格爾木河沖洪積平原地下水開(kāi)采潛力分析

祁澤學(xué) 汪生斌 王萬(wàn)平 王強(qiáng)民 賀海松

摘要：格爾木市是青藏高原上正在崛起的新興城市，地下水資源是影響城市發(fā)展的重要因素之一，隨著各大企業(yè)自備水源地的擴(kuò)建，評(píng)價(jià)格爾木河沖洪積平原區(qū)地下水資源開(kāi)采潛力對(duì)合理規(guī)劃城市發(fā)展有著重要意義。根據(jù)格爾木市中長(zhǎng)期規(guī)劃、水資源特征以及地下水開(kāi)采情況，設(shè)定3種地下水開(kāi)發(fā)方案：維持現(xiàn)狀開(kāi)采規(guī)模、按近期規(guī)劃開(kāi)采以及按遠(yuǎn)期規(guī)劃開(kāi)采。運(yùn)用格爾木平原地下水?dāng)?shù)值模型對(duì)上述方案進(jìn)行模擬，分析了地下水位變化、水文要素變化情況以及水資源量，初步確定格爾木地區(qū)地下水資源有100萬(wàn)m3/d的開(kāi)采潛力。

關(guān)鍵詞：地下水：開(kāi)采潛力；數(shù)值模擬；沖洪積平原；格爾木河

中圖分類(lèi)號(hào)：P641.2

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

doi： 10.3969/j.issn.1000-1379.2018.06.015

格爾木市是青藏高原上正在崛起的新興城市，格爾木河沖洪積平原區(qū)所賦存的豐富地下水資源是影響格爾木市發(fā)展的重要因素之一。區(qū)域內(nèi)水資源包括源于大氣降水的少量地表水和大量的地下水，格爾木市城市供水主要依靠地下水資源。眾多專(zhuān)家[1-4]認(rèn)為該區(qū)域地下水資源賦存量巨大，但隨著各大企業(yè)的擴(kuò)采，提出合理的開(kāi)采方案以及查明格爾木河沖洪積平原區(qū)地下水資源開(kāi)采潛力對(duì)格爾木市地下水資源的可持續(xù)開(kāi)發(fā)利用、抑制地下水開(kāi)采引起的環(huán)境問(wèn)題具有極為重要的意義[5]。本文結(jié)合格爾木城市規(guī)劃，采用格爾木河流域地下水模型對(duì)未來(lái)開(kāi)采情況進(jìn)行預(yù)測(cè)，分析了增大開(kāi)采量時(shí)地下水動(dòng)態(tài)以及水文要素變化情況，通過(guò)對(duì)比分析提出水源地?cái)U(kuò)采的合理規(guī)劃并且初步確定格爾木河沖洪積平原區(qū)開(kāi)采潛力。

1 格爾木河沖洪積平原水資源特征

格爾木地區(qū)水資源主要為大氣降水形成的地表水和地下水。格爾木河以“懸河式”垂向滲漏補(bǔ)給地下水，其滲漏強(qiáng)度與滲漏時(shí)間、滲漏面積成正比，且與河流的流量有密切關(guān)系[6]，河水流量直接影響補(bǔ)給量大小，多年平均地下水補(bǔ)給量為6.66億m3/a，特枯年（保證率P= 95%）補(bǔ)給量為4.58億m3/a，特豐年（P=1%）補(bǔ)給量為7.86億m3/a。

1.1 地表水特征

格爾木河多年平均年徑流量為6.90億m3，汛期（7-9月）徑流量占年徑流量的37.0%。河流與地下水關(guān)系密切，自河流出山至沖洪積扇傾斜平原中下部，有65%～70%的河水滲入地下，轉(zhuǎn)化成地下水：在其下游細(xì)土帶地下水以泉水形式溢出轉(zhuǎn)化為地表水，形成紅旗河、金水河、巴水河、清水河等泉集河。泉集河流量穩(wěn)定，年際變化小，總溢出流量為10.02 m3/s。除清水河注入別勒湖外，金水河、巴水河、紅旗河在下游匯人格爾木西河，與格爾木東河一起注入達(dá)布遜湖。

