范 尧, 黄 旭, 陆海玉, 邓继昌

(山东省水利勘测设计院,山东 济南 250013)

松散介质型地下水库地下水系统特征与库容计算分析探讨

范 尧, 黄 旭, 陆海玉, 邓继昌

(山东省水利勘测设计院,山东 济南 250013)

以两城河地下水库为例详细评价松散介质型地下水库的基本地质条件、建库条件以及地下水库地下水系统特征,探讨地下水库库容计算方法,首次在松散介质型地下水库工程建设项目中引入三维模型体积法与数值法相互验证、同步计算库容,其方法应用简单、科学、实用,结果可信度高,在相关类似地下水库的建设中应用前景非常广阔。

地下水库;蓄水构造;地下水库库容;计算分析;GMS

地下水库是利用一定地质条件下含水层介质空间的储水能力及其调蓄能力来实现储蓄水功能的,其可以有效解决一个地区的水资源短缺[1]。利用地下水库调蓄水资源在技术上可行,经济上合理[2],同时也能防止海水入侵,以及在防洪、抗旱中发挥巨大的调节作用[3]。本文以日照两城河地下水库为例,对松散介质型地下水库成库地质条件、蓄水构造特点以及库容计算进行初步分析与探讨。

1 两城河地下水库成库条件分析

开发地下水库,必须具有如下条件:第一,具备储存地下水的空间,而且具有能有效开采或补给地下水的透水性地层;第二,在透水性地层周围和下部有相对隔水地层,不会产生地下水外渗;第三,有充足的补给水源(当地下水天然补给量少时,可采用人工补给);第四,地下储水空间具有一定的调蓄能力。根据国内外地下水库建设的工程实践,可将地下水库从工程形式上划分为两类:有坝地下水库和无坝地下水库。两城河在河道下游近入海口处修建地下拦蓄坝截断砾质粗砂层透水层,形成储存地下水的空间,为有坝地下水库,同时在其地表新建橡胶坝,可有充足的补给水源。

1.1 地质条件

水库区内地形简单,主要为河谷型小平原,地形总的趋势是西部高,东部低。库区内基岩主要为新元古代晋宁期玲珑超单元云山单元二长花岗岩,块状构造。第四系松散堆积物主要为冲洪积相的黏土、壤土、粗砂、砾质粗砂等,分布在山前、河流两侧及河床、河漫滩处(见图1),沉积范围与厚度由河间地块中间部位向两侧逐渐变小,中间区域呈现以厚层的砾质粗砂为主的沉积特点,为地下水库提供了优良的含水层储水、导水结构空间。水库区未见有断层发育。

1.2 地下水库范围

依据研究区位置及区域地质概况分析,两城河地下水库地下拦蓄坝走向为泉子沟村南—东河南村西/北侧—现有橡胶坝—安家岭村南侧—安家岭村西侧,由南至北全断面截渗砾质粗砂层。其库区范围如下:上游至两城河、芦沟河交叉河口处,下游至东河南村—安家岭村一带,左岸至安门庄村—安家岭村一带,右岸以两城河—泉子沟村为界,库区面积为12.3 km2。位置详见图1。

通过对两城河地下水库区地质条件的分析,结合图2可知:西部基底高程及地形起伏较大,受地表分水岭控制,库区范围内地表接受两城河流域、金银河流域的汇水补给,金银河河口处地形为一垭口,其地下水受补给源高水位控制流向库区范围内;库区西南主要为基岩山区,为隔水边界。西北部地势相对库区较高,两城河地表水及其地下水均流向库区范围内。北部地区基底高程以及地形相对库区较高,地表水、地下水均流向库区方向。在东部地区基底高程及地形地势较低,主要为地下水、地表河水的流出边界。上边界为浅水面,接受大气降水、夜间凝结水,同时也存在蒸发排泄的作用。库区基底岩性为二长花岗岩,由于含水层地下水流属于裂隙介质流,水动力以水平流为主,因此库区基底二长花岗岩可当作隔水地质体处理。库区下游为地下拦蓄坝边界,拦蓄两城河地下水库区河水及地下水向下游排泄。

