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1、第三章地下水的补给、径流与排泄,地下水的补给、径流、排泄,径流,补给与排泄,含水层或含水系统与外界进行水量、能量和盐量交换的环节。,含水层或含水系统内部进行水量和盐量积累和运输的过程。,这三个环节决定地下水水量、水质和水温在时间和空间上的变化,地下水的补给、径流、排泄,地下水的补给、径流、排泄,水文地质条件 hydrogeological condition 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的地质条件等的总称。,补给的研究包括,补给量,影响补给的因素,补给来源,地下水的补给,含水层或含水系统从外界获得水量的作用过程称作补给。,地下水的补给,其它含水层或含水系统的水,其
2、他还有：凝结水、侧向补给、融雪（冻）水,一、大气降水对地下水的补给,降水去向：地表径流、蒸发返回、土壤水和地下径流,一、大气降水对地下水的补给,一般情况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的2050%，其余的水量通过各种途径耗失了。,地下水的温度,下渗水分在分子力作用下，被土壤颗粒吸收吸附形成薄膜水,渗润阶段,渗漏阶段,渗透阶段,入渗过程,下渗水分在毛管力、重力作用下做非稳定流动，逐步充满土壤空隙,水分在重力作用下呈稳定流动，到达地下水面，补给地下水。,一、大气降水对地下水的补给,下渗过程中的土壤水分带,过渡带,连接饱和带和传递带，含水率明显降低。,饱和带,土壤含水量接近饱和含水量，厚度不超过1
3、.5cm,表面保持一定水深，均质土壤,下渗过程中的土壤水分带,湿润带,含水量迅速降低至初始含水量，前缘为湿润锋。,传递带,含水量基本保持在饱和含水量和田间持水量之间，沿垂线均匀分布。,表面保持一定水深，均质土壤,降雨后包气带水的下渗方式,活塞式与捷径式下渗,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”水比“新”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。,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。而活塞式下渗，入渗水则需全部补足上层包气带水分亏缺，才会继续下渗。,捷径式下渗与活塞式下渗比较,活塞式,捷径式,影响大气降水补
4、给地下水的因素,潜水的分布区与补给区往往是一致的 T/F,植 被,降水强度和持续时间,降水量,地下水埋深,包气带岩性,地 形,雨前土壤含水量,雨前土壤含水量,雨前土壤含水量较小，干燥土将吸收大量渗入地表的降水，少量降水只能形成薄膜水而不能形成重力水，因而无法补给地下水；若雨前土壤含水量较大，并接近田间持水量，则渗入的降水几乎不再被土壤吸收而直接形成重力水，因而即便只有少量降水也会对地下水产生补给。在次降水量相等的情况下，同一地区雨前土壤含水量较大时所引起的潜水位升幅明显大于雨前土壤含水量较小所引起的潜水位升幅，且次降水量愈大，这种差别越显著。,包气带岩性、地下水埋深,岩性：透水性越好，入渗速率
5、越大，降水转化为地下水的量也越大；反之则小。地下水埋深：通过实验研究，降水入渗补给量随地下水埋深的不同而不同。,包气带岩性,降水量,直接决定其上的包气带蓄水能力。包气带越厚，其所消耗的水量越多，补给给地下水的有效雨量将随地下水埋深的增大而减少。,地下水埋深：,一 般：,地下水埋深,注意：这并不意味着地下水埋藏越浅时，地下水得 到的降水补给量就越多,降水量,对地下水的补给起重要作用。在一定的地下水埋深条件下，降水量 越大，补给量也越大。,降水量：,一 般：,降水量,降水强度、降水历时,单位时间内的降水量。降水强度超过包气带的入渗率时，部分降水形成地面径流，补给地下水的部分相应减少。,指降水所持续
