岩溶地下水资源

岩溶地下水资源（共9篇）

岩溶地下水资源 篇1

1 工作区简介

工作区位于山东省汶上县南部,地处鲁中山地泰沂山区西南部的山前倾斜平原地带,由黄河及汶河多次冲、洪积作用叠加而成。大致以京杭运河为界,东北部为汶河冲、洪积扇的中部至前缘地带,西南部为黄河冲积平原区。研究区大部处在汶河冲、洪积扇区。全区地势总趋势为东北部高、西南部低。地面标高多在38～49m之间,平均地面坡降0.25‰。总体地形较平坦,局部地段略有起伏。

本区属于淮河水系南四湖流域。主要河流有京杭大运河、泉河、新赵王河、红旗河及洸府河。除京杭大运河长年流水外,其余均为季节性河流。

全区第四系厚0～240m,一般厚60～200m。除个别地点有基岩残丘裸露外,其余均为第四系所覆盖。第四系之下绝大部分地段为寒武一奥陶系地层,仅在南部局部地段为石炭—二迭系地层,研究区也因此被分割为蜀山背斜和双庙地垒两个岩溶水系统。

2 模拟区范围的确定

研究区包括蜀山背斜岩溶水系统与双庙地垒岩溶水系统。其中蜀山背斜岩溶水系统西南部与区外岩溶水系统互为一体,无明显自然边界。为了避免人为划界的随意性,在进行数值模拟计算时,将西南部边界分别向西和向南扩展到马村断裂与嘉祥南部的地表自然分水岭一带;双庙地垒岩溶水系统与兖西地区岩溶水系统关系密切,为了正确评价本区岩溶地下水可开采资源量及拟建水源地对相邻地区的影响程度,将双庙地垒岩溶水系统的计算边界向东延伸至兖州西部一带,将兖西地区岩溶水系统包括在内,并将二者作为一个统一的水文地质单元进行计算。建立模型时,将两个计算区合为一体,故实际参加计算面积包括了两个计算区及其之间的煤系地层分布区,总面积约964km2。

3 水文地质概念模型

3.1 水文地质结构模型

本区岩溶含水岩组大部分为隐伏型,孔隙含水岩组分布广泛,二者之间分布有不连续的黏性土弱透水层或煤系地层。孔隙含水岩组通过弱透水层与岩溶含水岩组存在着补给与被补给的关系,但各地的补给强度不同。据此,可将研究区概化为3层结构(图1),第1层为孔隙含水层,按潜水-承压水处理;第2层为弱透水层(包括孔隙含水层底板以下的黏土层和隐伏灰岩边界附近的煤系地层),只考虑垂向一维流;第3层为裂隙岩溶含水层,具承压性。其中上、下层不完全重合,且各层的厚度也不稳定。

3.2 边界条件的处理

考虑到岩溶含水系统的完整性,以及边界有可能对评价区计算结果造成一定影响,在确定模型边界时的主要原则为:尽量以自然边界作为模型边界;在没有自然边界的情况下,模型边界尽可能远,以减小边界对评价区计算结果的影响。基于以上原则,结合本区实际水文地质条件,计算区孔隙含水层一般不存在自然边界,计算过程中按第二类流量边界处理。而对岩溶含水层的水文地质边界则作以下处理:

(1)计算区东部边界的北段以嵫阳断裂为界,作透水边界;东部边界中段与煤系地层接触,作隔水边界;东部边界南段,通过埋藏型岩溶含水层向区外径流排泄;为透水边界。

(2)西部以马村断裂为界,北段隔水,南段具透水作用,但从地下水流向分析,该地段区内、外水量交换较小,在不影响重点研究地段计算结果的前提下,将本边界南段处理为零流量边界。

(3)南部与煤系地层接触,为隔水边界;西南方向,即嘉祥以南裸露山区,由于山脊较高,山体宽厚,可认为地下分水岭与地表分水岭基本一致,流域内与流域外无水力联系,且山体东侧分布有寒武系下统砂岩、页岩地层,透水性弱,故西南部边界亦作隔水边界处理。

(4)北部以郓城断裂为界,郓城断裂以北为晚近系和煤系地层,厚度大,裂隙岩溶含水岩组埋深也大,故该地段以郓城断裂为计算区隔水边界。

(5)潜水含水层自由水面为模型的上边界,通过该边界,潜水与系统外发生垂向水量交换,如接受大气降水入渗补给、河渠补给、农灌入渗补给、蒸发排泄等。

(6)本地区最大岩溶发育深度为600m左右,故数值模型的底边界以埋深600m为界,600m以下视为隔水底板。

(7)有些地段,由于裂隙岩溶含水岩组与隔水地层的过渡并非是突变的,而是呈契型逐渐过渡为隔水地层,即跨过地层界线后,裂隙岩溶含水岩组的埋深逐渐增大。为了符合本次计算模型以埋深600m为底界的要求,计算区边界外扩至裂隙岩溶含水岩组顶板埋深600m界线处。

4 数学模型的建立

研究区地下水补排量和水位动态随时间而变化,表现了非稳定流特性;受构造影响,岩溶发育呈现明显的各向异性;水文地质参数空间上各异,反映了系统的非均质性。因此,本地区地下水系统可作为非均质、各向异性、三维非稳定流模型来研究。在不考虑弱透水层自身弹性释水的情况下,可用下列微分方程和定解条件来描述本地区地下水系统:

式中,Ω—渗流区域;

h—含水层水位标高(m);

h0—含水层初始水位(m);

hs—地表河流水位标高(m);

Kx、Ky、Kz—分别为x、y、z方向的渗透系数(m/d);

S—承压含水层储水系数;

μ—孔隙含水层给水度;

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;

Γ1—渗流区域的二类边界,包括含水层隔水底边界和渗流区域的侧向流量边界;

p—孔隙水的蒸发和降水补给等(1/d);

Γ2—混合边界,即地表河流边界;

r—边界面的法线方向;

Kn—边界面法向方向的渗透系数(m/d);

q(x,y,z,t)—定义为二类边界的单位面积流量(m3/d·m);

σ—河底部弱透水层的阻力系数,σ=L/Ks,L为底部弱透水层厚度(m),Ks为河流底部弱透水层垂向渗透系数(m/d)。

5 地下水补排项的确定

侧向流入与流出量是一个随季节变化的量,模拟时,用达西定理初步估算给定,计算过程中根据拟合情况适当进行调整,并根据所处季节不同分时段给定。

大气降水入渗量和农业灌溉回渗量,采用常用公式及本地区试验系数计算得出。

地下水和河流之间的补排关系由模型通过地下水位和河水位差以及阻力系数计算得出。

根据以往研究资料,本地区蒸发量与地下水水位埋深的关系可以下式表示,且在水位埋深大于4m时,蒸发作用微弱,一般认为可忽略不计:

E=1277e-1.45△

式中,E—潜水蒸发强度(mm/a);△—潜水水位埋深(m)。

以上各垂向补、排量除地表河流按第三类边界由模型自动计算外,其他各项经代数叠加后,统一换算成补给强度(m/d),作为一个模块输入模型。

模型识别与验证时采用现状开采量,分为农业开采、生活饮用水开采及工业用水集中开采。农业与生活饮用水开采量根据重点地段的统计结果推算至整个模拟区,并参考水利部门资料和以往工作成果分时段综合给定;工业用水主要开采对象为裂隙岩溶水,包括嘉祥城区开采量3.0×104m3/d、运河电厂长沟水源地开采量2.0×104m3/d等。模型预报时除以上现状开采量外,还考虑了南旺、河里第四系水源地及红运、长沟岩溶水源地等多个水源地的规划开采量。

6 模型的识别与验证

6.1 识别

模型的识别期为2004年5月12日至2004年8月26日,包括抽水试验期和水位恢复期。根据识别期间应力的变化(即抽水的延续性、间断性和降水的连续性、间断性等),将识别期划分为5个应力期(106天),同一应力期内地下水补排项相对稳定,每个应力期包括若干时间步长,时间步长为模型自动控制,严格控制每次迭代的误差。

识别时根据实际水文地质条件将各水文地质参数分为若干个区,并以抽水试验成果为基本依据为每个分区赋值,最后根据实测资料给定地下水初始流场。在模型计算模拟过程中再对各项参数分区范围及其参数值进行调整,最终得出优化结果。图2是模型识别期岩溶水计算、实测流场拟合结果。由图可见,计算与实测数据拟合程度较高。经优化后,全区大气降水入渗系数口的取值范围为0.22～0.35,并将储水系数S (给水度μ)分为14个区,孔隙含水层与岩溶含水层渗透系数K1、K3分别分为16个区和11个区,弱透水层垂向渗透系数K2分为12个区。从识别期地下水系统水量均衡情况看,大气降水是研究区最主要的补给来源,侧向流出则是识别期整个地下水系统主要的排泄途径。对于岩溶水来说,侧向流出主要发生在兖西岩溶水系统南部(对整个计算区而言系东南部)边界处,该排泄量将来开采状态下可转化为开采资源,成为增加开采资源的一个途径。

