基巖裂隙水?dāng)?shù)值模擬探討——以七臺(tái)河市特大型應(yīng)急水源地為例

祁福利，李永利，張峰龍，魯守剛，王宏存

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)，湖北武漢 430047;2.黑龍江省九〇四水文地質(zhì)工程地質(zhì)勘察院，黑龍江哈爾濱 150027;3.黑龍江省地下水文學(xué)省級(jí)領(lǐng)軍人才梯隊(duì)，黑龍江哈爾濱 150027)

近年來(lái)由于降水量普遍偏小，作為七臺(tái)河市三區(qū)一縣城區(qū)唯一供水水源地的桃山水庫(kù)蓄水水位、蓄水量持續(xù)下降。為確保城市居民生產(chǎn)生活用水問(wèn)題，在桃山水庫(kù)上游倭肯河河谷發(fā)現(xiàn)一處地下水類型為白堊系砂巖裂隙水的大型水源地。為確保該水源地的可持續(xù)開(kāi)發(fā)利用和極端干旱年份的應(yīng)急供水需求，準(zhǔn)確可靠的確定該大型水源地的可開(kāi)采量并對(duì)地下水水位的變化情況進(jìn)行預(yù)測(cè)預(yù)報(bào)十分必要。因此，建立可靠的地下水流數(shù)值模擬模型對(duì)當(dāng)?shù)氐叵滤Y源及其環(huán)境問(wèn)題進(jìn)行綜合評(píng)價(jià)，是十分必要和迫切的，具有重要的理論意義和實(shí)用價(jià)值。

目前，國(guó)內(nèi)外專家學(xué)者開(kāi)發(fā)了許多功能多樣的地下水系統(tǒng)數(shù)值模擬軟件，以其模塊化、可視化、交互性、求解方法多樣化等特點(diǎn)得到廣泛的使用，其中以MODFLOW最為突出。不同模型各有優(yōu)勢(shì)，而MODFLOW的數(shù)據(jù)結(jié)構(gòu)更易于實(shí)現(xiàn)與GIS的整合［1］;可從多角度校準(zhǔn)模型，目前已經(jīng)通過(guò)補(bǔ)給、排泄和水均衡的評(píng)估對(duì)模型進(jìn)行了合理的校準(zhǔn)，并達(dá)到廣泛應(yīng)用和推廣［2］;應(yīng)用范圍廣，從傳統(tǒng)的模擬已經(jīng)推廣到區(qū)域地下水系統(tǒng)的水化學(xué)和同位素變化情況模擬，并結(jié)合實(shí)例進(jìn)一步強(qiáng)調(diào)了做細(xì)致準(zhǔn)確的穩(wěn)態(tài)流分析對(duì)于瞬時(shí)流分析的重要性［3］。

近幾年，我國(guó)學(xué)者在開(kāi)發(fā)新模塊上也做了大量的工作，主要針對(duì)以往模擬模型中暴露出的種種問(wèn)題，在新理論和新方法的指導(dǎo)下，不斷創(chuàng)新，開(kāi)發(fā)新的模塊，以提高模擬結(jié)果的可靠性和軟件的實(shí)用性和快捷性。

本文以七臺(tái)河市特大型應(yīng)急水源地為例采用MODFLOW對(duì)區(qū)內(nèi)的基巖裂隙水進(jìn)行數(shù)值模擬探討，進(jìn)而為七臺(tái)河市特大型應(yīng)急水源地提供合理的地下水可開(kāi)采量以及極端干旱年份時(shí)的地下水應(yīng)急可開(kāi)采量，并對(duì)不同地下水開(kāi)采量的地下水位變化情況進(jìn)行預(yù)測(cè)預(yù)報(bào)，進(jìn)而實(shí)現(xiàn)地下水資源的合理利用與當(dāng)?shù)厣鷳B(tài)環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展。

