基于不同开采条件下 海水入侵预测及地下水开采方案探析

许海东

(辽宁省营口水文局，辽宁 营口 115003)

1 概况

研究区内的主要地表水体为大清河地表水系，河床宽度约20～300m。大清河发源于营口市东部山区，流域面积1468km2。为监测大清河的水位、流量、流速等，1959年在大清河中下游修建望宝山水文监测站。根据望宝山水文监测站多年观测，平均最大径流量57m3/s，最小径流量0.316m3/s，径流随季节变化明显。为调节大清河径流量随季节的变化，在其上游修建石门水库。此外，在大清河下游修建了一座集蓄水、灌溉、挡潮为一体的拦河闸。

研究区内潜水含水层的主要补给来源主要有大气降水入渗、河流侧向补给和山前地下水径流补给以及下伏碳酸盐岩岩溶水的顶托补给、山前冲洪积扇的侧向径流补给和开采条件下的越流补给[1]。含水层接受河流侧向补给、大气降水入渗补给等多项补给后，沿地势自东向西径流，径流速度随着含水层厚度、透水性和地形的变化而变化，在滨海地带含水介质的颗粒逐渐变小，透水性相应减小，地下水径流也随之减缓。天然状态下，大清河流域在上游河段地下水向河流排泄，在下游河段枯水期受地下水补给，丰水期河水补给地下水。随着工农业发展，用水需求增加，大清河流域先后修建了四个水源地，井深较大，均分布在第四含水层中，自上游至下游依次是：①团甸水源地，共有19口井，其中研究区涵盖4口；②化纤水源地，有8口井；③盖州二三水源地，有13口井；④永安水源地，有18口井。此外，还有大量农业机电井，井深较小，主要分布在第二含水层中。自修建水源地开采井和农业机电井以来，人工开采已经成为地下水最主要的排泄方式。由于农业灌溉用井和水源地开采井对地下水大量开采，地下水位低于河水水位，研究区地下水不再向河流排泄，而是长时间受河流补给。由于河流补给速度和补给量有限，在水源地开采井和农业灌溉井广泛分布的永安水源地附近形成降落漏斗。

2 拦河闸对海水入侵的调控作用分析

变密度地下水流动数学模型可以近似反映该区真实的水文地质条件，因此本文利用该模型对研究区进行模拟预测[2]。假设大清河河道上没有修建拦河闸，其他条件不变，对研究区1991—2015年数据进行模拟分析。模拟结果表明，没有修建拦河闸时降落漏斗中心地下水埋深比修建有拦河闸时低2m。为分析拦河闸的调控作用，在距离拦河闸附近，分别选取南岸距离大清河1km的P1点和2km的P2点对其水位变化进行对比分析，如图1—2所示。

图1 地下水观测点分布图

图2(a)和图2(b)分别是P1和P2点水位变化图，从图中可以看出，距离拦河闸较近的P1点水位变化受拦河闸的控制影响较大，距离较远P2点相对较弱，有、无拦河闸水位变化趋势相同。图2(c)和图2(d)是第一层P1和P2点的Cl-浓度变化对比曲线，图2(e)和图2(f)是第四层P1和P2点的Cl-浓度变化对比曲线，比较P1和P2两点Cl-浓度的变化，距离拦河闸较近的P1点受拦河闸影响较大，距离较远的P2点受拦河闸作用减弱。对比第一层和第四层的同一点Cl-浓度变化，可以看出拦河闸对第一层的控制具有即时性，对于第四层的影响则具有滞后性。

由上述分析可以看出，拦河闸不但可以调控地表水流，还可以通过水位控制间接影响下层水位变化从而影响海水入侵面积。不同含水层海水入侵面积统计结果见表1。

表1 2015年有、无拦河闸分层入侵面积对比

由表1可以看出，拦河闸对每一层的调控作用不同。通过对地表水进行控制，较大地影响拦河闸周边地下水，由于研究区河道附近整体渗透系数较大，层间补给明显，因此拦河闸能够间接影响下层入侵面积[3]。

图2 有无拦河闸选点水位浓度对比图

3 不同拦河闸长度海水入侵预测

根据上述分析结果，可以看出拦河闸对研究区的海水入侵有明显的调控作用，因此拓宽拦河闸可以作为研究区回退海水入侵的一项措施。假设模型各项水文地质参数不变，降水入渗量取多年降水量的平均值进行赋值，蒸发量忽略不计；选取2015年11月地下水流动和Cl-浓度场作为初始条件；水源地开采量采用2015年压采方案完成后的开采量，农田灌溉井开采量不再增加。设置地下水流运动和溶质运移预测模拟期为20年，即2015年11月—2035年11月，分别对拦河闸长度300(不拓宽)、600、1000、2000m等情况进行模拟预测。

选取有无拦河闸对比时的距拦河闸较近的点P1，以及2015年11月降落漏斗中心P3，分析不同拦河闸长度条件下P1和P3的水位变化，如图3所示。可以看出距离拦河闸较远的点P3受拦河闸拓宽的影响较小，水位抬升之间的差距在0.1m左右，在现有开采条件下，降落漏斗中心水位迅速抬升至-7m左右，后在-2～-3m之间缓慢增长，逐渐趋于稳定。距离拦河闸较近的P1点受拦河闸的影响相对较大，水位抬升与拦河闸的长度呈明显的正相关。

