地层对海水入侵的控制作用和地下水管理意义.docx
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地层对海水入侵的控制作用和地下水管理意义
地层对海水入侵的控制作用和地下水管理意义
[美]TracyNishikawa和A.J.Siade等
冯翠娥译;李烨、段琦校译
在美国加利福尼亚州的洛杉矶,抽取地下水导致大范围的地下水水位下降和沿海地区的海水入侵。
本研究开发了基于SUTRA的溶质运移模型,来测试DominguezGap区域地层序列模型的水力特征,并评价地下水管理方案的影响。
模型是二维垂直流的,遵循从太平洋通过DominguezGap的近似流线。
结果表明,新识别的断层系统可以提供海水的运移途径,位于BentSpring和UpperWilmington的地层界线可以控制海水的垂直运动。
考虑了3种50年的水管理方案:
(1)水管理方法没有变化;
(2)修建了地下连续墙;(3)使内陆水位增加至海平面以上7.6m。
采用方案
(1)和(3),对海平面瞬间上升1m的影响进行了测试。
根据两个100年的模拟结果表明,当海平面上升1m时,采用方案1,可能会加速海水入侵,而方案3对控制海水入侵比较有效。
一、概述
20世纪,在美国洛杉矶沿海广泛开发利用地下水,导致地下水位下降和海水入侵等相关问题(Poland等,1959;Land等,2004)。
从上世纪50年代以来,已经采取了许多措施来解决这些问题,包括划定流域范围和建立南加州盆地水补充管区(WRDSC),负责保护和管理该地区的地下水,采取的具体行动包括减少抽水和增加人工回灌。
特别是为了避免海水入侵,在西海岸盆地、Dominguez海峡和Alamitos海峡建了三个控制井,沿海岸注入水,营造海水入侵水力帷幕(Reichard等,2003)。
目前,每年大约有×107m3的水被注入到3个控制井。
虽然控制井对于减少海水入侵具有重要作用,但在DominguezGap仍有这一现象发生(Land等,2004)。
美国地质调查局(USGS)与WRDSC合作,对洛杉矶沿海的地下水系统进行区域分析(Land等,2002;Reichard等,2003;Land等,2004;Reichard和Johnson,2005)。
近年来,美国地质调查局、WRDSC和洛杉矶公共建设局(LACDPW),在洛杉矶沿海DominguezGap区域进行了广泛的钻探研究工作(Hillhouse等,2002)。
该研究的目标是确定这一地区详细的地层层序,以改进海水入侵控制战略。
这一工作建立的顺序地层层序模型是基于由USGS建造的5口钻井资料,并由该地区现有的钻井资料进行补充(Ponti等,2007;Edwards等,2009)。
(一)地质环境和水文地质
洛杉矶盆地西南的Dominguez海峡地区,包括与SanPedro海湾毗邻的洛杉矶县的沿海平原一部分、长堤市和托兰斯(地处长堤市西北)。
地质构造方面,DominguezGap总体位于Wilmington的掩埋背斜,东北和西南边界分别为Newport-Inglewood断层系统和PalosVerdes断层。
洛杉矶河的侵蚀河道有30m厚的全新统河流冲积物和河口沉积物,除此以外的大部分地区,地表出露有晚更新统冲积物、崩积物和近海沉积物。
许多研究已经描述过DominguezGap地区的含水沉积层,其中最重要的是Poland和Piper(1956)、Poland等(1959)、加利福尼亚水资源部(1961)和Zielbauer等(1962)的工作。
在Woodring(1946)的工作之后,所有这些研究均将该地区的全新统和更新统沉积物分为3个基本系列。
采用加利福尼亚水资源部(1961)的定义,下更新统系列由SanPedro地层组成,这是位于Wilmington背斜以上的海相单元,沿PalosVerdes和Newport-Inglewood隆起出露。
SanPedro地层由3个主要的含水单元组成,从老到新分别为
(1)Sunnyside含水层;
(2)Silverado含水层,这是该地区的富水含水层,局部厚度可以达到的200m;(3)Lynwood的上覆含水层。