图1 地下水库库区地质略图Fig.1 Special geological sketch of groundwater reservoir

图2 地下水库库区基底3D示意图Fig.2 3D schematic diagram of bottom bedrock of groundwater reservoir

综合以上分析,根据地形地貌、地质及基底岩性特征、构造等确定两城河地下水库是一座沿河冲积平原型地下水库,在水库区下游兴建地下拦蓄坝后可减少水库区下游地下径流排泄量,同时又能起到拦蓄水源的作用,使其成为一个相对独立的水文地质单元,水库区基本不存在库周渗漏问题,地下水库具有良好成库条件。

2 地下水库地下水系统特征分析

两城河地下水库地下水系统包括地下水含水层系统和地下水流系统两部分。地下水含水层系统主要界定介质特征,是地下水库蓄水结构的基本条件。地下水流系统主要用于界定地下水的补给、排泄和渗流场的统一性。

2.1 地下水流系统

本研究区首先考虑两城河冲积平原的宏观构造格局和地貌特征,在此基础上进一步分析区域水流系统的分布特征,进行地下水系统划分。两城河地下水库地下水流系统主要接受库区大气降雨、两城河河水及其地下潜流的补给,地下水基本自北西向南东径流,在安家岭村地带径流条件变差,局部接受海(咸)水补给;在南部泉子沟村与东河南村一带受人工开采地下水影响,地下水天然流程也发生改变,导致海(咸)水入侵,两城河地下水库地下水流系统水动力场见图3。

2.1.1 补给条件

两城河地下水库潜水主要受大气降水和侧向径流补给,在河流两岸接受河流的侧向补给,在山前冲洪积平原区还接受大量上游区地下水径流补给。承压水主要接受两城河上游冲积砂层侧向径流补给。

图3 地下水库地下水动力场图Fig.3 Hydrodynamic field of groundwater reservoir1.地表河水流向;2.地下水流向;3.地下水水位等值线;4.工作区范围线。

本区地表多砂性土,透水性强,故降水对地下水影响较大较迅速,一般雨后2—3 d水位即发生变化,大气降水成为该区浅层地下水的主要补给源之一。从西北部至东南部滨海冲积平原地势逐渐降低,其潜水—微承压水含水层埋深也随地势由北向南逐渐加深,主要含水层颗粒较粗。

2.1.2 径流与排泄

库区内潜水、承压水径流方向总体趋势由西北流向东南,排泄方式以侧向径流排泄、人工开采为主,其次为天然蒸发。受人为过量开采地下水影响,局部地区已经形成开采漏斗。

2.2 地下水含水层系统

2.2.1 含水层系统的划分

两城河地下水库地下水在埋藏条件和含水介质的控制下,含水层的水力特征在空间上表现出明显的差异性。依据地下水库第四纪地层沉积特征,划分第四系地下水含水层组。

(1) 研究区内分布广泛、稳定、连续、厚度较大的砾质粗砂层,作为第四系含水层组的标志层,使地下水库含水层组的划分地质依据充分。

(2) 浅层水由于埋藏浅,可以直接接受降水、地表水等的补给,地下水循环交替强烈。承压水由于埋藏相对较深,并由相对隔水层或弱透水层覆压,不能直接接受降水、地表水等的补给。

(3) 两城河地下水库库区现状生活、生产用水主要为开采浅层潜水—半承压水和埋藏于黏土层之下的承压水。

综合以上因素,两城河地下水库主要含水层为第四系中粗砂、砾质粗砂层,该层是本次工作的主要目的含水层。基岩裂隙含水层,分布范围和补给能力有限,不作重点研究。在分析含水层沉积环境和沉积物空间分布特征的基础上,依据研究区内黏性土层的分布范围,将两城河地下水库区内的第四系含水层划分为单一结构含水层系统和双层结构含水层系统。

