基于井水位潮汐響應(yīng)探討含水層的水力特征及其變化

趙可新，蘭雙雙，谷洪彪，梁文宇，喬鵬

（1.北京工業(yè)大學(xué)，北京 100124；2.防災(zāi)科技學(xué)院，河北 三河 065201）

含水層的水力特征參數(shù)是表征地下水運動規(guī)律的重要指標(biāo)，包括貯水系數(shù)、導(dǎo)水系數(shù)、滲透系數(shù)、越流系數(shù)等。當(dāng)含水層所受應(yīng)力狀態(tài)發(fā)生變化時，可能會引起其水力特征發(fā)生變化，進一步導(dǎo)致地下水流發(fā)生相應(yīng)的變化［1-2］，從而威脅水庫壩基的穩(wěn)定性以及地下水的安全性，甚至可能對深部地?zé)帷⑹?、天然氣等重要地下資源的運移和儲存［3-4］產(chǎn)生一定的影響，故研究應(yīng)力荷載作用下含水層水力特征的變化具有非常重要的實際工程意義。

含水層水力特征參數(shù)的傳統(tǒng)獲取方法主要有抽水試驗和注水試驗，但這些方法無法推求含水層滲透系數(shù)的實時連續(xù)變化，因此無法用來對外加荷載作用下含水層滲透性的變化進行分析，而含水層水頭對周期高頻性自然力（氣壓、固體潮等）的響應(yīng)模型為該方面的研究提供了新的思路［5-6］，井水位的氣壓效應(yīng)可以用來推求含水層的骨架材料特性［7-8］，井水位的潮汐響應(yīng)可以用來計算封閉性承壓含水層的水平滲透性［9-11］。最新研究表明地震應(yīng)力不僅可以改變地下水在井孔-含水層之間的水平流動狀態(tài)［12-13］，也可能通過裂隙的張開或閉合引起相鄰含水層垂向上的水力聯(lián)系［14］，Wang等［14］引入越流含水層模型，并通過越流系數(shù)的解析解分析了美國Oklahoma深井的滲漏現(xiàn)象，由此地震引起含水層垂向水力特征參數(shù)的改變引起學(xué)者們的高度重視。人們［15］通過川滇陜甘渝地區(qū)井水位的潮汐響應(yīng)發(fā)現(xiàn)，大部分含水層并不是完全承壓的，在局部地區(qū)地下水存在著垂向運動，而以往的成果中對該方面的定量計算及討論涉及較少，地震引起含水層垂向水力特征參數(shù)改變的可參考研究成果也相對較少。

綜上，為了更加客觀地、定量地反映地震引起含水層水平及垂向水力特征的改變，本文在系統(tǒng)分析總結(jié)井水位潮汐響應(yīng)與含水層水力特征理論關(guān)系的基礎(chǔ)上，以華鎣山斷裂帶附近大足井和北碚井為例，判斷井孔附近含水層系統(tǒng)中地下水流運動狀態(tài)，計算含水層水力特征參數(shù)，并以汶川地震為震例，討論地震應(yīng)力對含水層水平及垂直水力特征及地下水流運動狀態(tài)的改變，探究地震引起兩口井水位的變化原因。該研究成果可拓展傳統(tǒng)地下水動力學(xué)的研究領(lǐng)域，進一步提高對外部荷載應(yīng)力驅(qū)動含水層中地下水滲流運動的認識，為井孔-含水層系統(tǒng)對地震活動響應(yīng)機制的研究提供參考依據(jù)。

1 理論基礎(chǔ)

在日、月引潮力作用下地球會發(fā)生周期性的壓縮與膨脹，造成含水層內(nèi)部孔壓隨之增大與減小，引起觀測井與含水層之間產(chǎn)生壓力差并發(fā)生水流交換，最終導(dǎo)致井水位發(fā)生周期性波動，這種現(xiàn)象稱為井水位的固體潮效應(yīng)。具體可分解為兩個過程：一是含水層內(nèi)部水頭對潮汐體應(yīng)變和潮汐垂向流的響應(yīng)，前者是不排水孔彈性響應(yīng)過程，后者是含水層垂向上的不均勻?qū)е潞畬铀^重新分布的過程，該過程只在垂向流存在的含水層中發(fā)生；二是井水位對含水層壓力水頭的響應(yīng)，它主要受潮汐徑向流的影響，是一個典型的水動力學(xué)過程，在垂向流和徑向流中均存在此過程，井水位對壓力水頭的響應(yīng)主要取決于含水層水動力學(xué)參數(shù)（如導(dǎo)水系數(shù)、貯水系數(shù)等）［16-17］?？梢?，井水位對固體潮的響應(yīng)實質(zhì)上反映了含水層的水力特征及地下水流運動狀態(tài)，故通過分析井水位的潮汐特征可以達到推求含水層水力參數(shù)、判定地下水流運動特征的目的，從而為解釋地震應(yīng)力對井孔-含水層系統(tǒng)的影響提供依據(jù)。