6.2 验证

为了检验模型识别结果的准确性,选用长期观测资料对其进行验证,验证期为2003年6月初到2004年5月初,划分为13个应力期,计326天,基本构成一个完整的水文年。在验证期内,将经识别后的各项水文地质参数代入验证模型,进行计算、实测水位与流场拟合,如果拟合效果良好,则说明识别参数可代表模拟区实际水文地质条件。否则,则需要重新回到识别模型继续调试,直到达到要求为止。图3为模型验证期岩溶水计算与实测水位曲线拟合图,由图可见,计算、实测水位曲线拟合程度较高。从验证期地下水量均衡表(表1)看,2003年6月下旬至2004年5月上旬,孔隙水系统与岩溶水系统均为正均衡,地下水位上升,与实测情况一致,说明计算结果可靠。

7 水源地岩溶地下水允许开采量及水位预报

7.1 预报模型

将识别与验证模型稍加调整即得预报模型。根据勘察结果,选择邵庄、东刘庄及双庙较强富水地段为模拟开采水源地,采用1983～2004年连续22年的降水资料,并以2004年底水位标高为基本依据为模型赋水位初值。给定开采约束条件,输入拟定的开采方案,预测在拟定方案开采状态下地下水位动态和流场变化过程,满足约束条件则说明方案可行,否则需重新调整方案。

7.2 开采约束条件

预报开采资源量应以符合目前开采技术条件、不影响农业用水和已有水源地正常运行为基本原则。根据该原则限定预报开采约束条件为:

(1)根据现有开采技术和本区水文地质条件,参考长沟水源地以水源地水位埋深40m进行设计安装,故本模型预报计算时设定开采主孔附近观测孔水位最大埋深不应超过40m,岩溶含水层正常年份平均水位埋深应不大于20m;

(2)根据现有农田灌溉井的成井深度和实际取水能力,由岩溶水开采引起的孔隙水水位降深应不大于2.0m;

(3)预报水源地开采总量不能超过区域岩溶水开采资源总量。

(4)开采状态下各类型地下水水位不应出现持续下降趋势。

7.3 预报方案的确定

根据本区地下水开发利用现状和实际水文地质条件,拟定以下2种预报方案:

方案1:维持嘉祥、长沟岩溶水现有实际开采量5.0×104 m3/d,增加红运水源地岩溶水4.5×104m3/d与南旺水源地孔隙水1.8×104m3/d规划开采量,计算与评价本次详查水源地岩溶水允许开采量;

方案2:在方案1基础上,进一步增加早期规划但至今仍未使用的河里水源地孔隙水3.0×104m3/d和长沟水源地规划新增岩溶水1.0×104m3/d的开采量,计算与评价该水源地岩溶水允许开采量。

7.4 允许开采量及水位预报

给模型分别输入以上2个方案的开采量值,通过反复计算,其结果是:在符合开采约束条件下,采用方案1,即只考虑增加红运、南旺水源地未来规划开采量时,邵庄、东刘庄及双庙水源地岩溶水允许开采量分别为6.0×104m3/d、2.96×104m3/d和1.2×104m3/d;采用方案2,即进一步扣除长沟、河里水源地未来规划开采量后,邵庄、东刘庄及双庙水源地岩溶水允许开采量分别为4.2×104m3/d、1.6×104m3/d和1.2×104m3/d。相应水位埋深及流场变化情况分别见表2和图4、图5。

7.5 预报开采量评价

从地下水流场预报图(图4、图5)看,开采22年后岩溶水降落漏斗范围较小,且第四系孔隙水并未在岩溶水源地附近形成降落漏斗,说明越流补给是面状的,岩溶水开采一般不会对孔隙水产生明显的局部降落漏斗。事实上,孔隙地下水目前还有相当一部分量是通过侧流、蒸发及补给地表河流等方式排泄的,将来开采状态下可最大限度的袭夺该部分排泄量而补尝地下水系统的开采量。故在允许的范围内合理开采,一般不会对孔隙水产生不良影响。

另外,京杭运河为南水北调东线工程的输水主干河道,工程实施后,本工作区段京杭运河将长年保持35m以上的高水位,对附近孔隙水具有长期补给作用。这不但有利于增加孔隙水的补给量,同时,也保证了孔隙水对岩溶含水层的越流补给。

本次数值模拟计算采用连续22年的降水资料;其中包括极枯年份与极丰年份,尤其包含了罕见的连续4个枯水年(1986～1989年),22年平均降水量602mm,低于多年平均(1956～2004年)降水量623.55mm,采用的降水量偏保守,故计算结果的保障程度是较高的。同时,本次数值模拟经过了历时40天的大型群孔抽水试验资料的识别和一个完整水文年长测资料的验证,计算结果的精度也应该是较高的;为合理开发和利用该地下水资源提供了科学依据。

摘要：蜀山背斜—双庙地垒岩溶地下水是近年来鲁西南地区勘探开发的一项重要水资源,对鲁西南地区工农业的发展具有重要意义。为此,本文对蜀山背斜—双庙地垒岩溶地下水资源进行了深入研究,并对邵庄、东刘庄、双庙3个拟建水源地在不同开采方案下的允许开采量及其水位进行了预报,为合理开发和利用该地下水资源提供了科学依据。

关键词：蜀山背斜—双庙地垒,岩溶地下水资源,数值模拟,预报

参考文献

[1]王大纯,张人权,史毅虹.水文地质学基础[M].北京:地质出版社,1980.

[2]薛禹群,朱学愚.地下水动力学[M].北京:地质出版社, 1979.

[3]山东省鲁南地质工程勘察院.济宁市汶上县邵庄、任城区双庙水源地供水水文地质详查报告[R].2004.

岩溶地下水资源 篇2

陇东盆地西部岩溶地下水形成机制研究

陇东盆地西部处于鄂尔多斯盆地西缘逆冲推覆构造带,新元古-下古生界碳酸盐岩裸露或浅埋,构成一南北向展布的岩溶水富集带.通过运用构造控水分析、水化学同位素等方法,对岩溶裂隙水系统进行了深入的分析与讨论.指出本区岩溶水的空间分布明显受南北向逆冲推覆构造控制,储水空间以岩溶裂隙为主,构造条件是岩溶发育和岩溶水富集的主要制约因素.岩溶水化学特征具有明显的南北差异,在补给条件优越的中南部平凉-华亭地区,水化学主要由含水层岩性及其赋存条件决定.岩溶地下水以大气降水来源为主,对于埋藏型岩溶水表现为多源水混合而成.根据岩溶水的.空间分布与水动力场特征及其补径排条件,全区可划分为平凉、华亭和环西3个相对独立的岩溶水系统,并以此可作为水资源评价的基础.这些认识对于深入了解西北干旱-半干旱地区岩溶水赋存及富集规律、形成与演化机理和在该区开发利用岩溶地下水资源具有重要的科学意义.

作 者：张彦林 李生永 付东林 崔旭东 ZHANG Yan-lin LI Sheng-yong FU Dong-lin CHUI Xu-dong 作者单位：甘肃省地质调查院,甘肃,兰州,730000刊 名：中国地质 ISTIC PKU英文刊名：GEOLOGY IN CHINA年，卷(期)：33(6)分类号：P641.134关键词：陇东盆地西部 岩溶含水介质 构造控水 岩溶水系统

岩溶地下水资源 篇3

金州行政隶属于大连市, 位于辽东半岛南端, 岩溶水主要分布在长大铁路以西。主要为一些低丘陵地貌, 丘陵间为河谷平原及湖积洼地。有季节性小河, 除大魏家河外, 上游均见有水库。区内先年降水量为600-630毫米, 主要是集中在七、八月份。出露地层为震旦系到石炭系的浅海相碎屑岩、碳酸盐类沉积岩。早期形成纬向的紧密线状排列的背向斜褶曲, 后期产生北北东向及西北向冲断裂。岩溶水主要赋存在中震旦系至中寒武系至中奥陶系的灰岩中。岩溶发育不均匀, 在向斜轴部、断裂及隔水边界附近及地形低洼处比较发育。开采后的岩溶水的补给主要受大气降水垂向补给及裂隙岩溶水的侧向补给。在大魏家地段有来自大魏家河上游的地下侧向径流补给;在大莲泡地段, 有来自三十里河河谷的侧向径流补给。岩溶水水力性质多属潜水, 仅在亚黏土层之下为承压水。它具有统一的地下水面, 并与第四系孔隙水有水利联系, 开采后形成统一的降落漏斗, 枯季时, 孔隙水可被疏干。在雨季时, 由于开采强度小于垂向及侧向补给强度, 水位上升, 枯季时, 无垂向补给量, 开采量又大于侧向补给量, 水位下降。

近年来, 由于工农业的快速发展, 对地下水资源的利用量不断的增加, 而又没有得到有效的补给, 在开采比较集中的地段, 海水倒灌现象已经较为严重。经过走访调查, 一些水井打出来的水连衣服都洗不了, 淡水被咸化已经很严重。近海地段淡水中的氯离子含量达到1420毫克/升, 不但超过了生活饮用水标准的250毫克/升, 也超过了工业用水水质要求。

