遼陽平原區地下水漏斗特征及人工回灌研究

高亞威

摘 要：利用遼陽平原區地下水水位監測資料，繪制了2012—2015年地下水流場，分析了地下水漏斗的特征，建立了地下水回灌模型，并對不同回灌方案下地下水的回灌量以及回灌效果進行了預測分析，結果表明：①2012—2015年研究區地下水漏斗面積分別為99.76、124.43、151.85、156.15 km2;地下水漏斗中心區域地下水水位降速為1.0 m/a，地下水漏斗面積擴大速率為14.09 km2/a。②利用沙坑和攔河壩工程回灌5 a，地下水水位升高了9.5 m，漏斗區面積縮小了117.07 km2，漏斗區地下水水位平均升幅約為2 m/a，但在回灌后期，地下水水位回升速率減小，漏斗區面積縮小速率減小。③沙坑、攔河壩工程回灌和漏斗區縮減地下水開采量方案下，回灌5 a，漏斗中心地下水水位升高了12 m，平均每年地下水水位升高2.4 m，地下水漏斗區縮減速率為31.23 km2/a。④沙坑回灌工程中回灌初期滲漏速率大于滲漏后期的，滲漏開始至滲漏0.5 a是滲漏速率最快的階段。

關鍵詞：地下水漏斗;人工回灌;地下水水位;遼陽平原區

中圖分類號：P641.2 文獻標志碼：A

doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2020.05.018

Abstract：Based on the monitoring data of groundwater in Liaoyang Plain， the groundwater flow field from 2012 to 2015 was plotted and the characteristics of groundwater depression were analyzed. Then the groundwater recharge simulation model was established. Methods prediction and analysis of groundwater recharge and recharge effect under different recharge schemes were carried out. The results show that a） the groundwater depression area in the study area from 2012 to 2015 is 99.76 km2， 124.43 km2， 151.85 km2 and 156.15 km2 respectively. The groundwater level in the central area of the depression decreases at a rate of 1.0 m/a and the enlargement rate of the depression area is 14.09 km2/a. b） The groundwater level is increased by 9.5m， the area of the depression area is reduced by 117.07km2 and the average recovery rate of groundwater level is about 2m. But at the later stage of recharge， the rate of water level rise of the groundwater level is decreased and the area of the depression area is decreased. c） The groundwater level in the depression area has a risen obviously after 5 years of recharge， the groundwater level in the depression center has risen by 12 m， the average annual groundwater level has risen by 2.4 m and the reduction rate of the depression area is 31.23 km2/a. d） In sand pit recharge project， the seepage rate is higher at the initial stage than that at the later stage and the seepage rate is the fastest from the beginning to 0.5 years.

Key words： groundwater depression; artificial recharge; groundwater level; Liaoyang plain

我國北方地區，受地下水資源開采影響，地下水水位多呈下降趨勢，特別是在一些城市密集區域，地下水超采形成了大面積的地下水漏斗區，造成了一系列環境地質問題[1-2]。近年來，地下水漏斗區的修復越來越受到重視，漏斗區的治理措施，一方面是減少地下水開采量，另一方面是采用人工回灌措施。邢冬霞[3]提出采取水源地禁采和限采的措施對大同市漏斗區進行治理;張昕等[4]對民勤地區不同限采方案下地下水漏斗和植被的變化進行了研究，指出縮減地下水開采是修復區域地下水漏斗，抬升綠洲邊緣的有效方法。此外，地下水漏斗修復效果預測多采用地下水數值模擬方法。李元杰等[5]利用GMS軟件建立了巴彥淖爾市臨河區的水文地質概念模型，預測了在現有地下水資源開發利用方案下，地下水降落漏斗的變化;張建良[6]探討了采用天然河道、人工渠道、回灌滲井等回灌調蓄方式，利用黃河水補給地下水的可行性;黃強等[7]建立了明溝-地下濾水管-豎井含水層補給系統，對臨清市地下水漏斗區進行了明溝補給和地下濾水管補給情景下的數值模擬;周浩等[8]利用數值模擬方法研究了在壓采條件下沈陽市地下水漏斗區的可恢復程度;杜超等[9]研究了理想條件下沙坑回灌補給地下水的效果，得出沙坑回灌補給地下水滲漏速率初期大于后期，單個沙坑回灌有限。上述研究為地下水漏斗區的治理提供了理論基礎，但是缺乏實際沙坑工程回灌案例的研究。