1.1 計算貯水系數(shù)

貯水系數(shù)S和貯水率Ss是描述含水層釋水能力的參數(shù)，貯水率乘以含水層厚度等于貯水系數(shù)。

1.1.1 地球?qū)Τ毕捻憫?yīng)

在均質(zhì)、彈性條件下，地球的潮汐水平應(yīng)變［18］可以表示為

式中：εhh為潮汐水平應(yīng)變；hn和l n為勒夫數(shù)；Wn為引潮位；a為地球半徑；n為含水層孔隙度。

垂向應(yīng)變一般難以計算，利用泊松比v建立水平與垂向應(yīng)變之間的關(guān)系，則體應(yīng)變［19］表達式為

式中：εkk為潮汐體應(yīng)變；εrr為潮汐垂向應(yīng)變。

對于二階引潮位的變化（ΔW2），利用式（2）得到潮汐體應(yīng)變［20］為

1.1.2 地下水對固體潮的響應(yīng)

承壓含水層水位升降會引起含水層兩部分體積變化［21］：一部分是水位上升后井中水體的體積變化量dV1＝Ah；另一部分是水位上升導(dǎo)致的靜水壓力增加使得含水層內(nèi)水體體積變化，即dV2＝－gρwh·（Vw／Kw）＝－gnρwh（V／Kw），則固體潮體應(yīng)變引起含水層體積的變化可表示為

式中：ρw為水的密度，kg／m3；Kw為水的體積模量，Pa；V為含水層體積，m3。因為KwA＋gρwV，則承壓含水層水位變化為

假設(shè)含水層體積變化等于含水層孔隙度變化，由貯水率的定義可知含水層的貯水率［22］為

將式（6）代入式（5）可得井水位和貯水率的關(guān)系為

將式（3）代入上式可得到引潮位表示的貯水率［20］

式中：泊松比v＝0.25，h2＝0.606，l2＝0.084，地球半徑a＝6 371.393 km；水頭變化Δh是引潮位ΔW2引起的，W2＝g Kmbf（θ），Km是與地球質(zhì)量、月球質(zhì)量、地球與月球之間的距離、地球半徑有關(guān)的常數(shù)，約等于0.537 m［23］；b是與潮汐波分量周期相關(guān)的常數(shù)，對于M2波，b＝0.908；f（θ）是緯度θ的函數(shù)，f（θ）＝0.5cos2θ。

1.2 計算導(dǎo)水系數(shù)

在引潮力的作用下，含水層巖石產(chǎn)生形變，壓力水頭改變，驅(qū)動井與井周含水層之間水流交換，地下水運動以水平流為主，簡稱潮汐徑向流。值得注意的是，引潮力作用于含水層到井-含水層之間發(fā)生水流交換，存在著時間滯后，即相位差。Paul等［24］提出潮汐徑向流條件下壓力水頭振幅比A和相位差ηr與含水層參數(shù)的解析解為

其中

式中：ω為潮汐分波頻率，d－1；τ＝2π／ω是潮汐分波周期；Kei和Ker為零階Kelvin的函數(shù)；T為徑向?qū)禂?shù)，m2／d；rω為井濾水管半徑，m；rc為井筒（水位變動段）半徑，m；H為水井水位的變化量，m。

由式（9）、（10）可知，對于潮汐徑向流而言，振幅比A和相位差ηr是關(guān)于導(dǎo)水系數(shù)T和貯水系數(shù)S的函數(shù)，圖1顯示了相位差ηr和無量綱參數(shù)之間的關(guān)系，對于徑向流而言，相位差ηr＜0；當(dāng)在一個可能的值域范圍內(nèi)，相位差隨T或的增加而增大，故根據(jù)ηr的取值可估算參數(shù)，進而確定含水層的T值。

