辽阳平原区地下水漏斗特征及人工回灌研究

高亚威

摘 要：利用辽阳平原区地下水水位监测资料，绘制了2012—2015年地下水流场，分析了地下水漏斗的特征，建立了地下水回灌模型，并对不同回灌方案下地下水的回灌量以及回灌效果进行了预测分析，结果表明：①2012—2015年研究区地下水漏斗面积分别为99.76、124.43、151.85、156.15 km2;地下水漏斗中心区域地下水水位降速为1.0 m/a，地下水漏斗面积扩大速率为14.09 km2/a。②利用沙坑和拦河坝工程回灌5 a，地下水水位升高了9.5 m，漏斗区面积缩小了117.07 km2，漏斗区地下水水位平均升幅约为2 m/a，但在回灌后期，地下水水位回升速率减小，漏斗区面积缩小速率减小。③沙坑、拦河坝工程回灌和漏斗区缩减地下水开采量方案下，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，地下水漏斗区缩减速率为31.23 km2/a。④沙坑回灌工程中回灌初期渗漏速率大于渗漏后期的，渗漏开始至渗漏0.5 a是渗漏速率最快的阶段。

关键词：地下水漏斗;人工回灌;地下水水位;辽阳平原区

中图分类号：P641.2 文献标志码：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

我國北方地区，受地下水资源开采影响，地下水水位多呈下降趋势，特别是在一些城市密集区域，地下水超采形成了大面积的地下水漏斗区，造成了一系列环境地质问题[1-2]。近年来，地下水漏斗区的修复越来越受到重视，漏斗区的治理措施，一方面是减少地下水开采量，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对大同市漏斗区进行治理;张昕等[4]对民勤地区不同限采方案下地下水漏斗和植被的变化进行了研究，指出缩减地下水开采是修复区域地下水漏斗，抬升绿洲边缘的有效方法。此外，地下水漏斗修复效果预测多采用地下水数值模拟方法。李元杰等[5]利用GMS软件建立了巴彦淖尔市临河区的水文地质概念模型，预测了在现有地下水资源开发利用方案下，地下水降落漏斗的变化;张建良[6]探讨了采用天然河道、人工渠道、回灌渗井等回灌调蓄方式，利用黄河水补给地下水的可行性;黄强等[7]建立了明沟-地下滤水管-竖井含水层补给系统，对临清市地下水漏斗区进行了明沟补给和地下滤水管补给情景下的数值模拟;周浩等[8]利用数值模拟方法研究了在压采条件下沈阳市地下水漏斗区的可恢复程度;杜超等[9]研究了理想条件下沙坑回灌补给地下水的效果，得出沙坑回灌补给地下水渗漏速率初期大于后期，单个沙坑回灌有限。上述研究为地下水漏斗区的治理提供了理论基础，但是缺乏实际沙坑工程回灌案例的研究。

辽阳平原区位于辽阳市西部，地下水过量开采形成了大范围地下水超采区，2012年超采引起的漏斗区面积为99.76 km2，并且面积逐渐增大。如何利用当地条件，采用适当技术手段修复、治理地下水漏斗区至关重要。笔者根据辽阳平原区地下水水位资料，绘制2012—2015年地下水流场，分析地下水漏斗区的特征，并建立地下水回灌模拟模型，采用地下水数值模型对不同回灌方案下地下水的回灌效果进行研究。

1 研究区概况

研究区位于辽阳市西部辽河下游，总面积1 801.4 km2，属于温带湿润、半湿润季风气候区，气候要素由南东向北西呈水平分带性，多年平均气温8.2 ℃。研究区多年平均降水量700 mm，主要集中在6—9月（占全年降水量的68.2%～82.3%），多年平均蒸发能力1 649.9 mm。研究区地势自北向南倾斜，平均海拔低于50 m，地貌类型分为山前冲洪积倾斜平原和河间冲积平原。

