地下水补给与排泄PPT课件

1、第八章 地下水的补给与排泄第1节 地下水的补给一、概述 地下水存在两类水质演变方向不同的排泄方式：（1）盐随水去。盐随水去的径流排泄，导致地下水及土壤不断淡化；（2）水去盐留。水去盐留的蒸散排泄，导致地下水及土壤不断盐化。两类不同的排泄方式，对地下水所支撑的水文系统及生态环境系统产生深刻影响。没有了补给和排泄，地下水将是“没有生命”的一潭死水，地下水支撑的相关水文系统和生态环境系统将无法正常运行。第1页/共68页二、大气降水对地下水的补给（一）大气降水入渗机制松散沉积物 两种方式：活塞式、捷径式1、活塞式 在较为理想的均质砂层地下水中，由于空隙均匀、当降水强度较小时，入渗水整体下渗，其湿锋面整

2、体向下推进，犹如活塞运移的入渗方式进行。第八章 地下水的补给与排泄第2页/共68页二、大气降水对地下水的补给2、捷径式 由于孔隙大小的差异，当降水强度较大，入渗水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先下渗，同时向下渗通道周围扩散。在接受连续入渗补给后，大通道的入渗水将优先到达地下水面。第3页/共68页二、大气降水对地下水的补给（二）降水入渗过程包气带含水量的变化 t0（初期） t1（中期）t2（后期）t3（结束）W0 残留含水量 WS饱和含水量第4页/共68页三、大气降水补给地下水的影响因素( (一) )地表降水的三个去向大 气 圈地 面包 气 带水分滞留含 水 层获得补给蒸发降水入渗地表径流（降水

3、入渗速度）第5页/共68页（二）平原区降水入渗的补给量方程 qx=X D S qx 降水入渗补给含水层量 X 年降水总量 D 地表径流量 S 包气带水分滞留量 降水入渗补给系数，无因次。 入渗系数，通常为 0.20.4，南方岩溶地区达 0.8，西北干旱沙漠地区趋于0。xqX第6页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素1、降水量 降水的一部分首先补足水分亏损，然后补给地下水。年降水量的多少直接影响补给量的多少。降水入渗系数年降水量潜水埋深关系图（河北）第7页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素2、降水特征 间歇性的小雨只湿润土壤表层而又受蒸发及蒸腾返回大气，不构

4、成地下水的有效补给。集中式暴雨降水强度超过地面入渗能力而部分转化为地表径流，入渗系数偏低。连绵细雨不超过地面入渗速率，是最有利的补给方式。（入渗系数）降水强度（单位时间内降水量）间歇小雨 连绵细雨 集中暴雨第8页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素3、包气带渗透性（岩性）与厚度砂土砂壤土壤土粘土累积入渗量mm20010024h时间0第9页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素3、包气带渗透性（岩性）与厚度第10页/共68页古老牧场48年牧场草地裸地累积入渗量mm603060 min时间0第11页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素5、地形的影

5、响 降水强度入渗强度，地形坡度将产生影响； 这时： 坡陡：转化为地表径流的份额越多，不利于补给地下水； 坡缓：转化为地表径流的份额越少，利于补给地下水。第12页/共68页( (三) )影响大气降水补给地下水的的因素6、接受补给区的面积 接收大气降水补给区面积越大，降水越多，越利于地下水入渗；相反，如果面积越小，降水越少，越不利于地下水入渗，所以补给量越小。 总之，降水时间越长，降水强度适中，包气带厚度适中，坡度平缓，补给区分布面最广，植被较好，大气降水补给地下水越多。其中降水时间、强度及包气带厚度起决定性作用。第13页/共68页四、地表水对地下水的补给（一）不同地段河流对地下水的补给以常年性河

