地下水的动态与均衡地下水动态与均衡的概念地下水.docx

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地下水的动态与均衡地下水动态与均衡的概念地下水

第九章　地下水的动态与均衡

第一节　地下水动态与均衡的概念

  地下水动态的概念：

含水层（含水系统）在与外界环境相互作用过程中，含水层（含水系统）地下水各要素（如地下水位、水量、水化学成份、水温等）随时间的变化状况，称为地下水动态。

  地下水均衡的概念：

某时段某地段地下水物质、能量的收支状况称为地下水均衡。

第二节　地下水动态

一、地下水动态的形成机制

  含水层（含水系统）地下水各要素（如地下水位、水量、水化学成份、水温等）之所以随时间发生变化，是含水层（含水系统）中物质、能量收支不平衡的综合表现。

  因此，地下水动态是含水层（含水系统）对外部环境施加的激励所产生的响应，也可理解为含水层（含水系统）将输入信息变换后产生的输出信息。

  下面以降雨（图9-1）为例说明地下水动态的形成机制：

    动态变化：

降水→补给地下水系统→水位上升。

    ↑　　　　　　　　　　　　↑

    脉冲式激励波状响应

    图9—1　输入与输出的对应关系

    a—时间滞后；b—时间延迟

  地下水动态（对外界响应）特点：

在时间上表现为滞后和延迟（图9-1），以及叠加。

  叠加现象：

是指外界多次激励（或输入）时，引起系统响应（或输出）的变化是多次激励响应的累加结果（图9-2）。

  图9-2说明，地下水水位对外界输入（降水）响应的信息传输的迭合特点，称为叠加现象。

    图9-2　信息传输中的迭合

  地下水动态描述：

地下水某要素随时间的变化（动态）程度可用稳定性来恒量：

动态稳定，是指变化幅度小；动态不稳定，是指变化幅度大。

二、地下水动态的影响因素

  影响地下水动态（稳定性）的因素主要有三类：

（1）是外部环境对含水层（含水系统）的信息输入：

如降水、地表水的补给---气象（气候）因素、水文因素；

（2）是变换输入信息的含水系统的结构，主要涉及赋存地下水的地质环境条件，地质因素。

  （3）人为因素，包括开采、人工回灌、灌溉、库渠渗漏、污水排放等等。

（一）气象（气候）因素

  气象（气候）是对地下水动态影响最为普遍的因素。

决定了一个地区动态的基本形态。

  气象（气候）要素周期性地发生昼夜、季节与多年变化。

其中季节变化最为显著且最有意义。

  从图9-3，可以分析季节变化对潜水动态影响。

    图9—3潜水动态曲线（1954—1955，北京）

    1—气温；2—相对湿度；3—降水量；4—潜水位；5—蒸发量

    （1954年1—6月，1955年4月蒸发量缺资料）

  气候还存在多年的周期性波动。

例如，从图9—4可以看出，周期为11年的太阳黑子变化，影响丰水期与干旱期的交替，从而使地下水位呈同一周期变化。

 图9—4前苏联卡明草原地下水位变化图〔阿利托夫斯基等，1956〕

  （根据每年9月1日水位资料绘成；实点为实测水位，空心点为水位的可能位置）

  综合上述分析，对于重大的长期性地下水供排水设施，应当考虑多年的地下水位与水量的变化。

  注意在分析气象因素对潜水位的影响时，必须区分潜水位的真变化与伪变化。

例如，当大气气压开始降低时，处于包气带之下的潜水面尚未感受到其影响，暴露于大气中的井孔中的地下水位却因气压降低而水位抬升。

当然，气压突然增加时井孔地下水位也会呈现与含水层不同步的下降。

（二）水文因素——河水

  河水的影响：

主要取决于含水层（地下水系统）距地表水体的远近。

  分析图9-5可获得如下信息：

地表水体补给地下水而引起地下水位抬升时，随着远离河流，地下水位变幅减小，发生变化的时间明显滞后。

    图9—5　莱茵河洪水对潜水的影响〔转引自卡明斯基，1958〕

  1、2、3、4、5—观测井中潜水位，数字大的距河远；6—莱茵河水位

  （三）地质因素

  地质因素是影响输入信息变换的内部因素。

对动态特征起修饰作用。

  潜　水：

降水补给潜水时，包气带厚度与岩性影响地下水位的变化：

包气带厚度大，潜水埋藏深愈大，水位变化的滞后性越明显；岩性的渗透性愈好，水位抬升的时间滞后愈短。

  承压水：

承压含水层的动态受外界影响比潜水小，原因是隔水顶板限制了补给区的范围。

因此，补给区范围、距补给区的远近、承压含水层的厚度与给水度等影响动态变化。

