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最新地质学论文 瀑布沟坝址区水文地质条件分析

2018-12-18 15:53:26来源:组稿人论文网作者:婷婷

  摘要

  瀑布沟坝水电站在四川省西部大渡河汉源县和甘洛县交界的地方,离成都200多Km,是一个以发电为主要,具有综合效益的水利工程。由于受地形、岩性、地质构造、风化卸荷以及河床深厚覆盖层等因素的影响,坝区天然水文地质条件复杂,岩体非均质各向异性渗透性明显。为了确保大坝工程和左岸建筑物在水库运行期的安全和稳定性。有必要对坝区岩体结构特征,断层、裂隙发育规律和河床深厚覆盖层三维渗透规律性进行系统深入研究,在此基础上计算分析天然条件下、大坝施工期和水库运行期坝区整体的三维渗流场特征,从而为坝区整体优化防排水方案设计提供可靠的水文地质工程地质依据。本文对瀑布沟坝址区的水文地质状况进行研究,具体如下:

  (1)分析沟坝址区的地质环境。

  (2)了解沟坝址区水文地质的条件,阐述坝区水文地质条件评价;岩体水文地质结构的研究;水文地质参数的确定。

  (3)岩体渗流特性及三维有限元模拟原理

  关键词:瀑布沟坝址区,坝址区地质环境,水文地质条件,岩体渗流性,三维有限元模拟原理

  第一章前言

  1.1研究目的

  瀑布沟水电站工程处于四川省西部大渡河汉源县和甘洛县交界的地方,在成都市200多Km处,是一座以发电为主的综合效益的水利工程。大坝采纳碎石土心墙堆石坝坝型,最大坝高186.0m,总库容50.6亿立方米,水库一般蓄水位850.0m。除了大坝外,工程建筑物及设备布置主要集中在左岸,地面下厂房总装机容量330万KW。由于受地形、岩性、地质构造、风化卸荷以及河床深厚覆盖层等因素的影响,坝区天然水文地质条件复杂,岩体的非均质各向异性渗透性显著。尤其是凹形的右岸,上游有古拉裂体发育,下游有尼日河切割,地形狭小、岩性复杂,河床覆盖层深厚且结构复杂。水库蓄水之后,在右岸山体、左岸地下厂房的围岩和坝基深厚覆盖层内会出现地下水水力梯度较天然状况有很大提高,会影响大坝、地面下厂房枢纽建筑物的安全、稳定性以及经济效益的发挥。为了确保大坝工程和左岸建筑物在水库运行期的安全和稳定性,降低坝基、坝肩渗漏和地下水渗透力对坝基及其相关建筑物的有害作用,必须对坝区岩体结构特征,断层、裂隙发育规律和河床深厚覆盖层三维渗透规律性进行一个深入研究,并计算分析天然条件下、大坝施工期和水库运行期坝区整体的三维渗流场特征,从而为坝区全体优化防排水方案设计提供水文地质工程地质依据。研究工作的范围涵盖整个坝区,重要的是天然条件下、大坝施工期和水库运行期坝区整体的三维渗流场研究。项目研究的是为了在防渗帷幕、排水的设计提供系统的、可靠的、定量化的地质、水文地质根据。

  1.2国内外研究现状

  1.2.1国内研究现状

  瀑布沟水电站的研究迄今为止已经有二十余年历史,其中在1994年6月通过原电力工业部审查及批复;2001年12月通过国家计委的项目建议书评估;2002年国务院批准立项,将于2003年正式开工建设,由于整个瀑布沟坝址区涉及范围大且水文地质条件复杂。是一座以发电为主、兼有防洪、拦沙等综合利用效益的大型水电工程。据研究地形地貌类型复杂,出露的岩土类型多,岩土性质差异大,坡体结构及水文地质条件中等复杂,瀑布沟水电站坝区地处四川盆地与西藏高原的过渡带,降雨集中盛雨季节,多年平均降水量730.8mm,全年无霜期300天左右。坝区大渡河总体流向自北西向南东,据统计,多年平均流量1230立方每秒。区内地下水类型有基岩裂隙潜水和松散堆积层孔隙潜水两大类,基岩潜水量一般较小,多富集于断层破裂带,影响带及裂隙密集带,河床松散堆积层孔隙潜水受两岸基岩裂隙地下水和河水供给,与河水水位联系密切,具互补关系。瀑布沟水电站通过可行性研究阶段的工程地质和水文地质勘测研究工作已基本查明了坝址区岩体的地质、构造类型,地下水的补给、排泄条件。

  1.2.2国外研究现状

  世界各国及其重视坝址区水文地质的研究,从1845年法国修建的第一座坝以来的一百多年间,美国,前苏联,意大利,土耳其等国家相继修建了大型水利水电工程130多座,其中坝高于100m的有18座,最高的是前苏联的英古里拱坝;最大的水库是土耳其的凯班水库。从水库岩溶渗漏分析可见,早期修筑的工程,一般存在渗漏问题,其中比较严重的是美国奥斯丁坝,因坝基渗漏导致垮坝;西班牙修建的蒙特热克水库,由于严重渗漏而成“千库”。20世纪50年代以后修建的大坝,基本上都是成功的,相对来说,在大江大河上修建大型工程,研究比较深入,防渗工程做的可靠。而中小河流上的中小型工程问题比较多。

  1.3研究的内容

  瀑布沟水电站通过可行性研究阶段的工程地质和水文地质勘测研究工作已基本查明了坝址区岩体的地质、构造类型,地下水的补给、排泄条件。下一阶段的研究工作的重点是在上述研究成果的基础上,结合具体工程部位分析研究坝址区岩体的水文地质结构特征,岩体及岩体结构面透水性的大小和空间分布规律,主要控水结构面的渗透特征,建立能反映实际情况的、正确的水文地质量化模型,定量分析评价坝址区天然情况下地下水的补给、径流、排泄条件和水库蓄水后坝后地下水分布、运动规律,定量评价主要控水结构面的渗透稳定性,为坝型的选择和相应枢纽建筑物防排水方案的确定提供系统的、可靠的、定量化的地质、水文地质依据。具体内容包括:

  (1)坝区水文地质条件评价;

  ①沟坝区地下水补给、径流、排泄条件剖析、评估;

  ②地下水流系统分析;

  ③水质、水位、水量分析及相关分析。

  (2)岩体水文地质结构模型的研究

  瀑布沟水电站工程坝区地质、水文地质条件决定了坝区岩(土)体介质透水性在宏观上具有非均质各向异性的特点,右岸古拉裂岩体、河床深厚覆盖层和左岸中粗粒花岗岩体构成了介质的非均质,岩体的断层、裂隙和深厚覆盖层的多层次沉积导致了介质明显的各向异性。风化作用加快了介质非均质各向异性程度。只有从整体上和不同层次上区分出不同类型的岩体水文地质结构特点,才能建立起整个研究区框架性的水文地质结构模型。

  ①依据坝区构造特点,研究古拉裂岩体、中粗粒花岗岩体等展布规律,根据地下水位资料、钻孔压水试验资料分析各岩体透水性分布规律;

  ②依据断层、裂隙统计资料分析对地下水运动起控制作用的结构面发育规律,研究控水结构面空间几何特征及水文地质性状;

  ③根据钻孔的水位等资料分析、查明风化卸荷作用对岩体透水性的影响程度及范围,结合工程部位对岩体透水性进行分区、分带研究;

