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

计算均衡期的降水入渗补给量或潜水蒸发量，只要观测资料可靠，计算结果便有代表性。

如图1.3所示，其计算过程如下：

∑=----??=n i O i O i O i O r H H Tb t h F Q 1μ渗 （2） 式中：Q 渗为泰森多边形内的入渗量或蒸发量，m 3/d ；

F 为泰森多边形面积，m 2；μ为给水度（无量纲）；

Δt 为中央孔在时段的水位变幅，m ；T 为导水系数，

m 2/d ；H i 、H o 为i 号孔和中央孔O 的水位，m ；b i-o 、

r i-o 为中央孔和周围各孔之间过水断面的宽度和距离，m 。 图1.3 泰森多边形示意图

1.1.4 利用降水前后地下水观测资料估算

这种方法适用于地下水位埋藏深度较大的平原区。根据降水前后的地下水水位观测资料，Q 雨渗可近似求得：

Q 雨渗=μ（H max -H ±ΔHt ） （3） 式中：Q 雨渗为降水入渗补给量，m ；μ为地下水位变动带内的给水度（无量纲）；H max 为降水后观测孔中的最大水柱高度，m ；H 为降水前观测孔中的水柱高度，m ；ΔH 为临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d ；t 为观测孔水柱高度从H 变到Hmax 的时间，d 。

1.1.5 水量平衡法

因大气降水主要补给潜水，根据质量守恒定律，建立研究区的潜水水量平衡方程，可确定降水入渗补给量。

潜水均衡方程为：

A-B=μΔH （4） μΔH=（Q 雨渗+Q 河渗+Q 凝结+Q 侧入+Q 越入）-（Q 蒸发+Q 溢出+Q 侧出） （5）

式中：A 为潜水的收入项；B 为潜水的支出项；μ为给水度；ΔH 为潜水位变幅；Q 雨渗为降水入渗补给量；Q 河渗为地表水入渗补给量；Q 凝结为凝结水补给量；Q 侧入为上游断面

潜水流入量；Q 越入为下覆承压含水层越流补给潜水水量，若潜水向承压水越流排汇，则

其前符号相反；Q 蒸发为潜水蒸发量（包括土面蒸发及叶面蒸腾）；Q 溢出为潜水以泉或泄

流形式的排泄量；Q 侧出为下游断面潜水流出量。

4

5

1.1.6 降水入渗系数法

降水入渗系数α是一个地区单位面积上降水入渗补给地下水的量与总降水量的比值则一个无量纲系数。它不是一个常数，其值在0-1之间，并随空间和时间的变化而变化。其地下水量可以用下式计算。

F P P r ???=-α110 （6） 式中，Pr 为降水入渗补给量（万m 3）；P 为有效降水量（mm ）；α为降水入渗补给系数（无因次）；F 为均衡计算区计算面积（km 2）。

有效降水量是指一次降水能实际形成地下水补给量的降水量。根据多年降水系列资料，用皮尔逊III 型曲线进行频率分析，得出不同保证率（如P=50%, P=75%和P=95%）条件下的降水量，然后分别计算出不同保证率条件下的入渗补给量。

该方法的优点是应用方便，只要有径流和降水两项资料即能求得，但方法本身也存在着缺点和不足，例如在均衡方程中没有考虑包气带的作用，且当存在其他补排条件时但不能应用，因此只能是近似解。

1.1.7 水文学法

在缺乏地下水长期观测资料，但有河流流量资料的地区，可用水文学方法推求流域平均的降水入渗补给量，主要有水文分割法。

降雨按照水流进入河道的路径可分为地表径流(直接径流)、壤中流(快速表层流)和基流(地下径流)三种。洪水分析中经常需要将流量过程线分割成不同的径流成分，因而需要进行基流分割。通过分割河流流量过程线把地表径流和地下径流区分开来的方法称为水文分割法。

