地下水动态及其预测(陈葆仁)思维导图

1472
现
代
地
质
2013 年
0
引
言
过分析天津滨海新区两处观测孔地下水位及潮汐 波动特征，利用观测孔水位变幅数据计算了含水 层的水头扩散系数， 并根据承压含水层储水系数 的经验值，进一步获得了含水层的渗透系数 。 本文针对海岸带地下水位潮汐波动不对称的 特点 ， 提出一种反求参数的分段法 ， 与常规的振
［17 ］ 节。年平均蒸发量 1 756. 4 mm 。
从（ 3 ） 和（ 4 ） 两式可以看出， 随着距海岸线距 离 x 的增大， 地下水波动幅度呈现负指数衰减趋 势，而滞后时间则线性增加， 其变化幅度与储水 系数与导水系数的比值 S / T 有关。 传统的求参数方法， 是根据海潮和海岸带多 个观测孔地下水动态资料， 绘出散点图， 用负指 数函数拟合水位振幅 H x 与距离 x 的关系 （ 振幅衰 减法） ，或者，用线性函数拟合相位滞后时间 t L 与 距离 x 的关系 （ 滞 后 时 间 法 ） ， 依 据 （ 3 ） 、 （ 4 ） 两 式，得到相应的 β 和 b 值，然后确定 S / T 值。 传统的求参数方法需要多个观测孔数据， 把 每个观测孔水位的平均振幅和平均滞后时间测量 出来，然后绘图求解。 这就使得单个观测孔水位 的上升 － 下降曲线失去了意义， 或者说， 造成了 数据的浪费。 当海潮波动和地下水位的波动都严 格遵守简谐波时， 即使只有一个观测孔也可用式 （ 3 ） 求参数， 因为上升段和下降段是对称的。 但 是，实际观测表明， 地下水位的潮汐波动往往并 不是对称的， 这种不对称性既与海潮波动的不对 称性有关，也可能与含水层本身的特性有关 。 为 此，本文假设地下水位的上升段和下降段分别是 对海潮上升段和下降段的响应， 且上升幅度和下 降幅度都遵守如式（ 3 ） 所示的衰减规律。 在这种情 况下，就可以分别利用某个水位峰值前后的上升 段和下降段求出 S / T 的 2 个参数值： t0 （ 上升段） S H （ 上升段） （ 上升段） = · ln 0 2 T x π H x （ 上升段） t0 （ 下降段） S H （ 下降段） （ 下降段） = · ln 0 2 T πx H x （ 下降段）

J13
443.29
J23
443.51
J14
443.31
J24
443.47
J15
443.29
J25
443.72
J16
443.69
J26
443.83
J17
443.76
J27
443.86
J18
443.89
J28
443.89
J19
443.67
J29
443.62
J20
443.42
J30
稳定水位
（m） 443.51 443.56 443.78 443.29 443.61 443.19 443.61 443.75 443.86 443.91
2
Al-2
3
Ai 3
表10光生坝地下河系统特殊脆弱性评价分区一览表
分区类 别
石灰岩 分布区
面积
(km2)
1.02 3.18 7.81
评价因子取分值 UL 寿孜
RWKDTSVEPC
1 1 1 1 2 2 3 1 1 1 1.3 极高
1 1 1 1 2 2 3 3 3 3 2.02 很高
1 2 1 3 2 1 3 3 4 3 2.38 很高
边界。
4.3模拟范围及网格 根据群井影响半径599.89m,确定模型面积1.76km2o进行矩形网格剖分，网格为20m x 20m,剖分
55行80列，有效单元计4400个。根据地形图、岩土工程勘察资料，地面及各岩土层离散点高程采用反
距离插入方式确定。
表2水文地质参数统计
4.4水文地质参数
垂向上，第一层为潜水含水层，概化为均质各向同性三维
式中：Kx、Ky、恳是渗透系数在x、y、z方向上的分量；力为水头（Z）;珂为单位体积流进或流出的 水量；旳为已知乐头边界；0（X、八Z丿为已知水头边界水位（2Z7）； r为时间（T）o