  ④根据钻孔等资料分析、查明河床深厚覆盖层透水性的结构特征和空间的展布规律性。建设钻研区全体的水文地质构造模型。

  (3)水文地质参数的确定

  ①3D-Seepage软件的开发及完善,使之适用于本地区水文地质结构模型的计算;②钻孔地下水动态分析及相关分析;

  ③根据地下水位资料,结合水文地质结构模型及工程意义,考虑到岩层展布特点和空间分布,采用反演法确定岩体的有关参数;

  ④依据有关水文地质试验资料对水文地质结构模型及参数进行修正;

  ⑤天然条件下钻研地下水流特征定量分析。

  (4)坝区整体的三维渗流场计算分析

  ①考虑到控水结构面的网络特点和岩体整体非均质各向异性特点,建立研究区地下水运动的数学模型,采用三维有限元法计算分析岩体地下水运动规律;

  ②研究确定研究区数学模型的几何边界条件和物理边界条件;

  ③根据坝区水文地质条件和水文地质参数计算分析天然条件下坝区整体的三维渗流场;

  ④根据钻孔水位对比、验证反馈分析水文地质参数的准确性,修正水文地质结构模型、物理模型和数学模型,以保证各类模型的准确性和合理性;

  ⑤根据大坝施工期的典型工况情况,结合坝区水文地质条件和水文地质参数变化,计算分析施工期坝区整体的三维渗流场;

  ⑥根据防排水孔设计方案,结合水工建筑物的具体布置、坝区水文地质条件和水文地质参数变化,计算分析水库运行期坝区整体的三维渗流场,提出整体工程防排水方案设计的改进建议。

  1.4研究工作的技术思路

  (1)以系统观点为指导,在研究区原有水文地质条件研究成果的基础上,从整体上和不同层次上分析研究坝区岩体水文地质结构。

  (2)以现场试验、测试和地质调查结果为依据。结合具体工程部位,根据研究区岩体水文地质结构特点对钻孔压水试验和岩体水文地质参数反分析成果进行类比分析,阐明研究区岩体及岩体结构面透水性的空间展布规律。

  (3)以岩体水文地质结构为主导。研究区岩体地下水运动特征主要取决研究区岩体水文地质结构特征,因此,重点研究坝基深厚覆盖层的水文地质结构、两岸岩体及岩体结构面透水性的大小和空间分布规律,建立起研究区完整的水文地质结构模型。

  (4)以适合水文地质模型的计算机技术为手段。采用九五攻关开发的3D-Seepage软件,考虑到控水结构面的网络特点和岩体整体非均质各向异性特点,计算分析研究区介质的相关参数和岩体地下水运动规律;

  (5)以工程应用为目的。成果要以技术可行、工程安全和经济合理为前提,提供可靠的技术服务

  第二章坝址区地质环境概况

  2.1地形地貌

  枢纽区处于瓦山断块西侧大渡河由北向南急转向东流的“L”型河湾地段。河流深,两岸的谷坡陡峻,山体厚,水流急速,枯水期河水面高676~678m,水深7~11m,河面宽60~80m。右岸为侵蚀岸,主要的河床偏向右岸,坡度通常40°~45°,左岸为河流凸岸,大概以850m高程为界,在垂直向上可将岸坡分为上、下两个地貌单元:下部地貌单元从河床河水位至850.00m高程,高差大概180m,谷坡坡度通常大于40°,其中南北向岸坡坡度比较缓,很好地保存有Ⅱ、Ⅲ级河流阶地,阶地高程分别为730m和760m。东西向岸坡相对较陡,坡度大于60°,基岩裸露,常形成直立岩壁,谷底宽150~200m,河谷高宽比1:3,为典型峡谷“Ⅴ”型地貌;上部地貌单元850m高程以上,其中850~870m和970~1020m高程为两级开阔平台地形,分别为Ⅳ、Ⅴ级河流阶地,以前是早期河流流经之地,呈现出开阔宽谷或“U”型河谷地貌形态。东西向河流右岸因下游约1.0km处有尼日河汇入和南测卡尔沟切割,地形上形成低矮山脊,山体较薄。

  2.2地层岩性

  枢纽区地层岩性是由前震旦系浅变质玄武岩、震旦系下统苏雄组凝灰岩、流纹斑岩、澄江期花岗岩和第四系松散堆积层组成。该玄武岩时代老,卸荷作用强岩体完整性不好;震旦系下统苏雄组(Zas)Zas3-1流纹斑岩:岩石致密呈块状,柱状节理发育,柱径0.3~0.8m。面积大,出露于枢纽区下游两岸;Zas3-1流纹质凝灰岩及流纹岩,浅灰色,残余玻屑火山碎屑结构,块状构造,大面积出露于枢纽区上游右岸一带,枢纽区分布较少。凝灰岩岩体节理裂隙发育,呈镶嵌~碎裂结构,抗风化能力弱,自然谷坡稳定性差;澄江期花岗岩侵入体(γ22),花岗岩灰白色、中粗粒结构,块状构造,呈岩基或岩株形态产出,岩体边界为断层接触,广泛出露于枢区左岸上、下游,右岸仅尼日河口有少量分布。该岩体是枢纽区工程利用岩体。花岗岩中有后期辉绿岩脉(βμ)侵入。

  第四系松散堆积(Q):枢纽区第四系松散地层根据成因类型有,冲积、冲洪积、崩积和崩坡积。

  ①古河道堆积:含漂卵石层(Q2),分布于左岸860m高程一带,为Ⅳ级阶地堆积物。层厚24~68.05m,漂卵石成分较杂,磨圆度上部稍差,下部较好,颗粒间为砂、角砾充填,结构较密实。该层中夹有透镜状砂层,厚薄不一,由粗砂、中细砂组成,结构紧密,局部呈半胶结状态。

  ②现代河床堆积:大部分分布于现代河谷谷底,由老到新分为四层:A.漂卵石层(Q23):下部为含泥砂漂卵石层,中部为砂卵石层,上部为含泥砂漂卵石夹砂卵石层。漂卵石成分以近源紫红色凝灰砂岩为主,流纹质凝灰岩、玄武岩、花岗岩次之。该层结构较密实,但局部具架空结构,分布于南北向河段左岸谷底及Ⅱ级阶地,Ⅱ级阶地前缘高程大概730m。B.卵砾石层(Q41-1):分布于河床底部,由杂色卵石夹少量漂石组成,局部谷底有厚约8~12m的含砂泥卵碎石堆积,该层磨圆度较好,粒径较均一,一般为20~60mm,颗粒间为砂砾充填,结构密实,局部具架空结构。C.含漂卵石层夹砂层透镜体(Q41-2):处于左岸I级阶地及河床堆积层中部,于②卵砾石层(Q41-1)之上。漂卵石主要有花岗岩、花岗闪长岩、流纹斑岩、凝灰岩,紫红色凝灰岩次之,该层下部夹砂层,透镜状展布。平面上分两个区段,处于东西向河段河床。D.漂(块)卵石层(Q24):为现代河床上部及漫滩堆积物,厚10~25m,顶面高程670~680m,底面高程650~660m,粒径大小悬殊,分选性差,卵石粒径一般20~60mm,漂石300~800mm以上,砂砾充填,局部架空。

  ③古崩滑体堆积:块碎石层(colQ),在左岸下游距坝线约1km高程900m以下的花岗岩斜坡下部,前缘在谷床残留厚23.76~37.44m,块石粗大,成分单一,结构松散,架空显著,地貌上是扇形,前缘到河床。

