武汉市三维水文地质建模要点研究

2014-07-05许彦平熊志涛赵德君柯鹏振

资源环境与工程 2014年3期

许彦平，熊志涛，赵德君，柯鹏振，杨登，张艺

(1.湖北省地质环境总站，湖北武汉 430034;2.湖北省环境监测中心站，湖北武汉 430070;3.恩施市环境监测站，湖北恩施 445000;4.湖北省地质灾害防治中心，湖北武汉 430034)

0 引言

武汉市位于江汉平原东部，区内地势大致南东高、北西低，以丘陵和平原相间的波状起伏地形为主。市区有两列东西走向、南北平行的基岩残丘。长江、汉江将区内切割成武昌、汉口、汉阳三大地段。前人在对该区进行地下水资源计算过程中，曾采用水动力学及均衡法、“R－C”电网络模拟法、有限单元法等多种方法，并对计算结果进行了对比分析，达到了一定的精度。但是，前期计算过程中，对模型的概化、边界的选取、网格的剖分、参数的选取等方面，限于当时的条件，存在一定的局限性。

三维水文地质建模技术是一个多学科交叉技术，需要地质、水文地质、计算机科学、物理等多学科的支撑［1］。目前的三维水文地质建模技术还存在着较多不足，主要表现在:数据需求量大及数据类型的多样性;模型的构建方法复杂多样;数学模型复杂;模型不确定因素较多等［2］。本文结合武汉市水文地质特点开展对三维水文地质建模主要控制性要点进行研究，以期更为精确、全面地反映武汉市地下水动态特征。

1 武汉市水文地质条件概况

武汉市地下水类型按含水岩类性质分为松散岩类孔隙水和基岩水两大类，松散岩类孔隙水分布较广，水量较为丰富;基岩中局部分布的碳酸盐岩条带分布区富水性较强—中等，其他含水岩类的富水性差。

第四系孔隙潜水含水岩组:主要分布于长江、汉江一级阶地或河漫滩、心滩以及山区或岗状平原的河谷、冲沟内。含水岩组由第四系全新统亚砂土、粉细砂及砂砾石组成。分布范围较小，水质受地表水影响较大，集中供水意义不大。

第四系全新统孔隙承压含水岩组:分布于江河一、二级阶地。含水岩组由第四系全新统冲积、冲洪积砂、砂砾(卵)石组成，岩性自下而上为砂(卵)石—中粗砂—粉细砂之韵律层。全新统含水层厚度变化较大，阶地中前缘厚度较大，向后缘逐渐变薄。

第四系上更新统孔隙承压含水岩组:主要分布在二级阶地上，含水岩组主要由含泥质的砂、砂砾(卵)石组成。

碳酸盐岩裂隙岩溶水:赋存于石炭—三叠系碳酸盐岩条带的溶蚀裂隙和溶洞中。含水岩组的岩性主要为灰岩、白云岩、白云质灰岩、生物碎屑灰岩、燧石结核灰岩等。

碎屑岩类裂隙水:赋存于白垩—下第三系及志留—二叠系上统泥岩、页岩、砂岩、硅质岩等裂隙中。含水岩组一般隐伏于第四系松散岩类之下，一级阶地埋藏于第四系全新统孔隙承压含水层之下，二级阶地埋藏于上更新统粘土层之下，岗状平原区埋藏于中更新统粘土层之下。

白垩—下第三系砂岩、泥岩含水岩组分布于东西湖、武昌徐家棚、汉阳十里铺等地段;志留系—二叠系上统泥岩、页岩、硅质岩含水岩组分布于武昌、汉阳的剥蚀丘陵区。该类型地下水富水程度取决于岩层张开裂隙的发育程度，水量一般较贫乏，不具集中供水意义。

2 武汉市三维水文地质建模的要点

2.1 合理划分地下水含水层

根据武汉市地层分布规律、岩土体水文地质参数，结合地下水动态特征、补径排条件的分析，可将地层划分为4个主要含水层:第四系全新统潜水含水层、第四系全新统承压水含水层、第四系上更新统承压水含水层、碳酸盐岩裂隙岩溶水含水层。

