应急水源地运行期间地下水位变化及环境影响评价

王 聪，黄 勇

(河海大学地球科学与工程学院，江苏 南京 211100)

0 引 言

应急水源地是指在常规供水水源遭遇突发状况，如受到污染等而暂时无法进行正常供水的情况下，能够快速启动以解决或部分解决城市发展用水和居民生活用水，保障城市供水安全的水源地[1-2]。水资源对于国民经济发展以及社会和谐稳定十分重要，在人民生活、生态建设和经济发展中发挥重要作用，是基础性的战略资源与自然资源[3]。供水水源地是供水系统的基础，因此保障供水水源地安全并建立应急水源地至关重要[4-5]。

达西于1856年经过试验得出达西定律，揭示了水在孔隙介质中的运动规律，达西定律也成为了地下水渗流的基本定律。之后，法国水力学家裘布依又以达西定律为基础，提出了地下水流向井内的平面流稳定运动公式——裘布依公式。1935年，泰斯提出了地下水非稳定流在单井定流量抽水时的计算公式，地下水流的定量计算方式得到了快速发展。

关于地下水位计算方法的发展经历了3个时期[6]。1935年～1950年为第1个时期，主要是运用解析法计算地下水位，但这种方法假设条件较多，模型过于理想化，很难在区域性研究中得到广泛应用。1950年～1965年为第2个时期，该时期电网络模拟得到广泛应用，这种方法是把渗流场中的地下水位、流量等与电场中的物理量相对应，求出相应微分方程的解。从1965年至今为第3个时期，该时期广泛应用数值模拟法计算地下水位，该方法得益于计算机技术的飞速发展，利用计算机进行离散化求解数学模型，以得到数学模型的近似解，在地质条件比较复杂的情况下，利用数值模拟法可以得出比较符合实际的结果。

本文结合江苏省南通市通州区应急水源地的具体条件，对通州区地下水的动态变化进行分析，采用数值模拟的方法对应急水源地在应急抽水期间造成的降落漏斗以及停抽后的水位恢复进行评价，分析应急抽水对民用井取水、含水层带来的影响，为通州区水资源的开发利用提供参考。

1 研究区概况

1.1 地层岩性

通州区地处扬子陆块，属于扬子地层区，均为第四系覆盖物。根据地质钻孔资料，区内第四系地层以松散沉积物为主，砂层与粘土层交替出现，厚240～300 m。沉积物层序复杂，根据时序差异，可分为下、中、上更新统和全新统。下更新统Q1地层以含砾中粗砂、中细砂、粉细砂为主，为河湖相沉积，厚30～80 m，埋深较深，在200～220 m以下。中更新统Q2地层以灰黄、灰绿、黄褐色粘土和粉质粘土为主，中部夹粉细砂层，埋深在110～120 m之间，厚70～100 m左右。上更新统Q3地层为含砾中粗砂、砂砾岩、中细砂、粉细砂夹灰褐色薄层状粉质粘土，埋深在40～120 m之间，厚60～80 m。全新统Q4地层以粘土为主，厚40～50 m，广泛分布在近地表区域。

1.2 含水层类型

通州区属于江海冲击平原，地势平坦，土地肥沃，地面高程一般3.2～4.5 m，西北部略高于东南部。水源地位于通州区的西南部，沈海高速东侧，通吕河南岸，该地区内的地层主要由第四纪沉积物组成，地层厚度变化较大。结合研究区内钻孔柱状图，该区域内350 m以上的含水砂层可划分为1个潜水含水层和4个承压含水层，从上往下，分别划分为潜水含水层和第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承压含水层。

潜水含水层为全新统Q4长江三角洲相粉质粘土、粉砂和粉细砂，在该区域内分为上、下2个含水段，埋藏在50 m以上的位置，潜水位的埋藏深度随季节的变化而变化，区间在1～4 m范围内。第Ⅰ承压含水层主要由上更新统冲积和冲海积松散砂层组成，其顶板大约埋藏在地下50～60 m的范围内，主要为粉质或淤泥质粘土，底板地层主要为灰黄、棕黄色粉质粘土、粘土及淤泥质土，静水位埋深约4 m。第Ⅱ承压含水层主要为中更新世长江近河口地段形成的冲积砂层，其顶板埋深约130～150 m，静水位埋深约3～5 m。第Ⅲ承压含水层的沉积时代为下更新统Q1，顶板埋深约200 m，主要为含砾细中粗砂，厚约20～25 m，水位标高在-22～-30 m之间，其矿化度小于1.0 g/L，硬度小于50 mg/L，水质类型主要为HCO3·Cl-Ca·Na(Mg)型淡水，水温一般22～23 ℃，该含水层富水性较强，分布广泛，水质优良，可以作为应急水源地主要的抽水含水层。第Ⅳ承压含水层由上更新世N2地层组成，主要为粉质粘土、粘土和中细砂，局部为中粗砂，顶板埋深较大，地下水位埋深一般在20 m左右。

