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管道型岩溶地下水水资源量计算方法探讨

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管道 岩溶 地下水 水资源 计算方法 探讨
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书书书管道型岩溶地下水水资源量计算方法探讨陈丽娜,洪淑娜,蓝俊康(桂林理工大学环境科学与工程学院,广西桂林541004)摘要:为预测拟建某稀土分离项目在生产过程中可能对地下水环境造成影响,需对影响区地下水资源量进行评价。采用水均衡法和数值模拟法分别计算研究区的管道型岩溶水资源量,结果显示,两者计算结果接近,可相互印证。从计算过程还发现,虽然水均衡法的计算步骤较为简单,但其计算结果易受人为判断失误所影响,而数值模拟因利用了实测资料来反求参数,其结果受人为干扰较小。关键词:岩溶;地下水资源;评价中图分类号:TV211.1+2  文献标识码:B  文章编号:10019235(2014)02003804基金项目:广西自然科学基金项目(桂科自0991249)收稿日期:20131006作者简介:陈丽娜,女,江苏句容人,主要从事水文地质工程地质勘察研究工作。0 前言迄今用于岩溶地下水资源量的评价方法很多,有泉水流量法[1-2]、表层岩溶水调节系数法[3]、抽水试验法[4]、数值法[5-7]、水均衡法[8-11]、回归分析法[8]等等。权衡这些方法的各自适用条件和本地区已有的水文地质勘察资料,选择了数值法和水均衡法作为本研究区的岩溶水资源评价方法。管道型岩溶含水系统属于多级次的复杂系统,其系统内包含有岩溶管道、构造裂隙、原生孔隙和缝隙(粒间孔隙、晶隙)及充填于溶洞中的松散沉积物的孔隙[12]。在该系统内,地下水不仅通过岩体内的微小裂隙和孔隙作慢速渗流,还通过管道和大裂隙的快速渗流作运动;地下水在管道中的运动呈重力梯度作用下具自由水面的管道敞开式运动或有水压的管道流方式,这就使得在岩溶地区进行数值模拟出现极大的困难[13]。为了建立耦合达西流和非达西流于一体的岩溶管道—裂隙—孔隙三重介质地下水模型,本文采用达西定律来描述地下水在微小裂隙和孔隙中的线性渗流,而利用水力学公式来描述管道中的地下水流[13]。在具体实施时,采用GMS软件模拟水流运动,模拟时用MODFLOW中的排水沟渠子程序包以及河流子程序包来计算管道流。1 研究区概况以某市拟建的稀土分离项目的环境影响评价区为研究区,其范围东至渠旧镇,西至濑湍镇,南起芭模村,北至左江北岸的群力林场江渠分场见图1。某稀土分离项目评估区的面积约376km2,属亚热带季风气候,多年年平均降水量为1301mm;河流主要为左江和响水河等。研究地势上属于低山丘岭区;在地质构造单元上为崇左复式向斜的东北翼,东北—西南向正断层,西北—南东向断层。图1 研究区范围研究区内的地层有:上石炭统(C3)灰岩、栖霞阶(P1q)微晶生物碎屑灰岩或茅口阶(P1m)微晶灰岩,这3组岩石的岩溶发育均较强烈,构造裂隙发育,贮存有碳酸盐岩裂隙—溶洞水。地表为第四系(Q4)残积红黏土,厚度一般在5~30m,土层的渗透系数很小,渗水试验测得其渗透系数仅为1×83人民珠江 2014年第2期·PEARLRIVER               doi:103969/jissn1001923520140201310-3~157×10-6m/d,可视为隔水层。研究区地下水的补给来源主要为大气降雨和东部边界地下水的侧向补给。地下水排泄主要是通过岩溶管道或岩层裂隙向下游河流排泄,其次是人为抽水利用。2 地下水资源评价21 数值模拟法211 边界条件与模型的概化北部边界以左江为定水头边界;东侧边界以4口水井为人工定水头边界;南部边界西段响水河为第一类边界,东段以细砂岩(P2)地层界线为隔水头边界;西侧边界以响水河为第一类边界;上界面为潜水自由边界;顶板高度由地形标高插值获得;底部按钻孔岩芯判别,取岩溶不发育的石灰岩(标高50m)为隔水边界。将垂向上的潜水含水层剖分为1层,其隔水底板埋深约50m。