1、马坑矿区地下水流岩溶含水层的数值模拟F.M. Rani，Z.H. Chen摘 要问题描述：制造铁矿石是中国南方地区最大的采矿项目之一。由于该站点中的开采活动的发展，增加开采深度已经很必要。增加勘探深度，使开采隧道岩溶突水。方法：已经为马坑区发展了水文和水文地质模型，其产生的相关参数，如地下水补给，余量旁侧入流来估计含水层产量。美国地质调查局的码流,MODFLOW 2000，被用来产生数值模型。基于地理信息系统的合成信息被用一个有限差分数值收集。区域稳态和瞬态状态流量是在假设等效多孔介质方法的前提下根据前期的开发环境下校准的。结果：水预算的计算表明，在区域含水层地下水总流量第一年达2.98立方毫
2、米 。渗入地下的降水提供了地下水补给的61.7 ，而21 来自侧面流入，其余17.3 来自地表水诱发补给。区域含水层排放88.5是通过泉水流出，11.5 是通过水流流出。结论/建议：灰岩含水层岩溶性质相当于多孔介质流模型来代表水头和区域尺度上充电/放电的关系是适当的。这项研究的结果可以用来预测所需要的水量和泵的可能位置。关键词：地下水建模；EPM；喀斯特地质1 引言中国有丰富的矿产资源。到目前为止，地质学家已证实储量超过158种世界上已知矿物可以在中国发现，中国成为了世界第三的总储量和第二大的矿物生产商。目前矿业大规模发展，因此有必要增加勘探深度来提取矿物。增加勘探深度使得挖掘隧道经受喀斯特突
3、水。所以，在降水设计中，喀斯特的含水层水文地质条件的明确识别是一项重要的任务。马坑铁矿是中国最大的矿业项目，有三个开采水平：水平420m，300m和200m。矿区周围的地下水平均水平约为450m。目前，大量岩溶水渗入第一层次挖掘隧道。地下水渗入断层和喀斯特岩溶洞穴。目前，受到了突水的影响，采矿活动逐渐减少。为继续这项研究，应使用脱水系统，并考虑地表水相互作用。脱水过程将取决于泵送和采矿隧道周围的排水系统，以减少约300m的地下水水位。这需要一个对所有水文地质条件的整体研究。然后用数值模拟来确定地下水流的方向，预测给排水系统流入量和计算所需的抽水量和位置。由于高异质性，数值模型在岩溶含水层的应用
4、是比较困难的。这项研究的第一阶段是对水文地质框架的说明。研究随区域地下水流概念模型的发展进行。MODFLOW被用来模拟三维区域。模型参数的标定是稳态和瞬态流动条件下进行的，然后用数值模型来估计区域水预算。本文介绍了马坑采矿工程水文地质成分的第二项研究。第一项研究根据泉流量提出了对含水层补给的估计。研究区水文地质特征：铁矿项目位于龙岩市的南部，福建省西部山区。该地形中占主导地位的是海拔范围从350m到1170m的孤山。矿区从南部矿区延伸，穿过在东南部的一个平均海拔为800m地过渡区，在希玛河畔东部420m。年最大降雨量为2348mm；最小降雨量为1188mm，日最大降雨量为322mm，降水集中在
5、夏季和秋季。年平均气温为20。一年之间潜在蒸发量在1930.6-1166.7mm内变动。研究区的火成岩地下水盆地，总厚度约150-700m，包括二叠系砂岩和石灰岩古生代系统，由泥岩隔水层分开。该含水层系统是有界的一个断裂带，这些断裂带都被假定为模型的边界。研究区域内其他断裂带是垂直的，并作为流动的屏障。研究区的流动系统代表了两个含水层和一个弱透水层的序列。所有这三个含水层有助于区域地下水流系统从东南山区延伸至西北部分的崎濑泉。上部潜水含水层砂岩是0-400m厚，由砂和砾石构成。第二，0-800m厚的含水层，常见厚度在300米的范围内，其岩性主要为硅质灰岩，泥质灰岩和纯灰岩，白云质灰岩。在研究区