单一结构含水层系统主要分布于红旗村西北侧两城河与芦沟河河间地块,垂向由上到下岩性为壤土(厚度3～5 m)、砾质粗砂局部为中粗砂(厚度8～12 m),下部基底主要为晋宁期玲珑超单元云山单元二长花岗岩。在与下游冲积平原区含水层交接相互连通,在两城河与芦沟河一带与地表河水水动力条件联系紧密,无稳定连续的隔水层,上下水力联系好,构成单一结构含水层,该层空间结构见图4。双层结构含水层在库区内广泛分布,分布于张王庄村及其东部、安家村及其北部大部分地区。其上部为潜水,含水层岩性为中粗砂,中部分布着一层厚度约2～9 m的粘性土层,构成了含水层隔水层,其下部砾质粗砂层为承压含水层,形成了双层结构含水层,空间结构分布见图4。

砾质粗砂含水层由库区南北两侧向库区中间变厚,总体厚度2～13 m,库区西南侧为基岩山包,库区北侧基岩面高程-2～-6 m,库区北西侧两城河上游方向基岩面抬升至0～-2 m,库区下游侧两城河近海方向基岩面高程-11～-12 m,库区基底基岩面总体起伏状态是由南北两侧逐渐向中间河道部位下切变深,由上游向下游方向基岩面变深。其中在张王庄南侧、泉子沟村北侧基岩面最深。

2.2.2 黏性土层空间分布特征

通过钻探工程和水文地质调查,借助三维建模软件绘制了两城河地下水库平原地质结构空间立体图,见图4-B。两城河地区黏性土以黏土为主,为弱透水层或者隔水层,局部连续、巨厚、稳定分布的隔水层(黏土层)对保护承压含水层起到了极其重要的作用。

图4 地下水库含水层空间分布图Fig.4 Spatial distribution of aquifer of groundwater reservoir1.砾质粗砂层;2.黏土层;3.中粗砂层;4.细砂层;5.壤土层。

2.2.3 含水层水力联系

单一结构含水层系统下部与承压含水层系统直接接触,上部通过两城河与下游冲积平原区浅层含水层系统相连。因此,两城河上游单一结构潜水是浅层含水层系统和承压含水层系统的共同补给源。单一结构含水层接受来自两城河与小北河的地表水源和地下水补给,然后分别以侧向径流的形式补给浅层含水层系统和承压含水层系统。

双层结构含水层系统中,浅层含水层系统和承压含水层系统之间的水力联系主要是通过含水层“天窗”来实现。黏土层同时受两城河和芦沟河冲积环境影响,周边黏土层厚度变小,且局部含有砂砾石层。在黏土层沉积过程中,不可避免地要受到河流入湖洪(河)水的影响,包括对黏土的冲刷及堆积粗颗粒物质。从图4中黏土层厚度分布可以看出,在黏土层边界附近有几个厚度异常带,一个是两城河河道附近,一个是芦沟河河道附近。这些异常地段正好与河谷在位置上相对应,反应了黏土沉积过程中受到山区洪水和河水入海环境的影响。一方面冲刷已经沉积的黏土层使其变薄,另一方面沉积它们所携带的砂砾石。局部黏土层尖灭或缺失的地段,是可渗透性比较好的地段。特别是厚度异常地段内,黏土层厚度小,砂砾石含量大,是最有利于补给地下水的通道。

3 地下水库的调节作用与库容计算分析

3.1 地下水库调节原理

两城河地区降水量在时间分配上极不均匀,丰水年份和汛期很大一部分地表水作为弃水而得不到利用;在干旱年份和枯水季节,河川径流量锐减,区域地下水位下降明显,详见图5所示。如果利用地下含水层作为地下水库,联合调度在当地或附近入渗的大气降水和地表水,就可以将转化的拦蓄地下水资源就地在当年或下一个水文年内加以利用[4]。只要使地下水位控制在合理的埋深深度内,既不使水位过浅而造成土壤次生盐碱化,也不使水位过深而造成地下水位持续下降、无法恢复,就可以得到以利用地下水库调节作用为主的水资源,该调节过程是水资源优化配置的重要途径[5]。