2防治措施

为了改善西部岩溶地区地下水的恶化现状, 实现水资源的可持续利用, 结合当地实际情况, 比较有针对性的制定了一些防护和治理措施。

2.1防护措施:

主要针对没有被海水入侵的地段。2.1.1通过宣传教育, 让广大群众更透彻的了解水法规政策, 了解当前地下水现状及危害关系, 使大家都能有主动的节水意识。2.1.2水政监察人员严格执行《水法》等及其他相关法律、法规, 加大查处力度, 坚决打击违法、违轨、违章的取水工程。2.1.3水政技术人员根据实际地理环境, 科学的对当地的补给量进行评估, 以确定支出与补给之间的关系, 使实际开采量小于外界对地下水的补给量。2.2治理措施:主要针对已经被海水所侵袭的地段。2.2.1工业上, 通过改进企业的生产设备和工艺, 降低单位产品的耗水量, 建立和完善循环用水系统, 提高地下水重复利用率, 达到水的多次循环利用。2.2.2生活上, 推广节水型生活用水器具, 提高个人节水意识, 使每个人掌握一定的节水技巧, 达到对地下水资源的有效利用。2.2.3农业上, 开展植树造林项目, 合理布局农作物的种植, 以节水、高产、高效为核心, 加强农作物品种的选优工作, 有效控制水田面积的发展, 发展节水型农业, 推广喷灌、滴灌、渗灌等比较科学节水的农业灌溉方法。2.2.4在该地区内实行逐年削减取水工程, 计划在2009年-2010年期间, 封井20眼, 削减开采量735万立方米, 实现不超采。2.2.5寻找替代水源, 建设东水西调供水工程和引洋入区供水工程, 替代被削减的地下水资源量。2.2.6根据当地的地形、地理条件, 修建一些简易的汲水建筑, 以保障在降水的时候, 大气降水能够尽量多的回补地下水。

摘要：论述了金州西部岩溶水地区地下水资源现状及防治措施。

关键词：地下水资源,措施,西部岩溶地区

参考文献

[1]供水水文地质手册编写组.供水水文地质手册 (第二册) [M].北京:地质出版社, 1978.

济南岩溶泉域地下水位监测 篇4

文章采用编制济南岩溶泉域地下水动态类型图的方法优化设计了地下水水位监测密度.通过对地下水水位多年变化趋势的分析确定了手测监测频率.选取质量好的观测孔安装了水位自计仪,提出了地下水水位监测维护措施.将对相关政府部门和每个水用户提供所需的`地下水信息,以便达到水管理者与水用户共同参与泉水保护的目的.

作 者：王庆兵 段秀铭 高赞东 徐慧珍 殷秀兰 李文鹏 周仰效 WANG Qing-bing DUAN Xiu-ming GAO Zan-dong XU Hui-zhen YING Xiu-lan LI Wen-peng ZHOU Yang-xiao 作者单位：王庆兵,段秀铭,高赞东,WANG Qing-bing,DUAN Xiu-ming,GAO Zan-dong(山东省地质环境监测总站,济南,250013)

徐慧珍,殷秀兰,李文鹏,XU Hui-zhen,YING Xiu-lan,LI Wen-peng(中国地质环境监测院,北京,100081)

周仰效,ZHOU Yang-xiao(联合国教科文组织水资源学院,荷兰德尔福特)

肥城盆地岩溶地下水系统数值模拟 篇5

地下水在我国的供水中起着至关重要的作用,尤其是在地表水比较缺乏的北方地区[1]。但是,局部地区因地下水过量开采,也导致产生了含水层疏干、降水漏斗扩大、地下水污染、海水入侵、地面沉降等环境地质问题。随着水资源供需矛盾的日益突出,特别是最严格水资源管理制度的建立实施,加强对地下水的保护已为社会共识。肥城盆地因其特有的水文地质条件和日益迫切的地下水保护需求,成为我国北方岩溶地区加强地下水保护的典型代表。

肥城盆地位于鲁中南山区、泰山西麓,岩溶地下水是肥城盆地目前最主要的供水水源和唯一的饮用水水源。据调查,近十几年来随着人类活动的加剧,肥城盆地岩溶地下水开采量呈缓慢上升趋势,地下水位及地下水水质均有下降,对区域地下水环境也构成诸多威胁。在2006年刘红云[2]等人对肥城盆地内煤田区的第四系地下水进行了数值模拟,然而对整个肥城盆地及最重要的岩溶地下水的模拟相对较少。因此,采用较为可靠的模拟模型和预测分析方法对整个肥城区域地下水发展形势加以判断和提前干预,对实现该地区地下水资源可持续开发利用具有重要意义。

1研究区概况

1.1研究区范围确定

肥城盆地四面环山,中间低洼,中心处分布着奥陶系灰岩丘陵,海拔在60~200m不等,山体部分大多为石灰岩和花岗片麻岩组成的低山丘陵,海拔在250~670 m之间。整个肥城盆地作为模拟区域,研究区面积为1 408.8km2。

肥城盆地气候属于北温带大陆性半湿润季风气候,多年平均气温是12.9℃,多年平均降水量为644.9mm,降水集中在7 -9三个月。

肥城盆地主要河流为康王河和汇河属于黄河流域中的大汶河水系。汇河发源于肥城市湖屯镇陶山山区,总长度约42 km,在西部贯穿盆地南北,康王河自东向西横卧盆地中间,发源于泰安市道朗镇和肥城潮泉镇的东北部山区,由东向西流动,全长大约70km,河床宽200~300m[2],流域总面积为428 km2,是肥城盆地内的主要河道。两河在肥城市石横镇汇合成康汇河后注入大汶河[3]。

肥城盆地具有独立的补给与排泄系统,是一个相对完整的水文地质单元。在盆地东南部及东部奥陶系及寒武系地层广泛出露,大气降水沿地层构造裂隙垂直入渗,补给各含水层。 盆地北部及东北部大气降水既能补给第四系潜水,也能补给隐伏于盆地内的奥陶系灰岩含水层[4]。

1.2社会经济概况

肥城盆地内的工业经济涉及电力、煤炭、化肥、焦炭、冶金、 橡胶、制盐、造纸、食品、肉联等行业,目前从老城到石横已形成一条工业集中带,成为肥城经济的核心区。

1.3含水层结构的概化

研究区的含水层在垂向上可以概化为潜水含水层、弱透水层和中深层承压含水层[5]。

第四系孔隙水含水层主要分布于盆地平原区,一般厚度为20~30m,最深可达50m,盆地西部含水层为湖洪积砂礓层, 水质一般,水量较小。第四系潜水水力坡度为0.4%,流向西南,肥城盆地第四系潜水主要靠东北部山区的风化裂隙水及大气降水补给。

盆地第四系地层与奥陶系灰岩之间有一层厚度较大且隔水性能好的淤泥质黏性土可以概化为弱透水层,因而奥陶系灰岩含水层与第四系孔隙水之间没有直接的水力联系[3]。

岩溶地下水以垂直渗透为主,水位埋深较大。地下水位受季节影响很大,年均变幅30~50m,单井涌水量差别也很大,一般在30~180 m3/h范围内[3]。 承压含水层水力坡度为0.008%,水位埋深由东向西逐渐变浅,在西南东平县以泉的形式溢出,但因水位下降,泉已干枯。

1.4研究区边界的概化

肥城盆地四面环山,中间低洼处分布着奥陶系灰岩丘陵, 是完整的水文地质单元,水文地质边界条件较清楚。肥城盆地的侧向边界为:盆地四周都是山体,北部是变质岩山脉,可以概化为隔水边界;盆地东部、西部、西北部及南部都是分水岭边界,分水岭处是由奥陶系灰岩和寒武系灰岩组成,可以定义为流量为零的边界即第二类边界;西南以大汶河和汇河交汇处为边界,可以概化为定水头边界。

肥城盆地的垂向边界为:盆地研究区的上边界为地表,且研究区内冲洪积平原下距离地表300m深处是完整基岩,因此下边界(岩溶底板)可以定义为隔水边界。

综上所述,可将肥城盆地概化为一个统一的非均质、各向同性、三维非稳定地下水流系统。

2地下水数学建模及求解

2.1地下水数学模型的建立

地下水数学模型是用来描述地下水水头、水温及水质等现象及其变化过程的数学表达公式,它是用数学方法表述经过简化和概化的地下水系统。其数学公式及定解条件如下:

式中:D为渗流区域;H为地下水水头,m;Kx,Ky,Kz为x,y,z方向上的渗透系数,m/d;S为自由水面之下的含水层单位储水系数,1/m;W为承压含水层源汇项,1/d;p为潜水面的蒸发量和降水的补给量等,1/d;μd为潜水含水层重力给水度;H0(x, y,z)为初始流场水头分布值,m;H1(x,y,z,t)为第一类边界水头分布值,m;q(x,y,z,t)为第二类边界单位面积流量,m3/(m2·d);Kn为边界面外线方向的渗透系数,m/d;Г1、Г2为渗流区第一、第二类边界。

2.2地下水数学模型的求解软件

为了求解上述数学模型,需要把模型中的二阶非线性偏微分方程转化为线性方程之后再求解,目前人们常采用数值法来求解,本文即是运用基于有限差分法的Visual MODFLOW 4.2软件[6,7,8]来求解上述的地下水数学模型。

