洪昌紅，邱 靜，黃本勝，吉紅香，黃薇穎，劉 達(dá)，黃鋒華

(1.廣東省水利水電科學(xué)研究院，2.廣東省水動力學(xué)應(yīng)用研究重點實驗室，3.河口水利技術(shù)國家地方聯(lián)合工程實驗室，廣東廣州 510630)

基巖裂隙水是我國分布最為廣泛的地下水類型之一，自20 世紀(jì)60 年代以來，我國對基巖裂隙水進(jìn)行了大規(guī)模的勘探和開發(fā)等工作。由于基巖裂隙水埋藏分布情況較為復(fù)雜，往往呈帶狀分布，形成不規(guī)則的含水帶，并受各種裂隙發(fā)育帶產(chǎn)狀的控制，含水介質(zhì)不均勻，同一含水帶埋深不同，地下水運動狀態(tài)復(fù)雜［1］。基巖裂隙水的賦存特點導(dǎo)致其有效合理的開采利用難度較高，尤其是在可開采量的計算方面存在較大的困難。基巖裂隙水可開采量的準(zhǔn)確計算已成為其合理開發(fā)和有效保護(hù)的關(guān)鍵問題之一。

目前常用的地下水可開采量的計算方法主要有水均衡法、數(shù)值法以及數(shù)理統(tǒng)計法等。由于基巖裂隙水賦存介質(zhì)的非均質(zhì)性，導(dǎo)致區(qū)域水文地質(zhì)參數(shù)存在較多的不確定性，往往造成數(shù)值模擬結(jié)果與實際情況存在一定的偏差，嚴(yán)重影響了地下水模擬結(jié)果的可靠性和準(zhǔn)確性［2-5］，影響了基巖裂隙水的合理開發(fā)利用與有效保護(hù)。

補(bǔ)給帶法作為一種地下水可開采量的計算方法，可以從宏觀上將開采補(bǔ)給區(qū)簡化為補(bǔ)給帶，從而在一定程度上規(guī)避了由于基巖含水層巖性不均勻所導(dǎo)致的含水層滲透系數(shù)與厚度的不確定性，適用于基巖裂隙水群井開采地下水動態(tài)儲存量的計算。

筆者以某水廠(以下簡稱“A 廠”)所在區(qū)域作為地下水水資源量調(diào)查評價研究區(qū)，采用補(bǔ)給帶法對其基巖裂隙水可開采量進(jìn)行計算，并將可開采系數(shù)法與補(bǔ)給帶法的計算結(jié)果進(jìn)行對比，以便為基巖裂隙水可開采量的計算提供借鑒。

1 研究區(qū)概況

調(diào)查評價區(qū)域?qū)儆谀蟻啛釒Ъ撅L(fēng)氣候，多年平均降雨量1 830 mm，雨量主要集中在4—9 月，約占全年雨量的85%，多年平均蒸發(fā)量為1330 mm，干旱指數(shù)為0.73。

該區(qū)域在地質(zhì)構(gòu)造上屬羊臺山地穹的南部邊緣。東部近平湖低洼，南側(cè)緊靠深圳灣地洼，羊臺山地穹及四周環(huán)繞的地洼構(gòu)成了獨特的以羊臺山為中心的環(huán)狀山地貌，整個地穹為一系列弧形斷裂所切割。中部由于旋扭應(yīng)力的影響，發(fā)育了北東及北西兩組扭斷裂，斷裂帶部分已被花崗巖脈或斑巖、輝綠巖巖脈充填。地穹南部礦井田地段則被一系列走向近東西的弧形斷裂所切斷，從地面大采石場及鉆孔揭露資料表明，這些弧形斷裂破碎帶發(fā)育，寬度一般在10 ～25 m，具有較明顯的地下水活動痕跡。筆者所調(diào)查評價的區(qū)域其地下水主要是埋藏于燕山期粗粒斑狀黑云母(強(qiáng)風(fēng)化至中風(fēng)化)花崗巖裂隙及塊狀巖斷裂破碎帶中的裂隙水，其上部覆蓋一層厚4～15 m 隔水性能較好的第四系黏土及亞黏土層。