1 地質(zhì)概況

七臺(tái)河市屬大陸性氣候，多年平均氣溫為4.8℃，多年平均降水量為553.1 mm/a，主要降水月份集中在7—9月。

1.1 地質(zhì)特征

第四系廣泛分布于倭肯河河谷平原內(nèi)，包括上更新統(tǒng)顧?quán)l(xiāng)屯組，巖性上部黑灰色、黃灰色粉質(zhì)黏土，下部含礫細(xì)—粗砂，砂礫石為主，全組地層厚度10～28 m;全新統(tǒng)溫泉河組，巖性上部灰黃、黃色粉質(zhì)黏土，含少量砂、礫，厚度1～4 m;下部為淺黃色含礫中細(xì)沙，含礫中粗砂，砂礫石互層，厚度小于10 m。現(xiàn)代河床沖積層，厚度小于15 m，巖性下部為青灰色、灰黃色含礫中粗砂、黑白雜色砂礫石互層為主，上部為灰黃色含砂粉質(zhì)黏土。

在區(qū)內(nèi)地表出露及河谷平原下伏被揭露的地層主要是白堊系下統(tǒng)，自老到新分為城子河組、猴石溝組。城子河組下段為海陸交互相含煤地層，中段為灰黃色中、細(xì)砂巖、粉砂巖與多層煤交互組成，上段為粉細(xì)、中砂巖和多層煤。底部在多數(shù)情況下都以或厚或薄的礫巖、含礫砂巖、中粗粒砂巖為主。猴石溝組巖性主要由黃、灰綠雜色凝灰質(zhì)粉砂巖、中粗砂巖、中粗礫砂巖，泥質(zhì)粉砂巖夾煤線等組成;中段夾流紋質(zhì)凝灰?guī)r，底部為底礫巖。全組明顯分三段，構(gòu)成一個(gè)從粗至細(xì)的沉積韻律，為河湖相沉積。

由于中生代以來(lái)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)對(duì)沉積地層進(jìn)行了多次的水平擠壓與拉張作用，而且還有不同幅度、間歇性的垂向上的斷陷與抬升作用，形成背斜軸部斷裂構(gòu)造帶。根據(jù)物探結(jié)果，沿倭肯河河谷解譯出10條斷裂破碎帶，為地下水的賦存提供空間，為地下水的運(yùn)移提供有利通道(圖1)。

1.2 水文地質(zhì)特征

圖1 斷裂帶分布示意圖Fig．1 Distribution of fault zones

研究區(qū)地貌類型主要為泥沙質(zhì)河谷平原、砂巖丘陵和玄武巖熔巖臺(tái)地，賦存地下水類型為第四系松散巖類孔隙水、白堊系砂巖裂隙水和新近系玄武巖孔洞裂隙水三種類型，水文地質(zhì)界線與地貌界線、巖性界線基本統(tǒng)一，值得注意的是在河谷平原地區(qū)存在雙層含水層結(jié)構(gòu)，上部為第四系松散巖類孔隙水含水巖組，下部為白堊系砂巖裂隙水含水巖組。

研究區(qū)地下水主要以大氣降水入滲補(bǔ)給為主，直接補(bǔ)給裸露的第四系松散巖類孔隙水含水巖組、白堊系砂巖風(fēng)化裂隙水含水巖組和新近系玄武巖孔洞含水巖組，埋藏型的白堊系砂巖構(gòu)造裂隙水不直接接受大氣降水入滲補(bǔ)給，依靠上部含水層和風(fēng)化帶沿垂向構(gòu)造裂隙入滲補(bǔ)給。

進(jìn)入到各含水巖組的地下水，總體上受地表分水嶺控制，由分水嶺向邊界徑流，相鄰含水巖組間存在越層徑流，其中在地表分水嶺及其兩側(cè)地下水由上伏含水巖組向下覆含水巖組徑流。

研究區(qū)內(nèi)地下水的排泄方式有，潛水蒸發(fā)排泄，各含水巖組的人工開(kāi)采，局部邊界側(cè)向徑流排泄，被河谷切割處各含水巖組地下水向地表水體的排泄等。

