格尔木河冲洪积平原地下水开采潜力分析

祁泽学 汪生斌 王万平 王强民 贺海松

摘要：格尔木市是青藏高原上正在崛起的新兴城市，地下水资源是影响城市发展的重要因素之一，随着各大企业自备水源地的扩建，评价格尔木河冲洪积平原区地下水资源开采潜力对合理规划城市发展有着重要意义。根据格尔木市中长期规划、水资源特征以及地下水开采情况，设定3种地下水开发方案：维持现状开采规模、按近期规划开采以及按远期规划开采。运用格尔木平原地下水数值模型对上述方案进行模拟，分析了地下水位变化、水文要素变化情况以及水资源量，初步确定格尔木地区地下水资源有100万m3/d的开采潜力。

关键词：地下水：开采潜力；数值模拟；冲洪积平原；格尔木河

中图分类号：P641.2

文献标志码：A

doi： 10.3969/j.issn.1000-1379.2018.06.015

格尔木市是青藏高原上正在崛起的新兴城市，格尔木河冲洪积平原区所赋存的丰富地下水资源是影响格尔木市发展的重要因素之一。区域内水资源包括源于大气降水的少量地表水和大量的地下水，格尔木市城市供水主要依靠地下水资源。众多专家[1-4]认为该区域地下水资源赋存量巨大，但随着各大企业的扩采，提出合理的开采方案以及查明格尔木河冲洪积平原区地下水资源开采潜力对格尔木市地下水资源的可持续开发利用、抑制地下水开采引起的环境问题具有极为重要的意义[5]。本文结合格尔木城市规划，采用格尔木河流域地下水模型对未来开采情况进行预测，分析了增大开采量时地下水动态以及水文要素变化情况，通过对比分析提出水源地扩采的合理规划并且初步确定格尔木河冲洪积平原区开采潜力。

1 格尔木河冲洪积平原水资源特征

格尔木地区水资源主要为大气降水形成的地表水和地下水。格尔木河以“悬河式”垂向渗漏补给地下水，其渗漏强度与渗漏时间、渗漏面积成正比，且与河流的流量有密切关系[6]，河水流量直接影响补给量大小，多年平均地下水补给量为6.66亿m3/a，特枯年（保证率P= 95%）补给量为4.58亿m3/a，特丰年（P=1%）补给量为7.86亿m3/a。

1.1 地表水特征

格尔木河多年平均年径流量为6.90亿m3，汛期（7-9月）径流量占年径流量的37.0%。河流与地下水关系密切，自河流出山至冲洪积扇倾斜平原中下部，有65%～70%的河水渗入地下，转化成地下水：在其下游细土带地下水以泉水形式溢出转化为地表水，形成红旗河、金水河、巴水河、清水河等泉集河。泉集河流量稳定，年际变化小，总溢出流量为10.02 m3/s。除清水河注入别勒湖外，金水河、巴水河、红旗河在下游汇人格尔木西河，与格尔木东河一起注入达布逊湖。

1.2 地下水特征

格尔木地区地下水流系统主要为第四系地下水流系统。平原区地下水补给来源为南部水库渗漏、山区侧向径流、河道渗漏、渠道及灌溉渗漏等，山区地下水补给主要来自大气降水以及高山区冰雪融水等。

格尔木河冲洪积平原区含水层粒径变化总体特征为从昆仑山前到达布逊湖由粗变细，主要分为山前戈壁砾石区、细土平原区和盐沼地区，层次由单层逐渐变为多层，地下水类型由潜水逐渐过渡为承压水。天然条件下，地下水主要接受来自昆仑山的格尔木河河水的渗漏补给，径流到冲洪积扇前缘的细土带，受阻后一部分潜水溢出地表，形成泉或泉群，汇集形成泉集河，消耗于向盆地腹部流动中的蒸发。受大气降水、蒸发以及人工开采的影响，区域地下水呈明显的季节性变化78。根据1956-2015年格尔木气象站资料，研究区多年平均气温为4.9℃，多年平均降水量为42.3mm，多年平均水面蒸发量为2 626.9 mm。相对于河流渗漏量而言，降水与凝结水补给量很小，为简化模型，忽略降水与凝结水补给量，作为水资源安全余量处理。

2 格尔木河冲洪积平原区模拟方案设计

方案一为现状（2012年）开采情况，总开采量为15.2万m3/d；方案二为近期（2020年）开采情况，总开采量为54.2万m3/d：方案三为远期（2030年）开采情况，总开采量为100.0万m3/d（见表1）。

多年平均水文过程：处理格尔木三站1959-2007逐月流量（扣除2008-2012年罕见特丰数据），修正为温泉水库调节下的径流过程，统计各月流量多年均值，构造周期性多年平均水文过程。

典型年组合水文过程：处理格尔木三站1959-2007逐月流量，修正为温泉水库调节下的径流过程，从中选择有代表性的丰、平、枯特征段（每段为5a）进行组合，人为构造30 a组合径流过程。

