10地下水动态与均衡

化，水土向盐化方向演变。
10.3 地下水动态类型
10.3.3 入渗—蒸发型动态（半干旱区的平原） 入渗—蒸发型动态，以接受当地降水补给为主，径流微弱，就地蒸发 排泄。地下水化学作用为溶滤—浓缩相间发生。
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此类动态主要分布于半干旱平原和盆地内部。受季风影响，季节性干
湿变化明显；在微地貌控制下，局部水流系统发育。因此，地下水由补给 区向排泄区短程径流，地下水位变幅较小。时间上，溶滤和浓缩作用交替
10.3 地下水天然动态类型
以补给和排泄组合方式作为分类依据，有如下四种地下水天然动态类
型：入渗—径流型、径流—蒸发型、入渗—蒸发型、入渗—弱径流型。
10.3.1 入渗—径流型动态（山区或山前） 入渗—径流型动态，接受降水及地表水补给，以径流方式排泄；地下 水化学作用以溶滤为主。 此类动态，广泛分布于不同气候条件下的山区及山前。接受入渗补给，
10.2.2 地下水系统本身对于输入的变换——地质因素
大气降水入渗补给抬升潜水位时，包气带岩性（透水性）及厚度，对降 水脉冲起到了滤波作用。 饱水带岩性也会影响潜水位变幅大小。潜水储存量的变化，以给水度
与水位变幅h 的乘积 h 表示。当入渗补给量相同时，给水度 （饱和差）
（饱和差）μ愈大，潜水位抬升值Δh便愈小。承压含水层获得补充水量时， 储存量的变化以弹性给水度μe（贮水系数S）与测压水位变幅Δhc的乘积 e hc 表示。由于弹性给水度比给水度小1~3个数量级，接受同量补给时，承压水 测压水位抬升幅度比潜水位大得多。 潜水含水层水位的变化，通过质量传输完成。承压含水层中测压水位的 变化，则是压力传递的结果。压力传递的速度远大于质量传输的速度。例如， 河水补给承压含水层时，测压水位的变化，滞后时间短、波及的距离远。
河岸含水层的渗透性愈强，地下水
位响应的时间滞后和延迟愈小。 河岸含水层给水度愈大，波形愈平
缓。
河水对地下水水质和温度的影响， 通常比地下水位的影响范围小。
(质量和热量传输；压力传递)
10.2.1 外部环境的激励输入因素
（3） 人类活动对地下水动态的影响 在天然条件下，气候因素（降水、蒸发等）变化围绕某一平均状态在一定范围 内波动。因此，一个含水系统的补给量与排泄量在多年中保持平衡，表征地下水储 量的地下水位也在某一范围内波动，既不会持续上升也不会持续下降。 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平衡状态。 打井开采地下水，人工排泄成为地下水新的排泄去路。天然排泄量的一部分或 全部转为人工排泄，致使天然排泄量减少（如泉流量减小、向河流的泄流量减少， 蒸发量减少等）；同时，还可能增加新的补给量（如地下水由向河流排泄变成接受 河流补给，原先潜水埋深过浅降水入渗受限制的地段，因水位埋深加大而增加降水 入渗补给量）。 经过一段时间的开采之后，如果新增的补给量及减少的天然排泄量之和，等于 人工排泄量，地下水达到新的平衡状态。在动态曲线上表现为：地下水位在比原先 低的位置上，以比原先更大的变幅波动，但不会持续下降。
10.4 天然条件下的地下水均衡
10.4.2 潜水水均衡方程式 此为潜水均衡方程式的一般形式。在一定条件下，某些均衡项可以取消。例如， 通常凝结水补给很少，Zc可忽略不计；地下径流微弱的平原区，可认为Wu1、Wu2趋 近于零；无越流的情况下，Qt不存在；地形切割微弱，径流排泄不发育时，Qd可从 方程中消除。去除以上各项后，方程式简化为：
出现；空间上，溶滤作用和浓缩作用相间发生。
10.3 地下水动态类型
10.3.4 入渗—弱径流型动态（湿润地区的平原） 入渗—弱径流型动态，以接受当地降水补给为主，径流和蒸发均微弱， 地下水化学作用以溶滤为主。 此类动态主要分布于我国湿润地区平原和盆地，由于气候湿润，降水
丰富，地形高差小，径流及蒸发排泄均微弱，地下水位变幅小。水质季节
10.4 天然条件下的地下水均衡
10.4.2 潜水水均衡方程式
