沿海含水層非常脆弱，因此如何對(duì)這些含水層進(jìn)行管理成為了關(guān)注的焦點(diǎn)。了解含水層的基本情況，控制淡水和咸水之間的平衡，考慮過(guò)度開(kāi)采地下水可能會(huì)造成的咸水入侵，以及其它一些可能會(huì)對(duì)含水層造成危害的問(wèn)題，都非常困難，特別是確定這些過(guò)程何時(shí)何地會(huì)對(duì)地下水資源造成致命的危害，就更加困難。歐洲科學(xué)與技術(shù)研究合作組織開(kāi)展的621行動(dòng)（簡(jiǎn)稱COST621行動(dòng)），針對(duì)此問(wèn)題對(duì)沿海巖溶含水層進(jìn)行了深入研究，該行動(dòng)于1997年4月11日正式啟動(dòng)，于2002年11月17日結(jié)束。許多資深科學(xué)家和年輕的研究人員都參與了這一研究行動(dòng)，由LuigiTulipano擔(dān)任COST621行動(dòng)管理委員會(huì)的主席，歐盟和COST的組織成員都為這一工作提供了支持。其最終研究報(bào)告于2005年印刷出版。本文選擇了其中部分內(nèi)容進(jìn)行介紹，以期能夠?yàn)槲覈?guó)的水文地質(zhì)工作者提供參考。其最終目標(biāo)是為決策者提供關(guān)于沿海巖溶含水層的知識(shí)，并提出一些管理建議。第一章水力學(xué)和水動(dòng)力學(xué)一、概述地中海地區(qū)分布有大量的碳酸鹽巖，因此也就存在許多巖溶含水層。在不同的氣候條件及海平面變化的影響下，各個(gè)地質(zhì)時(shí)代的沿海巖溶含水層的地形和水文地質(zhì)條件都在發(fā)生變化。由于巖性、地質(zhì)結(jié)構(gòu)和地形條件的差異，上述變化最終造就了許多不同的巖溶特征。因此，沿海的巖溶系統(tǒng)非常復(fù)雜，而且在當(dāng)前的海平面下，巖溶作用也相當(dāng)強(qiáng)烈。除了地質(zhì)結(jié)構(gòu)、氣候和人類(lèi)活動(dòng)等因素外，由于對(duì)水資源的需求持續(xù)增加而導(dǎo)致的地下水資源過(guò)度開(kāi)采也使沿海巖溶含水層受到了威脅，在此條件下，淡水和咸水之間的自然平衡被破壞，淡水的鹽化速度也加快了（主要是由于海水入侵）。如西班牙南部、意大利南部和希臘的幾個(gè)著名的案例記載的那樣，地下水的過(guò)度開(kāi)采會(huì)明顯加速咸水入侵，甚至還會(huì)造成咸水向內(nèi)陸擴(kuò)展?？偟膩?lái)說(shuō)，盡管對(duì)巖溶含水層，特別是對(duì)沿海巖溶含水層的研究工作取得了很大的進(jìn)展，但是人們對(duì)這些含水層的水力性質(zhì)仍知之甚少。對(duì)控制海水入侵和調(diào)節(jié)咸淡水分布平衡的認(rèn)識(shí)也了解很少。由于巖溶系統(tǒng)具有非均質(zhì)性，因此混合過(guò)程非常復(fù)雜，另外，也很難確定巖溶含水層的三維性質(zhì)以及水力參數(shù)的空間分布情況。由于存在許多巖溶管道，而且這些管道也在不斷發(fā)育，因此，鹽化作用的演化可能無(wú)規(guī)律可循。淡水和咸水的過(guò)渡帶厚度非常不穩(wěn)定，水資源的開(kāi)采很容易打破這種平衡，從而造成過(guò)渡帶的反復(fù)變化。因此，研究和認(rèn)識(shí)控制過(guò)渡帶位置和厚度的水力過(guò)程就顯得尤為重要。COST621號(hào)行動(dòng)研究人員對(duì)巖溶含水層的水力學(xué)和水動(dòng)力學(xué)性質(zhì)進(jìn)行了深入研究，主要目標(biāo)是：了解沿海含水層，尤其是沿海巖溶含水層中淡水和咸水平衡的一般規(guī)律；確定研究沿海巖溶含水層水力學(xué)和水動(dòng)力學(xué)性質(zhì)的方法；確定哪一類(lèi)資料和方法對(duì)獲取水力學(xué)信息和描述咸淡水平衡特征比較有用；通過(guò)某些實(shí)例對(duì)以上目標(biāo)進(jìn)行分析。二、沿海含水層海水入侵研究綜述（一）歷史背景為了確定控制淡水和咸水之間聯(lián)系的數(shù)學(xué)規(guī)律，對(duì)沿海含水層的海水入侵進(jìn)行野外和實(shí)驗(yàn)室研究以及理論上的探索已達(dá)一個(gè)世紀(jì)之多。根據(jù)這些聯(lián)系，也可以預(yù)測(cè)開(kāi)采淡水可能會(huì)造成的后果，并為沿海含水層的水資源管理提出合適的方案（Person等，1998；Langevin等，1998）。