2.3网格剖分

肥城盆地东西宽55.3km,南北长45.8km,根据盆地内地层结构特征、水力特征、流场特征、模拟精度及边界条件等要求,将整个肥城盆地剖分为150×150的单元格,垂向为三层。

2.4水文地质参数确定

通过水文地质物探及钻探或抽水试验得到的参数数据进行汇总,得到该区域含水层的水文地质参数。根据肥城盆地各初始参数的分布规律及渗流场的特征,将该研究区划分为5个参数区域。

2.5源汇项确定

肥城盆地岩溶地下水系统的源汇项主要包括补给项与排泄项。补给项包括降雨入渗补给、河流渗漏补给等;排泄项包括潜水蒸发排泄、人工开采排泄等。

2.5.1降水入渗补给

肥城盆地年内降雨差异也较大,其中汛期6-9月份降雨量占全年的72%~75%,形成春秋两旱夹一涝的自然规律。盆地多年平均降雨644.9mm,降水较为丰富但年际变化大且时空分布不均。

2.5.2河流渗漏补给

地表河流的渗漏是研究区内潜水的重要补给源,肥城盆地内的水系主要有康王河和汇河。康王河发源于泰安市岱岳区道朗镇山区,总流域面积427.7km2,是肥城市主要山洪河道之一。

2.5.3潜水蒸发排泄

研究区潜水含水层水位埋深较浅,所以潜水蒸发是本区排泄项之一。肥城盆地多年平均蒸发量为1 224.5 mm,采用Visual MODFLOW中的Evapotranspiration模块处理。

2.5.4人工开采排泄

据调查,肥城盆地近十几年来岩溶地下水开采总量从2000年的6 980万m3增加到2012年的8 005万m3。

3模型的识别与验证

3.1模型的识别

本次数学模型的识别采用的是试估- 校正法对源汇项和参数进行多次的调整和修改,使整个模型得到比较理想的效果。根据已有的肥城盆地地下水动态观测资料,选取2008年1月1日至2009年12月31日为本次模型研究的识别阶段。

选择2008年1月1日肥城盆地地下水位观测值为本次模型识别的初始流场,通过2008年2月1日和2009年12月31日的具有代表性的8眼观测井的模拟地下水位和观测水位进行拟合,拟合结果如图1、2所示。拟合结果表明,该模型在识别阶段能够真实反映肥城盆地研究区地下水流场,并且水位拟合效果较好。肥城盆地在模型识别后的水文地质参数见表1。

3.2模型的验证

在模型识别的基础上,选取2010年1月1日至2011年12月31日为本模型的验证阶段。以2010年1月1日的地下水位作为本次模型的初始流场,各水文地质参数及边界条件均与识别期相同,开采量为2010年及2011年的实际开采量7.85× 107、7.92×107m3,开采井增加为90眼,拟合结果如图3、4所示,代表井拟合误差值统计表如表2所示。

由表2的统计结果表明,肥城盆地模型在识别期水位观测值与模型计算值拟合误差小于0.5m的观测井数占总井数的80%;而小于1m的观测井数占总井数的93.3%。由此可以表明,该模型在验证期也能够真实反映肥城盆地研究区地下水流场。

综上所述可知,肥城盆地这个非均质、各向同性、三维非稳定地下水数值模型符合肥城盆地的实际水文地质条件,因此可以利用该模型对肥城盆地岩溶地下水流场变化趋势进行预测。

4研究区地下水位预测

4.1开采方案确定

现基于Visual MODFLOW对肥城盆地3种不同开采方案下岩溶地下水流场进行模拟。3种开采方案分别为:1经济发展型———肥城盆地岩溶地下水开采量持续增加,由2013年的8 082.5万m3增长到2018年的8 470万m3。 2稳定不变型———保持现有开采水平与开采布局的条件。3资源保护型———为了控制上述预测结果中至2018年降落漏斗面积增大的问题,对肥城盆地农业、工业及城镇生活用水进行规划,在采取多项节水措施的条件下,用水量将由2012年的8 005万m3减少至6 005万m3,预测至2018年岩溶层降落漏斗和漏斗中心水位的变化。

4.2建立预测模型

本研究选取2012年12月31日的肥城盆地地下水流场作为水位预报的初始流场,从2013年开始运用识别和验证过的模型预测未来6年盆地内的地下水位变化情况,其他参数及计算条件参照2012年确定。

4.3肥城盆地地下水位动态预测

由模型预测的结果可以得到不同开采条件下代表井地下水位变化趋势图和2018年12月31日地下水位等值线图,如图5~图10所示。

4.4预测结果分析

(1)由图5~图7不同开采方案下各代表井深层地下水位变化趋势预测图可知:1年降水丰枯交替的情况下,各开采方案条件下肥城盆地地下水位仍有年际周期性变化的规律特征, 且枯水年研究区年内地下水位变化较大;2同一时刻,方案一(经济发展型)因为开采量最大,导致地下水位下降最快,水位值最小,方案二(稳定不变型)次之,方案三(资源保护型)因采取节水措施,有效缓解了地下水位的下降,且随着节水量的不断增大,盆地内地下水位有所回升,因此该方案下的肥城盆地地下水位最高。

(2)由图8~图10不同开采方案下预测2018年12月31日岩溶地下水流场预测图可知:1在岩溶地下水开采量逐渐增加的未来6年时间内,方案一(经济发展型)和方案二(稳定不变型)的开采条件下的降落漏斗面积较预测的初始流场均有扩大;方案三(资源保护型)开采条件下的降落漏斗面积较初始流场有所减少。2在各开采条件下方案一(经济发展型)中研究区内的降落漏斗面积最大,在中心漏斗处水位下降幅度也最大,方案二(稳定不变型)次之,方案三(资源保护型)最小。

5结语

从肥城盆地的地质及水文地质条件出发,分析了盆地内含水系统结构特征,并对研究区边界进行概化,建立了研究区的水文地质概念模型;然后在水文地质概念模型的基础上建立了数学模型;运用Visual MODFLOW软件对研究区地下水系统进行数值模拟,通过对数学模型进行识别及验证,结果表明:所建立的非均质、各向同性、三维非稳定流数值模型基本符合肥城盆地的实际水文地质条件;最后将识别及验证后的模型运用到肥城盆地未来六年不同开采方案下岩溶地下水流场的预测中,为肥城盆地岩溶地下水开采提供了参考。

本文主要对肥城盆地水位动态变化进行了研究,而未考虑水质的变化规律,未进行溶质运移的模拟,还需要在未来研究中利用Visual MODFLOW建立研究区水质模型对水质进行分析和预测。

摘要：运用水文地质学、地下水动力学等专业理论知识,在分析肥城盆地含水层结构和研究区边界等条件的基础上建立研究区水文地质概念模型和数学模型,运用Visual MODFLOW软件对建立的研究区模型进行计算求解。通过参数调试,软件计算地下水位值与实际观测值拟合较好,证明所建模型有效合理。并预报了研究区未来六年地下水流场的动态变化情况,为肥城盆地地下水的可持续开发利用提供了科学依据。

关键词：肥城盆地,Visual MODFLOW,数值模拟,预测

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岩溶区采矿抽排地下水对策研究 篇6

矿山开采过程体现出一定的复杂性, 再加上开采区域特有的地质构造与水文特性, 使得在矿山开采时由于抽排水而造成一系列地质灾害的发生。通过大量的开采实践可以看出, 由于抽排水所导致的地质灾害包括以下几种:

1.1 地面变形

在矿山开采过程中, 如果发生地面变形, 将为该区域的经济建设、人民的生命财产带来直接的损失, 而且会在居民中造成精神上的恐惧和不安。在矿山开采活动中地面变形比较常见, 地面变形后直接导致地面以及房屋的墙壁出现开裂等情况, 严重的还会造成基础下沉、房屋倒塌等事故。导致地面变形的因素有以下几项:

1) 受矿山地区地形地貌的影响。通常在低山后陵地区, 其山前斜坡属于地面变形发育地段, 特别是植被覆盖率较低的区域, 如果采矿工程抽排地下水严重, 就会使地面变形更为严重。

2) 土层结构是出现地面变形的基础条件。下粗上细的二元结构以及多元结构土层往往发生地面变形的机率比较大, 对于岩溶区域来说, 地处冲洪积、坡残积区时, 更加提高了潜在发生地面变形的机率。

3) 地下水对地面变形形成作用也会造成地面变形。一旦地下水被开采过量, 就会导致其水位大幅、连续性的下降, 在相应范围内会形成漏斗区, 从而地下水的径流状态就会发生改变, 水力坡度、水流速度有所增加, 则二元结构土层中的疏松细粒就会受到水流的冲刷潜蚀掏空作用;再加上矿山开采时抽取地下水是一个持续不断的过程, 因此, 更加促进了地面变形问题的发生。

4) 通常在大雨或者暴雨之后会发生地面变形。丰富的降水以及地面水的入渗、冲刷以及潜蚀加快了地面变形的形成与地表显现。由此可见, 地面变形会对地面人员、建筑以及其他经济财产造成直接的损害。