所有含水层主要由海砂组成,含细砂透镜体。
Reichard等(2003)最近将这些含水层重新划分为下SanPedro(Sunnyside)含水层和上SanPedro上含水层(Silverado和Lynwood)系统。
认为晚更新统Lakewood地层是不整合的上覆于SanPedro地层,由一系列浅海、河口、河流、和崩积沉积物组成,在托兰斯和长堤市地表出露。
在Lakewood地层,识别出一个主要的含水单元,即Gage含水层(Reichard等,2003),该含水层主要由互层的细到中砂组成,局部有粗粒透镜体,一般较薄,与SanPedro含水层相比,岩性更为均质。
在Lakewood地层之上,是全新统系列,主要由洛杉矶河流沉积物组成,夹细粒河口淤泥。
上部的岩石地层单元与下层岩性和地层具有一定的关联,虽然这种方法对于确定含水层物质存在的地下区域比较有用,但无法明确由于沉积单元相变造成的岩性侧向变异,不能准确代表真正的连续性粗粒含水相,或不同单元之间含水层相之间的相互关系。
相比之下,Ponti等(2007)近期的工作纳入了层序地层学的概念,这是一种将尽管岩性在侧向和垂向上具有变异,但具有某种内存联系,且在特定的时间间隔沉积的沉积物综合在一起的方法。
层序及其垂直叠加受基准面(海平面)变化、沉积物补给和所提供容纳空间的控制。
在这些沉积体系中,各相具有侧向联系,可以进行填图和预测,因此考虑了含水层的侧向分布,而且很好地界定了细粒隔水层。
采用Ponti等(2007)的方法,识别了DominguezGap地区全新统和更新统沉积物的7个地层序列,3个上新统序列和1个第三系系列,这些系列组成了地下水流系统的某些部分。
由Ponti(2007)确定的这些序列,加利福尼亚水资源部(1961)和Reichard等(2003)确定的含水层系统如表1所示。
每个序列代表了系统中一种岩性,岩性划分为4类:
中到粗砂和砾石、细到中砂、粉细砂至粉砂以及粉砂和粘土为主。
Ponti等(2007)的研究还发现存在影响含水层相关性和连续性的近期褶皱和断层系统(太平洋沿海Highway断层或PCH断层)。
Ponti等(2007)假设褶皱和断层营造了海水进入浅层沉积物进而进入到深部含水层的通道。
PCH断层如何影响含水层的关系和连续性的实例之一是,在PCH断层北部的上Wilmington序列为砂岩,归于Silverado含水层(见表1),与Ponti等列出的断层南部的上新统A和B序列中的砂共存。
表1加利福尼亚DominguezGap区地层序列与含水层之间的关系
地层
(DWR,1961)
序列
(Ponti等,2007)
太平洋沿海Highway断层
北部含水层
太平洋沿海Highway断层
南部含水层
DWR(1961)
Reichard等(2003)
DWR(1961)
Reichard等(2003)
全新统
Dominguez
Gaspur
最近
Gaspur
最近
Lakewood
Mesa
Gage
Lakewood
Gage
Lakewood
Pacific
SanPedro
Harbor
Lynwood
下SanPedro
BentSpring
Silverado
Lynwood
下SanPedro
上Wilmington
下Wilmington
Sunnyside
下SanPedro
Silverado
上新统A
Pico
上新统B
Pico
下SanPedro
上新统C
水井未穿透
水井未穿透
Pico
第三系
未分化
水井未穿透
水井未穿透
水井未穿透
水井未穿透
(二)研究方法
本研究的工作目标是:
(1)定量评价Ponti等(2007)和Edwards等(2009)采用溶质运移模型提出的层序地层学的水力影响;
(2)利用校准运移模型评价不同管理战略的可能影响;(3)利用校准运移模型评价由于气候变化导致海平面上升1m的可能影响。
采用SUTRA模拟溶质运移(Voss和Provost,2002),包括二维、三维、有限元、基于密度、地下水流和溶质运移模型。
