策克白堊紀承壓水含水層滲透系數(shù)變化規(guī)律

商瑋麟，馬文學，龐家偉

(1.3.中國地質大學環(huán)境學院，湖北 武漢430074;2.內蒙古自治區(qū)第一水文地質工程地質勘查院，內蒙古呼和浩特010020)

1 區(qū)域概況

1.1 區(qū)域地質條件概述

研究區(qū)域位于銀—額盆地范圍內石板井一小黃山縫合帶以北的額濟納旗區(qū)的居東凹陷，與北山北帶相毗鄰，其白堊紀沉積(此次研究的承壓水含水層為白堊紀沉積)作用主要受居東1號、居東2號斷層控制。該凹陷位于居延海凹陷的東北部，是一個東北斷東南超的中新生代單斷凹陷，面積為2 570 km，凹陷的基底最大埋深6 350 m。凹陷的沉積蓋層由侏羅紀、下白堊紀和新生界沉積物組成.中生界缺失三疊紀和上白堊紀，侏羅紀和下白堊紀的頂?shù)酌婢鶠閰^(qū)域不整合面。居東1號斷裂最顯著的特點是侏羅紀、早白堊紀沉積中心遷移作用明顯，它在侏羅紀以前已經形成，印支運動晚期活動劇烈，下降盤沉積了大套近千米的侏羅紀沉積物，侏羅紀末期構造回返，居東2號斷裂反轉成為逆斷層，侏羅紀沉積物自南向北逆沖，出露水面，遭受剝蝕，剝蝕量近千米;早白堊紀早期居東1號斷裂再次恢復正斷層性質，斷層下降盤邊沉降邊沉積，堆積了800～900 m的早白堊紀沉積，此時的居東2號斷裂已取代居東1號斷裂在凹陷北部迅速發(fā)展，演變成凹陷主控斷裂，致使下白堊紀沉積、沉降中心向西北方向遷移。目前在凹陷內發(fā)現(xiàn)的構造大多數(shù)為斷背斜，主要發(fā)育于居東2號斷裂的下降盤，形成了準扎海斷背斜帶(侏羅紀)和淮北斷背斜帶(下白堊紀)，這些構造大多數(shù)形成于燕山期。本文主要研究區(qū)域白堊紀承壓水含水層的水化學特征分析和研究。

研究區(qū)承壓水含水層主要為扇中亞相即水下扇的主體部分，由扇中辮狀水道及水道間微相組成。扇中辮狀水道微相主要巖性為礫巖、含礫砂巖、中細粒砂巖及少量的泥質巖、砂巖中常見泥礫，底部常見沖刷面，層理構造可見粒序層理、塊狀層理、交錯層理，常由多個粒度大致向上變細的砂礫巖疊加形成疊合砂體。大型板狀交錯扇中水道間微相巖性主要為粉砂質泥巖、泥頁巖夾薄層泥質粉砂巖、細砂巖，以水平層理為主，含介形蟲、葉肢介及植物碎片等化石。

1.2 區(qū)域水文地質條件概述

研究區(qū)地貌上表現(xiàn)為向南傾斜的戈壁地形和強烈剝蝕的準平原地形，是蒙古人民共和國境內戈壁阿爾泰山東端山前傾斜平原的南延部分(見圖1)。地形起伏不大，大約以5‰的坡降向南傾斜。區(qū)內洪流溝谷發(fā)育，切割密度大，除少數(shù)溝谷中生長有一些耐旱植物，廣大戈壁平原上無植物生長。

區(qū)內氣候干旱，年降水量小(多年平均年降水量為32.80 mm)，加之泥巖與砂礫巖互層結構，透水性較差，所以大氣降水所形成的洪流對地下水補給量比較小，特別是對層間承壓水的補給，更是少之又少。該區(qū)內潛水基本沒有，局部沖溝中含少量的水。主要是白堊系地層中的碎屑巖類承壓水。在構造上，表現(xiàn)為碎屑巖建造的單斜“盆地”，自北向南傾斜。由白堊系泥巖和泥質砂礫巖組成(見圖2)，表層覆蓋有一層厚度不大的洪積礫砂層。因受基底局部隆起作用的影響，有些地區(qū)的碎屑巖被頂托起抬升，外貌呈龍崗狀裸露地表?！芭璧亍北本壜柫⒅絼莞呔母瓯诎柼┥?，海拔在2 000 m以上，降雨量相對較大，所以在山前斷裂帶有泉群出露，沿山前呈東西條帶狀展布(見圖2)。工作區(qū)位于泉群下游，接受戈壁阿爾泰山基巖裂隙水側向補給。隨著徑流途徑增長及運動速度減緩，水質有逐漸變差的趨勢。承壓水排泄于額濟納沖-湖積平原和嘎順淖爾沖湖積平原而補給平原區(qū)地下水。

