新疆三塘湖煤田奧依托浪崗水源地地下水資源評價

馬小軍，賀根義

（新疆地礦局第二水文工程地質大隊，新疆昌吉831100）

新疆三塘湖煤田奧依托浪崗水源地地下水資源評價

馬小軍*，賀根義

（新疆地礦局第二水文工程地質大隊，新疆昌吉831100）

選取新疆三塘湖煤田奧依托浪崗供水水源地作為研究對象，對研究區內區域水文地質條件進行了詳細分析，采用水均衡法計算了該供水水源地地下水資源量。結果表明：通過地下水資源均衡計算，該水源地處于負均衡狀態，均衡差值不大。此外，分別應用給水度法和可開采系數法計算了該水源地的地下水儲存量為和可開采量，計算結果分別為86943.23×104m3和146.18×104m3，其中地下水可開采量占地下水補給量的50%。通過對該水源地地下水資源的評價和分析，目的是為三塘湖煤炭工業基地地下水的可持續開發利用提供理論依據和科學評價。

三塘湖煤田；水源地；水均衡法；地下水資源評價

新疆三塘湖煤田是我國迄今為止發現最大的整裝煤田，是自治區“358”項目重點煤炭勘探區，同時也是自治區重點規劃“西煤東運”和“疆電外送”的大型煤炭工業基地[1]。充足的水資源是保障煤炭資源順利開采和工業基地正常運轉的首要條件，為了解決三塘湖煤炭工業基地開發供水問題，在該項目前期研究成果的基礎上，通過分析研究圈定了三塘湖北、漢水泉和奧依托浪崗三處可供研究的富水地段。本文以奧依托浪崗富水地段為研究對象，利用水均衡法對該水源地地下水資源進行了評價研究，為確保順利開發三塘湖煤田用水的安全性和可持續性提供理論依據和科學評價。

1 研究區概況

研究區位于三塘湖盆地西端，地處小青琚羚山、北塔山、黑琚羚山（科克塞爾山西端）之間，總地勢四周高中間低，呈封閉的洼地形態，北部小青琚羚山，海拔800～1152m；南部黑琚羚山，海拔800～1266m；西北部為北塔山支脈，海拔800～1002m；研究區洪積平原區海拔667～900m，中間最低處（朵克托浪格）為區域上的匯水中心。地貌主要分為構造剝蝕低山區、侵蝕剝蝕緩隆起丘陵區和堆積平原區。

研究區屬中溫帶干旱氣候，年降水量在50～150mm之間。區內地表水主要形成于山區，經過沿途入滲、蒸發后，最終匯入研究區中部洪積細土平原區，總匯水面積約1700km2，主要消耗于入滲和蒸發。該研究區無常年地表水系。

2 水文地質條件

2.1 地下水賦存條件及分布規律

研究區內主要分布有基巖裂隙水、碎屑巖類孔隙裂隙水和第四系松散巖類孔隙水。其中基巖裂隙水和碎屑巖類孔隙裂隙水富水性較差，基巖裂隙水單泉流量小于1L/s，碎屑巖類孔隙裂隙水換算單井涌水量＜100m3/d；區內第四系松散巖類孔隙水按賦存條件可分為單一結構潛水區和潛水-承壓水區，其中單一結構潛水沿洼地呈環狀分布，按富水性可劃分為換算單井涌水量＞1000m3/d區、500～1000m3/d區和100～500m3/d區；潛水—承壓水區呈東西向條帶狀分布于研究區中部，上覆潛水換算單井涌水量＜100m3/d，下伏承壓水換算單井涌水量100～500m3/d。

2.2 地下水補給、徑流和排泄條件

研究區內基巖裂隙水主要接受大氣降水直接入滲補給，沿風化和構造裂隙流動，以側向流出的方式排泄；研究區內碎屑巖類孔隙裂隙水主要接受上游區地下水側向流入補給，沿含水層層間流動，以側向流出的方式排泄。該區內地下水總體上表現為自北、西、南3個方向由洪積礫質平原區向細土平原區徑流，其中上部礫質平原區地層顆粒粗，地下水徑流條件好，水力坡度相對平緩，一般約為0.42‰，至中部細土平原區，地層顆粒變細，地下水徑流條件變差，水力坡度增大至1.1‰～2.5‰。研究區地下水循環示意圖如圖1所示。