在19世纪中期,洛杉矶沿海开始开发利用地下水,根据模拟结果,可以估计太平洋(SanPedro海湾)到DominguezGap区的地下水流和氯化物(Cl)运移。
采取的方法是模拟准稳态条件,假定代表1849年的情况,然后模拟1850~2004年的瞬时流动和运移。
模型认为沿近似流线流动和运移,然而,真正的地下水流动和运移系统是三维的。
Nishikawa(1997)采取类似的方法来确定不同假设的有效性,考虑了加利福尼亚州Ventura郡的海岸水文地质条件。
在模型中没有明确考虑该地区的断层,即假定断层对水压和氯离子浓度的影响通过断层造成的地层分层引起。
二、地下水流和运移模型
(一)空间和时间离散
采用有限元网格来离散层序地层剖面,模型的横向和纵向范围分别为15,800m和900m左右。
区域的顶部海拔为低于海平面20m(bsl)至高出海平面13m(asl),底部海拔为900m(bsl)。
在本研究中,海平面参照北美垂直基准88(NAVD88)。
网格包括87191个节点和86643个单元,按照水平和垂直变量划分。
模拟的断面宽度为1m,在模拟时采用不规则的四边形有限元。
栅格大小在浅层较小(5m×25m),到接近底部较大(20m×100m)。
栅格越小,越可以更好地表征低渗透性的薄层,可以准确计算压力和浓度的敏锐时空变化。
确定初始条件的模拟期是10000年,步长为10年。
对于数值稳定性模拟,采用155年的瞬态,2周为步长。
(二)初始和边界条件
按照任意初始条件,进行长期(10000年)的瞬态模拟,可以达到稳定态条件。
采用得到的压力和氯离子分布作为历史(1849)和瞬态模拟时的初始条件。
一般来说,在模拟时,采用无流量或固定压力(FP)、进入流域内水中氯离子浓度特定。
而且,流域内的固定压力垂直海岸边界顶部为120m(bsl),反映了低于这一高度的沉积物远离海岸。
而且,FP水平海岸边界相应于海洋底部从0~8020m(x轴方向)的大概位置。
FP内陆边界从地表(海拔约13masl.)延伸到流域的底部,用于稳定态模拟,时间变化作为瞬态模拟。
FP-内陆边界是反映这一位置压力对水位总体影响的简化,然而,在模拟结果中,可能无法反映当地具体的抽水和注水的影响,因为难以明确界面上的压力。
沿底部边界和120~900mbsl的海岸边界沿线,是无水流边界。
对于稳定态模拟,FP-海岸边界是静水的,采用海水密度1024kg/m3,并假定海平面相当于0m,边界的氯离子浓度是19,000mg/L。
FP-内陆边界也是静水的,但是采用淡水密度1000kg/m3,并假定水头为7.6m(asl.)。
Mendenhall(1905)研究表明,断面内陆位置附近的水位约为6m,假定当前水位略高于50年前,即1849年的水位。
边界的氯离子浓度设置为0mg/L。
对于瞬态模拟,FP-海岸边界与稳定态模拟边界保持一致。
FP-内陆边界也是静水的,但将其划分为两个不同的时间边界。
FP-内陆边界的上半部分从地表延伸到124m(bsl),并由1849年的初始水位(稳定态)线性变化至2004年的0m。
采用2004年的0m比较合理,因为这些水位数据是从3口浅井收集的,这些浅井位于内陆模拟边界向海方向1500m处。
这些水井(889T,898W和898X)由LACDPW负责,顶部和底部射孔范围为8~31m(bsl)。
根据自1938年来附近水井(4S/13W-23B2)的水位观测资料,来确定内陆边界下部随时间变化的水压。
井23B2深度为325m,射孔范围为195~270m(bsl)。
对于1850~1938年之间缺失的数据,以及任何其他缺失的数据,根据线性插值来确定(图1)。
在124m(bsl)处划分内陆边界,对应于最浅的低渗透性层。
三、系统参数
模型属性,包括渗透性(k)、流体压缩性、流体密度、流体粘度、孔隙度(n)、固体基质的压缩性、固体颗粒密度、弥散性(α)和扩散系数(af),会影响模拟水通过含水层的速度和范围、储水量变化、由于应力变化造成的地下水位变化和溶解盐的迁移。
流体压缩性、弥散系数、海水密度、淡水密度、流体粘度、固体基质压缩性与固体颗粒密度是根据公开数据确定的,分别为×10?
