水文地质第四讲-华南理工大学.ppt

1、第四讲 地下水的补给排泄与地下水系统,Company Logo,B,O,O,HA=0 HB=-hC,HA= ZA+hA HB= ZB+hB,HA=ZA+hA HB=ZB+hB,VB= IBK IB= (HA-HB) /LAB = -(ZB -hC) / ZB = hc/ ZB 1,毛细水运动推导,ZB,Company Logo,Company Logo,浓缩作用 水流迟缓 矿化度高、Cl-Na,过渡区 矿化度中、SO4-MgCa,溶滤作用 水交替迅速 矿化度低、HCO3-Ca,由于地下水化学成分形成作用受区域自然地理与地质条件的影响，地下水的化学特征往往具有一定的分带性（空间上的）。,Comp

2、any Logo,Company Logo,库尔洛夫式:,地下水中各种离子、分子与化合物的总量称为矿化度 求算方法： 105110温度下，水样烘干后的干涸残余物质， 单位：g/L, mg/L (ppm) 计算中，用全分析实验结果，阴阳离子总和减 1/2 HCO-3含量求算 据矿化度的水样分类： 50g/L 淡水 微咸水 咸水 盐水 卤水,Company Logo,7 地下水的补给与排泄,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 排泄：含水层或含水系统向外界排出水量的过程,7.1 地下水的补给,7.2 地下水的排泄,Company Logo,7

3、.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 补给的研究包括：补给来源、影响因素与补给量 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,Company Logo,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

4、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 两类空隙的入渗过程总结： 均匀砂土层活塞式 (piston/diffuse) 含裂隙的土层捷径式 (bypass),山西黄土,Company Logo,山西黄土及其入渗,Company Logo,1、大气降水入渗机制 “活塞式”入渗 适用条件： 均匀的砂土层 降水初期 t1 ： 土层干燥，吸水能力很强，雨水下渗快 降水延续 t2 ： 土层达到一定的含水量，毛细力与重力共同作用， 下渗趋于稳定渗润阶段，渗漏与渗透阶段 降水再持续： 当土层湿锋面推进到支持毛细水带时， 含水量获得补给，潜水位上升,7.1.1 大气降水对地下水的补

5、给,降水入渗过程,水分分布曲线,转页,Company Logo,降水入渗过程,Company Logo,入渗速率随时间的变化,Company Logo,下渗过程水分分布,Company Logo,下渗过程中水分分布带,下渗水流运移模式的条件 ？ 饱和带- 厚度1.5cm 含水量接近- 水分传输带 过渡带 含水量在- 厚度 湿润带 含水量变化大 湿润锋（面）,含水量%,深度cm,风干土,田间持水量,饱和含水量,饱和带,过渡带,水分传输带,湿润带,湿润锋,Company Logo,7.1.1 大气降水对地下水的补给,1、大气降水入渗机制 “活塞式”入渗 均匀砂土层 “捷径式”下渗 空隙大小极悬殊

6、捷径式下渗，新水可以超过老水，优先达含水层； 捷径式下渗，不必包气带达到饱和即可补给下方含水层。,t1,t2,捷径式下渗图,Company Logo,2、降水补给的影响因素 P = Rs + E +S + qG 气候因素（P，E）； 降水总量,降水强度,降水频率； 降水延续时间 总量大，强度适中，间隔短，时间长的绵绵细雨最有利。 温度适中，温差较小，相对湿度大，蒸发强度小。 地形: 高或低，陡或缓 地质: 渗透性愈大则愈有利 地下水位埋深： 其他：,Rs,E,P,S,qs,7.1.1 大气降水对地下水的补给,Company Logo,7.1.1 大气降水对地下水的补给,3、补给量的确定方法 平

7、原区一般采用入渗系数法（） 降水入渗系数多用年平均值表示 由经验与实验等方法得出 全年降水入渗补给量：Q = P F 1000 m3/a，mm，无量纲，km2 降水入渗系数可用入渗试验仪、地中渗透仪来测定 书中P69-70,介绍了水位动态法和山区降水入渗确定方法,Company Logo,双环入渗试验装置,双环注水法-剖面图连续降水,Company Logo,地中渗透仪结构图,Company Logo,7.1.2 地表水对地下水的补给,地表水对地下水的补给（要求以自学为主） 地表水体（河、湖、水库等）都可以成为地下水的补给来源 河流补给: 因地而异（空间上），不同部位，岩性等； 因时而异（时间

