶄ~86ʎ43ᶄE ,41ʎ52ᶄ~42ʎ17ᶄN )(图2),研究区面积为1400k m 2.开都河流域地形变化幅度大,以干旱㊁半干旱气候为主.一般4月上旬进入暖半年,10月下旬进入冷半年,暖半年降水量占全年总量90%以上,山洪多发;年平均气温8.6ħ,年内最高气温38.8ħ,最低温度-35.2ħ,积雪期31天,无霜期170~190天.开都河汛期4 9月平均流量分布在108~213m 3㊃s-1之间,占年径流量的65%,全年最小月平均流量51.3m 3㊃s -1,水量稳定,多年变化及年内变化都较小.研究区域地下水主要赋存于第四系松散沉积物之中,地下水类型为孔隙水,目前研究区域内地下水开发程度较高.图2 研究区地理位置图F i g .2 L o c a t i o nm a p o f t h e s t u d y ar e a 2.2 数据获取 水文气象数据:收集开都河研究区域2000 2005年的日降水量㊁日最高气温㊁日最低气温.收集开都河研究区域水文监测站2000 2005年的月径流量及站点的基本信息.收集并整理开都河研究区域观测井资料(包括地下水位㊁坐标㊁井口高程㊁埋深等).地理信息数据:数字高程图使用中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据镜像网站提供的S R T M D E M (90mˑ90m ),土地利用数据及土壤数据使用寒区旱区科学数据中心提供的中国地区土地覆盖综合数据集(d o i:10.3972/w e s t d c .007.2013.d b )和中国土壤数据集(d o i :10.1093/j p e /r t r 049).社会经济数据:包括开都河研究区地下水开采量和钻孔分布位置信息㊁各行政单元分区以及渠系等资料.2.3 模型构建 利用G S F L OW 模型划分方法对研究区地表空间㊁地下空间及模型接口进行划分(图3),地表空间划分:采用地理信息系统A r c G i s 软件,应用D E M 数字高程图及河网㊃995㊃南京大学学报(自然科学)第51卷水系进行水文响应单元H R U s 的划分,一共生成56个H R U s ;地下空间划分:水平方向上,将研究区域离散为500mˑ500m 的网格,共划分为125行,168列,其中活动单元共计5749个,垂直方向上,由于研究区内水文地质资料缺乏,且开采井大多混层开采,将含水层分为一层,为承压-无压转换方式进行模拟.模型接口划分:利用G S F L OW 模型G R V (重力水库)接口分区,将H R U s 和有限差分网格连接,共划分为7387个单元.图3 研究区空间分布图F i g .3 S p a t i a l d i s t r i b u t i o no f t h e s t u d y ar e a 2.4 模型检验 地表水模拟检验:对研究区域内2个径流监测站进行模拟验证,能够有效的比对研究区开都河流量的阶梯式分布,并利用N A S H 模型的确定性系数E 对模拟效果进行检验[14],验证地表水模拟的准确性.地下水模拟检验:采用收集到的研究区内2000 2005年的观测井水位数据对地下水位进行校核,并在验证期采用观测井水位与模拟水位对比,验证地下水模拟的准确性.由于博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量的变化有紧密的关系,所以将模型模拟的开都河东支出流量与博斯腾湖水位进行比较验证,验证模型径流量与博湖水位的拟合关系.E =ðN1(Q o i -Q o )2-ðN1(Q o i -Q s i )2ðN1(Q o i -Q o )2(9)式中:Q o i 为第i 日(月)实测流量;Q o 为第i 日(月)平均实测流量;Q s i 为第i 日(月)模拟流量;N 为模拟时段数.2.5 结果分析 将2000 2005年实测水文数据划分为两个阶段,阶段1从2000年1月至2004年12月,为G S F L OW 模型的率定期;阶段2从2005年1月至2005年12月,为模型的验证期.在模型率定期,划分后的H R U 可认为具有相同的属性,地表水模型参数通过A r c G I S 和G I S W e a s e l 工具获取.将模拟结果与已知的两个测站径流断面(焉耆大桥和宝浪苏木)的实测径流进行比对,结果如图4所示,整体情况来看,焉耆大桥与宝浪苏木的模拟值与实测值拟合较好.由表1可以看出,在模型率定期,20002004水文年焉耆大桥的确定性系数E >0.8,宝浪苏木的确定性系数E >0.7;而在模型验证期,2005水文年焉耆大桥的确定性系数E >0.7,而宝浪苏木的确定性系数E >0.6,基本满足模拟精度要求;在整个模拟期焉耆大桥的确定性系数E >0.8,宝浪苏木的确定性系数E >0.7,总体情况模拟结果较好,对于大流域水文模拟来说,G S F L OW 模型对月径流量模拟能满足较高的精度要求.研究区面积较大,地质情况较为复杂,本文对地下水模型中比较重要的参数如渗透系数K 值进行详细的分区及赋值:地下水模型计算用到的水文地质参数根据研究区内钻井资料对渗透系数进行分区(图5)和参数初始赋值,并利用2000 2004年的实测地下水位资料对水文㊃006㊃第3期张浩佳等:G S F L OW 在干旱区地表水与地下水耦合模拟中的应用地质参数进行率定,得到研究区水文地质参数分布(表2).开都河河床沉积物根据实际试验计算结果并结合区域水文地质资料得到其渗透系数初值,再利用2000 2004年的实测地下水位资料进行率定,得到开都河不同河段河床沉积物的渗透系数值(表3).