6、的时间。降水强度小而历时长的雨型，如毛毛雨，入渗的水仅能湿润包气带，而后又蒸发返回大气，不利于补给地下水；绵绵细雨，其降水强度中等，历时长，降水面积广，对地下水补给最为有利。,降水强度和降水历时,植被,植被覆盖率：植物越茂密，降水形成的坡面流的滞留时间越长，对地下水补给越有利。植物形成的有机物：有利于保护土层结构免受降雨淋蚀，植物根系还可以增加表土的透水性。,植被,植被,地形陡峻：降水到达地表后不宜蓄积，不利于地下水的补给；如黄土高原地形平缓：尤其是低洼处，有利于地下水补给；,地形,小结,上述补给影响因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地割裂开来看。要结合具体情况分析，抓住其中的主要影响因
7、素。,*例如，强烈岩溶地区，即使地形陡峭，地下水位埋深数百米，由于包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全部吸收，70%90%的降水可被吸收,佛罗里达州落水洞,实测法 地中渗透仪（地中蒸渗仪）地中渗透计,1装满砂的地中渗透计；2砾石；3滤网；4导水管；5三通；6开关；7测压管；8支架；9试坑；10马利奥特瓶；11漏斗；12弯头；13水管；14量筒,大气降水补给地下水水量的确定,手动调节补水，得到蒸发量,自动获得补水量，得到入渗补给值,大气降水补给地下水水量的确定,标准大气压下，极小单位水量从一个平衡土水系统可逆地移动到和它温度相同、处于参比状态水池时所做的功。,土水势,重力势；压力势；基质势-
8、；溶质势-；温度势；,水分通量法,大气降水补给地下水水量的确定,零通量面法：根据不同时刻的包气带水势剖面，确定包气带水既不向上运移，又不向下运移的零通量点(面)以及不同深度处土壤水分的运动方向，结合不同时刻，不同深度包气带水分含量的变化值观测资料，最终计算出各时间段内通过包气带补给潜水的入渗补给量和通过地表的蒸发蒸腾量,水分通量法,大气降水补给地下水水量的确定,定位通量法：以靠近潜水位的位置作为计算边界，根据这一计算边界上下2只负压计观测数据算出这一位置的水势梯度，再根据达西定律及实际做出的渗透系数与含水率的曲线，算出这一边界上的水分通量，即为入渗量,式中：渗透系数；地下水位变动带内的给水度；
9、,地下水动态分析法：三观测孔资料法,大气降水补给地下水水量的确定,侧向入流,侧向出流,式中：泰森多边形面积；地下水位变动带内的给水度；为中央孔在时段内的水位变幅(m)为流经泰森多变形各边的交换流量之和(m3/d)；泰森多边形内的入渗或蒸发量（m3/d）；,地下水动态分析法：泰森多边形法,大气降水补给地下水水量的确定,式中：降水入渗补给量；地下水位变动带内的给水度；降水后观测孔中的最大水柱高度(m)降水前观测孔中的水柱高度(m)；临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（m/d）；观测孔水柱高度从变到的时间（d）；,地下水动态分析法：地下水位观测资料估算,大气降水补给地下水水量的确定,没考虑蒸
10、发，不适用有承压水和有水平排泄的潜水,水量平衡法,潜水均衡方程式为：,大气降水补给地下水水量的确定,降水入渗补给系数法,大气降水补给地下水水量的确定,式中：Q 降雨入渗补给量，m3；年降水量,mm；降水入渗系数；补给区面积,km2；,二、地表水对地下水的补给,河流与地下水的补排关系沿着河流纵断面而有所变化。河水补给地下水时，补给量的大小取决于下列主要因素：,透水河床长度与浸水周界（相当于一个过水断面）,河床透水性（渗透系数）,河水位与地下水位的高差（影响水力梯度）,河床过水时间,人为因素的影响，如傍河取水，加大了水力梯度,地下水与地表水之间的补排关系,地下水与地表水之间的补排关系,地下水与地表