模拟区地下水运动可概化为非均质各向异性二维稳定流。212 数学模型因为在水资源评价时采用各种数值都是多年平均值,因此可按稳定流计算。当不考虑地下水的垂向流动时,其数学模型为:x(H-b)KxxH[ ]x+y(H-b)KyyH[ ]y+ε=0(x,y,∈Ω)HB1=H1(x,y,t)(x,y)∈B1THnB2=q(x,y,t)=0(x,y)∈B2(1)式中 H———地下水水头,m;b———含水层底板标高;Kxx———x方向的渗透系数,m/d;Kyy———y方向的渗透系数,m/d;B1———已知水头边界(第一类边界);H1———河流水位,m;B2———隔水边界;ε———源汇项强度,m/d;Ω———渗流区域。213 管道流的处理通过地面水文地质测绘和物探测试技术,将研究区内各个大的岩溶管道的分布情况一一探测出来,然后在GMS模图上精确标出。数值时采取GMS沟渠包来计算这些管道水流,并在管道节点处设置底板高度。管段的水流用等效水力传导系数来描述[13-14]。等效水力传导系数(equivalenthydraulicconduc-tivity,简写为EHC)的含义为:当地下水呈非达西流时,地下水流速如仍按达西公式描述则为[13]:V=KecJ(2)式中 V———等效的达西流速;J———水力梯度;Kec———等效水力传导系数。Kec值的大小根据式(3)或式(4)求得。当管道水流呈层流态时,等效水力传导系数表示为式(3)[13];管道水流呈紊流态时,等效水力传导系数表示为式(4)[13]:Kec=d2ρg32μ(3)式中 d———管道的内径;μ———动力粘滞系数;ρ———流体的密度。Kec=2gduf(4)式中 u———管道水的平均流速;f———摩擦系数。214 水文地质参数的取值含水层渗透系数的分区是参考水文地质普查提供的经验值以及抽水实验的成果赋予各分区初值,最后通过实测水位拟合求参,对参数分区和设置进行调整。降雨入渗系数的分区主要参照水文地质普查报告提供的分区方法,并按所给的经验值赋予各区初值:峰丛谷地、峰丛洼地、地表覆盖层较薄的地段,α取04~05;在岩溶发育、地表覆盖较厚的峰林谷地,左江两岸、残峰坡地,α取03~035;在岩溶不甚发育、地表覆盖层厚的地段,α取02。经实测水位拟合调参后,入渗系数分区见表1。表1 入渗系数分区值项目区号1区2区3区4区降雨入渗系数040035025020215 空间的离散评估范围是一个不规则的区域,长×宽=45040645m×248311125m。对研究区的网格进行合理的剖分,其中垂向上在潜水含水层剖分1层,平面上共为100行,60列,共计6000个矩形单元体。地形高程以散列点的形式输入到模型中。216 数值模型的调试和识别通过结合自动反演和反复试验方法,调整水文地质参数(含水层的渗透系数、降雨入渗系数、管道底板标高值等)及调整各参数的分区大小来拟合实测的水位。当达到最佳拟合度,在要求的精度范围内,则可认为模拟的结果是可信的,其中7月份的模拟水位与实际观测水位的拟合情况见图2,图2可见拟合程度是较为理想的。图2 各监测孔拟合水位与实测水位的对比217 数值模拟计算结果利用稳定流数值模拟,求出研究区的年日平均的各项水均衡值,计算结果见表2。表2表明,研究区地下水总排泄量中,通过管道排泄占6076%,通过溶隙裂隙排泄的占3923%。93表2 利用数值法计算研究区水均衡值m3/d侧向流入量降雨入渗补给量地下水天然资源量向下游排泄量溶隙、裂隙的排泄量管道排泄量总量4939294578356507228519762673061034503730122 水均衡法利用均衡法时来评价地下水资源量时一般要求均衡区为完整的水文地质单元,但本研究区地处低山丘陵区,其区域分水岭离研究区还很远,如要向外拓展研究区的范围,不仅研究范围要增大许多倍,水文地质勘察工作量大大增加,而且拓展的那些区域严重缺乏资料(特别是缺乏地下水位的监测点),而且还会遇到诸多棘手的问题,如河流、水库的入渗量很难作精确的计算,水文地质参数分区难以进行等等问题。所幸的是,研究区已经做过水文地质普查,在普查阶段已根据完整水文地质单元进行过水均衡计算,获得过比较准确的水文地质参数。