6、流为例1、山区深切河谷 排泄地下水，河流得到补给。第14页/共68页第15页/共68页第16页/共68页第17页/共68页第18页/共68页开封柳园口悬河第19页/共68页山东境内黄河第20页/共68页（二）河流对地下水补给的过程以间歇河流为例1、汛期开始以垂直入渗为主， 河下形成条带地下水丘。2、中期，水丘水位不断抬高， 与河水连成一体。3、汛期结束， 潜水位普遍 抬高。第21页/共68页（三）河流补给地下水的影响因素 1、河床面积； 2、河床透水性； 3、河床水位与地下水位之差。（四）河流补给地下水的水量的确定 Q补=(Q上游-Q下游) t 1、不适用地下河发育地带； 2、不适用有泉的地带

7、； 3、不适用河流排泄地下水的地带； 4、不适用河床尚未润湿的时间段。第22页/共68页（五）承压含水层接受降水补给的特点1、含水层出露于地表或与地表连通处接受补给；2、汇水面积较潜水小；3、径流长度长；4、受到地质构造和地形及含水层分布等地质特征影响。第23页/共68页高出出露点获补给出露低洼处在汇水面积内获补给通过导水断层获补给潜水的补给受汇水面积控制含水层的补给区f与汇水区F 第24页/共68页五、大气降水及河水补给地下水水量的确定（一）平原区大气降水入渗补给量1、计算公式 Q=PF *1000 Q 年降水入渗补给量(m3/a) P 年降水量(mm) 入渗系数 F 补给区域面积（Km2)

8、第25页/共68页2、 值的确定（1）地中渗透仪法 直接测定入渗补给量qx（2）利用潜水位变化确定 给水度 潜水位抬升高度 PqxHPH第26页/共68页五、大气降水及河水补给地下水水量的确定（二）山区降水入渗量 由于山区地表水与地下水之间相互转化，因此单独求出降水入渗量很困难。同时由于山区通常以较大的河流或大泉集中排泄，所以通常可通过排泄量反求补给量。 Q 地下水排泄量（泉的排泄量、河流的基流量） (m3/a) f 汇水面积（Km2) P 年降水量(mm)1000PfQ第27页/共68页六、凝结水的补给特点 ：1、昼夜温差大（撒哈拉大沙漠昼夜温差50 ）。2、夜间土壤（沙层）温度低，首先自身

9、凝结出水，其次是大气层凝结出水（敦煌壁画受到凝结水的破坏）。第28页/共68页七、含水层之间的补给1、承压水补给潜水第29页/共68页七、含水层之间的补给2、潜水补给承压水第30页/共68页七、含水层之间的补给3、松散沉积物中含水层通过“天窗”和越流补给第31页/共68页七、含水层之间的补给4、含水层通过导水断裂发生联系第32页/共68页七、含水层之间的补给5、含水层通过钻孔发生联系第33页/共68页七、含水层之间的补给6、含水层通过弱透水层越流补给MHAHBAB主含水层补给含水层第34页/共68页七、含水层之间的补给越流补给量计算 K 弱透水层垂向渗透系数 HA 补给含水层水头 HB 主含水

10、层水头 M 弱透水层厚度ABHHVKIKMKIFVFQ第35页/共68页八、人类对地下水补给的影响补给方式：1 1、建造水库 打破地壳重力场的分布，小型地震；2 2、灌溉农田 地下水位抬高，土壤盐渍化（灌溉回归水：灌溉渗透补给含水层的水量）。3 3、工业生活废水的排放：地下水受污染。4 4、有计划、有措施人工补给 其用途： （1 1）丰水年或雨季水资源储存； （2 2）储存冷源（空调用水）；（3 3）控制地面沉降； （4 4）防止海水倒灌或咸水入侵淡水层； （5 5）水质净化。第36页/共68页第2节 地下水的排泄一、概述地下水排泄 含水层失去水量的过程。排泄过程的变化 排泄的含水层的水质、水