2 可開采量計算

區(qū)域水文地質(zhì)調(diào)查表明，該水源地存在斷層，且斷層兩側(cè)水文地質(zhì)條件差異較大;同時，水源地在水位降落漏斗區(qū)內(nèi)分布一定范圍的硅質(zhì)巖脈，屬于隔水地質(zhì)體。因此，區(qū)域內(nèi)地下水補(bǔ)給條件相差較大，含水帶富水性不均勻，含水層厚度及滲透系數(shù)等參數(shù)難以確定，宜采用水動力學(xué)法中的補(bǔ)給帶法進(jìn)行計算，并將可開采系數(shù)法與補(bǔ)給帶法的計算結(jié)果進(jìn)行對比及相互驗證。

2.1 補(bǔ)給帶法

1989 年11 月1 日至1990 年7 月8 日對研究區(qū)域4 口井(ZK1 ～ZK4)開展單孔抽水試驗，其中單孔流量最大的為ZK4，達(dá)到321.05 m3/d;其次是ZK3，達(dá)到117.23 m3/d;流量最小的ZK2 水位降深近20 m，流量卻不足20 m3/d，屬于極弱含水段。抽水試驗穩(wěn)定時間為22.0 ～61.5 h。抽水試驗數(shù)據(jù)見表1，ZK4 抽水試驗降落漏斗示意圖見圖1。

圖1 ZK4 孔抽水試驗降落漏斗示意圖

補(bǔ)給帶法適宜于群井開采地下水動態(tài)儲存量計算，尤其是對含水層巖性不均勻、難以確定含水層滲透系數(shù)與厚度的群井開采，而且補(bǔ)給帶法確定的地下水資源動態(tài)儲存量與地下水可開采量十分接近，計算成果可以直接作為地下水資源可開采量［5］。補(bǔ)給帶法可采用普洛特尼科夫公式(式(1))來計算。

其中

式中:Q 為可開采量，m3/d;Qi為i 抽水孔或者孔群的出水量，m3/d;Bi為i 計算區(qū)抽水孔水流寬度，m;n 為計算區(qū)段數(shù);Li為i 計算區(qū)地下水補(bǔ)給帶寬度，m;Ri為i 計算區(qū)影響半徑，m;e 為校正系數(shù)，一般為3.0 ～5.0。

由于研究區(qū)井田以斷層為界，在斷層下20 ～30 m范圍內(nèi)實際存在一條順斷層走向延伸的極弱含水帶，ZK2 分布在該極弱含水帶中，因此在評價可開采量時分別加以考慮。為了計算方便，將井田區(qū)分別劃分為Ⅰ段和Ⅱ段，其中Ⅰ段井田抽水井為ZK3，Ⅱ段井田抽水井為ZK4，ZK1 和ZK2 分別為觀察井，如圖2 所示。

表1 抽水試驗數(shù)據(jù)統(tǒng)計

圖2 A 廠取水水源地可開采量計算條件示意圖

Ⅰ段井田內(nèi)的抽水井出水量選用ZK3 的穩(wěn)定流量229.98 m3/d，影響半徑為111.50 m，校正系數(shù)取下限值3.0，根據(jù)式(2)可計算出補(bǔ)給帶寬度為74.33 m;以5 m 等降深線作為近似橢圓，水流寬度計為247.43 m。由此可計算出Ⅰ段井田可開采量為765.56 m3/d。Ⅱ段井田內(nèi)的抽水井出水量選用ZK4 的穩(wěn)定流量321.05 m3/d，其影響半徑為480.00 m，校正系數(shù)取下限值3.0;根據(jù)式(2)可計算出補(bǔ)給帶寬度為320.00 m;根據(jù)水位降落漏斗分布的特點，以5 m 等降深線作為近似橢圓，水流寬度計為496.73 m。由此可計算出Ⅱ段井田可開采量為498.34 m3/d。由此，可計算出A 廠基巖裂隙水的可開采量約為1 264 m3/d，計算結(jié)果見表2。

表2 A 廠補(bǔ)給帶法計算可開采量結(jié)果

2.2 可開采系數(shù)法

可開采系數(shù)法是一種簡單、方便的計算地下水可開采量的方法，其計算公式如下:

其中

式中:ρ 為可開采系數(shù);M 為基巖地下水徑流模數(shù)，L/(s·km2);F 為基巖計算面積，km2。

該研究區(qū)域的地下水類型主要為基巖裂隙水中的塊狀巖類裂隙水，可開采系數(shù)取0.7［7］。研究區(qū)所在區(qū)域?qū)儆谟嬎恽髤^(qū)，對照枯季地下徑流模數(shù)計算表，該區(qū)域?qū)崪y枯季基巖裂隙水平均補(bǔ)給模數(shù)為5.665 L/(s·km2)［8］?；谘芯繀^(qū)域水文地質(zhì)條件，確定A 廠地下水補(bǔ)給范圍為:北部以塘郎山分水嶺為界，西部以西瀝水庫流至深圳灣的大沙河為界，其南部與東部以沙頭坑河為界，補(bǔ)給范圍面積為3.89 km2(圖3)。由此可計算得A 廠開采區(qū)基巖裂隙水的可開采量為1 333 m3/d。

圖3 A 廠地下水補(bǔ)給范圍示意圖

3 結(jié) 語

利用地下水補(bǔ)給帶法對A 廠開采區(qū)域基巖裂隙水的可開采量進(jìn)行計算，計算結(jié)果表明本開采區(qū)域基巖裂隙水的可開采量約為1 264 m3/d。在區(qū)域水文地質(zhì)普查的基礎(chǔ)上，利用常規(guī)的可開采系數(shù)法計算了該區(qū)域基巖裂隙水的可開采量，計算結(jié)果表明本開采區(qū)域基巖裂隙水的可開采量達(dá)到1 333 m3/d，兩種方法的計算結(jié)果接近。補(bǔ)給帶法在一定程度上規(guī)避了含水層滲透系數(shù)與厚度的不確定性，簡化了基巖裂隙水動態(tài)儲存量的計算難度，而且計算結(jié)果與可開采系數(shù)法接近，說明補(bǔ)給帶法可以作為基巖裂隙水可開采量計算的方法之一。

［1］陳宇，溫忠輝，束龍倉.基巖裂隙水研究現(xiàn)狀與展望［J］.水電能源科學(xué)，2010，28(4):62-65. (CHEN Yu，WEN Zhonghui，SU Longcang.Status and prospect of research on bedrock fissure water［J］. Water Resources and Power，2010，28(4):62-65.(in Chinese))

［2］吳吉春，陸樂.地下水模擬不確定性分析［J］.南京大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版，2011，47(3):227-234. (WU Jichun，LU Le.Uncertainty analysis for groundwater modeling［J］.Journal of Nanjing University:Natural Sciences，2011，47(3):227-234.(in Chinese))

［3］劉佩貴，束龍倉，尚熳廷，等.地下水可開采量可靠性分析的模糊-隨機(jī)方法［J］. 水利學(xué)報，2008，39(9):1141-1145.(LIU Peigui，SHU Longcang，SHANG Manting，et al.Fuzzy-stochastic method for reliability analysis of groundwater allowable withdrawal［J］.Journal of Hydraulic Engineering，2008，39(9):1141-1145.(in Chinese))

［4］梁婕，曾光明，郭生練，等.滲透系數(shù)的非均質(zhì)性對地下水溶質(zhì)運移的影響［J］. 水利學(xué)報，2008，39(8):900-906.(LIANG Jie，ZENG Guangming，GUO Shenglian，et al.Effect of hydraulic conductivity heterogeneity on solute transport in groundwater ［J］. Journal of Hydraulic Engineering，2008，39(8):900-906.(in Chinese))

［5］季葉飛，束龍倉，王振龍.地下水可開采系數(shù)計算結(jié)果的可靠度與敏感性［J］.河海大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版，2010，38 (6):687-692. (JI Yefei，SHU Longcang，WANG Zhenlong. Reliability and sensitivity analysis of calculated results of allowable withdrawal coefficient of groundwater［J］. Journal of Hohai University:Natural Sciences，2010，38(6):687-692.(in Chinese))

［6］《水文地質(zhì)手冊》編寫組. 水文地質(zhì)手冊［M］. 北京:地質(zhì)出版社，1983.

［7］水利部水資源司.21 世紀(jì)初期中國地下水資源開發(fā)利用［M］.北京:中國水利水電出版社，2004.

［8］廣東省地質(zhì)局.區(qū)域水文地質(zhì)普查報告［R］.廣州:廣東省地質(zhì)局，1981.