圖1 研究區地下水循環示意圖

區內地下水最終匯集到細土平原區中東部，現無人工開采利用，也無天然排泄點，最終全部消耗于潛水蒸發和蒸騰。經過計算，研究區內地下水蒸發蒸騰量為294.25×104m3/a。

2.3 地下水水化學特征

研究區地下水化學組份含量變化及運移規律表現為：作為地下水補給源的山區地下水水化學作用以溶濾作用為主，區內洪積礫質平原作為徑流區以溶濾及陽離子交替吸附作用為主，區中部細土平原區作為排泄區以蒸發濃縮作用為主。

研究區內潛水水化學類型為SO2-4·Cl—Na·（Ca）、Cl·SO2-4—Na·（Ca）和Cl—Na型水，礦化度由1～3g/L漸變為3～5g/L，最高達70g/L，總體上呈現為由南北兩側向中部、由西向東礦化度增高、南部地下水礦化度略低于北部的分布規律；承壓水水化學類型為SO2-4·Cl—Na·Ca型水，礦化度2.87g/L。

3 地下水資源量評價

3.1 水均衡方程

依據研究區南部、北部及西部以側向流入補給和暴雨洪流入滲補給，以潛水蒸發蒸騰為排泄的水文地質條件，將北塔山、黑琚羚山、小青琚羚山的山前平原區去除透水不含水區的研究區地段作為本次地下水資源計算均衡區，面積262.34km2。計算均衡周期為2012年1～12月共計一年時間。

根據研究區內水文地質條件及調查研究結果，綜合確定地下水均衡方程如式（1）所示：

式中：ΔQ——地下水儲存量的變化量，104m3/a；

Q側入——地下水側向流入量，104m3/a；

Q洪滲——暴雨洪流入滲補給量，104m3/a；

Q雨滲——降雨入滲補給量，104m3/a；

Q潛蒸——潛水蒸發蒸騰量，104m3/a。

3.2 均衡要素計算

3.2.1 地下水補給量計算

根據研究區內水文地質條件及地下水流場，研究區內主要地下水類型為第四系松散巖類單一結構孔隙潛水，采用斷面法計算地下水側向流入量。研究區內地下水主要補給來源為南、北、西三側地下水側向流入補給及洪流入滲補給。

（1）側向流入量。研究區南、北、西三面各選取一條計算斷面，一條位于研究區北部橫穿TK2、SK5、SK7、SK12鉆孔的A-G斷面，一條位于研究區西部縱貫TK2、SK1鉆孔的A-J斷面，最后一條位于研究區南部橫穿TK4、SK9、SK13鉆孔的J-M斷面，分別進行計算。

地下水側向徑流補給量采用達西定律計算，公式為：

式中：Q側入——地下水側向流量，104m3/a；

K——斷面處含水層滲透系數，m/d；

I——水力坡度；

B——斷面寬度，m；

M——含水層厚度，m；

sinα——地下水流向與斷面夾角，（°）。

（2）暴雨洪流入滲量。由于暴雨洪流入滲量一部分在研究區外沿途產生入滲，匯入側向流入量中，一部分沿地表流入研究區中部洪積細土平原后產生入滲，本次僅對流入洪積細土平原的暴雨洪流入滲量進行計算，計算公式為：

式中：Q洪滲——暴雨洪流入滲量，104m3/a；

F——產流面積，km2；

X——年降水量，mm/a；

m——地表水產流系數，參考干旱區類比值為0.05～0.15，結合研究區的地形、降雨量并參考前人經驗取值0.05；

δ——暴雨洪流滲漏補給系數，參考前人洪流入滲經驗值并結合研究區地層結構、巖性取值，山前戈壁礫石帶取值0.65，中部洪積細土平原取值0.14。

（3）降雨入滲補給量。在山前戈壁礫石帶大氣降水的入滲補給量不受水位埋深限制，但受次降雨強度的影響，只有當次降雨量≥10mm時，才具有補給意義，其降雨入滲系數α可以在0.10～0.15之間取值。

