沿海岩溶含水层的地下水管理

沿海含水层非常脆弱，因此如何对这些含水层进行管理成为了关注的焦点。了解含水层的基本情况，控制淡水和咸水之间的平衡，考虑过度开采地下水可能会造成的咸水入侵，以及其它一些可能会对含水层造成危害的问题，都非常困难，特别是确定这些过程何时何地会对地下水资源造成致命的危害，就更加困难。欧洲科学与技术研究合作组织开展的621行动（简称COST621行动），针对此问题对沿海岩溶含水层进行了深入研究，该行动于1997年4月11日正式启动，于2002年11月17日结束。许多资深科学家和年轻的研究人员都参与了这一研究行动，由LuigiTulipano担任COST621行动管理委员会的主席，欧盟和COST的组织成员都为这一工作提供了支持。其最终研究报告于2005年印刷出版。本文选择了其中部分内容进行介绍，以期能够为我国的水文地质工作者提供参考。其最终目标是为决策者提供关于沿海岩溶含水层的知识，并提出一些管理建议。第一章水力学和水动力学一、概述地中海地区分布有大量的碳酸盐岩，因此也就存在许多岩溶含水层。在不同的气候条件及海平面变化的影响下，各个地质时代的沿海岩溶含水层的地形和水文地质条件都在发生变化。由于岩性、地质结构和地形条件的差异，上述变化最终造就了许多不同的岩溶特征。因此，沿海的岩溶系统非常复杂，而且在当前的海平面下，岩溶作用也相当强烈。除了地质结构、气候和人类活动等因素外，由于对水资源的需求持续增加而导致的地下水资源过度开采也使沿海岩溶含水层受到了威胁，在此条件下，淡水和咸水之间的自然平衡被破坏，淡水的盐化速度也加快了（主要是由于海水入侵）。如西班牙南部、意大利南部和希腊的几个著名的案例记载的那样，地下水的过度开采会明显加速咸水入侵，甚至还会造成咸水向内陆扩展。总的来说，尽管对岩溶含水层，特别是对沿海岩溶含水层的研究工作取得了很大的进展，但是人们对这些含水层的水力性质仍知之甚少。对控制海水入侵和调节咸淡水分布平衡的认识也了解很少。由于岩溶系统具有非均质性，因此混合过程非常复杂，另外，也很难确定岩溶含水层的三维性质以及水力参数的空间分布情况。由于存在许多岩溶管道，而且这些管道也在不断发育，因此，盐化作用的演化可能无规律可循。淡水和咸水的过渡带厚度非常不稳定，水资源的开采很容易打破这种平衡，从而造成过渡带的反复变化。因此，研究和认识控制过渡带位置和厚度的水力过程就显得尤为重要。COST621号行动研究人员对岩溶含水层的水力学和水动力学性质进行了深入研究，主要目标是：了解沿海含水层，尤其是沿海岩溶含水层中淡水和咸水平衡的一般规律；确定研究沿海岩溶含水层水力学和水动力学性质的方法；确定哪一类资料和方法对获取水力学信息和描述咸淡水平衡特征比较有用；通过某些实例对以上目标进行分析。二、沿海含水层海水入侵研究综述（一）历史背景为了确定控制淡水和咸水之间联系的数学规律，对沿海含水层的海水入侵进行野外和实验室研究以及理论上的探索已达一个世纪之多。根据这些联系，也可以预测开采淡水可能会造成的后果，并为沿海含水层的水资源管理提出合适的方案（Person等，1998；Langevin等，1998）。研究的主要目标是确定淡水和咸水作用带的形状和位置。为有效解决这一数学问题，主要是对孔隙含水层进行研究，并采用了许多假设，以简化模型和边界条件。下文讨论了针对多孔介质而建立的基本规律，而且也分析了在岩溶含水层中应用这些模型所需的条件。最重要的假定是在淡水和咸水之间存在一个明显的界面。在早期的研究中，从19世纪末期的Ghyben和Herzberg，到上世纪50年代的Hubbert和Glover，都假定流体是不混合的。这样假定意味着能够得到连续性方程，并可以求解几种特定水文地质条件（径向流动、非承压含水层和承压含水层）下准确的解析解。然而，这样的假定显然忽略了弥散效应。事实上，流体是易混合的，在淡水和咸水之间会出现一个过渡带（或弥散带，有时也称为扩散带）。在这种情况下，用数学方法分析这一问题就显得特别复杂，要求同时求解地下水流动和溶质运移的耦合方程。耦合方程的解析解适合于分析简单的一维问题，而这种数学方法也正是解决实际的质量预测问题的主要工具。（二）孔隙含水层的海水入侵对于孔隙含水层，由于海水入侵使得咸水楔入含水层中，在淡水和咸水之间形成了一个过渡带，可以通过以下两种方法进行模拟：认为流体不能混合的方法，在密度不同的两种流体之间有一个明显的界面；认为流体可以混合的方法，由于弥散作用，在两种不同流体之间有一个过渡带。1、流体不能混合的方法——明显的界面假定这两种流体，即淡水和咸水，不能混合，会被一个明显的界面分开。在这一假定条件下，求解数学方程显得非常容易，而且还可以获得几种流动和边界条件下的近似解。一般假定如下：含水层各向同性且均质、不能压缩，水流是二维稳定流，淡水中无垂直方向水力梯度的Dupuit假设成立，咸水系统处于静力学平衡状态。