1.2 地下水特征

格爾木地區(qū)地下水流系統(tǒng)主要為第四系地下水流系統(tǒng)。平原區(qū)地下水補(bǔ)給來(lái)源為南部水庫(kù)滲漏、山區(qū)側(cè)向徑流、河道滲漏、渠道及灌溉滲漏等，山區(qū)地下水補(bǔ)給主要來(lái)自大氣降水以及高山區(qū)冰雪融水等。

格爾木河沖洪積平原區(qū)含水層粒徑變化總體特征為從昆侖山前到達(dá)布遜湖由粗變細(xì)，主要分為山前戈壁礫石區(qū)、細(xì)土平原區(qū)和鹽沼地區(qū)，層次由單層逐漸變?yōu)槎鄬?，地下水?lèi)型由潛水逐漸過(guò)渡為承壓水。天然條件下，地下水主要接受來(lái)自昆侖山的格爾木河河水的滲漏補(bǔ)給，徑流到?jīng)_洪積扇前緣的細(xì)土帶，受阻后一部分潛水溢出地表，形成泉或泉群，匯集形成泉集河，消耗于向盆地腹部流動(dòng)中的蒸發(fā)。受大氣降水、蒸發(fā)以及人工開(kāi)采的影響，區(qū)域地下水呈明顯的季節(jié)性變化78。根據(jù)1956-2015年格爾木氣象站資料，研究區(qū)多年平均氣溫為4.9℃，多年平均降水量為42.3mm，多年平均水面蒸發(fā)量為2 626.9 mm。相對(duì)于河流滲漏量而言，降水與凝結(jié)水補(bǔ)給量很小，為簡(jiǎn)化模型，忽略降水與凝結(jié)水補(bǔ)給量，作為水資源安全余量處理。

2 格爾木河沖洪積平原區(qū)模擬方案設(shè)計(jì)

方案一為現(xiàn)狀（2012年）開(kāi)采情況，總開(kāi)采量為15.2萬(wàn)m3/d；方案二為近期（2020年）開(kāi)采情況，總開(kāi)采量為54.2萬(wàn)m3/d：方案三為遠(yuǎn)期（2030年）開(kāi)采情況，總開(kāi)采量為100.0萬(wàn)m3/d（見(jiàn)表1）。

多年平均水文過(guò)程：處理格爾木三站1959-2007逐月流量（扣除2008-2012年罕見(jiàn)特豐數(shù)據(jù)），修正為溫泉水庫(kù)調(diào)節(jié)下的徑流過(guò)程，統(tǒng)計(jì)各月流量多年均值，構(gòu)造周期性多年平均水文過(guò)程。

典型年組合水文過(guò)程：處理格爾木三站1959-2007逐月流量，修正為溫泉水庫(kù)調(diào)節(jié)下的徑流過(guò)程，從中選擇有代表性的豐、平、枯特征段（每段為5a）進(jìn)行組合，人為構(gòu)造30 a組合徑流過(guò)程。

取多年平均與典型年組合兩類(lèi)水文過(guò)程，格爾木河徑流受溫泉水庫(kù)調(diào)節(jié)，乃吉里電站與南山口一級(jí)電站蓄水發(fā)電，東西干渠引水量為1.77億m3/a，以方案一作為參照，分別設(shè)定同樣的徑流過(guò)程，模擬方案二和方案三的情形。

3 不同方案模擬分析

建立的格爾木平原區(qū)地下水流數(shù)值模型由地下水模塊、河水流量模塊、泉水溢出與地下水蒸發(fā)模塊耦合而成[2]。按空間展布特征，模型參數(shù)分為點(diǎn)、線、面、體4類(lèi)。選用瑞士聯(lián)邦蘇黎世工業(yè)大學(xué)開(kāi)發(fā)的Pro-cessing MODFLOW Pro集成軟件系統(tǒng)，以高斯投影地圖為底圖，用1 kmxl km的正方形網(wǎng)格對(duì)建模區(qū)進(jìn)行剖分，南北向剖分為101格，東西向?yàn)?2格，總模擬面積為6 262 km2，有效面積為5 197 km2。垂直方向上白上而下由4個(gè)不同高程曲面組成：地形高程曲面、上部潛水含水層底板、等效越流層底板、下部相對(duì)隔水底板（戈壁平原取220 m深度作為單層潛水區(qū)底板，細(xì)土平原取淺、中層承壓含水層底板，荒漠及鹽湖區(qū)取250 m深度為模型的底邊界）。