  2.3地质构造

  断层:枢纽区内5km范围内无活动性深大断裂分布,但次级小断层比较发育,一般规模较小。枢纽建筑物区内规模比较大的断层有F1、F2、F7三条。

  F1断层:走向N50°~70°E,倾向NW,倾角65°~70°,呈舒缓波状顺沿中粗花岗岩与流纹斑岩接触界面发育,斜穿尾水建筑物和泄洪建筑物末段,长约1.8km,破碎带宽0.2~0.8m,由片状岩、压碎岩、糜棱岩组成,旁侧花岗岩体有强烈蚀变现象,具右旋逆冲性质。F2断层:总体走向N30°W,倾向NE,倾角75°~80°,主要沿中粗花岗岩与浅变质玄武岩接触带分布,斜穿坝址河床和引水建筑物进水口,长大概2km,破碎带宽0.4~0.6m,最宽地方1.7m,局部是分枝现象,是千枚岩、糜棱岩夹断层泥组成,断面擦痕清晰。F7断层:走向N20°~40°W,倾向SW,倾角40~50°,破碎带宽0.8~3.0m。延伸长3.0km,发育在坝址右岸浅变质玄武岩中,有石英脉、辉绿岩脉充填,挤压紧密,具左旋逆冲性质。

  区内其他小断层,其分组产状与上述三条断层具有好的一致性,经地表调查40余条断层分组统计共发育四组断层(表2-1),都是中高倾角为主且以NW、NNW向居多,NEE向次之,NWW向较少且多见于探洞岩体中,前三组分别以F7、F2和F1为代表。

  断层分布特点,NW、NWW组主要分布于右岸F2、F7附近的玄武岩和凝灰岩中,NEE、NWW组主要在于花岗岩中,大多属于辉绿岩脉断层,NEE组靠近F1断层分布比较多。

  表2-1枢纽区断层发育特征

  组别产状破碎带

  宽度(m)主要特征代表性

  断层分布情况走向倾向倾角

  北西组N30°~50°WSW30°

  ∫

  60°0.2~0.8延伸长,数量多,破碎带为碎块岩、糜棱岩F7、f59、f63

  F73、f28玄武岩、凝灰岩分布较多,花岗岩中较少分布

  北北西组N10°~30°WNE60°

  ∫

  80°0.1~0.6延伸较长,数量较多,破碎带为糜棱岩、片状岩F2、f51、f55

  F71、f30玄武岩、凝灰岩分布较多,花岗岩中较少分布

  北东东组N60°~80°ENW60°

  ∫

  85°<0.2多沿辉绿岩脉壁发育,延伸较长,坡碎带由片状岩、糜棱岩组成F1、f70、f4花岗岩中分布

  北西西组N60°-80°WSW70°

  ∫

  85°<0.5多沿辉绿岩脉脉壁发育探洞较多花岗岩中分布

  裂隙:区内构造裂隙的发育也有和断层差不多一样的特征,还是以中高倾角者为主,缓倾角裂隙少见,裂隙的优势方位是NW、NWW和NEE向为主,其它方向很少。节理、裂隙面特征与岩体风化程度有关。新鲜~微风化岩体,节理面新鲜、粗糙、闭合无充填,地下水作用弱多干燥无水或局部滴水渗水;弱风化岩体、结构面多锈蚀是铁锈色,地下水多滴水浸水;卸荷带内岩体结构面多张开,有碎屑和次生泥充填。

  通过对平硐内裂隙发育情况的统计,可以得出下面规律:

  (1)左岸50#和45#平硐里出露了澄江期中粗粒花岗岩。50#硐口附近岩体切隔破碎,多数卸荷张开,山坡岩体裂隙中有植物根茎,还有泥沙,岩体松散。硐段朝硐里裂隙闭合性不好,个别裂隙可以微小缝隙。平硐中部岩体微风化,硐室边壁裂隙发育间的距离小,发育密集,裂隙面上可以看见风化膜,硐顶受缓裂面控制。硐段顶部是缓裂面170#和160#控制,硐室边壁山裂隙发育集中,裂面上可以看见风化膜,段内裂隙大多数闭合,局部裂面有微张缝。平硐末端岩石完整,主要的裂隙为NNW,NE中倾角裂隙面,平直,扭性面。

  主要裂隙组:

  NWW,NE中倾角;

  NNE或SN,E高倾角;

  NE,SE缓裂面,扭性,规模大,延伸远,硐顶裂隙特别发育,切穿和限制其余裂面;

  EW,N中缓裂面。

  45#平硐硐口段岩体微裂隙发育,并被黄褐色氧化铁浸染,有后期侵入的细晶花岗岩脉,硐口往里为粗粒碎裂蚀变花岗岩,岩石内壁劈理发育,较破碎。岩中心线统计的裂隙频率为2-6条/m。

  主要裂隙组:

  N40º-50ºE,NW45º-60º,面平整光滑;

  近SN,E40º-60º,较发育;

  N25º-40W,NE40º-50º,部分沿裂隙有玻化岩、蚀变岩条带;

  近EW,S5º-30º,常成带发育,延伸较远;

  N20º-30ºW,NE70º-80º。

  (2)右岸49#平硐露出了苏雄组灰色玄武岩。

  硐口段岩体风化强烈,小断层发育,沿裂隙面有少数石英脉充填,裂隙密集呈劈理带。硐中部裂隙发育,沿裂隙面部分充填有石英脉及泥膜,局部裂隙面呈黄褐色。硐末端岩体呈灰、深灰色,和前段相比,石英脉含量增多。裂隙极为发育,绝大部分充填石英脉及似砂质条带,但较闭合紧密。

  主要裂隙组:

  N20º-60ºW,SW30º-60º,裂隙面有石英充填;

  N10º-20ºE,SE50º-70º;

  N40º-70ºW,SW30º-40º;

  N30º-50ºE,SE30º-80º。

  (2)右岸47#平硐揭露出了灰绿-深绿色变质玄武岩。

  硐口裂隙发育,岩体灰绿色,穿插有浅灰-灰白条带,和玄武岩接触紧密。硐末端岩体呈绿色-浅灰绿色,有少量浅色条带,在170-172m为浅灰绿色凝灰岩,产状大体近EW,S70º,及脉状延伸,产状N25ºE,SE80º,本段裂隙发育,沿中心线裂隙发育频率大于10条/m。

  主要裂隙组:

  N40º-50ºW,SW70º-80º,常沿裂面两侧发育1-10cm,片状岩或劈理带,密集成带,间距0.1m-0.2m,平直;

  N5º-15ºE,SE70º-80º,多呈波状,小挤压面,沿面发育5-20cm短小、闭合、密集之劈理带;

  N70º-80ºE,NW60º-70º,闭合,密集,间距0.05m-0.2m;

  N10º-30ºW,NE30º-60º,密集成带,多数短小闭合,附锈膜,间距0.05m-0.2m;

  N40º-50ºE,SE50º-60。

  2.4物理地质现象

  枢纽区岩体以弱、微风化为主,风化、卸荷程度及其发育的水平深度与高程及岩性有关。总体而言,花岗岩较玄武岩、流纹斑岩、凝灰岩风化深度大;高高程(右岸750m以上,左岸850m以上)比低高程(右岸750m以下,左岸850m以下)岩体风化深度大;古河道下部、单薄山脊岩体风化深度大,且有强风化带分布。凝灰岩强风化深度普遍较大,以裂隙式风化为主,风化程度上总体上随深度减弱。裂隙密集带、断层破碎带,地下水活跃带风化作用较强,总体呈弱偏强风化。岸坡卸荷作用强度与地貌密切相关,谷坡越高越陡,卸荷作用越强;弱卸荷深度一般不超过岩体弱风化深度。枢纽区岸坡岩体风化、卸荷水平深度见表2-2。

