毕业设计（论文）-章丘市官庄地区地下水数值模拟研究论文.doc

山东科技大学泰山科技学院本科毕业设计（论文）题 目章丘市官庄地区地下水数值模拟研究系 部 名 称 资源与土木工程系 专业班级 地质工程（科本）12-2 学生姓名 学 号 指 导 教 师 2016年 5 月摘 要章丘市官庄地区距章丘城区约9km，由于其地处地下水补给区，且第四系覆盖较薄，属于水资源匮乏地区。近几年由于连年干旱，水位大幅下降，人畜饮水问题日趋严峻。解决群众生活用水问题成为当地政府和学者共同关心的问题。主要的研究内容有：第一、通过调查和阅读相关资料，初步查明区内含水层（带）的空间分布及其补给、径流、排泄与赋存条件，进行地下水位动态观测。第二、探明该区域的构造地质条件，确定边界条件。第三、通过勘察出的水文地质资料建立该区水文地质概念模型，进一步建立研究区域非均质各项异性三位非稳定流数学模型，利用等参有限元技术进行地下水数值求解。第四、验证地下水数值模拟结果并分析，对官庄地区可能富水的地段最大可开采量进行概略评价，为解决当地用水问题提出依据。关键词：数值模拟 渗流场 参数分区 三维数学模型 降水量AbstractZhangqiu Alfred chuang area of about 9 km from the chapter grave city, is located in the groundwater recharge area due to its and quaternary cover is thinner, belongs to a water area. In recent years due to years of drought, water has fallen sharply, human and animal drinking water problem has become increasingly serious. To solve the water problem become the common concern of the local government and scholars. The main research contents are as follows: First, through the investigation and reading relevant information, finding the aquifer in the area (with) the spatial distribution and recharge, runoff, discharge and occurrence conditions, underground water level dynamic observation. Second, has proven the region tectonic geological conditions, boundary conditions were determined. Third, through the investigation of the hydrogeological data establishing the hydrogeological conceptual model, further establish the research area of inhomogeneous the opposite sex three mathematical model of unsteady flow, groundwater numerical by isoparametric finite element technology. Fourth, verify the results of numerical simulation and analysis of groundwater, Alfred chuang area might rich water area general assessment can be mined, the largest to solve the problem of local water is put forward on the basis of. Key words: numerical simulation of seepage field parameters of three dimensional mathematical model of precipitation 目录1 绪 论.11.1 研究背景及目的.1.2 数值模拟研究现状.1.3 官庄地区地下水资源研究概况及研究程度.2 研究区域水文地质条件研究概况. 