在 枯水 期 和枯 水 年份 ， 下 水水 位下 降 ， 地 丰水期 和丰 水 年 份地 下水 水 位 升高 。水 文 因素 主 要指 浑 河对 地
下水渗漏补给的影响。历年 的地下水水位动态观测
资 料 表 明 ，浑 河 与地 下水 水 位存 在 着 密切 的水 力 联 系 ， 常在 浑 河 河 水 位 出现 高 峰 １ ３ｄ 沿 岸 地 下 水 常 ～ ， 水 位便 随 之迅 速 上升 ， 随 着与 河边 距 离 的增 大 ， 但 地 下 水 水位 受影 响 的程 度逐 渐 减 弱 。人 为 因素 主要 指 开 采对 地 下水 位 的影 响 ， 采包 括农 业 开 采 、 开 市政 水 源 开 采 ， 些开 采都 影 响着 地下 水位 的动态 变化 。 这
ｏ ｔｉ ｅ ｅｆ ａｕ ｅ ｆ ｈ ｒ ｕ ｄ ａ ｅ ｏ ｅｄ ａ ｄｔ ｅ ｄ ｎ ｍｉ ｈ ｎ ｅ ｆ ｈ ｒ ｕ ｄ ａ ｅ ｖ ｌ ｎ ｍｐ ｒ ｔ ｒ ， ｉ ｈ ｃ ｕｄ ｐ ｏ ｉ ｅ ｂａ ｎ ｄ ｔ ｔ ｒ ｓｏ ｅ ｇｏ ｎ ｗ ｔｒ ｗ ｆ ｌ ｎ ｙ ａ ｃ ｃ ａ ｇ ｓ ｅｇ ｏ ｎ ｗ ｔ ｒ ｅ ｅ ａ ｄ ｔ ｈ ｅ ｔ ｌ ｆ ｉ ｈ ｏｔ ｌ ｅ ｅ ａｕ ｅ ｗｈ ｃ ｏ ｌ ｒ ｖｄ
目前 依 据沈 阳市 区水 文地 质条 件 、地下 水 动态
娉 坷
的影 响 因素 ， 将地 下水 动 态成 因类 型合 并 为 ３种 ， 可 即开 采气 象型 、 文开 采 型和气 象 型 Ｉ５。开 采 气象 水 ４］ － 型又 分 为 农 业 开采 气 象 型 和 市 政 水 源 开 采 气 象 型 。 其 中农业 开 采气 象 型 主要 分 布于 城 区周 边农 业 种植
浑 河 自大伙 房 水库 和谟 家堡 大 闸建 成后 年平 均 水 位 变 化 幅 度 较 小 ，００年 沈 阳站 实 测 资 料 显 示 ， ２１ 最 高 水 位 出现 在 ７月 １日， ３ ．５ｍ， 低 水 位 ９ 为 ７５ 最 月 １ ０日， ３ ．０ｍ； 为 ２１ 月平 均水 位为 ３．３ｍ。 河 沈 ６２ 浑

在与环境相互作用下，含水层（含水系统）各要素（如 水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化， 称之。

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9.1.1地下水动态的形成机制
与环境的相互作用 降水——补给地下水系统——水位上升 (出现变化）
激励—脉冲式的降水
响应—波状信号的信息
云南喷水洞地下暗河流量动态曲线
岩溶水动态
山西广胜寺岩溶泉流量动态曲线

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9.1.3 地下水天然动态类型
潜水、承压水由于排泄方式、交替程度不同，两者 的动态特征也不同
1、潜水的动态类型——三种类型
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。
Hale Waihona Puke Company Logo
思考题
1、一个地区，如何依据地下水动态变化特征，分析地下水 均衡状况（或特点）。
2、强烈人工开采条件下，抽水井的水有哪些来源？潜水均 衡方程式将有哪些变化。
--第九章结束 Company Logo
2
进行水均衡研究或计算，切忌避免重复；否则会人为地夸