1.2 岩溶地面出现塌陷

在矿山开采过程中岩溶地面出现塌陷的主要机理包括以下几点:

1) 地下水基于自然条件会侵蚀可溶岩, 再加上大量抽排地下水, 增加了对溶洞穴或者裂隙填充物、上层覆土层的侵蚀搬运, 最终导致出现地面塌陷等地质问题。

2) 矿区的覆土层厚度比较薄, 再加上风化壳的厚度也比较薄, 会增加岩溶塌陷问题发生的机率。

3) 地下水运动过于强烈, 形成降落漏斗, 出现岩溶塌陷的机率也随之增大。

4) 在过量抽排地下水的过程中, 水动力条件会发生急剧的变化, 从而岩溶内充填物大量流失, 在这种情况下, 洞穴周壁就失去了浮托力的支撑, 并产生负压, 地质环境的相对平衡被破坏, 最终诱发岩溶地面塌陷等问题。岩溶地面塌陷的表现形式包括塌陷坑、地裂隙以及房屋地面变形等多种, 会直接影响到道路、民房、矿山的生产设备以及农作物等。

1.3 地下水位的下降

从某矿区曾发生的溶洞突水可以看出地下水位下降的危害, 该矿区的溶洞突水流量在2 000 m3/h~5 000 m3/h范围内, 一旦开采活动停止, 则水位即可控制在约250 m标高范围, 由此可见, 发生溶洞突水事故会直接导致地下水位的迅速下降, 最终发生地表水与山沟等地水体的干涸, 对矿山地区居民的日常生活、农作物生长等均会造成严重的危害。

2 岩溶区矿山开采抽排地下水引发地质灾害的防治措施

2.1 地面变形的防治

治理的主要目标是可以将防止地面变形的机率控制在最小范围内, 并对其发展范围加以控制, 控制地下水的流失与地下水位的不断下降。针对地面变形的问题, 治理的方法就是减弱第四系含水层与基岩裂隙水之间以及基岩裂隙水和矿体采空排水之间的连通性。具体而言从以下几个方面着手:第一, 针对地下水向采空区运动方向裂隙发育地段的岩体做注浆处理。在注浆前要先采用物探方法对裂隙发育地带进行全面调查, 注浆材料为水泥添加缓凝剂, 施工工艺为钻孔压力注浆法。第二, 保持地下水处于均衡的状态。在地面沉降区中心向边缘方向, 按照间距先小后大的顺序布置钻孔井, 此时矿山开采时抽排的地下水会流经管道进入布置好的孔井中, 实现地下水状态的均衡。如果某些地段地面变形发育程度比较严重且比较密集, 尤其是地面出现了较大的裂缝时, 则需要采用水泥进行注浆处理。处理地裂问题的重点还是要预防, 严格控制地下水的抽取量, 采取必要的措施防止发生矿坑突水事故;禁止在地裂区域建设房屋或者其他的建筑物, 如果已经在建的工程设施则要进行相应的加固处理;采用地面堪查、测量地形变形、地裂位移等对地裂区域进行实时监测, 对地裂缝的发展方向、速率以及可能的影响范围做出预测。

2.2 岩溶地面塌陷的防治

针对隐伏型岩溶区, 其岩溶发育体现出一定的不均一性, 在开采中可能会出现溶洞突水事故, 并引发淹井、地下水位剧降, 最终导致岩溶地面塌陷。针对这种情况, 可以在岩溶发育区以及周边地区建立地下水与地面变形监测网络系统, 可以及时了解该区域的地下水位下降情况, 为地面沉变形、岩溶塌陷的发生、发展趋势进行指导、预测, 从而提高预防措施的针对性;在可能出现塌陷的地段四周修建排水沟, 以防止地下水下渗, 控制地表水的渗入量。岩溶地面塌陷最主要的诱因之一, 即为矿坑突水事故, 因此, 要采用措施防止发生矿坑突水。如果发生了突水事故, 或者矿区的地下水位急剧下降, 地面、建筑物发生变形, 地下出现大量漏水等情况, 则要由专业人员进行专业勘查后提出防治措施。矿山开采时, 施工人员要时刻注意采掘面是否有透水的预兆, 一旦发现问题及时采取防治措施, 避免溶洞突然涌水, 将发生透水事故的机率控制在最小范围内;针对地下岩溶通道采取局部注浆或者帷幕灌浆的方法进行处理, 控制外围地段地下水位的下降幅度, 封堵地下水的涌水口。此外, 还要禁止在地质环境影响中等区段建设浅基础房屋, 建设前要做好勘察工作, 按照地基的实际情况, 尤其是隐伏岩溶的发育情况选择可靠性高的基础型式;如果旧建筑基础比较浅, 则要采用灌浆加固的方法提高其可靠性。

2.3 地下水位下降的防治

针对地下水位下降, 利用地下水位网络系统对其进行实时监控是最有效的防治办法。布置地下水位观测井, 对地下水动态进行定期监测, 及时了解地下水的下降幅度, 对其形成降落漏头的发展趋势做出准确预测。

3 结语

总之, 矿山开采过程中所导致地质环境问题对人民群众的日常生活会产生直接的影响, 因此, 要保证矿山的合理开采, 将生态环境问题做为矿山企业管理的重中之重;采取有效的防范措施, 制定合理的监督检查制度, 将矿山开采所带来的环境影响控制在最小范围内;对于已经出现的地质灾害则要防止其进一步恶化, 以保障人民生命、财产的安全。

参考文献

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岩溶地下水资源 篇7

1 地质背景

媲双坳隧道区主要为数座山丘所夹的溶蚀盆地, 地形呈侵蚀—溶蚀丘状浑圆起伏盆地或缓坡。与媲双坳隧道密切相关的地层主要是泥盆系中统东岗岭组 (D2d) 上部的页岩夹砂岩, 下部的灰岩, 以及第四系坡残积土。东岗岭组 (D2d) 灰岩在断层作用下岩溶极度发育, 是强透水层。残坡积亚粘土为相对隔水层, 基岩强风化泥灰岩呈半岩半土状, 透水, 含水性差, 弱风化灰岩裂隙溶隙较发育, 为裂隙, 岩溶含水层, 场区地下水主要接受地表径流及大气降水补给。

图1为隧道顶面地形的三维surfer模型图, 由图可知, 媲双坳隧道周围环绕四座山丘, 左端部为媲双坳隧道出口, 右端部为媲双坳隧道入口。山脊线为分水岭, 将周围山丘一侧山坡上汇水汇集到隧道顶部的灰岩区, 二氧化碳含量较高的地表水侵蚀灰岩区形成溶蚀平原, 同时在地底下形成比较大型的溶蚀通道。由于隧道先期治理时, 在塌陷周围修筑了环塌陷的导水沟, 因此山坡上的流水一部分顺着导水沟向下流入排水渠中, 汇入北部长溪河中, 最终流入南水水库。

2 示踪试验

示踪试验是一种较为直接的研究地下水流动的技术, 利用化学示踪物质在上游点的投放, 并在下游利用仪器进行监测, 来证实是否有水力联系[2]。

主要根据示踪剂首次到达接收点的时间, 持续时间以及峰值强度分布类型来判断岩溶裂隙的分布和大小。

试验方案。

示踪剂的选择应遵循安全无毒、化学性质稳定、灵敏度高易被检测到等原则[4], 本次连通试验采用的示踪剂为罗丹明WT、荧光素Na和荧光增白剂, 监测仪器为GGUN-FL Fluorometer。

由于试验受降雨条件和项目要求的影响, 媲双坳隧道的示踪试验分为两次三组进行, 第一次在2013年5月21日~26日, 进行了一组试验, 第二次在2013年8月20日~25日, 进行两组试验。两次过程雨量均为中雨到大雨。

试验各接收点检测到的不同示踪剂浓度、到达时间、过程及分布特征如图2所示。

1) 示踪响应结果。

从图上和历时浓度曲线可以看出TF01投放的荧光素钠、TF02投放的罗丹明均在JS03点有反应, 而在南端口JS05无响应 (在背景值附近) 。TF03投放的荧光增白剂在南段JS05有反应, 在北段JS03处无反应 (在背景值附近) 。

2) 可能的流动来源。

以LK63+000~RK63+000一线以北的地下水, 根据示踪结果, 在北端流出, 以南、以西的地下水则在南端口流出。

3) 降雨的可能渗入形式。

TF01和TF02的示踪剂在JS03出现的浓度曲线极为相似, 基本反映其相似的降雨渗入过程, 同时TF01罗丹明的一次高峰表明TF01点属于直接灌入式的快速通道点, 而TF02则体现了多次流出的具有一定缓冲和蓄积能力的特点, 推测为该点第四系覆盖层较厚导致的多峰性。TF03点的示踪剂在JS05点同样体现为单峰性曲线, 同样属于直接灌入式的快速通道点, 这也意味着TF03点南侧的一系列东西向的塌陷点的水流有很大的可能性也进入隧道南段然后排出。