2.1 位置、地形地貌及水文特征. 2.2 地质构造. 2.3 区域水文地质特征. 2.4 普查区水文地质特征. 2.5 研究区域内的抽水实验.3 地下水运动的数值模型及数值求解. 3.1 地下水数值模拟的基本方法. 3.2 边界条件的处理. 3.3 抽水井的处理.4 研究区内地下水数值模拟. 4.1 研究区模拟范围. 4.2 含水层概化. 4.3 边界条件概化. 4.4 地下水源汇项处理. 4.5 数学模型. 4.6 模型拟合和验证. 4.7 地下水位预测.1绪 论1.1研究背景及目的山东省章丘市官庄地区位于章丘市的东南，据章丘城区约9km，该地区内物华天宝，资源丰富。境内地质地貌十分特殊，南部山峦起伏，主要为灰岩裸露区，多石灰石、铁矿石，向北地势逐渐平缓，逐渐过渡为山前冲洪积平原。由于地处地下水补给区，且第四系覆盖较薄，属水资源匮乏地区，经济条件比较落后。近几年由于连年干旱，水位大幅下降，人畜饮水问题日趋严峻。为查明该地区地下水资源情况，解决群众生活用水问题，建立地下水模型，通过地下水数值模拟的方法预测和评价官庄地区地下水资源。1.2数值模拟研究现状地下水系统数值模拟是基于地下水系统概念模型概化和抽象出的数学模型，用以描述地下水系统各参数、度量之间的数量关系,在对数学模型识别和验证的基础上进一步验证地下水系统的行为和功能的适应性，从而深化对地下水系统特性的认识。地下水数值模拟作为预测、评价地下水资源的工具在解决具体的水文地质问题过程中起着日益重要的作用。1、国外地下水数值模拟的发展最早对地下水进行动态分析，采用的是比较直观也是最为简单的水均衡方法以及水文地质比拟方法。十九世纪中叶，法国人达西盯在总结前人实践的基础上，通过试验提出了水在孔隙介质中渗透的线性渗透定律，即达西定律稍后，袭布衣（J.Dupuit，1863）以达西定律为基础，研究了单向和平面径向稳定运动，奠定了地下水稳定流理论的基础。1905年E.梅勒第一次用解析法论证了泉水流量的预测方法。1935年泰斯（C.V.Theis）提出了地下水向承压水井的非稳定流公式，开创了现代水文地质计算的历史。五十年代，随着深层承压水的开发利用，代雅柯布（C.E.Jacob）、汉土什（M.S.Hautush）等人研究了有越流补给的情况，接着出现了考虑无压含水层迟后反应、非完整井等情况下的解析解。同时把稳定流计算中己经行之有效的叠加原理、映射法应用到非稳定流计算中来，以解决井群干扰和边界的影响以及抽水流量呈阶梯式变化等非稳定流动问题。20世纪50年代后期,卡门斯基在解析法分析群孔潜水动态的基础上，系统地研究了存在降水入渗条件下的有限差分法，并用它来预测地下水动态的变化。六十年代后期随着计算技术的进步数值模拟方法应用到地下水计算中来，理论和工程上分析地下水的能力都取得了突破性的进展，先后出现了二维流平面（剖面）模型、准三维流模型、三维流模型、耦合模型等。同时数值法在应用过程中也得到了发展，从最初的有限差分法(FDM)和有限单元法(FEM)，发展到后来的有限差分法(FDM)、有限单元法(FEM)、边界单元法(BEM)和有限分析法(FAM)等多种方法并存。每一种数值方法在解决地下水问题的过程中被不断地发展和完善，如有限单元法派生出混合有限元法(HFEM)、特征有限元法(CFEM)、以及随机有限元法(SFEM)等。2、国内地下水数值模拟的发展国内地下水数值模拟起步较晚，经过多年来数学工作者肖树铁、谢春红、孙纳正、陈明佑、杨天行等和水文地质工作者（林学任、朱学愚、薛禹群、陈崇希）等以及科研院所的共同努力，地下水数值模拟在我国经历了从无到有、从简单的水流模型到比较复杂的物质和热量运移模型。现在我国己经建立了囊括国际地下水模拟中心(IGwMc)P.vednerHiejde分类中所有模型，即预报模型(包括水流模型、热量运移模型、形变模型、多目标模型)、管理模型和识别模型。研究范围涉及到饱和带、非饱和带与饱和非饱和带，基本满足了我国国民经济建设发展的需要。随着非稳定流理论的发展，以及电子计算机的广泛应用，使得各种复杂条件下的地下水运动都可应用数值法求解。1.3官庄地区地下水资源研究概况及研究程度章丘市官庄地区内盛产煤炭及黏土等矿产，所以地质及水文地质工作开展的较早。1959年5月北京地质学院实习队，完成了章丘幅1/20万综合水文地质测绘，覆盖本区，并编制了1/20万综合水文地质图及图幅说明书，这是本区最早的综合水文地质调查，但未经审批验收。1977年12月山东省地质局第一水文地质队，进行了济南市、淄博市、泰安市等区域水文地质调查，并提交了1/20万水文地质调查报告，对区内地层及水文地质特征进行了系统的研究。