6、东南部的部分风化区有露在表面的石灰岩含水层，在整个区域中起着接收和传输的下行降水补给的重要作用。该石灰岩含水层由上侧限砂岩含水层与0-50m厚的泥岩隔水层分离。2 材料与方法2.1 概念模型共约346钻孔数据点，可由制造领域的前期研究获得，可充分利用GMS的优势，建立其在软件环境的概念模型。根据半自动制备的横截面与2个含水层和1个弱透水层组成的3土层单位进行数据分析。通过对钻孔数据和露头边界数据的kriging法处理来建立每个土层顶部和底部的地图。以相同的方式构建三个含水层三电位表面，随后引入模型作为初始头。可以看出，该区域地下水流是从西南边界，由西部断裂带向东北流出边界。上层含水层的头柄受到
7、表面形貌和频繁接收降雨补给的影响。研究区的水文地质环境的特点是大的水平和垂直异质性。以水的三个个主要外部来源构成的流动系统补给条件为： （1）西南边界断层侧向流入；（2）雨水补给；（3）一些地区河床的浸透。根据研究区雨水补给和西南边界断层侧向流入的水量对研究区进行的整体水预算是一个重大贡献。 2.2 数值模型数值模型的目标是评估和测试有关流系统各种说明的有效性。这些措施包括：（1）位置和流系统边界的类型，（2）补给区的定义及（3）水文地质工作框架说明的变化。使用数值地下水流模型MODFLOW 2000。该含水层系统结构域水平方向分成80行和80列，形成83 83m的统一小区域。该模型包括4层，
8、模拟主要土层单元的两个区域含水层和弱水层。顶层（Layer1）代表石英砂岩含水层、泥岩和石灰岩同时存在。下层（Layer2）代表泥岩含水层和石灰岩含水层的高度裂隙岩体存在。最后两个层，（Layer3）仍是高度裂隙岩体和（Layer4）介质裂隙岩石石灰岩含水层。所有层的表面和底部高程均由钻孔数据以内插值替换。模型边界选择相应尽可能与自然地貌和水文特征一致（图1）。一个特定的水流被分配在西南边界以模拟地下水从相邻的砂岩含水层流入。图1这个水流被估计电位表面沿极限约束。在其他区域，与地形划分重合的横向边界在同一时间模拟地下水划分，并且被模拟为无流量边界。四个地下蓄水层中，研究区域内的主要断层被隔水层
9、模拟。河流束模拟了地表水的特性和地下水系统之间流动的影响。河流和溪流的水位，从监控仪表和现有的地形图进行了估算。MODFLOW漏极层来模拟示范区的西北角的崎濑泉。通过使用MODFLOW补给层，石灰岩含水层的上层含水层与夹持部分的补给率被指定。石灰岩含水层（layer3和layer4）的初始水力传导系数分布分配如图2。上无侧限石英砂岩含水层缺乏液压压头和抽水实验数据，因此，头部数据和水力传导系数均从浅井岩性知识和零散信息的基础上假定。图22.3 稳态模型稳态模拟基于前期研究区的数据。早在1977年就开始了制造领域的研究。1977-1980年，普遍没有抽水压力和水位数据。研究区的水位测量，出现在前
10、期，没有对地下水流系统进行显著改变，该含水层系统被认为已经处于动态平衡状态。因为没有数据可用于北方地区，沿着剖面一些“虚构的”井被提出，以保证一个现实的插值从轮廓软件获得。这些“虚构的”井被设置成与崎濑泉的高度成正比。2.4 无应力稳态地下水流模型的校准在校准过程中使用的观测数据是通过观测井地下水位升高获得。当误差的观测值的估计误差区间在（0.15 m）内校准成功。对于初始模拟，分配水力传导率的值分别如图2所示。初期降雨补给量基于已记录的数值。通过进行定量统计方法，使模型模拟和现场测量结果之间吻合，对这些初始值进行调整。对于这个模型，误差估计的均方根为1.7倍，这是非常小的相对总水头损失（1.