综上, 可以认为:1) 在TF05-TF07一线以西, 地下水基本上直接通过各种方式向西或西南方向进入长溪河, 不会进入隧道。2) TF01-TF04一带的地下水是主要的进入隧道的涌水来源。3) 防治的重点应是堵塞或防止雨水地表水直接进入以落水洞或岩溶漏斗为主要形式的垂直通道。

3 结论

3.1 隧道区地下水运动规律

由于媲双坳隧道在降雨时才出现明显的渗漏水病害, 因此影响隧道正常运营的主要因素是降雨时大量地表水涌入隧道, 同时有小部分地下水随着地下岩溶通道进入隧道内部, 导致隧道部分排水沟常年有流水。因此应将隧道区地表水作为主要研究对象。

1) 投放点TF01, TF02, TF03, TF04中示踪剂均在隧道内接收到, 即靠近隧道正上方的塌陷中地表水汇入隧道内, 因此隧道正上方的无积水塌陷群 (T01, T02, T03, T09, TP12-10, TP12-15等) 是地表水进入隧道的主要通道。结合物探解释, 分析出隧道上方的确存在明显的南北向地下岩溶通道, 同时隧道上方存在一些大型溶蚀空洞, 导致隧道上方南北线的塌陷群均与隧道内部存在水力联系。

2) 投放点TF05, TF06, TF07, TF08, TF09中示踪剂没有在隧道内接收到, 反而在隧道区1.5 km以外长溪河上游鸿铭水电站旁接收到了相应的指示剂。表明隧道正上方西侧塌陷群 (T04, T05, T06, T07, T08, TP12-13, TP12-24等) 塌陷内地表水没有进入隧道内反而顺着西南倾向的岩层流入西南方的长溪河上游中, 塌陷群与隧道内无水力联系。

3) 根据上述可以推断, 媲双坳隧道区内存在潜在地下水分水岭。分水岭西南侧塌陷地下水径直流入西南长溪河中;分水岭东北侧隧道顶部塌陷地下水通过地下溶蚀通道流入隧道内, 引发隧道内渗漏水灾害。

3.2 隧道病害区防治措施方法与原则

由于隧道内渗漏水主要由于降雨地表水的补给, 最有效简便的方法是对探明的对隧道渗漏有补给作用的塌陷进行封堵。因此对隧道采用封堵为主, 疏导排泄为辅的方式进行处理, 封堵采用对塌陷进行充填加注浆加固的防治措施。

3.3 建议

1) 通过物探探查和联通实验验证, 采用充填、夯实、注浆加固的方式封堵隧道区地表对隧道进行涌水补给的塌陷群, 即地下分水岭东北侧的塌陷。

2) 在部分大型已治理塌陷周围围建疏导排水渠, 防止塌陷外地表水透过注浆层, 掏空塌陷内部砂土, 从而导致注浆层失稳二次垮塌。

3) 对隧道侧壁进行空腔检验与加固, 检查隧道渗水是否掏空隧道侧壁外侧壁砂土。

摘要：以京珠北高速媲双坳隧道为例, 在隧道区水文地质专门性测绘、物探的基础上, 构建了隧道水文地质模型, 利用化学示踪联通试验确定了地下水具体的流通路径, 揭示了隧道岩溶地下水运动规律, 并提出了有针对性的工程防治方案, 为类似隧道岩溶水害的治理提供科学依据。

关键词：隧道,岩溶渗漏,示踪试验,地下水运动规律

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岩溶地下水资源 篇8

同位素和水化学技术是分析岩溶地下水系统的有效工具[1~3],通过采集地下水样进行氢氧同位素和水化学分析,可以准确描述地下水的组成及来源。氢氧同位素是水分子的直接组成成分,直接参与水循环过程,因而是水循环的一种良好天然示踪剂,使得同位素技术成为水循环研究非常有效的一种手段并被广泛应用[4]。自20世纪50年代以来,已经有很多应用该方法进行水循环研究的成功实例。通过水化学分析可以探寻地下水的赋存环境、径流途径及物质交换等重要信息,从而揭示地下水的循环规律[5]。因此将同位素技术和水化学方法结合起来,将会提高研究结果的准确性和可靠性。

云南省丽江地区的鹤庆西山位于鹤庆盆地与剑川盆地之间,为金沙江和澜沧江的地表分水岭。两侧盆地高程在2200m左右,地势平坦,地下水丰富,人口众多,其生产生活均以岩溶地下水作为主要水资源,水上旅游景点众多。弄清岩溶地下水循环过程对区域地下水资源的保护、管理以及合理开发利用具有重要指导意义,因此,本文主要根据环境同位素资料分析区内地下水同位素和水化学特征,探讨了岩溶地下水循环过程。

1 研究区概况

研究区地处云南省西北部,属横断山系切割山地峡谷区向滇中盆地山原区之滇中红色高原亚区过渡地带,面积约为1300km2。高原季风气候,年平均气温13. 5℃,年降雨量1130mm。区内高山、盆地相间排列,总体呈现北高南低的地势特征。区内地貌受断裂控制,山脉及主要水系走向呈近南北向、北北东向或北西向,与区域构造线近于平行。山岭总体较浑厚,山顶高程一般3000m ~ 3500m,山岭间岩溶洼地、坡立谷分布广泛; 山岭东侧为鹤庆盆地,西侧为剑川、九河盆地,盆地高程2200m左右; 北侧及北东侧为拉什海和丽江盆地,前者地面高程2450m左右,后者高程2400m左右,盆地周缘多有岩溶泉出露; 区内分布两个大的断层槽谷—白汉场槽谷和汝南河槽谷,近北东向展布。区内东部主要发育穿越丽江盆地、鹤庆盆地的漾弓江;西南部发育的主要河流有金龙河、三河等诸多近东西向河流汇入剑湖,如图1所示。

区内出露地层较齐全,除寒武系外,其余地层均有出露。岩溶 地层岩性 主要有泥 盆系灰岩( D1q) ,主要分布在剑川盆地以东; 三叠系灰岩、白云质灰岩、白云岩 ( T2b2) 广泛分布在鹤庆、剑川盆地之间山岭地区; 泥质灰岩夹粉砂岩、页岩( T2b1) 主要分布在白汉场槽谷与汝南河槽谷之间。隔水岩组主要有二叠系峨眉山玄武岩组 ( Pβ) 及三叠系砂岩、页岩、泥岩 ( T1l ) , 主要分布在丽江 - 剑川断裂中支 ( F11 - 2) 附近; 区内三叠系砂岩、页岩 ( T3sn) 及不同时期的侵入体、岩脉零星分布。第四系残坡积、冲洪积堆积物 ( Qh) ,分布于洼地、缓坡、河谷和山间盆地,如图1所示。

区域构造复杂,主要断裂有龙蟠 - 剑川断裂( F10) ,该断裂北起龙蟠,向南经九河,止于剑川,断裂走向NNE,倾角约60°,为左旋正断性质,由3条近断裂平行排列,其中西支断裂为主断裂,长约70km。丽江 - 剑川断裂 ( F11) ,该断裂东北起自文笔,向西南经汝南河槽谷,止于剑川盆地,长约40km,走向NE,倾向NW,倾角60° ~ 80°,由多条断裂呈左阶斜列或平行排列; 鹤庆 - 洱源断裂( F12) 东北起自丽江栗雄卫,由东西两条左阶羽列次级断裂组成,向西南经鹤庆盆地,两条断裂于鹤庆盆地南端蝙蝠洞一带交汇,向南西延伸30km,止于洱源盆地,走向NE24°转NE45°,倾向SE或NW,长约110km。

2 研究区岩溶水系统划分

研究区处于我国构造活动频繁的地带,由于强烈的构造运动,断裂交错发育,各个时代的地层被切割成不同形态的断块,错落分布于不同的高程上。岩溶含水岩组与非岩溶相对隔水岩组在垂向上的间隔状分布,从而形成了诸多水文地质特征不同、相对独立、不同等级的岩溶水系统[6]。根据地下水的循环深度、周期长短及岩溶含水层组埋藏分布条件,研究区内岩溶地下水系统为浅循环、裸露型岩溶水系统。

根据研究区内地形地貌、含水岩组与隔水岩组的空间分布及边界条件,大致将研究区主要分为5个岩溶水系统,如图1所示。

鹤庆西山岩溶水系统: 系统分布于鹤庆盆地西侧,系统西北侧以非岩溶化的T1、P2砂泥岩分隔,北侧以吉罗洼地东侧山体为界,西侧为地形分水岭,南侧以SE向鹤庆—洱源断裂 ( F12) 及T3sn砂岩为界,主要地层为T2b1 - 2,近东西向的断裂将区内地层分隔成众多条块状,地下水从西至东向鹤庆盆地排泄,盆地西山坡脚出露一系列泉水。

拉什海岩溶水系统: 系统东侧与南侧为T1砂岩泥岩及Pβ玄武岩地层隔水边界,西侧为龙蟠—剑川断裂 ( F10) 和T3z泥岩隔水边界,由于中间隐伏背斜的分割,地下水向金沙江和拉市海排泄。

