某地下水超采区不同管控方案下的水位动态评价

陈玉波

(辽宁省鞍山水文局，辽宁 鞍山 114000)

1 鞍山西郊区地下水超采区位置

鞍山西郊区域地下水超采区主要是由西郊水源地超采区和铁西水源地所组成的地下水超采区，且2个超采区已经逐步连成1个片区[1]。鞍山西郊地下水超采区从运粮河以西为起始点，腾鳌公路以北作为终点范围。地下水是鞍山地区主要的供水来源。近些年来，随着城市建设和人类活动的影响，区域地下水开采量逐年递增，为加大对区域地下水资源的保护力度，严格控制鞍山西郊地下水超采区的地下水开采量，实现区域地下水生态平衡和保护，保障鞍山地区水资源高效和可持续利用，亟需对鞍山西郊地下水超采区进行地下水压采管控[2]。为提高区域地下水压采管控方案的科学性，需要对不同管控方案下的地下水水位进行分析[3]。近些年来，国内许多地区采用地下水数值模型对区域不同取水情景下的地下水位动态预测，结合实践表明该其动态水位预测效果较好[4- 15]，但在辽宁地区还未得到应用。为加大鞍山西郊超采区地下水保护，本文结合地下水数值模拟模型，结合鞍山西郊地区地下水含水层参数，设置不同地下水压采管控方案，对不同压差管控方案下的地下水位进行动态预测。研究成果为管控方案的科学合理规划提供重要参考。

2 鞍山西郊区地下水位动态评价

2.1 超采区中心漏斗地下水埋深变化

结合2005—2018年鞍山西郊地下水超采区中心漏斗地下水埋深数据对其逐年变化特征进行分析，2008年为超采区中心漏斗地下水埋深的最高年份，从2008开始到2012年区域中心漏斗地下水埋深的最大值总体呈现稳定变化，从2012年以后区域中心漏斗地下水埋深最大值逐步降低，地下水位呈现显著抬升变化，具体变化过程如图1所示。

图1 2005—2018年鞍山西郊超采区中心漏斗地下水埋深变化

2.2 超采区不同时期地下水位变化特征

结合2012—2018年逐月地下水位监测数据，对丰水期和枯水期鞍山西郊超采区地下水位的线性变化趋势进行回归分析，如图2所示。

图2 2012—2018年西郊不同时期地下水位高程变化趋势

枯水期鞍山西郊超采区地下水位总体呈现递增变化，地下水水位年递增率为1.21m/a。丰水期地下水位呈现波动变化，但总体上呈现递增变化，丰水期地下水位年递增率可达到0.54m/a。丰水期地下水递增率低于枯水期地下水位递增率，不同时期在2018年地下水变化差异程度较低，丰水期受区域地下水开采影响其水位低于枯水期。

3 地下水水位数值模拟方法

本文主要采用Richards地下数值模拟模型对鞍山西郊不同管控方案下的地下水水位进行数值模拟计算，该模型首先对地下水计算单元的水量进行计算：

(1)

式中，ΔWi—计算单元地下水水量，m3；Bβ—计算单元面积，m2；Aβ—地下水埋深，m；ΔHi—计算单元地下水水位，m；Ss—计算单元地下水入渗补给率，%。计算单元地下水补给源汇项计算方程为：

(2)

式中，Qsi—地下水源汇补给量，m3/s；Si—计算单元的地下水源汇补给率，%，该值需要对纵向渗透水量进行计算：

(3)

(4)

(5)

(6)

式中，Δβ—各计算单元节点平均水力传导度；Hs—计算节点S的水位值，m；bi、bs、ci、cs—各计算单元节点水力传导系数。由于不同计算单元水流方向不同，因此对计算单元进行水量平衡计算：

(7)

式中，Qsi、Qvi—模型求解隐式方程变量。

4 模拟应用

4.1 区域水文地质参数概况

鞍山西郊超采区地貌主要为低洼平原地带，为太子河冲积形成的平原富水区域。区域内含水层分布较为广泛，主要由细砂层和粗砂含砾石层形成，上层土壤厚度在20～30m之间，主要土质为粘土，下层土壤厚度在20～35m之间。区域含水层厚度一般在30～39m之间，从东向西含水层厚度逐步增加。

