水文地质学 第七章__地下水的补给与排泄

第七章地下水的补给与排泄

补给：recharge

径流：runoff

排泄：discharge

补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。

径流

7．1 地下水的补给

补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。

1．大气降水（precipitation）

入渗机理：

1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。

2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。

降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。

降水转化为3种类型的水：

①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；

②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降

水转化为土壤水）；

③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。

渗入地面以下的水：

①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；

②其余下渗补给含水层→地下水。

因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。

入渗补给地下水的水量：

q x=X-D-?S

式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；

X ––––年降水总量； D ––––地表径流量；

?S ––––包气带水分滞留量。 单位：mm 水柱。

降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。

X

q x

=

α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。

定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：

① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；

② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水

<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；

③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；

④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位

在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；

⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；

⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。

2．地表水

地表水对地下水的补给：

1）山区：一般排泄地下水（河水位低于地下水位，地下水补给河水），洪水期：补给地下

水；

2）山前：常年补给地下水（河水位高于地下水位）； 3）平原：河水补给地下水（“地上河”）。

影响因素：① 河床的透水性；② 水位差（河水与地下水）。 定量计算：

① 达西定律：q x =K ωI ；

② 测定上、下游河流断面的流量（断面测流）：q x =Q 上-Q 下。 大气降水、地表水是地下水的两种主要补给来源。其特点： 1）从空间分布上看：大气水属于面状补给，范围大且均匀；

地表水（河流）为线状补给，局限于地表水体周边。 2）从时间分布上看：大气降水持续时间较短；

地表水（河流）持续时间较长，是经常性的；

简而言之：大气降水：面状补给，持续时间短；

地表水：线状补给，经常性的，持续时间较长。

条件变化的影响：

地下水开采以后，由于水位的下降，水文地质条件的变化，大气降水、地表水的补给强度也要发生变化。地下水位下降后，由于包气带的加厚，降水补给量有可能减少；地表水与地下水水头差的加大，地表水的补给量有可能增大。

由于地表水归根结底来源于大气降水，所以降水量的多少→决定一个地区地下水资源量的多少。 补给特点：

潜水：整个含水层分布面积上接受补给； 承压水：仅在含水层出露面积上接受补给。 3．大气降水、河水补给地下水水量的确定 1）平原区：

① 大气降水入渗补给量（入渗系数法）：

Q=X·α· F ·1000

式中：Q ––––降水入渗补给地下水的水量（m 3/a ）；

X ––––年降水量（mm ）； α––––入渗系数（无量纲）； F ––––补给面积（km 2）。 ② 河水补给量：

a 达西定律：q x =K ωI ；

b 断面测流：q x =Q 上-Q 下。 2）α的确定

① 地中渗透仪（或蒸渗仪：lysimeter ，P69，图7–8）：测定入渗到地下水的水量来计算α。

② 潜水位变幅（埋藏较浅）：观测降水入渗引起的地下水位变幅?h ，来计算α：

X

h X q x ?==

μα 3）山区：

由于山区“三水”（大气水、地表水、地下水）的转化规律较复杂，分别区分大气降水、地表水对地下水的补给量往往较困难，所以常常将大气降水补给量和地表水补给量统一放在

一起，作为一个量来考虑––––地下水的补给量。

在山区，一般：地下水的补给量≈地下水的排泄量：

① 地下水完全以大泉集中排泄：补给量≈ 排泄量（测泉流量）；

② 地下水分散泄流（全部排泄）：分割河水流量过程线→河水排泄量→作为地下水补给量。

山区入渗系数α的计算：

1000

??=

X f Q

α

式中：Q ––––年地下水排泄量（≈ 补给量）（m 3/a ）；

f ––––汇水面积（km 2）； X ––––年降水量（mm/a ）。 4．凝结水的补给

气温下降：气态水→液态水→凝结水。

对于高山、沙漠及昼夜温差大的地区有一定意义。 5．含水层之间的补给（越流补给）

1）两个含水层之间存在弱透水层，且有水头差时，水头较高的补给水头较低的含水层，形成→越流。

越流（leakance ）––––相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。 2）隔水层分布不稳定，局部缺失，形成“天窗”→补给。 3）越流量的大小用Darcy 定律计算：

M

H H K

V B

A -= （单位时间、通过单位面积上的水流体积––––通量） 式中：V ––––单位水平面积弱透水层的越流量（m/d ）；

K ––––弱透水层垂向渗透系数（m/d ）； H A ––––含水层A 的水头（m ）； H B ––––含水层B 的水头（m ）； M ––––弱透水层的厚度（m ）。

则，通过整个越流层的水量（m 3/d ）：Q=V·ω。

由此可见，相邻含水层之间的水头差愈大，弱透水层厚度愈小，垂向透水性愈好，则越

M

K

潜水

承压水

流量愈大。

尽管弱透水层的垂向渗透系数K z 相当小（可能比含水层小若干个数量级），但是由于驱动越流的水力梯度往往比水平流动大2～3数量级，产生越流的面积（全部弱透水层分布范围）更比含水层的过水断面大得多，对于松散沉积物构成的含水系统，越流量往往大于含水层的侧向流入量。

与含水层的过水断面（侧向）相比较，由于弱透水层分布面积（水平）大，越流量往往不容忽视。

6．其它补给来源

① 农田灌溉

灌溉回归水––––灌溉渗漏补给含水层的水称之为灌溉回归水。 ② 人工补给地下水

7．2 地下水的排泄

排泄––––含水层或含水系统失去水量的过程称作排泄。

1．泉（spring ）

泉––––是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点，地下水出露成泉。 泉的分类：

1）按含水层性质：上升泉：由承压含水层补给。符号（尾巴上升）： 下降泉：由潜水含水层补给。符号（尾巴不上升）： 2）按出露原因（进一步分，P75图7–17）：

侵蚀泉：地形切割揭露潜水含水层—侵蚀（下降）泉

接触泉：地形切割达到含水层隔水底板时，地下水从

含水层与隔水层接触处出露成泉—接触泉

溢流泉：潜水流前方透水性急剧变弱，潜水流受阻而

涌溢于地表成泉

侵蚀泉：图（a ），接触泉：图（c ），溢流泉：图（d ） 侵蚀(上升)泉：与侵蚀(下降)泉相似，(这里为承压水) 断层泉：地下水沿导水断层上升形成的泉

接触带泉：地下水沿岩脉，或侵入体与围岩的接触带

出露成泉

侵蚀(上升)泉：图(h)，断层泉：图(i)，接触带泉：图(j)