文笔海岩溶水系统: ES侧以吉罗洼地东侧山体为界,NW侧以丽江 - 剑川断裂 ( F11) 及T1、Pβ地层为界,地下水流呈NE向,向文笔海排泄。

清水江 - 剑川岩溶水系统: 该系统以地下水分水岭为界,位于鹤庆西山地下水流统西侧,系统北侧和南侧隔水边界为T1及Pβ地层,东侧以地表分水岭为界,地下水从东至西向清水江和剑川盆地东山山脚排泄。

南溪 - 拉郎岩溶水系统: 系统西北侧与南东侧隔水岩组为T1及P2地层,南东侧隔水边界发育有丽江 - 剑川断裂 ( F11 - 3) ,地下水向西南侧山脚排泄。

3 同位素与水化学分析

为了进一步研究鹤庆西山岩溶地下水的循环特征,于野外采集泉水样27件及地表水样10件,进行了水化学测试和δ18O、δD同位素分析。其中同位素测试采用MAT-253气体质谱仪进行δ18O、δD测试分析,测试的18O的精度为±0. 2‰,D的精度为±0. 5‰; 各离子浓 度采用离 子色谱仪( ICS2000) 进行测试分析。

3. 1 氢氧同位素分析

为了获取本地区的大气降雨线,采用GNIP数据库中距离研究区域最近的昆明站大气降雨同位素数据。本次采用的大气降水线方程为:

对所有水样点的同位素值进行了回归分析,如图2,从图中可以看出,所有水样均落在雨水线附近或右下方,说明本区所有水样的补给均为大气降水补给,且经过不同程度蒸发作用,总体富轻同位素,溶滤作用强; 大部分水样点集中落在雨水线的中下段,表明地下水与地表水关系密切且两者同出一源, 拉什海地 表水 ( DZ03 ) 和海苔村 潭水( DZ83) 为蒸发作用比较明显的样点,分析可能与水体长期暴露在大气中,蒸发作用比较强烈有关泉水水样点的δD - δ18O关系曲线的斜率略小于地表水关系曲线,可见泉水的蒸发作用略强于地表水。分析认为,由于泉水在地下流动过程中蒸发作用可以忽略[7],且岩溶地下水补给区多为洼地、落水洞等,在入渗补给前长期暴露在大气中,经历了不同程度的蒸发作用,故地下水也呈现蒸发的特点。总体上,水样中δD和δ18O的变化范围分别是- 119. 1‰ ~ - 69. 4‰, - 16. 25‰ ~ - 7. 54‰。δD和δ18O的平均值分别是 - 107. 9‰, - 14. 29‰。

3. 2 地下水补给源高程

高程效应的产生是由于气团沿山地向上爬升凝结成降水的过程中,根据瑞利分馏和清除效应流失18O,使得降水中的δ18O随海拔的升高而降低[8]。高度效应在世界各地变化很大。对18O来说,高度每升高100m,减少量为 - 0. 15‰ ~ - 0. 5‰。利用大气降水的高度效应,可以推测计算地下水补给区的高度和位置。

在同位素水文地质研究中,常常借助于研究区内大气降水的同位素高度效应推测地下水补给区高程。其计算公式:

式中: H为降水入渗高度 ( m) ; h为取样点 ( 井、泉) 高程 ( m) ; δs为地下水 ( 泉水) 的δ18O ( 或δD) 值; δp为取样点附近大气降水的δ18O ( 或δD)值; k为大气降水δ18O ( 或δD ) 值的高度梯度( ‰/100m) 。

据于津生[7]等及有关资料,川西藏东地区δ18O高度梯度△18O /100m = 0. 31‰。即每升高100m,δ18O值下降0. 31‰左右。计算得到大部分地下水样补给高程在2500 ~ 3500m之间,与鹤庆西山高程相近,说明研究区内地下水多为鹤庆西山大气降水入渗补给。根据现场调查,补给区多为洼地、漏斗、落水洞或竖井,落水洞、漏斗是区内岩溶水的主要补给通道。

3. 3 地下水化学特征分析

根据水化学测试结果,其水化学组分含量特征如表1所示。从表中离子含量可以看出,研究区水化学离子中,阳离子Ca2 +、Mg2 +含量相对较高,阴离子HCO3-含量较高,因此水样的化学类型以HCO3-Ca·Mg、HCO3-Ca为主,其中剑川泉群 ( DZ34~ 39) 、DZ02、DZ83水样水化学类型为HCO3-Ca,其他水样水化学类型普遍为HCO3-Ca·Mg,地下水化学类型差异明显。这主要是由于地层岩性决定的,研究区内三叠系碳酸盐岩 ( T2b2) 广泛分布,其中含有大量白云质灰岩及白云岩,其主要矿物成分为白云石 ( Ca Mg ( CO3)2) ,故研究区内大部分水样中Mg2 +含量相对较高,水化学类型呈HCO3-Ca·Mg型; 剑川盆地东侧分布大量泥盆系纯灰岩( D1q) ,其主要矿物成分为Ca CO3,故剑川泉群水化学类型为HCO3-Ca型, 其中Mg2 +平均浓度为4. 90mg / L,表明剑川泉群可能接受东侧及东北侧T2b2地层地下水补给。分布于白汉场槽谷与汝南河槽谷间的拉什海岩溶地下水系统,其主要地层岩性为泥质灰岩 ( T2b1) ,呈南高北 低的地势 特征,DZ02、DZ83水样取于拉市海岩溶系统南侧坡脚,故经过溶滤 作用后Mg2 +浓度较低 ( 均值为1. 41mg / L) 。沿径流路径分布众多条块状T2b2地层,流经此地层的地下水Mg2 +浓度相对较高,故位于排泄区 的拉市海 ( DZ03 ) 水化学类 型呈HCO3-Ca·Mg型。不同于DZ02与DZ83水样,汝南河水样DZ01和DZ40水化学类型为HCO3-Ca·Mg型,其补给源为汝南河东侧T2b2地层地下水。Na+、Cl-是地下水中普遍存在、易迁移的元素,地下水含量与地表水基准值相近,说明地下水与地表水联系密切,径流条件好,溶滤作用强。地下水在径流过程中溶滤了地层中易溶 盐分,使得地下 水中Mg2 +、Ca2 +和HCO3-等离子浓度较地表水有所增加,矿化度亦普遍高于地表水,但地下水与河水水化学特征仍具有明显的一致性。

将水化学结果绘制成Piper图 ( 见图3) ,由图3可知DZ06、DZ29、DZ31和DZ41为异常样点,水化学类型分别为Ca-SO4-HCO3-Mg、Ca-HCO3-SO4、HCO3-Ca·Na + K和HCO3-Ca·Na + K,与其他水样的水化学类型有较大差异。其中,南深河 ( DZ06)水样点周边 岩性为砂 岩、页岩夹 灰岩及煤 线( P2h) ,由于煤系地层中常含有很多黄铁矿 ( Fe S2) ,故硫化物经过氧化作用后地下水中SO42-含量较高,地表河流接受地下水补给后也呈现相同的特征;DZ29水样中SO42-浓度较大,是由于水样取自村民生活区,可能受人类活动影响导致; DZ31和DZ41水样均取于河流源头附近,各项离子浓度较低,分析认为,接受大气降水入渗补给后水岩作用较小所致,汝南河下游水样DZ01、DZ40水化学特征表现出与周围地下水类型一致的特点,说明河流沿程接受地下水流的补给的可能性较大。

3. 4 矿化度与化学组分之间的关系

地下水的矿化度是表征水文地球化学作用过程的重要参数、也是反映地下水径流条件的重要指标[9]。将矿化度与各组分进行相关分析,对水中化学组分成因研究具有很重要的意义。

Na+、K+、SO42-、Cl-、NO3-等离子与矿化度构成的散点图呈不规则状,此类组分与矿化度相关程度较低,其含量也相对稳定。宏量组分Ca2 +、Mg2 +、HCO3-与矿化度相关性密切,它们随矿化度呈线性关系增高 ( 如图4所示,自变量x为矿化度,因变量y为各组分含量) 。

由图4可以看出,该地区地下水中矿化度是由Ca2 +、Mg2 +、HCO3-离子含量做出主要贡献,表明该地区地下水径流条件相对较好,地下水化学组分形成的溶滤作用强,地层岩性特征以钙质岩盐类为主,多为灰岩、白云岩等可溶岩。

4 水均衡计算

在天然条件下,地下水处于动态的平衡,即多年平均补给量等于多年的平均排泄量[10]。

为了验证上述几个岩溶水系统划分的合理性,对各岩溶水系统的入渗补给进行水均衡计算,地下水的补给来源主要为大气降水,入渗补给量采用下式计算:

式中: Q—大气降雨入渗补给量 ( m3/ a) ; F—碳酸盐分布区面积 ( km2) ; λ—有效降雨入渗补给系数,依据经验,碳酸盐岩分布区入渗系数一般为0. 5 ~ 0. 6,该碳酸可溶岩分布区入渗系数取0. 55;h—流域年降雨量 ( mm / a) 。

根据鹤庆水文站观测资料显示,研究区内年均降雨量在900 ~ 1325mm之间,年平均降雨量为1130mm / a。鹤庆西山岩溶水系统被近东西向的断裂及T3sn ( 砂岩、页岩) 、T1l ( 砂岩、砂页岩及泥岩) 等隔水岩组分隔为6个子系统 ( 如图1所示) 。拉什海岩溶水系统由于缺少实测排泄量资料,故未列入计算,计算结果如表2所示。