在細土平原帶，據新疆境內地礦局、水利廳等地下水均衡試驗場成果，水位埋深大于5m的地區，降雨入滲極其微弱，可視為零。對于水位埋深小于5m的地區，只有當次降雨量≥10mm時，才具有補給意義[2-3]。

據本次野外建立的簡易氣象觀測站觀測數據，在2012年6～10月間，研究區內共發生10次降雨，降雨量在0.2～2.3mm之間，單次降雨量均小于5mm，不會對洪積細土平原地下水產生入滲補給。同時，降雨后經現場人員實地調查，洪積礫質平原地表浸潤層厚度僅為3～7cm，未對地下水產生入滲補給。

3.2.2 地下水排泄量計算

潛水蒸發蒸騰主要產生于潛水位埋深小于5米的地區，與氣象因素、土壤質地、植被和潛水位埋深密切相關。計算公式為：

式中：Q潛蒸——潛水蒸發蒸騰量，104m3/a；

F——計算區面積，km2；

E——水面蒸發量，mm/a；

C1——潛水蒸發系數；

C2——植物蒸騰系數。

3.3 均衡計算結果

根據各項均衡要素計算結果，區內的地下水補給量為292.35×104m3/a，地下水總排泄量為294.24× 104m3/a，地下水均衡為負均衡狀態，均衡差值為-1.89× 104m3/a，但均衡差不大，與研究區內實際情況（區內補給量全部消耗于蒸發蒸騰，地下水無天然露頭、無人工開采和向區外排泄現象）是相符的，具體計算結果如表1所示。

表1 研究區地下水均衡計算結果表

3.4 地下水儲存量計算

3.4.1 潛水含水層儲存量

研究區內潛水含水層厚度變化較大，為了計算之便，將含水層厚度與水文地質條件相近的區域劃分為同一個計算區，分別計算各分區的儲存量，最終得到各系統的潛水含水層儲存量。采用給水度法計算研究區潛水含水層儲存量，計算公式為：

式中：W——潛水含水層儲存量，104m3；

F——研究區內含水層面積，km2；

H——研究區內含水層厚度，m；

μ——潛水含水層給水度，無因次。

根據式（5）計算，潛水含水層儲存量為84992.36× 104m3。

3.4.2 承壓水含水層儲存量

根據研究區內承壓水含水層情況，可將其分為承壓含水層彈性儲存量和承壓水頭疏干到含水層頂板轉變為潛水后的儲存量2部分計算。

（1）承壓含水層彈性儲存量。采用彈性釋水系數法計算承壓含水層儲存量，計算公式為：

式中：W——承壓含水層彈性儲存量，104m3；

F——含水層的分布面積，km2；

S——彈性釋水系數，無因次；

h——自承壓水含水層頂板算起的壓力水頭高度，m。

（2）承壓水頭疏干到含水層頂板轉變為潛水后的儲存量。研究區內承壓含水層彈性釋壓后，將承壓含水層厚度視為與其水文地質條件相近的潛水，采用潛水含水層儲存量的計算公式計算承壓水儲存量。計算公式為：

式中：W——承壓水頭疏干到含水層頂板轉變為潛水后的儲存量，104m3；

F——研究區內含水層面積，km2；

H——承壓含水層厚度，m；

μ——含水層給水度，無因次。

根據式（6）和式（7）計算，承壓含水層彈性儲存量和承壓水頭疏干到含水層頂板轉變為潛水后的儲存量分別為301.99×104m3和1648.88×104m3。

綜合以上計算結果，研究區內潛水儲存量為84992.36×104m3，承壓水儲存量為1950.87×104m3，因此研究區地下水儲存量為86943.23×104m3。

3.5 地下水可開采資源量計算

區內地下水可開采資源量采用可開采系數法計算，可開采系數取值依據2003年中國地質調查局最新一輪全疆地下水資源評價中數據，可開采系數取值0.62，并結合水利廳2004年全疆地下水資源評價數據，可開采系數取值在0.5～0.81之間，考慮當地的生態環境和水資源開發利用現狀及條件，本次評價確定研究區地下水可開采系數取值為0.5。計算公式：

X824

A

1004-5716(2015)02-0125-04

2014-03-06

馬小軍（1987-），男（回族），甘肅會寧人，助理工程師，現從事水文地質、工程地質和環境地質方面的工作。