水文地质学基础：地下水均衡.docx

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1、5.3地下水均衡均衡区与均衡期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。地下水均衡是以地下水为对象的均衡研究。目的在于说明某个地区在某一段时间内，地 下水水量（盐量、热量）收入与支出之间的数量关系。进行均衡计算所选定的地区称作均 衡区。它最好是一个具有隔水边界的完整水文地质单元，进行均衡计算的时间段，称作均 衡期，可以是假设干年，一年，也可以是一个月。某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水 量（或盐量、热量）的收入大于支出，表现为地下水储存量（或盐储量、热储量）增加， 称作正均衡；反之，支出大于收入，地下水储存量（或盐储量、热储量）减少，称作负均 衡。对

2、于一个地区来说，天然条件下气候经常以平均状态为准发生波动。多年中，从统计 的角度讲，气候趋近平均状态，地下水也保持其总的收支平衡。在较短的时期内，气候发 生波动，地下水也经常处于不均衡状态，从而表现为地下水的水量与水质随时间发生有规 律的变化，即地下水动态。由此可见，均衡是地下水动态变化的内在原因，动态那么是地下 水均衡的外部表现。进行均衡研究必须分析均衡的收入项与支出项，列出均衡方程式。通过测定或估算列入 均衡方程式的各项，以求算某些未知项。地下水均衡的研究还不够成熟，目前多限于水量均衡的研究，而且主要涉及潜水水量均 衡。5.3.1 水均衡方程式陆地上某一地区天然状态下总的水均衡，其收入项（

3、A） 一般包括：大气降水量（X）、 地表水流入量（力）、地下水流入量（Wi）、水汽凝结量（Zi）。支出项（B ） 一般为： 地表水流出量（为）、地下水流出量（卬2）、蒸发量（Z2）。均衡期水的储存量变化为那么水均衡方程式为：A - Aco（5-1）即： （X+H+W1+Z1） （Y2+W2+Z2）=Aco（5 2）或： X一（力-Ki） （W2W） （Z2Zi） =Aco（5 一 3）水储量变化43田中包括：地表水变化量（V）,包气带水变化量（m）,潜水变化 量（|iA/z）及承压水变化量（,/%）;此中，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）；4为

4、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：X （ 丫2Y ） （ W2W ） （Z2Z1 ）=V+2+|lA/z+e/Zc（5 4）潜水的收入项（A）包括：降水入渗补给量（X”,地表水入渗补给量（V），凝结水 补给量（Zc）,上游断面潜水流入量（WQ ,下伏承压含水层越流补给潜水水量（Qt，如 潜水向承压水越流排泄那么列入支出项）。支出项（Z）包括：潜水蒸发量（冬包括土面蒸 发及叶面蒸发），潜水以泉或泄流形式排泄量（QQ ,下游断面潜水流出量（叱,2）。均 衡期始末潜水储存量变化为（图5-9）。那么：A 一 B=gh(5 5)g/i=(*什丫什乙+叱八+0)

5、(zM+2d+wg2)(5 6)此为潜水均衡方程式的一般形式。一定条件下，某些均衡项可取消。例如，通常凝结 水补给很少，乙可忽略不计；地下径流微弱的平原区，可认为叱小 趋近于零；无越流 的情况下，。不存在；地形切割微弱，径流排泄不发育，Qd可从方程中排除；去除以上各 项后，方程式简化为：gh = Xf+YfZ(5 7)多年均衡条件下，那么得：Xf+H=Qd(5 8)此即典型的干旱半干旱平原潜水均衡方程式。此式表示渗入补给潜水的水量全部消耗 于蒸发。典型的湿润山区潜水均衡方程式为：Xf+ y尸。d(5 9)即入渗补给的水量全部以径流形式排泄。-均衡区”Zu xf zc.伙屋.Qi.二 .23潜水

6、均衡示意图(假设地下水流动与剖面平行)1含水层；2弱水层；3潜水位;4高、低地表水位533人类活动影响下的地下水均衡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，并据此提出调控地下水动态使之朝向对人类有利的方向 开展的措施。为了防治土壤次生盐渍化，克雷洛夫(M.M.Kpbwob)对苏联中亚某灌区进行了潜水均衡 研究，得出该区潜水均衡方程式为:piA/i = Xf t/i+0ZQ（5-10）式中：力、力一分别为灌渠水及田面灌水入渗补给潜水的水量；Qt下伏承压含水层越流补给潜水的水量；Qr-通过排水沟排走的潜水水量；其余符号意义同前。以一

