2019, Vol. 28
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傍河水源地是指紧靠常年性河流旁侧建立的地下水水源地, 具有水量稳定、净化水质及增大区域水资源利用率等优点.其与地表河水有密切的水力联系, 水源地地下水资源量主要来自于袭夺的河水, 袭夺量可占总补给量的50%以上[1].许多专家和学者就如何进行傍河水源地地下水资源评价和确定傍河水源地的合理开采量进行了大量的研究, 其中河水诱导补给量的计算为评价的关键, 也是各项研究的核心和焦点[2-10].
水资源短缺是城镇化发展进程中的限制因素和重大民生问题[11-13].安徽沿江平原区地下水资源相对丰富, 对解决城市规划区未来城镇突发应急供水、特殊行业用水方面是不可或缺的重要城市地质资源.铜陵市水资源开发利用以地表水为主, 地下水供水量仅占供水总量的0.90%, 地下水开采程度仅为2.43%, 地下水开采程度较低, 地下水还有很大的利用前景.铜陵市为"皖江城市带"的组员城市, 随着城市的迅猛发展, 对地下水资源的需求量在逐年攀升, 进而规划了相应的城市应急地下水水源地.
本研究结合太平-钟仓应急水源地具体条件, 采用数值模拟方法对水源地应急开采条件下地下水资源进行评价, 确定水源地合理开采量[14-23], 对傍河水源地地表水与地下水的转换关系进行探讨[24], 为铜陵市城镇化建设提供了水资源保障, 为铜陵市地下水开发利用提供了科学依据.
1 水源地概况2013年, 安徽省地勘局第一水文工程地质勘查院采取实地调查、资料研编、水量的估算和推算等经验方法, 在铜陵市域范围内圈定了太平-钟仓应急水源地.其位于长江南岸, 铜陵市的北部, 其西、北、东三面为长江环绕, 中部由南北两条夹江贯穿, 南临丘陵岗地, 面积146.3 km2(图 1).地貌属沿江平原, 地形平坦开阔, 地势总体西南高东北低, 地面高程7~15 m.
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图 1 水源地范围、边界条件及承压水初始流场图 Fig.1 Ranges, boundaries and initial flow field of confined groundwater in water source field 1-河流边界(river boundary); 2-定流量边界(constant flow boundary); 3-承压水初始水位等值线(initial water level contour of confined groundwater) |
水源地地下水类型为第四纪松散岩类孔隙水, 第四纪松散层厚度40~75 m, 由上至下分为潜水和承压水两个含水层组, 两者之间为粉质粘土、粉质粘土与粉砂互层组成的相对弱隔水层.潜水含水层一般15 m以浅, 含水岩性为粉砂, 水位埋深一般小于1.0 m; 承压含水层顶板埋深一般15~25 m, 含水层厚度15~50 m, 含水岩性为粉细砂、砂砾石层, 水位埋深0.8~3.0 m.承压水为主要富水层位和开采目标层位, 可接受长江地表水体补给和丘陵区侧向补给, 赋水丰富, 单井涌水量1000~3000 m3/d.地下水化学类型为HCO3-Ca型, 矿化度小于1.0 g/L, 水质良好.
水源地供水目标为铜陵市市区, 根据城市发展规划, 应急供水人口40万人, 主要保障居民的基本生活用水, 供水量为每天每人50 L; 应急期几天或十几天, 最多3~6个月.应急需水量为2×104 m3/d.
2 水文地质概念模型 2.1 研究区范围及边界概化研究区范围即太平-钟仓应急水源地范围, 面积146.3 km2.垂向上以潜水含水层自由水面为系统的上边界, 承压含水层组底板为下边界.侧向上根据地下水系统的边界特征, 将南部丘陵岗地侧向补给段概化为第二类边界条件, 即定流量边界(Specified Flow); 水源地西、北、东三面为长江环绕, 中部有南北两条夹江贯穿, 概化为第三类边界条件, 即河流边界(混合边界River, 图 1).
2.2 水文地质结构根据水源地水文地质条件, 将水源地由浅至深概化为2个含水层组:潜水含水层组和承压水含水层组.两者通过之间相对弱隔水层以越流形式进行水量交换.
2.3 源汇项分析现状条件下, 研究区潜水主要接受降雨入渗、山前侧向径流等补给, 主要排泄方式为蒸发、向承压水越流以及向长江排泄.研究区居民生活用水以自来水为主, 少部分村庄仍保留和使用民井汲取潜水进行洗涤, 民井开采量极小.
现状条件下, 承压水主要接受山前侧向径流和潜水越流的补给, 尚未进行人工开采, 主要向长江进行排泄.