1988年起山东省地质矿产局八0一水文地质工程地质大队在文祖断裂以西进行了1/5万水文地质调查，于1990年10月提交了山东省济南市白泉武家水源地供水水文地质勘探报告。19961999年中国地质大学（北京）淄川区调队按地层层序完成了文祖幅1/5万地质图的测制，并于1999年经山东省地质矿产勘查开发局审查批准。淄博矿务局岭子煤矿及章丘市煤炭局先后在本区进行了煤炭普查工作，施工了大量钻孔，基本查明了区内二叠及石炭系地层分布。近几年，章丘市水务局在明水泉水保护方面作了大量工作，另外宝山水源地、杨古水源地、科利水泥有限公司供水井勘探等工作，均积累了丰富的相关资料，为本次普查工作提供了宝贵的借鉴资料。2研究区域水文地质条件研究概况2.1位置、地形地貌及水文特征2.1.1位置、地形地貌普查区位于泰沂山脉北麓，自然地势南高北低，总体向北西方向倾斜，最高点位于孟家峪西南，海拔594m，最低点位于大阎满村北，海拔174m，普查区内东南西三面环山、呈向北西敞开的“簸箕”状。地貌可划分为两种类型，东部、南部及西部为构造剥蚀低山丘陵，并接近深切割地形；由山前向北、向西，地形渐平缓过渡为山前冲洪积平原地貌。图2-1交通位置图2.1.2气象及水文特征官庄地区属华北暖温带季风气候区，四季分明，春季干旱多风，夏季湿热多雨，秋季旱涝不均，冬季寒冷干燥，雨雪稀少，多年平均气温为12.6。多年（19711998年）平均降水量614mm，多集中于69月份，占全年降水量的70%以上，历年最大降水量912.5mm（1990年），最小降水量319.5mm（1989年），多年平均蒸发量（液面蒸发）为1941.2mm。区内属小清河流域，河流有东巴漏河、青扬河。东巴漏河发源于水峪一带，流向北、南北向由普查区中西部流经；青扬河源于普查区南边缘滴水石屋一带，在普查区中东部近南北向蜿蜒流过。两河均为季节性河流，丰水期降水充沛时，流水湍急，源短流急，降水少即干涸无水，正常年份仅710月份有间歇性流水，近几年由于降水稀少，已无水流。2.1.3地层区内出露的地层包括古生代寒武奥陶系及石炭二叠系、新生代第四系地层。寒武系主要分布于南部的东广田、西八井、石匣、三角弯、南王庄一带，出露地层为朱砂洞组（）馒头组（M）张夏组（j）崮山组（jG）炒米店组（j）及三山子组（jS）底部。奥陶系地层包括三山子组b段（OjSb）、a段（OjSa）、马家沟组（OM）。石炭系主要分布于长申地、黄家峪一带，出露面积约8.2km2，包括本溪组（CyB）及太原组（CyT）。二叠系主要分布于东宝山、西宝山一带，出露面积约14.2.km2，包括山西组(Py)及石盒子组(P)。第四系主要分布于山前冲洪积平原、山间、残丘周围及河流两侧（见表2-1）。表2-1寒武-奥陶纪地层划分对照表山东省地质局（1963年）山东区域地质志（1991年）山东省岩石地层（1996年）中石炭统本溪组上石炭统本溪组晚石炭统本溪组湖田段中奥陶统马家沟组六段中奥陶统新汶组中奥陶世马家沟组新汶段八陡组八陡段五段阁庄组阁庄段四段下奥陶统五阳山组早奥陶世五阳山段三段土峪组土峪段二段北庵庄组北庵庄段一段东黄山组东黄山段下奥陶统亮甲山组纸坊庄组二段九龙群三山子组a段冶里组一段b段上寒武统凤山组晚寒武世c段长山组炒米店组崮山组崮山组中寒武统张夏组中寒武世张夏组徐庄组长清群馒头组下寒武统毛庄组馒头组早寒武世朱砂洞组五山组李官组震旦系土门组震旦纪土门群浮来山组2.2地质构造研究区在大陆构造单元属于华北地台（图2-2（1）、鲁西断隆区（2），处在泰-沂掀斜式断块（3）内的南部断凸与北部凹陷的交接部位。区内在早元古代末，吕梁运动以后，长期（尤其是古生代阶段）表现为相对稳定，在进入中、新生代时期，尤其是燕山构造旋回，地台的构造运动和岩浆活动都加强了，显示出相当强烈的活动性。区内构造比较单调，主要发育古生界及中生界沉积盖层构造，其构造形式主要为不同级序的脆性断裂构造、压性剪理化带、节理及枢纽近水平的线性褶皱，其中断裂构造比较发育，主要为北北西向南北向及东西向。东西向断裂、褶皱和北北西南北向主干大断裂分别构成区内中、新生代以来的主体构造格局（见图2-2）。图2-2区域地质构造略图2.2.1断裂构造断裂构造在本区较为发育，属于浅层脆性断裂构造，主要有东西向压性-压扭性断裂，南北向主干大断裂及零星分布的北东向和北西向小断裂。1、东西向断裂东西向压-压扭性断裂虽然有的断裂带较宽，往往受侵入岩的影响，富水性较差，但在断裂上盘，有充足的汇水面积情况下，往往在岩层中形成强烈的岩溶现象，如龙藏洞即发育于龙藏洞断裂（F4）南侧，发育方向与F4基本平行，该溶洞主洞长近30m，最大宽度20余m，最大高度20余m，为北方罕见“大厅”式溶洞，支洞探入深度近50m，呈串珠状发育，阔处高达2-3m，窄处仅容1人匍匐钻入，该洞成因为降水岩裂隙渗入、沿坡向或岩石层面向北运动，到达破碎带，由于岩浆岩及奥陶系北庵庄段灰岩逆转陡立阻挡，水流汇聚而发生岩溶现象。