數(shù)值模型空間剖分離散采用中心差分法，時(shí)間采用向后差分法，構(gòu)建地下水?dāng)?shù)值模型。以2012年1月1日流場(chǎng)為初始流場(chǎng)，以月為時(shí)間步長(zhǎng)，模擬期為20 a。通過(guò)模擬，對(duì)不同方案與結(jié)果進(jìn)行分析，得出格爾木地區(qū)地下水開(kāi)采潛力。

3.1 地下水流數(shù)學(xué)模型

上部潛水模型：

下部承壓水（上部與中深部等效承壓水）模型：式中：H1、H2分別為潛水水位、承壓水水位；HR/sub>、H_S、H_f分別為河水水位、泉（沼澤）溢出高程、地形高程；Hio、H20分別為潛水與承壓水含水層初始水位；k1、T分別為潛水含水層滲透系數(shù)、承壓水含水層導(dǎo)水系數(shù)；σ'為潛水、承壓水含水層間等效越流系數(shù)；μ、μ*分別為潛水含水層給水度、承壓水含水層貯水系數(shù)；Q_1i11、Q_2i分別為潛水井開(kāi)采量、承壓水井開(kāi)采量：q₁₀、q₂₀分別為初始條件下潛水與承壓水含水層邊界單寬流量：H_1b、H_2b分別為潛水與承壓水含水層邊界參照水位；β1、β2分別為潛水與承壓水含水層邊界流量增量系數(shù)：W_R、W_S分別為河流與含水層水量交換強(qiáng)度、泉及沼澤與含水層水量交換強(qiáng)度：Q_r、W_{R max}、B_R，γ分別為河水流量、河床極限滲漏強(qiáng)度、河床水面寬度、河床漏水系數(shù)：α為泉水（沼澤）溢出系數(shù)；Eo（C，t）、E（x，y，t）分別為水面蒸發(fā)強(qiáng)度、潛水含水層蒸發(fā)強(qiáng)度；△0、△、m分別為潛水極限蒸發(fā)深度、潛水位埋深、包氣帶巖性蒸發(fā)特征指數(shù)；n為邊界外法線方向；G為計(jì)算區(qū)：T3為第三類(lèi)邊界；f1（x，y）f2（x，y）分別為河床、泉水（沼澤）分布函數(shù)。

3.2 河流數(shù)學(xué)模型

河流數(shù)學(xué)模型為式中：Q_ri（l.t）為第i條河流流量；Q_ri0（t）為第i條河流入境流量；Q_ri（t）為第，條支流匯人流量；W_R、B_R（l，t）分別為河床滲漏強(qiáng)度、河床水面寬度；l、l_j分別為河流流程長(zhǎng)度、第j條支流流程長(zhǎng)度；δ（x）為狄拉克函數(shù)：L為邊界通量。

用多年平均水文過(guò)程法對(duì)上述3個(gè)方案模擬分析，得出穩(wěn)定水位分布、穩(wěn)定降深分布：用典型年組合水文過(guò)程法模擬分析，得出特枯年最大降深分布圖、多年水位變幅等值線、水源地水位變化曲線、格爾木河沿程流量變化圖以及地下水均衡分析表。

3.3 方案一分析

3.3.1 主要水源地水位降深變化情況

方案一（維持現(xiàn)狀開(kāi)采量15.2萬(wàn)m3/（d），地下水動(dòng)態(tài)呈穩(wěn)定變化，河流豐枯變化使地下水位上下波動(dòng)。西水源穩(wěn)定降深為3.24 m，特枯年最大降深為9.78 m，比穩(wěn)定降深低6.54 m，特豐年最大降深比穩(wěn)定降深大5.31 m，多年水位變幅11.85 m。由于此方案主要為西水源開(kāi)采地下水，其他水源開(kāi)采量很小，因此降深表現(xiàn)不明顯。各水源地水位以穩(wěn)定水位為中心上下波動(dòng)。各水源地水位降深情況見(jiàn)表2、圖1，地下水位動(dòng)態(tài)變化情況見(jiàn)圖2。