遼陽平原區位于遼陽市西部，地下水過量開采形成了大范圍地下水超采區，2012年超采引起的漏斗區面積為99.76 km2，并且面積逐漸增大。如何利用當地條件，采用適當技術手段修復、治理地下水漏斗區至關重要。筆者根據遼陽平原區地下水水位資料，繪制2012—2015年地下水流場，分析地下水漏斗區的特征，并建立地下水回灌模擬模型，采用地下水數值模型對不同回灌方案下地下水的回灌效果進行研究。

1 研究區概況

研究區位于遼陽市西部遼河下游，總面積1 801.4 km2，屬于溫帶濕潤、半濕潤季風氣候區，氣候要素由南東向北西呈水平分帶性，多年平均氣溫8.2 ℃。研究區多年平均降水量700 mm，主要集中在6—9月（占全年降水量的68.2%～82.3%），多年平均蒸發能力1 649.9 mm。研究區地勢自北向南傾斜，平均海拔低于50 m，地貌類型分為山前沖洪積傾斜平原和河間沖積平原。

研究區地層由老到新依次為下元古界前震旦系遼河群，以及古生界、中生界和新生界地層，地表出露主要為第四系地層。受古氣候、基地構造以及新構造運動影響，第四系地層時代齊全、沉積連續、粗碎屑性明顯。垂向上下粗上細，下部為砂礫石，向上為含礫中粗砂、中粗砂、中細砂、粉細砂;水平方向北粗南細，成因類型有洪積、沖積、湖積等。研究區地下水類型主要為第四系松散巖類孔隙水，根據含水層時代、埋藏條件和水動力性質，第四系松散巖類孔隙水劃分為淺層潛水和深層微承壓水。潛水含水巖組包括全新統（Q4）和上更新統（Q3）地層，以上更新統為主;深層微承壓水含水巖組掩埋在淺層水含水巖組之下，包括中更新統（Q2）和下更新統（Q1）地層，以中更新統為主。兩個含水巖組以Q2頂部黏性土層為區域隔水層。地下水補給來源包括大氣降水入滲補給、地表水入滲補給、灌溉水入滲補給、側向徑流補給，排泄項包括蒸發排泄、側向徑流排泄和人工開采，見圖1。

2 數據來源和研究方法

2.1 數據來源

地下水數據取自遼陽平原區已有的40個地下水動態監測點，監測項目主要為水位，監測頻率為5次/月，根據地下水動態監測數據繪制2012—2015年遼陽平原區地下水流場和漏斗分布圖，分析各個時期地下水漏斗特征。在此基礎上，利用地下水數值模擬方法計算不同地下水回灌方案下地下水漏斗恢復效果。

2.2 地下水回灌模型

2.2.1 地下水回灌方案

研究區地下水回灌方案包括兩個情景：一是采用沙坑回灌和太子河攔河壩補給工程;二是采用沙坑回灌、太子河攔河壩補給工程的同時，削減漏斗區地下水開采量4 460萬m3/a。沙坑回灌工程位于遼陽市西部，包括繡江、水泉村、北王家及王雙樹子等4處，通過這4處沙坑，引太子河水進行地下水回灌;太子河攔河壩補給工程指在漏斗區旁的太子河取2段河流，攔蓄河水從而補給地下水，補給量為460.9萬m3/a。

（1）繡江沙坑。位于繡江堡村東1 km處，東臨沈大高速公路，北面距離遼陽灌區四分干1.2 km，沙坑周圍地表高程15.3 m，呈東北至西南走向，分為南北兩個沙坑。沙坑長850 m，平均寬219 m，沙坑周邊長2 083 m，平均深度10 m，最大深度12 m。繡江沙坑是多年人工采砂挖掘形成的，已經開挖揭露到砂礫石層，坑底部比較平整，以粗砂、砂礫石為主。繡江沙坑距離首山漏斗中心蛤蜊河子4.6 km，地下水埋深12.56 m，地下水水位5.06 m。