东西向张性断裂，富水性较好。如巩家坞至青野断裂（F1），由青野村黏土矿坑道中观察，断裂发育较宽，达近3m，由断层角砾与断层泥组成，在长申地东断距达80m，在青野村北经物探测量及钻探揭露计算，其断距27m，呈东宽西窄的特征，在垂直方向上，断裂带宽度具有上宽下窄的特点，探采结合孔在229.50m-236.0m揭露到断层破碎带，经抽水实验获得理想的涌水量。2、北西向主干大断裂该组断裂自东向西依次为禹王山断裂、青龙山断裂、北栾宫断裂及文祖断裂。禹王山断裂、北栾宫断裂、文祖断裂具有多期次继承性构造活动的特征，呈现多期次构造复合动力学效应。禹王山断裂：构成明水泉域的东边界，位于淄博市周村的南部，由后太师东部至金山东部通过。金山东部被第四系所覆盖，幅内长度4Km左右，断裂面倾向东，倾角58，断裂两侧地层为侏罗系。青龙山断裂：走向350，局部近南北向，倾向西、倾角80，东盘相对上升，西盘相对下降，具先张后压扭多期次活动性质，沿断裂有岩脉充填。东矾硫村所施工水井（J49）深350m，涌水量30余m3/h。北栾宫断裂北起马家峪以北，向南经甘泉庄东张庄北栾宫东栾宫；文祖断裂北起文祖以北，向南延伸经西广田村至鲁地村。该断裂系总体产状为走向北西向330350，倾向东西西，倾向陡立，为7580。卷入断裂的地层主要为古生界。文祖断裂具有隔水作用，构成了明水泉域与白泉泉域的分界线。2.2.2褶皱构造褶皱构造主要集中发育于奥陶系马家沟组中，主要由近东西向、南北向、北西向、及北东向，区内褶皱的分布特征见表2-2。表2-2区内褶皱的分布特征方向地点型式枢纽产状轴面产状规模（m）形态特征翼间角核部及两翼地层形成机制长宽近东西向亮甲坡三背斜三向斜东西向近水平直立1500150200开阔、圆滑、等厚70100OMt、OMw南北向水平挤压下盆崖两背斜两向斜东西向近水平直立大于1000100200开阔、圆滑、等厚120150OMt、OMw弓角湾背斜向斜东西向近水平直立小于100060100开阔、圆滑、等厚90110OMg、OMbd北东向黄家峪向斜北东向西南仰起直立大阔120核部为CyT两翼为OMx、CyB北西南东向水平挤压2.3区域水文地质特征区域地下水的赋存与分布受地质构造、地层岩性、地形、地貌及水文气象等自然因素的综合控制，由于区域性构造影响，南部隆起区基岩裸露，中部山前过渡带冲洪积场向北延展至凹陷带形成倾斜平原。地势南高北低，由低山、丘陵过渡为倾斜平原，地下水有规律的赋存于各水文地质单元中。2.3.1含水岩组（层）划分依据区域地层岩性与地下水赋存条件，及其水理性质，对区域含水岩组划分如下：（1）寒武奥陶系碳酸盐岩类裂隙岩溶水含水岩组（层）寒武系、奥陶系碳酸盐岩类广布于南部山区及山前地带，自山前地带向北，地势逐渐平缓，且向北倾斜，奥陶系灰岩向北或北东倾伏于石炭、二叠系之下。灰岩裂隙岩溶水，赋存条件良好，富水性较强，自低山丘陵区径流区承压区，具有富水性逐渐增强的特点。低山丘陵区裸露型灰岩裂隙水单井涌水量一般500m3/d，向北随地形降低，逐渐增至5001000m3/d，近胶济铁路一带可达10005000m3/d，在明水附近，因断裂构造及岩溶、裂隙发育，富水性更强，单井涌水量均5000m3/d。裸露型灰岩裂隙岩溶水，水质类型一般为HCO3-Ca或HCO3-CaMg型，矿化度0.30.7g/L，埋藏型因受煤系地层影响，水化学类型多为HCO3SO4-CaMg型。（2）石炭二叠系碎屑岩孔隙裂隙水含水岩组以碎屑岩类为主组成的石炭、二叠及侏罗系地层，主要分布于岭子官庄明水以北，在构造上处于泰沂穹断束之淄博茌平凹陷带内。石炭系为一套砂、页岩夹煤层及灰岩相间组成的煤系地层，覆于奥陶系之上，砂、页岩具不发育的层间裂隙，灰岩岩层厚度小，裂隙岩溶发育较差，赋存不甚丰富的岩溶裂隙水，单井涌水量一般小于300m3/d ，其补给来源以接受奥陶系灰岩裂隙岩溶水顶托补给为主。二叠系、侏罗系砂、页岩及砂砾岩具微弱的孔隙、裂隙，赋存孔隙裂隙水，富水性弱，单井涌水量一般100500m3/d 。二叠系奎山组石英砂岩，坚硬性脆，孔隙裂隙发育相对较好，发育深度30150m ，单井涌水量一般500m3/d ，该砂岩是区域内碎屑岩类地下水的主要开采层。碎屑岩类孔隙裂隙水质一般较好，矿化度大部500mg/L ，以HCO3-Ca或HCO3-CaMg型为主，若受煤层影响，与煤层水混合，水质明显变差。（3）岩浆岩风化裂隙水含水层岩浆岩主要分布于区域南部（即南王庄北栾宫以南地带）及北部的长白山一带低山丘陵区，主要为闪长岩，裂隙发育较差，赋存风化裂隙水，单井涌水量一般小于100m3/d。