(1)第四系松散巖類孔隙水

根據(jù)施工的鉆孔抽水試驗(yàn)資料，可將第四系松散巖類孔隙水分為兩個(gè)富水性分區(qū):水量較豐富區(qū)，涌水量100～1 000 m3/d;水量較貧乏區(qū)，涌水量＜100 m3/d。

(2)新近系玄武巖孔洞裂隙水

主要分布在西北部熔巖臺(tái)地區(qū)，船底山組玄武巖呈致密塊狀、隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)，具氣孔狀或杏仁狀構(gòu)造，風(fēng)化裂隙和柱狀節(jié)理較發(fā)育，含水不富水，透水性極好，在局部地段的低洼處地下水沿下伏基巖頂面以泉的形式流出地表，泉水流量較小，一般均小于10 m3/d。在有隔水層與阻水巖層的接觸部分可賦存且水量較大。

(3)白堊系砂巖裂隙水

主要含水巖組為白堊系猴石溝組(K1～2h)、城子河組(K1c)砂巖、砂礫巖。因燕山期巖漿作用、壓應(yīng)力擠壓成巖較好，孔隙不發(fā)育;斷裂構(gòu)造與裂隙發(fā)育形成破碎帶，因而賦存基巖裂隙水，其中破碎帶中的裂隙帶總體呈層狀分布，大概為2～3層含水帶，累計(jì)厚度可達(dá)30 m，其間夾有泥巖或砂質(zhì)泥巖而具有承壓性;斷裂帶呈北東向展布，發(fā)育深度一般在170 m。

結(jié)合鉆孔資料，倭肯河干流河谷平原地區(qū)造裂隙水非常發(fā)育，水量豐富區(qū)，單井涌水量1 000～3 000 m3/d(圖2)。

圖2 水文地質(zhì)剖面圖Fig．2 Section map of hydrogeology

2 七臺(tái)河市特大水源地?cái)?shù)值模擬

2.1 水文地質(zhì)概念模型

本次模擬區(qū)將桃山水庫(kù)也包含在內(nèi)，模擬面積共計(jì)120 km2，模擬區(qū)地貌類型主要為第四系沖洪積河谷平原(Ⅰ區(qū))、砂巖丘陵(Ⅱ區(qū))和玄武巖熔巖臺(tái)地(Ⅲ區(qū))(圖2)，各分區(qū)基本信息詳見(jiàn)表1。

表1 滲透系數(shù)和給水度分區(qū)初值表Table 1 Initial-value table of zoning of permeability coefficient and specific yield

圖3 模擬區(qū)地下水系統(tǒng)劃分圖Fig．3 Division of groundwater system in the model area

(1)含水層概化

第四系松散巖類孔隙水分布在倭肯河及其支流的河谷地帶;新近系玄武巖風(fēng)化裂隙水分布于模擬區(qū)的東北部;白堊系砂巖風(fēng)化裂隙水分布于河谷兩側(cè)。根據(jù)物探資料，模擬區(qū)內(nèi)倭肯河第四系下伏白堊系中張性構(gòu)造斷裂發(fā)育，形成了沿河谷呈北東向分布的構(gòu)造裂隙富水帶。這一賦水帶從上至下呈現(xiàn)出3個(gè)裂隙發(fā)育富水帶，第一層破碎帶為風(fēng)化裂隙及構(gòu)造裂隙非常發(fā)育層位，埋深40～54.3 m，厚度4.7～10.2 m。第二層和第三層為構(gòu)造裂隙發(fā)育層位，其中第二層埋深122～130 m，厚度3.7～11.6 m;第三層埋深147～162.3 m，厚度3.8～16.5 m。3個(gè)富水層位累計(jì)厚度約14.8～33.0 m。模擬區(qū)白堊系中除了河谷地帶的張性構(gòu)造斷裂發(fā)育帶之外的地區(qū)富水性一般。因此本次模擬將每個(gè)構(gòu)造裂隙發(fā)育的富水帶概化為滲透性良好的孔隙介質(zhì)處理。對(duì)于和每個(gè)構(gòu)造裂隙發(fā)育層位同一層的模擬區(qū)內(nèi)的其他地區(qū)概化為透水性較差的孔隙介質(zhì)處理。