图4 流域月径流量模拟效果图F i g .4 M o d e l i n g r e s u l t s o fm o n t h l y ru n o f f 表1 G S F L O W 模型月径流在模拟期的确定性系数(E )T a b l e1 C o e f f i c i e n to f m o d e l -f i te f f i c i e n c y (E )f o r c a l i b r a t i o na n d v e r i f i c a t i o n p e r i o d s时间焉耆大桥宝浪苏木模型率定期(2000.01 2004.12)0.870.74模型验证期(2005.01 2005.12)0.710.67整个模拟期(2000.01 2005.12)0.860.74图5 研究区渗透系数分区图F i g .5 Z o n a t i o no f t h eh y d r a u l i cc o n d u c t i v i t y f o rt h e s t u d y ar e a 表2 研究区各分区渗透系数一览表T a b l e2 C a l i b r a t e d h y d r a u l i c c o n d u c t i v i t y f o r e a c h s u b d o m a i no f t h e s t u d y ar e a 分区号ⅠⅡⅢⅣⅤ渗透系数K (m ㊃d-1)6015504030分区号ⅥⅦⅧⅨⅩ渗透系数K (m ㊃d-1)242015188表3 开都河不同河段河床沉积物的渗透系数T a b l e3 H y d r a u l i cc o n d u c t i v i t i e so f K a i d u r i v e r b e d s e d i m e n t s a t d i f f e r e n t s e gm e n t s 开都河河段渗透系数(m ㊃d-1)第一分水枢纽至218国道开都河大桥2.4218国道开都河大桥至第二分水枢纽1.7第二分水枢纽至焉耆大桥0.8焉耆大桥至宝浪苏木(试验河段)0.23宝浪苏木以下0.1与地表水径流量模拟类似,率定后的G S F L OW 模型再利用2005年的实测地下水位资料进行验证.图6为整个模拟期(2000年1月 2005年12月)研究区8个地下水观测孔的水位拟合结果.图中显示,观测孔水位的计算㊃106㊃南京大学学报(自然科学)第51卷值与观测值的绝对平均误差约1.2m ,相关系数为0.9712,满足地下水模拟精度要求.图6 地下水水位对比图F i g .6 C o m p a r i s o nb e t w e e n t h eo b s e r v e da n dc a l c u l a t e d gr o u n d w a t e r l e v e l s a t t h e o b s e r v a t i o nw e l l l o c a t i o n s 图7显示了模型模拟的开都河东支出流月径流量与博斯腾湖大湖月实测水位对比.图中显示,大湖水位与东支模拟径流量的变化趋势较为紧密.模型模拟的开都河西支径流量与博斯腾湖小湖水位的变化趋势与图7相近.由此可知,尽管由于缺乏实测的开都河入湖径流量数据,目前难以得到博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量之间的量化关系,但从开都河东西支径流量与博斯腾湖小湖水位的变化关系来看,博斯腾湖水位的变化与开都河入湖径流量的变化关系极为密切.如何量化这两者之间的关系,需要后续对开都河入湖径流量进行长期采集.图7 大湖水位与东支模拟径流量比较图F i g .7 T h ec o m p a r i s o n o ft h el a k e w a t e rl e v e la n d r u n o f f3 结 论(1)G S F L OW 模型采用P R M S 与MO D F L OW 的半松散耦合方式来模拟地表水-地下水的相互作用,这对于研究区域的划分和研究区参数的要求相对较为灵活,且P R M S 和MO D F L OW 采用模块化结构设计,因此,利用该模型能够根据实际情况和模拟重点来选择模型的各个模块,实际模拟应用较为方便.(2)地处干旱区的开都河地区地下水和水文资料较少,很难满足建立紧密型地下水-地表水模拟耦合模型的资料要求.本文基于G S F L OW 模型构建了开都河研究区的地下水-地表水耦合模型,并利用2000 2005年两个径流测站数据㊁地下水观测井数据和博斯腾湖水位数据对其进行率定与验证,结果表明该模型具有较高的精度,基本能反映和刻画研究区地下水的变化状况以及开都的河阶梯式径流模式.(3)基于G S F L OW 模型的开都河研究区地下水-地表水耦合模型为实现该区地表水资源和地下水资源的统一管理提供了技术支撑和科学依据,同时对其他类似干旱区的地表水与地下水耦合模拟具有示范作用.参考文献[1] 徐力刚,张奇,左海军.地表水地下水的交互与耦合模拟研究现状与进展.水资源保护,2009,25(5):82~85.[2]王 蕊,王中根,夏 军.地表水和地下水耦合模型研究进展.地理科学进展,2008,27(4):37~41.[3]S c i b e k J ,A l l e n D M ,C a n n o n A J ,e t a l .G r o u n d w a t e 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