GMS在灤河三角洲淺層地下水數值模擬中的應用

張佳寧

（中國市政工程東北設計研究總院有限公司，長春 130021）

海水入侵是指由于自然因素或人為作用，破壞了沿海地區地下水中的淡水與海水中的咸水之間的平衡狀態，海水（含鹽量較大或礦化度較高）沿著與其具有水力聯系的含有淡水的地下水含水層向內陸方向擴散，使得原淡水含鹽量升高的過程[1]。導致海水入侵現象發生應具備三個重要條件，前提條件是區域處于干旱或半干旱地區，降水較少，水資源量不足，存在潮汐與潮流；基礎條件是淡水含水層與海水之間存在水力聯系，決定性因素是人為導致的地下水超采或截斷含水層補給源，三個因素綜合起來，使得濱海地區海水入侵范圍逐步擴大[2]。

1 研究區地質概況

研究區位于燕山山前自北向南傾斜的沖洪積平原之上，地形起伏較小。地面絕對高程在10～50 m。環渤海海岸帶，灤河—洋河沖洪積平原及濱海沖海積平原組成了研究區的主要地貌，由海積和海積-沖積共同堆積共同作用形成了灤河—洋河沖洪積平原，地面高程在2～5 m。在河相沉積及海相沉積共同作用下，大多低洼地區排水不暢，加上海潮托頂，該區域鹽漬化較為普遍，澇災頻發。海積平原絕對高程在1～3 m，地形起伏較小，坡比總體小于0.1‰。海積沖積平原地處上述兩種地貌單元之間，地面絕對高程3～5 m，主要不良地質現象為土壤鹽漬化和沼澤化。根據不同巖性，海岸帶可以分為淤泥質、砂質及基巖海岸等類型。海岸帶地表出露巖性自東向西逐漸由細粒過度到粗粒。澗河口—大清河口多為淤泥質海岸，地勢極低，岸線外潮間帶發育，并殘留一些砂島，鹽田、養蝦池遍布[3]。

本區基底為太古界和下元古界變質巖系。第四紀沉積物主要為灤河水系建造，由一套陸相碎屑沉積物組成，濱海地區夾有2～6層海相層。Q1～Q4地層連續沉積，沒有明顯的沉積間斷。

評價區地下水主要由潛水及巖溶水組成，其中潛水主要賦存于第四系松散孔隙之中，巖溶水含水介質為奧陶系灰巖，由于研究區內主要工業、農業及生活用水來自于第四系松散地下水的開采，因此第四系含水層為此次研究的目標含水層。研究區主要由灤河補給的地下水系統，東至渤海西岸，西部主要通過黏性土組成的弱透水層與其下白河-薊運河作為主要補給源的含水層在空間上進行了相接。根據地下水含水層內水質不同，又可分為沖洪積淡水系統與沖海積咸水系統。

通常情況下，相對不透水層將上部孔隙潛水與下部巖溶水在空間上進行了分割，二者之間幾乎不存在水力聯系。但是，隨著人類活動的日益增多，研究區地下水得到廣泛利用（廣泛采用通天濾水管），致使天然隔水層作用減弱，發生兼之復雜的巖相變化，導致上下兩含水層水力聯系較為密切。總體上，大氣降水為研究區淺層地下水的主要補給來源，深層地下水主要為淺層地下水越流補給。

研究區地下水主要補給方式有大氣降水補給、河流側滲補給、地下水側向徑流補給及人工灌溉回滲補給。天然條件下地下水流場主要受研究區地形地貌影響，但研究區長期大面積人工開采地下水使得流場形態變化較大，第四系松散孔隙潛水主要滲流方向為自北向南，從北部山區指向南部濱海平原，滲流方向于區內灤河方向近似平行，水力梯度不大于2‰。在地形坡度與地下水賦存條件雙重影響下，南北兩側地下水水質及其開發利用程度有很大差異。模擬區北部屬低山丘陵區，含水介質以圓角礫為主，顆粒較粗，地形坡度起伏較大，徑流條件較好，水質較好，人為開發利用程度相對較高；南部屬于濱海平原區，含水層介質以粉細砂為主，地勢起伏較小，徑流滯緩條件極差，水質較差，由于咸水原因，開發利用程度較低。