讨论潜水均衡时，其收支项分别包括如下项（图10.11）。 潜水的收入项（A´）包括：降水入
渗 补 给 量 （ Xf ）， 地 表 水 入 渗 补 给 量
（ Yf ），凝结水补给量（ Zc ），上游断 面潜水流入量（ Wu1 ），下伏半承压含 水层越流补给潜水水量（ Qt），如果潜 水向半承压含水层越流排泄，则 Qt列为 支出项。 潜水的支出项（B´）包括：潜水腾
地形切割强烈，地下水位埋藏深，蒸发排泄可以忽略，以径流排泄为主。
动态的特点是：年水位变幅大而不均，由补给区到排泄区，年水位变幅由 大到小。水质季节变化不明显，水土向淡化方向演变。
10.3 地下水动态类型
10.3.2 径流—蒸发型动态（远山的干旱内陆盆地） 径流—蒸发型动态，以侧向径流补给为主，以蒸发方式排泄。地下水 化学作用以浓缩作用为主。 此类动态，主要分布于远山的干旱内陆盆地，地下水埋藏深度浅，岩 性为细粒土。降水稀少，接受地下水侧向径流补给，地下水位埋藏浅，蒸 发排泄为主。动态的特点是：年水位变幅小而均匀，水质缺乏明显季节变
10.4 天然条件下的地下水均衡
10.4.2 一个地区总的水均衡方程式（包括地表水和地下水） 均衡期内储存量的变化量为Δω，则水均衡方程式为： A – B = Δω 即 或 （10.1） （10.2） （10.3）
X Y1 W1 Z1 Y2 W2 Z2
X – (Y2 – Y1) – (W2 – W1) – (Z2 – Z1) = Δω
储存量的变化量Δω包括：地表水变化量（V），包气带水变化量（m），潜水 变化量（μΔh）及承压水变化量（μeΔhc）。其中，μ为潜水含水层的给水度或饱和 差，Δh为均衡期潜水位变化值（上升用正号，下降用负号），μe为承压含水层的弹 性给水度，Δhc为承压水测压水位变化值。据此，水均衡方程可写为： X – (Y2 – Y1) – (W2 – W1) – (Z2 – Z1) = V + m + μΔh + μeΔhc （10.4）
10.2 地下水动态的影响因素
输入（激励）→ 系统的组成和结构 → 输出（响应） 地下水动态是地下水在各种外界因素激励下所做出的输出响应。 地下水动态（输出）取决于： (1) 外部环境对地下水系统的激励（输入）； (2) 系统的组成和结构对输入的变换。
可将影响地下水动态的因素分
为两类：一类是外部环境对含水层 （含水系统）的激励输入，如降水 的入渗补给，人工开采地下水等 （水量的增减）；另一类则是系统 本身对于输入的变换因素，如包气 带的厚度和岩性（102页图10.1）。
10.2.1 外部环境的激励输入因素
（1）气象因素
气象（气候）因素对潜水动态影响最为普遍。
降水的大小及其时间分布，影响潜水的补给，使潜水含水层水量增加， 水位抬升，水质变淡。
蒸发是潜水的排泄方式之一，蒸发使潜水水量变少，水位降低，水质
变咸。 气象（气候）要素周期性地发生昼夜、季节与多年变化，因之，潜水
第10章 地下水动态与均衡
10.1 地下水动态的定义及形成机制
10.1.1 地下水动态的定义 地下水各种要素（水位、水量、化学成分等）随时间的变化，称为地 下水动态。 地下水动态反映了地下水要素（如水位）随时间变化的状况。 地下水要素之所以会随时间发生变化，是含水层（含水系统）水量、 盐量、热量收支不平衡的结果。例如，当含水层的补给水量大于其排泄 水量时，储存水量增加，地下水位上升；反之，当补给水量小于排泄水 量时，储存水量减少，地下水位上下降。
发量（Zu，包括土面蒸发及叶面蒸腾），
潜水以泉或泄流形式排泄量（Qd），下 游断面潜水流出量（Wu2）。 均衡期始末潜水储存量的变化量为μΔh，则： A´ – B´ = μΔh （10.5） 即μΔh = (Xf + Yf + Zc + Wu1 + Qt) – (Zu + Qd + Wu2) （10.6）
脉冲相对应，作为响应的地下水位的抬
升便表现为一个波形。或者说，经过含 水层（含水系统）的变换，一个脉冲信 号变成了一个波信号。与对应的脉冲相
比较，波的出现有一个时间滞后a，并
持续某一时间延迟b。