1.3 地下水的补径排关系

由水源地的水文地质条件可知，水源地含水层由浅及深可划分为潜水含水层和Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承压含水层，以及其间的弱透水层。潜水含水层地层颗粒较粗，渗透性好，接受大气降水、地表水体侧向渗透、农田灌溉回归水补给，主要排泄途径为人工开采和潜水蒸发。第Ⅰ承压含水层和潜水层间可通过弱透水层进行越流补给，第Ⅱ承压含水层和第Ⅰ承压含水层间缺失部分隔水层，水力联系较为密切。第Ⅲ承压含水层主要接受上游地下水的区域性补给，主要排泄途径为人工开采和补给下游区域。

2 模型及方法

2.1 水文地质概念模型

研究区范围即为通州区应急水源地降落漏斗的大致影响范围，面积约为1.44 km2。模拟计算范围见图1。图1中，J1～J13为水井位置，其中J1、J2为观测井。因抽水含水层主要为第Ⅲ承压含水层，埋深较大，与地表河流水力联系不大，故研究区不以河流为界，在初步估算出研究区的影响范围之后，将边界四周定为第一类边界，即假定初始水头不变。在垂直方向上，研究区的上边界为第Ⅲ承压含水层的隔水顶板，下边界为第Ⅲ承压含水层的隔水底板。

图1 模拟计算范围

应急水源地共布设有13口水井，在运行期间，13口井同时抽水，每口水井的抽水量均为1 920 m3/d，合计抽水量约为2.5万m3/d。应急抽水的时间一般不会太长[7- 8]，假设应急抽水期为7 d，所有的抽水井均开采第Ⅲ承压含水层中的地下水。

在布置抽水井时，既可采取单井抽水方案也可采取群井抽水方案。本水源地建设在通吕河南岸，选择群井抽水方式。根据研究区的水文地质勘察资料及规划报告，抽水井群布置于通吕河南岸，在含水层性质较好的位置选取1个长801 m、宽190 m的矩形，将13口应急抽水井布置在其中。鉴于抽水可能会引发一系列的地质环境问题，因此关于抽水井的布置方式要慎重考虑。根据区域资料可知，研究区地层较为软弱，如果超采地下水，很可能会引发地面沉降等问题。由于抽水井的影响半径较大，为最大限度地提供一个可持续的抽水量，将13口井按双排直线布置。13口井中充分利用了2口已有的观测井，分南北2排布置。靠近河岸的一侧，井间距约为127～130 m，共布置7口井；远离河岸的一侧，井间距约为134～138 m，共布置6口井。

2.2 地下水流数学模型

基于通州区的水文地质条件，建立研究区的三维地下水流运动模型，即

(1)

式中，ss为贮水率；Kxx、Kyy、Kzz为含水层各向异性主方向的渗透系数；H为点(x，y，z)在t时刻的水头；W为源汇项；t为时间；Ω为计算区域；H0为点(x，y，z)处的初始水位；q(x，y，z，t)为第二类边界上单位面积补给量；cos(n，x)、cos(n，y)、cos(n，z)为流量边界外法线反方向与坐标轴方向夹角的余弦；Γ2、Γ3为第二类边界和自由面边界。

2.3 模型参数识别与验证方法

采用最小二乘法验证模型参数(渗透系数)，将地下水位H残差平方和最小值作为目标函数E，即

(2)

3 结果分析与讨论

3.1 模型参数识别结果

应用FEFLOW软件[9-10]，在垂向上剖分7层，即潜水层和第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ承压含水层，以及其间的3个弱透水层。每层上剖分2 649个单元格，1 368个节点。利用前期获得的各种水文地质参数为模型赋值，抽水部位位于第Ⅲ承压含水层，每口井的抽水量为1 920 m3/d，总抽水量约2.5万m3/d，应急抽水时间为7 d。研究区为非均匀介质各向异性、非稳定地下水流系统，利用数值模拟的方法能够得到比较符合实际的结果。根据模拟预测的结果，分析承压含水层水位的变化，并对其造成的影响进行评价。通过现场实测抽水井的水位降深与计算的水位降深的比较结果，对水流模型的参数进行反演计算，得出各含水层的水文地质参数，见表1。抽水试验井J1水位拟合结果与实际水位对比见图2。从图2可知，在12 h之内，水位降深计算值与抽水试验的实际水位降深基本吻合，说明所得参数较为合理。