圖1 區(qū)域水文簡略圖

圖2 鉆孔SK17到戈壁阿爾泰水文地質示意剖面圖

2 觀測數(shù)據分析

對從區(qū)域52個取樣點獲得的滲透系數(shù)值進行分析。首先將滲透系數(shù)單位由m/min轉換為m/d。通過自然對數(shù)轉換含水層的滲透系數(shù)后，可得到較好的空間變異結構［1］，故取對數(shù)后(ln K)進行分析。表1為該含水層滲透系數(shù)觀測值基本統(tǒng)計結果。統(tǒng)計結果顯示，滲透系數(shù)的范圍在3.51 m/d至0.62 m/d之間，偏態(tài)為正偏;取對數(shù)后范圍在1.26 ln(m/d)至-1.7 ln(m/d)之間，平均值約為0.25 ln(m/d)，差異不大，且偏態(tài)為負偏。將轉換前、后的滲透系數(shù)進行卡-方檢定(Chi-square test)［2］，并由組數(shù)及參數(shù)的個數(shù)計算、檢驗正態(tài)分布優(yōu)度，經計算后可知取自然對數(shù)后的滲透系數(shù)自由度為4，其統(tǒng)計值為 2.532(見表2)，在5%顯著水平［3］下其理論卡方檢定值為6.070 5，由此可知該含水層的滲透系數(shù)呈對數(shù)正態(tài)分布，不滿足正態(tài)分布。［4］

表1 研究區(qū)白堊紀承壓水含水層滲透系數(shù)(m/d)描述性統(tǒng)計結果

表2 研究區(qū)白堊紀承壓水含水層滲透系數(shù)觀測值卡方檢驗正態(tài)分布優(yōu)度

3 空間變異結構分析

3.1 實驗變差函數(shù)

變差函數(shù)是地質統(tǒng)計學的基本工具，它可以把樣本空間上的區(qū)域變量相互聯(lián)系起來。本文中采用尺度估計法求得實驗變差函數(shù)2Y*(h)=3 558{med|Z(xi)-Z(xi+h)|}2這一估計量是非常穩(wěn)定的，對嚴格的正態(tài)的數(shù)據只有約35%的漸進效率，但是，地質統(tǒng)計學的絕大多數(shù)實際應用可以證明這種方法是非常有效的。根據關系式:R(x)=Z(x)-m(x)確定變差函數(shù)。根據各個點的剩余值，分別用非列線不等距變差函數(shù)計算了0度和90度方向的實驗變差函數(shù)(見圖3、圖4)。［5］

3.2 理論變差函數(shù)

根據已經獲取的穩(wěn)健變差函數(shù)的變化趨勢擬合一個理論模型，即理論變差函數(shù)。

球狀模型:

式中:C0為塊金常數(shù);C0+C為基臺值;C為拱高;a為變程。本文在推求理論變差函數(shù)時目估有基臺值變差函數(shù)的趨勢［6］因而采用了球狀模型，如上式所述。在0度方向求得結果:C0=0，C=0.127，a=10 100;在90度方向求得結果 C0=0，C=0.982，a=14 900。［7］

圖3 90度方向的實驗變差函數(shù)

3.3 變差函數(shù)的確認

在進行克里金插值推估前，需先對前文選定的理論變差函數(shù)模型進行驗證。檢驗原始變差函數(shù)模型使用克里金交互驗證(Cross-Validation)所產生的殘差值(Reduced Residuals)(原始數(shù)據減去插值)的概率密度函數(shù)是否滿足標準正態(tài)分布，即克里金平均誤差(Kriging Average Error;KAE)是否接近零，克里金均方誤差(Kriging Reduced Mean Square Error;KRMSE)是否接近1［5］若方差大于1，表示實際方差比估計方差大，需將變差函數(shù)的基臺值調高做校正;反之，需將基臺值調低，重新驗證殘差值的統(tǒng)計分布是否接近標準正態(tài)?？死锝鸾换ヲ炞C的最終結果 KAE值為0.126，KRMSE值為1.273，皆在允許誤差范圍之內。［8］

圖4 0度方向的實驗變差函數(shù)