11、位等也发生相应变化。研究含水层的排泄内容 排泄途径、排泄条件与排泄量等。 排泄方式 泉、河流等地表水体、蒸发、蒸腾、其他含水层含水层、井孔抽汲、渠道坑道等排泄地下水。第37页/共68页第2节 地下水的排泄二、泉泉 是地下水的天然露头。泉类型 根据补给泉的含水层的性质，泉分为上升泉及下降泉两大类。上升泉由承压含水层补给。下降泉由潜水或上层滞水补给。下降泉类型 据出露原因分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。侵蚀(下降)泉 沟谷切割揭露潜水含水层的潜水面时所形成的泉。侵蚀泉第38页/共68页第2节 地下水的排泄二、泉接触泉 地形切割达到潜水含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露所成的泉。 由于滑坡体破

12、碎、透水性良好，而滑坡床相对隔水，于滑坡体前缘形成接触泉。第39页/共68页溢流泉 隔水底板隆起或透水性急剧变弱的潜水含水层，导致水流动受阻而涌溢于地表所成的泉。第40页/共68页二、泉上升泉类型 按出露原因可分为侵蚀( (上升) )泉、断层泉及接触带泉。侵蚀( (上升) )泉 当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，所形成的泉。第41页/共68页二、泉断层泉 承压水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表，所形成的泉。第42页/共68页二、泉接触带泉 由于岩浆的动力作用和成岩的冷凝作用，在岩体边部形成冷凝裂隙（成岩裂隙），同时围岩近接触带附近形成构造裂隙，构成接触带裂隙，地下水沿此

13、裂隙带上升所成的泉。第43页/共68页济南泉水成因地质示意图1下奥陶纪白云质灰岩；2中奥陶纪灰岩； 3闪长岩及辉长岩；北部侵入体包围奥陶纪灰岩。南部灰岩区岩溶发育汇聚降水构成补给区。受北部岩体的阻挡地下水汇于东南处，成“家家泉水”。泉城济南地形、地质、水文地质条件分析第44页/共68页 三、泉城济南地形、地质、水文地质条件分析 在2.6km2出露106个泉，最大总涌水量5m3/s。 市南为寒武奥陶系的单斜山区，地形与岩层均向北倾斜。市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体，包围奥陶纪灰岩。灰岩区降水补给，受岩体的阻挡地下水汇于市东南处，成“家家泉水”。第45页/共68页1、前震旦纪片麻岩、片岩；2、下寒

14、武纪页岩夹砂岩；3、中寒武纪鲕状灰岩；4、上寒武纪薄层灰岩及页岩；5、奥陶纪厚层灰岩；6、燕山期花岗岩；7、第四系松散沉积物；8、断裂；9、涌水量10L/s；12、温泉；13、下降泉；14、上升泉四、据泉的出露情况及涌量，判断岩层含水性第46页/共68页四、据泉的出露情况及涌量，判断岩层含水性1、片麻岩及花岗岩中，泉的数量多，涌水量小于1L/s，弱含水层。2、下寒武统页岩夹薄层砂岩，只在断层带有个别小泉，结合岩性可判断本层为隔水层，仅断层带局部导水。3、中寒武统为鲕状灰岩，出露泉不多，但泉涌水量可达l-10L/s，为较好的含水层。4、上寒武统仅出现个别小泉，结合其岩性分析，基本上可看作隔水层。

15、5、奥陶纪厚层灰岩区，一 是地表水系不发育；二是泉的数量不多而涌水量大；三是泉水多出露于本层与其它地层接触带。说明奥陶纪灰岩是补给区和最好的含水层。6、断层的某些部位分布温泉，说明断层导水且水循环深度大。7、东南部在片麻岩与花岗岩的接触带，有一个上升泉，表明接触带某些部分是张开的。8、地下水集中排泄于河、湖或海的底部时，便形成水下泉。第47页/共68页五、泄流 泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄的现象称为泄流。 地下水补给地表水体时，除个别以水下泉（如湖泊、海洋）形式集中排泄外，大多数为分散的线状泄流。 在河流上选定断面，定期测定河水流量，可得出河流流量过程线。 泄流量计算：最简单

