酒泉地區地下水滲流及流動規律研究

趙 婷

(甘肅省酒泉水文水資源勘測局, 甘肅 酒泉 735100)

隨著我國經濟的飛速發展和人民生活水平的不斷提升，對地下水資源的依賴程度越來越高。由于地表水資源開采量的逐年增加，地下水污染日趨嚴重，與此同時地下水資源的利用也發生了巨大變化[1]。因此，地下水資源的污染防治和合理開采逐漸成為人們關注的焦點。為了科學開發利用地下水資源，必須充分掌握區域水文參數，其中地下水流動規律是非常重要的數據之一[2]。確定地下水滲流及流動規律，不僅可以為礦產資源的高效開發提供基本的科學依據，而且可以為地下建筑設計、地下安全生產及施工提供切實保障。近年來，地下水流向流速研究的不斷深入，楊麗芝等[3]巖體裂隙特征與巖溶地區地下水流向和流速測量結果相結合，得出了巖體垂向上滲透性的分布情況。郭緒磊等[4]利用數值模擬法對砂土介質地下水流速進行了測試，結果表明流向偏差在-20°之內，地層滲流與流速間存在1.5倍的差異；蔣文豪等[5]研究了巴丹吉林沙漠公路兩側監測井的地下水流速流向，發現地下水流向主要是北東北方向，且不同深度的地下水流向具有一定的差異，平均流速達 61.23 m/a；本文通過分析甘肅地區基礎地質特征，利用充電法和注水試驗法分別測定了區域內鉆孔地下水實際流速和滲透流動規律，以期為評價地表水的時域特征提供參考。

1 區域概況

1.1 自然地理

研究區位于甘肅省西北部酒泉地區，植被不發育，為極旱荒漠化地區，僅在溝谷中可見一些芨芨草、紅柳、駱駝刺等耐旱植物生長。該地區具有高蒸發、低降水、干燥多風的特征，多年平均氣溫為5.5℃～9.2℃，1月區內氣溫最低，7月溫度最高，為典型的溫帶大陸性氣候。區內多年平均降雨量為50.2～72.3 mm，降水主要集中在6-8月約占全年降水量的69.32%。區內年平均蒸發量介于2 538.2～3 346.5 mm之間,多年平均風速介于2.8～5.2 m/s之間。研究區出露地層主要為元古代-晚古生代花崗巖和第四系松散沉積物，主要發育二疊紀正斷層、前新生代逆沖斷層、晚新生代以來走滑斷層以及其他不明性質斷層。

1.2 水文地質

研究區內地下水根據地質構造特征、巖石特征和地理特征劃分出盆地裂隙-孔隙水、溝谷洼地裂隙-孔隙水和山地基巖裂隙水三種地下水類型，其中山地基巖裂隙水為主要地下水類型。研究區基巖包含變質巖、沉積巖和巖漿巖，其中變質巖和沉積巖區基巖裂隙水單井涌水量幾乎不到10 m3/d，而巖漿巖區基巖裂隙水單井涌水量為10～100 m3/d。構造裂隙水賦存于斷裂帶，來自地表徑流入滲補給和風化裂隙潛水的側向補給，具有各向異性和非均勻性的特征。其中，大氣降水匯聚于溝谷地帶，通過垂直入滲補給淺部地下水，是淺部地下水的主要補給來源。土壤飽和滲透系數概率分布，如圖1所示。整體上看試驗所得土壤飽和滲透系數比較集中。

圖1 土壤飽和滲透系數概率分布圖

2 試驗方法

2.1 充電法測定地下水流速流向

試驗時間2020年6月依據技術導則DZ/T 0186-1997確定試驗方案，具體步驟如下：(1)根據地理特征，并結合已有的場區水文地質資料初判地下水流動方向；(2)以試驗孔為中心等分為12個方位，布置好探測點并定出 4 條測線，每條環形測線共12個測點；(3)將供電A極和供電B極分別置于加水點位置和距井口較遠位置，作為充電極和無窮遠電極；(4)觀測極N距井口等于A極深度，并置于水源源頭方位；(5)通過觀測極M極測量不同時間各測點的電位值；(6)為了識別巖層各向異性和土壤表層電阻率不均勻導致的等電位畸變，需在加水前觀測正常等電位2次，并記錄自然情況下的電位分布；(7)向鉆孔中加入淡水記下時間t1；(8)加水后測量各點不同時間間隔下的電位值，并記錄測量開始和結束時間；(9)等電位線測量過程中，為精確判定地下水流向，需在位移最大的測線兩側加點，并在測試后立即成圖，直至等值線圖不再發生變化；(10)改變加水流量、變換N極以及改變A極深度后按照流程(2)-(9)再次試驗。

2.2 流向和流速的確定原則

地下水流向的確定原則為：加淡水后，地下水未流經的測點電位無明顯變化，地下水流經的測點電位變小。測試過程中不同測量點電位值的等電位分布存在較大差異，通常是延伸的閉合曲線，因而正常等電位線的最大偏差方向就是地下水的主要流向。