取多年平均与典型年组合两类水文过程，格尔木河径流受温泉水库调节，乃吉里电站与南山口一级电站蓄水发电，东西干渠引水量为1.77亿m3/a，以方案一作为参照，分别设定同样的径流过程，模拟方案二和方案三的情形。

3 不同方案模擬分析

建立的格尔木平原区地下水流数值模型由地下水模块、河水流量模块、泉水溢出与地下水蒸发模块耦合而成[2]。按空间展布特征，模型参数分为点、线、面、体4类。选用瑞士联邦苏黎世工业大学开发的Pro-cessing MODFLOW Pro集成软件系统，以高斯投影地图为底图，用1 kmxl km的正方形网格对建模区进行剖分，南北向剖分为101格，东西向为62格，总模拟面积为6 262 km2，有效面积为5 197 km2。垂直方向上白上而下由4个不同高程曲面组成：地形高程曲面、上部潜水含水层底板、等效越流层底板、下部相对隔水底板（戈壁平原取220 m深度作为单层潜水区底板，细土平原取浅、中层承压含水层底板，荒漠及盐湖区取250 m深度为模型的底边界）。

数值模型空间剖分离散采用中心差分法，时间采用向后差分法，构建地下水数值模型。以2012年1月1日流场为初始流场，以月为时间步长，模拟期为20 a。通过模拟，对不同方案与结果进行分析，得出格尔木地区地下水开采潜力。

3.1 地下水流数学模型

上部潜水模型：

下部承压水（上部与中深部等效承压水）模型：式中：H1、H2分别为潜水水位、承压水水位；HR/sub>、H_S、H_f分别为河水水位、泉（沼泽）溢出高程、地形高程；Hio、H20分别为潜水与承压水含水层初始水位；k1、T分别为潜水含水层渗透系数、承压水含水层导水系数；σ'为潜水、承压水含水层间等效越流系数；μ、μ*分别为潜水含水层给水度、承压水含水层贮水系数；Q_1i11、Q_2i分别为潜水井开采量、承压水井开采量：q₁₀、q₂₀分别为初始条件下潜水与承压水含水层边界单宽流量：H_1b、H_2b分别为潜水与承压水含水层边界参照水位；β1、β2分别为潜水与承压水含水层边界流量增量系数：W_R、W_S分别为河流与含水层水量交换强度、泉及沼泽与含水层水量交换强度：Q_r、W_{R max}、B_R，γ分别为河水流量、河床极限渗漏强度、河床水面宽度、河床漏水系数：α为泉水（沼泽）溢出系数；Eo（C，t）、E（x，y，t）分别为水面蒸发强度、潜水含水层蒸发强度；△0、△、m分别为潜水极限蒸发深度、潜水位埋深、包气带岩性蒸发特征指数；n为边界外法线方向；G为计算区：T3为第三类边界；f1（x，y）f2（x，y）分别为河床、泉水（沼泽）分布函数。

3.2 河流数学模型

河流数学模型为式中：Q_ri（l.t）为第i条河流流量；Q_ri0（t）为第i条河流入境流量；Q_ri（t）为第，条支流汇人流量；W_R、B_R（l，t）分别为河床渗漏强度、河床水面宽度；l、l_j分别为河流流程长度、第j条支流流程长度；δ（x）为狄拉克函数：L为边界通量。

用多年平均水文过程法对上述3个方案模拟分析，得出稳定水位分布、稳定降深分布：用典型年组合水文过程法模拟分析，得出特枯年最大降深分布图、多年水位变幅等值线、水源地水位变化曲线、格尔木河沿程流量变化图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变化情况

方案一（维持现状开采量15.2万m3/（d），地下水动态呈稳定变化，河流丰枯变化使地下水位上下波动。西水源稳定降深为3.24 m，特枯年最大降深为9.78 m，比稳定降深低6.54 m，特丰年最大降深比稳定降深大5.31 m，多年水位变幅11.85 m。由于此方案主要为西水源开采地下水，其他水源开采量很小，因此降深表现不明显。各水源地水位以稳定水位为中心上下波动。各水源地水位降深情况见表2、图1，地下水位动态变化情况见图2。

3.3.2 水文要素变化情况

现状开采15.2万m3/d时，与开采前相比，地下水排泄情况发生一系列变化：蒸发量减少了9.70万m3/d，占开采量的63.8%：泉水减少了5.48 m3/d，占开采量的36.1%：向北部边界地下径流仅减少0.02万m3/d，占0.1%（见表3）。