  一般地，在补给区的水位变化明显，变幅大；距离远变化逐渐减弱。

  含水岩层的渗透性、厚度和给水度等，影响动态变化的幅度和滞后时间。

  承压含水层的水位变动还受到固体潮（月亮T=12h）、地震等地质应力影响。

三、地下水天然动态类型

  潜水和承压水由于排泄方式及水交替程度不同，动态特征也不同。

（一）潜水——三种动态类型

（1）蒸发型——主要出现在干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地。

（2）径流型——广泛分布于山区及山前。

  （3）弱径流型——气候湿润的平原与盆地，蒸发排泄有限，径流排泄为主，但径流微弱。

（二）承压水

  径流型——动态变化的程度取决于构造封闭条件。

构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈，水质的淡化趋势愈明显。

四、人类活动影响下的地下水动态类型

  人类活动通过增加新的补给来源或新的排泄去路而改变地下水的天然动态。

  在天然条件下，由于气候因素在多年中趋于某一平均状态，因此，一个含水层或含水系统的补给量与排泄量在多年中保持平衡。

反映地下水储量的地下水位在某一范围内起伏，而不会持续地上升或下降。

地下水的水质则在多年中向某一方向（盐化或者淡化）发展。

  人工采排地下水：

钻孔取水或矿坑渠道排除地下水后，人工采排成为地下水新的排泄去路；含水层或含水系统原来的均衡遭到破坏，天然排泄量的一部或全部转为人工排泄量，天然排泄不再存在，或数量减少（泉流量、泄流量减少，蒸发减弱），并可能增加新的补给量。

（1）如果采排地下水经过一段时间后，新增的补给量及减少的天然排泄量与人工排泄量相等，含水层水量收支达到新的平衡。

在动态曲线上表现为：

地下水位在比原先低的位置上，年变幅波动增大，而不持续下降。

如图9-6实例可知：

在河北饶阳县五公地区，开采第四系潜水及浅层承压水作为灌溉水源。

每年3—5（6）月采水灌溉，水位降到最低点。

6（7）月雨季开始，采水停止，降水入渗及周围地下水径流补给，使水位迅速上升。

雨季结束后，周围的径流流入填充开采漏斗，水位继续缓慢上升。

翌年采水前期，水位达到最高点。

这一动态变化显示了天然因素和人为因素的综合影响（图9—6）。

动态类型称为开采—径流型。

    图9—6　河北饶阳五公里河地下水位变化曲线

    〔据河北省第九地质大队〕

    1—地下水位；2—降水量；3—采水量

（2）若采排水量过大，天然排泄量的减量与补给量的增量的总和，不足以偿补人工排泄量时，则将不断消耗含水层储存水量，导致地下水位持续下降（如图9—7实例）。

    图9—7　河北保定西部地下水位变化曲线

    〔据河北省地矿局第四水文地质大队〕

  人工补给地下水：

修建水库，利用地表水灌溉等，增加了新的补给来源而使地下水位抬升。

例如：

河北冀县新庄，1974年初潜水位埋深大于4m，由于灌溉，旱季水位反而上升，到1977年雨季，潜水位已接近地表了（图9-8）。

    图9—8　河北冀县新庄潜水位变化曲线

    1—潜水位；2—月降水量

  干旱半干旱平原或盆地，地下水天然动态多属蒸发型，灌溉水入渗抬高地下水位，蒸发进一步加强，促使土壤进一步盐渍化。

有时，即使原来潜水埋深较大，属径流型动态，连年灌溉后，也可转为蒸发型动态，造成大面积土壤次生盐渍化（图9—8、9—9）。

  即使气候湿润的平原或盆地，由于地表水灌溉过多抬高地下水位，耕层土壤过湿，会引起土壤次生沼泽化。

第三节　地下水均衡

一、与地下水均衡相关的概念

  地下水均衡是以地下水为对象的均衡研究。

目的在于阐明某个地区在某一段时间内，地下水水量（盐量、物质、热量、能量）收入与支出的关系。

  均衡区——进行均衡计算所选定的区域称作均衡区。

它最好是一个具有相对隔水边界的完整水文地质单元。

  均衡期——进行均衡计算的时间段，称作均衡期。

通常按照水文年来计算，或取多年平均值。

  正均衡——某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水量（或盐量、热量等）的收入大于支出，表现为地下水储存量（或盐储量、热储量等）增加，称作正均衡。

  负均衡——某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水量（或盐量、热量等）的收入小于支出，表现为地下水储存量（或盐储量、热储量等）减少，称作负均衡。