四、第四系松散岩类孔隙水含水岩组（层）区域北部倾斜平原区，大面积分布第四系沉积物，赋存孔隙水，山前地带及倾斜平原分布的冲洪积层，多由黄土状粘性土或砂性土组成，黄土状粘性土多具垂直节理裂隙，有不甚发育的大孔隙构造，具一定渗透性，但其孔隙率不高，蓄水能力较差，地下水赋存条件不好。在巴漏河冲洪积扇一带，砂砾石层较厚，蓄水能力较强，含丰富的砂砾石孔隙水。大气降水为其主要补给来源，另外还接受上游径流地下水及下伏裂隙岩溶水或孔隙裂隙水的顶托补给。该类地下水与大气降水关系密切，连续干旱时，易枯竭。巴漏河冲洪积扇砂砾石孔隙含水层，单井涌水量一般为10003000m3/d ，水化学类型为HCO3-Ca型，矿化度小于500mg/L。图2-3 区域水文地质图2.3.2地下水补、径、排条件一、碳酸盐岩类裂隙岩溶水低山丘陵区岩石裸露于地表，溶蚀现象明显，岩溶裂隙发育较好，构造带岩石破碎，连通性强，大气降水可直接渗入补给地下水，补给条件良好，该类地下水受气象因素影响明显。从山区到平原，地下裂隙岩溶构成了地下水运动通道，形成地下径流，在径流过程中受煤系地层或火成岩体阻隔，地下水位升高，导致地下水富集，沿构造或岩石破碎带地下水溢出地表形成泉水，如明水泉群是明水水文地质单元的排泄点，地下水转化为地表水，并形成绣江河的源头。宝山等供水水源地对碳酸盐岩类裂隙岩溶水的开采，形成了局部降落漏斗；另外，矿坑排水也构成了灰岩地下水的排泄途径之一。二、碎屑岩裂隙水碎屑岩类孔隙裂隙水在裸露区以接受大气降水补给为主，径流排泄于山前地带并隐伏于山前冲洪积层之下；除降水补给外，还接受第四系孔隙水补给。三、岩浆岩裂隙水岩浆岩裂隙水其主要补给来源为大气降水。因该区地势较高，地形较陡，降水大部分呈表流排泄于沟谷，地下水多沿地形坡降运动，水位浅埋，径流条件好，流泄较快，不易储存，地下水匮乏。四、第四系松散岩类孔隙水第四系松散岩类松散岩类孔隙水补给来源为大气降水直接入渗补给，局部接受地表水体与基岩地下水顶托补给，其排泄方式为蒸发、植被蒸腾及人工采取。2.4普查区水文地质特征2.4.1含水层（带）的空间分布特征普查区内地下水的赋存与分布受地质构造、地层岩性、地形、地貌及水文气象等自然因素的综合控制，由于区域性构造影响，南部隆起区基岩裸露，向北逐渐过渡为山前冲洪积平原，由补给区过渡为径流区。普查区南部，地处大汶河流域与小清河流域分水岭北侧地段，属明水泉域的补给区，奥陶系灰岩广泛分布，大面积裸露，地表溶蚀现象明显，溶沟、溶槽、溶蚀裂隙较普遍发育，地下岩溶裂隙发育较好，且连通性好，其补给来源为大气降水（受大气降水影响明显），补给条件良好，赋存裂隙岩溶水。由低山丘陵区向北，奥陶系逐渐倾没于第四系及石炭-二叠系之下，地下裂隙岩溶发育，地下水接受南部山区裂隙岩溶水的径流补给，本区属于明水泉域的径流区，该区地下水赋存条件良好，富水性较好。以碎屑岩为主组成的石炭、二叠系地层，在普查区东北部广泛分布，除宝山一带出露地表外，大部分被第四系所覆盖。石炭系为一套砂、页岩、泥岩夹煤层及灰岩相间组成的煤系地层，覆于奥陶系之上，砂、页岩具不发育的层间裂隙，灰岩岩层厚度小，裂隙岩溶发育较差，富水性较弱，其补给来源主要为大气降水，及通过构造裂隙沟通的岩溶裂隙水。二叠系砂、页岩具微弱的孔隙、裂隙，富水性弱，裸露区接受大气降水补给，径流排泄于山前地带并隐伏于冲洪积层之下；除降水补给外，还接受第四系孔隙水季节性补给。岩浆岩岩石结构致密、坚硬，具不发育的网格状风化裂隙，风化层较薄，赋存风化壳风化裂隙水，富水性弱，大气降水为其补给来源。北部平原区，大面积分布第四系沉积物，其岩性松散，孔隙发育，但由于近几年连续干旱，地下水水位大幅下降，普查期间已不赋存地下水。2.4.2地下水类型及其水文地质特征依据地下水赋存条件，水理性质及其水力特征等，将区内地下水划分为三大类型：（1）、碎屑岩类孔隙裂隙水；、碳酸盐岩类裂隙岩溶水；、基岩裂隙水。碎屑岩类孔隙裂隙水（），包括石炭系、二叠系孔隙裂隙水，石炭系灰岩夹层中赋存裂隙岩溶水，但由于其富水性弱，厚度较薄，不单独划出。碳酸盐岩类裂隙岩溶水（），南部灰岩裸露区，其地下水属裸露型裂隙岩溶水；隐伏于第四系之下的灰岩地下水属覆盖型裂隙岩溶水；隐伏于石炭、二叠系之下的灰岩地下水属于埋藏型裂隙岩溶水。基岩裂隙水（），主要为闪长岩风化裂隙水。、碎屑岩类孔隙裂隙水该类型地下水分布于普查区的东北部，南起青野南坡一带，向北超出普查区，西自韩家庄，东部超出普查区。在普查区呈北阔南窄的梯形状；裸露型分布于东、西宝山一带，其它地段均隐伏于第四系之下。碎屑岩类孔隙裂隙水由二叠系碎屑岩孔隙裂隙水和石炭系碎屑岩夹碳酸盐岩孔隙岩溶裂隙水组成。