下降泉

上升泉

按出露原因

P76，例子，泉城济南：

在岩浆岩与石灰岩的接触带上形成泉群。

O 石灰岩呈一单斜构造（强含水层），下伏地层为?（相对隔水层），大气降水渗入地下转化为地下水，地下水顺O 石灰岩倾斜方向运动，遇岩浆岩（隔水层）受阻，溢出地表成泉。如著名的趵突泉等。

2．泄流（discharge flow ）（向河流排泄）

泄流––––当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。 通过对河流流量过程线的分割→地下水泄流量。 关于分割流量过程线，更多的例子可参考有关《水文学》方面的著作。 3．蒸发（evaporation E ）

干旱气候条件下，地势低平的平原与盆地，蒸发→地下水的主要排泄方式。

涨水点 落水点

地下水的蒸发排泄可分为两种：一种是土壤水的蒸发；另一种是潜水的蒸发。 1）土壤水的蒸发：不直接消耗饱水带的水，但影响饱水带接受大气降水的补给。 2）潜水的蒸发：

紧接潜水面存在支持毛细水带，潜水沿潜水面不断上升（以毛细方式），然后由液态水转化为气态水→向大气蒸发（潜水埋藏浅的条件下）。

水分沿毛细带不断蒸发，盐分浓集于地表（土壤积盐），降水时，盐分淋洗，返回潜水（土壤脱盐），当积盐量>脱盐量时→土壤盐渍化。

强烈蒸发条件下→地下水浓缩盐化。

不合理的灌溉，使潜水面抬升，原先没有盐渍化的土壤产生盐渍化––––次生盐渍化。 影响潜水蒸发的因素：

① 气候：愈干燥，蒸发量愈大（定量：蒸发量E 与气象因素的关系式）；

② 潜水面埋深：埋深小，E 大；埋深大，E 小（E=0，极限地下水埋深）（定量：E 与埋深的关系，阿维里扬诺夫公式）； ③ 岩性：

砂：毛细上升高度小（不利于蒸发）； 粘土：毛细上升速度太慢（不利于蒸发）；

亚砂土、粉砂土：毛细上升高度较大，速度快→蒸发强烈。

4．蒸腾（transpiration ?T ）

叶面蒸发––––蒸腾。

根系吸收水分→叶面蒸发。

生产1kg 小麦，需耗水1200 ~ 1300kg 。

实际工作中：土面蒸发量E 、植物蒸腾量T ，常常作为一个量来计算，称为腾发量ET （evapotranspiration ）或蒸散量。

具体计算ET 的方法：可参阅有关《农业气象》方面的著作。

7．3 地下水补给与排泄对水质的影响

将补给与排泄结合起来，划分为两大类型的地下水循环：

① 渗入?径流型：长期循环的结果：地下水向淡化的方向发展；

② 渗入?蒸发型：长期循环的结果：补给区地下水淡化，排泄区地下水盐化、土壤盐渍化。

地下水的补给

水量：增加

水质：

① 低矿化水的补给→地下水淡化

② 污水：工业废水、生活污水→地下水污染 ③ 沿海地区：过量开采淡水→咸水入侵

地下水的排泄

② 蒸发排泄：水走盐留（只排水，不排盐），TDS 增高

① 径流排泄：泉、泄流等方式→盐随水走（排水的同时排盐） →地下水淡化

7第七章 地下水的补给与排泄

第七章地下水的补给与排泄 补给：recharge 径流：runoff 排泄：discharge 补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。 7．1 地下水的补给 补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。 1．大气降水（precipitation） 入渗机理： 1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。 2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。 降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。 降水转化为3种类型的水： ①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）； ②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降 水转化为土壤水）； ③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。 渗入地面以下的水： ①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈； ②其余下渗补给含水层→地下水。 因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。 入渗补给地下水的水量： q x=X-D-?S

式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量； X ––––年降水总量； D ––––地表径流量； ?S ––––包气带水分滞留量。 单位：mm 水柱。 降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。 X q x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。 定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素： ① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小； ② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水 <10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给； ③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗； ④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位 在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大； ⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给； ⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。 2．地表水 地表水对地下水的补给： 1）山区：一般排泄地下水（河水位低于地下水位，地下水补给河水），洪水期：补给地下 水； 2）山前：常年补给地下水（河水位高于地下水位）； 3）平原：河水补给地下水（“地上河”）。 影响因素：① 河床的透水性；② 水位差（河水与地下水）。 定量计算： ① 达西定律：q x =K ωI ； ② 测定上、下游河流断面的流量（断面测流）：q x =Q 上-Q 下。 大气降水、地表水是地下水的两种主要补给来源。其特点： 1）从空间分布上看：大气水属于面状补给，范围大且均匀； 地表水（河流）为线状补给，局限于地表水体周边。 2）从时间分布上看：大气降水持续时间较短； 地表水（河流）持续时间较长，是经常性的； 简而言之：大气降水：面状补给，持续时间短； 地表水：线状补给，经常性的，持续时间较长。 条件变化的影响： 地下水开采以后，由于水位的下降，水文地质条件的变化，大气降水、地表水的补给强度也要发生变化。地下水位下降后，由于包气带的加厚，降水补给量有可能减少；地表水与地下水水头差的加大，地表水的补给量有可能增大。

8第八章 地下水的补给与排泄

第八章地下水的补给与排泄 补给：recharge 径流：runoff 排泄：discharge 8．1概述 补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。 地下水通过补给与排泄，获得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力。 地下水通过补给和排泄，保持不断流动循环支撑有关水文系统和生态环境系统正常运行。 8．2 地下水的补给 补给––––饱水带获得水量的过程。 1．大气降水（precipitation） 以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。