(2)邊界條件概化

在模擬區(qū)，各河流流入流出口為第四系地下水的流入流出邊界，可以作為流量邊界，全區(qū)邊界上白堊系流入流出邊界，同樣概化為流量邊界。

模擬區(qū)東北側(cè)邊界定義為給定流量邊界，地下水均由外面流向模擬區(qū);模擬區(qū)西南側(cè)邊界定義為給定水頭邊界，地下水均由該處流入水庫(kù)。將東南、西北側(cè)邊界定義為給定流量邊界，方向均為流進(jìn)模擬區(qū)。倭肯河常年有水，與孔隙潛水水力聯(lián)系密切，多數(shù)地段成為潛水的排泄邊界，可概化為已知水頭的一類邊界。取潛水面為模型的上邊界。地下水通過(guò)該邊界接受河流、大氣降水、田間灌溉回歸水等入滲補(bǔ)給，并以蒸發(fā)的方式在該邊界上產(chǎn)生排泄。將底邊界確定為埋深180 m左右的位置，由于該深度處以下地層巖性為泥巖，裂隙發(fā)育不良，將該邊界定義為零通量邊界(圖4)。

圖4 模擬區(qū)水文地質(zhì)概念模型圖Fig．4 Conceptual model of hydrogeology in the model area

2.2 地下水流數(shù)學(xué)模型的建立

根據(jù)建立的水文地質(zhì)概念模型，將計(jì)算區(qū)地下水流模擬的數(shù)值模型為非均質(zhì)各向同性的孔隙潛水、裂隙承壓水由越流聯(lián)系的非穩(wěn)定流混合模型，可以分別建立四層地下水的數(shù)學(xué)模型，用越流量將其耦合起來(lái)。由此所建立的模型可以看作是準(zhǔn)三維的模型。

計(jì)算區(qū)面積120 km2，采用GMS進(jìn)行100×100自動(dòng)矩形剖分，剖分成7層，共剖分活動(dòng)單元格22 246個(gè)，每個(gè)單元格200 m×200 m，面積0.04 km2。

模型識(shí)別期自2013年4月1日—9月30日，以一個(gè)月為一個(gè)應(yīng)力期，每個(gè)應(yīng)力期包括6個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)。根據(jù)統(tǒng)測(cè)資料確定的2013年4月1日含水層的初始流場(chǎng)(圖5)。

圖5 模擬區(qū)地下水等水位線圖(2013年4月)Fig．5 Contour of groundwater table in the model area(April 2013)

2.3 模型的識(shí)別與檢驗(yàn)

2.3.1 模型的識(shí)別

選擇2013年4月—9月(共6個(gè)時(shí)段)進(jìn)行模型的識(shí)別，以一個(gè)月為一個(gè)時(shí)間段，每個(gè)時(shí)間段包括6個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)。該時(shí)段為豐水期，源匯項(xiàng)較多，地下水均衡要素包括降水入滲補(bǔ)給、地表水灌溉滲漏補(bǔ)給、側(cè)向流入補(bǔ)給、河流滲漏補(bǔ)給、潛水蒸發(fā)排泄等，此期間地下水流場(chǎng)變化快，且變化幅度較大，模型識(shí)別后的流場(chǎng)特征能較好地反映出含水層結(jié)構(gòu)、水文地質(zhì)參數(shù)和含水層邊界性質(zhì)的變化。對(duì)計(jì)算出的地下水水位與實(shí)測(cè)水位擬合誤差進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，計(jì)算水位與實(shí)測(cè)水位在河谷地區(qū)的整體擬合程度良好。

2.3.2 模型的檢驗(yàn)