为了说明联合调度是怎样根据地下水和地表水的动态特征并利用含水层空间起调节作用调动的,现将结合图5、图6阐述其基本原理[6]。图5显示两城河地表径流量具有明显的季节性特点,图6示意地表河水随着时间季节性动态变化大,而地下水径流量相对较稳定。地下水径流量出现的高峰期比地表河水径流量的高峰期滞后,这给两者的联合调度提供了时间和空间的有利条件。

这种联合调度的方法是在枯水季节地表水供水不足的情况下,适量开采地下水,丰水季节进行地下水人工补给和恢复采补失衡[7],一方面满足需水量,另一方面腾出含水层的储水空间。总之,通过联合调度,提高了供水保证程度,增加了可利用水资源量。如果含水层的调蓄空间足够大,可起到多年调节的作用,则联合调度的效益会更好[8]。

图5 典型水文年中两城河(金银河河口下游)径流量过程特征示意图Fig.5 Schematic diagram of typical water year runoff process of the Liangcheng river(Jinyin River estuary downstream)

图6 两城河地下水库完整水文年中地表河流径流量和地下水径流过程特征示意图Fig.6 Schematic diagram of surface river runoff and groundwater runoff process in complete hydrological year of groundwater reservoir in Liangcheng river

3.2 地下水库库容量估算

由于在一定区域内,渗透系数、给水度、弥散度等水文地质参数的分布具有很大不确定性[9],地下水库库容计算需进行地质概化处理,可以通过特征水位来刻画。它包括最大库容、最小库容以及作为二者差值的最大调蓄库容。最大库容是地下水位最小埋深与隔水底板之间赋水介质的重力疏干和弹性释水空间,表征地下水库的最大蓄水能力。最小库容是地下水位最大埋深与隔水底板之间赋水介质的重力疏干和弹性释水空间,表征地下水库的最小蓄水能力。最大调蓄库容为最大库容与最小库容之差,表征地下水库的最大调蓄空间,详见图7。

地下水库的最大调蓄库容受含水层的储水性、含水层的厚度以及环境地质条件制约。环境地质条件的制约主要是当地下水位小于或大于某一埋深,将引起地质环境恶化,造成不良的环境地质问题以及社会问题,这类埋深就是通常指的环境地质约束,即地下水位的最小埋深和最大埋深。

图7 地下水库特征库容计算示意图Fig.7 Schematic diagram of calculation capacity of groundwater reservoir

3.2.1 地下水库库水位分析

两城河地下水库主要含水层为砾质粗砂层,其上覆一定厚度、一定面积的黏土,使其在库区内大范围以承压水赋存在含水层中。承压含水层中水资源人工调蓄的速度和效率比潜水含水层要缓慢,其调控的主要目的有二个:一是控制或改善由于地下水过量开采所造成的环境地质问题,防范可能的新环境地质问题产生;二是增强或恢复含水层的供水能力,或进行水资源的地下储备。由于含水层的埋藏条件以及调控运用的目的不同,应结合以下方面来确定承压含水层地下水埋深的控制标准[10]。

(1) 承压含水层最低水位的确定。如果测压水位低于承压含水层顶板,承压含水层将转变为无压含水层,水文地球化学环境由封闭状态转向开启状态,含水层释水机理由弹性释水变为重力释水,这些变化不但将导致地下水开采井的单位涌水量急剧降低,还可能导致地下水水质发生突变。因此,承压含水层水资源人工调蓄的最低水位可以考虑将其限定在承压含水层隔水顶板。