由于有了水文地质普查为基础,本次研究可局域水资源评价要求进行,即取局部区域作为均衡区,在水均衡计算中所采用的参数(特别是地下水的径流模数)则按水文地质普查资料的结果值。为了与前述的数值模拟计算结果进行对比,水均衡计算时把均衡区设定为与数值模拟区相同的范围。221 利用降雨入渗系数计算当地降水的入渗量降雨入渗系数的分区及取值方法采用跟数值模拟的一样。则降雨形成的地下水资源量可按下列式估算:Q年=α·F·P·103(5)式中 Q———多年日平均降雨入渗补给量,m3;α———降雨入渗系数;F———区段面积,km2;P———多年平均降雨量,取1301mm。按式(5)计算,研究区当地降雨所形成的地下水资源量为45477m3/d。222 利用径流模数计算研究区地下水资源总量在水文地质普查阶段,前人曾根据地下河的流出量反求得各区段的地下水径流模数。查区域水文地质图得知,本研究区内,地下水平均径流模数为155L/(s·km2),则研究区内日平均地下水资源总量:Q=W年=M年·F·t·10-3(6)式中 W年———年地下水天然资源量,m3;M年———年地下水平均径流模数,L/(s·km2);F———区段面积(即陆地面积45km2);t———时间(1d=86400s)。按(2)式计算,研究区内日平均地下水资源总量为5034053m3/d。223 人为的抽水量根据调查资料,按每井每日抽水量合计,研究区内人为抽水利用量平均为38356m3/d。224 水均衡法的计算结果由地下水资源总量与降雨入渗的差可得知地下水的侧向流入量;由地下水资源总量与人为抽水量之差可得到地下水向下游河流的排泄量。把上述的计算结果汇总成表3,从表3可见,在总地下水资源总量中,由当地降雨入渗所形成的地下水资源量约占9033%。根据计算,得到地下水的侧向流入量仅占地下水资源总量967%。表3 利用均衡法计算所得的各项均衡值m3/d侧向流入量当地降雨补给量地下水天然资源量人为抽水量向下游河流排泄量486345477503405338356499564423 两种计算方法的结果对比比较水均衡法与数值模拟法评价结果,可以看出,两者所得的结果比较接近,可以相互引证(图3)。图3 两种评价方法结果对比从计算过程还可见,水均衡法对区域性的地下水资源量的计算较为简便,但其计算结果的准确程度很大程度上取决于操作者对各种参数值的估值的准确度[15]。数值模拟方法虽然比较麻烦,但它由于是利用监测井的实测水位来反求的水文地质参数,故其计算结果更为客观,且还能更清晰地显示出水均衡各项的值,如通过管道的排泄以及通过溶隙—裂隙的排泄量等(表2)。3 结语a)水均衡法与数值模拟法均可用于评价管道型岩溶含水层系统的水资源量。只要取参数得当,两种方法所得的结果较为接近,可以互相引证。b)水均衡法与数值模拟的优缺点是:水均衡方法操作简单,计算方便,但计算结果容易受人为对参数的判断失误所影响;数值模拟方法虽然对模拟资料要求甚多,操作比较繁琐,但它是利用实测水位来反求水文地质参数的,因此其结算结果受人为主观的干扰较小,此外计算结果还能更清晰地显示出水均衡要素中的一些细节。参考文献:[1]姚淑霞,王红全,张志祥郭庄泉域岩溶水资源评价及保护研究[J]山西水利,2011(6):24-25(下转第41页)04新疆托木尔峰河流域地质灾害发育特征陈小波1,杨宏伟2,任光明1(1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,四川成都610059;2.新疆地矿局第一水文工程地质大队,新疆乌鲁木齐830091)摘要:天山托木尔峰河流域地质灾害发育特征较其他地区具有明显的不同特征。主要以天山南脉托木尔峰河沿河岸坡地质灾害情况为研究对象,运用归类分析法对气候、地形地貌、地层岩性、地质构造等地质灾害内在影响因素以及冰雪消融、降雨、工程活动等外在因素进行分析研究。研究表明,这些地质灾害的发育具有一定的规律性,得出了崩塌、滑坡、泥石流等在时间、空间及地层等方面的发育特征。在该区进行工程建设,尤其水库建设时,需引起高度重视。通过对这些规律的研究和分析,加以措施可以有效控制地质灾害的发生,并为冰川地区建设的发展规划提供一定的理论基础和科学依据。