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地下水系统中的流动与储存
地下水是全世界一种极其重要的淡水来源。全球有15亿人、美国有一半以上的人口主要靠地下水作为饮用水源。地下水是水文循环的一个基本组成部分(图1 ),而且对于保持河流、湖泊、湿地和水生生物群落是重要的。
在过去50 年里,全世界许多国家的地下水的耗竭已从孤立的小块地区扩展到大片地区。突出的例子包括美国的中部高原,在当地某些地区,已消耗掉多一半的地下水储存量。另一个例子是华北平原,由于浅层含水层的耗竭,不得不开发补给缓慢的深部含水层,目前的水井深度已超过1000m 。地下水的耗竭对于农业灌溉可能是唯一最大的威胁,甚至超过了土壤盐类积累所造成的威胁。在干旱地区,目前从储存区流失掉的许多地下水是在最后一个冰期较湿润条件下补给的,从而引起人们对当前抽水速率的进一步关注。在过去100 年里,全球地下水的耗竭相当可观,足以引起海平面上升这是由于从水井中抽取的水通过径流或蒸发蒸腾后的降雨又流回海洋。
许多不熟悉地下水动态特性的人将其视为静态储层。甚至有些专业人员也可能忽略地下水在整个生物圈中的连带关系,并将其看成是环境的一个孤立部分。然而正如下面通过实例概括讨论的那样,地下水流系统的动态问题、地下水的补给以及与地表水和地表的相互作用是多种多样的,而且是在许多不同时间尺度上进行的。
地下水流系统动力学
地下水系统包括地下水、含水地质介质、水流边界以及水源(如补给)和泄水口(如水泉、层际水流或水井)。水透过该系统流动,并保存在该系统中。在自然条件下,水从补给区到排泄区的流动时间范围可从不足一天到100 多万年。地下水流系统中储存的水既有近期的降雨,也有沉积物沉积时被圈闭在沉积物中的水。
在发生水井抽水或补给率变化等水文变化之后,地下水系统中的水头(水位)趋于平衡,可以用这种趋于平衡所需的时间来说明含水层反应时间的变化性。对于承压地下水系统来说,反应时间可用下式计算:
  T * = S s L c2 / K    (l )
式中 T *为盆地水力反应时间(T ), S s为单位储水量(L -1 ) , L c为盆地的某一特征长度(L ), K 为水力传导率(L / T )。水力传导率是渗透率的一种量度,其范围可达12 个数量级,而且地下水系统边界之间的距离可从几米到数百km 。利用(1 )式计算出的两种理想地下水系统的水力反应时间是: 天(144 分钟), x l07 天(约11万年)。流经地下水系统的时间取决于水头的时空梯度、水力传导率和系统的孔隙度。流经系统的时间不同于趋于平衡的水力反应时间。例如,上面已计算出,承压型河流含水层系中的水头可在不到一天内对水力变化做出反应,而在自然条件下水穿越系统整个厚度所需的时间则大约为3 万天(82 年)。基岩中破碎岩石系统的有效孔隙度小于砂、砾石等未固结多孔隙介质系统的有效孔隙度,而且穿过破碎岩石系统的流速可能较快。例如,对于在威斯康星州破碎白云岩中所打的城市水井来说,水流经几公里距离所需的时间估计不到一年,在这种情况下,补给量和抽水量的季节性变化会对流动时间的变化产生影响。在较缓慢的地下水系统中,如在泰国的曼谷盆地,在了解数万年时间内地下水的流动时,要考虑到气候和地质条件的长期变化。地下水的长期流动实际上也影响着所有地质作用过程,其中包括成岩作用、成矿作用以及石油的聚集。
在确定污染物在地下水系统内的迁移时,水的运移时间是重要的。全世界由于地表污染源所造成的大范围地下水污染,反映出浅部地下水的年龄通常为几十年或更短。由出水量大的水井引起的水力梯度会进一步缩短污染物向水井汇流的时间。
从地下水系统抽取的水最初来自于储水区。随着时间的流逝,水头会在距抽水点更远处逐渐下降,抽水造成的影响会通过地下水系统传播。最终,抽水造成的影响会到达某一边界(如河流),在该边界上,要么加大对地下水系统的补给量,要么减少该系统的排水量。通常假设,如果对地下水的抽取速率不超过自然补给率,则这种抽水速率是“安全的”或“可持续的”,然而这种假设是错误的,因为它忽视了地下水系统排水量和补给量的这些变化。
多年来,水流和溶质迁移的计算机模型一直是评价地下水资源的综合手段,它们被用来阐明从局部污染到由于大陆范围的流体迁移而造成的大型矿体的一系列间题。这些模型的预测能力可用于对假说进行检验,这样既加深了我们对现状的了解,又加强了有关含水层对未来气候或人为压力的反应的预测。最近有人把地下水流动模型与地表-大气模型和迁移模型与地球化学反应模型联系在一起,从而扩大了可以阐述的问题种类的范围。自动校准方案和对不确定性的分析增强了模型的实用性,而新的计算机可视化手段则提高了我们对含水层性质的变化性对地下水流动型式的影响的了解