（2）水泉村沙坑。位于沈大高速公路以東，距離繡江沙坑1.2 km處，東北方向距離遼陽灌區二分干2.4 km。沙坑呈南北走向，周邊長1 182 m，南北長462 m，東西寬193 m。沙坑周圍地表高程17.8 m，沙坑平均深度11 m，最大深度15 m，坑底已經開挖揭露到砂礫石層，以粗砂、砂礫石為主。水泉村沙坑距離首山漏斗中心蛤蜊河子3.2 km，地下水埋深13.88 m，地下水水位4.72 m。

（3）北王家沙坑。沙坑北面距離遼陽灌區二分干1.2 km，周邊長1 552 m，東西長529 m，南北寬353 m。沙坑周圍地表高程18.1 m，沙坑平均深度13 m，最大深度15 m，坑底已經開挖揭露到砂礫石層，以粗砂、砂礫石為主。北王家沙坑距離首山漏斗中心蛤蜊河子1.7 km，地下水埋深16.56 m，地下水水位3.70 m。

（4）王雙樹子沙坑。沙坑北面距離遼陽灌區二分干1.4 km，周邊長1 637 m，東西長464 m，南北寬243 m。沙坑周圍地表高程19.9 m，沙坑平均深度14 m，最大深度16 m，坑底已開挖到砂礫石層，以粗砂、砂礫石為主。王雙樹子沙坑距離首山漏斗中心蛤蜊河子3.1 km，地表高程21.5 m，地下水埋深18.08 m，地下水水位3.7 m。

沙坑設計蓄水量及設計入滲水位見表1。

2.2.2 水文地質概念模型

為了預測上述兩種回灌方案下地下水回灌的效果，建立研究區地下水數值模擬模型，對漏斗區地下水水位及回灌量進行預測。

（1）地下水含水層及邊界條件概化。模擬含水層為第四系松散巖類孔隙潛水含水層，地下水流符合達西定律，地下水流形式概化為非均質各向同性準三維非穩定流。遼陽市平原區范圍為模型邊界，西部以渾河為界，將其概化為一類水頭邊界，其余地區含水層側向邊界概化為二類流量邊界。垂向上：研究區潛水含水層上部為水量交換邊界，接受大氣降水、灌溉入滲等補給，含水層底部與第三系砂巖和砂礫巖接觸，將其概化為隔水邊界。

（2）地下水流數學模型。模擬區較厚的第四系松散沉積物的巖性無論在水平方向上還是在垂直方向上都有較大變化，在同一點，水平方向滲透系數在各個方向大小一致，而垂直方向的滲透系數小于水平方向的滲透系數，故將計算區域內含水層概化為非均質垂向異性介質。模擬區分為潛水和深層承壓水，因此將研究區地下水流系統概化為非均質各向同性準三維非穩定地下水流系統，可用下面偏微分方程的定解問題來描述。

x[K（H-B）Hx]+y[K（H-B）Hy]-K′M′（H-h）+Qr-Qd-∑Qi=μHtH（x，y，t）t=0=h0（x，y，t）（x，y）∈DH（x，y，t）Γ1=h1（x，y，t）（x，y）∈D，t>0K（H-B）HnΓ2=q（x，y，t）（x，y）∈D，t>0（1）

式中：K為滲透系數;h為承壓水水位;μ為潛水含水層在潛水面上的重力給水度;H為潛水地下水水位;h0為初始水位;M′為弱透水層厚度;K′為越流含水層滲透系數;t為時間;B為潛水含水層底板高程;Qr為補給量;Qd為排泄量;Qi為大井開采量;h1為一類邊界點的水位;q為二類邊界單寬流量;D為計算區范圍;n為邊界上的內法線;Γ1、Γ2為一類及二類邊界。

（3）模型求解。研究區面積為1 801.4 km2，主要為第四系孔隙潛水，平均厚度為45 m，沙坑附近水力梯度變化較大的區域進行網格加密，計算區剖分為525列、454行，共129 749個網格單元。最小網格單元長10 m，寬10 m，面積100 m2;最大網格單元長200 m，寬200 m，面積0.04 km2。網格偏離系數取1.1。網格剖分見圖2。