圖1 不同條件下，徑向流相位差（ηr）隨的變化［9］Fig.1 Under different conditions，variation of phase shift in radial flow with

1.3 計算越流系數(shù)

自然界中存在的井-含水層系統(tǒng)上、下巖層往往并不是絕對隔水的，其中一個或兩個可能是弱透水層：當(dāng)這個含水層和相鄰含水層之間存在水頭差時，地下水便會發(fā)生越流運動；或當(dāng)觀測井本身為非完整井時，觀測含水層與下伏含水層之間或許存在著水量交換。由此，Wang等［14］推導(dǎo)出越流含水層系統(tǒng)中潮汐力驅(qū)動地下水在含水層和井孔間運動的控制方程，并得出了振幅比和相位差的解析解

其中

在式（14）、（15）中，當(dāng)K'＝0即沒有越流存在時，該方程與Hsieh的模型解析解一致，如圖2所示相位差是關(guān)于越流系數(shù)σ′＝K′／b′、貯水系數(shù)S以及導(dǎo)水系數(shù)T的函數(shù)：如果貯水系數(shù)S和導(dǎo)水系數(shù)T已知，當(dāng)相位差為負值時，此時垂向上的水力聯(lián)系較少，含水層以水平徑向流為主；隨著相位差增大為正值，此時σ′的值變大，含水層垂向滲漏增強。因此，在S和T已知的含水層系統(tǒng)中，由相位差可以得到σ′的值。

圖2 越流含水層系統(tǒng)中相位差與越流系數(shù)的關(guān)系Fig.2 Relationship between the coefficient of leakage and phase shift in leaky aquifer system

2 觀測背景與數(shù)據(jù)

華鎣山斷裂帶位于中國西南地區(qū)，是一條右旋走滑型逆斷裂帶。該斷裂帶北起萬源，向南西經(jīng)達川、榮昌至宜賓西南，全長約460 km［25］，是川東隔擋式褶皺帶和川中平緩構(gòu)造的分界斷層。地震流體觀測井大足和北碚皆位于華鎣山斷裂帶附近10 km范圍內(nèi)［圖3（a）］，隸屬四川盆地的重慶市，鉆孔揭露的地層主要為侏羅系中統(tǒng)沙溪廟組紫紅色泥巖和淺灰白色長石砂巖互層，即“紅層”。其中，長石砂巖為該區(qū)地下水賦存的主要含水層，單層厚度約10～50 m。含水砂巖上下均被相對隔水的泥巖所夾持，具有層間承壓性，且該類型含水層廣泛分布，在較大范圍內(nèi)存在著水力聯(lián)系。多孔抽水試驗觀測數(shù)據(jù)［26］顯示：位于同一含水砂巖層中相距數(shù)百米或千米之外的鉆孔，一井抽水會引起另一井水位發(fā)生顯著下降。該區(qū)域紅層承壓水［27］主要在露頭區(qū)接受大氣降水的補給，其次是地表水的垂直入滲和部分越流補給，降水和地表水通過含水層暴露于地表發(fā)育的裂隙系統(tǒng)下滲。在重力作用下順層或沿砂巖裂隙發(fā)生徑流或垂向越流補給，當(dāng)含水層被切割時，地下水以泉的形式排泄于地表或地表水體，也可以通過上下相鄰含水層進行越流排泄。

圖3 觀測井位置與柱狀Fig.3 Location of the observation wells and stratigraphy of the borehole

大足井位于華鎣山斷裂帶中部，西山背斜北西翼［16］。如圖3（b）所示，該井深108.7 m，46 m下設(shè)套管，直徑127 mm，46 m以下為裸孔，井徑150～120 mm。其中：地表出露地層主要是中侏羅統(tǒng)沙溪廟組泥巖夾砂巖；5.50～47.00 m為青灰色長石砂巖；層中32～35 m、38 m深度段集中發(fā)育傾角為30°～75°的裂隙；46.0～108.7 m巖性以泥巖為主。地下水類型屬孔隙裂隙承壓水，為非自流井。