根據地下水含鹽量，可將淺層地下水劃分為全淡水區和咸水區。全淡水區內孔隙潛水為研究區內生活飲用水主要來源，也是農業灌溉的主要開采層，開采量較其他含水層大。隨著經濟發展，深層巖溶水開采程度逐漸加大，第四系松散孔隙潛水水位逐漸降低，開采強度也日益增加，導致研究區內局部出現小范圍的降落漏斗。在全咸水地區內，咸水、鹵水在地下水中所占比例較大，開發利用程度較差。受地形地貌及含水介質滲透性的影響，南北部淺層地下水側向徑流也存在較大差異。

2 水文地質模型

2.1 文地質概念模型

根據巖性及透水性不同，將研究區內松散巖層劃分四層，自上而下依次為四個相對獨立的含水層。各含水層組之間存在相對不透水的黏土層，其分布較為分散，不連續，局部存在天窗，因此其無法構成完整的隔水層。本次數值模擬采用了準三維非穩定地下水流模型。模型北邊界是根據項目工作區范圍劃定的邊界，垂直于區域多年平均等水位線，與邊界流線相重合，設定為二類零流量邊界。模型東邊界定在灤河西岸。模型南部邊界劃定為渤海北部海岸，海水與內陸地下水含水層之間存在水量交換微弱的黏土層，將其概化為一類水頭邊界。根據此次研究的范圍，人為劃定了模型的西部邊界，由于該區域資料較為詳細，因此概化為二類零流量邊界。灤河位于模擬區的西北側，因此將其概化為一類水頭邊界。研究區下部為中風化基巖，其透水性極差，構成了此次模擬的下部邊界，將其視為隔水底板，模型向下流量為零。選取潛水頂面為上部邊界，其為開放型邊界，參與研究區內水文循環。

模擬區內含水層的主要補給源主要有：以面狀形勢補給的大氣降水入滲、以線狀形式補給的河渠側向滲漏、以面狀形勢補給的農田灌溉回滲等，由于模擬區內內河渠密布，縱橫交錯，無法將其清晰區分，因此此次模擬將其視為面狀補給。

地下水流的數學模型如下：

式中：W為流入匯或源項的水量；Ss為儲水率（承壓含水層），（給水度）潛水含水層；Kh為水平透系數；Kv為垂直透系數。

對于該模型來說，式（2）為初始條件，式（3）為第一類邊界條件，式（4）為第二類邊界條件，式（5）為第三類邊界條件。

2.2 地下水流數值模型及識別

此次模擬利用GMS的Grid frame模塊采用六面體的矩形網格剖分法，將模擬區剖分為150行、150列、2層。根據評價區的主要巖性及地下水賦存條件，將淺層潛水含水層分為6個分區進行水文地質參數賦值，將深層潛水含水層分為3個分區進行水文地質參數賦值，這些經驗數據主要來自資料收集，基本可以反映研究區的實際情況。灤河三角洲數值模擬采用的時間單位是天，擬合時間為4年。采用這種時段劃分，模型計算水位是天平均值，與觀測水位吻合。根據搜集相關區域的入滲系數，將模擬區按4個分區進行降水入滲補給系數的賦值。區內小型河流及渠系成網狀密布，在區域性地下水流場中表現為面狀滲漏補給，只能以面狀入滲的方式進行賦值。此次模擬將灌溉較為集中的4-6月的總入滲量平均分配到各個時段，將其作為模擬的初始流量，本次模擬是在保持深層開采總量不變的條件下，對淺層及深層地下水開采量的空間位置進行了重新分配。

2.3 地下水流數值模型校正及水位預測

此次模擬選取多年水位觀測資料中的一個較為完整水文年的觀測數據，同時繪制時間-水位變化曲線圖，通過分析可以發現研究區內部分水位觀測孔內水位動態變化曲線與區域地下水補給及排泄變化曲線相關性較好，整體趨于一致，較好地反映了模擬區地下水的年內變化特征。但是，部分觀測井受人為地下水開采影響，其地下水位動態變化曲線與區域地下水補給及排泄變化曲線相關性較差，局部出現矛盾，不能用以反映地下水年內變化特征，對于受附近開采井影響的水位觀測孔，模型擬合時在觀測孔附近設置了抽水井。