  均衡是地下水动态变化的内在原因，动态则是地下水均衡的外部表现。

二、水均衡方程式

  一个地区的水均衡研究，实质就是应用质量守恒定律去分析参与水循环的各要素的数量关系。

  进行均衡研究必须分析均衡的收入与支出项，列出均衡方程式。

通过估算或测定均衡方程式的均衡项，分析均衡状况或求算均衡方程式中某些未知项。

  天然状态下总的水均衡：

  收入项（

）包括：

大气降水量（

）、地表水流入量（

）、地下水流入量（

）、水汽凝结量（

）。

  支出项（

）为：

地表水流出量（

）、地下水流出量（

）、蒸发量（

）。

均衡期水的储存量变化为

 水均衡方程式：

　　　　　（9—1）

  即：

　　　　（9—2）

  或：

　　　（9—3）

  水储量变化

包括：

地表水变化量（

），包气带水变化量（m），潜水变化量（

）及承压水变化量（

）；其中，

为潜水含水层的给水度或饱和差，

为均衡期潜水位变化值（上升用正号，下降用负号）；

为承压含水层的弹性给水度，

为承压水测压水位变化值。

据此，水均衡方程式可写成：

　　（9—4）

（一）天然状态下的潜水均衡方程式

  以潜水为例（图9-10），建立潜水的均衡方程式。

  收入项（

）包括：

降水入渗补给量（

），地表水入渗补给量（

），凝结水补给量（

），上游断面潜水流入量（

），下伏承压含水层越流补给潜水水量（

，如潜水向承压水越流排泄则列入支出项）。

  支出项（

）包括：

潜水蒸发量（

，包括土面蒸发及叶面蒸发），潜水以泉或泄流形式排泄量（

），下游断面潜水流出量（

）。

均衡期始末潜水储存量变化为

（图9—10）。

则：

　　　　　　　　　　　　　　　（9－5）

　　　　　（9－6）

    ↑　　　　　　↑　　　　　　　　　↑

    储存变化量　　　收入项　　　　　　　支出项

    图9—10　潜水均衡示意图

    （假定地下水流动与剖面平行）

1—含水层；2—弱透水层；3—潜水位；4—高、低地表水位几种条件下的潜水均衡方程式：

（1）干旱半干旱平原区：

忽略

，地形切割微弱

→0，无越流时

=0，径流滞缓

≈

→0，潜水均衡方程式可简化为：

（9-7错误——Z,应为Zu）

　　　　　　（9—7）

  如果研究多年均衡条件：

，则（9—7）为：

（9-8错误——Qd,应为Zu）

　　　　　　　　（9—8）

  （9—8）式表示渗入补给潜水的水量全部消耗于蒸发。

（2）湿润山区潜水均衡：

在湿润山区蒸发很小

=0，此时：

　　　　　　　　（9—9）

  （9—9）式表示入渗补给的水量全部以径流形式排泄。

（二）人类活动影响下的潜水均衡

  人类活动影响下的潜水均衡方程式如下：

（9—10错误，漏掉+f2）

　　　　　（9—10）

    ↑　　　　↑　　　　　↑

    储存变化量　收入项　　　支出项

 式中：

、

——分别为灌渠水及田面灌水入渗补给潜水的水量；

——下伏承压含水层越流补给潜水的水量；

——通过排水沟排走的潜水水量；

    其余符号意义同前。

  研究人类活动影响下的地下水均衡，可以帮助我们定量评价人类活动对地下水动态的影响，预测其水量水质变化趋势，并提出调控地下水动态使之朝向对人类有利的方向发展的措施。

三、均衡计算应注意的问题

  从地下水系统理论出发，进行地下水均衡计算时，应该以大的含水系统为均衡区，避免将统一的含水系统划分为几个计算区（或以行政区划分），否则，系统上、下之间，潜水、承压水之间，以及地表水与地下水之间的水量就会被重复计算。

（1）大区域地下水均衡计算：

以堆积平原含水系统地下水均衡模式分析（图9-11）为例，如果分为三段均衡区，各段均衡方程式为：

  作为整个含水系统的水量均衡方程式：

　　　　　（9-14）

  比较式9-11、12、13与9-14，可知，

和

属于堆积平原含水系统内部发生的水量转换，而不是含水系统与外部之间发生的水量转换。

分割计算必然造成地下水量的夸大计算。

    图9-11堆积平原含水系统地下水均衡模式

    1—透水基岩；2—不透水基岩；3—粘性土；4—砂砾石；5—潜水位；6—泉；7—均衡收支项

（2）深层孔隙承压含水系统均衡计算——（地面沉降压实释水）

  压密释水：

根据有效应力原理（参考教材第2.4节），在开采深层孔隙承压水时，由于孔隙水压力降低而上复载荷不变，作为含水层的砂砾层以及其上下的弱透水层（粘性土层）都将压密释水，砂砾层的弹性给水度与粘性土的贮水系数都将变小。

  弹性恢复与塑性压密：

若停止采水使测压水位恢复到开采前的高度，砂砾层由于是弹性压密，可以基本上回弹到初始状态（弹性给水度恢复到初始值）；但是，粘性土层由于是塑性压密，水位恢复后，基本仍保持已有的压密状态（贮水系数压密后减小）。

  因此，开采深层孔隙承压含水系统降低测压水位然后，停止开采使测压水位恢复到采前高度上，粘性土中的一部分储存水永久失去而不再恢复，往往被计入均衡的“压密释水-补给项”。

  由于“压密释水量”在孔隙承压含水系统开采后再使水位复原，不能全部恢复（造成地面沉降）。

所以，均衡计算不能将此量计入“补给项”，应当计为“压实释水-储存变化量”。

在较大平原区，粘性土压密释水量往往可占开采水量的百分之几十，因此，忽略粘性土永久性释水就会造成相当大的误差。