表1 含水层水文地质参数反演结果 m/d

图2 抽水试验井J1水位对比

3.2 水源地抽水期间地下水位预测

抽水7 d后，第Ⅲ承压含水层地下水位见图3。从图3可以看出，抽水井群处的地下水位降深最大，其最低水位约为-72 m，形成了地下水降落漏斗，并且降落漏斗基本上扩展到了边界。

图3 抽水7 d后第Ⅲ承压含水层地下水位(单位：m)

为了解地下水降落漏斗在剖面上的变化趋势，取J13—J1剖面进行分析，此剖面包含抽水井J13、J11、J9、J7、J5、J2、J1，地下水位随时间的变化见图4。从图4可知，在抽水初期，地下水位下降速度较快，仅在抽水1d后，抽水井J7的水位降深就达到了30 m，随着抽水时间的增加，水位降深速度逐渐降低，到应急抽水末期，日降深仅为1 m左右。抽水7 d后，位于中间的抽水井J7的降深最大，其地下水位达到了-70 m以下。

图4 J13—J1剖面各水井不同时间水位

3.3 水源地停抽后地下水位预测

应急抽水7 d后停止抽水，再对停抽后的第Ⅲ承压含水层地下水位恢复情况进行模拟。停抽10 d后的地下水位见图5。从图5可知，停抽10 d后第Ⅲ承压含水层地下水位基本就可以恢复到抽水之前的状态，降落漏斗中心处的地下水位恢复至-24.6 m。15 d之后，第Ⅲ承压含水层地下水位可完全恢复至抽水之前的状态。由此可知，应急水源地在停止抽水之后，抽水含水层的地下水位可快速恢复，地下水降落漏斗逐渐消失，只需15 d就可恢复到原来的水位，说明在该含水层进行短期应急抽水，不会对含水层地下水位造成不可逆的破坏。

图5 停抽后第10 d后第Ⅲ承压含水层地下水位(单位：m)

停止抽水后，地下水位在J13—J1剖面上的变化趋势见图6。可以看出，地下水位恢复的速率由快变慢，如同抽水时一样，停抽后第1 d水位恢复最快，之后水位恢复速率逐渐降低。停抽后15 d，J13—J1剖面上的水位曲线几乎与抽水前的水位曲线重合，说明此时地下水位已恢复至抽水前的状态。

图6 停抽后J13—J1剖面各水井不同时间水位

4 对周边环境造成的影响

4.1 对通吕河的影响

该应急水源地位于通吕河的南岸，抽水井距离河岸约20 m，通吕河河底标高为-2.10 m，正常水位为2.21 m，警戒水位2.61 m，历史最高水位3.35 m。该应急水源地的取水层位是第Ⅲ承压含水层，该含水层埋深较大，且该含水层与通吕河之间隔有3个相对隔水层，抽水部位所在含水层与地表河流之间的水力联系较弱，故在第Ⅲ承压含水层进行短期应急抽水的情况下，形成的地下水降落漏斗可以快速恢复，不会对河水位造成影响。

4.2 对周边居民民用井的影响

附近居民用井主要用途为保障部分居民的生活用水，深度有限，一般位于潜水含水层内，且用水量不大。如同通吕河水位一样，居民用井与第Ⅲ承压含水层间的水力联系不大，不会因应急抽水受到影响。

4.3 对地面沉降的影响

根据区域地质资料可知，该地区地层较软，如果超采地下水，很可能形成地面沉降。但在本工程中，由前述模拟计算可知，应急水源地在应急抽水期间，虽然会形成地下水降落漏斗，但降落漏斗的影响范围并不是特别大，而且水位降深有限，在停止抽水后，地下水位能够以较快的速度得到恢复，并不会因应急抽水而造成地面沉降。

5 结 语

本文基于江苏省南通市通州区水文地质条件，采用数值模拟软件对该地应急水源地运行期间地下水位变化进行了研究，并对水源地运行期间可能造成的环境影响进行了评价，得出以下结论：

(1)采用双排布井方案时，在第Ⅲ承压含水层应急抽水7 d，降落漏斗基本扩展至边界，漏斗中心最低水位约为-72 m。

(2)研究区第Ⅲ承压含水层在接受地下水侧向补给的情况下，停抽后降落漏斗逐渐消失，地下水位能快速恢复。停抽10 d后，地下水降落漏斗基本消失；停抽15 d后，研究区第Ⅲ承压含水层地下水位就可以完全恢复至抽水之前的状态。

(3)该应急水源地抽水位置位于第Ⅲ承压含水层，埋藏较深，且与上部潜水含水层之间隔了3个相对隔水层，故第Ⅲ承压含水层与潜水含水层之间的水力联系并不是很大，在该含水层中进行短时间应急抽水，不会对通吕河以及位于潜水含水层中的居民用井造成影响。又因抽水时间较短，且停止抽水后水位能够快速恢复，故不会造成地面沉降。