当两次降水或多次降雨接连发生，各次降雨引起的地下水抬升的波形便会相互 迭加。 然而，实际情况下往往是各个波形的波峰与波谷迭合，削峰填谷，构成平缓的 复合波形（见下图）。其作用相当于高频输入信号通过滤波器变换为低频输出信号。
地下水均衡：某一时段、某一空间范围内地下水水量（盐量、热量等）的收支状况。 一个地区的水均衡研究，是应用质量守恒定律去分析均衡区内水的收入量、 支出量和储存量之间的数量关系。地下水的均衡研究，就是分析某一地区、在某一 时间段内，地下水水量（盐量、热量）收入量、支出量和储存量之间的数量关系。 收入量—支出量 = 储存量的变化量 进行均衡计算所选定的地区称为均衡区。均衡区最好是具有隔水边界的地下水
10.1 地下水动态的定义及形成机制
10.1.2 地下水动态的形成机制 地下水动态是地下水在各种外界因素激励下所做出的输出响应。
现来分析一次降雨对水位的影响（见下图）。
输入（激励）→ 系统的组成和结构 → 输出（响应）
一次降雨，我们不妨把它看作是发 生于某一时刻的“脉冲”。降雨入渗地 面并在包气带下渗，达到地下水面后才 能使地下水位抬高。这样，与一个降水
间发生变化，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
则是地下水均衡的外在表现。 地下水均衡研究，就是要分析确定地下水的收入项、支出项，及储存量的变化
量，列出均衡方程式。通过估算均衡方程式的某些项，从而求得未知项。
10.4 天然条件下的地下水均衡
10.4.2 一个地区总的水均衡方程式（包括地表水和地下水） 陆地上某一地区天然状态下总的水均衡收支项如下（图10.10）。 收入项（A）包括：大气降水量（X）、地表水流入量（Y1）、地下水流入量 （W1）、水汽凝结量（Z1）。 支出项（B）包括：地表水流出量（Y2）、地下水流出量（W2）、腾发量（Z2）。
10.2.1 外部环境的激励输入因素
（1）气象因素 多年变化源自于气候的周期性变化。例如，周期约为11年的太阳黑子变化，影 响最为明显。太阳黑子的平静期，降水丰沛，地下水位高；太阳黑子的活动期，降 水稀少，地下水位低（103页图10.3）。
10.2.1 外部环境的激励输入因素
（2） 水文因素 河水体补给地下水时，随着远离河流，地下水位抬升的时间滞后和延迟增大， 波形趋于平缓（104页图10.4）。
动态也存在着昼夜变化、季节变化及多年变化。
昼夜变化可由蒸发和蒸腾引起。白天水位下降，夜晚水位上升。变幅 可达数厘米。
10.2.1 外部环境的激励输入因素
（1）气象因素 季节变化源自于气候变化。我
国大多数地区属季风气候，旱季和
雨季分明。一般情况下，夏季多雨， 降水入渗补给地下潜水，潜水位逐 渐抬高，并逐渐达到峰值。雨季之 后，补给停止，潜水由于径流及蒸 发排泄，水位逐渐回落，至次年雨 季前，地下水位达到谷值。全年地 下 水 位 呈 单峰单 谷 形 态 （ 103 页 图 10.2 ）（图中 3 月份水位少量抬升与 冻土融化补给地下水有关）。
变化不大，水土向淡化方向演变。*** 应注意实际情况的变化。如在干旱半干旱平原区，在大量人工开采条 件下，潜水位下降，原有的入渗—蒸发型动态，可能转化为入渗—径流型 动态，导致水土不再继续盐渍化。而当潜水位埋藏深度过大时，还会导致 地表土壤干燥、土地荒漠化。
10.4 天然条件下的地下水均衡 10.4.1 均衡区与均衡期
含水系统。
进行均衡计算的时间段，称为均衡期，可以是若干年，一年，也可以是某一时 间段。
10.4 天然条件下的地下水均衡 10.4.1 均衡区与均衡期
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，
地下水储存量（或盐储量、热储量）增加，表现为地下水位上升，称为正均衡；反
之，支出大于收入，地下水储存量（或盐储量、热储量）减少，表现为地下水位下 降，称为负均衡。 天然条件下，一个地区的气候，经常围绕平均状态发生波动。多年统计，气候 近于平均状态，地下水保持收支平衡。 在较短时间内，气候经常波动，地下水收支不平衡，导致地下水量和水位随时