目前对于基流分割存在许多方法。总的来说，就我国而言，径流的划分主要有两步：先是从总径流过程中割去所谓的深层地下径流，采用的方法一般是取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割：然后再将剩下的径流划分为地面径流(又叫直接径流)和浅层地下径流，采用的方法一般是斜线分割法。而国外的径流水源划分一般是将总径流直接划分为地面径流和基流两个部分，基流的分割方法有单线性水库法，双线性水库法、滑动最小值法、数字滤波法等。

1.1.7.1直线分割法

直线分割法分为水平线分割法和斜线分割法。要将流量过程线分割成部分流量过程线，首先需要判断地表径流开始点，即流量过程线与前期稳定基流消退曲线的分叉点，

即图中a点。接下来的关键就是要确定地表径流的终止点。

（1）水平线分割法

从实测流量过程线的起涨点a作一水平线交过程线的退水段于e点，即把e点作为地表径流的终止点。水平线ae就是该次洪水的地表地下径流分割线，ac线以下的就是基流。

（2）斜线分割法

将同一流域上的多条流量退水曲线组合在一起，画在同一坐标纸上，使其下部重叠，这样得到的组合线的下包线即为标准退水曲线。将标准退水曲线移绘到透明纸上，再将其覆盖到要分割的流量过程线的退水段上(注意比例尺要一致)，使横轴重合，然后左右平移使两者退水段尾部吻合，则两线开始重叠的时刻，就可以作为地面径流的终止点。从实测流量过程线的起涨点a到地面径流终止点e连一斜线ae，ae线以下的即为基流。另外．也可以用半对数退水曲线来确定地表径流终止点。

1.1.7.2参数分割法

以地下径流形成的基本规律为基础，建立水库的蓄泄方程和水量平衡方程。联立求解，推导出地下径流分割的计算公式，再进行参数的优选。

1.1.7.3滑动最小值法

滑动最小值法由英国水文研究所提出，它将整个流量序列划分成以5天为一个单元的互不嵌套的块。然后确定这些块中的最小值，采用一定的规则确定由这些最小值所组成的拐点，将各个拐点连接起来得到基流序列。

1.1.7.4滤波法

滤波法为近年来国际上研究最为广泛的基流分割方法。它试图通过数字滤波器将信号分解为高频和低频信号，相应地将径流过程划分为地表径流和基流两个部分。

1.1.7.5水文模拟法

通常采用单一线性水库模型演算地下径流过程，也有用两个线性水库串联去分割河川基流。

1.1.8 水分通量法

水分通量是指单位时间内垂直通过单位面积所传递的水量。水分通量法是计算降水入渗补给量的一种重要物理方法。该方法无需考虑水分在土壤中的实际运动过程，通过已知断面的水分通推求降水入渗补给量。水分通量法一般是零通量面（ZFP）法和定位

能量面法相结合使用。

1.1.8.1 零通量面（ZFP ）法

零通量面是指在包气带中通过土壤水势梯度为零的点的水平断面。此断面以上的水分全部消耗于蒸发蒸腾(土壤水分向上运动),该断

面以下的水分全部消耗于补给潜水(土壤水分向

F 运动),通过该断面的土壤水分通量为零。零通量

面随时间而变,并不固定。

由达西定律，土壤水分通量为：

Z H h K q ??-=)(，当0=??Z H 时，q=0，即为零通量

面，图1.4中的A 、B 两断面均为零通量面。

图1.4 土壤剖面水势分布及零通面

应用零通量面法计算土壤水分通量时，在t1至t2计算时段内，根据零通量面的发育状况不同，可分为ZFP 稳定条件下的计算公式和ZFP 移动条件下的计算公式。

（1）ZFP 稳定条件下的的计算公式

在t1至t2时段内，零通量面以下某一深度Z 处下渗量计算公式为：

??-=z z z

z dZ t z dZ t Z D 00),(),(21θθ （7） 式中D 为t1至t2时段内在土壤剖面深度Z 处的下渗量。

（2）ZFP 移动条件下的计算公式

零通量面随时间的变化实际上是移动的，ZFP 的位置是时间的函数，即Zo (t)。它的发育受多种因素影响，所以，零通量面的位置是随时间不断地变化，在这种情况下，土壤下渗量的计算公式为：