研究区地层由老到新依次为下元古界前震旦系辽河群，以及古生界、中生界和新生界地层，地表出露主要为第四系地层。受古气候、基地构造以及新构造运动影响，第四系地层时代齐全、沉积连续、粗碎屑性明显。垂向上下粗上细，下部为砂砾石，向上为含砾中粗砂、中粗砂、中细砂、粉细砂;水平方向北粗南细，成因类型有洪积、冲积、湖积等。研究区地下水类型主要为第四系松散岩类孔隙水，根据含水层时代、埋藏条件和水动力性质，第四系松散岩类孔隙水划分为浅层潜水和深层微承压水。潜水含水岩组包括全新统（Q4）和上更新统（Q3）地层，以上更新统为主;深层微承压水含水岩组掩埋在浅层水含水岩组之下，包括中更新统（Q2）和下更新统（Q1）地层，以中更新统为主。两个含水岩组以Q2顶部黏性土层为区域隔水层。地下水补给来源包括大气降水入渗补给、地表水入渗补给、灌溉水入渗补给、侧向径流补给，排泄项包括蒸发排泄、侧向径流排泄和人工开采，见图1。

2 数据来源和研究方法

2.1 数据来源

地下水数据取自辽阳平原区已有的40个地下水动态监测点，监测项目主要为水位，监测频率为5次/月，根据地下水动态监测数据绘制2012—2015年辽阳平原区地下水流场和漏斗分布图，分析各个时期地下水漏斗特征。在此基础上，利用地下水数值模拟方法计算不同地下水回灌方案下地下水漏斗恢复效果。

2.2 地下水回灌模型

2.2.1 地下水回灌方案

研究区地下水回灌方案包括两个情景：一是采用沙坑回灌和太子河拦河坝补给工程;二是采用沙坑回灌、太子河拦河坝补给工程的同时，削减漏斗区地下水开采量4 460万m3/a。沙坑回灌工程位于辽阳市西部，包括绣江、水泉村、北王家及王双树子等4处，通过这4处沙坑，引太子河水进行地下水回灌;太子河拦河坝补给工程指在漏斗区旁的太子河取2段河流，拦蓄河水从而补给地下水，补给量为460.9万m3/a。

（1）绣江沙坑。位于绣江堡村东1 km处，东临沈大高速公路，北面距离辽阳灌区四分干1.2 km，沙坑周围地表高程15.3 m，呈东北至西南走向，分为南北两个沙坑。沙坑长850 m，平均宽219 m，沙坑周边长2 083 m，平均深度10 m，最大深度12 m。绣江沙坑是多年人工采砂挖掘形成的，已经开挖揭露到砂砾石层，坑底部比较平整，以粗砂、砂砾石为主。绣江沙坑距离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东，距离绣江沙坑1.2 km处，东北方向距离辽阳灌区二分干2.4 km。沙坑呈南北走向，周边长1 182 m，南北长462 m，东西宽193 m。沙坑周围地表高程17.8 m，沙坑平均深度11 m，最大深度15 m，坑底已经开挖揭露到砂砾石层，以粗砂、砂砾石为主。水泉村沙坑距离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。沙坑北面距离辽阳灌区二分干1.2 km，周边长1 552 m，东西长529 m，南北宽353 m。沙坑周围地表高程18.1 m，沙坑平均深度13 m，最大深度15 m，坑底已经开挖揭露到砂砾石层，以粗砂、砂砾石为主。北王家沙坑距离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）王双树子沙坑。沙坑北面距离辽阳灌区二分干1.4 km，周边长1 637 m，东西长464 m，南北宽243 m。沙坑周围地表高程19.9 m，沙坑平均深度14 m，最大深度16 m，坑底已开挖到砂砾石层，以粗砂、砂砾石为主。王双树子沙坑距离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。

沙坑设计蓄水量及设计入渗水位见表1。

2.2.2 水文地质概念模型

为了预测上述两种回灌方案下地下水回灌的效果，建立研究区地下水数值模拟模型，对漏斗区地下水水位及回灌量进行预测。

（1）地下水含水层及边界条件概化。模拟含水层为第四系松散岩类孔隙潜水含水层，地下水流符合达西定律，地下水流形式概化为非均质各向同性准三维非稳定流。辽阳市平原区范围为模型边界，西部以浑河为界，将其概化为一类水头边界，其余地區含水层侧向边界概化为二类流量边界。垂向上：研究区潜水含水层上部为水量交换边界，接受大气降水、灌溉入渗等补给，含水层底部与第三系砂岩和砂砾岩接触，将其概化为隔水边界。