  表2-2枢纽区岸坡岩体风化卸荷特征

  岩性地貌部位风化水平深度

  (m)卸菏深度代表性探洞编号强风化弱风化M花岗岩左岸850m高程以下—70~10070~100PD1、51#、2#、6#、21#、23#850m高程以上20大于11070~110PD3、PD5古河道下部—120~20030~6045#、50#、6#右岸单薄山脊20~60大于1201002#、4#玄武岩750m以下—40~5020~4053#、54#、47#、43#750m以上10902049#凝灰岩750m以下—605052#750m以上4010065~808#流纹斑岩左岸—40~7040~503#、7#、33#、9#、35#

  区内四大岩体均属坚硬岩。总的来说,岸坡岩体变形破坏表现不明显,变形强度和类型同岩性和地形地貌有关。较强烈的有两处:一是右岸玄武岩倾倒拉裂变形体,右岸坝前古拉裂体,二是坝下游左岸花岗岩崩塌(滑)体:该崩塌(滑)体距坝轴线约1.0km,地形上没有阶地平台,谷坡高陡。崩塌区的分布高程大部分在970m以上至1270m,平均坡度45°,上、下游宽200余m,地形上呈凹形。目前,崩塌区后缘两侧尚残留40~45万m3危岩体,面临着崩滑的可能。崩塌机理是该斜坡靠F1断层较近,岩体中发育一系列北东东向辉绿岩脉断层和三组以上节理裂隙的不利组合,构成不稳定楔体,在重力作用下沿斜面坡发生崩塌,属节理裂隙崩塌类型。雨季常有危石下落和上部堆积物向下移动阻塞交通,表明该崩塌仍在活动。

  此外,右岸凝灰岩,受小断层和岩性接触带弱面影响,似层面、节理裂隙发育,岩体呈碎裂镶嵌结构,完整性差,斜坡表面岩石在风化作用下,撒落强烈,斜坡稳定性较差。区内小型冲沟少且切割不深,泥石流活动较弱。工程区左岸冲沟有深启低沟和瀑布沟两条,枯水期无流水,洪水期有少量水流下泄,在暴雨期常有小型泥石流发生。

  第三章水文地质条件

  3.1地下水赋存条件及补、径、排关系

  内地下水根据赋存条件分为基岩裂隙潜水、松散堆积层孔隙潜水和孔隙-裂隙水。基岩裂隙潜水赋存于两岸岩体中,接受大气降水下渗和地下水侧向补给,由两岸向大渡河排泄。基岩裂隙潜水涌水量一般较小,多富集于断层破碎带,影响带及裂隙密集带,具局部承压集中涌水特点,初见涌水量较大,随后逐渐减小乃至干枯,左岸45#探洞揭穿f 7断层带,最大涌水量60~70l/min,右岸43#探洞揭穿f 7涌水量仅3~6 l/min。左岸为河流凸岸,右岸有尼日河和卡尔沟切割,地下水排泄条件好,地形坡度较陡,因此两岸地下水埋藏深。根据对坝区钻孔地下水位的统计分析,两岸地下水的水力坡度均较缓,平均水力坡度,左岸14°~17°,右岸22°~25°,谷坡下部卸荷带水力坡度则更小。地下水动态观测结果明:左岸ZK46孔年水位动态变化873.65~894.03m,年变幅约20m,右岸ZK47孔年水位动态变化893.45~899.57m,年变幅6m左右。

  河床松散堆积层孔隙潜水受两岸基岩裂隙地下水和河水补给,与河水水力联系密切,具互补关系,其动态受河水影响很大,跟河水位涨落而升降。孔隙-裂隙水大部分存在于松散堆积层的底部和裂隙岩体的顶部之间,一方面接受来自松散堆积层中的孔隙水当做补给源,另一方面向裂隙岩体和河流排泄。

  本区地下水大部分来源于大气降水,多年平均降雨量741.8mm,雨量集中且多为阵发性暴雨,丰水期主要集中在6~10月。因为地表及浅部的强风化带岩体的渗透系数较小,本区植被条件不好,地形很陡,排泄畅通,因此决大部分降水转为地表径流,仅小部分降水入渗地下。地下水多以井泉的方式排出地表,另一部分地下水通过断层、裂隙和破碎岩脉向深处运移。

  3.2岩体的透水性特征

  3.2.1孔隙介质及其透水性

  坝址区孔隙介质首要于两岸谷肩上部、谷坡、各大冲沟沟口及河床部位,其成分复杂。主要分布在现代河谷谷底,由老到新分为四层:漂卵石层(Q23),一般厚40~50m,该层结构较密实;卵砾石层(Q41-1),分布于河床底部,残留厚度22~32m,结构密实;含漂卵石层夹砂层透镜体(Q41-2),分布于左岸I级阶地及河床堆积层中部,上迭于②卵砾石层(Q41-1)之上;漂(块)卵石层(Q24),为现代河床上部及漫滩堆积物,厚10~25m,表层有透镜状砂层分布。其透水性能良好,渗透系数最大可达353.12m/d。覆盖层渗透试验成果列入表3-1。由表可知,各层渗透系数K值差异不大,一般K值2.3×10-2~1.04×10-1cm/s范围内,均属强透水层。勘探和试验表明,各层中均有局部架空层分布,架空层K值为1.16×10-1~5.8×10-1cm/s。

  表3-1河床覆盖层渗透试验成果统计

  层位试验组(次)渗透系数K(cm/s)渗透性分级抽水注水一般值架空层卵石层Q2493.47×10-2~1.04×10-11.74×10-1~2.89×10-1强透水漂卵石层Q41-2923.47×10-2~1.04×10-13.47×10-1~5.78×10-1强透水②卵砾石层Q41-1362.3×10-2~4.6×10-21.16×10-1~1.74×10-1强透水卵石层Q3252.3×10-2~5.78×10-21.16×10-1~1.74×10-1强透水

  3.2.2裂隙介质及其透水性

  (1)岩体风化卸荷与透水性的关系

  坝址区的含水介质首要为裂隙介质。就花岗岩而言,因为岩体坚固、完全、质量好,其透水性是很小的。然而坝址区右岸分布的玄武岩,其时代较老,质坚性脆,岩体完整性差,透水性很大,加之岩体小断层及节理裂隙,卸荷作用强烈,使得岩体的透水性总体上有所增大。是以,坝址区岩体的透水性巨细取决于岩体结构面透水性的巨细。介质透水性按钻孔压水实验的单元吸水率可以分为三级:中等透水介质,弱透水介质,微透水介质。岩体的透水性与岩体风化完整程度密切相关,沿河谷周边风化卸荷带岩体透水性较好,岩体透水性随着岩体完整程度的增加明显降低(表3-2)。

  表3-2岩体风化程度与透水性关系表

  (l/min·m·m)0.1~0.030.03~0.01<0.01风化分带试段数%试段数%试段数%弱风化带152729521221微风化带302343326045新鲜岩体452748297544

  因为坝址区断层和裂隙不是很发育,岩体岩性较单一,首要为玄武岩和花岗岩,完整性比较好,除河床覆盖层外,别的岩体的透水性较弱。统计了坝区18个钻孔共313段压水实验的单元吸水率,最后发现,中等透水岩体占31%,首要分散在两岸谷坡卸荷带,河谷周边30-60m的范围内;的弱透水岩体占69%(图3-1)。因为最大单元吸水率为0.39,所以不存在强透水岩体。