11、8m）。一旦这些条件都满足时，模型被认为已校准。需要注意的是，标准校准与平均残差需接近于零，与剩余标准偏差的整体范围中头部的比例需小于10%。2.5 瞬态模型从1977年12月5日（08:00 AM）到1997年12月10日（10:00AM），瞬态模拟在最初的联合稳态泵浦检测抽水井排运行，以检查抽水井在第3层和第4层排出速度21L/s的影响。通过抽水井排出的水根据指定的泵送速率被模拟为指定流边界。抽水井是一个水池并且在模型中表示为一个节点。选定的应力周期的日期/时间应与当地图模块中输入数据变化以及当时时的地下水收集匹配。五个应力周期被每个应力周期一个单位时长模拟。瞬变流仿真的研究结果显示在在每
12、个时间步结尾的头部轮廓图中。除了深层地下蓄水层抽水井（模型层3和4），还有11个观测井。2.6 瞬态地下水流模型的校准为了确定模拟的精度，对于每一个暂态模型都进行了水位的观察与计算分析。三种方法用于测定精度的级别。第一种方法涉及计算残差的平均值。这提供了分布的偏差的度量，表明模拟是否已经结束或整体低估了地下水位。第二种方法涉及根均方或标准偏差的残差，它提供了在测量和计算的水位平方差，是差异范围的敏感性测试。第三种方法涉及实测值和计算值之间的标准误差的计算。标准误差计算残差绝对值的平均值。这为了解实测值与计算值之间的平均差异提供了更实际的方法。瞬态模型中使用的校准过程类似于校准上述的稳态模型中所
13、使用的方法。模型模拟和现场之间的吻合程度基于主校准的统计测量：可接受的残余应介于整个过程的最高和最低之间，并基于：（1）误差的均方根（RMS）的总水头损失的比例要小；（2）水头差应小于残留平均值和标准偏差的5%；小于标准偏差对总扬程变化的10% 。一旦这些条件都满足，模型被认为已校准。对于这个模型，误差估计的RMS为2.1m，相对于4.61m总瞬态水头损失（总提取）来说很小。2.7 敏感性分析敏感性分析以如下校准参数进行：在东南边界的指定水流量，回灌流量和水力传导系数。应用通量的SE变化范围为500 m3 day1，高于或低于校准值。该模型校准目标方面的表现是稳定的，1000 m3 day1。
14、对于高于2000 m3 day1的值，代表地下水头超过表面高度，这是不现实的。为补给流量，变化的任意范围被选定在R 0.5R之间。NRMS， RMS和 ARM对补给率的变化很敏感。29个校准的水力传导数据均分别乘以下列数字：0.01，0.1， 0.5，5，10和100。模型的结果是对中间区域水力传导系数的变化特别敏感。流动组件0.5到10 K的变化导致地下水在定义范围内（1000-1560 m3 day1）流入东南边界。3 结果与讨论该模型被认为是一个校准的基础模式，通过调整石灰岩含水层的水力参数，使计算出的水位与观测到的电位面标高轮廓进行相当良好的匹配。河流出模型区域与崎濑泉同样被调节至与观
15、测数据相匹配。第一，地下水之间的水力联系，用MODFLOW River Package将石英砂岩含水层和地表水模拟为依赖头部的边界条件。河流与石灰岩含水层之间良好的水力联系被模拟为扩大垂直流出，它通过石灰石的部分也被扩大。水力传导系数（29组）的校准值在210-4和6.7 m3 day1之间变化。而对于存储系数校准值从510-3达到310-1。对稳态和瞬态模型模拟地下水头的观察如图3所示。对于稳态模型（图3a）的情况下，NRMS，ARM和RMS值表示与以前定义的校准目标相比较可接受的校准。在瞬态模型（图3b）的情况下，显示了对泵送试验5天完整周期的结果。图 3由图3可以看出，虽达到了校准目标，
16、但稍差于稳定情况。大多数残差被包含在2和+2m之间模拟区域中的很大一部分。在北部地区，对应于含水层的最薄部分的误差项的范围为-1m和+1m（2m），这代表了1%的含水层的厚度。对模拟域的其余部分，平均含水层厚度（厚度为250-300m）的误差项小于2%。模拟地下水头显然高估了头部残差是2-4m区域中间的观测值。在西部，观测值被低估了1-2m。在示范区的北部，残差1m左右。4 结论本文进行了对中国福建省矿区一个矿区的区域地下水流模型的研究。这项研究是采用等效多孔介质方法对该地区的地下水流理解的一个显著进步，考虑到在没有定量分析的情况下已进行至今日尤为如此。这种模式代表着设计的第一步脱水系统可使该地区的采矿活动得以继续。总的结论是，石灰岩含水层接受从外界砂岩压裂模式的横向流