碎屑岩类孔隙裂隙水含水层主要由二叠系粘土岩、页岩、砂岩组成。岩石结构较紧密，孔隙裂隙不发育。普查区内没有开采该层地下水的水井，邻近区域内亦缺乏该层抽水试验资料，由青野煤矿、阎家峪二号井、三号井、大阎满煤井及韩家庄煤井普查资料来看，坑道日排水量50200m3/d，富水性弱，单井涌水量应100m3/d 。根据明水等地资料，奎山段（Pk）石英砂岩，质硬性脆，孔隙裂隙发育相对较好，发育深度30m150m，富水性较好，单井涌水量可达500m3/d ，该段砂岩是区内碎屑岩类地下水的主要开采层，水质较好，矿化度大部分小于500mg/L，以HCO3-Ca或HCO3-CaMg型水为主，局部受煤系地层影响，为HCO3SO4-Ca型。碎屑岩类夹碳酸盐岩孔隙岩溶裂隙水，分布与碎屑岩孔隙裂隙水基本一致，大部埋藏于二叠系之下，仅在巩家坞青野王官庄以南地带直接下伏于第四系之下，并在山丘、河流、沟谷等地带零星出露于地表。含水层主要为石炭系砂、页岩及灰岩夹层，其顶板埋深各处不一，由南向北逐渐增大。太原组（CyT）含水层以砂页岩及泥岩为主，夹四层薄层灰岩，灰岩单层厚度一般小于2.0m，埋深100m以下，该层地下水均是承压水，水位埋深大部大于50m。砂、页岩的孔隙裂隙及灰岩的裂隙、岩溶均不发育，富水性较弱，单井涌水量一般小于100m3/d 。单层灰岩涌水量在10300m3/d不等。富水性极不均匀，断层带的水量相对较好。本溪组（CyB）含水层与太原组相似，为砂、页岩夹23层较薄的灰岩，其中徐家庄灰岩是本组主要含水层，单层厚度可达5m12m，岩溶裂隙较发育，岩芯中多见溶蚀现象。施工ZK1孔时，在92.08m96.16m揭露到白云质灰岩夹层，岩溶非常发育，溶洞最大径可达10cm以上。据区域资料，天然状态下，该层地下水单井涌水量一般小于300m3/d 。但徐家庄灰岩与奥陶系灰岩之间，仅有15m20m的泥岩、砂岩或铝土岩相隔，极易发生水力联系，当因构造或其它原因与奥陶系裂隙岩溶水产生沟通时，富水性会急剧增强。该层孔隙裂隙岩溶水，受煤层影响，一般水质较差，但其灰岩夹层本身的水质较好，矿化度小于1.0g/L。当与煤层水混合时，水质明显变差，据青野煤井水分析结果，矿化度达3.04g/L，水化学类型为SO4-CaMg型。、碳酸盐岩类裂隙岩溶水碳酸盐岩类裂隙岩溶水赋存于奥陶系灰岩中，整个普查区都有分布，由南向北按其埋藏条件，依次分为裸露型、覆盖型及埋藏型，受构造控制明显，含水层呈向北东向倾伏的单斜断块展布。在该类含水层中，岩溶及裂隙构成了地下水的赋存空间，而岩溶及裂隙的发育受构造、岩性及深度的控制。岩溶发育规律：1、受构造控制，在构造带附近，溶蚀现象明显，甚至可形成较大的溶洞，如赵八洞村南的龙藏洞，就是受东西向断裂影响。东矾硫村水井（J49），由于穿透断裂带，岩芯溶洞、溶孔非常发育，因而获得较理想的涌水量。2、受岩性控制，在质纯灰岩中，岩溶较为发育，且具有较好的连通性，在白云质灰岩及泥灰岩中虽然也发育密集的溶蚀坑槽，一般连通性较差，难以形成较好的含水层，本普查区的奥陶系碳酸盐岩类岩溶发育情况（见表2-3）。3、受深度控制，岩溶发育程度在垂向上，具有上强下弱的特点，普查区内岩溶发育一般在250m以上发育较好，且具有南浅北深的特征。、基岩裂隙水主要为闪长岩风化裂隙水，分布于普查区的西南部，即朱家峪张家庄亮家坡阎家峪水峪一带，闪长岩结构致密坚硬，裂隙不发育，风化带厚度310m不等，水位埋深随地形而变化，季节性变化强，富水性弱，单井涌水量均小于100m3/d ，该类型地下水水质良好，水化学类型为HCO3-Ca或HCO3SO4-CaMg型，矿化度小于500mg/L。表2-3 奥陶系灰岩岩溶发育情况一览表1963年层序层序层序代号岩石地层岩性岩溶发育情况富水性67O7h新汶段中厚层白云质灰岩、白云岩发育弱、有溶坑、溶槽弱O7t八陡段厚层粉屑灰岩夹薄层白云岩、白云质灰岩粉屑灰岩中岩溶很发育，有较大的溶洞（见照片3）强56O6h阁庄段中厚层白云质灰岩、白云岩夹泥灰岩岩溶发育弱弱4O6t五阳山段中厚层泥晶灰岩、粉屑灰岩夹白云岩岩溶发育强5O5五阳山段以白云质灰岩为主蜂窝状溶孔连通性差弱4O4五阳山段厚层粉屑灰岩，生屑灰岩夹白云质灰岩、白云岩粉屑灰岩及生屑灰岩中岩溶发育，龙藏洞即发育于该段强33O3h土峪段白云岩夹白云质灰岩弱弱2O3t北庵庄段上部藻席灰岩、泥晶灰岩夹白云岩强强2O2h北庵庄段下部上部以白云质灰岩为主；下部以泥晶灰岩、藻席灰岩为主上部发育弱，下部发育强上部弱下部强1O2t东黄山段泥晶灰岩、白云质灰岩弱弱1Olh、Olt三山子组a、b段以白云岩为主弱弱 2.4.3地下水补给、径流、排泄条件及动态变化规律本区地下水的补给、径流、排泄条件受地形、地貌、岩性、构造和水文气象等因素控制。