北碚井位于華鎣山斷裂帶東側(cè)，觀音峽背斜東翼。如圖3（c）所示，井深105.36 m，Φ127的套管下至42.1 m處，套管外用水泥固井止水。井孔巖性自地表往下：0～3.54 m為覆土；3.54～29.90 m為紫色泥巖，巖層傾角35°，層面風(fēng)化裂隙發(fā)育；29.90～70.24 m為主要觀測含水層，井孔巖性為中侏羅統(tǒng)沙溪廟組淺灰白色中-粗粒厚層狀長石砂巖，該段裂隙較發(fā)育，裂隙傾角55°～80°，且30.40、43.30 m處的裂隙被方解石半充填，38.40 m處的裂隙被黃鐵礦晶粒充填；70.24～105.36 m為紫紅色砂質(zhì)泥巖，夾紫灰色粉砂巖條帶［16］。地下水類型屬裂隙承壓水，為非自流井。

北碚井和大足井水位觀測方式均為靜水位觀測，觀測儀器皆為LN-3A型水位儀，采樣頻率為每分鐘1次，觀測數(shù)據(jù)來自于中國地震前兆監(jiān)測臺網(wǎng)。如圖4所示，北碚井和大足井年變化趨勢基本一致，受水文因素影響明顯，豐水期水位較高枯水期水位較低；井水位日動態(tài)變化穩(wěn)定，正常變化幅度約6 cm，具有清晰的兩峰兩谷的潮汐變化形態(tài)。且北碚井和大足井水位的頻譜分析結(jié)果（圖5）表明：對兩口井水位影響較大的潮汐成分是半日波M2和S2，周期分別為0.517 5 d和0.500 0 d，故可以利用井水位的潮汐效應(yīng)探討含水層的水力特征變化。

圖4 大足井和北碚井水位的年變化曲線Fig.4 Annual variation of the water level in wells Dazu and Beibei

圖5 大足井和北碚井水位頻譜分析結(jié)果曲線Fig.5 Results of spectrum analysis of the water level in wells Dazu and Beibei

3 含水層水力特征參數(shù)的計算

根據(jù)中國地震臺網(wǎng)可知2012年1月1日至5月1日川滇地區(qū)無Ms 5.0以上地震發(fā)生，且該時段屬于枯水期，井水位受降雨因素干擾少，故本次選取該時間段內(nèi)大足井和北碚井水位小時值觀測數(shù)據(jù)進行潮汐分析，進而推求含水層的水力特征參數(shù)。潮汐波是由一系列不同周期的潮汐分量組成，其中M2波（半日波）水位數(shù)據(jù)振幅較大，受氣壓等因素干擾小，誤差相對較小，因此本次借助國際通用潮汐分析軟件Baytap-G程序進行井水位對M2波的潮汐分析。數(shù)據(jù)間隔設(shè)置為30 d，滑動窗長設(shè)置為15 d，分別提取兩口井水位對M2波的響應(yīng)特征參數(shù)（A和η），計算結(jié)果見表1。

表1 大足井和北碚井對M2波的潮汐分析結(jié)果Tab.1 Results of tidal response of M2 wave in wells Dazu and Beibei

據(jù)表1可知大足井水位對M2波響應(yīng)的相位差η＜0，表明該井附近含水層地下水流類型以水平徑向流為主。大足井管揭穿了整個含水層厚度，含水層分布穩(wěn)定，地層傾角約為20°，地下水流運動方向受巖層傾角影響，接近水平流。利用大足井M2波的理論引潮高振幅和該井觀測段水頭響應(yīng)振幅數(shù)據(jù)，據(jù)公式（8）推求該井的觀測含水段的貯水能力，結(jié)果見表2，大足井觀測含水層的貯水率為1.55×10－6m－1；由該井鉆孔資料將觀測含水層厚度取值為41.5 m，則含水層的貯水系數(shù)為6.45×10－5。由此利用公式（9）和（10）及相位差可計算觀測井附近含水層的導(dǎo)水系數(shù)見表3，導(dǎo)水系數(shù)平均值為1.74 m2／d，滲透系數(shù)（表3）為0.041 9 m／d，與前人［28］抽水試驗的結(jié)果0.053 4 m／d一致，表明利用井水位的潮汐響應(yīng)計算含水層水力參數(shù)具有可行性。