3.3.2 水文要素變化情況

現(xiàn)狀開(kāi)采15.2萬(wàn)m3/d時(shí)，與開(kāi)采前相比，地下水排泄情況發(fā)生一系列變化：蒸發(fā)量減少了9.70萬(wàn)m3/d，占開(kāi)采量的63.8%：泉水減少了5.48 m3/d，占開(kāi)采量的36.1%：向北部邊界地下徑流僅減少0.02萬(wàn)m3/d，占0.1%（見(jiàn)表3）。

3.4 方案二分析

3.4.1 主要水源地水位變化情況

方案二（開(kāi)采量為54.2萬(wàn)m3/（1），河流豐枯季節(jié)水量的變化引起地下水位相應(yīng)波動(dòng)，開(kāi)采至穩(wěn)定后，地下水位以穩(wěn)定水位為中心上下波動(dòng)。主要水源地降深特征：①西水源穩(wěn)定降深為12.66 m，特枯年最大降深為20.62 m，比穩(wěn)定降深小7.96 m，特豐年最高水位比穩(wěn)定降深大5.60 m，多年水位變幅為13.56 m；②南水源穩(wěn)定降深為11.20 m，特枯年最大降深為20.78 m，比穩(wěn)定降深小9.58 m，特豐年最高水位比穩(wěn)定降深大5.91 m，多年水位變幅為15.49 m；③市區(qū)自備水源穩(wěn)定降深為7.55 m，特枯年最大降深為14.21 m，比穩(wěn)定降深小6.66 m，特豐年最高水位比穩(wěn)定降深大4.81 m，多年水位變幅為11.47 m。

照此規(guī)模開(kāi)采不會(huì)造成過(guò)大的降落漏斗，開(kāi)采一段時(shí)間后地下水位達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡。各水源地降深情況見(jiàn)圖3、表4，地下水位動(dòng)態(tài)變化情況見(jiàn)圖4。

3.4.2 水文要素變化情況

按方案二開(kāi)采時(shí)，與開(kāi)采前相比地下水的補(bǔ)給、排泄量均發(fā)生變化：滲漏補(bǔ)給量增大1.1萬(wàn)m3/d，占開(kāi)采量的2.0%：蒸發(fā)量減少了31.9萬(wàn)m3/d.減少量占開(kāi)采量的58.9%：泉水溢出減少了21.1萬(wàn)m3/（1，減少量占開(kāi)采量的38.9%：北部地下徑流減少了0.1萬(wàn)m3/d.減少量占開(kāi)采量的0.2%（見(jiàn)表4）。綜上，開(kāi)采地下水就是間接奪取蒸發(fā)量和泉水量，其中：奪蒸發(fā)量58.9%、奪泉水量38.9%、其他2.2%。與現(xiàn)狀相比，格爾木西河流人鹽湖水量減少，由現(xiàn)狀1.36億m3/a衰減至1.00億m3/a，減少了0.36億m3/a。

3.5 方案三分析

3.5.1 主要水源地水位變化情況

方案三（開(kāi)采量為100.0萬(wàn)m3/d），主要水源地水位與降深特征：①西水源穩(wěn)定降深為23.50 m，特枯年穩(wěn)定降深為33.35 m，比穩(wěn)定降深值小9.85 m、特豐年穩(wěn)定降深大4.38 m，多年水位最大變幅為14.23 m；②西郊遠(yuǎn)景水源穩(wěn)定降深為22.88 m，特枯年穩(wěn)定降深為30.64 m，比穩(wěn)定降深值小7.76 m，特豐年比穩(wěn)定降深值大0.23 m，多年水位最大變幅為7.99 m；③南水源穩(wěn)定降深為21.94 m，特枯年穩(wěn)定降深33.19 m，比穩(wěn)定降深值小11.25 m，特豐年比穩(wěn)定降深值大4.33 m，多年水位變幅為15.58 m；④市區(qū)白備水源穩(wěn)定降深為15.55 m，特枯年穩(wěn)定降深24.25 m，比穩(wěn)定降深值小8.70 m，比特豐年穩(wěn)定降深值大4.22 m，多年水位變幅為12.92 m。各水源地降深情況見(jiàn)圖5、表6，地下水位動(dòng)態(tài)變化情況見(jiàn)圖6。