模型模擬開始時間為2014年1月，2014年1月—2015年12月作為識別驗證期，預測期為2016年1月到2020年12月，模型應力期為1個月，時間步長為30 d。整個模擬期時間長度為5 a，共分為60個應力期，每個應力期分為3個時間段。

2.2.3 模型初始參數

根據研究區第四系松散巖類潛水含水層的成因時代、巖性特征以及巖石的水理性質，巖性在全區范圍內有一定變化，主要體現為山前向中部平原區含水層巖性由礫卵石、砂礫石逐漸過渡為粗砂、中砂、細砂，根據這種變化對含水層進行分區，將研究區分為6個水文地質參數區（見表2、圖3）。

2.2.4 模型源匯項

研究區地下水補給項包括大氣降水入滲補給、側向徑流補給、地表水灌溉入滲補給、井灌回歸補給，補給量分別為21 198.7萬、597.2萬、18 046.9萬、9 123.3萬m3/a;排泄項包括蒸發、側向徑流排泄、人工開采，分別為16 146.6萬、63.5萬、35 022.0萬m3/a。多年平均水均衡差為-2 266.0萬m3/a，可見研究區地下水含水層多年呈現負均衡狀態。

3 結果與討論

3.1 地下水漏斗特征

通過對研究區1990—2015年漏斗區中心地下水水位分析可知，1990—2015年地下水漏斗發展分為3個階段。第1個階段為直線發展階段（1990—1999年），該時期區內工農業生產及城鎮生活用水主要依靠淺層地下水，隨著工農業的快速發展，地下水開采量陡升，是該階段地下水水位下降的主導因素;第2個階段為平穩發展階段（2000—2010年），經過第1階段后，地下水開采量陡增開始變緩，中心漏斗區地下水水位下降程度有所減小;第三個階段為急劇擴張階段（2011年之后），隨著工農業生產的迅猛發展，需水量不斷增加，特別是城市化進程的加快，城市規模迅速擴大，城市生活及工農業過度開采地下水導致地下水漏斗區中心水位急劇下降，見圖4。

研究區地下水流場以及漏斗分布范圍見圖5。由圖5可知，2012—2015年地下水漏斗中心位置地下水水位標高分別為5、4、1、0 m，地下水漏斗面積分別為99.76、124.43、151.85、156.15 km2。2012—2015年地下水漏斗中心區域水位下降了4 m，地下水水位降速為1.0 m/a;地下水漏斗面積擴大了56.39 km2，漏斗擴大速率為14.09 km2/a。地下水水位下降主要集中在2013—2014年，主要受地下水人工開采影響。

3.2 地下水回灌結果預測

僅利用沙坑和攔河壩工程回灌情景下，回灌4～5 a時地下水流場和漏斗分布見圖6。由圖6可知，相較于2015年，漏斗區地下水水位有了較為明顯的回升，漏斗區范圍逐漸縮小?；毓? a，漏斗中心點處地下水水位為9.0 m，漏斗區面積為66.78 km2;回灌5 a，漏斗中心點處地下水水位為9.5 m，漏斗區面積為39.08 km2。相較于2015年，漏斗中心地下水水位分別升高了9.0、9.5 m，漏斗區面積分別縮小了89.37、117.07 km2。因此，在現狀開采條件下，采用沙坑和攔河壩工程回灌地下水，漏斗區水位呈恢復態勢，水位升幅平均為2 m/a。對比回灌4 a和5 a時漏斗中心地下水水位和漏斗面積，地下水水位僅上升了0.5 m，漏斗區面積縮小了27.70 km2，可見在回灌后期，地下水水位升幅和漏斗區縮小速率均減小，僅僅利用沙坑和攔河壩工程回灌地下水，漏斗區地下水水位恢復需要較長時間。

在利用沙坑和攔河壩工程回灌的基礎上，在漏斗區縮減地下水開采4 460萬m3/a情景下，回灌4 a和5 a時地下水流場和漏斗分布見圖7。由圖7可知，相較于2015年，漏斗區地下水水位有了較明顯回升，漏斗區基本消失。5 a后，漏斗中心點處地下水水位為12 m，漏斗區已經消失;漏斗中心地下水水位升高了12 m，平均每年地下水水位升高2.4 m，地下水漏斗區縮減速率為31.23 km2/a?？梢?，在沙坑和攔河壩工程回灌基礎上，削減漏斗區地下水開采量，對研究區地下水水位恢復和漏斗區治理效果明顯。