（2）地下水流数学模型。模拟区较厚的第四系松散沉积物的岩性无论在水平方向上还是在垂直方向上都有较大变化，在同一点，水平方向渗透系数在各个方向大小一致，而垂直方向的渗透系数小于水平方向的渗透系数，故将计算区域内含水层概化为非均质垂向异性介质。模拟区分为潜水和深层承压水，因此将研究区地下水流系统概化为非均质各向同性准三维非稳定地下水流系统，可用下面偏微分方程的定解问题来描述。

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为渗透系数;h为承压水水位;μ为潜水含水层在潜水面上的重力给水度;H为潜水地下水水位;h0为初始水位;M′为弱透水层厚度;K′为越流含水层渗透系数;t为时间;B为潜水含水层底板高程;Qr为补给量;Qd为排泄量;Qi为大井开采量;h1为一类边界点的水位;q为二类边界单宽流量;D为计算区范围;n为边界上的内法线;Γ1、Γ2为一类及二类边界。

（3）模型求解。研究区面积为1 801.4 km2，主要为第四系孔隙潜水，平均厚度为45 m，沙坑附近水力梯度变化较大的区域进行网格加密，计算区剖分为525列、454行，共129 749个网格单元。最小网格单元长10 m，宽10 m，面积100 m2;最大网格单元长200 m，宽200 m，面积0.04 km2。网格偏离系数取1.1。网格剖分见图2。

模型模拟开始时间为2014年1月，2014年1月—2015年12月作为识别验证期，预测期为2016年1月到2020年12月，模型应力期为1个月，时间步长为30 d。整个模拟期时间长度为5 a，共分为60个应力期，每个应力期分为3个时间段。

2.2.3 模型初始参数

根据研究区第四系松散岩类潜水含水层的成因时代、岩性特征以及岩石的水理性质，岩性在全区范围内有一定变化，主要体现为山前向中部平原区含水层岩性由砾卵石、砂砾石逐渐过渡为粗砂、中砂、细砂，根据这种变化对含水层进行分区，将研究区分为6个水文地质参数区（见表2、图3）。

2.2.4 模型源汇项

研究区地下水补给项包括大气降水入渗补给、侧向径流补给、地表水灌溉入渗补给、井灌回归补给，补给量分别为21 198.7万、597.2万、18 046.9万、9 123.3万m3/a;排泄项包括蒸发、侧向径流排泄、人工开采，分别为16 146.6万、63.5万、35 022.0万m3/a。多年平均水均衡差为-2 266.0万m3/a，可见研究区地下水含水层多年呈现负均衡状态。

3 结果与讨论

3.1 地下水漏斗特征

通过对研究区1990—2015年漏斗区中心地下水水位分析可知，1990—2015年地下水漏斗发展分为3个阶段。第1个阶段为直线发展阶段（1990—1999年），该时期区内工农业生产及城镇生活用水主要依靠浅层地下水，随着工农业的快速发展，地下水开采量陡升，是该阶段地下水水位下降的主导因素;第2个阶段为平稳发展阶段（2000—2010年），经过第1阶段后，地下水开采量陡增开始变缓，中心漏斗区地下水水位下降程度有所减小;第三个阶段为急剧扩张阶段（2011年之后），随着工农业生产的迅猛发展，需水量不断增加，特别是城市化进程的加快，城市规模迅速扩大，城市生活及工农业过度开采地下水导致地下水漏斗区中心水位急剧下降，见图4。

研究区地下水流场以及漏斗分布范围见图5。由图5可知，2012—2015年地下水漏斗中心位置地下水水位标高分别为5、4、1、0 m，地下水漏斗面积分别为99.76、124.43、151.85、156.15 km2。2012—2015年地下水漏斗中心区域水位下降了4 m，地下水水位降速为1.0 m/a;地下水漏斗面积扩大了56.39 km2，漏斗扩大速率为14.09 km2/a。地下水水位下降主要集中在2013—2014年，主要受地下水人工开采影响。