大地下水的可利用量，造成不可挽回的损失和后果
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本章小节

地下水动态主要是含水系统水量（盐量、热量等） 收支平衡状况的综合表现。
影响地下水动态的因素有：气象、水文、地质条 件和人类活动。 地下水均衡计算，应从系统角度遵循质量守恒定 律来分析。 地下水量均衡方程式的一般表达式为： 收入项 — 支出项 = 系统储存量的变化
分区（三段均衡区）分析：
山前丘陵潜水 冲积平原潜水 冲积平原承压水 X X f1 f2 W Y Y W Z Q W f1 1 u1 d 2 Q Z f2 t u2

［］ Ｄ ／ ０ １ —２ ０ １ ｚ ｒ ２ ４ ０２铜 、 、 、 、 、 ｒ 铅 锌 银 镍 钼矿 地 质 勘查 规 范
４ 探 矿 方法 的选 择及 有效 性 ４ １ 探 矿方 法 的选择 ． 考虑 到本 矿床 地形 切 割 深 ， 体 产状 陡 、 环 状 分 矿 呈 布 、 表矿 体 出露不 好 且 分 布 范 围 大 的 特 点 ， 地 因此 采 用 斜 井探 矿 、 平 钻控 制矿 体 的找 矿手 段是 最佳 的 。故对 水 本 矿 床 的勘 查 采用 以坑 探 、 竖井 、 平钻探 、 内钻 探 四 水 坑 种 联合 的探 矿 方法 。
２ １ 年第 ９期 ０１
西 部探 矿 工程
１５ ｌ
陡 倾 斜 环 状 矿 体 的 探 矿 方 法
王 国 君
（ 宁省有 色地 质局 一。 八 队 ， 宁 沈 阳 １ ０ １ ） 辽 辽 １ ０ ３ 摘 要： 以穷棒 子 沟斑岩 型钼 矿床 勘 查 为例 ， 绍 了采 用坑 探 、 井 、 平钻探 、 内钻探 联合探 矿 ， 介 竖 水 坑 控
按勘 查类 型确定 详查 地段勘 查工 程 间距 ： 控制 的 ： 向 ｌＯ 倾 向 ８ｍ。 走 Ｏｍ， ０ 推断 的 ： 向 ２０ 倾 向 １０ 走 ０ｍ， ６ｍ。 ４ ２ ２ 工 程布 置 ．． （） １勘探 线 布设 ： 布设 原 则 是 尽 可 能垂 直 斑 岩体 接 触带 。 由于矿体呈 环状 分 布 ， 因此 采用 多组 勘探线 进行 勘查 ， 斑 岩 体 北 西 部 接 触 带 勘 探 线 方 位 为 ３ ０～ 即 ３。 １ ０ ； 岩 体 西 部 和 东 部 接 触 带 勘 探 线 方 位 为 ２ ０ ～ ５ 。斑 ７。 １ ０ ； 岩 体 北 部 、 部 接 触 带 勘 探 线 方 位 １ ０ ～ ９ 。斑 南 ８。

❖ 含水层（含水系统）经常与环境发生物质、 能量与信息的交换，时刻处于变化之中—— 与时间有关
❖ 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。
9.1.1 地下水动态的形成机制
下面以降雨（图9-1）为例说明地下水动态的形成机制： ❖ 降水——补给地下水系统——水位上升(出现变化）
f 1 、f 2 ——分别为灌渠水及田面灌水入渗补给潜水的水量； Q t——下伏承压含水层越流补给潜水的水量； Q r——通过排水沟排走的潜水水量；
❖ 以一个水文年为均衡期，经观测计算，求得均衡方 程式各项数值（单位为mm 水柱）:
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（μ ＝0．05）。 长此以往，潜水蒸发量将不断增加，会产生土壤盐 渍化。
❖ 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（自学）。
9.2.3 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发展的措施。
❖ 某灌区潜水均衡方程式为：
❖ 如果简单地将含水系统各部分均衡式中水量收入项 累加，则显然比整个系统的水量收入项多了W2及 Qt两项。分别求算的结果比统一求算偏大。
❖ W 2、Q t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。
❖ 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，否则将导致水量重复计算，人为地夸大可开采 利用的水量。