本次采用多年平均狀態(tài)下的地下水源匯項(xiàng)，輸入模型運(yùn)行20年，分析地下水流場(chǎng)的變化。分別選取上、中、下游段的代表性鉆孔分析;而以運(yùn)行20年后地下水流場(chǎng)作為模型驗(yàn)證的末期流場(chǎng)，與2013年同期水位進(jìn)行對(duì)比，在20年的模型驗(yàn)證期內(nèi)，地下水位呈周期性變化，總體保持不變，說(shuō)明含水層結(jié)構(gòu)、邊界條件的概化、水文地質(zhì)參數(shù)的選取是合理的，所建立的數(shù)學(xué)模型能較真實(shí)的刻畫(huà)出模擬區(qū)地下水系統(tǒng)特征，可以利用該模型對(duì)水位的變化進(jìn)行預(yù)測(cè)預(yù)報(bào)。

2.4 地下水位的預(yù)報(bào)

2.4.1 預(yù)報(bào)方案

本次對(duì)模擬區(qū)地下水位的預(yù)報(bào)根據(jù)水源地的使用方式，設(shè)計(jì)2個(gè)方案:

方案1:作為常規(guī)水源地開(kāi)采，水源地可開(kāi)采資源量5.2×104m3/d，模型運(yùn)行20年;

方案2:作為應(yīng)急供水水源地，(只在極枯年(P=97%)，降雨量為303.87 mm，桃山水庫(kù)僅死庫(kù)容1 900×104m3)確定某一應(yīng)急取水量，在該取水量連續(xù)運(yùn)行1年，地下水漏斗中心水位下降50 m。

2.4.2 預(yù)報(bào)結(jié)果分析

為了分析應(yīng)急水源地在該開(kāi)采條件下地下水流場(chǎng)的變化，將水源地所在河段分為上、中、下游三段分析。

2.4.2.1 方案1預(yù)報(bào)結(jié)果分析

此方案下，按照資源評(píng)價(jià)結(jié)果確定開(kāi)采量5.2×104m3/d進(jìn)行開(kāi)采，將有關(guān)數(shù)據(jù)輸入經(jīng)過(guò)識(shí)別和驗(yàn)證的地下水流數(shù)值模型進(jìn)行水位預(yù)報(bào)，預(yù)測(cè)到2014年、2018年、2023年、2028年和2033年地下水位的變化情況。模型結(jié)果顯示在開(kāi)采5.2×104m3/d開(kāi)采基本沒(méi)有出現(xiàn)含水層疏干現(xiàn)象，因此采用5.2×104m3/d可作為可持續(xù)開(kāi)采量的參考依據(jù)。

為了分析新建水源地在該開(kāi)采條件下地下水流場(chǎng)的變化，將水源地所在河段分為上、中、下游三段分析，上游段選擇代表鉆孔ZK100，中游段選擇代表鉆孔ZK29，下游段選擇代表性鉆孔ZK2。

(1)上游段鉆孔ZK100:隨著水源地地下水的開(kāi)采，在前期下降速度較快，第一年水位下降0.92 m，到第5年水位下降1.49 m，第10年水位下降1.67 m，15年水位下降1.74 m，20年水位下降1.77 m。從水位下降量隨時(shí)間的變化關(guān)系可以看出，水位在前期下降迅速，第10年以后基本保持不變，說(shuō)明由于水源地的開(kāi)采，地下水的降落漏斗基本穩(wěn)定，不再繼續(xù)下降，該處的水位在該開(kāi)采量下的水位下降量維持在1.80 m(圖6)。

(2)中游段鉆孔ZK29:隨著水源地地下水的開(kāi)采，同樣在前期下降較快，第一年水位下降1.84 m，到第5年水位下降3.26 m，第10年水位下降3.64 m，15年水位下降3.73 m，20年水位下降3.77 m。從水位下降量隨時(shí)間的變化關(guān)系可以看出，水位在前期下降速度較快，到了第10年以后基本保持不變，說(shuō)明由于水源地的開(kāi)采，地下水的降落漏斗基本穩(wěn)定，不再繼續(xù)下降，該處的水位在該開(kāi)采量下的水位下降量維持在3.80 m(圖7)。