16、的分割方法 在流量过程线起涨点A起引一线交于退水段的B点，相当于地下水泄流补给河水的量，称作河流的基流。 主要有三种方法，常用第一种方法，后两种了解即可！第48页/共68页 流量过程线分割法推测泄流量 1、直接分割法 A：起涨点，作平行线，交于退水线点B。 第49页/共68页2、库捷林法潜水与河水有直接联系时QtABDFECBF 河网上游最远点到测水点距离洪峰移动的速度FE 河网上游最远点到测水点距离非洪峰期河水流速FE : 河水补给地下水第50页/共68页 3、标准退水曲线法潜水与河水无直接联系时 作图步骤 （1）作退水曲线的下包线。 选同一测水断面的流量过程线的退水段，横轴重合同时使退水线

17、尾部最大重合，下包线即是标准退水曲线。 （2）标准曲线与实测退水曲线重合，从退水点A沿标准退水曲线后沿至C;B前沿至D。C：地下最高水位；D：地下最低水位。tQABtQCD第51页/共68页六、蒸发 干旱半干旱地区的细颗粒堆积平原和盆地，地下水埋藏深度较浅时，土面蒸发与叶面蒸腾是地下水的主要排泄方式。 与地下水有两种关系类型：一是与饱水带无直接联系的蒸发，另一是饱水带潜水的蒸发。 1、与饱水带无直接联系的蒸发 包气带上部的水，不与潜水面发生直接联系。水蒸发排泄造成包气带水分亏缺，影响饱水带接受降水补给的份额，但不直接消耗饱水带的水量。 蒸发强度取决于气候与包气带岩性。它会使土壤水发生季节性的浓

18、缩，但在雨季又可得到降水补充而淡化，土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。 第52页/共68页2、饱水带潜水的蒸发 当潜水面埋藏不深，支持毛细水带上缘离地表较近时，潜水通过毛细上升作用补充支持毛细水，使蒸发得以持续进行。 水分沿毛细管上升气化蒸发，盐分浓缩析出于毛细带的上缘。降雨时，盐分重新返回潜水。因此，强烈的潜水蒸发将使土壤渍化。 第53页/共68页3、影响潜水蒸发及地下水盐化程度的因素 气候、潜水埋藏深度及包气带岩性、以及地下水流动特征。（1）气候愈干燥，蒸发强烈，矿化度高 相对湿度常年小于50的西北干旱地区，有的地方潜水矿化度可达100300g/l；相对湿度经常保持在80以上的川西

19、平原，尽管地下水埋藏深度很小，但其矿化度也不到0.5g/l。第54页/共68页（2） 潜水面埋深与蒸发量的关系 半干旱地区的河北石家庄市，潜水蒸发量与水位埋藏深度的关系如下图。小于 2m时，蒸发量显著增大。 但干旱地区山前埋深达数十米的潜水矿化度仍比较高，是干旱气候下气态蒸发的结果。石家庄第55页/共68页（3）包气带岩性 通过对毛细上升高度与速度而影响潜水蒸发。 砂最大毛细上升高度太小，而粘土与亚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、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度较大，而毛细上升速度又较快，故潜水蒸发最为强烈。最大毛细上升高度粒径粘土亚粘土粉砂中粗砂毛细上升速度第56页/共68页（4）地下水流动特征 干旱、半干旱地区地下水的排泄区是蒸发浓缩作用最为强烈的地方。 区域性流动系统的排泄区由于能够汇集更大范围地下水中的盐分，蒸发浓缩较局部流动系统排泄区更为发育。 干旱、半干旱的平原与盆地，利用地表水大量灌溉引起潜水面抬升，潜水蒸发增强，造成次生的土地盐渍化。第57页/共68页格尔木 位于格尔木河冲洪积扇上，冲洪积扇南临昆仑山系的布尔达汗山和沙松乌拉山，北部为达布逊湖。达布逊湖第58页/共68页东昆仑山北部洪积扇群第59页/共68页格尔木格尔木河格尔木洪积扇察尔汗盐湖第60页/