包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。 一次降水过程，除去植被截留以及包气带截留外，大气降水量最终转化为3部分：地表径流量、蒸散量及地下水补给量(图8.1)。 一次降水过程中，包气带水分变化及其对地下水补给的影响(图8.2)。 入渗机理： 1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时 v→K）（P48,公式6.11；P72，图8.3），累积入渗量。

2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration ），或优势流（preferential flow ）。 降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。 降水转化为3种类型的水： ① 地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）； ② 土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）； ③ 地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。 因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。 入渗补给地下水的水量： q x =p -D -?S 式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量； p ––––年降水总量； D ––––地表径流量； ?S –––包气带水分滞留量。 单位：mm 水柱。 大气降水补给地下水的影响因素： 降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。 p q p =α （小数或%表示） 式中：α为入渗系数，无因次；q P 为年降水单位面积补给地下水量，mm ；P 为年降水量，mm 。 一般α =0.2 ~ 0.4。 定量计算（入渗系数法）：Q=α·p ·F ·1000 （注意单位统一，p ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素： ① 年降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小； ② 降水强度及其时间分布：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平 原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给； ③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗； ④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位 在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大； ⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给； ⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。 2．大气降水、河水补给地下水水量的确定 1）平原区： ① 大气降水入渗补给量（入渗系数法）： Q=p·α· F ·1000 式中：Q ––––降水入渗补给地下水的水量（m 3/a ）；

地下水的补给与排泄地下水的补给含水层或含水系统从

第七章地下水的补给与排泄 第一节地下水的补给 含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。 补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。 地下水补给来源有天然与人工补给。天然补给包括大气降水、地表水、凝结水和来自其他含水层或含水系统的水；与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。 一、大气降水对地下水的补给 （1）大气降水入渗机制 松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）： 活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移如图7－1（a）。 图7—1活塞式与捷径式下 渗（a）活塞式下渗；（b）捷径式与活塞式下渗的结合 图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线 —残留含水量；—饱和含水量 活塞式下渗过程：

a）雨季之前（）时，包气带水分分布曲线如图7—2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。 b）雨季初期~时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7—2（a）和所示。 c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表面出现高含水量带，水分分布特征如图7—2（b）时的状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散（如图7—2（b）所示）。 d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7－2（c）所示。 活塞式下渗是在理想的均质土中室内试验得出的。实际上，从微观的角度看，并不存在均质土。尤其是粘性土，捷径式入渗往往十分普遍。 捷径式入渗：当降雨强度较大，细小孔隙来不及吸收全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿下渗通道水分向细小孔隙扩散。存在比较连续的较强降雨时，下渗水通过大孔道的捷径优先到达地下水面。如图7－1（b）所示。 捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同： （a）活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水先到达含水层； （b）对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。 通常情况下，砂砾质土中主要为活塞式下渗，而在粘性土中则活塞式与捷径式下渗同时发生。 （2）影响大气降水补给地下水的因素 落到地面的降水，归根结底有三个去向：转化为地表径流，蒸发返回大气圈，下渗补给含水层，如图（7－4）。 由下渗过程可知，渗入到地面以下的水不等于全部补给含水层的水。其中，相当一部分水滞留在包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面蒸腾的方式从包气带水直接转化为大气水。 以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：

地下水补给量和排泄量的确定

地下水补给量和排泄量的确定 李恒太 河北工程大学水电学院河北邯郸056021 摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。 关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流 地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。 1 地下水补给量 地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。 1.1大气降水入渗补给地下水 降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。降水入渗补给量一般采用下列方法确定。 1.1.1 地中渗透仪法 地中渗透仪是测量降水 入渗量、潜水蒸发量和凝结 水量的一种地下装置，该装 置通过导水管与给水设备相 连接的承受补给和蒸发的各 种土柱圆筒和测量水量的马 利奥特瓶组成，也称为地中 蒸渗仪、地中渗透计。该仪 器在各地的地下水均衡试验 场中被广泛应用。由于该法 测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给

条件。其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。 其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。当渗透仪中的地柱接受降水入渗或凝结水的补给时，其补给量将会通过导水管2流入接渗瓶15内，可直接读出补给水量；当土柱内的水面产生蒸发时，便可由水位调整管14供给水量，再从马利奥特瓶13读出供水水量（即潜水蒸发消耗量）。 1.1.2 有限差分法 该方法是利用同一剖面上三个观测孔水位资料，按有限差分方程式计算降水入渗量Q 雨渗。 B 图1.2 同一剖面上观测孔的水位变化图 如图1.2所示，其有限差分方程为： ()()()()??????-+--++?- ?=----21111121222l H H h h l H H h h l l t K H Q C B C B B A B A B μ雨渗 （1） 式中：Q 雨渗为降雨入渗量；K 为渗透系数；μ为给水度；Δt 为两次时间间隔；其它意 义如图中所示。 1.1.3 泰森多边形法 在典型地段布置观测孔组，并有一个水文年以上的水位观测资料时，可用差分方法

地下水的基本知识

地下水的基本知识 1. 地下水的概念 地下水是指以各种形式埋藏在地壳空隙中的水，包括包气带和饱水带中的水。地下水也是参于自然界水循环过程中处于地下隐伏径流阶段的循环水。 地下水是储存和运动于岩石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地质条件的控制。地质条件包括岩石性质、空隙类型与连通性、地质地貌特征、地质历史等。 地下水环境是地质环境的组成部分，它是指地下水的物理性质、化学成分和贮存空间及其由于自然地质作用和人类工程——经济活动作用下所形成的状态总和。 2. 地下水的埋藏条件 岩石和土体空隙既是地下水的储存场所，又是运移通道。空隙的大小、多少、连通性、充填程度及其分布规律决定着地下水埋藏条件。根据成因可把空隙区分为孔隙、裂隙与溶隙三种，并可把岩层划分为孔隙岩层(松散沉积物、砂岩等)、裂隙岩层(非可溶性的坚硬岩层)与可溶岩层(可溶性的坚硬岩石)。孔隙岩层中的空隙分布比裂隙可溶岩层均匀，溶隙一般比孔隙、裂隙岩层中的空隙规模大。这三种空隙的大小分别以孔隙度、裂隙率与岩溶率表示，即某一体积岩石中孔隙、裂隙和溶隙体积与岩石总体积之比，以百分数表示。 岩石空隙中存在着各种形式的水，按其物理性质可分为气态水、吸着水、薄膜水、毛细水、重力水和固态水。此外，还有存在于矿物晶体内部及其间的沸石水、结晶水与结构水。水文地质学所研究的主要对象是饱和带的重力水，即在重力作用支配下运动的地下水。 岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情