結合研究區近期、中期、遠期的地下水水位預測結果，筆者發現，研究區地下水流場基本穩定，由于該區域地下水補排狀態呈負均衡，將導致降落漏斗的中心水位會進一步加大降深，降落漏斗面積亦呈小幅度增長，將會導致研究區由于區域降落漏斗引發的環境地質問題進一步加劇，因此需針對這一問題，在水資源利用方面做出合理分配。

3 控制海水入侵問題的取水方案優化

據調查，研究區內主要河流等均發育在斷裂之上，各條河流直接入海，在其上游均修有水庫，從而減少了入海河水水量和泥砂量。另外，河流的下游入海河段，河床低而平緩，在漲潮時海水沿河道上溯，尤其是遇有天文大潮和風暴潮時，其上溯距離更遠（一般上溯3～4 km，最遠出現在洋河可達10 km），充滿河床的海水與河水之混合水沿河床周邊滲漏補給地下水，使沿河兩岸地下水受到污染。因此，近海松散的砂礫質含水層及構造破碎帶與通海河流的砂礫質河床是本區海水入侵的主要通道[4]。咸水分布區主要分布于研究區東南及南部，面積約3511 km2，從區域上看，自東北向西南，地下水的底板埋深同咸水體的厚度均呈加大的趨勢，而沿海地區分布最廣，其厚度自北向南、自西北向東南逐漸增大。將2015年年末水位與底面沉降速率等值線圖及地面沉降等值線圖進行配準，得出海水入侵范圍與地下水位降落漏斗分布特征。據分析，評價區東南部地區海水入侵情況相對較為嚴重，咸水體的分布位置與區內的淺層地下水集中開采中心基本吻合。據此可推測，研究區南部地下水降落漏斗為形成該區海水入侵的主要誘因，通過調整地下水開采方案可以達到控制海水入侵范圍的目的。

本次地下水開采方案的優化以海水入侵范圍縮小或保持現有海水入侵范圍不再進一步擴大為目的，通過對海水入侵區域的空間演化進行分析，以控制研究區南部淺層地下水降落漏斗降深。在減少現有地下水集中開采區地下水開采量的同時，在研究區中部及西部地下水未超采地區建立分散型地下水開采水源地。

從以上優化方案模擬的結果來看，2020年即優化方案實施5年間原地下水位降落漏斗面積和中心水位降深變小，地下水流場開始變化。至2030年原區域降落漏斗基本消失，形成新的面積及中心水位降深較小的多個小型降落漏斗，基本形成內陸地區地下水位高于海水位，地下水流向由原來的海水向淺層降落漏斗流動，基本改為內陸地區向海洋排泄地下水。所以，該方案在改變現階段由于地下水超采造成的區域降落漏斗問題上是可行的。

圖1 研究區2020年、2030年淺層地下水水位預測圖

4 結論

本文通過數值模擬方法，應用GMS地下水流數值模擬軟件，針對冀東地區目前存在的與水資源開發利用有關的海水入侵這一環境地質問題，通過模擬不同的水資源利用方案，得到了有利于改善當前地下水超采問題的水資源調度方案。但是，本次模擬仍然存在一些問題。

本次模擬中監測孔內地下水水位變幅計算值整體小于地下水水位變化的實際值，未能準確反映研究區黏性土釋水、儲水系數大的特點。此次模擬將模型西側概化為一類水頭邊界，屬于靜態邊界，不能很好地反映模擬區內水位動態變化特征；本次地下水數值模擬采用準三維地下水流模型，計算值可以近似代替各含水層之間的越流補給量，但不能有效刻畫相對不透水層內的水頭分布特征。準三維模型雖然可以很好地反映該區域淺層含水層的水位變化，但是淺層對深層的越流補給、越流及壓縮釋水過程都不能得到較為準確的刻畫；當前收集的水文地質資料，主要針對各主要含水層，對相對不透水的黏土層研究較少。由于目前資料有限，難以滿足高精度的模擬要求，在模型反演校正過程中，模型對水平滲透系數的識別精度不高。