（8）

1.1.8.2 定位通量面法 当土壤水分长期处于蒸发或入渗状态时，土壤剖面上并不一定存在零通量面，在这种情况下，若能己知某一断面上的土壤水分通量，则可利用己知断面通量，推求其它断面通量，这种方法称为己知通量法。常用的己知通量法是定位通量法。定位通量法与ZFP 法一样，它的理论基础仍然是达西定律和质量守恒原理。由达西定律计算某一选定

边界，即定位边界*0Z 处土壤水分通量)(*0

Z q 通过的水量)(*0Z Q ，利用土壤剖面含水量分布),(t Z θ资料，计算土壤水分的变化量。这种计算通过任意断面Z 处的土壤水分通量 q （Z ），或水量Q （Z ）的方法，称为定位通量法。

1.2 地表水对地下水的补给

地表水是地球表面的各种形式天然水的总称。主要指河流、水库、湖泊、坑塘等地表水体，当地表水体与地下水之间存在水头差，且地表水位高于沿岸地下水位时，地表水便可能入渗补给地下水。

1.2.1 河流渗漏量的确定

当河道水位高于河道岸边地下水水位时，河水渗漏补给地下水。

1.2.1.1 利用实测河流上、下游流量直接推求

这是一种最简单、最直接的方法，只需在河流可能发生渗漏地段的上、下游段各测一断面流量，则河流的渗漏量可用下式计算：

Q 河渗=Q 1-Q 2 （9）

式中：Q 河渗为河流的渗漏量；Q 1和Q 2分别为河流上、下游断面流量。

1.2.1.2 水文分析法

该法适用于河道附近无地下水水位动态观测资料但具有完整的计量河水流量资料的地区。计算公式：

()()L L Q Q Q Q Q '

?-?-+-=λ1区出区入下上河补 （10） 式中，Q 河补为河道渗漏补给量（万m 3）；Q 上，Q 下分别为河道上、下水文断面实测河川径流量（万m 3）；Q 区入为上、下游水文断面区间汇入该河段的河川径流量（万m 3）；Q 区出为上、下游水文断面区间引出该河段的河川径流量（万m 3）；λ为修正系数，即上、下两个水文断面间河道水面蒸发量、两岸浸润带蒸发量之和占(Q 上－Q 下＋Q 区入－Q 区出)的比率（无因次），可根据有关测试资料分析确定 ；L 为计算河道或河段的长

度（m ）；L'为上、下两水文断面间河段的长度（m ）。

1.2.1.3 地下水动力学法（剖面法）

当河道水位变化比较稳定时，可沿河道岸边切割剖面，通过该剖面的水量即为河水对地下水的补给量。单侧河道渗漏补给量采用达西公式计算：

Q 河补＝10-4·K ·I ·A ·L ·t （11）

式中，Q 河补为单侧河道渗漏补给量（万m 3）；K 为剖面位置的渗透系数（m/d ）；I 为垂直

于剖面的水力坡度（无因次）；A 为单位长度河道垂直于地下水流向的剖面面积（m 2/m ）；L 为河道或河段长度（m ）；t 为河道或河段过水（或渗漏）时间（d ）。

1.2.2 库塘渗漏补给量

当位于平原区的水库、湖泊、塘坝等蓄水体的水位高于岸边地下水水位时，库塘等蓄水体渗漏补给岸边地下水。要求对位于平原区的、总库容大于1000万m 3的大中型水库和湖泊的渗漏补给量进行计算。要求将跨水资源一级区调水形成的库塘渗漏补给量单独列出。