8、上），不同季节，不同补排关系 比较长年性河流与季节性河流对地下水的补给的异同点？ 河流补给的主要影响因素有哪些？ 如何确定河水对地下水的补给量？ 地表水补给地下水的必要条件有哪些： 有水力联系 地表水水位高于地下水水位,季节性河流,河流不同部位,Company Logo,季节性河流补给地下水,Company Logo,河流不同部位地表水与地下水之间的补给关系,Company Logo,7.1.3 含水层之间的补给,越流地下水量的内部转化 潜水承压水之间的补给 思考题： 图7-11（右图）中泉水的大小与哪些因素有关！,越流,Company Logo,越流（Leakage）：具有一定水头差的相邻含

9、水层，通过其间的弱透水岩层发生水量交换的过程 经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层,越流量如何计算？,Company Logo,含水层通过钻孔发生水力联系,含水层通过导水断层 发生水力联系,含水层之间的水力联系,Company Logo,7.2 地下水的排泄,地下水排泄的研究包括： 排泄方式、影响因素、排泄量的确定 排泄方式： 泉（点状排泄） 向地表水体泄流（河流线状）、向相邻含水层的排泄 蒸发（面状排泄） 前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的区别： 径流排泄水分（盐分）呈液态排出,盐随水去 蒸发排泄水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留,Company Logo,7.2 .1 泉

10、 spring,泉是地下水的天然露头，多为“点”状，属径流排泄 泉的出露是地形、地质与水文地质条件有机结合的结果，据补给泉的含水层类型可将泉划分为上升泉、下降泉。 1.下降泉(出露潜水含水层中的泉） 根据出露条件又将下降泉分为： 侵蚀泉：地形切割到潜水面 接触泉：地形切割至隔水底板 溢流泉：水流在前方受阻，水位抬升，而溢流成泉,下降泉,Company Logo,下降泉,侵蚀泉： 地形切割到潜水面 接触泉： 地形切割至隔水底板 溢流泉： 水流在前方受阻，水位抬升，而溢流成泉,Company Logo,上升泉,2. 上升泉（出露于承压含水层中的泉）上升泉根据出露条件分为：侵蚀泉，断层泉，接触带泉,

11、Company Logo,7.2.1 泉 spring,3. 研究泉的意义？ 直接得到水文地质资料；间接分析出水文地质信息。 通过泉的出露标高、流量、动态、温度、水化学，可以综合分析与泉水成因有关地质、水文地质条件 地下水位标高，岩层的含水性（透水性）， 含水岩层的补给，循环（交替），地质构造、断层等， 供水水源（直接利用）。 a. 泉出露两侧岩层的含水性：含水层；隔水层 b. 泉出露处断层的导水性 c. 泉的流量大小：导水性的好坏 d. 泉的温度：地下水循环深度 e. 泉流量大小或水化学：补给与径流条件的好坏,Company Logo,山东济南百脉泉,在实际中泉的成因与定名是比较难判定的 P

12、76-77为济南全群成因条件分析-请自学,Company Logo,河流切割含水层时，地下水向河流的排泄，称为泄流 地下水的泄流量可通过分割河流流量过程线的方法确定,7.2.2 泄流,Company Logo,7.2.3 蒸发和蒸腾,蒸发与蒸散腾 evaporation & evapotranspiration 土面蒸发： 潜水通过包气带耗失水分 叶面蒸腾： 通过植物根系吸收潜水或包气带水转化为叶面水而蒸发消耗 （一株大的植物，犹如一台生物抽水机）,Company Logo,7.2.3 蒸发和蒸腾,1、土面蒸发过程 包气带水分直接耗失降低包气带水分含量，加大亏损量，潜水通过支持毛细水带将水传输

13、到包气带蒸发，使地下水位下降 毛细上升速度: 蒸发速度大于毛细上升速度则支持毛细水带下降，VC上升，至蒸发速度VEVC时，维持稳定的蒸发排泄，排泄的结果，水分不断消耗，地下水位下降，盐分不断积累在土层上部！ VC =?,Company Logo,土面蒸发过程-毛细水上升消耗过程,Company Logo,7.2.3 蒸发和蒸腾的影响因素,a.气候因素： 干燥，气温高，蒸发量愈大 b.地下水位埋深： 超过蒸发极限深度 则蒸发0 如：华北地区，水位埋深5m，基本不考虑蒸发 干旱地区，极限水位埋深大；湿润地区极限埋深小 c.包气带岩性：,Company Logo,7.2.3 蒸发和蒸腾的影响因素,c