研究的主要目標(biāo)是確定淡水和咸水作用帶的形狀和位置。為有效解決這一數(shù)學(xué)問(wèn)題，主要是對(duì)孔隙含水層進(jìn)行研究，并采用了許多假設(shè)，以簡(jiǎn)化模型和邊界條件。下文討論了針對(duì)多孔介質(zhì)而建立的基本規(guī)律，而且也分析了在巖溶含水層中應(yīng)用這些模型所需的條件。最重要的假定是在淡水和咸水之間存在一個(gè)明顯的界面。在早期的研究中，從19世紀(jì)末期的Ghyben和Herzberg，到上世紀(jì)50年代的Hubbert和Glover，都假定流體是不混合的。這樣假定意味著能夠得到連續(xù)性方程，并可以求解幾種特定水文地質(zhì)條件（徑向流動(dòng)、非承壓含水層和承壓含水層）下準(zhǔn)確的解析解。然而，這樣的假定顯然忽略了彌散效應(yīng)。事實(shí)上，流體是易混合的，在淡水和咸水之間會(huì)出現(xiàn)一個(gè)過(guò)渡帶（或彌散帶，有時(shí)也稱為擴(kuò)散帶）。在這種情況下，用數(shù)學(xué)方法分析這一問(wèn)題就顯得特別復(fù)雜，要求同時(shí)求解地下水流動(dòng)和溶質(zhì)運(yùn)移的耦合方程。耦合方程的解析解適合于分析簡(jiǎn)單的一維問(wèn)題，而這種數(shù)學(xué)方法也正是解決實(shí)際的質(zhì)量預(yù)測(cè)問(wèn)題的主要工具。（二）孔隙含水層的海水入侵對(duì)于孔隙含水層，由于海水入侵使得咸水楔入含水層中，在淡水和咸水之間形成了一個(gè)過(guò)渡帶，可以通過(guò)以下兩種方法進(jìn)行模擬：認(rèn)為流體不能混合的方法，在密度不同的兩種流體之間有一個(gè)明顯的界面；認(rèn)為流體可以混合的方法，由于彌散作用，在兩種不同流體之間有一個(gè)過(guò)渡帶。1、流體不能混合的方法——明顯的界面假定這兩種流體，即淡水和咸水，不能混合，會(huì)被一個(gè)明顯的界面分開(kāi)。在這一假定條件下，求解數(shù)學(xué)方程顯得非常容易，而且還可以獲得幾種流動(dòng)和邊界條件下的近似解。一般假定如下：含水層各向同性且均質(zhì)、不能壓縮，水流是二維穩(wěn)定流，淡水中無(wú)垂直方向水力梯度的Dupuit假設(shè)成立，咸水系統(tǒng)處于靜力學(xué)平衡狀態(tài)。Ghyben-Hertzberg原理－靜水力學(xué)方法Ghyben和Hertzberg于19世紀(jì)末提出了這一原理，來(lái)研究淡水和咸水界面的深度，邁出了研究咸水入侵的第一步。這一原理的基礎(chǔ)，是密度不同的兩種流體會(huì)達(dá)到某種平衡。在處于靜水力學(xué)平衡的非承壓含水層中，咸水和淡水的分界面與水位高程有關(guān)。在分界面上，利用兩種流體的壓力水頭給出了Ghyben-Hertzberg公式，用來(lái)計(jì)算海平面以下界面的深度z：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（1）式中：是淡水密度；ρs是咸水密度；是淡水超出海平面的水頭。取平均值=1000kg/m3，ρs=1025kg/m3，根據(jù)上式得出z＝40。流體動(dòng)力學(xué)方法－穩(wěn)定流條件Ghyben和Hertzberg假定的流體靜力學(xué)平衡意味著沒(méi)有水流流動(dòng)，但是在含水層向海水排泄點(diǎn)附近，這一假定不成立，因?yàn)樵摷俣ㄒ馕吨诤畬雍秃Ｋ慕粎R處，淡水深度為零，實(shí)際上這是不可能的。事實(shí)上，交匯處一定是一條線，而非一個(gè)點(diǎn)。為了簡(jiǎn)化數(shù)學(xué)分析，假定排泄面呈垂直或水平方向。因此，在這一方法中，需要考慮淡水向海水的運(yùn)動(dòng)和排泄。Hubbert（1940）和Muskat（1937）首先考慮了淡水和咸水之間的動(dòng)態(tài)平衡。Hubber定義兩種流體的水頭分別為hf和hs，提出了下面控制界面的等式，在咸水靜止或者兩種流體都運(yùn)動(dòng)的情況下均可以使用：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（2）在過(guò)去的30年，許多其它的解析解方法被用來(lái)模擬沿?？紫逗畬拥拖趟g的明顯界面。Glover（1959）建立了確定分界面形態(tài)和位置以及海岸線附近淡水流動(dòng)模式的等式，該等式考慮到了淡水的排泄速度，同時(shí)假定海平面以上滲透的水量可以忽略不計(jì)。