况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。 (1) 孔隙。松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例。 由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。 松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。赋存于其中的地下水分布与流动都比较均勻。 (2) 裂隙。固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。 成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩(岩衆岩)或固结干缩(沉积岩) 而产生的。岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊(由隐蔽的节理到大断层)，分布不均一。风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。 裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(K)是裂隙体积(R)与包括裂隙在内的岩石体积(K)的比值，即或(V/F)100%。除了这种体积裂隙率，还可用面裂隙率或线裂

水文地质课件习题七 地下水的补给与排泄

习题七 地下水的补给与排泄 一、名词解释 1．地下水补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程。 2．入渗系数：每年总降水量补给地下水的份额。 3．凝结作用：温度下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水，这种由气态水转化为液态水的过程。 4．越流：相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换。 5．地下水排泄：含水层或含水系统失去水量的过程。 6．泉：地下水的天然露头。 7．上升泉：由承压含水层补给形成的泉。 8．下降泉：由潜水或上层滞水补给形成的泉。 9．侵蚀（下降）泉：当沟谷切割揭露含水层时形成的泉。 10．接触泉：地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处形成的泉。 11．溢流泉：潜水流前方透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜水流动受阻而涌溢于地表形成的泉。 12．断层泉：地下水沿导水断层上升，在地面高程低于水位处涌溢地表形成的泉。 13．接触带泉：岩浆或侵入体与围岩的接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿此类接触带上升形成的泉。 14．地下水的泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水泄流。 15．蒸腾：植物生长过程中,经由根系吸收水分,在叶面转化成气态水而蒸发,称蒸腾。 二、填空 1．地下水补给的研究包括 补给来源、补给条件 与 补给量 。 2．地下水的天然补给来源有 大气降水、地表水、凝结水、其它

含水层或含水系统的水。 3．与人类活动有关的地下水主要补给源有 灌溉回归水、水库渗漏水、以及专门性的 人工补给 。 4．落到地面的降水，归根结底的三个去向是 转化为地表径流、腾发返回大气圈 和 下渗补给含水层 。 5．影响大气降水补给地下水的因素主要有 年降水总量、降水特征、包气带岩性和厚度、地形 和 植物 。 6．研究含水层的排泄包括 排泄去路、排泄条件 与 排泄量 等。 7．地下水的天然排泄方式有 泉、向河流泄流、蒸发、蒸腾、向另一含水层的排泄。 8．根据补给泉的含水层性质，可将泉分为 上升泉 及 下降泉 两大类。 9．根据泉的成因，下降泉可分为 侵蚀（下降）泉、接触泉 与溢流泉。 10．上升泉按其成因可分为 侵蚀（上升）泉、断层泉 与 接触带泉 。 11．影响潜水蒸发的因素是 气候、潜水埋深、包气带岩性 及 地下水流动系统的规模。 12．将补给、排泄结合起来，我们可以将地下水循环划分为 渗入-径流型 和 渗入-蒸发型 两大类。 三、判断题 1．补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布。（ √ ） 2．活塞式下渗始终是"老"水先到含水层。 （ √ ） 3．捷径式下渗始终是"老"水先到含水层。 （ × ） 4．降水补给地下水的量与降水强度没有关系，只与降水量的大小有关。（ × ）

水文地质学基础复习题七及答案

水文地质学基础复习题七 第七章地下水的补给与排泄 一、名词解释 1．地下水补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程。 2．地下水排泄：含水层或含水系统失去水量的过程。 3．泉：地下水的天然露头。 4．地下水的泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水泄流。二、填空 1．地下水补给的研究包括补给来源、补给条件与补给量。 2．地下水的天然补给来源有大气降水、地表水、凝结水、其它含水层或含水系统的水。3．与人类活动有关的地下水主要补给源有灌溉回归水、水库渗漏水、以及专门性的人工补给。 4．落到地面的降水，归根结底的三个去向是转化为地表径流、腾发返回大气圈和下渗补给含水层。 5．影响大气降水补给地下水的因素主要有年降水总量、降水特征、包气带岩性和厚度、地形和植物。 6．研究含水层的排泄包括排泄去路、排泄条件与排泄量等。 7．地下水的天然排泄方式有泉、向河流泄流、蒸发、蒸腾、向另一含水层的排泄。8．根据补给泉的含水层性质，可将泉分为上升泉及下降泉两大类。 9．根据泉的成因，下降泉可分为侵蚀（下降）泉、接触泉与溢流泉。 10．上升泉按其成因可分为侵蚀（上升）泉、断层泉与接触带泉。 11．影响潜水蒸发的因素是气候、潜水埋深、包气带岩性及地下水流动系统的规模。12．将补给、排泄结合起来，我们可以将地下水循环划分为渗入-径流型和渗入-蒸发型两大类。 三、判断题 1．补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布。（√） 2．活塞式下渗始终是"老"水先到含水层。（√） 3．捷径式下渗始终是"老"水先到含水层。（×）