圖6 預(yù)測(cè)ZK100地下水位歷時(shí)曲線Fig．6 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK100

圖7 預(yù)測(cè)ZK29地下水位歷時(shí)曲線Fig．7 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK29

(3)下游段鉆孔ZK2:隨著水源地地下水的開(kāi)采，地下水位總體變化量不大，主要原因是由于受到了下游桃山水庫(kù)的影響。第一年水位下降1.00 m，到第5年水位下降1.35 m，第10年水位下降1.37 m，15年水位下降1.39 m，20年水位下降1.40 m。從水位下降量隨時(shí)間的變化關(guān)系可以看出，水位下降量很小，到了第5年以后基本保持不變，說(shuō)明由于水源地的開(kāi)采，地下水的降落漏斗基本穩(wěn)定，不再繼續(xù)下降，該處的水位在該開(kāi)采量下的水位下降量維持在1.50 m(圖8)。

圖8 預(yù)測(cè)ZK2地下水位歷時(shí)曲線Fig．8 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK2

此方案下進(jìn)行地下水開(kāi)發(fā)利用，含水層沒(méi)有出現(xiàn)疏干現(xiàn)象，河谷地區(qū)地下水位全部出現(xiàn)下降，但是下降深度不大。水源地地下水位下降量中游大，上游和下游逐漸減少。靠近桃山水庫(kù)處地下水位基本不變(圖9)。

2.4.2.2 方案2預(yù)報(bào)結(jié)果分析

根據(jù)方案2，若該水源地作為應(yīng)急供水水源地，一般情況下不會(huì)啟用，只有極端干旱年份——水庫(kù)水位降至171.57 m時(shí)(死庫(kù)容對(duì)應(yīng)水位)，由于水庫(kù)庫(kù)底崎嶇不平，水面難以連續(xù)，呈現(xiàn)多個(gè)分散的“水泡子”現(xiàn)象，但仍有1 900×104m3死庫(kù)容難以抽取。這時(shí)啟用應(yīng)急供水水源地，按理論推算，如果地質(zhì)條件可行的情況下，1 900×104m3死庫(kù)容完全補(bǔ)給地下水，按照15×104m3/d的供水計(jì)算，死庫(kù)容仍可維持一年，因此利用地下水?dāng)?shù)值模型根據(jù)方案2研究水庫(kù)死庫(kù)容水與裂隙地下水的水力聯(lián)系極為重要。

為了分析新建水源地在該開(kāi)采條件下地下水流場(chǎng)的變化，確定降落漏斗的中心位置，上游段選擇代表鉆孔ZK100，中游段選擇代表鉆孔ZK29，下游段選擇代表性鉆孔ZK2地下水位隨時(shí)間的變化趨勢(shì)。

(1)降落漏斗中心:通過(guò)調(diào)整開(kāi)采井的開(kāi)采量，最終確定當(dāng)?shù)叵滤拈_(kāi)采量達(dá)到18.2×104m3/d時(shí)，地下水的降落漏斗中心位置位于中游鉆孔ZK50附近，水位下降量49.40 m(圖10～圖11)。

圖9 地下水水位預(yù)測(cè)圖(a)1年后、(b)5年后、(c)10年后、(d)20年后Fig．7 Forecasting of groundwater table(a)1 year later(b)5 years later(c)10 years later(d)20 years later

圖10 預(yù)測(cè)ZK50地下水位歷時(shí)曲線Fig．10 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK50

圖11 2014年地下水水位預(yù)測(cè)圖(12個(gè)月后)Fig．11 Forecasting of groundwater table in 2014(12 months later)