表2 大足井和北碚井所處含水層貯水能力計算Tab.2 Calculation results of the storage capacity in the aquifer near wells Dazu and Beibei

表3 大足井所處含水層滲透系數(shù)Tab.3 The coefficient of permeability in the aquifer near well Dazu

北碚井的潮汐相位差η＞0（表1），說明北碚井附近含水層系統(tǒng)以垂向流為主、徑向流為輔。根據(jù)前人鉆孔資料，該井鉆孔揭露本區(qū)29.9～70.24 m的長石砂巖含水層，井深30.40 m和36.32 m處涌水，水頭高度分別為1.77 m和2.74 m，表明該含水層中地下水局部存在著自下而上的垂向流運動。原因為：一是據(jù)鉆孔資料知井觀測含水段裂隙較發(fā)育，裂隙傾角約55°～80°，判斷局部發(fā)育的裂隙為含水層內(nèi)地下水垂向運動提供了優(yōu)勢通道；二是井深30.40、43.30 m處的裂隙被方解石半充填，38.40 m處的裂隙被黃鐵礦晶粒充填，形成局部相對弱透水層與含水層互層，觀測段（42.1～70.24 m）可通過弱透水層與上覆含水層發(fā)生垂向水量交換。由于Hsieh模型適用于封閉性良好的承壓含水層徑向流（η＜0），Wang模型適用于存在垂向水量交換的越流含水層系統(tǒng)，故本次采用Wang模型計算北碚井附近含水層的水力特征參數(shù)，用以表征垂向上水量交換的能力。首先根據(jù)北碚井鉆孔資料將觀測含水層厚度M取值為40.34 m，利用潮汐M2波引潮高振幅和該井觀測段的井水位數(shù)據(jù)，據(jù)公式（8）估算北碚井含水段的貯水能力，結(jié)果見表2，求得觀測含水層的貯水率為1.41×10－6m－1，貯水系數(shù)為5.68×10－5。通過前人抽水試驗［28］可知該井觀測段含水層的水平滲透系數(shù)K＝0.014 9 m／d，則導(dǎo)水系數(shù)T＝KM＝0.60 m2／d，依據(jù)方程（14）和（15）可繪制出北碚井的越流系數(shù)和相位差的關(guān)系曲線（圖6）。由表4可知北碚井水位潮汐分析的相位差變化范圍約為25°～35°，則可估算越流系數(shù)的范圍為1.5×10－8～2.5×10－8s－1。

表4 北碚井所處含水層系統(tǒng)越流系數(shù)計算Tab.4 Calculation results of the coefficient of leakage in the aquifer near well Beibei

圖6 北碚井相位差與越流系數(shù)關(guān)系Fig.6 Relationship between the coefficient of leakage and phase shift in well Beibei

4 地震對含水層水力特征的影響

4.1 汶川地震引起的井水位變化

2008年5月12日14時28分，我國四川省汶川縣映秀鎮(zhèn)與臥龍鎮(zhèn)之間發(fā)生了Ms 8.0級地震，地震發(fā)生在青藏高原東緣的松潘-甘孜地塊與揚子地塊交界的龍門山主中央斷裂帶上，該地震造成了我國大部分井水位發(fā)生同震響應(yīng)［29］，其中包括大足和北碚井。如圖7（a）所示，汶川地震發(fā)生時，大足井水位發(fā)生94 cm的階降變化，2天后呈現(xiàn)正常潮汐波形，但數(shù)月內(nèi)未恢復(fù)到震前水平。北碚井水位出現(xiàn)明顯階降現(xiàn)象，幅度為93.6 cm，3個小時后水位重新達到新的平穩(wěn)狀態(tài)，但數(shù)月內(nèi)未恢復(fù)到震前狀態(tài)，見圖7（b）。

圖7 汶川地震引起井水位變化Fig.7 Variation of well water level caused by the Wenchuan earthquake

4.2 汶川地震引起含水層水力特征的變化

汶川地震發(fā)生時大足和北碚井水位皆出現(xiàn)了明顯的同震響應(yīng)，利用井水位的潮汐效應(yīng)定量分析地震前后含水層水力特征是否發(fā)生了變化。以大足井和北碚井2008年的水位小時值觀測數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，進行固體潮調(diào)和分析，為了準(zhǔn)確地描述汶川地震前后含水層水力特征的變化，此次數(shù)據(jù)間隔設(shè)置為20 d，滑動窗長設(shè)置為10 d，計算地震前后大足和北碚井固體潮M2波的相位差。