3 地下水流数值模型 3.1 数学模型及时空离散研究区为非均质各向异性、三维结构、非稳定地下水流系统, 可用微分方程的定解问题来描述如下:
| $ \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} {S\frac{{\partial h}}{{\partial t}} = \frac{\partial }{{\partial x}}\left( {K\frac{{\partial h}}{{\partial t}}} \right) + \frac{\partial }{{\partial y}}\left( {K\frac{{\partial h}}{{\partial y}}} \right) + \frac{\partial }{{\partial z}}\left( {\frac{{\partial h}}{{\partial z}}} \right) + \varepsilon }\\ {\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;x,y,z \in \Omega ,t \ge 0}\\ {\mu \frac{{\partial h}}{{\partial t}} = K{{\left( {\frac{{\partial h}}{{\partial x}}} \right)}^2} + K{{\left( {\frac{{\partial h}}{{\partial y}}} \right)}^2} + K{{\left( {\frac{{\partial h}}{{\partial z}}} \right)}^2} - \frac{{\partial h}}{{\partial z}}\left( {K + p} \right) + p}\\ {\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;x,y,z \in {\mathit{\Gamma }_0},t \ge 0}\\ {h\left( {x,y,z,t} \right){|_{t = 0}} = {h_0}\;\;\;\;\;\;\;\;\;x,y,z \in \mathit{\Omega },t \ge 0}\\ {{K_n}\frac{{\partial h}}{{\partial n}}{|_{{\mathit{\Gamma }_{\rm{2}}}}} = q\left( {x,y,x} \right)\;\;\;\;\;\;\;x,y,z \in {\mathit{\Gamma }_{\rm{2}}},t \ge 0}\\ {\frac{{\left( {{h_{\rm{r}}} - h} \right)}}{\sigma } - {K_n}\frac{{\partial h}}{{\partial n}}{|_{{\mathit{\Gamma }_{\rm{3}}}}} = q\;\;\;\;x,y,z \in {\mathit{\Gamma }_{\rm{3}}},t \ge 0} \end{array}} \right. $ |
式中:Ω —渗流区域; h—地下水系统的水位标高(m); h0—系统的初始水位分布(m); hr—三类边界的水位标高(m); S—自由面以下含水层储水系数; μ—潜水含水层在潜水面上的重力给水度; K—含水介质的水平渗透系数(m/d); Kn—边界面法线方向的渗透系数(m/d), n—边界面的法线方向; ε—含水层的源汇项(1/d); Γ0—渗流区域的上边界, 即地下水的自由表面; Γ2—渗流区域的流量边界; Γ3—渗流区域的三类边界; p—潜水面的蒸发和降水入渗强度等(m/d); σ—三类边界的阻力系数(m/d).
运用地下水模拟软件GMS (Groundwater Modeling System)建立地下水流模型, 采用100 m × 100 m矩形网格剖分, 垂向上剖分二层, 每层得到14631个单元格.模拟期为2017年1~6月, 以一个月为一个应力期.
3.2 模型的识别与验证通过拟合同时期的流场和长观孔的历时曲线, 采用试估-校正法识别水文地质参数、边界值和其他均衡项. 图 2、3为模拟期末(2017年6月30日)潜水和承压水的模拟流场与实际流场拟合对比情况. 图 4、5为模拟期潜水长观孔(YGZSZ21A)、承压水长观孔(YGZSZ21B)水位过程线拟合情况, 潜水和承压水模拟流场与实际流场拟合曲线基本吻合, 观测孔水位拟合亦较好, 说明水文地质条件概化是合理的, 识别后的水文地质参数是符合客观实际的, 利用该数值模型预测水源地允许开采量是可靠的.
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图 2 模拟期末潜水流场拟合效果图 Fig.2 Flow-field fitting effect of phreatic groundwater at the end of simulation period 1-水源地范围(range of water source); 2-实测等水位线/m (observed water table contour); 3-模拟等水位线/m (simulated water table contour); 4-长观孔及编号(observation well and number) |
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图 3 模拟期末承压水流场拟合效果图 Fig.3 Flow-field fitting effect of confined groundwater at the end of simulation period 1-水源地范围(range of water source); 2-实测等水位线/m (observed water table contour); 3-模拟等水位线/m (simulated water table contour); 4-长观孔及编号(observation well and number) |
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图 4 模拟期潜水长观孔水位拟合效果图 Fig.4 Fitting curves for phreatic groundwater level of observation well in the simulation period 1-观测水位(observed water level); 2-模拟水位(simulated water level) |
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图 5 模拟期承压水长观孔水位拟合效果图 Fig.5 Fitting curves for confined groundwater level of observation well in the simulation period 1-观测水位(observed water level); 2-模拟水位(simulated water level) |
水源地开采层位为承压水, 采用均匀布井方案.根据水源地抽水试验资料, 一般水位降深30 m以内时, 水文孔最大影响半径在500 m以内.故水源地开采井设置井距为1000 m.考虑到长江大堤、北夹江和南夹江大堤的稳定性, 防止开采井发生管涌, 开采井距长江干流、南北夹江的最小距离为1000 m.共布设开采井50口(图 6).
