第九章地下水的动态与均衡

第九章地下水的动态与均衡主要内容：掌握地下水动态与均衡的概念，影响地下水动态的因素，水均衡基本原理，水均衡方程式的表示方法；了解区域水均衡的研究方法。重难点：影响地下水动态的因素，水均衡方程式的表示方法第九章地下水的动态与均衡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、水化学成分、水温等）随时间的变化状况，称为地下水动态。本章重点讨论地下水位的动态。地下水均衡某时段某地段地下水物质、能量的收支状况。本章重点讨论地下水量的均衡。地下水动态与均衡研究意义查清地下水的补给与排泄，确定含水层之间以及含水层与地表水体的关系，阐明其资源条件，为合理利用地下水或有效防范其危害提供的判据。9.1地下水动态与均衡的概念9.2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。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（泉流量）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、影响地下水动态的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。9.2地下水动态二、影响地下水动态的因素（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。气象要素具有昼夜、季节与多年变化周期性。其中季节变化最为显著且最有意义。我国大部属季风气候。自南而北5至7月先后进入雨季，降水显著增多，潜水位逐渐抬高并达峰值。雨季结束，补给逐渐减少。由于径流及蒸发，潜水水位逐渐回落，到翌年雨季前达谷值。全年潜水位动态呈单峰单谷。1954－1955年北京地区潜水动态曲线降水蒸发潜水位1—气温；2—相对湿度；3—降水量；4—潜水位；5—蒸发量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。设计重大的地下水供排水设施，应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。前苏联卡明草原地下水位变化曲线二、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。地表水体补给地下水而引起水位抬升。距河流远，水位增幅减小，滞后时间长。河水对地下水动态的影响一般为数百米至数公里，此范围以外，主要受气候因素的影响。图9—5莱茵河洪水对潜水的影响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。1、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。潜水埋藏深愈大，水位变化愈滞后。岩性的渗透性愈好，水位抬升的滞后短。潜水储存量的变化为△Q=µ*△h。当△Q相同时，µ愈小，△h变幅愈大。最典型的岩溶化岩层渗透性好但给水度小，水位变幅在分水岭地区可达数十米甚至更多，滞后性差。三、地质因素2、承压含水层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(△Q=0)。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。1、潜水潜水及松散沉积物浅部的水，可分为三种主要动态类型：蒸发型、径流型及弱径流型。（1）蒸发型出现于干旱半干旱地区平原或盆地。地下水径流微弱，以蒸发排泄为主。动态变化特点：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明显。发展趋势是地下水盐化，土壤盐渍化。（三）地下水天然动态类型（2）径流型分布于山区及山前。地形高差大，水位埋藏深，蒸发排泄可以忽略，以径流排泄为主。动态的特点：年水位变幅大而不均(由分水岭到排泄区，年水位变幅由大到小)，水质季节变化不明显，趋于淡化。（3）弱径流型气候湿润的平原与盆地地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸发排泄有限，仍以径流排泄为主，但径流微弱。动态的特征：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明显，长期向淡化方向发展。2、承压水均属径流型。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，以比原先大的年变幅波动，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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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。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。9.3地下水均衡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。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。二、水均衡方程大气降水入渗量(X)地表水上游流入量(Y1)地下水流入量(越流补给量)(W1)水汽凝结量(Z1)收入项(A)地表水下游流出量(Y2)地下水流出量（W2）蒸发量(Z1)支出项(B)均衡期的存储量变化△ω＝A–B(X+Y1+W1+Z1)-(Y2+W2+Z2)=△ω地表水变化量(V)包气带水变化量(m)潜水变化量(μ△h)承压水变化量(μe△hc)水储量变化△ω天然状态下，水均衡方程式可写成：潜水均衡方程降水入渗补给量(Xf)地表水渗入量(Yf)水汽凝结量(Zc)上游断面流入量（Wu1）越流补给量(Qt)收入项(A)潜水蒸发量(Zu)排泄量(Qd)下游断面流出量（Wu2）支出项(B)均衡期的潜水储量变化△ω＝μ△h(Xf+Yf+Zc+Wu1+Qt)-(Zu+Qd+Wu2)=μ△h图9—10潜水均衡示意图（假定地下水流动与剖面平行）（1）多年干旱半干旱平原潜水均衡方程忽略Zc，地形切割微弱Qd→0，无越流时Qt=0,径流滞缓Wu1=Wu2≈→0，多年均衡期的潜水储量变化△ω＝μ△h=0Xf+Yf-Zu=0即Xf+Yf=Zu(9-8)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：Xf+Yf=Qd(9—9)表示入渗补给的水量全部以径流形式排泄。人类活动影响下的潜水均衡方程式如下：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。（二）人类活动影响下的潜水均衡21,fftQrQrutQZQffXh211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：三、均衡计算应注意的问题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。：作为整个含水系统的水量均衡方程式：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