4．降水补给地下水的量与降水强度没有关系，只与降水量的大小有关。（×） 5．河水补给地下水时，补给量的大小与透水河床的长度与浸水周界的乘积、河床透水性成正比。（√） 6．当河水与地下水有水力联系时，河水补给地下水的量与河水位与地下水位的高差呈反比。（×） 7．利用天然潜水位变幅确定入渗系数，一般要求研究区地下水水平径流及垂向越流与蒸发都很微弱、不受开采影响。（√） 8．相邻含水层之间水头差愈大、弱透水层厚度愈小、垂向透水性愈好，则单位面积越流量便愈大。（√） 9．昼夜温差越大，产生的凝结水量越大。（√） 10．判断泉是上升泉还是下降泉，只根据泉口的水是否冒涌来判断即可，不必考虑含水层是潜水含水层还是承压含水层。（×） 11．气候俞干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。（√） 12．砂最大毛细上升高度太小，而亚粘土与粘土的毛细上升速度又太低，均不利于潜水蒸发。粉质亚砂土组成的包气带，最有利于潜水蒸发。（√） 13．地下水的泄流是地下水沿河流呈带状排泄。（√） 14．地下水以径流排泄为主时，其含盐量较低，以蒸发排泄为主时，其含盐量较高。（√）15．越流系统包括主含水层、弱透水层以及相邻含水层或水体。（√） 16．在越流系统中，当弱透水层中的水流进入抽水层时，同样符合水流折射定律。（√）四、简答题 1．地下水补给的研究内容有哪些? 地下水的补给来源有哪些？ 研究内容：补给来源、补给条件、补给量。 补给来源有：大气降水、地表水、凝结水、其它含水层或含水系统和人工补给。 2．松散沉积物中存在哪两种降水入渗形式? 二者有什么不同？ 两种形式为：捷径式和活塞式。 两者不同点： (1) 活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水到达含水层； (2) 对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。

水均衡法评价地下水补给资源量作业答案

水均衡法评价地下水补给资源量作业 班级学号姓名成绩 某研究区为一个完整的地下水系统，含水层由第四系松散的砂砾石层组成。面积为1000km2，地下水主要接受降雨入渗和山前侧向补给。具体为：西部边界为山区地下水侧向补给边界，东部为地下水排泄边界（向河流）。根据水文气象资料，均衡期为1995年7月~1996年6月（一个水文年）。在均衡期内，降雨量为450mm，地下水侧向补给量2500?104m3，降雨入渗补给量为11250?104m3，地下水通过东部边界向河流的排泄量为6000?104m3，人工开采量为12000?104m3。（该图为示意性图） 请完成如下问题： 1.写出该地区地下水均衡方程式； = ± ? - - -μ = + Q? h F Q Q Q Q Q 开 补 泄流 排 侧向 降水 Q补--降雨入渗补给量；Q侧向-侧向流入补给量；Q基流-基流量；Q开-人工开采量 2.计算地下水均衡，将数据填入表格中，分析地下水补排量的比例关系，说明该均衡期内是正均

3. 频率曲线，在图中，标出丰水年、枯水年，平水年及计算年对应的降水量；指出本均衡年降水 序号 =+?=? P m n (/(1))100(/25)100 保证率 4.假设该地下水系统西部边界侧向补给量为一个稳定值（即不随降雨量变化），降雨入渗补给量随 降雨多少变化，已知研究区内降雨入渗平均补给系数为0.25；请计算丰、平、枯年份对应的降雨量条件下的降水入渗补给量；填入下表：单位：

5. 根据下面的公式，计算多年平均地下水补给量，并将数据填入上表 多年平均地下水补给资源量： 3 21321n n n Q n Q n Q n Q k p f b ++++= 式中：b Q ——多年平均地下水补给资源量（m 3/a ）； k p f Q Q Q 、、——分别为丰水年、平水年、枯水年的地下水补给资源量（m 3/a ）； n 1、n 2、n 3——分别为丰水年、平水年、枯水年在观测资料年中出现的次数。

高三地理重要知识点地下水

高三地理重要知识点：地下水 1．类型：地下水按照埋藏条件划分为潜水和承压水 2．地下水的来源： ①主要是大气降水。降雨历时长，强度不大，地形平缓，植被良好的情况，对地下水补给最有利。 ②河湖水补给。河湖水位高于潜水面时，河湖水补给两岸潜水。反之，潜水补给河湖水。黄河下游只有河水补给地下水。 ③凝结水：在干旱地区，大气降水很少，主要是大气中水汽直接凝结渗入地下。 ④原生水：主要与岩浆活动有关，数量很少。 3．地下水的问题与保护： ①不合理灌溉——土壤盐渍化——科学管理。 ②过量开采——地下漏斗区，地面下沉；沿海海水入侵，地下水水质变坏。——及时人工回灌。 ③保护自流水补给区的自然环境。 4．潜水面的形状及其表示方法 潜水面通常是一个起伏的曲面，一般倾向于邻近的低洼地区，即潜水的排泄区，如冲沟、河谷等。它的起伏与地貌大体一致，但比地貌的起伏要小些。山区潜水面的坡度较大，可达百分之几。潜水面的形状可以用潜水剖面图和潜水等水位线图来表示。前者是在地质剖面图上，将已知各点的潜水位联接起来而成，它可以反映出潜水面形状与地貌、隔水底板及含水层岩性的关系等。所谓潜水等水位线图就是潜水面的等高线图。它是根据潜水面上各点的水类型 位置 流向 补给 分布 深度和水质 潜水 （重力水） 地表以下第一个隔水层以上 从高处流向低处 雨水和地表水 分布区与补给区一致 埋藏浅，易开采，易污染 承压水 （自流水） 上下两个隔水层之间 从压力大处流向压力小处 潜水 分布区与补给区不一致 埋藏深，水质好，流量稳定

位标高绘制成的，一般绘制在地形图上。绘制的方法与绘制地形等高线的方法类似。 根据潜水等水位线图，可以解决下列问题：（1）潜水的流向：垂直于潜水等水位线从高水位向低水位的方向，就是潜水的流向。（2）潜水埋藏深度：将地形等高线和潜水等水位线绘于同一张图上时，则等高线与等水位线相交之点的潜水埋藏深度即为二者高程之差。（3）潜水于地表水的补给关系：根据潜水等水位线和地表水的水位高程便可以确定。 5．泉是地下水的天然露头，无论哪一种地下水都可以在适当的条件下涌出地表形成泉。泉的形成还与地质构造有关，分布最广泛的泉总是与石灰岩地区的单面山构造相联系；在断层发育的岩区，泉可以沿断层一带的透水层上升涌出地表。 6．澳大利亚盆地位于澳大利亚东部，又称自流盆地。该盆地的地质构造是一个巨大的向斜盆地。水层埋藏在上下两个隔水层之间，为承压水。含水层在湿润的东部山地出露，向西倾斜，一部分渗入地下的降水顺着倾斜的含水层流向盆地中部。盆地中部为承压水的承压区，地下水承受一定的压力，在盆地地势较低处打井，有的可以自然喷出，形成自流井。 澳大利亚自流盆地是世界上最大的自流盆地。自流井的盐度高，不宜用来灌溉农田，一般可作牲畜饮用水，因此对畜牧业发展非常有利。 7．深层地下水与浅层地下水、承压水与潜水不是一回事。深层地下水与浅层地下水是依据地下水的埋藏深度来区分的，而潜水与承压水是依据埋藏条件来区分的。