由以上计算结果,结合水文地质调查,上述岩溶水系统的降水入渗补给量与泉排泄量基本一致,证明了岩溶水系统划分的合理性。鹤庆西山IV岩溶水系统入渗补给量与实测排泄量不匹配,分析认为该岩溶水系统北侧河谷深切,深切河谷控制了地下水的径流和排泄条件,并成为岩溶水系统中地下水的集中排泄边界[11],故大量地下水向河谷排泄,使得泉排泄量较小。

5 岩溶水补径排特征

通过氢氧同位素分析可知,鹤庆西山地区岩溶地下水主要接受了不同高程的大气降水补给,研究区内灰岩、白云岩等可溶岩多在地表出露,在大气降水和地表水流的作用下,形成各种类型地表岩溶形态,如落水洞、漏斗、洼地等。大气降水通过落水洞、漏斗和洼地等补给岩溶水,在水头的作用下,沿着裂隙、溶隙、溶蚀管道或者断裂等运动,最后多在含水层与隔水层接触带出露形成泉水。

水化学分析结果明显地体现了地下水的运动路径,地下水水流方向受隔水岩组及断裂带控制,总体上以地表分水岭为界从高海拔的山区流向低海拔的盆地区域,径流条件好,溶滤作用强。从上面分析可以看出,研究区内存在5个潜循环岩溶水系统( 其中鹤庆西山岩溶水系统存在6个子系统) ,每个岩溶水系统具有相对独立补给、径流、排泄条件。

6 结论

通过以上的同位素和水化学分析,结合该地区水文地质条件,可以得出以下结论:

( 1) 鹤庆西山地区岩溶地下水主要接受了大气降水的补给并经历不同程度的蒸发,补给区为鹤庆西山,降雨入渗后受地形、地层岩性和断裂控制向鹤庆盆地、剑川盆地等地排泄。

( 2) 地下水化学组分种类与区内地层岩性特征相关,区内三叠系中统灰岩、白云质灰岩、白云岩( T2b2) 广泛分布,故地下水化学类型普遍为重碳酸 - 钙镁型水。剑川泉群东侧山体地层岩性为泥盆系纯灰岩 ( D1q) ,故剑川泉群水化学类型为重碳酸- 钙型水。地表水与地下水水化学特征基本一致,地表水沿程可能受地下水补给。

岩溶地下水资源 篇9

1.1 县城供水现状

连城县地处福建省西南部, 属于龙岩市行政管辖。连城县城位于连城盆地, 是全县政治、经济、文化中心。县城现状供水能力仅2.18万m3/d左右。已不能满足连城县城人民生活和县城工业发展的需要, 在连城县开辟第二水源, 扩大供水规模势在必行。

1.2 水资源概况

连城县水资源主要包括文川河、外洞水库、九龙潭、连城盆地地下水以及罗坊盆地地下水等。其中:1) 文川河污染严重, 水质恶化, 已不能满足生活饮用水水源要求;2) 外洞水库水量不稳定, 枯水季节无法满足配水厂规模要求, 且影响发电;3) 龙潭水库位于冠豸山国家旅游风景区内, 短期内不具备取水条件;4) 连城盆地地下水水质良好。但目前城区几座水厂及工业园区深井均取用连城盆地地下水。整个盆地开采量已超过2.18万m3/d, 接近其最大允许开采量。5) 1984年以来直到现在, 福建省地质环境检测中心连城站在罗坊盆地开展了长期的地下水动态检测工作, 得到了翔实的泉流量等基础资料。查明了地下水赋存条件及含水层特征。

1.3 研究对象的确定

在文川河、外洞水库、九龙潭及连城盆地地下水均不能作为连城县城第二水源的前提下。通过研究罗坊盆地基础资料, 分析罗坊盆地岩溶地下水作为县城第二供水水源的可行性是十分必要的。

2 罗坊盆地介绍

地理位置:罗坊盆地位于连城县西北部, 东接隔川、林坊两乡, 南邻宣和、西依长汀童坊, 北靠北团, 面积25.33km2。

地形地貌:该盆地呈相对独立状, 四周为460.00m~1000.00m的低山丘陵, 属构造侵蚀剥蚀地貌。盆地自南向北倾斜, 地势相对较为平坦。

水文地质:盆地内主要河流为罗坊双官溪, 属闽江水系, 其流量受大气降雨的影响明显, 具山地性河流特征。由南面入境, 向北流经北团之后汇入北团溪。

根据地下水赋存条件、水力特征及水理性质, 可将连城县罗坊盆地地下水分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水及岩溶水三大类。其中岩溶水水量丰富且具开采性, 下文中水量论证均针对岩溶水进行。

3 岩溶地下水允许开采量评价

岩溶水主要分布于罗坊盆地内及邻近的峦麓、沟谷中。含水岩组为栖霞组灰岩相地层, 地下水赋存于灰岩的溶洞、溶蚀裂隙中, 具承压性质, 水量丰富。岩溶地下水主要接受大气降水补给, 部分接受上覆松散岩类孔隙水的入渗补给及基岩裂隙水的补给。罗坊盆地南部及西部为岩溶水补给迳流区, 岩溶水的补给大部分来自南部及西部的灰岩裸露区及基岩裂隙水分布区。

3.1 罗坊盆地天然补给量

地下水的开采量一般小于地下水补给量, 否则将导致地下水水位持续下降, 引发岩溶塌陷等环境地质问题。岩溶水的补给量为大气降水补给量与河流入渗补给量之和。通过福建省地质环境检测中心提供的资料, 该盆地大气降水平均入渗量为2.29万m3/d, 河流入渗补给量因缺乏足够资料无法进行频率分析, 本次评价取多年平均值为2.78万m3/d。则该盆地岩溶水总天然补给量为0.51万m3/d。

3.2 评价方法

在开采条件下, 地下水的补给量会有所增加, 由于缺乏足够的资料, 无法对开采条件下所增加的这部分补给量作出较为准确的估计, 因此, 本次论证仍然以天然补给量作为开采状态下的补给量, 并通过该补给量对允许开采量进行校核。Qy=Qs+Qk式中:Qy———允许开采量;Qs———泉排泄量;Qk———干扰井群开采量。

3.3 泉排泄量

该盆地地下水由南向北运移。罗坊盆地S521特大岩溶自冒泉位于双官溪东岸、泉自流排泄的下游。现盆地内早期的开采井现已停采, 岩溶水以S521特大岩溶泉进行排泄为主, 部分地下水则向更低水头的北团盆地排泄。因此, 可通过对S521动态变化规律和枯季流量的长年测量反推Qs。据此确定Qs取2.10万m3/d。

3.4 干扰井群开采量计算

1) 计算方法:本次评价初步拟定6口开采井, 以干扰井群的总开采量最大为目标函数, 以水位降深、总开采量不大于补给量为约束条件, 建立干扰井群开采量的最优化线性规划模型。通过模型的求解便可得到干扰井群的允许最大开采量Qk。2) 约束条件:为防止岩溶塌陷等地质灾害的发生, 有必要对各孔的水位降深进行控制, 原则上开采期末的地下水位应不低于岩溶含水层的顶板高层。结合天然状态下的水位变幅, 确定各开采井孔的水位降深最大值为6.00m。3) 评价结果:最终求的各井的开采量分别为0.12万m3/d、0.10万m3/d、0.08万m3/d、0.08万m3/d、0.11万m3/d、0.15万m3/d, 干扰井群开采量Qk为各井开采量之和, 即0.64万m3/d。

3.5 岩溶地下水允许开采量

本次评价在拟定布井方案下, 求得岩溶水总允许开采量为2.74万m3/d。其中干扰井群的允许最大开采量Qk为0.64万m3/d, 岩溶水的泉排泄量Qs为2.10万m3/d, 通过对福建省环境地质检测中心提供的历年来的地下水位观测资料资料分析, 所求取的岩溶水允许开采量基本符合实际, 且有补给保证。因此将盆地岩溶地下水作为连城县城饮用水新水源在水量上是有保证的。

4 水质论证

此前福建省城市供水水质监测网龙岩检测站对罗坊盆地地下水水质进行了长期检测。从结果来看, 罗坊邱赖地下水的水质各项指标中, 除大肠杆菌菌群数量一项外, 其他指标均满足《生活饮用水卫生标准》。即该地下水经过配水厂内消毒即可满足城区及工业园区供水要求。

5 取用方案

配水厂建设规模为2.00万m3/d, 适当考虑水厂自用水 (自用水率取5%) , 取水工程总规模确定为2.05万m3/d。建议在S521附近建取水泵站, 以从S521特大岩溶自冒泉取水为主, 以盆地内拟定的开采井群取水为备用和补充, 确保配水厂配水规模。

6 结论及建议

结论:通过以上分析可知, 该盆地岩溶地下水允许开采量远超过2.05万m3/d。至目前为止, 该盆地地下水亦未受到任何污染, 适宜作为连城县第二水源地, 并进行集中开采和城市规模供水。