第三章 地下水的补给、径流、排泄

1、LOGO第三章第三章地下水的补给、径流与排泄地下水的补给、径流与排泄地下水的补给1地下水的排泄2地下水的径流3地下水的补给、径流、排泄径流径流补给与补给与排泄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

2、水量的作用过程称作补给。地下水的补给 来 源大气降水人工补给地表水其它含水层或含水系统的水一、大气降水对地下水的补给降水去向：地表径流、蒸发返回、土壤水和地下径流降水去向：地表径流、蒸发返回、土壤水和地下径流大气圈地面包气带含水层蒸发降水入渗下渗地表径流土壤水地下径流一、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

3、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。饱和带饱和带土壤含水量接近饱和含水量，厚度不超过1.5cm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 （piston type） 是指上部新的入渗水推动下部较老的水作面状下移。此类下渗主要发生于比较均质的、孔隙大小差别不大的砂层中。两种方式两种方式捷径式（short-circuit type）水流不作面状推进，而沿着某些通路优先下渗。例如在粘性土中下渗水往往沿

4、着某些大孔道根孔、虫孔及裂隙移动。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

5、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

6、增大而减少。地下水埋深：一 般：地下水埋深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。 植物形成的有机物植

7、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结合具体情况分析，抓住其中的主要影响因素。因素。* *例如，强烈岩溶地区，即使地形陡峭，地下水位埋深数例如，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百米，

8、由于包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全部吸收，部吸收，70%90%70%90%的降水可被吸收的降水可被吸收佛罗里达州落水洞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 1装满砂的地中渗透计；装满砂的地中渗透计；2 2砾石；砾石；3 3滤网；滤网；4 4导水管；导水管；5 5三通；三通；6 6开关；开关；7 7测压测压管；管；8 8支架；支架；9 9试坑；试坑；1010马利奥特瓶；马利奥特瓶；11 11漏斗；漏斗；1212弯头；弯头；1313水管；水管；1414量筒量筒 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

9、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-；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

10、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：式中： 渗透系数；渗透系数； 地下水位变动带内的给水度；地下水位变动带内的给水度；11111212222ABABBCBCBhhHHhhHHK tQHllll 雨渗K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：式中： 泰森多边形面积；泰森多边形面积； 地下水位变动带内的给水度；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为流经泰森多变形各边的交换流量之和(m3/d)； 泰

11、森多边形内的入渗或蒸发量（泰森多边形内的入渗或蒸发量（m3/d）；）； 1nOiihFQQt垂FOh1iniQQ垂地下水动态分析法：泰森多边形法 大气降水补给地下水水量的确定式中：式中： 降水入渗补给量；降水入渗补给量； 地下水位变动带内的给水度；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（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（观测孔水柱高度从变到的时间（d）；）；max()fXhhh t fXm

12、axhhht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： hBA() ()hQQQQQQQQ 雨 渗河 渗侧 入溢 出侧 出凝 结蒸 发越 入大气降水补给地下水水量的确定降水入渗补给系数法1000QXF大气降水补给地下水水量的确定式中：式中： Q 降雨入渗补给量，降雨入渗补给量，m m3 3； 年降水量年降水量,mm； 降水入渗系数；降水入渗系数； 补给区面积补给区面积,kmkm2 2；XF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

13、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 特征对比补给来源 大气降水 地表水空间分布面状补给，范围普遍且较均匀线状补给，局限于地表水体周边时间分布持续时间有限持续时间长，或是经常性的水文分析法（适用于无地下水动态观测资料的河道） ()(1)LQQQL下河补上QQ下上LL 两侧站间水面蒸发量与两岸浸润带蒸发量之和占 的比率

14、，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） 12QQQ河渗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

15、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。 承压水补给潜水承压水补给潜水 潜水补给承压水潜水补给承压水 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

16、、人工补给v 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。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的研究包括排泄去路及方式、影响排泄的排泄去路及方式、影响排泄的因素及排泄量因素及排泄量。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是上升

17、泉或下降泉，那是不合适的。上升泉：承压水的天然露头。地下水在静水压力作用下，上升并溢出地表的泉，由承压水补给。根据补给泉的含水层的性质下降泉：地下水受重力作用自由流出地表的泉。由潜水或上层滞水补给。泉的分类溢流泉接触泉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 泉泉老忠实泉老忠实泉(Old Faithful Geyser)：100多年来，每多年来，每65分钟喷分钟喷5分钟左右，高度分钟左右，高度30多多m。老忠实泉Heihu Spring(黑虎泉黑虎泉)出流标高为出流标高为27.50m黑虎泉Baotu Spri

18、ng“天下第一泉天下第一泉”趵突泉的出趵突泉的出流标高为流标高为26.80m趵突泉00.511.522.558606264666870727476788082848688909294年份0100200300400500600700开采量矿坑排水量降雨量汾河渗漏量晋祠泉流量Jinci Spring(晋祠泉晋祠泉)晋祠泉v 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。 v 如：大连金州海中龙眼、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

19、系 承压水与河水有直接水力联系 二、泄流泄流v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。v 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，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。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：

20、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LOGO影响土面蒸发的主要因素潜水埋深愈浅，土面蒸发愈强烈。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

21、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00(1)n沈立昌双曲线型公式 0(1)abK 叶水庭指数型公式010a 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，

22、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365 86400QMcF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