(2) 正常蓄水位的确定标准。正常蓄水位的确定一方面要考虑尽量提高蓄水效益,另一方面还要防范地下水位过高可能造成的环境负效应。库区地表主要由壤土、细砂组成,其浸没临界深度综合按2.0 m计。

当地下水位埋深为1 m时,地下水蒸发量较平时大一倍。为了控制土壤积盐,必须控制地下水位。当土壤剖面上、中层有粘土夹层存在时,会有明显的阻水阻盐作用。因此,对不同土质,允许的地下水最小埋深是不同的。综合考虑以上两方面的因素,结合两城河地区气象水文、人类聚集区分布特征、生态环境效应以及地质、水文地质等条件,确定潜水位最小埋深控制为2.0 m。

3.2.2 库容估算方法

两城河地下水库库容计算采用GMS(Groundwater Modeling System)中的Solids模块和MODFLOW模块作为建立地下水库三维建模的工具软件。两种方法可以相互验证、相互弥补各自算法的不足,进而把库容误差量降低到最小。Solids模块通过对地下水库三维实体建模来实现对地质体的量化分区与分层,揭示地下水库库区地层各沉积相分布叠加空间位置,进而对地下水库主要含水层进行储水量计算,主要以地质体体积法结合给水度、承压水释水(贮水)系数参数来计算两城河地下水库库容量值。MODFLOW模块是以建立地下水流数值模型为基础,首先概化地质条件,进而量化地下水库水资源量的一种方法。其地下水库地质条件概化内容主要包括:计算区几何形状的概化、边界类型和边界值的概化、含水层性质的概化与水文地质结构模型、水文地质参数性质的概化与参数分区和赋值、地下水流场与地下水流动特性的概化、各补排项的处理与确定、地下水均衡分析等[11]。

两城河地下水库调蓄含水层主要为承压含水层,库容应包括含水层孔隙空间所蓄存的地下水体积以及承压水位高出含水层顶板所形成的弹性储存水量的体积。通过Solids模块,根据库区钻孔建立的三维地质实体模型,结合含水层特征值参数及相应两城河地下水库库容计算公式,分别对地下水库特征水位库容量进行计算。其中三维模型体积库容计算公式如下:

V库容=∑[Vc·n+(Hc-H0)·Vs·μe]+Δh·A·μ

(1)

式中:V库容为地下水库的库容(m3);n为含水层的孔隙度;Vc为承压含水层的体积(m3);μe为承压含水层的弹性给水度;Hc为承压含水层地下水的测压水位高程(m);H0为承压含水层的顶板标高(m);Vs为承压区面积(m2);Δh为潜水区含水层平均厚度(m);A为潜水区分区面积(m2);μ为潜水含水层的重力给水度。

三维数学模型数值计算公式如下:

式中:H为地下水水头(m);Kx,Ky,Kz为x,y,z方向渗透系数(m/d);K为边界法线方向渗透系数(m/d);Ss为含水层比储水系数;Г为模拟区域第二类边界;H0为含水层初始水头(m);q为含水层二类边界单位面积过水断面补给流量(m2/d);ε为源汇项强度(包括开采强度、入渗强度、蒸发强度等)(l/d);Ω为渗流区域;n为渗流区边界的单位外法线方向,矢量。

库区面积为12.3 km2,砾质粗砂层体积为0.83亿m3,其中上游潜水区砾质粗砂估算总体积为865万m3,全区承压区面积约10.2 km2。砾质粗砂含水层的估算参数:孔隙度取值0.25,重力给水度取值0.15,承压含水层的弹性给水度取值0.005;中粗砂层重力给水度取值0.14。

3.2.3 计算结果及评价

根据GMS(Groundwater Modeling System)Solids模块地下水库库容计算方法,结合承压含水层顶板等值线与承压水位等值线叠加厚度(图8)以及地下水库砾质粗砂含水层厚度与基岩面等值线(图9),借助MODFLOW模块所建立的地下水流场模拟模型,分别求得各特征库容,计算结果见表1。