7m2/N、×10?
9m2/s、1,024kg/m3、1,000kg/m3、0.001kg/ms、×10?
9m2/N和2,600kg/m3(Freeze和Cherry,1979)。
通过试错参数估计来指定其它参数(k、n和α),初始和最终参数值见表2。
图1内陆边界随时间变化的边界条件
表2加利福尼亚DominguezGap地区的初始和最终水力和运移参数
结构描述
水平渗透性(m2)
垂直渗透性(m2)
孔隙度
(1)
纵向弥散性(m)
横向弥散性(m)
初始
最终
初始
最终
初始
最终
初始
最终
初始
最终
中至
粗砂砾
–10
–10
–12
–11
300
600
30
5
细至中砂
–11
–12
–13
–13
300
600
30
5
极细砂
和粉砂
–12
–13
–14
–14
300
600
30
5
粉砂和
粘土为主
–14
–14
–16
–17
300
600
30
5
用于校准采用的原始数据为16口水井的测量水位和氯离子浓度,各个水井的信息见表3。
如前所述,在数值模型中没有明确列出当地的抽水和注水情况,因此,结果不能反映其潜在影响。
模型校准主要有两个目标。
首先是将沿海浅层和深部地区的氯离子浓度差异进行匹配;其实是模拟PCH断层地区,氯离子浓度高的地下水向下运移模拟结果。
另一个校准目标是匹配其它13口水井的测量水位与氯离子浓度。
为了达到这些校准目标,在对含水层进行主要修改的参数有渗透率、孔隙度和分散性的各向异性比。
假定渗透性均质各向异性,指定4种地层结构的初始渗透性值,初始和最终的k值列于表2。
最初假定4种地层结构k值的各向异性比均等于100:
1(即k水平/垂直=100),但是,在参数评价过程中,除极低渗透性的粉土和粘土,其余几种类型各向异性比均改变为10:
1。
为了与沿海附近较低的氯离子浓度测量值相匹配,将这一地层结构的渗透率各向异性比率指定为1000:
1。
假定孔隙率为各向异性,指定4种地层结构的孔隙率值,初始和最终的n值列于表2。
对孔隙度值进行调整,以使模型中的氯离子浓度与观测数据更好地匹配。
除了细砂和中砂,每一种地层结构的孔隙度值都从初始值增加了5%,以减缓模拟氯向内陆迁移,以更好地与测量数据相匹配。
假定弥散性均质、各向异性,α初始和最终值列于表2。
注意初始纵向(αL)与横向(αΤ)弥散性比值为10:
1,逐渐增加到120:
1(即,αL/αT=120)。
尽管比例增加了一个数量级,但根据Gelhar等(1992)的报告,最终的αL和αT(分别为600m和5m)是合理的。
然而,对于任何一个观察范围大的模型,例如本研究,计算的弥散性不具有高度可靠性(Gelhar等,1992)。
在SUTRA中,弥散性与流向有关(Voss和Provost,2002)。
由于粉土和粘土、粉土-极细砂的垂直渗透率低,因此,水流的主要方向是向内陆,因此,弥散性的这些变化有助于形成清晰的垂直过渡区和管委会称为弥散的水平过渡区。
评价的参数有4种地层结构的渗透率和孔隙度以及垂直和水平弥散性。
水力学特征和海水运移最敏感的参数是渗透性,例如,海水向下运移对粉土和粘土类的渗透性极为敏感。
此外,水平与垂直各向异性值必定很大(1000:
1),以防止海水向下迁移太远,允许水平锋向内陆迁移。
但是,一旦确定这一类型地层结构合适的各向异性比值,与其它3类结构相比,渗透性微小变化的影响相对较小。
其它3种地层结构类型的渗透性具有相似的影响。
与其它参数给定的值相比,某一参数值的变化影响可能更大,因此,需要通过试错寻求最佳的组合。
4种地层结构类型孔隙度和弥散性的变化会影响海水迁移的结果。