  图3-1河谷周边岩体透水性饼图

  (2)岩体埋藏深度与透水性的关系

  由于风化、卸荷作用等因素的影响,岩体的透水性与岩体的埋藏深度有密切的关系,岩体透水性随着岩体埋藏深度的增加明显降低(图3-2)。

  图3-2所占百分数随深度的变化

  河床部位高程600~610m以上(地表下40~80m)为强透水岩体,两岸谷坡下垂直深度30~70m、程度深度0~60m为中等透水岩体。中等透水岩体下30~100m是弱透水岩体,其中也零散散步的微透水岩体。弱透水岩体下,左岸高程670~780m,右岸高程500~580m,河床高程480~520m这些首要是的微透水岩体(图3-3),且空间散步较持续,可看成相对于抗水层。上述高程之间,虽呈现多段微透水岩体,但常常距离呈现出现弱和中等透水试段,在空间上分散也不持续,比如河床四周断层F2的透水性就比较大。

  图3-3岩体透水带随高程的变化

  图3-4分别作了左岸和右岸钻孔吸水率随高程的转变,从图中可以看出,虽然在有的试段吸水率较大,但从整体趋势上看,吸水率是跟着埋深增加(高程下降)而下降的。

  (a)ZK73(b)孔42

  图3-4钻孔吸水率随埋深变化曲线

  另外,利用钻孔压水试验资料,按坝区左岸、右岸、河床和不同岩性(玄武岩和花岗岩)进行了统计(表3-3)。从表中可以看出微透水岩体占70%摆布,说明坝区整个的岩体渗透性较弱。右岸岩体的渗透性比左岸强,玄武岩的渗透性花岗岩强,河床除覆盖层外,别的部分的渗透性较弱。

  所以,区内岩体具备中等~弱透水性。两岸岩体透水性较强,中等透水带垂直埋深与岩风化卸荷关系密切,左岸为80~90m,右岸为50~80m,河床底部基岩除F2断层带外无中等透水岩体分散。采取持续三段单元吸水率当相对抗水层尺度,抗水层垂直埋深:左岸是100~160m,河床(基岩)是50~80m,右岸是80~100m。河床抽水实验结果表示,河床覆盖层四大层渗透系数通常为2.3×10-2~1.04×10-1cm/s,均属强透水层。

  表3-3坝区不同岩性、位置透水性统计

  不同岩性、位置吸水率小于某值所占百分比左岸29.264.989.4100右岸25.577.792.6100河床27.166.797.9100玄武岩24.375.794.7100花岗岩31.162.788.8100

  (3)岩体透水性的分形特征

  在水利水电建设过程中,一般都要做钻孔压水试验,以查清大坝渗漏情况。根据试验中的单位吸水率的大小,划分不同的透水带,从而确定相对抗水层和防渗帷幕的深度。可见,在这过程中,单位吸水率是一个非常重要的量。调查表明,单元吸水率具备分形特点。所以,可以采用分形理论的观点来研究它,即R/S分析法,这方法能够得到单位吸水率的分维数,据此可以预测单位吸水率随深度的变化。

  R/S分析法原理:R/S阐发的基本思想是,转变所钻研对象的时间标准的巨细,钻研它统计特征转变规律,从而可以将小标准的规律用于大的时间标准规模,或将大的时间标准得到的规律用于小尺度。基本原理如下

  设在时刻处取得的相应时间序列为,该时间序列的时间跨度为:

  在时间τ内,该时间序列的平均值为:

  (N—时间序列的长度)

  在时刻,物理量相对于其平均值的累积偏差为:

  此中X(t,N)不但与t有关,并且还与N的取值(即时间序列的规模)有关。每个N值对应一个X(t,N)~t序列,不一样的N值有不一样的X(t,N)~t序列。把同一个N值所对应的最大X(t)值和最小X(t)值之差称为域,并记为R

  Hurst利用的标准偏差

  引入无量纲的比值R/S,对R进行重新标度,即

  Hurst利用上式对河流流量、泥浆沉积量、树木年轮、降雨量等许多自然现象进行研究后,发现大多数自然现象的记录结果满足经验公式

  (3-1)

  把公式(3-1)中的H称为霍斯特指数,H~0.72,H的标准偏差大概为0.09。c表明不依赖于H的变量,为自然现象的固有特征,c~0.5。

  时间序列R/S阐发的分维数:为了容易理解,有需要对分形的有关观点作一个解释,把在不一样方向上具有不相同标度因子的变称为仿射变更;经由仿射变更后的图形和原图形相似就称之为自仿射分形。即满足关系式

  (3-2)

  式中F为标度变更因子,其大小在0~1之间;b是比例因子,是大于零的实数;r为时间尺度,经过b的变化能够任意改变其大小。

  对时间序列的R/S分析结果,比值R/S是与所选取的时间范围有关的量,定义

  (3-3)

  用因子b改变时间的尺度,联系式(3-3),得

  (3-4)

  对比式(3-2)知,式(3-4)便是时间序列R/S阐发的标度特点。这里的霍斯特指数H就相当是时间变更的标度因子F,所以时间序列T(t)具备自仿射性,由严格的数学推导,可以明白时间序列T(t)的毫斯道夫维数亦即盒维数为

  D=2-H(3-5)

  式(3-5)表明时间序列记录结果T(t)的标度变更因子H与分形维数D的干系。

  模型求解:对式(3-1)两边取常用对数得:lgR/S=H(lgτ+lgc),在双方数坐标lgR/S~lgτ中,把lgR/S作为纵坐标轴,以lgτ为横坐标轴,其图形是一簇斜率为H,过点(llgτ,0)的直线。将得出的H代入式(3-5),就可以计算出单位吸水率的分维数。

  下面利用该模型来计算瀑布沟水电站钻孔压水试验的单位吸水率。图3-4是几个钻孔压水试验的单位吸水率与地层深度的关系曲线,从地表向下,每隔5m记录一次单位吸水率,随着深度的增加,可以得到一系列的单位吸水率值,其记录结果实际上就是一个时间序列。注意此时的时间(每5m)和时间序列实际上是广义的,因此一样适合R/S分析法。从该图中可以直接地看出,单位吸水率随深度变化剧烈涨落,但总的趋势是在降低,其图形具有明显的自相似性。通过R/S分析结果,计算出霍斯特指数,从而证实了这一点,如图3-5。

  孔42 ZK73

  图3-5钻孔ω值的R/S分析

  从图3-5中可以看出,采用R/S分析的结果拟合得相当好,其相似系数达0.98以上。因此,用这种方法处理单位吸水率是合理的,精度是可靠的。另外,由拟合方程的斜率能够得出霍斯特指数H,据式(3-5)即可计算出单位吸水率的分维数;由拟合方程的截距也可得出霍斯特经验公式中的常数c,见表3-4。

  表3-4部分钻孔的有关参数

  孔号HDCR孔54

  孔53

  孔42

  孔40

  zk04

  孔58

  zk72

  zk730.695

  0.713

  0.749

  0.678

  0.807

  0.653

  0.716

  0.6811.305

  1.287

  1.251

  1.322

  1.193

  1.347

  1.349

  1.3190.576

  0.574

  0.625

  0.609

  0.626

  0.527

  0.565

  0.6200.987

  0.994

  0.984

  0.997

  0.976

  0.998

  0.981

  0.987平均0.7121.3000.5900.988

  表中,c值反映了钻孔吸水率变化的固有特性,对这类具有统计特性的研究对象,无法在小样本条件下得到确定值;分维数D由H得出,因H值较不变,所以D也变更不大,其值大概为1.300。分维数D定量的描述了钻孔吸水率所具有的分形特征,可以看出,瀑布沟水电站钻孔吸水率的分维数平均值为1.300。对比Hurst考察许多自然现象得到的H~0.72,本文获得的Hurst指数也很靠近0.72,表示裂隙岩体的透水性特征也基本符合Hurst现象。