对比分析实体模型体积法和数值模拟算法对库容量的计算差值大小,在计算丰水年调蓄库容时,取二者计算量大者为该水文年库容值;在计算平水年调蓄库容时,取二者的平均值;在计算枯水年、特枯年调蓄库容时,取二者较小者为宜。综合各方案各水文年特征库容结果分析如下[12]:

在预测丰水年、平水年、枯水年、特枯年承压水承压高度分别为6.5 m、6 m、5 m、2.5 m,且潜水含水层特征水位(含水层厚度)平均值分别为2.8(4.0)、1.8(3.0)、0.8(2.0)、-2.0(0)时,两城河地下水库最小库容为1 245万m3,容积储量(最大库容量)为2 305万m3,丰水年调节储量1 060万m3,平水年调节储量733万m3,枯水年调节储量为450万m3,特枯水年调节储量在383万m3。

两城河地下水库建成后,有较大开发潜力。但从含水层水力条件及其富水性特征上分析,从调蓄空间上看,潜水含水层可调蓄空间适用性较大,但其水量在枯水年相对较小,承压含水层富水性较大,水动力条件受限。综合分析两城河地下水库潜水含水层和承压水含水层联合调蓄,是发挥地下水库最优化储、蓄水的前提条件。

4 结语

本文根据两城河地下水库工程项目,初步研究探讨了松散介质型地下水库的基本地质特征、建库条件、地下水流系统特征以及库容分析计算,旨在通过对地下水库地下水系统特征与库容计算等方面的研究,希望能够在水利工程界引起对地下水库基本理论问题的研究和关注,通过研究分析进一步使松散介质型地下水库的理论体系更趋完善,并对相关或类似的工程建设项目起到分享与借鉴作用。

图8 承压含水层顶板等值线与承压水位等值线叠加图Fig.8 Overlay of confined aquifer roof and the pressure level contour1.地表河水流向;2.地下水流向;3.地下水水位等值线;4.承压含水层顶板等值线;5.工作区范围线。

图9 地下水库砾质粗砂含水层厚度与基岩面等值线图Fig.9 Contour map of gravelly sand aquifer thickness and the bedrock surface of groundwater reservoir1.地表河水流向;2.砾质粗砂层厚度等值线;3.基底高程等值线;4.工作区范围线。

表1 两城河地下水库特征水文年库容计算值

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(责任编辑：于继红)

Characteristics of Groundwater System and Capacity Calculation Analysis ofLoose Medium Groundwater Reservoir

FAN Yao, HUANG Xu, LU Haiyu, DENG Jichang

(ShandongSurveyandDesignInstituteofWaterConservancy,Jinan,Shandong250013)

In this paper,the groundwater reservoir in Liangcheng River as an example,it has detailed evaluation of the basic geological conditions,construction conditions and groundwater system characteristics of loose medium groundwater reservoir,discussion on the capacity calculation method of groundwater reservoir. Three-dimensional model volume method and numerical method of mutual authentication,synchronized storage capacity calculation method,the first application of the above method are used in construction projects of loose medium groundwater reservoir. Application of this method is simple,scientific,practical,high-confidence results,which is similar in construction-related groundwater reservoir in very broad application prospects.

groundwater reservoirs; water-storing structure; groundwater reservoir capacity; calculation and analysis; GMS

2016-04-22;改回日期:2016-05-06

范尧(1985-),男,工程师,硕士研究生,水利工程专业,从事水文地质与工程地质等勘察研究工作。E-mail:fanyao2004@126.com

P641.2

A

1671-1211(2016)03-0489-08

10.16536/j.cnki.issn.1671-1211.2016.03.056

数字出版网址:http://www.cnki.net/kcms/detail/42.1736.X.20160505.1531.014.html 数字出版日期:2016-05-05 15:31