3.4 Kriging插值

經交叉驗證檢定理論變差模型的可行性后，在研究區(qū)域內采用sufer程序以258行261列的格網對白堊紀承壓含水層滲透系數(shù)的對數(shù)進行二維的普通克里金插值，繪制成滲透系數(shù)等值線圖，結果如圖5所示。［9］

圖5 策克地區(qū)對數(shù)滲透系數(shù)等值線圖

3.5 研究區(qū)對數(shù)滲透系數(shù)場區(qū)域性分析

在研究區(qū)西部的一區(qū)(見圖6)，而西部邊緣地帶大地縱坐標4 711 000到4 714 000之間無鉆孔，此處繪圖結果為插值所得，該區(qū)域白堊系含水層對數(shù)滲透系數(shù)分布以(1 766 000，47 126 000)為峰值點，向四周呈放射狀遞減，根據鉆孔剖面(見圖7)及巖土樣分析，沉積地層中扇中辮狀水道及水道間微相均較薄，前者厚6～11 m，后者厚8～13 m，表明此處水交替頻繁，而巖土樣分析結果顯示顆粒平均粒徑由峰值點向四周放射狀遞減，而分選程度由峰值點向四周變得越來越好，因此此處白堊紀早期極有可能為小型河流入湖口，這就解釋了對數(shù)滲透系數(shù)的變化情況。二區(qū)由西向東白堊紀早期水下扇沉積越來越深入古湖泊內部，滲透系數(shù)也越來越小。

圖6 研究區(qū)對數(shù)滲透系數(shù)場解釋圖

在研究區(qū)中偏東的三區(qū)，滲透系數(shù)由北向南遞減，在北部呈山峰形分布南部成呈凹地形分布。根據鉆孔剖面(見圖8)及巖土樣分析，含水層主體自北向南傾斜且逐漸變薄，顆粒平均粒徑由北向南遞減，而分選程度由北向南變得越來越好，此處白堊紀水下扇沉積由北向南深入古湖泊內部，北部山峰形分布區(qū)為古地形凸起處，南部成呈凹地形分布區(qū)為古地形下凹處，而中部的滲透系數(shù)急劇變化帶為兩種地形的交界帶，可見三區(qū)的對數(shù)滲透系數(shù)場受到地形因素嚴格控制。

4 結語

本文的空間結構分析結果表明，策克地區(qū)白堊紀承壓含水層的滲透系數(shù)經過自然對數(shù)變換后，表現(xiàn)為正態(tài)分布，在平穩(wěn)區(qū)域化變量假設條件下具有顯著的各向異性。在90°方向具有較劇烈的變化，而在正交的0°方向變化較為平緩。

圖7 C-C’地質剖面圖

圖8 A-A’地質剖面圖

研究區(qū)對數(shù)滲透系數(shù)場的分布情況主要受沉積物顆粒粒徑和分選程度的控制，而沉積物顆粒粒徑和分選程度主要受古地形、地貌、地理控制，這兩者影響著區(qū)域富水性和水化學特征。

［1］Ouellon T，Lefebvre R，Marcotte D，et al.Hydraulic conductivity heterogeneity of alocal deltaic aquifer system from the kriged 3D distribution of hydrofacies from borehole logs ，Valcartier，Canada［J］.Journal of Hydrology，2008，351:71-86.

［2］王家華，高海余，周葉.克里金地質繪圖技術:計算機的模型和算法［M］.北京:石油工業(yè)出版社.1999.

［3］Kitanidis P K.Ⅰntroduction to Geostatistics:Applications to Hydrogeology［M］.Cambridge:Cambridge University Press，1997.

［4］Delhomme，J.P.，Spatial variability and uncertainty in groundwater flow parameters:a geostatical approach，Water Resource Research，1979，5(2):269～280.

［5］朝倫巴根，劉廷璽地質統(tǒng)計學及其應用［M］.呼和浩特:內蒙古農業(yè)大學出版社.1996.9.

［6］朝倫巴根，和泰含水層滲透系數(shù)K的空間變異性研究［J］.地質學報.1994(4):358-367.

［7］張仁鐸.空間變異理論及應用［M］.北京:科學出版社.2004.

［8］侯景儒，尹鎮(zhèn)南，李維明等.實用地質統(tǒng)計學［M］.北京:地質出版社.1998.

［9］王亮，朝倫巴根 基于非列線數(shù)據的泛克立格法在地下水位空間變異性研究中的應用［J］.水資源與水工程學報.2007，18(4):52-54.