(2)上游段鉆孔ZK100:隨著水源地地下水的開(kāi)采，在前8個(gè)月水位基本呈均勻下降，8個(gè)月以后下降趨勢(shì)增大4倍，3個(gè)月后水位下降3.3 m，6個(gè)月后水位下降到6.45 m，9個(gè)月后水位下降18.45 m，1年后水位下降46.11 m。從圖12可以看出，前8個(gè)月水位降深為0.82 m/月，而之后的5個(gè)月水位降深為9.15 m/月，表明前8個(gè)月水庫(kù)補(bǔ)給充分，大量抽取地下水得到水庫(kù)的及時(shí)補(bǔ)給，當(dāng)連續(xù)抽取8個(gè)月，水庫(kù)死庫(kù)容逐漸消耗，水頭差減小，補(bǔ)給能力衰減，逐漸開(kāi)始抽取第一層破碎帶中的凈儲(chǔ)量，導(dǎo)致水位急劇下降，模型繼續(xù)運(yùn)行至1年，水位急劇下降約50 m，達(dá)到第一層破碎帶水的底板，第一層破碎帶疏干。因此，采用18.2×104m3/d進(jìn)行開(kāi)采，可以保障應(yīng)急1年的用水量(圖12)。

(3)中游段鉆孔ZK29:隨著水源地地下水的開(kāi)采，在前期6個(gè)月水位基本呈均勻下降，到6個(gè)月后下降趨勢(shì)增大4倍，3個(gè)月后水位下降2.60 m，6個(gè)月后水位下降到15.27 m，9個(gè)月后水位下降至21.06 m，1年后水位下降40.67 m。分析6個(gè)月后地下水位下降深度增大原因同ZK100。從水位下降量隨時(shí)間的變化關(guān)系可以看出，水位下降量基本與ZK100相同。因此，采用18.2×104m3/d進(jìn)行開(kāi)采，可以保障應(yīng)急1年的用水量(圖13)。

圖12 預(yù)測(cè)ZK100地下水位歷時(shí)曲線Fig．12 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK100

圖13 預(yù)測(cè)ZK29地下水位歷時(shí)曲線Fig．13 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK29

(4)下游段鉆孔ZK2:隨著水源地地下水的開(kāi)采，3個(gè)月后水位下降1.39 m，6個(gè)月后水位下降1.76 m，9個(gè)月后水位下降至2.6 m，1年后水位下降15.49 m。從水位下降量隨時(shí)間的變化關(guān)系可以看出，水位在前期較慢，8個(gè)月后水位下降明顯加快，但水位下降量較中游和上游要小很多，主要原因是下游靠近桃山水庫(kù)，在水位下降后更容易接受桃山水庫(kù)的地表水補(bǔ)給。1年后桃山水庫(kù)補(bǔ)給量平均為12.20×104m3/d(圖14)。

圖14 預(yù)測(cè)ZK2地下水位歷時(shí)曲線Fig．14 Forecasting of duration curve of groundwater table in ZK2

此方案下進(jìn)行地下水開(kāi)發(fā)利用，上覆潛水含水層全部疏干，地下水位在后期下降明顯，水源地地下水降落漏斗在中游地段，若應(yīng)急開(kāi)采1年后桃山水庫(kù)補(bǔ)給地下水的平均量為12.20×104m3/d。若采用該方案進(jìn)行開(kāi)采，對(duì)當(dāng)?shù)氐叵滤Y源和桃山水庫(kù)的庫(kù)容具有很大的影響，因此建議只在應(yīng)急時(shí)開(kāi)采，應(yīng)急開(kāi)采時(shí)間不宜大于12個(gè)月。

該方案情況下，9個(gè)月后桃山水庫(kù)補(bǔ)給地下水量平均為8.5×104m3/d，一年后桃山水庫(kù)補(bǔ)給地下水量平均為12.2×104m3/d;前9個(gè)月累計(jì)水庫(kù)補(bǔ)給量1 213.6×104m3，理論上前12個(gè)月累計(jì)水庫(kù)補(bǔ)給量2 736.2×104m3，由于水庫(kù)初始庫(kù)容 1 930 ×104m3，在11月末水庫(kù)死庫(kù)容疏干，完全失去補(bǔ)給能力。因此，采用當(dāng)?shù)氐叵滤Y源和桃山水庫(kù)的庫(kù)容聯(lián)合運(yùn)營(yíng)模式開(kāi)采18.2×104m3/d維持一年是有保障的。