11、水之间的补排关系,地下水与地表水之间的补排关系,大气降水与地表水对地下水的补给 特征对比,水文分析法（适用于无地下水动态观测资料的河道）,两侧站间水面蒸发量与两岸浸润带蒸发量之和占 的比率，由试验确定，一般数量很小，仅占渗漏 补给量的5%左右；,计算河道或河段的长度,两测站间河段长度,地表水补给地下水水量的确定,式中：,实测河流上、下游流量直接推求（常年性河流）,地表水补给地下水水量的确定,注意：计算范围内有支流入汇时须考虑支流流量，对于间歇性河流，计算得到的河流渗漏量要大于实际补给地下水量,q=K h IW=q L T,有实测地下水观测资料时,地表水补给地下水水量的确定,q 单位长度河流向一
12、侧的渗漏量（m3/d.m）；,K 含水层平均渗透系数（m/d）,I 地下水水力坡度,式中：,W 侧向补给地下水总量(m3),L 河水与地下水存在水力联系的河段长度,T 河道内过水时间,h 含水层平均厚度,三、含水层之间的补给,承压含水层与潜水含水层之间存在水头差，就一定发生越流。（T or F）,当两个含水层之间存在水头差，且有联系的通道，则水头较高的含水层便补给水头较低者。,承压水补给潜水,潜水补给承压水,含水层之间的补给,含水层通过导水断层发生水力联系,松散沉积物中含水层通过“天窗”及越流发生水力联系,含水层通过钻孔发生水力联系,Q越=KIA=K(HA-HB)A/M,根据达西定律有,越流补
13、给水量的确定,Q越越流量（m3/d.m）；,A 发生越流的面积（m/d）,I 水力坡度,式中：,HB 含水层B的水头,M 弱透水层厚度,HA 含水层A的水头,四、人工补给,修建灌溉工程以及对浅层地下水采用地面、河渠、坑塘蓄水渗补，对深层地下水采用井、孔灌注等方式专门进行地下水人工补给等人类活动也会增加地下水的补给。,地下水的排泄,地下水通过泉（点状排泄）、向河流泄流（线状排泄）及蒸发（面状排泄）等形式向外界排泄。还有越流、地下水的开采。,含水层失去水量的作用过程称作排泄。,排泄的研究包括排泄去路及方式、影响排泄的因素及排泄量。,一、泉,泉是地下水的天然露头。,泉,仅仅根据泉口的水是否冒涌来判断
14、是上升泉或下降泉，那是不合适的。,泉的分类,根据出露原因,侵蚀泉,断层泉,a、b侵蚀（下降）泉；c接触（下降）泉；d、e、f、g溢流泉；h侵蚀（上升）泉;i断层泉；j接触带泉,泉,泉,老忠实泉(Old Faithful Geyser)：100多年来，每65分钟喷5分钟左右，高度30多m。,老忠实泉,Heihu Spring(黑虎泉)出流标高为27.50m,黑虎泉,Baotu Spring“天下第一泉”趵突泉的出流标高为26.80m,趵突泉,Jinci Spring(晋祠泉),晋祠泉,地下水有时也集中排泄于河底、湖底或海底，这类水下泉与一般泉的区别是出露于水下而不在地面。,如：大连金州海中龙眼、
15、龙王庙大泉、大黑石海底大泉等不断地以泉的方式排泄入海。,泉,河水与地下水之间的联系状况,潜水与河水无直接水力联系,潜水与河水有周期性直接水力联系,潜水与河水有直接水力联系,承压水与河水有直接水力联系,二、泄流,泄流,多数情况下，地下水是分散排入地表水体的。当河流切割含水层时，地下水沿河呈线状排泄。,常年有水的河流，枯水季节河水流量全由地下水泄流供给，汛期主要由流域内降水汇聚形成，同时也可能包含部分泄流水量。,Baseflow:contribution to streamflow from GW,泄流,泄流量的影响因素,地下水位与河水位的高差,河床切入含水层的深度与长度等因素,含水层的透水性能,