4种类型孔隙度的变化对结果具有相似的影响,然而,孔隙度小会使海水迁移太快。
因此,这些值有所增加,接近于文献中报导的最大值,以获得较好的结果。
弥散性垂直和水平变化对于模拟结果的影响最小,但这些值对两个水井:
4S/13W-33Q1和5S/13W-11P1(主要校准水井之一)有显着影响。
增加垂直弥散性、减少水平弥散性非常必要,不仅有助于对上述两口水井的结果有显着改进,对其它水井的总体结果也有改进。
表3加利福尼亚DominguezGap区用于模型校准的水井结构
名称
州水井编号
顶部射孔深度
底部射孔深度
地表高程
LongBeach-5
5S/13W-11P1
LongBeach-5
5S/13W-11P2
LongBeach-4No.1
5S/13W-2E1
LongBeach-4No.2
5S/13W-2E2
362H
4S/13W-33Q1
361X
4S/13W-34F2
361U
4S/13W-27D6
370U
4S/13W-27K4
LongBeach-7No.1
4S/13W-27H4
LongBeach-7No.2
4S/13W-27H5
LongBeach-7No.3
4S/13W-27H6
LongBeach-7No.4
4S/13W-27H7
889P
4S/13W-23N3
LongBeach-3No.1
4S/13W-23D3
LongBeach-3No.4
4S/13W-23D6
LongBeach-3No.5
4S/13W-23D7
四、模型校准结果
在校准过程中,目的是定性而非定量,即没有使用数学计算方法,如最小二乘法。
每个水井获得的数据不能同样加权,无法简单地确定合适的权重函数。
此外,采用,正向模型的运行时间约为6小时,因此,采用优化算法,如高斯牛顿是不可行的。
此外,敏感性分析也是定性的,每个参数都是变化的,根据观测值相对于预测值图,可以定性观察到这一变化。
基于这些结果,评价了下一次迭代的方向和步长。
由于运行时间太长,在本研究中采用定量搜索算法和的敏感性分析不可行。
模拟的氯离子分布情况表明,初始氯离子浓度为2000mg/L(约为海水中氯离子浓度的10%),不会到达海岸线。
如前所述,上层粘土层的垂向渗透率低,阻止海水向上新统以下的层序运移。
2004年的氯离子等浓度线表明,在海平面以下,由于Dominguez层序的砂砾k值高,氯离子在向内陆方向减小。
海水通过下面的BentSpring向下运移,并且进入到Wilmington层序。
确定了16口水井的测量和模拟水位图以及穿透曲线,所选择水井的结构信息如表3所示。
水井5S/13W-11P1,2是美国地质调查局设置的最靠近海岸的一口监测井,分别在332~338米和102~108m(bsl)射孔(见表3)。
如上所述,一个主要校准目标是模拟浅层和深层区域的氯离子浓度差异。
这些水井的水位和氯离子浓度数据有限,但是,模拟水头和穿透曲线与测量数据能够较好的吻合。
此外,根据模拟结果,测量水位和氯离子浓度具有垂直梯度关系,即在浅层地区,水位和氯离子浓度较高,而在深层地区,水位和氯离子浓度较低。
水井5S/13W-2E1,2是美国地质调查局设置的内陆监测井,分别在336~372米和244~250m(bsl)射孔(见表3)。
模拟水头低估了两口水井的测量水位,但是,模拟的氯离子浓度与低氯离子浓度测量值很好地吻合。
此外,对该水井的垂直水力梯度进行了模拟,但模拟结果大于测量值。
水井4S/13W-33Q1是一口位于内陆海岸线的LACDPW监测井,在34~55m(bsl)射孔(见表3)。