14、.包气带岩性： 蒸发与毛细上升速度 Vc = KI 有关 问：容易产生盐碱化的是哪类土？,Company Logo,7.2.4 蒸发量的测定方法,地中渗透仪 潜水位动态 经验公式 第七章结束,地 中 渗 透 仪 结 构 图,测蒸发量,Company Logo,Company Logo,8.3 地下水流动系统,8.2 地下水含水系统,8.1 地下水系统的概念,Company Logo,源于：系统论上世纪40年由贝塔朗菲提出 发展于20世纪80年代， 在荷兰召开了首届关于地下水系统的国际学术讨论会（50个国家的200多名代表参加） 83年底荷兰水文与地质学家G.B.Engelen来华进行了讲学，“

15、地下水系统”（在我校、河北正定水文所、北京水文地质公司）。 90年代起：在中国水文地质学界得以迅速广泛的应用、研究与完善（地矿部陈梦熊院士，长春地院的林学钰院士，中国地质大学的地下水系统小组等）,Company Logo,系统：由相互作用和相互依赖的若干组成部分结合而成的具有特定功能的整体 相互作用，相互依赖不是各部分或零部件的简单堆集 整体功能大于局部（要素）之和 系统方法：用系统思想去分析与研究问题方法称之 系统思想：就是把研究对象看作一个有机整体，从整体角度去考察、分析与处理问题的方法 系统目标 系统整体功能的最优化（不是局部的）,Company Logo,1、地下水系统是个广义的泛指概

16、念 （1）地下水含水系统 Groundwater aquifer system （2）地下水流动系统 Groundwater flow system 地下水含水系统是指有隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系 地下水流动系统是指从源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体 2、地下水含水系统与地下水流动系统的比较 a.两者的共同点: 突破了把单个含水层作为功能单元的传统，力求以系统的观点去考察、分析与处理地下水体,潜水承压含水层,流网图,Company Logo,Company Logo,Company Logo,b.两者的不同比较 含水系统 流动系统 根本不同 一个是

17、静态系统 一个是动态系统 分类依据 根据储水构造划分的 根据水的流动特征 以介质场为依据 以渗流场为依据 系统发育史 共同的地质演变历史 共同的地下水演变历史 地层形成史一致 水的补给径流统一 边界性质 相对隔水的地质边界 流面(分水线)水力边界 地质上的零通量面 水力零通量面 系统的可变性 边界固定不变 边界可变,系统规模数目变 不变静态的系统 是可干扰的动态系统 统一性 统一的或潜在统一的 水盐热量时空演变统一的 水力联系 研究意义 有助于从整体上研究 有助于研究水量、水质 水量盐量、热量的均衡 水温的时空演变(水质),Company Logo,c. 两者的关系： 通常，一个大的含水系统可

18、以包含若干个流动系统 两者都可以进一步划分为子系统 分层次的：子系统是不同、大的系统是一致的 流动系统在人为流动影响下，规模、数量均会发生变化 受到大的含水系统边界的、制约，通常不会越出大的含水系统边界,两者的关系,Company Logo,Company Logo,一、地下水含水系统概念（p8485） 地下水含水系统是指有隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系 二、不同类型的含水系统-（图8-5） 松散沉积物 基岩裂隙岩层、岩溶地层,Company Logo,8.3.1 地下水流动系统（GFS）概念 地下水流动系统是指从源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体 早在

19、1940年，Hubbert正确地画出了河间地块流网 1963年，J.Toth 用数学模型做了复杂盆地的潜水流网 以拉普拉斯方程为基础的数学解，二维稳定流动 复杂地形条件：正弦函数+直线方程地形线代替水头值（势分布） 画出理想盆地的流动系统模拟图，P87，图8-7,Company Logo,流动系统划分为：,局部流动系统？个；中间流动系统？个；区域流动系统？个；,Company Logo,（1）区域水力连续性 从较长的时间尺度与较大的空间尺度来考察问题 广大范围内的地下水存在着水力联系时间因素 （2）控制地下水流动的是“势”-地形，不是地质条件 Toth认为： 从水力学角度看，地下水体的天然单元是地形盆地，而不是地质盆地 驱动水流的势来自区域地形高处，水从地形高处向地形低处运动,Company Logo,GFS的水动力特征 高势区（势源）地形高处：地下水由上至下运动 低势区（势汇）地形低处：地下水由低向上运动 垂向运动中： 由上至下，势能除克服摩擦消耗部分能量外，势能压能转化； 由下至上，部分储存的压能释放转化为势能 垂向运动的存在：传统的“承压”现象在潜水中也可以出现 流动方向的多样性：由上至下，由下至上，水平运动 流动特征的伴生现象-生态、环境的关系,区域流动系统图,Company L