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图 6 水源地承压水开采井布井方案图 Fig.6 Layout of mining wells for confined groundwater in the water source 1-水源地范围(range of water source); 2-承压水开采井(mining well of confined groundwater) |
为科学合理利用水源地承压地下水, 达到可持续开发和调蓄的目的, 限定开采井水位降深不超过承压含水层顶板, 即只动用承压含水层弹性释水量.
模型中按最长应急供水时间6个月处理, 即开采井开采时间设定为2017年1~6月, 基本处于枯水期-平水期开采, 可以达到最大保证程度.
4.2 评价结果将开采井给入前期识别验证后的模型, 层位为承压水, 时间序列2017年1~6月, 给定初始开采量为1000~3000 m3/d.根据模型预测2017年6月末的开采降深流场情况不断调节各开采井的开采量, 最终使得各开采井最大降深水位均控制在承压含水层顶板埋深以上, 统计该极限状态下的开采井开采总量.
通过模型预测, 水源地允许开采量为11.94×104 m3/d, 达大型水源地规模(5×104 m3/d < 允许开采量 < 15×104 m3/d).模拟期末正值6月底, 水源地逐步进入丰水期, 地下水将迅速得到补给恢复, 地下水开采量可得到保障.
4.3 水源地允许开采量组成分析对比2017年1~6月期间水源地天然条件下和水源地规划开采条件下承压水日均水量均衡情况, 可以得到开采条件下承压地下水各补排量的变化情况(表 1).
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表 1 水源地承压水开采条件下日均开采量组成分析表 Table 1 Composition analysis on average daily exploitation of the confined groundwater in water source |
水源地在规划开采条件下, 允许开采量组成中(119400 m3/d), 潜水越流补给的增加量占开采总量的58.12%;承压水由向长江排泄转为接受长江补给, 占开采总量的27.82%;同时动用的承压水储存量占开采总量的14.06%.人工开采激发了潜水向承压水的越流量和长江侧渗补给量, 同时也动用到承压含水层的储存量.
5 地表水与地下水转换关系通过对比天然状态下与规划开采状态下水源地地下水与长江的补排变化, 对傍河水源地地表水与地下水转换关系进行初步探讨.
天然状态下, 模拟期1~3月份, 水源地潜水和承压水水位低于补给段长江水位且高差较小, 高于排泄段长江水位且高差较大, 潜水、承压水与长江水在交换量上总体表现为向长江排泄; 同时, 潜水位普遍高于承压水位, 潜水越流补给承压水. 4~6月份水源地由枯水期逐渐转丰水期, 长江水位逐渐上涨, 补给段长江水位与潜水、承压水水位高差不断增大, 排泄段长江水位与潜水、承压水水位高差不断缩小, 交换量上总体转为长江侧渗补给潜水和承压水; 承压水位亦逐渐上涨高于潜水位, 转为承压水越流补给潜水(表 2).
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表 2 天然状态下水源地潜水、承压水与长江水三水相互转换量分析表 Table 2 Analysis on phreatic, confined groundwater of the water source and Yangtze River water conversion in natural state |
水源地规划开采条件下, 天然地下水流动系统被打破, 达到新的平衡状态.潜水和承压水位迅速下降, 潜水和承压水向长江排泄量亦迅速锐减, 承压水和潜水比天然状态下提前近1个月转为接受长江侧渗补给, 同时, 由于承压水为开采层位, 还不断接受潜水越流补给(表 3).
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表 3 开采状态下水源地潜水、承压水与长江水三水相互转换量分析表 Table 3 Analysis on phreatic, confined groundwater of the water source and Yangtze River water conversion in mining state |
(1) 通过GMS模型预测, 在采用均匀布井方案和限定开采井水位降深不超过承压含水层顶板的条件下, 水源地允许开采量为11.94×104 m3/d, 达大型水源地规模(5×104 m3/d < 允许开采量 < 15×104 m3/d).
(2) 水源地承压水在规划开采条件下, 激发了潜水向承压水的越流补给量以及长江侧渗补给量, 同时也动用到了承压含水层的储存量.其中潜水越流补给的增加量占开采总量的58.12%;承压水由向长江排泄转为接受长江补给, 占开采总量的27.82%;同时动用的承压水储存量占开采总量的14.06%.
(3) 天然状态下, 模拟期1~3月份水源地潜水和承压水均向长江排泄, 4~6月份转为长江侧渗补给潜水和承压水; 水源地规划开采条件下, 天然地下水流动系统被打破, 潜水和承压水比天然状态下提前1个月转为接受长江侧渗补给.
(4) 水源地规划开采条件下, 地下水与长江水交换密切, 长江的水质对水源地饮用地下水的质量至关重要.在水源地开发利用过程中, 应加强对上游长江水质的保护和监测.
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