Ghyben-Hertzberg原理－静水力学方法Ghyben和Hertzberg于19世纪末提出了这一原理，来研究淡水和咸水界面的深度，迈出了研究咸水入侵的第一步。这一原理的基础，是密度不同的两种流体会达到某种平衡。在处于静水力学平衡的非承压含水层中，咸水和淡水的分界面与水位高程有关。在分界面上，利用两种流体的压力水头给出了Ghyben-Hertzberg公式，用来计算海平面以下界面的深度z：\o"点击图片看全图"（1）式中：是淡水密度；ρs是咸水密度；是淡水超出海平面的水头。取平均值=1000kg/m3，ρs=1025kg/m3，根据上式得出z＝40。流体动力学方法－稳定流条件Ghyben和Hertzberg假定的流体静力学平衡意味着没有水流流动，但是在含水层向海水排泄点附近，这一假定不成立，因为该假定意味着在含水层和海水的交汇处，淡水深度为零，实际上这是不可能的。事实上，交汇处一定是一条线，而非一个点。为了简化数学分析，假定排泄面呈垂直或水平方向。因此，在这一方法中，需要考虑淡水向海水的运动和排泄。Hubbert（1940）和Muskat（1937）首先考虑了淡水和咸水之间的动态平衡。Hubber定义两种流体的水头分别为hf和hs，提出了下面控制界面的等式，在咸水静止或者两种流体都运动的情况下均可以使用：\o"点击图片看全图"（2）在过去的30年，许多其它的解析解方法被用来模拟沿海孔隙含水层淡水和咸水之间的明显界面。Glover（1959）建立了确定分界面形态和位置以及海岸线附近淡水流动模式的等式，该等式考虑到了淡水的排泄速度，同时假定海平面以上渗透的水量可以忽略不计。Charmonman（1965）提出采用严格的解析解来解决淡水流向海洋的问题，他在自由表面和交界面分别建立了等式，每一个等式都代表一条抛物线。Mualem和Bear（1974）针对含水层系统中的半透水层提出了一种近似解的方法。许多沿海含水层中存在厚度较小的隔水层或半透水层，分界面的形态通常是不连续的，因此，不同地区的海水入侵形式也是不同的。流体动力学方法－分界面不稳定运动分界面的瞬时流动问题非常复杂。Bear和Dagan（1964）建立了控制分界面运动的基本方程，但是Bobba（1993）认为严格的解析解不适用于分析这种非线性偏微分方程。一些研究人员开发出近似解析解法，如Hantush（1968）、Bear和Dagan（1964），但是这些方法只是应用在特定和相对简单的情况下。要解决这一问题，仍需利用数值解的方法。2、流体可以混合的方法——存在过渡带该方法认为不存在理想的明显分界面，由于水力弥散作用，在淡水和咸水之间存在一个混和带。这样，要通过数学方法来分析这一问题就显得更为复杂，需要求解地下水流动和溶质运移的耦合方程来模拟弥散过渡。弥散系数较小时，过渡带要窄一些，浓度等高线向靠近含水层底部的上游移动，类似于一个假想的较陡分界面，这样可以采用解析解来分析不能混合的模型，并可以得出了令人满意的结果（Volker和Rushton，1982）。Reilly和Goodman（1987）认为如果过渡带的厚度小于淡水层厚度的三分之一，明显分界面的假定是可以接受的。对于特定的边界条件和几何形态，求解耦合方程必须采用数值方法。Cooper（1959）根据不同的野外观测资料，首次提出，在动力学条件下，因为存在弥散带和固定的地下海水环流，因此咸水并非是静止不动的。Henry（1964）首次尝试将弥散和由流体流动决定的密度变化对海水入侵造成的影响进行定量化，提出了承压含水层的理想数学模型。混和流体方法需要求解耦合方程，一个是水平衡方程，另一个是溶质平衡方程，对于饱和流的计算公式如下（Bear，1979）：\o"点击图片看全图"（3）\o"点击图片看全图"（4）式中：ρ—流体密度；—单位贮水系数；p—流体压力；t—时间；c—浓度（每单位体积水中的溶质质量）；q—流量比；n—孔隙度；Dh—水动力弥散系数。通过以下等式来求解方程：运动方程：\o"点击图片看全图"（5）式中：q—单位时间单位面积通过的水量；k—固有渗透率（仅与固体基质的几何形状有关）；μ—流体动态粘滞度；g—重力加速度。密度与浓度之间的关系如下：\o"点击图片看全图"（6）式中，ρ0,α和c0是常数。水动力弥散方程：\o"点击图片看全图"（7）式中：——纵向弥散系数；——横向弥散系数；V——平均线速度，等于q/n；——分子扩散。通常，在分析海水入侵问题时，都会忽略由于压力变化引起的ρ的变化，以及由于压力和浓度变化引起的μ的变化。式（3）中的单位贮水系数Sop定义为压力每降低（或升高）一个单位时，单位体积的含水层释放（或增加）的水量，它与α和β（分别表示水的压缩性和岩石骨架特征）有关，如下