3.4 方案二分析

3.4.1 主要水源地水位变化情况

方案二（开采量为54.2万m3/（1），河流丰枯季节水量的变化引起地下水位相应波动，开采至稳定后，地下水位以稳定水位为中心上下波动。主要水源地降深特征：①西水源稳定降深为12.66 m，特枯年最大降深为20.62 m，比稳定降深小7.96 m，特丰年最高水位比稳定降深大5.60 m，多年水位变幅为13.56 m；②南水源稳定降深为11.20 m，特枯年最大降深为20.78 m，比稳定降深小9.58 m，特丰年最高水位比稳定降深大5.91 m，多年水位变幅为15.49 m；③市区自备水源稳定降深为7.55 m，特枯年最大降深为14.21 m，比稳定降深小6.66 m，特丰年最高水位比稳定降深大4.81 m，多年水位变幅为11.47 m。

照此规模开采不会造成过大的降落漏斗，开采一段时间后地下水位达到动态平衡。各水源地降深情况见图3、表4，地下水位动态变化情况见图4。

3.4.2 水文要素变化情况

按方案二开采时，与开采前相比地下水的补给、排泄量均发生变化：渗漏补给量增大1.1万m3/d，占开采量的2.0%：蒸发量减少了31.9万m3/d.减少量占开采量的58.9%：泉水溢出减少了21.1万m3/（1，减少量占开采量的38.9%：北部地下径流减少了0.1万m3/d.减少量占开采量的0.2%（见表4）。综上，开采地下水就是间接夺取蒸发量和泉水量，其中：夺蒸发量58.9%、夺泉水量38.9%、其他2.2%。与现状相比，格尔木西河流人盐湖水量減少，由现状1.36亿m3/a衰减至1.00亿m3/a，减少了0.36亿m3/a。

3.5 方案三分析

3.5.1 主要水源地水位变化情况

方案三（开采量为100.0万m3/d），主要水源地水位与降深特征：①西水源稳定降深为23.50 m，特枯年稳定降深为33.35 m，比稳定降深值小9.85 m、特丰年稳定降深大4.38 m，多年水位最大变幅为14.23 m；②西郊远景水源稳定降深为22.88 m，特枯年稳定降深为30.64 m，比稳定降深值小7.76 m，特丰年比稳定降深值大0.23 m，多年水位最大变幅为7.99 m；③南水源稳定降深为21.94 m，特枯年稳定降深33.19 m，比稳定降深值小11.25 m，特丰年比稳定降深值大4.33 m，多年水位变幅为15.58 m；④市区白备水源稳定降深为15.55 m，特枯年稳定降深24.25 m，比稳定降深值小8.70 m，比特丰年稳定降深值大4.22 m，多年水位变幅为12.92 m。各水源地降深情况见图5、表6，地下水位动态变化情况见图6。

3.5.2 水文要素变化情况

开采100.0万m3/d时，地下水的补给、排泄量均发生变化：格尔木河沿程渗漏补给量增加6.6万m3/d，占开采量的6.6%：蒸发量衰减至46.5万m3/d，减少了54.6万m3/（1，减少量占开采量的54.6%：泉水溢出量减少至30.8万m3/d.减少了38.5万m3/d，减少量为开采量的38.5%：开采对北部地下径流影响极小，由12.2万m3/d减少至11.8万m3/d，仅减少0.3万m3/d，占开采量的0.3%（见表7）。综上，开采地下水相当于间接夺取蒸发和泉水，其中：夺蒸发量占54.6%、夺泉水量占38.5%、其他占6.9%。

与现状相比，格尔木西河流向盐湖的水量由现状1.36亿m3/a衰减至0.56亿m3/a，减少0.80亿m3/a（即21.9万m3/d）。格尔木西河流人盐湖水量减少会对其生产造成极大影响，但青海盐湖集团供水水源工程已扩建三期，除满足生产用水外，备用水资源量为27.1万m3/（1[9]，足以弥补格尔木河河水流向盐湖的减少量。

3.5.3 水资源量分析

开采量为100.0万m3/d时，总开采量为补给量的52.9%，在排泄量中含较大比例的泉水量与蒸发量，开采后仍可达到动态稳定状态，稳定后多年平均地下水补给和排泄是均衡的，水位无持续上升或下降趋势，呈动态稳定状态上下波动，开采达到平衡后的模拟结果：多年平均补给量为6.90亿m3/a，特枯年（1963年，P=95%）补给量为4.58亿m3/a，特丰年（1989年，P=1%）补给量为8.26亿m3/a，补给量年际变化较大，特丰年补给量为多年均值的1.20倍，特枯年仅为多年均值的0.66倍.极端丰枯补给比为1.80（见表8）。

4 结论

（1）格尔木地区地下水资源按照规划的开采量54.2万m3/d开采时，地下水水位可达到动态稳定，开采量约六成为间接夺取蒸发、约四成间接夺取泉水，地下水补给量略有增加。

（2）初步确定格尔木河冲洪积平原区具有100万m3/d的开采潜力，开采规模为100万m3/d时地下水量可达到动态平衡状态，稳定后地下水补给和排泄是均衡的，水位无持续上升或下降趋势，在动态稳定状态上下波动。

参考文献：

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