Charmonman（1965）提出采用嚴(yán)格的解析解來(lái)解決淡水流向海洋的問(wèn)題，他在自由表面和交界面分別建立了等式，每一個(gè)等式都代表一條拋物線。Mualem和Bear（1974）針對(duì)含水層系統(tǒng)中的半透水層提出了一種近似解的方法。許多沿海含水層中存在厚度較小的隔水層或半透水層，分界面的形態(tài)通常是不連續(xù)的，因此，不同地區(qū)的海水入侵形式也是不同的。流體動(dòng)力學(xué)方法－分界面不穩(wěn)定運(yùn)動(dòng)分界面的瞬時(shí)流動(dòng)問(wèn)題非常復(fù)雜。Bear和Dagan（1964）建立了控制分界面運(yùn)動(dòng)的基本方程，但是Bobba（1993）認(rèn)為嚴(yán)格的解析解不適用于分析這種非線性偏微分方程。一些研究人員開(kāi)發(fā)出近似解析解法，如Hantush（1968）、Bear和Dagan（1964），但是這些方法只是應(yīng)用在特定和相對(duì)簡(jiǎn)單的情況下。要解決這一問(wèn)題，仍需利用數(shù)值解的方法。2、流體可以混合的方法——存在過(guò)渡帶該方法認(rèn)為不存在理想的明顯分界面，由于水力彌散作用，在淡水和咸水之間存在一個(gè)混和帶。這樣，要通過(guò)數(shù)學(xué)方法來(lái)分析這一問(wèn)題就顯得更為復(fù)雜，需要求解地下水流動(dòng)和溶質(zhì)運(yùn)移的耦合方程來(lái)模擬彌散過(guò)渡。彌散系數(shù)較小時(shí)，過(guò)渡帶要窄一些，濃度等高線向靠近含水層底部的上游移動(dòng)，類(lèi)似于一個(gè)假想的較陡分界面，這樣可以采用解析解來(lái)分析不能混合的模型，并可以得出了令人滿意的結(jié)果（Volker和Rushton，1982）。Reilly和Goodman（1987）認(rèn)為如果過(guò)渡帶的厚度小于淡水層厚度的三分之一，明顯分界面的假定是可以接受的。對(duì)于特定的邊界條件和幾何形態(tài)，求解耦合方程必須采用數(shù)值方法。Cooper（1959）根據(jù)不同的野外觀測(cè)資料，首次提出，在動(dòng)力學(xué)條件下，因?yàn)榇嬖趶浬Ш凸潭ǖ牡叵潞Ｋh(huán)流，因此咸水并非是靜止不動(dòng)的。Henry（1964）首次嘗試將彌散和由流體流動(dòng)決定的密度變化對(duì)海水入侵造成的影響進(jìn)行定量化，提出了承壓含水層的理想數(shù)學(xué)模型?；旌土黧w方法需要求解耦合方程，一個(gè)是水平衡方程，另一個(gè)是溶質(zhì)平衡方程，對(duì)于飽和流的計(jì)算公式如下（Bear，1979）：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（3）\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（4）式中：ρ—流體密度；—單位貯水系數(shù)；p—流體壓力；t—時(shí)間；c—濃度（每單位體積水中的溶質(zhì)質(zhì)量）；q—流量比；n—孔隙度；Dh—水動(dòng)力彌散系數(shù)。通過(guò)以下等式來(lái)求解方程：運(yùn)動(dòng)方程：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（5）式中：q—單位時(shí)間單位面積通過(guò)的水量；k—固有滲透率（僅與固體基質(zhì)的幾何形狀有關(guān)）；μ—流體動(dòng)態(tài)粘滯度；g—重力加速度。密度與濃度之間的關(guān)系如下：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（6）式中，ρ0,α和c0是常數(shù)。水動(dòng)力彌散方程：\o"點(diǎn)擊圖片看全圖"（7）式中：——縱向彌散系數(shù)；——橫向彌散系數(shù)；V——平均線速度，等于q/n；——分子擴(kuò)散。通常，在分析海水入侵問(wèn)題時(shí)，都會(huì)忽略由于壓力變化引起的ρ的變化，以及由于壓力和濃度變化引起的μ的變化。式（3）中的單位貯水系數(shù)Sop定義為壓力每降低（或升高）一個(gè)單位時(shí)，單位體積的含水層釋放（或增加）的水量，它與α和β（分別表示水的壓縮性和巖石骨架特征）有關(guān)，如下