地下水径流运动的总体方向为向北西方向运动，在山区及山前冲洪积平原大致沿地形的自然坡向或地层倾向自南向北运动。各类地下水均有自己独特的运动形式；同一类地下水，也因所处的构造与地貌条件各有所异。各类地下水有不同的互补关系，其补给来源以大气降水渗入补给或上游地下水径流补给为主，局部地段季节性接受河流的侧渗补给。地下水的排泄方式也因其地貌、构造及埋藏条件不同而有所差异；地下水的动态变化也受地质、地貌、水文、气象等因素的控制。2.4.4岩溶水地下水动态碳酸盐岩类裂隙岩溶水裸露于低山丘陵区，隐伏于山前冲洪积平原，埋藏于石炭系二叠系地层之下。其动态变化因所处地形、地貌、岩性构造和水文气象条件不同而各有所异。裸露型裂隙岩溶水接受大气降水的直接补给，其动态变化受降水的直接影响，水位深埋，变化幅度大，与降水有明显的变化关系，如阎家峪乡政府供水井在19951998年降水充沛时，水位高达81100m，20002003年，降水偏少，水位持续下降，水位一度降至41m，降幅达40m。隐伏区裂隙岩溶水，水位埋藏较裸露型浅，变化幅度也相对较小，主要接受上游地下水径流补给，其动态变化受当地大气降水的直接影响程度小，受上游补给区大气降水间接影响，并有一定的延迟时间，其影响程度与距补给区的远近和降水量大小有关，距补给区近，降水量大，其影响快而明显；距补给区远或降水量小，其影响速度慢而不明显,如太平街观测井（J43），水位峰值变化滞后于降水45个月。普查区属于明水泉域的一部分，泉水的变化反映了泉域地下水动态特征，明水泉群属全排型泉。泉水影响因素主要有两个方面，第一为降水量的大小，第二为人为开采量（含人因素造成的煤矿突水）的大小；前者为决定性因素，起着决定性的作用，降水充沛，则喷涌，反之则停喷；后者起着重要作用，影响着泉水流量及断流时间的长短。另一方面，根据泉流量历史观测资料，流量在912月份最大，16月份呈递减趋势，6月份流量最小，相对于79月份丰水期，流量变化滞后23个月，10月以后降水量减少，而泉水流量仍维持至翌年6月，这说明泉水不仅具有较近的补给源及迅速的补给，也具有较远的补给源，和较长的运动时间。由百脉泉水位变化频率可以看出，其补给区补给能力较强，径流区地下水运动速度较快，与大气降水大小非常密切。 基岩裂隙水及碎屑岩类孔隙裂隙水处于低山丘陵区或残丘区，地形变化较剧烈，岩石裸露或有较薄的残坡积或冲洪积物覆盖，地下水动态直接受大气降水影响，其水位、水量均与降水过程及强度同步波动，并有季节性下降泉出露。普查区内丰水期地下水位升高，水源补给充足，富水性有所增强，山区泉水（自流井）出露较多；枯水期水位较低，富水性减弱，泉水（或自流井）消失。其水位变幅大，动态极不稳定，但水质变化不大，水化学类型稳定。2.5研究区域内的抽水实验为进一步解释和验证含水层（带）的富水情况，确定有关水文地质参数，为评价及合理开发利用地下水资源提供依据，探采结合孔施工完毕后，进行了带两个观测孔的单孔非稳定抽水实验。抽水实验共进行了两次降深，降深值及涌水量如下：表2-4抽水试验结果表含水层O2可利用厚度（m）36.93钻孔直径（m）0.273静止水位（m）181.30水位降深s（m）s1=4.20s2=6.63涌水量Q（m3/h）23.40335.13延续时间（时分）15时45分11时30分稳定时间（时分）15时10分10时25分单位涌水量q（l/sm）1.5481.472渗透系数（m/d）1.5271.293影响半径（m）51.9075.39传导系数A（m2/d）导水系数T（m2/d）56.3947.75观测孔水位降深与主孔距离（m）J10.000.00300J520.000.001120备注：采用公式 K=lg R=10s表2-4抽水试验结果表最终得出S1=4.20m，Q1=23.40m3/h； S2=6.63m，Q2=35.13m3/h3地下水运动的数值模型及数值求解3.1地下水数值模拟的基本方法地下水运动数值模拟的计算方法主要有解析法和数值法。解析表达式的推导涉及许多假设条件，如假定含水层为均质各向同性、等厚度，以及地下水流为一维或二维流。以这些条件为基础，有稳定流的裘布衣公式和非稳定流的泰斯公式。但由于水文地质条件的复杂性、含水层的不均一性以及研究区域的不规则性，使得解析法很难处理复杂的水文地质问题。相对而言，数值法的应用更广泛，能求解许多解析法不能处理的问题。地下水模拟使用的数值方法通常有有限差分法、有限单元法、特征有限元法、边界元及有限分析等。有限差分法从20世纪60年代初就开始应用于水文地质计算，最初多用正规网络和松弛解法，1968年引入交替方向隐式差分法。有限差分法主要用于空隙介质中地下水流动数值模拟。有限单元法从1968年开始应用于地下水运动计算，1972年引入等参数有限单元法。