  利用R/S分析法对岩体压水实验资料的分析结果说明,岩体透水性的Hurst指数及分维数反映出了不一样的岩性、构造条件下岩体透水性的分形特点,岩体透水性特征的R/S的结果也基本符合Hurst现象。利用压水实验数据的R/S分析,可以确定数据序列的标度行为,它们满足标度不变性,具备分形特征,从而可以得出岩体透水性的本质特点。研究成果表明了研究区域岩体透水性的本质特点(岩体的构造、裂隙发育情况等),而压水试验曲线仅透露的是钻孔所在局部点、段岩体透水性的大小。因为Lu压水试验仅仅能反映岩体透水性的大小,所以文中分析的也只是岩体透水性的分形特特点,还不能反映岩体渗透性的各向异性特点。

  R/S分析结果充分说明了钻孔吸水率跟时间尺度变更的固有特点和它分维特点,它模拟的结果能为生产单位供给钻孔吸水率随埋深变更在预测、节制方面的依据。若是将之应用于工程实践,则可以节约大量的人力、物力和财力。

  (4)断层的渗透性

  断层是脉状透水构造。断层的透水性与断层的力学属性、范围和构造岩性状有关。NW、NEE向断层首要呈压扭性,构造岩胶结好,岩体透水性较弱,特别是有一定厚度的糜棱岩分布时,透水性更弱,主要以F7和F1为代表。断层双侧岩体常常裂隙比较发育,透水性比较强。NNW向断层张性特点突出,其透水性较强,如河床底部的F2。据45探洞揭露,断层破碎带宽度通常小于0.5m,断层和其影响带岩体常有地下水出露,一般是股状涌出。另外,引水隧洞进口段附近,受岸坡风化、卸荷影响,岩体多呈碎裂~镶嵌碎裂结构,随机分布了一些辉绿岩脉、断层带及断层影响带,其附近地下水丰富。

  辉绿岩脉断层中,f7、f12、f13和f19断层对勘探区围岩分区具有较强的控制作用。f7断层位于探洞主洞深243~249m,产状N60°~70°W/SW∠70°~80°,沿辉绿岩脉发育,脉体宽5.0m,脉体接触破碎带宽10~35cm,由断层泥、糜棱岩组成,脉体破碎,两侧花岗岩体11~15m范围内裂隙发育,地下水活跃,初见涌水量Q为70l/min。f12、f13断层分散于主洞上游1#支洞内,产状分别是N40°E/SE∠65°和N54°E/SE∠65°,破裂带宽分别为60~120cm和100~200cm,断层带由糜棱岩、断层泥、千枚岩组成,断层带四周岩体裂隙发育、破裂,洞壁有地下水涌出。f19断层,产状N75°W/SW∠85°,断层破碎带宽30~50cm,沿断层带见有股状地下水涌出,流量稳定,Q为60l/min。

  闸址基岩为裂隙含水岩体,含水性差别较大,其含水水平或储水条件首要受构造控制。据河谷两岸勘探平硐资料,雨季可见地下水沿层间错动带附近断续滴出,枯季则呈湿润或干燥状态。在河床部位据ZK4、ZK7、ZK8钻孔揭露,在高程824.42~826.60m一带见基岩裂隙承压水溢出孔口,其承压水位855.28~855.59m,高出河水面3~4m,流量及水头较稳定,水温19~24°C,其储水条件受f4断层破碎带或层间挤压错动带所控制。因为岩体随裂隙和构造破碎带发育水平和风化卸荷水平的不一样,其透水性具备明显不同,大量压水实验结果表示,闸址岩体浅表部位通常有中等透水性,局部有强透水性,其透水率,最大为,而相对抗水层(按计)埋深在目前勘探深度内尚未揭穿,但是它透水性整体仍具备跟深度的增加而逐步减弱的规律性。

  3.3岩体水文地质结构

  水文地质构造是指不同等级、不同形态、不同成因(建造)、经受不一样改造作用,具有不同结构和水力学性质的水文地质综合体的空间组合,它组成了地下水的赋存空间,是研究地下水流体系的基础。

  按照岩体渗透性差别和渗流场特点,将坝区透水岩体分为四种水文地质结构类型(图3-6)。其特征见表3-5。

  图3-6岩体水文地质结构示意图

  表3-5水文地质结构特征表

  第一类第二类第三类第四类结构体类型散体状结构孔隙-裂隙网络结构裂隙网络结构脉状结构主要分布部位全风化带强、弱风化带微风化带、新鲜岩体透水断层介质类型孔隙(裂隙)

  介质裂隙(孔隙)

  介质裂隙介质裂隙介质渗透方向性非均质各向同性非均质各向异性非均质各向异性非均质各向异性透水性大小严重~中等中等透水微透水中等透水富水性差好差中等承压性非饱和带潜水潜水局部承压渗流特性垂直入渗主要沿斜坡方向运动,少数向深部运动向排泄基准面作斜向运动沿走向或倾向方向运动

  第一类(散体结构):首要由全风化带呈散体状的岩体组成。分散于地表浅层,因为玄武岩和花岗岩的抗风化能力不一样,所以散体结构分散在地表的厚度也跟岩性的不同而变化,通常情况下前震旦系浅变质玄武岩的厚度比澄江期花岗岩大;对降雨渗入地下起分流、滞后作用。

  第二类(孔隙-裂隙结构):首要由强风化带和弱风化带孔隙-裂隙岩体组成。在强、弱风化带内,岩体卸荷松弛,节理张开,连通性好。地下水位大多在该带随季节性变更。

  第三类(裂隙网络结构):位于微风化、新岩体中,基岩内节理面多闭合,结合紧,或为方解石、石英脉充填。地下水活动受裂隙网络及其渗透性控制,通常渗透性较差。

  第四类(脉状结构):指部分断层破裂带及其影响带中的脉状含水体,整体上分散较少,对地下水起“输水廊道”作用,构成渗流场的主要网络。

  3.4坝区地下水化学特征分析

  坝区地下水化学特点与岩性有关,不同岩性裂隙潜水的化学类型略有差别。花岗岩和流纹斑岩属重碳酸钙钾钠(HCO3-Ca-(Na+K))型水,玄武岩属重碳酸硫酸钙(HCO3-SO4-Ca)型水,凝灰岩属硫酸重碳酸钾钠钙(SO4-HCO3-(Na+K)-Ca)型水,河床覆盖层孔隙潜水和大渡河水二者化学类型基本一致。它们的矿化度0.01~0.27g/l,PH值通常为7.1~9.5,均属弱碱性低矿化度淡水,其中闸址基岩裂隙水属弱碱性低矿化度HCO3-Ca-Mg型水,对混凝土不具任何腐蚀性。

  第四章岩体渗流特性及三维有限元模拟原理

  4.1裂隙岩体的透水特征

  4.1.1单裂隙内的水流运动规律

  在裂隙岩体中,岩体的渗流主要是沿裂隙活动,所以岩体的渗入特征实质上是裂隙水力学问题。水在裂隙内活动和水在别的边界条件下流动同样,有层流和紊流两种流态。除岩溶管道的汇合水流外,大多数裂隙流都是层流,水头损失与流速为线性关系。一般称为达西(Darcy)定律,即

  (4-1)

  式中:V—水流的平均速度,[LT];