武汉市第四系孔隙水含水层主要分布于长江及汉江沿岸河流冲洪积平原区，受江水分割及岗地区中更新统红色粘土形成相对隔水边界，前人将其划分为多个独立的水文地质单元(图1);但是由于各水文单元之间通过江水、湖水和下部岩溶水等越流补给，水力联系较为紧密，如人为划分为多个独立的水文地质单元，无疑将割裂其间联系，造成地下水总量的重复计算和参数取值困难。同时，碳酸盐岩裂隙岩溶水含水层呈近东西向条带状展布(图2)，其岩溶发育程度明显与上部第四系含水层的分布及富水性呈现正相关，故应将武汉市原有水文地质单元作为一个整体进行研究。

图1 第四系孔隙水含水层分布图Fig.1 Distribution map of pore confined aquifer in the Quaternary

同时，第四系上更新统承压水分布范围相对较小，且与第四系全新统承压水之间无明显的隔水层，二者可概化为统一的承压含水层;碳酸盐岩裂隙岩溶水主要分布于武汉市近东西向岩溶条带区，其岩溶发育规律主要根据前人研究成果分析总结，以等效渗透系数的方式，基本符合达西定律，概化为孔隙水处理。

2.2 选取合理的边界条件

边界的选取关系到模型的成败，选取合理的模型边界，可以准确反映武汉市地下水的总体分布;反之，则会造成地下水被认为分隔，最后模拟结果可信性差。本次模型主要选取武汉市周边的定水头(第一类边界)或者定流量(第二类边界)区作为边界［3］，最大程度保持含水层的完整性。

图2 碳酸盐岩裂隙岩溶水含水层分布图Fig.2 Distribution map of karstwater of fractured rock of aquifer

东侧以九峰山—凤凰山一线低丘岗地为界，岗地地表出露地层岩性主要为第四系中更新统粘土，低丘出露地层主要为泥盆系上统云台观组石英砂岩及志留系中统坟头组泥质粉砂岩及页岩，可视为定流量边界;王家店—龙口段地表出露地层岩性为第四系全新统冲积层粉质粘土、粉细砂、砂砾石层，为地下水流出边界。

南侧以纸坊—石咀低丘岗地区和长河为界，纸坊—石咀低丘岗地区地表出露地层岩性主要为第四系中更新统粘土、泥盆系上统云台观组石英砂岩及志留系中统坟头组泥质粉砂岩及页岩，低丘走向近东西向，可视为定流量边界;长河入江段基本切穿第四系承压含水层，按定水头边界处理，其动水头根据长河水位监测资料确定。

西侧基本以东西湖新沟农场—东山农场及蔡甸—新农低丘岗地区为边界，为定流量边界;蔡甸低丘岗地区地表出露地层岩性主要为第四系中更新统粘土、泥盆系上统云台观组石英砂岩及志留系中统坟头组泥质粉砂岩及页岩，可视为定流量边界。

北侧以府河及长江为界，根据府河水位、长江动水位、水力坡度及切穿含水层渗透系数确定。

2.3 地表水与地下水之间的关系

如何分析确定地表水与地下水之间的补给、径流、排泄关系，对于查明地下水的补给来源和补给量具有重要意义。研究区内河流湖泊众多，大型河流主要有长江、汉江、府河、长河等，主要湖泊有:东湖、严西湖、青菱湖、南太子湖、墨水湖、珠山湖、后官湖、什湖、金银湖、黄家湖、汤逊湖、南湖、沙湖。

长河、府河作为模型边界处理，取为定水头边界;长江、汉江则需分段定义，其中长江北东段、汉江西段为模型边界，取为定水头边界;长江南段、汉江东部定义为内部河流，需输入河流动态数据，模拟计算地表水对地下水的入渗补给。长江、汉江主要在每年丰水期间对第四系孔隙水含水层地下水存在渗漏补给，可根据每年长江、汉江水位变化与该层监测井地下水动态水位相对比，江水位高于观测水位的时间即为实际渗漏补给时间;根据江水位动态变化与地下水位之间计算水头差，进而求出断面水力坡度;将江底高程与含水层分布相对比，计算出补给面积，同时取含水层的渗透系数，最终求取江水对地下水的动态补给量。