关键词:崩塌;滑坡;泥石流;发育特征;托木尔峰河中图分类号:P694  文献标识码:B  文章编号:10019235(2014)020041040 前言托木尔峰地区是我国天山现代冰川作用最强烈的地区,广泛发育着在我国高山冰川中独具特色的规模宏大的山谷冰川[1]。托木尔峰河流域位于天山南脉、塔里木盆地西北边缘,是库玛拉克河最大的一级支流,发源于吉尔吉斯斯坦共和国与哈萨克斯坦共和国的境内的汗腾格里山群、以及海拔7435m的托木尔峰雪山,该河流属于一条过境河流,研究区河段全长约25km。由于其特定的地质环境和气候条件,河段岸坡高陡,山顶常年积雪,岸坡岩体受夏天暴晒、冬天冰川及冻融、冰劈、融雪流水冲刷等作用剧烈,使得岩体卸荷松弛作用明显,且岸坡坡脚季节性的受河道的冲刷,这些因素导致区内滑坡、崩塌、泥石流频发,使得托木尔峰河流域成为地质灾害多发区。1 环境地质概况11 气候条件研究区多年平均温度115℃,极端最高气温为395℃,极端最低气温为-220℃;多年平均蒸发量为26768mm;历年最大冻土深度为59cm,多年平均相对湿度为57%。日照充足,热量丰富;四季气候明显,冬冷夏热,干旱少雨,蒸发强烈,日较差大。多年平均年降水量为1264mm,降水量年际变化较大,年内分配不均;最大与最小年降水量比值为56。托木尔峰南部阿克苏地区6—8月降水量占全年的收稿日期:20131127作者简介:陈小波,男,江西抚州人,主要从事岩土体稳定性及工程环境效应与地质灾害防治方面研究檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶檶。(上接第40页)[2]申富生,杨桂莲山西省辛安泉域岩溶水资源量评价及合理配置[J]水文,2007,27(3):78-80[3]王伟基于层次分析法的表层带岩溶水资源评价方法探讨—以大小井流域为例[J]贵州地质,2007,24(11):17-21[4]侯法文,赵建仓,张建国大型抽水试验在永城电厂水源地裂隙岩溶水资源评价中的应用[J]水利水电,2001,32(7):21-23[5]钱家忠,吴剑锋,朱学愚,等时序马尔可夫模型和有限元模型在中国北方型岩溶水资源评价中的应用[J]地质论评,2003,49(1):107-112[6]谢春红,朱学愚,黄卫华,等徐州某水源地的裂隙岩溶水资源评价[J]中国岩溶,1988,7(3):265-272[7]魏国孝,王刚,徐涛,等酒泉盆地地下水系统水资源评价[J]干旱区资源与环,2008,22(8):38-43[8]王维屏徐州地区岩溶水资源评价方法[J]江苏地质,1986(3):33-39[9]陈晓岚,刘滔,吴晓宾重庆岩溶地区水资源评价及供需平衡分析[J]中国水运,2008,8(11):266-268[10]程亚平,黄月群黎塘地区岩溶水文地质及水资源评价[J]水利科技与经济,2008,14(5):373-376[11]吴浩东,胡建平,莫莉萍水均衡法在水资源评价论证中的应用[J]广西师范学院学报:自然科学版,2006,23(s1):27-30[12]成建梅,陈崇希广西北山岩溶管道—裂隙—孔隙地下水流数值模拟初探[J]水文地质工程地质,1998,(4):50-54[13]ChengJMChenCXAnintegratedlinear/non-linearflowmodelfortheconduit-fissure-poremediainthekarsttriplevoidaquifersystem[J]HydrogeologyJournal,2012(20):1441-1461[14]周焱钰西南喀斯特小流域地下水数值模拟[J]工程勘察,2011,(4):43-51[15]吴文强,李文文,刘君利水均衡与数值模拟法在地下水资源评价中对比应用[J]中国农村水利水电,2009(6):45-49(责任编辑:李泽华)14doi:103969/jissn10019235201402014               2014年第2期·PEARLRIVER 人民珠江
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