如圖8（a）所示，汶川地震前大足井的相位差在0°上下浮動，地震發(fā)生后相位差最高達到11°，根據(jù)相位差和地下水流動類型的關(guān)系判斷，震后地下水發(fā)生了垂向流運動，表明含水層在垂向上存在著水量交換，由此引入越流系統(tǒng)模型來估計大足井附近含水層的垂向滲透能力，基于水平滲透系數(shù)以及含水層的貯水能力，根據(jù)公式（14）和（15），得到井水位固體潮響應(yīng)相位差與含水層越流系數(shù)之間的關(guān)系（圖9）以及越流系數(shù)的計算結(jié)果（圖10），可見汶川地震發(fā)生前后大足井的水位相位差上升為正值，相應(yīng)的越流系數(shù)增大，即垂向滲透性增強。

圖8 汶川地震前后相位差變化Fig.8 Variation of phase shift before and after the Wenchuan earthquake

圖9 大足井相位差與越流系數(shù)關(guān)系Fig.9 Relationship between the coefficient of leakage and phase shift in well Dazu

如圖8（b）所示，汶川地震的發(fā)生造成北碚井的相位差由震前平均值26°上升到67°，上升幅度為41°，變化量超過3倍均方差，表明含水層內(nèi)部地下水運動仍以垂向流為主，且垂向流運動增強。由此引入越流含水層系統(tǒng)模型推求北碚井附近含水層越流系數(shù)的變化，以表征含水層垂向水量交換的能力。計算結(jié)果見圖10，汶川地震的發(fā)生導(dǎo)致含水層越流系數(shù)由震前平均值1.692×10－8s－1上升到2.541×10－6s－1，根據(jù)越流系數(shù)的定義可知，觀測含水層與相鄰含水層之間垂向水量交換增大?？梢姡表站痛笞憔某毕珔?shù)在汶川地震后均有所增大且大于0，表明兩口井附近含水層垂向流運動加強。引入越流系統(tǒng)模型推求含水層水力特征參數(shù)的變化，結(jié)果顯示兩口井所在含水層越流系數(shù)皆增大，定量說明了觀測含水層與相鄰含水層的垂向水流交換增強。

圖10 汶川地震前后含水層系統(tǒng)越流系數(shù)變化Fig.10 Variation of the coefficient of leakage in the aquifer system before and after the Wenchuan earthquake

4.3 含水層水力參數(shù)變化機制探討

地震的發(fā)生會造成區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力（靜應(yīng)力）的變化和地震波（動應(yīng)力）的傳播，導(dǎo)致含水層形變甚至引起含水層水力特征（滲透性）的改變。對于靜應(yīng)力引起的井水位變化的解釋，孔隙線彈性理論［30］和松散含水層固結(jié)理論［31］比較成熟。根據(jù)Biot［30］孔隙線彈性理論，震源破裂產(chǎn)生的同震靜應(yīng)力引起地殼發(fā)生變形，導(dǎo)致含水層內(nèi)部孔壓發(fā)生變化，故表現(xiàn)為壓縮區(qū)域井水位上升，膨脹區(qū)域井水位下降。固結(jié)理論認為，對于松散沉積物，剪應(yīng)變引起顆粒運動進入到原有的孔隙中，導(dǎo)致孔隙體積減小，孔壓增大，井水位發(fā)生變化。對于動應(yīng)力對含水層造成的影響，一般認為地震波作用于井-含水層系統(tǒng)，導(dǎo)致裂隙的疏通［32］（裂隙中膠體顆粒、液滴和氣泡的活化遷移）或堵塞，裂隙的張開或閉合［33］，甚至是新裂隙的形成［34］，引起含水層滲透性或?qū)娱g水力聯(lián)系的改變，從而造成含水層內(nèi)部孔隙壓力的重新調(diào)整與平衡，引起井水位的響應(yīng)。對于地震引起井水位以及含水層水力特征變化的原因，可能并不是一種機制可以解釋的，還需要結(jié)合井孔周邊的水文地質(zhì)條件以及井自身的狀況進行具體分析。