湖泊水体对地下水的渗漏主要与湖底高程、湖泊水位，与地下水位间水力坡度、湖底岩土体渗透系数、湖泊库容等相关;需收集区内主要湖泊水位动态数据，根据湖泊周边不同地层岩性，赋予不同分配系数，最终通过计算获得湖泊对地下水的渗漏补给量。

2.4 准确模拟开采井

武汉市开采井井孔多采用混合井，该井成井工艺简单，可增加出水量和降低成本。混合井在地下水流模型中如何模拟，国际上尚未很好解决。目前，大多采用由美国地调局推出，并在国际上广泛流传和应用的MODFLOW三维有限差分地下水流模型的建议，即按各层导水系数T的比例来预先认为划分各层的流量［4］。该措施明显缺乏理论依据，因为该做法要求各分层的有效井径相等和井壁处的水力坡度上下处相同，这两个条件不可能人为控制，预先也不得而知。本次模拟主要根据前人(陈崇希，2001)研究提出的渗流—管流耦合模型来刻画混合井，其中渗流刻画地下水运动，管流刻画井管中的水流，解决了混合井的模拟问题，大大地提高了模型的准确性。

2.5 确定初始水头的分布

初始水头的确定是数值模拟的必要条件，通常利用一定数量观测孔的水位数据，通过插值获得各结点的初始水头值。但是武汉市地下水观测孔数量较少，且孔位分布不均，各种动态类型多样，地下水开采层位不同等，会严重影响插值方法的准确性［5］。本模型的建立，需考虑上述影响因素，采用“参数—初始水头迭代法”，具体做法为:选取模拟的初始时间为2009年1月，用参数初始估计值从1980年1月开始模拟，至2009年1月将模拟水头值与实测值拟合，粗略确定初始水头;再以此初始水头按常规方法求参，如此迭代求解。

2.6 合理概化水流模型

第四系全新统孔隙承压水含水层主要接受区内降雨、河流入渗等因素对地下水的补给;潜水主要分布于长江、汉江两侧，与第四系全新统孔隙承压水相连通，二者形成统一的水力联系;研究区内的碳酸盐岩裂隙岩溶水与上部第四系孔隙承压水之间无明显隔水层，二者呈互补关系，根据区内碳酸盐岩条带分布及岩溶发育规律，岩溶通道内地下水可概化为孔隙承压水。

根据模拟区内观测孔长观资料分析，不同地点、不同时间，地下水动态变化呈现不同的特征，加之武汉市地下水开采具有季节性，开采井分布具有不规律性，这就造成了武汉市地下水动态变化的多样性特征。

基于此，武汉市地下水流问题可以概化为非均质三维地下水非稳定渗流模型。

2.7 地下水流模型的建立

依据本区地层岩性特征资料、水文地质剖面图和钻孔资料等，在垂向上分为5层。第1层为潜水含水层，第2层为承压水含水层，第3层为弱透水层，第4层为裂隙岩溶水含水层，第5层弱透水层。各模拟层底板标高采用克里格法(Kring)对区内近1 200个钻孔各层底板标高进行插值计算求得;地表标高主要对区内1∶5万地形图等高线抽稀提点法，保证模型的真实性。

本文主要运用GMS数值模拟软件，在创建地下水数值模拟模型时，采用有限差分方法对武汉市钻孔分层数据进行离散化，水平方向剖分为700 m×500 m的网格，每个单元面积为0.35 km2，整个研究区五层共剖分为24 390个网格单元。模拟区域网格剖分如图3所示。

图3 武汉市地下水流模型网格剖分图Fig.3 Mesh generation of groundwater hydrogeologicalmodeling

模型识别的时段为2009年1月—2011年12月，通过对监测孔拟合曲线的分析，总体误差满足本次模拟精度要求，模拟出2011年6月丰水期地下水水位等值线图(图4)。

3 结语

武汉市因受长江、汉江的分割，天然形成多个不同的水文地质单元，但各水文地质单元之间并非绝对独立，需采用地下水系统概念，选取合理的水文地质边界，科学划分地下水含水层，查明地表水与地下水的相互补给关系，大量收集全区地层高程数据及岩(土)体水文地质参数等，才能建立准确的地下水水流模型，从而反映武汉市地下水动态变化特征。