为分析不同拦河闸长度对海水入侵面积的调控作用，选取1、5、10、20年预测结果分层统计海水入侵面积的变化，见表2—5。关于单层最大回退比例的计算，设定最大入侵面积为ΔAmax，任意时间点的入侵面积为ΔAt，则海水入侵回退比例δ=(ΔAmax-ΔAt)/ΔAmax×100%。从表中可以看出拦河闸拓宽在短时间内对研究区整体海侵面积的回退作用并不明显，其原因可能是入侵面积距离拦河闸较远。

为进一步分析拦河闸的作用，在已入侵区对O1、O2、O5、O6四个点的单点浓度变化进行分析，结果如图4所示。其中O1点是最接近250mg/L入侵线的点，且距离拦河闸较远，在内陆降落漏斗恢复的过程中，以入侵的高水位咸水向内陆补给，单点浓度增大，上游水位等于或高于该点水位时，该点浓度平稳或降低。O2距离250mg/l等值线稍远，在内陆地下水位抬升的过程中先向内陆补给，水位抬升后被高水位淡水驱替，浓度逐渐减小[4]，该点浓度变化受拦河闸拓宽长度影响较大，单点浓度二十年降低5%～17.74%不等。位于大清河北岸的O5和O6点在大清河北岸，距离拦河闸较远，受其影响不大，接受高水位淡水的自然驱替。

表2 不同拦河闸长度1年后分层入侵面积统计

表3 不同拦河闸长度5年后分层入侵面积统计

表4 不同拦河闸长度10年后分层入侵面积统计

表5 不同拦河闸长度20年后分层入侵面积统计

图3 不同拦河闸长度选点水位比较

图4 不同拦河闸长度单点Cl-浓度变化

研究区水源地开采量进行压釆后总开采量不超过900万m3/a，农业用井开采量没有进行控制，开采量约2500万m3/a；降雨补给量约1700万m3/a，侧向补给约400万m3/a，河流流量约2500万m3/a。其中河流流量并不能完全补给地下水，当两岸水位低于河水位时，河水向两岸补给地下水，当河流两岸地下水高于河水位时，地下水不再接受河水的补给，甚至向河流排泄，河水越闸向海洋排泄。压釆之后，地下水水位恢复过程中，河水大量补给地下水，随着地下水位的抬升，适量河水补给周边开采井开采，多余河水排泄入海[5]。此时，适当拓宽拦河闸可以增大淡水资源的储存量，抬升拦河闸周边地下水水位，增大淡水驱替咸水的水力梯度。因此，当研究区开采总量小于水资源总量时，可以通过拓宽拦河闸等措施增大淡水储存量[6- 8]，让淡水排泄入海的方式由地表径流变为地下渗流，既保证内陆淡水开采的需要又可以驱替已入侵咸水。

4 不同开采条件下海水入侵预测

模型各项水文地质参数不变，降水入渗量取多年降水量的平均值进行赋值[9]，蒸发量忽略不计，选取2015年11月地下水流场和Cl-浓度场作为初始条件，地下水流运动和溶质运移预测模拟期为20年，即2015年11月—2035年11月。在此设定了5种地下水开采量方案：①关停所有水源地开采井(开采量减少900万m3/a)；②封闭所有农业开采井(开采量减少2500万m3/d)；③两种开采井各封闭关停一半(开采量减少1700万m3/a)；④两种开采井的开采量各压釆一半(开采量减少1700万m3/a)；⑤禁采(即关停所有开采井，开采量为0)。基于以上5种地下水开采方案进行模拟预测。

不同开采方案条件下，研究区内未来1、5、10、20年的分层未入侵面积进行统计分析得到表6—9。由于潮汐作用影响，第一层的入侵面积不做对比分析。对比上述拦河闸长度为300m的模拟结果，可以直观地看出由于总开采量减少，研究区入侵面积减少。研究区总开采方案，①>③=④>②>⑤，由表6—9可以看出，回退比例与开采量直接相关，进行压釆后地下水位抬升，原来指向内陆的水力梯度重新指向海洋，海水入侵回退，回退速率由水力梯度大小决定，回退比例与回退时间呈线性相关。

为进一步分析单点浓度变化受开采量不同的影响，在入侵区选取4个点O1、O2、O5、O6进行分析，结果如图5所示。从图5可以看出，这4个点整体上单点浓度下降速度和开采量呈负相关，禁采时各点20年浓度下降在20%左右。方案③和方案④开采量相同，但O1点与其他3点的浓度变化不同，原因是O1点附近存在一个开采井，方案③和方案④开采量分别是0m3/d和350m3/d，方案③开采量小于方案④，因此在O1点方案③浓度下降速度大于方案④。

表6 不同开采方案1年后分层入侵面积统计

表7 不同开采方案5年后分层入侵面积统计

表8 不同开采方案10年后分层入侵面积统计

表9 不同开采方案20年后分层入侵面积统计

图5 不同方案单点Cl-浓度变化

5 结语

总体上，由于研究区发生入侵时降落漏斗中心水位较低，和天然咸水水位之间的水力梯度较大[10](水头差约18m)，回退时，水位抬升最大值(禁采)也略低于地表高程(水头差4m)，指向海洋的水力梯度远小于入侵时指向内陆的水力梯度，海水入侵回退缓慢。