相对于有限差分法而言，它的优点是可以处理复杂的边界，即用三角形或四边形网格近似研究区域的边界。在实际计算过程中，是用有限元还是有限差分取决于要解决的问题和个人的偏好。特征有限元法结合了特征线和有限单元法的特征，对于处理类似抛物线方程（如饱和-非饱和流问题）效果明显，对于这类对流占优问题有限元和有限差分都不可避免的产生数值弥散和数值震荡。边界单元法是20世纪70年代中期发展起来的一种新的数值方法，不需要对整个计算区域进行网络剖分，而只要剖分区域边界，对于求解均质区域的稳定流问题（拉普拉斯方程、泊松方程）比较快速有效。3.2边界条件的处理边界条件分为3类，分别为定水头边界、定流量边界和混合边界。定水头边界也称第一类边界条件，即边界上的水头条件已给出，在单元中心法中，如果j列节点位于边界上，则有：Hi，j=Hb 式中Hb为已知水头。定流量边界也称第二类边界条件，先考虑单元中心的情况，其边界条件为b式中，qb为已知的单宽流量。混合边界也称为第三类边界条件，表达式为式中，a和c均为已知常数。3.3抽水井的处理若单元e内有流量为Q的抽(注)水井,井心坐标为 (Xw，Yw),井口工作段(滤管)的横截面积为Fw,将井流量处理为在Fw上均匀分布的垂直进出量。于是= -QFw x，yFw 0 x，y不属于Fw 如果单元e内有若干抽水井,则分别按权系数Ni，Nj，Nk，Nm将流量Q分配到四个节点上。显然,若井孔为与单元体平面的形心处,则将流量平均分配到四个节点上。若井孔恰位于某节点上。则将流量Q全部分配到该节点,其它三个节点流量为O。4研究区内地下水数值模拟4.1研究区模拟范围地下水流场的模拟范围确定，应该以研究区内水文地质条件概况为依据，根据研究区域内的构造地形，充分考虑好研究区域内地下水流动系统的完整性和独立性，有稳定的补给来源和排泄去路。根据山东省章丘市官庄地区的位置，模拟范围如下：在平面上，西部以文祖断裂为界；东部以禹王山断裂为界；北部以文祖断裂北部沿王白庄断裂至北端，再沿灰岩顶板埋深500m界限至杨古城，再折向东部禹王山断裂；南部边界以泰沂山脉北麓山脊线，即以分水岭为界。4.2含水层概化从普查区的水文地质条件的角度分析，研究区内含水系统主要包括碎屑岩类孔隙裂隙水含水层、碳酸盐岩类裂隙岩溶水含水层、基岩裂隙水含水层。对于研究区的含水系统来说，研究重点为碎屑岩类孔隙裂隙水含水层和碳酸盐岩类裂隙岩溶水含水层，碎屑岩类孔隙裂隙水含水层包括石炭系、二叠系孔隙裂隙水，石炭系灰岩夹层中赋存裂隙岩溶水，但由于其富水性弱，厚度较薄，不单独划出。碳酸盐岩类裂隙岩岩溶水含水层赋存于奥陶系灰岩中，碳酸盐岩类裂隙岩溶水含水层系统在地貌上分为两个部分，一部分是南部灰岩裸露区，其地下水属于裸露型裂隙岩溶水；另一部分为隐伏于第四系之下的灰岩地下水属于覆盖型裂隙岩溶水和隐伏于石炭、二叠系之下的埋藏型裂隙岩溶水。岩溶水含水层在整个研究区域都有分布，由南向北按其埋藏条件，依次分为裸露型、覆盖型及埋藏型，受构造控制明显，含水层呈向北东向倾伏的单斜断块展布。岩溶含水系统在裸露区为潜水，在覆盖区为承压水，所以在数值计算中要分为两部分处理，上层为潜水，下层为承压水。因为研究区奥陶系灰岩岩溶发育不均匀，不同地区富水性强弱不一，所以岩溶分布在垂向上和水平上都具有典型的分带特征，另外地下水还存在垂向运动。因此研究区内的裂隙岩溶含水系统可概化为各向异性的非均质的无压-承压二维非稳定流。4.3边界条件概化根据前文的水文地质条件及各断层性质介绍，边界划分如下：西部边界：在研究区中，以文祖断裂为西部边界，文祖断裂具有隔水作用，所以概化为隔水边界。东部边界：在研究区中，以禹王山断裂为东部边界，禹王山断裂具有隔水作用，所以概化为隔水边界。北部边界：北部以文祖断裂北部沿王白庄断裂至北端，再沿灰岩顶板埋深500m界限至杨古城，再折向东部禹王山断裂。但由于地下埋深500m处灰岩顶板上有碎屑岩孔隙裂隙含水层，灰岩顶板可作为隔水边界。南部边界：南部边界以泰沂山脉北麓山脊线，即以分水岭为界，以分水岭为界可作为零通量边界。如图4-1。图4-1研究区边界示意图4.4地下水源、汇向处理4.4.1地下水补给量裸露型裂隙岩溶水接受大气降水的直接补给，其动态变化受降水的直接补给，其动态变化受降水的直接影响，水位埋深，变化幅度大小，与降水有明显的变化关系。如阎家峪乡政府供水井在19951998年降水充沛时，水位高达81100m，20002003年，降水偏少，水位持续下降，水位一度降至41m，降幅达40m。隐伏区裂隙岩溶水，水位埋藏较裸露型浅，变化幅度也相对较小，主要接受上游地下水径流补给，其动态变化受当地大气降水的直接影响程度小，受上游补给区大气降水间接影响，并有