3 結(jié)論

本次研究在深入分析七臺(tái)河倭肯河河谷桃山水庫(kù)上游區(qū)地質(zhì)及水文地質(zhì)的基礎(chǔ)上，利用MODFLOW軟件建立了該研究區(qū)的地下水流模型，通過(guò)識(shí)別和驗(yàn)證后，提出兩種不同方案對(duì)未來(lái)長(zhǎng)期開(kāi)采及應(yīng)急開(kāi)采條件下，地下水的變化趨勢(shì)進(jìn)行了預(yù)測(cè)。得出以下結(jié)論:

(1)建立了研究區(qū)多層富水帶結(jié)構(gòu)的地下水流數(shù)值模擬模型，對(duì)研究區(qū)白堊系砂巖構(gòu)造裂隙水、第四系松散巖類孔隙潛水進(jìn)行了數(shù)值模擬，利用實(shí)測(cè)資料對(duì)模型進(jìn)行識(shí)別和驗(yàn)證，識(shí)別和驗(yàn)證效果良好，建立的水流模型達(dá)到了較高的精度，因此可以作為地下水流預(yù)報(bào)模型。

(2)研究區(qū)的地下水資源主要富集在白堊系砂巖構(gòu)造破碎帶中，構(gòu)造裂隙富水帶與下游桃山水庫(kù)具有強(qiáng)烈的水力聯(lián)系，在上游地下水集中開(kāi)采的驅(qū)動(dòng)下，水庫(kù)能及時(shí)響應(yīng)補(bǔ)給地下水。應(yīng)急開(kāi)采初期水位下降趨勢(shì)相對(duì)較緩，而在大量集中開(kāi)采的條件下后期水位下降迅速。反映出研究區(qū)開(kāi)采地下水初期來(lái)自構(gòu)造裂隙富水帶賦存的水量，隨著開(kāi)采時(shí)間的增加，地下水開(kāi)始接受下游水庫(kù)的補(bǔ)給和上游激發(fā)條件下的側(cè)向補(bǔ)給量。而且應(yīng)急開(kāi)采量越大，接受水庫(kù)補(bǔ)給發(fā)生的時(shí)間越早，補(bǔ)給量越大。

(3)根據(jù)不同預(yù)測(cè)方案結(jié)果得出了長(zhǎng)期可持續(xù)利用前提下的地下水開(kāi)采量及不同應(yīng)急開(kāi)采量下的應(yīng)急開(kāi)采時(shí)間。

(4)從該地區(qū)地下水的長(zhǎng)期可持續(xù)利用要求出發(fā)，該區(qū)日開(kāi)采量以不超過(guò)5.2×104m3為宜。在該開(kāi)采條件下，地下水位的下降深度較小，全區(qū)水位降深均維持在4.0 m以內(nèi)，對(duì)研究區(qū)及周邊環(huán)境不會(huì)造成不良影響。

(5)研究區(qū)作為應(yīng)急水源地時(shí)應(yīng)采用陶山水庫(kù)與地下水聯(lián)合運(yùn)營(yíng)模式，全力開(kāi)采應(yīng)急水源地，必要時(shí)可以動(dòng)用桃山水庫(kù)的死庫(kù)容，開(kāi)采量按18.2×104m3/d算保障開(kāi)采一年。

研究區(qū)第四系松散巖類孔隙水和白堊系砂巖裂隙水具備較大的地下水開(kāi)發(fā)利用潛力，地下水開(kāi)發(fā)利用前景良好，適宜作為應(yīng)急供水水源地。研究區(qū)地下水資源為正均衡，但屬于氣象型水源地，水源地補(bǔ)給來(lái)源主要為大氣降水，雖可以短時(shí)間內(nèi)大規(guī)模開(kāi)采但是不適宜長(zhǎng)時(shí)間大規(guī)模開(kāi)采，以豐補(bǔ)歉、多年調(diào)節(jié)，方可作為應(yīng)急水源地用以保障完達(dá)山七臺(tái)河地區(qū)供水安全。

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