模拟水头与相关水井的测量水位数据匹配,但是,最初的测量值低于模拟值,可能是由于局部或瞬态抽水的影响。
尽管锋面比测量的氯离子浓度到达的要早,但模拟的穿透曲线与测量的氯离子浓度基本一致。
氯离子锋面到达较早可能是由于α值太高,然而,如果α值减小,则会对其它水井的模拟结果产生不利影响。
水井4S/13W-34F2是LACDPW监测井,在93~116m(bsl)之间射孔(见表3)。
模拟水头与后期的测量水位数据匹配相对较好,但是,早期的测量值低于模拟值。
类似于33Q1,可能是由于局部或瞬态抽水的影响。
模拟穿透曲线与早期氯离子浓度观测值相对比较吻合,然而,在1995年之后,氯离子浓度有所增加,没有进行模拟。
水井4S/13W-27D6是LACDPW监测井,位于PCH断层的海岸线一侧,在82~114m(bsl)射孔(见表3)。
模拟水头低于测量的水位数据,模拟的穿透曲线与早期的氯离子浓度观测值相对比较吻合,然而,在上世纪80年代中期以后,氯离子浓度开始下降,没有进行模拟。
氯离子浓度测量值低可能是由于DominguezGapBarrier工程局部注水的影响,在模型中没明确。
水井4S/13W-27K4是LACDPW监测井,位于PCH断层内陆,在66~88m(bsl)之间射孔(见表3)。
模拟水头与测量的水位数据匹配相对较好,模拟的穿透曲线有些高估了测量的氯离子浓度,但模拟的穿透曲线与测量的氯离子浓度峰值不匹配。
水井4S/13W-27H4-7是美国地质调查局的监测井,分别在360~372m(bsl)、198~204m(bsl)、143~149m(bsl)以及110~116m(bsl)之间射孔(见表3)。
如上所述,主要的校准目标是模拟高氯地下水向下流动。
在一般情况下,模拟水头大小与实测水位数据相对匹配较好,但是,模拟水头并不正确,如测量数据表明,向下的梯度是从27H7至27H5,但是,模拟结果表明,27H6具有最高的模拟水头。
最浅井和最深井(分别27H4和27H7)模拟穿透曲线与测量的氯离子浓度数据吻合较好,但是,模拟穿透曲线过高估计了中间水井的实测数据,说明模型过高估计了氯离子的垂直运移。
水井4S/13W-23N3是水井27H4-7内陆的LACDPW监测井,在140~143m(bsl)射孔(见表3)。
在一般情况下,模拟水头与测量水位吻合较好,只有1994年的水位测量数据较高,比较异常。
模拟的穿透曲线过高估计和早期和晚期的氯离子数据,而且过高估计了氯离子浓度峰值。
水井4S/13W-23D3,6,7是靠近模拟范围内陆边界的美国地质调查局监测井,分别在412~424m(bsl)、162~168m(bsl)和125~131m(bsl)之间射孔(见表3)。
水井23D6模拟水头与测量水位之间吻合较好,但水井23D3和23D7的测量水位分别被低估和高估。
水井23D7的模拟水头高,可能是随时间变化的FP-内陆边界并不能准确地代表这一深度真实的水位。
模拟穿透曲线表明没有氯离子到达这些水井,但是,在水井23D7也监测到了低浓度的氯离子。
在一般情况下,模拟结果与DominguezGap地区观测到的海水入侵总体格局吻合:
在浅层沉积物中,氯离子浓度高,在海岸附近一般为淡水,在PCH断层附近,氯离子会向下迁移,在远离内陆的地方,氯离子浓度很低。
五、可选择的概念模型
虽然根据上述模拟结果,重现了高氯水从PCH断层附近的浅层沉积物向下运动,如在
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- 地层 海水 入侵 控制 作用 地下水 管理 意义