通過等電位線移動速度來計算地下水的流動速度，即選擇與在自然狀態下加水條件下的等電位線，記錄測試間隔時間和等電位線移動距離，計算式如下：

(1)

式中：Δt為試驗時間間隔；ΔL為等電位線移動距離；ν為地下水實際流速；

為了結果的準確性和可靠性，設計了以下三種流速計算方案：(1)多電位等值線值之間進行對比；(2)不同加水情況間等電位線進行對比；(3)自然狀態測量等電位線與加水測量等電位線進行對比；

對試驗數據進行置信水平分析，取置信度為95%，顯著性水平為0.05，計算公式為：

(2)

式中：Xint為置信區間；σ為數據均方差；X為數據平均值；n為數據個數；

2.3 注水試驗法測定地下水流速

對鉆孔進行常水頭注水試驗，試驗過程按照SL345-2007規定進行，由于試驗水頭遠小于試段長度且試段位于地下水位以上，則巖土層滲透系數計算公式為：

(3)

式中：l為試段長度，cm；r為鉆孔內半徑，cm；H為試驗水頭，cm；Q為注入流量，L/min；K為試驗巖土層的滲透系數，cm/s；

計算得到滲透系數后，通過達西定律計算地下水滲透流速公式為：

V=-K·J

(4)

式中：J為水力坡度；K為巖土滲透系數；V為地下水滲流速度；

3 結果及分析

3.1 充電法試驗結果分析

充電法測得的不同條件下的地下水流速，如表 1 所示。當鉆孔加水流量為0.80 L/min時，共進行了10次電位觀測，實測電位值計算的地下水流速標準差為1.323×10-3m/s，平均值為1.454×10-3m/s，流速介于5.181×10-4～4.626×10-3m/s之間，變異系數為0.919 0，為中等變異；當鉆孔加水流量為1.20 L/min時，共觀測15個電位，實測電位值計算的地下水流速標準差為6.343×10-4m/s，平均值為1.111×10-3m/s，流速介于4.525×10-4～2.717×10-3m/s之間，變異系數為0.575 8，為中等變異；在保持鉆孔加水流量為1.20 L/min，改變N極的情況下，共進行10次電位觀測，實測電位值計算的地下水流速標準差為7.141×10-4m/s，平均值為1.343×10-3m/s，流速介于8.484×10-4～3.030×10-3m/s之間，變異系數為0.535 6，為中等變異。本次試驗共進行35次電位觀測，獲得了30個流速值，總體來看地下水流速標準差為9.120×10-4m/s，平均值為1.273×10-3m/s，流速介于4.525×10-4～4.626×10-3m/s之間，變異系數為0.727 4，為中等變異。

表1 充電法測得地下水流速統計表 m/s

充電法測得的流向統計圖，如圖 2 所示，可以看出，總體上看鉆孔地下水流向介于 40°～65°之間，其中流向在60°～65°間占比最小為15.5%；50°～59°間占比次之為27.3%；40°～49°間占比最高為57.2%。

圖2 充電法測得地下水流向統計圖

對試驗數據進行置信分析，得到流速置信范圍為1.667×10-3～2.333×10-3m/s，其中大于均值的數據占70.2%，因此實際流速推薦值為2.333×10-3m/s。

3.2 注水試驗法結果分析

通過水表進行試驗流量的觀測，地下水埋深使用電測水位計和Diver進行測量，根據公式 3 和鉆孔注水試驗記錄表求得滲透系數。鉆孔注水試驗成果統計表，如表 2 所示。中可以看出，鉆孔注水試驗平均滲透系數8.435×10-6m/s，滲透系數介于7.147×10-4～ 1.045×10-3cm/s之間。基于鉆孔水位埋深及兩鉆孔間的距離近似求得水力梯度值為2.8%，求得平均滲流速度為2.527×10-7m/s，地下水滲流速度介于2.142×10-7～3.126×10-7m/s之間。

表2 鉆孔注水試驗成果統計表

對比充電法和注水試驗法測得的地下水流量，可以看出，注水試驗法測得的地下水速值較小，而充電法測得的地下水速值相對較大。可能是由于注水試驗法測得為平均滲流速度，而充電法測得的為地下水的實際流速。其中，注水試驗法中滲透系數與裂隙發育、裂隙性質、巖性以及充填狀況等多種因素有關，實際過水斷面遠小于計算所用值，進而導致注水試驗法測定的地下水流速均小于充電法測定的流速。

4 結語

在研究區采用充電法和注水試驗法測定地下水滲流及流動規律具有成本低廉、成果豐富、操作簡單的優點，與利用傳統流速儀測試相比且具有很好的適用性。充電法測定獲得了35個實際流速數據，地下水流向介于40°～65°之間，流速平均值為1.273×10-3m/s，變異系數為0.727 4，為中等變異。注水試驗法求得平均滲流速度為2.527×10-7m/s，地下水滲流速度介于2.142×10-7～3.126×10-7m/s之間。注水試驗法中滲透系數與裂隙發育、裂隙性質、巖性以及充填狀況等多種因素有關，實際過水斷面遠小于計算所用值。因此，利用充電法測定地下水滲流流動規律在該區域具有較好的推廣性。