4.2 模型参数设置

结合鞍山西郊地区河套冲积扇区及山丘河谷区不同岩类地质，对其浅水层和深水层地质参数进行测定，各区域水文地质参数试验测定结果如表1—2所示。

表1 鞍山西郊河套区水文地质参数试验测定结果

表2 鞍山西郊山丘河谷区水文地质参数试验测定结果

*ks和α分别为纵向和侧向水力传导度；θs和θr分别为纵向和侧向渗透率。

采用抽水试验方法对鞍山西郊河套区和山谷区的水力传导度、渗透率进行测定，鞍山西郊河套区砂、砾岩体占比在75%左右，其纵向方向的水力传导度总体小于灰岩，但侧向水力传导度总体好于灰岩，灰岩由于具有纵向孔隙度要好于砂、砾岩，使得其纵向水力传导度相比较大。河套主要为区冲击扇区，随着含水层深度的增加，相比于浅水层，深水层纵向和垂向水力传导度均有所递减，而由于水力传导度的下降，使得深水层的纵向和侧向渗透率也相比于浅水层有较为明显的递减。从鞍山西郊山丘河谷区水文地质参数测定结果可看出，山丘河谷区相比于河套冲积扇区，其不同方向水力传导度都有较为明显的递增变化，在山丘河谷区砂岩和页岩占比要高于碎屑岩，但碎屑岩的水力传导度均要好于砂岩和页岩。

4.3 模型误差分析

结合抽水试验对地下水数值模拟结果进行误差分析，山丘河谷区和河套区模型误差分析结果如表3所示。

为对地下水数值模型进行验证，进行6组抽水试验，结合抽水试验测定的地下水水位和地下水埋深值对比分析模型模拟误差，从6组抽水试验的模型计算误差可看出，在河套区模型计算精度总体好于山丘河谷区，这主要是因为河套区地下水富集程度要好于山丘河谷区，因此模型输入误差的不确定度有所减少，使得模型在河套区不同计算控制单元的水量模拟精度总体好于山丘河谷区，从而影响地下水水位和地下水埋深的计算误差。

4.4 不同管控方案下的地下水动态分析

结合建立的地下水数值模拟模型，通过设定鞍山西郊河套区和山丘河谷区不同管控方案，不同区域的地下水管控方案如表4—5所示，结合不同地下水管控方案对鞍山西郊河套区和山丘河谷区的地下水位变幅进行分析，结果如表6—7所示。

通过分析可知，地下水压缩开采量主要为两个水源地减少的开采量，地下水位年均上升高度约为0.21m/a，含水层给水度按0.15取值。经计算可知，通过地下水压采引起区域地下水位回升，相当于使地下水超采区面积缩减了约21.83km2，相当于较超采区面积最大97km2时缩减了约22%左右。

表3 不同抽水试验下的鞍山西郊河套和山丘地下水动态模拟误差分析

表4 河套冲击扇区域地下水管控方案

表5 山丘河谷区域地下水管控方案

表6 不同管控方案下的河套冲击扇区水位变幅

表7 不同管控方案下的山丘河谷区域水位变幅

5 地下水控制红线水位的确定

由于鞍山市西郊区地下水长期被超采，导致地下水位持续下降、水质硬度升高等问题，水位的大幅度下降往往导致大量水源井的工作效率下降甚至产生吊泵、报废、地面沉降和地裂缝等。因此，迫切需要确定地下水控制性红线下限水位。

根据2005—2018年实测地下水位长系列资料，对每年丰枯水期地下水位进行统计，参考《水资源公报》及历年水位变化、已产生或未来可能产生的诸如地面沉降、地裂缝和水源井吊泵等问题，选取一组历史上相对极低的水位值作为控制性红线下限水位。超采区地下水位自2012年开始明显回升，即选取2012年1月地下水位作为控制性红线下限水位。区域地下水控制性红线下限水位等值线图，如图3所示。

图3 地下水控制性红线下限水位等值线图

通过上述分析可知，区域上线及下线水位对水资源合理开发利用和区域生态环境地质问题防治具有指导意义，对于西郊区地下水资源开发利用应关注以下主要问题：①西郊区按水资源现状开发利用模式下封井压采后，应关注区内地下水位恢复情况，特别应注意灌区灌溉回渗水对地下水位的影响，防治造成土壤盐渍化和沼泽化等问题。②西郊区地下水受周边地表水水质影响明显，周边地表水水具局部存在较严重的污染问题，若地下水位回升过快将会进一步加剧地下水污染及污染物向四周扩散，迫切需要在这些高风险区域，加强监测，合理控制区域地下水位，以防范进一步加剧地下水污染物和尽力杜绝污染物向四周扩散，危及周边地下水水源地或污染周边地下水环境。

6 结论

(1)西郊区按水资源现状开发利用模式下封井压采后，应关注区内地下水位恢复情况，特别应注意灌区灌溉回渗水对地下水位的影响，防治造成土壤盐渍化和沼泽化等问题。

(2)西郊区地下水受周边地表水水质影响明显，周边地表水水具局部存在较严重的污染问题，若地下水位回升过快将会进一步加剧地下水污染及污染物向四周扩散，迫切需要在这些高风险区域，加强监测，合理控制区域地下水位，

(3)为了保证鞍山市西郊区超采区恢复治理、地下水资源合理开发利用及预防生态环境地质问题发生，提出区域地下水管理中允许的最低与最高控制性红线水位(简称上限水位和下限水位)。建议环境上限水位埋深不低于2m，工程上限水位埋深不低于5m