3.5.2 水文要素變化情況

開(kāi)采100.0萬(wàn)m3/d時(shí)，地下水的補(bǔ)給、排泄量均發(fā)生變化：格爾木河沿程滲漏補(bǔ)給量增加6.6萬(wàn)m3/d，占開(kāi)采量的6.6%：蒸發(fā)量衰減至46.5萬(wàn)m3/d，減少了54.6萬(wàn)m3/（1，減少量占開(kāi)采量的54.6%：泉水溢出量減少至30.8萬(wàn)m3/d.減少了38.5萬(wàn)m3/d，減少量為開(kāi)采量的38.5%：開(kāi)采對(duì)北部地下徑流影響極小，由12.2萬(wàn)m3/d減少至11.8萬(wàn)m3/d，僅減少0.3萬(wàn)m3/d，占開(kāi)采量的0.3%（見(jiàn)表7）。綜上，開(kāi)采地下水相當(dāng)于間接奪取蒸發(fā)和泉水，其中：奪蒸發(fā)量占54.6%、奪泉水量占38.5%、其他占6.9%。

與現(xiàn)狀相比，格爾木西河流向鹽湖的水量由現(xiàn)狀1.36億m3/a衰減至0.56億m3/a，減少0.80億m3/a（即21.9萬(wàn)m3/d）。格爾木西河流人鹽湖水量減少會(huì)對(duì)其生產(chǎn)造成極大影響，但青海鹽湖集團(tuán)供水水源工程已擴(kuò)建三期，除滿足生產(chǎn)用水外，備用水資源量為27.1萬(wàn)m3/（1[9]，足以彌補(bǔ)格爾木河河水流向鹽湖的減少量。

3.5.3 水資源量分析

開(kāi)采量為100.0萬(wàn)m3/d時(shí)，總開(kāi)采量為補(bǔ)給量的52.9%，在排泄量中含較大比例的泉水量與蒸發(fā)量，開(kāi)采后仍可達(dá)到動(dòng)態(tài)穩(wěn)定狀態(tài)，穩(wěn)定后多年平均地下水補(bǔ)給和排泄是均衡的，水位無(wú)持續(xù)上升或下降趨勢(shì)，呈動(dòng)態(tài)穩(wěn)定狀態(tài)上下波動(dòng)，開(kāi)采達(dá)到平衡后的模擬結(jié)果：多年平均補(bǔ)給量為6.90億m3/a，特枯年（1963年，P=95%）補(bǔ)給量為4.58億m3/a，特豐年（1989年，P=1%）補(bǔ)給量為8.26億m3/a，補(bǔ)給量年際變化較大，特豐年補(bǔ)給量為多年均值的1.20倍，特枯年僅為多年均值的0.66倍.極端豐枯補(bǔ)給比為1.80（見(jiàn)表8）。

4 結(jié)論

（1）格爾木地區(qū)地下水資源按照規(guī)劃的開(kāi)采量54.2萬(wàn)m3/d開(kāi)采時(shí)，地下水水位可達(dá)到動(dòng)態(tài)穩(wěn)定，開(kāi)采量約六成為間接奪取蒸發(fā)、約四成間接奪取泉水，地下水補(bǔ)給量略有增加。

（2）初步確定格爾木河沖洪積平原區(qū)具有100萬(wàn)m3/d的開(kāi)采潛力，開(kāi)采規(guī)模為100萬(wàn)m3/d時(shí)地下水量可達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡狀態(tài)，穩(wěn)定后地下水補(bǔ)給和排泄是均衡的，水位無(wú)持續(xù)上升或下降趨勢(shì)，在動(dòng)態(tài)穩(wěn)定狀態(tài)上下波動(dòng)。

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