水文地质学基础——地下水的补给与排泄

水文地质学基础Fundamenta Is of Hydrogeo logy

本章内容 7/1地下水的补给 7.2地下水的排泄 7.3地下水径流 7.4地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响

地下水是通过补给与排泄两个环节参与自然界的水循环。 补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程，水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。 排泄：含水层或含 UJ 水系统向外界排出水 量的过程，减少水量 的同时，盐量和能量 等也随之减 少。

根据地下水循环位置,可分为补给区、径流区、排泄区。 ＞径流区是含水层中的地下水从补给区至排泄区的流经范围。 ＞补给区(recharge area )是含水层出露或接近地表接受大气降水和地表水等入渗补给的地区。 ＞水文地质条件是地 下水埋藏、分布、补 给、径流和排泄条件、水质和水量及其形成地质条件等的总称。 抽水井 隔水层 补给区 IE饱和帯 非承斥含水层 承压含水层 排泄区 隔水层 世紀 承压含水层亿年

7.1地下水的补给 补给使含水层的水量、水化学特征和水温发生变化 ?:?思考：补给获得水量后，含水层或含水系统会发生什么变化？ ?地下水位上升，增加了势能，使地下水保持不停的流动。 ■由于构造封闭或气候干旱，得不到补给，地下水的流动将停滞。 O补给的研究包括：补给来源、补给机制、影响因素、补给量 O地下水的补给来源有: ■天然：大气降水、地表水、凝结水及相邻含水层的补给等■人类活动有关的：灌溉水入渗、水库渗漏及人工回灌 7.1.1大气降水对地下水的补给

讨论：入渗机制？影响因素？？补给量的确定？？？ 1.大气降水入渗机制 ?包气带是降水对地下水补给的枢纽，包气带的岩性结 构和含水量状况对降水人渗补给起着决定性作用?目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式: 降水入渗的现象一 两类空隙的入渗过程——总结： 均匀砂土层--- 活塞式(piston/diffuse) 含裂隙的土层--- 径式(bypass) 7.1.1大气降水对地下水的补给

地下水允许开采量简易计算

吉林大学精品课>>专门水文地质学>>教材>>专门水文地质学 第八章地下水允许开采量的计算方法 目前，评价地下水允许开采量的方法很多，虽然其原理都是以均衡开采为依据，但每一种方法都有一定的适用条件，必须因地的制宜的灵活运用，而且由于水文地质条件的复杂性，在任何地区都不宜采用单一方法，应当使用综合方法，以便比较验证。 §8.1简易评价法 已经开发多年的旧水源地，为了扩大开采，需要判明水源地的开采潜力，要求进行水源地地下水允许开采量评价。这时，可根据开采过程中的多年动态资料，计算地下水允许开采量。 一、根据已有开采量和水位变幅求允许开采量 收集多年的开采动态资料，以年水位变幅Δh（通常取水文年的起点或终点的水位差）为纵轴，以对应年的开采量为横轴，在直角坐标纸上做散点图。如果历年的补给量基本稳定，则散点分布的趋势将接近直线。在直互上或其延长线上，取变幅Δh＝0的开采量，就是要求的允许开采量。 这种方法符合均衡开采的原理。在多年开采过程中，如果开采量≤补给量，则有正均衡Δh≥0；如果开采量＞补给量，则有负均衡Δh＜0。现取Δh＝0时的开采量＝补给量，显然这是保持均衡开采条件下的最大开采量，故为允许开采量。 这种方法适用于历年开采量都有变化的潜水或承压水的水源地。但是对那些随开采量增加而开采补给量也不断增大的水源地。可能偏离直线相关，因而方法失效。 二、根据补给量和水位变幅求允许开采量 在缺少开采量记录，但有历年水位动态资料的水源地，可用历年的补给量代替允许开采量，按类似的图解法求出允许开采量。这时，仍以年水位变幅为纵轴，以历年的补给量（通常用地表水的均衡法计算）为横轴，在直角坐标纸上做出散点图，如果历年的补给量相对稳定，则散点的分布趋势仍呈直线关系。在直线或其延长线上，取Δh＝0的补给量就相当允许开采量。 该方法的原理仍是均衡开采。同前段不同的地方，是从地表水均衡计算中求出历年的地下水补给量，再把Δh＝0时的补给量做为允许开采量。 这种方法，主要适用于同地表水有密切水力联系的潜水或承压水的水源地，以便借助地表水的均衡关系，找出历年的地下水补给量，但是对那些在开采过程中不断有补给量加入的水源地，散点图可能偏离直线相关，方法失效。 三、根据水位变幅为零的年份求允许开采量 在水源地的历年动态资料中，如果能够选出一个年初和年终的水位接近一致的水文件。这一年恰好满足均衡开采的要求，则从该年的均衡计算中可以直接求出允许开采量。

补给量的计算

9.2 补给量的确定 时间：2006-11-02 来源：作者： 9.2.1 地下水的补给量应计算由下列途径进入含水层（带）的水量： 1 地下水径流的流入。 2 降水渗入。 3 地表水渗入。 4 越层补给。 5 其他途径渗入。 9.2.2 计算补给量时，应按自然状态和开采条件下两种情况进行。 9.2.3 进入含水层的地下水径流量，可按下式计算： Q＝K·I·B·M （9.2.3）式中Q——地下水径流量（M3/d）； K——渗透系数（M/d）； I——自然状态或开采条件下的地下水水力坡度； B——计算断面的宽度（M）； M——承压含水层的厚度（M）。 9.2.4 降水入渗的补给量，可按下列公式计算： 1 按降水入渗系数计算时：