3.3 沙坑回灌效果分析

方案①沙坑回灌工程中滲漏補給地下水的滲漏速率見圖8，可以看出，回灌初期的滲漏速率大于滲漏后期的，在滲漏初期，滲漏速率為1 220.528 m3/h，隨著滲漏時間的延長，滲漏速率逐漸減小，滲漏開始至滲漏0.5 a是滲漏速率最快的階段，隨后滲漏速率逐漸減小。滲漏速率在隨時間變化過程中出現波動?；毓? a后，滲漏速率減小至850 m3/h左右，達到基本穩定。這種現象也證明了僅利用沙坑和攔河壩工程回灌地下水，在初期漏斗區地下水水位有較大回升，漏斗區面積明顯縮小;在回灌后期，地下水水位回升幅度減小，漏斗區面積縮小速率減小。

4 結 論

（1）2012—2015年研究區地下水漏斗面積分別為99.76、124.43、151.85、156.15 km2，地下水漏斗中心區域地下水水位降速為1.0 m/a，地下水漏斗面積擴大速率為14.09 km2/a;地下水水位下降主要集中在2013—2014年，主要受地下水人工開采影響。

（2）利用沙坑和攔河壩工程回灌5 a，漏斗中心點處地下水水位為9.5 m，漏斗區面積為39.08 km2，地下水水位升高了9.5 m，漏斗區面積縮小了117.07 km2，漏斗區地下水水位呈現恢復態勢，水位升幅平均為2 m;僅利用沙坑和攔河壩工程回灌地下水，在初期漏斗區地下水水位有較大幅度回升，漏斗區面積有較大幅度縮小，在回灌后期，地下水水位回升速率減小，漏斗區面積縮小速率減小。

（3）沙坑、攔河壩工程回灌和漏斗區縮減地下水開采量方案下，回灌5 a時漏斗區地下水水位有了較明顯回升，漏斗區基本消失，漏斗中心地下水水位升高了12 m，平均每年地下水水位升高2.4 m，地下水漏斗區縮減速率為31.23 km2/a。

（4）沙坑回灌工程中，回灌初期滲漏速率大于滲漏后期的，滲漏開始至滲漏0.5 a是滲漏速率最快的階段，隨后滲漏速率逐步減小，回灌5 a后，滲漏速率減小至850 m3/h左右，達到基本穩定。

參考文獻：

[1] 張人權.地下水資源特性及其合理開發利用[J].水文地質工程地質，2003（6）：1-5.

[2] 蒙永輝，王集寧，張麗霞，等.濰河下游典型鹵水開采區海咸水入侵趨勢研究[J].人民黃河，2018，40（1）：66-70.

[3] 邢冬霞.大同市地下水超采區動態變化特征及治理措施探討[J].地下水，2018（3）：65-67，125.

[4] 張昕，賀向麗，肖智敏，等.關井限采對民勤綠洲地下水漏斗和植被影響研究[J].水利水電技術，2017，48（7）：7-11.

[5] 李元杰，姜新慧，陳軍，等.基于GMS的巴彥淖爾市臨河區地下水流場預報[J].南水北調與水利科技，2016，14（4）：36-41.

[6] 張建良.利用黃河水回灌某漏斗區淺層地下水條件分析[J].人民黃河，2015，37（12）：81-83.

[7] 黃強，孫廣浩，李錦超，等.臨清市地下水漏斗區含水層補給的數值模擬研究[J].水資源研究，2015，4（6）：568-575.

[8] 周浩，王殿武，孫才志，等.沈陽中心城區水源地漏斗區恢復調蓄模擬研究[J].水文，2011，31（5）：47-51.

[9] 杜超，田竹君，肖長來，等.沙坑回灌補給地下水的數值模擬分析[J].東北水利水電，2014，32（1）：35-37.

【責任編輯 呂艷梅】