汶川地震后，北碚井和大足井的水位發(fā)生了明顯的階降變化且地下水垂向流增強。一方面，據(jù)Shi等［35］得到汶川地震同震破裂體應(yīng)變空間分布與井水位同震響應(yīng)形態(tài)對比（圖11），可知北碚井和大足井位于含水層膨脹區(qū)域，即汶川地震發(fā)生后，震源破裂產(chǎn)生的構(gòu)造應(yīng)力使北碚和大足井附近含水層發(fā)生了膨脹變形，孔壓降低，井水位明顯下降。另一方面，地震發(fā)生時，應(yīng)力傳播至含水層，加快了地下水流動速度，可能致使堵塞在含水層局部裂隙中的鈣質(zhì)、鐵質(zhì)膠體或細小顆粒被清除，從而造成大足井和北碚井附近含水層中裂隙疏通，連通性增大，且因為裂隙傾角近垂直，所以大足井表現(xiàn)出垂向流的特征，北碚井垂向交換量增強。值得注意的是，該區(qū)域主要觀測含水層在較大范圍內(nèi)存在著統(tǒng)一的水力聯(lián)系［26］，地震應(yīng)力使得裂隙通道張開，各個井孔附近含水層間的水量交換加強，勢必造成在巖層露頭部位孔隙壓力的聚集和釋放，井水位迅速上升。如巴南井為該區(qū)一口自流井，兩口井距離約80 km，該區(qū)地勢較低，地下水沿砂巖裂隙通道出露地表，如圖12所示，汶川地震的發(fā)生導(dǎo)致該井水位發(fā)生幅度約為120 cm的階升現(xiàn)象，這也是區(qū)域地下水徑流運動狀態(tài)改變的結(jié)果。綜上，該區(qū)域上沙溪廟組砂巖含水層分布面積廣，且具有統(tǒng)一的水力聯(lián)系，大足井和北碚井皆地處徑流區(qū)，汶川地震的發(fā)生導(dǎo)致含水層發(fā)生膨脹變形和裂隙疏通，地震造成井水位下降及垂向水量交換增強，井水位變化形態(tài)基本一致，巴南井地勢較低且為自流井，孔隙壓力的聚集和釋放導(dǎo)致井水位上升。

圖11 汶川地震同震孔隙體應(yīng)變［28］（膨脹為正）與井水位變化Fig.11 Co-seismic pore volume strain and well water level changes in the Wenchuan earthquake

圖12 巴南井水位變化曲線Fig.12 Variation of well water level of well Banan

5 結(jié) 論

本文系統(tǒng)分析了井水位潮汐響應(yīng)與含水層水力特征的理論關(guān)系，以華鎣山斷裂帶上大足井和北碚井為例，基于井水位的潮汐分析計算了觀測段含水層水力特征參數(shù)（包括貯水系數(shù)、滲透系數(shù)、導(dǎo)水系數(shù)、越流系數(shù)），并探討了汶川地震對含水層水力特征及地下水流運動狀態(tài)的影響及機制。主要結(jié)論如下：

由潮汐分析知大足井附近含水層中地下水運動以水平徑向流為主，北碚井孔-含水層系統(tǒng)中裂隙較發(fā)育，地下水垂向流和徑向流并存；利用潮汐徑向流模型計算出大足井含水層滲透系數(shù)為0.041 9 m／d，與以往抽水試驗的結(jié)果（0.053 4 m／d）基本一致，表明利用井水位的潮汐響應(yīng)計算含水層水力參數(shù)具有可行性，引入越流含水層系統(tǒng)模型計算得到北碚井越流系數(shù)范圍為1.5×10－8～2.5×10－8s－1。

汶川地震引起北碚井和大足井的水位均發(fā)生了階降變化，且含水層中地下水垂向流運動加強，原因是該區(qū)域侏羅系砂巖含水層在較大范圍內(nèi)存在著統(tǒng)一的水力聯(lián)系，且局部裂隙發(fā)育，傾角較大，汶川地震的發(fā)生導(dǎo)致含水層發(fā)生膨脹變形和裂隙疏通，造成了徑流區(qū)北碚井和大足井水位下降及垂向水量交換增強，排泄區(qū)井水位上升。