Q＝F·α·X/365 （9.2.4-1） 式中Q——日平均降水入渗补给量（M3/d）； F——降水入渗的面积（M2）； α——年平均降水入渗系数； X——年降水量（M）。 2 在地下水径流条件较差，以垂直补给为主的潜水分布区，计算降水入渗补给量时： Q＝μ·F·ΣΔh/365 （9.2.4-2） 式中ΣΔh——一年内每次降水后，地下水水位升幅之和（M）； μ——潜水含水层的给水度。 3 地下水径流条件良好的潜水分布区，可用数值法计算降水入渗补给量。 9.2.5 农田灌溉水和人工漫灌水的入渗补给量，可根据灌入量、排放量减去蒸发量及其他消耗量进行计算。 9.2.6 河、渠的入渗补给量，可根据勘察区上下游断面的流量差或河渠渗入的有关公式计算和确定。 9.2.7 利用各单项补给量之和确定总补给量时，应对各单项补给项目进行具体分析，确定对本区起主导作用的项目，并避免重复。 9.2.8 利用开采区内的地下水排泄量和含水层中地下水储存量之差计算补给量时，可按下式计算： Q B＝E+Q Y+Q j+Q K+ΔW/365 （9.2.8）

最新地下水的补给与排泄

地下水的补给与排泄

第七章地下水的补给与排泄 第一节地下水的补给 含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。 补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。 地下水补给来源有天然与人工补给。天然补给包括大气降水、地表水、凝结水和来自其他含水层或含水系统的水；与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。 一、大气降水对地下水的补给 （1）大气降水入渗机制 松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）： 活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移如图7－1（a）。 图7—1活塞式与捷径式下 渗（a）活塞式下渗；（b）捷径式与活塞式下渗的结合 图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线 —残留含水量；—饱和含水量 活塞式下渗过程：

a）雨季之前（）时，包气带水分分布曲线如图7—2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。 b）雨季初期~时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7—2（a）和所示。 c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表面出现高含水量带，水分分布特征如图7—2（b）时的状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散（如图7—2（b）所示）。 d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7－2（c）所示。 活塞式下渗是在理想的均质土中室内试验得出的。实际上，从微观的角度看，并不存在均质土。尤其是粘性土，捷径式入渗往往十分普遍。 捷径式入渗：当降雨强度较大，细小孔隙来不及吸收全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿下渗通道水分向细小孔隙扩散。存在比较连续的较强降雨时，下渗水通过大孔道的捷径优先到达地下水面。如图7－1（b）所示。 捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同： （a）活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水先到达含水层； （b）对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。 通常情况下，砂砾质土中主要为活塞式下渗，而在粘性土中则活塞式与捷径式下渗同时发生。 （2）影响大气降水补给地下水的因素 落到地面的降水，归根结底有三个去向：转化为地表径流，蒸发返回大气圈，下渗补给含水层，如图（7－4）。 由下渗过程可知，渗入到地面以下的水不等于全部补给含水层的水。其中，相当一部分水滞留在包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面蒸腾的方式从包气带水直接转化为大气水。 以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：

地下水的补给排泄与径流

第六章地下水的化学成分及其形成作用 第一节概述 地下水是天然溶液。地下水在参与自然界水循环过程中，与大气圈、水圈与生物圈同时发生着水量交换、化学成分的交换（—水质状况）。 水是良好的溶剂，地下水在空隙中运移时，可以溶解岩石中的组分，使地下水的化学成分丰富多彩。 地下水的物理性质：温度、颜色、嗅、味、密度、导电性与放射性 地下水的化学性质：气体成分、离子成分、胶体物质、有机质等 地下水的放射性、微生物成分等。 第二节地下水的化学特征 一、地下水中常见的气体成分 主要有氧（）、氮（）、二氧化碳（）、硫化氢（）、甲烷（），常见的气体成分与地下水所处环境，地下水的来源有关。 （1）氧（）、氮（） 来源：在大气成分中、含量很高，随降水一起入渗进入地下含水层中。反过来，如果地下水中富含与——也说明地下水是大气起源。由于活跃，在地下水运动中易发生氧化作用而消耗，因此，大气起源的地下水中，也可能独立存在。此外，氮还有生物起源与变质起源。 指示意义：含量高指示氧化环境；封闭环境下，氧被耗尽只剩下，则为大气起源封闭环境。 （2）硫化氢（）、甲烷（） 来源：这两种气体，都是在封闭环境下生成的。如是在有机物与微生物参与的生物化学过程中形成，还原环境下地下水中的→，在成煤过程中，在还原作用下产生，使煤田水富含。同理，甲烷（）是成油和油气藏形成过程的结果，油田水富含甲烷（）。 指示意义：富含和的地下水，指示封闭的还原环境。 （3）二氧化碳（） 大气降水中的含量较低，地下水中主要来源： ①主要源于土壤层（入渗过程溶于水中）：有机质残骸发酵产生、植物呼吸作用产生

②碳酸盐岩地层的脱碳酸作用 ③深部高温下，变质作用生成 ④人类活动，在使用化石燃料（煤、石油、天然气）时，大气中的增加 作用：地下水中增加，水对碳酸盐岩的溶解、结晶岩风化溶解的能力愈强！ （4）地下水中气体成分特征小结： ①气体成分——指示地下水所处的地球化学环境 氧化环境 还原环境 ②气体成分增加水对盐类的溶解能力→促进水—岩的化学反应（即相互作用） 二、地下水中的主要离子成分 （1）概述：地下水中组分很多，而分布广、含量多的主要有七种离子 阴离子：，， 阳离子：，，， 离子成分含量与什么有关？ ①各种元素的丰度（克拉克值）—即某元素在地壳化学成分中的重量百分比 ②该元素组成的化合物在水中的溶解度 在自然界，丰度较高的元素，如Si、Al、Fe，在水中含量很低；而某些丰度较低的，如Cl、S、C，在水中含量却很高。这说明元素组成的化合物的溶解度起主要作用。 （2）主要离子的相对含量与地下水中的总含盐量（TDS）关系 常见地下水的化学成分特征，与地下水的矿化度（或TDS）具有以下关系矿化度：低→ 中→ 高 阴离子： 阳离子： 我们可以得出主要离子构成的盐类溶解度的大小为： 碳酸盐类 < 硫酸盐类 < 氯化物（氯盐） （3）主要离子成分的来源 低矿化度水中的常见离子：