3.2 地下水回灌结果预测

仅利用沙坑和拦河坝工程回灌情景下，回灌4～5 a时地下水流场和漏斗分布见图6。由图6可知，相较于2015年，漏斗区地下水水位有了较为明显的回升，漏斗区范围逐渐缩小。回灌4 a，漏斗中心点处地下水水位为9.0 m，漏斗区面积为66.78 km2;回灌5 a，漏斗中心点处地下水水位为9.5 m，漏斗区面积为39.08 km2。相较于2015年，漏斗中心地下水水位分别升高了9.0、9.5 m，漏斗区面积分别缩小了89.37、117.07 km2。因此，在现状开采条件下，采用沙坑和拦河坝工程回灌地下水，漏斗区水位呈恢复态势，水位升幅平均为2 m/a。对比回灌4 a和5 a时漏斗中心地下水水位和漏斗面积，地下水水位仅上升了0.5 m，漏斗区面积缩小了27.70 km2，可见在回灌后期，地下水水位升幅和漏斗区缩小速率均减小，仅仅利用沙坑和拦河坝工程回灌地下水，漏斗区地下水水位恢复需要较长时间。

在利用沙坑和拦河坝工程回灌的基础上，在漏斗区缩减地下水开采4 460万m3/a情景下，回灌4 a和5 a时地下水流场和漏斗分布见图7。由图7可知，相较于2015年，漏斗区地下水水位有了较明显回升，漏斗区基本消失。5 a后，漏斗中心点处地下水水位为12 m，漏斗区已经消失;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，地下水漏斗区缩减速率为31.23 km2/a。可见，在沙坑和拦河坝工程回灌基础上，削减漏斗区地下水开采量，对研究区地下水水位恢复和漏斗区治理效果明显。

3.3 沙坑回灌效果分析

方案①沙坑回灌工程中滲漏补给地下水的渗漏速率见图8，可以看出，回灌初期的渗漏速率大于渗漏后期的，在渗漏初期，渗漏速率为1 220.528 m3/h，随着渗漏时间的延长，渗漏速率逐渐减小，渗漏开始至渗漏0.5 a是渗漏速率最快的阶段，随后渗漏速率逐渐减小。渗漏速率在随时间变化过程中出现波动。回灌5 a后，渗漏速率减小至850 m3/h左右，达到基本稳定。这种现象也证明了仅利用沙坑和拦河坝工程回灌地下水，在初期漏斗区地下水水位有较大回升，漏斗区面积明显缩小;在回灌后期，地下水水位回升幅度减小，漏斗区面积缩小速率减小。

4 结 论

（1）2012—2015年研究区地下水漏斗面积分别为99.76、124.43、151.85、156.15 km2，地下水漏斗中心区域地下水水位降速为1.0 m/a，地下水漏斗面积扩大速率为14.09 km2/a;地下水水位下降主要集中在2013—2014年，主要受地下水人工开采影响。

（2）利用沙坑和拦河坝工程回灌5 a，漏斗中心点处地下水水位为9.5 m，漏斗区面积为39.08 km2，地下水水位升高了9.5 m，漏斗区面积缩小了117.07 km2，漏斗区地下水水位呈现恢复态势，水位升幅平均为2 m;仅利用沙坑和拦河坝工程回灌地下水，在初期漏斗区地下水水位有较大幅度回升，漏斗区面积有较大幅度缩小，在回灌后期，地下水水位回升速率减小，漏斗区面积缩小速率减小。

（3）沙坑、拦河坝工程回灌和漏斗区缩减地下水开采量方案下，回灌5 a时漏斗区地下水水位有了较明显回升，漏斗区基本消失，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，地下水漏斗区缩减速率为31.23 km2/a。

（4）沙坑回灌工程中，回灌初期渗漏速率大于渗漏后期的，渗漏开始至渗漏0.5 a是渗漏速率最快的阶段，随后渗漏速率逐步减小，回灌5 a后，渗漏速率减小至850 m3/h左右，达到基本稳定。

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【责任编辑 吕艳梅】