16、泄流量的确定,可通过分割河流流量过程线求地下水泄流量，即基流分割法推求地下水泄流量。,标准退水曲线分割法,适用条件：潜水与河水无直接水力联系,泄流量的确定,直线平割法,适用条件：洪水前期水量很枯，基流由承压水补给,平割法,泄流量的确定,斜割法,适用条件：潜水与河水无直接水力联系,泄流量的确定,地下水的蒸发排泄,土面蒸发,叶面蒸发,地下水沿毛细孔隙上升，在潜水面之上形成一个毛细水带。当潜水埋深不大时，毛细水带上缘离地面较近，大气相对温度较低时，毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气。潜水则源源不断地通过毛细作用上升补给，使蒸发不断进行。,蒸发排泄,影响土面蒸发的主要因素,潜水埋深愈浅，土面
17、蒸发愈强烈。,气候愈干燥，相对湿度愈小，土面蒸发便愈强烈。,气 候,潜水埋深,包气带岩性,包气带岩性主要通过其对毛细上升高度与速度的控制影响潜水蒸发。粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，潜水蒸发最强烈。,潜水蒸发量与水位埋深关系曲线,阿维扬诺夫公式,沈立昌双曲线型公式,叶水庭指数型公式,地中蒸渗仪法,潜水蒸发量的计算,经验公式法,第三节 地下水的径流,地下水由补给处流向排泄处的作用过程称作径流。,研究地下水径流包括径流方向、径流强度、径流条件及径流量等。,补 给,排 泄,连接补给与排泄的中间环节，将地下水的水量与盐量由补给处传输到排泄处，从而影响含水层或含水系统水量与水质的时空分布。,径 流,总体
18、上讲，地下水的径流受地形控制，由高处流向低处。,地下水的径流,洪积扇的地下径流示意图,沿断层流动,地下水的径流,地下水的径流,含水层的径流强度，也就是地下水的流动速度。其大小与含水层的透水性，补给区与排泄区之间的水位差成正比；与补给区到排泄区之间的距离成反比。,径流强度,Hot Tip,可用地下径流模数（或称地下径流率）和地下径流系数来表示，地下径流模数（M）表示每平方公里含水层面积上的径流量，其物理意义与表达式和河径流模数完全一致，其值的大小可以反映某一地区地下径流量的丰欠程度，所以是评价地下水资源的一个重要参数。,地下径流量,地下水的径流,指同一地区同一时期内的径流深度与形成该时期径流的降
19、水量之比。其值介于01之间（在干旱地区，径流系数较小，甚至近于0，在湿润地区则较大）,地下径流系数,地下水的径流的特点,径流受岩石透水性的制约,水流长，层流运动，流速很小，动能通常不考虑,地下水径流首先取决于水力梯度，地下水流向总是水力梯度最大的方向,边界对流速影响小，除非边界明显改变了地下水流向和过水断面面积,地下水的径流系统与含水系统,地下水径流系统,地下水含水系统,地下水径流系统（地下水流动系统）实质上是以流面为边界的具有统一补给、径流与排泄的地下水单位。,地下水含水系统是具有隔水或相对隔水边界的沉积单位或构造单位，其中包含的地下水具有不同程度的水力联系。,地,下,水,系,统,地下水径流
20、系统的划分,河间地块地下水流动模式,地下水的径流系统与含水系统,一个大的含水系统可能包含若干个地下径流系统，在人类活动影响下，径流系统的数目、地下水径流的方向都可能发生变化，但不能越出含水系统的边界。,而地下水含水系统的零通量边界是固定的地质边界。,地下水径流系统具有的是可变动的水力零通量边界。,1.某平原地区潜水层，无水平排泄和越流补给，含水层为砂性土层（持水性微弱，可忽略）。选取25cm3的土样烘干压实后，得到的固体颗粒总体积为20cm3.一次降雨前测得观测孔内水柱高度为30.650m，降雨后观测孔内最大水柱高度为30.720m，已知此次降雨入渗补给量为20mm，则此次降雨过程中天然水位自身变化引起的水位变化是上升还是下降，大小多少？2.课本P96第6、7题,作业,