水均衡法评价地下水补给资源量作业-答案1

1 水均衡法评价地下水补给资源量作业 班级 学号 姓名 成绩 某研究区为一个完整的地下水系统，含水层由第四系松散的砂砾石层组成。面积为1000km 2，地下水主要接受降雨入渗和山前侧向补给。具体为：西部边界为山区地下水侧向补给边界，东部为地下水排泄边界（向河流）。根据水文气象资料，均衡期为1995年7月~1996年6月（一个水文年）。在均衡期内，降雨量为450mm ，地下水侧向补给量2500?104m 3，降雨入渗补给量为11250?104m 3，地下水通过东部边界向河流的排泄量为6000?104m 3，人工开采量为12000?104m 3。（该图为示意性图） 请完成如下问题： 1. 写出该地区地下水均衡方程式； F h Q Q Q Q Q Q ??±=--+=- μ开泄流侧向降水排补 Q 补--降雨入渗补给量；Q 侧向-侧向流入补给量；Q 基流-基流量；Q 开-人工开采量 2. 计算地下水均衡，将数据填入表格中，分析地下水补排量的比例关系，说明该均衡期内是正均 均衡项 项目 水量（104m 3） 占补排泄量比例（%） 补给项 降雨入渗补给量Q 补 11250 81.82 侧向流入补给量Q 侧向 2500 18.18 小计 13750 100.00 排泄项 基流量Q 基流 6000 40.00 人工开采量Q 开 12000 60.00 小计 18000 100.00

2 3. 频率曲线，在图中，标出丰水年、枯水年，平水年及计算年对应的降水量；指出本均衡年降水 (/(1))100(/25)100P m n =+?=?保证率序号 4. 假设该地下水系统西部边界侧向补给量为一个稳定值（即不随降雨量变化），降雨入渗补给量随 降雨多少变化，已知研究区内降雨入渗平均补给系数为0.25；请计算丰、平、枯年份对应的降雨量条件下的降水入渗补给量；填入下表：单位：

地下水量分析计算(修)

设计总说明 1.设计依据 水资源论证导则[SL322-2013] 水资源评价导则[SL/T238-2013] 水资源供需预测分析技术规范[SL429] 2.设计概况 （1）地点： 北京市大兴区 （2）背景： 大兴区地下水超采严重，地下水位下降迅速。目前大兴区地下水已连续10年亏损，部分地区已经形成大面积地下水降漏斗，出现水质硬化。更合理地配置水资源，高效利用地下水已经刻不容缓。为了促进产业结构优化调整，营造和谐的人文水文环境，本文对大兴区的地下水资源量进行评价。 （3）资料： 北京市大兴区基岩分布图 大兴行政图 大兴区水利工程现状与规划图 雨量站分布图 耕地面积统计表（2003年） 灌溉水量统计表（1961——1990年） 降水量统计表（1959——2000年） 社会人口统计表（1981——1997年） 水质检测统计表（1995——1998年） （4）评价方法： 水量均衡法，水量均衡法是全面研究计算区（均衡区）在一定时间段（均衡期）内地下水补给量、储存量和排泄量之间数量转化关系的方法。通过均衡计算，得到地下水允许开采量。水量均衡法是水量计算中最常用、最基本的方法。该方法还常用于验证其他计算方法计算的准确性。 基本原理：一个均衡区内的含水层系统，在任一时间段（△t）内的补给量与排泄量之差恒等于含水层系统中水体积的变化量，即

（1·1）式中： Q补——含水层系统获得的各种补给量之和（m3/a或 m3／d）； Q排——含水层系统通过各种途径的排泄量之和（m3/a或 m3／d）； μ，μ*——重力给水度和弹性释水系数； △h——△t时段内均衡区平均水位（头）变化值（m）； F——均衡区含水层的分布面积（m2）。 本设计中，水量均衡法主要引用大兴区在1978年至1998年的历年相关资料：①补给量资料，分别计算出降雨补给入渗量、河流入渗补给量、渠系入渗补给量、地下水灌溉补给量、地下水侧渗补给量；②消耗量资料，分别计算出地下水总开采量和地下水侧渗流出量。处理数据时应注意大兴区除了天堂河、大小龙河常年缺水断流外，部分河段如凤河、新凤河某些年份也会出现数月的断流，做插补延长时应规避其所引起的误差。 根据以上计算所得的数据代入公式: Q 总补-Q 总排 =±μ×F×△H （3·6） 可计算得出地下水位变化。最后利用公式: △H=b+m 0×P 降水 +m 1 ×Q 开采量 +m 2 ×Q 地表水灌溉量 +m 3 ×Q 河流入渗量 （3·7） 利用线性回归的原理进行数学模拟，校核计算精度。 （5）评价内容： ①地下水补给量， 包括：降雨入渗补给量9847.698273万m3、河流入渗补给量3045.08126万m3、渠系入渗补给量993.34286万m3、田间灌溉入渗补给量6002.3238万m3、地下水侧向补给量433.2619万m3。 其中河流入渗系数为0.4%/km，降雨入渗系数、渠系入渗系数和田间灌溉系数群为0.2。 ②地下水消耗量， 包括：地下水总开采量29149.0万m3、地下水侧向流出量127.5万m3。 ③地下水可开采量， 包括：地下水位变化为-0.618 m，其中均衡区面积1039.9km2、给水度0.133。（5）评价结果： 经过分析计算，北京市大兴区地下水水位正以每年约0.6m的速度下降，地下水资源配置、保护情况堪忧。