7、个水文年为均衡期，经观测计算，求得均衡方程式各项数值（单位为mm水柱） 为：3据此得出以下结论：（1）潜水表现为正均衡，一年中潜水位上升620mm,增加潜水储存量31mm （=0.05 ）。 长此以往，潜水蒸发量将不断增加，会产生土壤盐渍化。（2）破坏原有地下水均衡，导致潜水位抬升的主要因素是灌溉水入渗，其中灌渠水入渗量 占水量总收入的70%,田面入渗水量占21 %。（3）现有排水设施的排水能力（年排水量为20mm ）太低，不能有效地防止潜水位抬升。（4）为防止土壤次生盐渍化，必须采取以下措施：或减少灌水入渗（衬砌渠道、控制灌水 量），或加大排水能力，或两者兼施，以消除每年31mm的潜水储存量

8、增加值。5.3.4 地面沉降与地下水均衡在对开采条件下的孔隙承压含水系统进行地下水均衡计算时，如果不将地面沉降考虑 进去，就会出现误差（王大纯等，1981）曹文炳，1983）。开采孔隙承压水时，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及作为 弱透水性的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。 假设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（贮水系数保持压密后的值）。这就是说，开采孔隙承压含水系 统降低测压水位然后停止开

9、采使测压水位恢复到采前高度上，含水层的储存水量将随之恢 复，但粘性土中的一局部储存水永久失去而不再恢复。因此，孔隙承压含水系统开采后再 使水位复原，并不意味着储存水量全部恢复。由于粘性土压密释水量往往可占开采水量的 百分之凡十，因此，忽略粘性土永久性释水就会造成相当大的误差。5.3.5 大区域地下水均衡研究需要注意的问题从供水角度发出，可供长期开采利用的水量，便是含水系统从外界获得的多年平均年 补给量。对于大的含水系统，除了统一求算补给量外，有时往往还需要分别求算含水系统 各局部的补给量。此时应注意防止上、下游之间，潜水、承压水之间，以及地表水与地下 水之间水量的重复计算。图5-10表示了一个

10、堆积平原含水系统，它可区分为包含潜水的山前冲洪积平原及包含潜 水及承压水的冲积湖积平原两大局部。天然条件下多年中水量均衡，地下水储存量的变化 值为零。各局部的水量均衡方程式如下（等号左侧为收入项，等号右侧为支出项）。山前 平原潜水：Xfi + *+Wi=ZQd+W2（5-11）冲积平原潜水：(5 12)Xf2+Ff2+Qt= Zg2冲积平原承压水：牝二(+卬3(5 13)式中：Xfi、Xf2一分别为山前平原及冲积平原降水渗入补给潜水水量；为、出一分别为山前平原及冲积平原地表水渗入补给潜水水量；%、卬2、卬3分别为山前平原上、下游断面及冲积平原下游断面地下水流入(流出) 量；z.、Z/2分别为山

11、前平原及冲积平原潜水蒸发量；其余符号同前。整个含水系统的水量均衡方程式为：XfIKfI+Wi =ZM14-ZH2+Zp2+2d+ w3(5 14)如果简单地将含水系统各局部均衡式中水量收入项累加，那么显然比整个系统的水量收 入项多了 W2及R两项。分别求算的结果比统一求算偏大。潜水承压水图510堆积平原含水层系统地下水均衡模式1透水基岩；2一不透水基岩；3粘性土； 4一砂砾石；5潜水位；6泉；7均衡收支项 从图510中很容易看出，冲积平原承压水并没有独立的补给项。它的收入项生，就 是山前平原潜水支出项之一。将式(5-10)改写为：忆=Xfi+X设+用-罚-0(5 15)可知，W2是由山前平原补

12、给量的一局部转化而来。冲积平原潜水的收入项同样也 可通过改写式(5-12)得出：k卬2-卬3(5 16)显然，Qt是由牝的一局部转化而来，归根到底，是由山前平原潜水补给量转化的。 卬2、都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。在开采条件下，含水系统内部及其与外界之间的水量转换，将发生一系列变化。假定单 独开采山前平原的潜水，那么此局部水量均衡将产生以下变化：(1)随着潜水位下降，地下水不再溢出成泉，。产。；(2)与冲积平原间水头差变小，卬2减小；(3)随着水位下降，蒸发减弱，Zpi变小；(4)与山区地下水水头差变大，Wi增加；(5)地表水与地下水水头差变大，那增大；(6)潜水浅埋带水位变深，有利于吸收降水，可能使X”增大。结果是山前平原潜水补给 量增加，排泄量减少。与此同时，对地表水及邻区地下水的均衡产生以下影响：(a) W2减少及相应的0减少，使冲积平原承压水及潜水补给量减少；(b)用增大，使山区排泄量增大；(c) Xf1及自增大，使地表径流量减少，从而使冲积平原潜水收入项匕2变小。综上所述，进行大区域水均衡研究时，必须仔细查清上下游，潜水和承压水，地 表水与地下水之间的水量转换关系，否那么将导致水量重复计算，人为地夸大可开采利 用的水量。