  K—渗透系数,[LT];

  J—水力坡度,无量纲。

  对于光滑、等宽度、无限延伸的裂隙中的层流运动,根据水力坡降与水的粘滞力平衡原则,可求出裂隙内平均流速为

  (4-2)

  其中:g—重力加速度,[LT];

  J—与裂隙平面平行的水力坡降,无量纲,J=-dH/ds;

  e—裂隙的宽度,[L];

  H—水头,[L],H=Z+p/r;

  P—渗透水压,[M LT];

  Z—水质点的位置高度,[L];

  —水的运动粘滞系数,[LT]。

  并得到裂隙渗透系数公式为

  (4-3)

  不难得到,通过光滑裂隙的的单宽流量的公式应为

  (4-4)

  由上式得知,裂隙内单宽流量的大小和裂隙宽e的三次方成正比,这就是立方体定律。

  上式都是建立在平滑裂隙面的基础上推出的。实际裂隙面粗糙不平,并常有充填物而减小裂隙过水断面。考虑到这些因素,路易斯(C.Louis)作以下改正

  (4-5)

  其中:η—裂隙连通系数(连通面积与总面积之比),无量纲;

  C—裂隙面相对粗糙度修正系数,无量纲。

  这样就得到粗糙和非等宽裂隙的层流情况下的裂隙渗透系数

  (4-6)

  若岩块的渗透系数为K,裂隙的间距为l,则岩体的渗透系数为

  (4-7)

  当岩块致密时,Km甚小,则有

  (4-8)

  紊流时,水头损失与流速呈非线性关系,一般采用下式表示

  (4-9)

  式中:—紊流时的裂隙渗透系数,[LT];

  n—紊流时的非线性指数,其变化范围为1~2,无量纲。

  4.1.2渗透系数张量

  费兰顿(Ferrandon,1948)首先提出渗透系数张量的观点,其后斯诺(Snow,1965)和罗姆(Pomm,1966)提出了裂隙岩体的渗透系数张量。当裂隙介质作为多孔介质思考时,亦即假设水是布满全部岩体空间流动,水在裂隙中活动的速度转换成为设想的持续地充满裂隙岩体的流动速度称为当量渗透速度(简称渗透速度)。

  当岩体中有n组不同裂隙同时存在时,如果用和分别表示第i组裂隙岩体的渗透系数和渗透系数张量,那么根据张量运算的有关性质,得到具有n组裂隙同时存在情况下整个岩体的渗透系数张量为

  (4-10)

  其中、、分别表示第i组裂隙面法向单位矢量与空间三个坐标轴正向夹角的余弦。由此可见,裂隙岩体的渗透张量是一个二阶对称张量,即

  (4-11)

  因此,它仅有六个独立分量。

  若选定、、三个坐标轴分别为正北、正东和垂直方向,则有

  (4-12)

  式中、分别表示岩体中第i组裂隙结构面的倾向和倾角。

  4.2岩体渗流三维有限元数值模拟原理

  4.2.1岩体渗流的数学模型

  岩体渗透具有明显的各向异性和非均一性。对水工建筑物地区岩体地下水运动问题,如坝区裂隙的均匀间距与建筑物最小尺寸(坝底的宽度)之比小于1/20,就可以把含水介质看成连续介质来钻研。瀑布沟水电站坝区裂隙的均匀间距与建筑物最小尺寸之比远远小于1/20,所以可以用连续介质的数学模型来模拟计算岩体的渗流场。这样岩体地下水三维运动满足下列控制方程

  (4-13)

  即,

  (4-14)

  当中,为Hamilton算子;K为渗透张量;H为渗流场内任一点的水头,[L];为贮水率,[1/L];t为时间,[T]。

  对应岩体地下水运动的控制方程(4-14)的定解条件为:

  初始条件

  ,(4-15)

  第一类边界条件(Dirichlet条件)

  ,,(4-16)

  第二类边界条件(Neumann条件)

  ,,

  (4-17)

  式中:表示区域内任一点时刻t的水头[L];,和为已知函数;n为边界的外法线方向。

  4.2.2岩体地下水计算有限元基本原理

  用Garlerkin法定义研究区域上的试探解

  ,(4-18)

  其中,L为节点的编号;NN为研究区节点总数。

  用代替式(4-2)中的,并令控制方程式(4-14)在整个研究区域Ω内的加权剩余等于零

  (4-19)

  在此选择基函数作为权函数。

  由分部积分公式得到式(4-19)为

  -

  (4-20)

  用节点值线性插值法定义六面体单元的试探解,在六面体单元e中线性插值意味着

  (4-21)

  其中待定常数将由节点上函数值所唯一确定。

  在局部坐标下考察八节点的正六面体单元(如图4-1),边长为2,中心为原点,而八顶点取为节点,将式(4-21)写成下面的形式

  (4-22)

  其中是相应的形状函数,它有下列二个特点:

  ①是形如式(4-10)的多项式函数;

  ②在节点i其值为1,而在其余节点j(j≠i)其值为0。

  图4-1六面体八节点单元

  是节点i的局部坐标,且有

  (4-23)

  具体形状函数为

  ,(4-24)

  易知

  (4-25)

  及

  (4-26)

  按等参的思路,由局部坐标到整体坐标变换将用与式(4-25)完全相类似的公式表达,即

  (4-27)

  其中是给定的节点整体坐标。据定积分的有关性质,式(4-20)可写成

  =

  (4-28)

  而由式(4-10)知

  (4-29)

  式(4-29)代入式(4-28),得某一单元e有

  ,(4-30)

  ,,(4-31)

  其中

  (4-32)

  ,(4-33)

  ,(4-34)

  可以看出单元渗透矩阵为对称矩阵。单元渗透矩阵,是单元e对整体渗透矩阵的八列贡献,式(4-28)对单元求和,意味着单元对总体渗透矩阵的贡献相加,即对所有L,i

  ,(4-35)

  ,(4-36)

  这样,不难得到求解整个渗流问题的代数方程

  ,(4-37)

  式中{H}—未知节点水头列阵;

  {F}—已知的右端项,由式(4-34)右端项确定;

  [G]—总体渗透矩阵(传导矩阵)。

  对于取差分代替

  ,(4-38)

  采用“隐式差分格式”,有

  ,(4-39)

  整理后,有

  (4-40)

  4.2.3排水孔的模拟

  瀑布沟水电站厂房布置有两排排水孔,对于这些排水孔采用杆件单元的方式处理,具体方法以典型单元为例说明:考虑六面体单元(如图4-2),假定单元节点1485为排水孔所在断面的剖面。将杆件单元渗透矩阵

  分配到典型单元矩阵的1、4、8、5四个节点上,具体地说,就是在典型单元体的渗入矩阵()的对角线元素a11、a44、a88、a55上各自加或减去ps。

  其中

  ,,

  而b为井(孔)间距,γω为井(孔)半径,K为渗透系数,K1、K2、K3分别为岩体的三个主渗透系数,ΔF为孔所在单元剖面面积。这样处理后,就可令1、4、8、5点的水位是已知的,且等于观测孔(井)水位。

  图4-2排水孔处理典型单元图

  4.2.4断面流量的确定

  经求解方程式(4-37),可求得全体渗流区域内的渗流场。因为利用有限元法求解渗流场时不能直接求得单元节点上的水头对坐标的偏导数,所以在计算断面流量时,采用中间截面法(见图4-3)。

  以8节点流面体单元为例,通过某断面S的渗流量的计算式为:

  式中S为过水断面;为过流断面的正法线方向的单位向量。

  图4-3计算断面流量简图

  对任意八结点六面体等参数单元,选择中断面abcd为过流断面S,并将S投影到yoz,zox,xoy平面上,分别记为,,,则通过单元中断面的渗流量为:

  式中,,由下式计算:

  4.2.5自由面及渗出点的确定

  把满足条件h=z的表面定义为自由面。通过结合替代节点流量可迭代得到自由面。此时,完全位于自由面之上的计算域边界就可视为第一次迭代中的不透水面。对所选择的计算域求解方程组(4-37)即可得水头分布。对计算中所有结点水头都为负的单元e而言,它等于

  对所有结点水头为负的单元的进行求和可得流量修正矢量

  将从方程组(4-37)右边减去,则方程组

  (4-41)

  的解给出了一个新的势分散,自由面的位置与第一次迭代的近似位置有所改进。

  从刚得到的水头可得新的流量修正矢量,由此再求解(4-41)。如此重复。通常只需几次迭代水头变化就很小,可以得到自由面的位置。

  4.3岩体地下水三维数值模拟软件及其完善

  岩体地下水三维数值模拟软件3D-Seepage是一个较为完整、成熟的、适合于Windows环境下的计算软件包。软件界面清晰,结构紧凑,功能较为齐全,先后在长江三峡水利枢纽工程、黄河拉西瓦水利工程、新安江水电工程、溪洛渡水电站工程等大中型水利水电工程以及矿山工程中得到应用,对具有帷幕、排水设施的复杂岩体地下水运动问题能较好的计算模拟。为了能适应其在瀑布沟水电站坝区渗流场的分析需要,在原有的基础上增加了一些新的功能,如在前处理和正反分析软件中增加了五面体单元,使得剖分、计算更加灵活、方便。软件包包括前处理、地下水有限元三维数值模拟和后处理三个部分。

  4.3.1前处理软件ZZF_CAM

  软件ZZF_CAM是两个既相互独立又相互配套的软件组成,其一是自动剖分软件ZZF_AU.F,其二是图形处理软件ZZF_MAP.F。

  自动剖分ZZF_AU.F软件的功前处理能是根据求解问题的需要,将三维流场剖分成任意大小的五面体和六面体单元,同时生成大量剖分信息。软件的特点是前处理人工准备数据的方法方便,数量少;超单元划分灵活,适用于复杂岩体的三维剖分,每个超单元内采用局部坐标的方法产生单元信息,因此,单元大小剖分自如;

  图形处理软件ZZF_MAP.F是自动剖分软件ZZF_AU.F的配套软件,其功能是将剖分产生的大量单元节点信息转化成计算机图形。软件的特点是:

  (1)全部图形可多视角表现,有消隐或不消隐两种模式;

  (2)全部图形既可图形表现,也可转换到CAD系统下进行修改和输出;

  (3)作图数据均由主动剖分软件ZZF_AU.F产生的数据文件MAPA.DAT和MNE.DAT供给,不需要人工输入。

  完整的前处理软件ZZF_CAM,不仅可以对复杂岩体地下水运动的三维空间进行自如的剖分,而且可以提供快捷、准确的剖分图形信息和数字信息。对人工提供的有限数据,即便呈现个别问题,也可以经过图形显示轻易地捕捉到,让有限元原来困难的前处理变得方便、简捷,大大提高了计算效率和计算的正确性。

  4.3.2地下水有限元数值模拟软件ZZF_FEM

  地下水有限元数值模拟软件ZZF_FEM也包括两个独立的计算软件,即有限元正问题计算软件ZZF_PFEM.F和有限元反问题计算软件ZZF_IPFEM.F。

  (1)正问题计算软件ZZF_PFEM.F

  正问题和反问题(逆问题)是相对而言的。求解定解问题,得到因变量(水头)在空间的分布和随时间演花的规律,实现对水头的预测,即为地下水运动的正问题,如果将正问题的某种必须已知的确定因素变为未知的待求解的变量,而将正问题的求解目标、未知的一部分作为已知的、必须满足的条件,就构成了某类反问题。正问题大多是适定问题,而反问题往往具有不适定性。

  正问题计算软件ZZF_PFEM.F的功能是求解复杂的非均质各向异性岩体地下水运动问题,对水工建筑物地区岩体地下水运动进行优化控制模拟,输出不同时段各节点地下水头值。该软件的特点是:

  a.除需人工输入定解条件信息外,别的数据都由前处理软件的计算结果提供,只需直接输入全局坐标下岩体的渗透系数张量,程序主动完成张量主值和主方向计算;

  b.对于水工建筑物地区控制地下水运动的帷幕和排水孔,剖分成专门的单元来处理,其中排水孔采用了杆件单元的方法或单元解析法处理;

  c.可以用于有自由面问题和无自由面问题两种模式计算;

  d.对于有自由面问题,采用了不变单元虚流量法处理,剖分网格无需随自由面变动而重新划分;

  e.可用于地下水稳定流和非稳定流两种模式模拟。

  (2)反问题计算软件ZZF_IPFEM.F

  地下水运动的反问题有多种类型。这里介绍的反问题计算软件ZZF_IPFEM.F主要是用于反求岩体透水性非均质各向异性参数。软件的特点有:

  a.由渗透系数张量的定义出发,第一确定控水结构面的当量渗透系数,而后确定渗透系数张量及张量的主值、主方向;

  b.对于同类型岩体,与其它方法相比较,本方法反求的参数个数少,而获取的关于岩体透水性的参数内容多,解通常具有唯一性;

  c.对观察水位和计算水位之间存在的概念性的误差,作了专门的修正处理;

  d.可用于多时段水位拟合分析,检验反求参数的正确性;

  e.对计算水位和观测水位之间存在的模型误差,采取了动态权函数的方法。

  第五章总结与展望

  5.1总结

  瀑布沟水电站通过可行性研究阶段的工程地质和水文地质勘测研究工作已基本查明了坝址区岩体的地质、构造类型,地下水的补给、径流、排泄条件。下一阶段的研究工作的重点是在上述研究成果的基础上,结合具体工程部位分析研究坝址区岩体的水文地质结构特征,岩体及岩体结构面透水性的大小和空间分布规律,建立能反映实际情况的、正确的水文地质量化模型,定量分析评价坝址区天然情况下地下水的补给、径流、排泄条件和水库蓄水后坝后地下水分布、运动规律,定量评价主要控水结构面的渗透稳定性。

  分析沟坝址区地质水文地质环境概况,对地形地貌,地层岩性,地质构造,物理地质现象的一个深入了解,以系统观点为指导,在研究区原有水文地质条件研究成果的基础上,从整体上和不同层次上分析研究坝区岩体水文地质结构

  采用九五攻关开发的3D-Seepage软件,考虑到控水结构面的网络特点和岩体整体非均质各向异性特点,计算分析研究区介质的相关参数和岩体地下水运动规律;

  项目研究的最终目标在于为防渗帷幕、排水的设计提供系统的、可靠的、定量化的地质、水文地质依据。

  5.2展望

  瀑布沟坝址区不仅是理论研究的需要,更是实际应用的需要,其分析理论和方法值得进一步研究。本文所用的三维有限元模拟原理,对具有帷幕、排水设施的复杂岩体地下水运动问题能较好的计算模拟。在复杂的坝址区水文地质环境条件下,我们的研究成果应用起来仍会碰到各类问题,需要不断地更新对瀑布沟坝址区水文地质条件的分析,本文也只是大概的进行了研究,对于整个瀑布沟坝址区水文地质环境的研究还是不够的。

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