1.2.2.1 地下水动力学法

当岸边岩性均一、隔水层埋藏不深且水平时，其渗漏补给量可按下式计算：

2

2121H H L H H K q +?-= （12） Q 库渗=qB （13）

式中：q 为水库单宽剖面渗透流量，m 3/（d.m ）；Q 库渗为水库总渗漏流量，m 3/d ；K 为库岸岩土的渗透系数，m/d ；H 1为水库水位距隔水底板的高度，m ；H 2为邻谷水位距隔水底板的高度，m ；L 为水库与邻谷的距离，m ；B 为水库渗漏断面的总长度，m 。

1.2.2.2 出入库塘水量平衡法

计算公式：

Q 库＝Q 入库＋P 库－E 0－Q 出库－E 浸±Q 库蓄 （14）

式中，Q 库为库塘渗漏补给量；Q 入库、Q 出库分别为入库塘水量和出库塘水量；E 0为库塘的水面蒸发量（采用E 601蒸发器的观测值或换算成E 601型蒸发器的蒸发量）；P 库为库塘水面的降水量；E 浸为库塘周边浸润带蒸发量；Q 库蓄为库塘蓄变量（即年初、年末

库塘蓄水量之差，当年初库塘蓄水量较大时取“＋”值，当年末库塘蓄水量较大时取“－”值）。（单位均为万m 3）。

1.3 山前侧向补给

山前侧向补给量是指发生在山丘区与平原区交界面上，山丘区地下水以地下潜流形式补给平原区浅层地下水的水量。山前侧向补给量可采用剖面法利用达西公式计算： Q 山前侧＝10-4·K ·I ·A ·t （15）

式中，Q 山前侧为年山前侧向补给量（万m 3）；K 为剖面位置的渗透系数（m/d ）；I 为垂直

于剖面的水力坡度（无因次）；A 为剖面面积（m 2）；t 为时间，采用365d 。

采用公式(15)计算多年平均山前侧向补给量时，应同时满足以下4点技术要求：

（1）水力坡度I 应与剖面相垂直，不垂直时，应根据剖面走向与地下水流向间的夹角，对水力坡度I 值按余弦关系进行换算；剖面位置应尽可能靠近补给边界（即山丘区与平原区界线）；

（2）渗透系数K 值，可采用垂向全剖面混合试验成果，也可采用分层试验成果。采用后者时，应按不同含水层和弱透水层的厚度取用加权平均值；

（3）在计算多年平均山前侧向补给量时，水力坡度I 值采用多年平均值。

（4）切割剖面的底界一般采用当地浅层地下水含水层的底板；沿山前切割的剖面线一般为折线，应分段分别计算各折线段剖面的山前侧向补给量，并以各分段计算结果的总和作为全剖面的山前侧向补给量。

1.4 含水层之间的补给

当两个含水层之间具有水力联系，且存在水头差时，则水头高的含水层向水头低的含水层补给，按达西定律，单位水平面积弱透水层的越流量为：

A M

H H K K I A Q B A -==越 （16） 式中：K 为弱透水层垂向渗透系数；I 为驱动越流的水力梯度；H A 为含水层A 的水头；H B 为含水层B 的水头；M 为弱透水层厚度（等于渗透途径）；A 为发生越流的面积。

1.5 凝结水的补给

凝结水可分为两部分进行计算：第一部分，土壤孔隙中水蒸气由于温度变化，而发生凝结作用所产生的水量；第二部分，由于土壤中绝对湿度的降低，空气中水蒸气向土壤中扩散的那部分水量。则凝结水补给地下水的总量为：

Zc=W 1+W 2 （17） 式中：W 1为土壤孔隙中水蒸气凝结所产生的水量；W 2为空气中水蒸气向土壤中扩散的水量。

1.6 人为因素影响下的补给

由于人类活动，修建灌溉工程以及对潜水采用地面、河渠、坑塘蓄水渗补，对承压水采用井、孔灌注等方式进行地下水人工补给等人类活动也会增加地下水的补给。

1.6.1 渠系渗漏补给

渠系是指干、支、斗、农、毛各级渠道的统称。渠系水位一般均高于其岸边的地下水水位，故渠系水一般均补给地下水。渠系水补给地下水的水量称为渠系渗漏补给量。

1.6.1.1地下水动力学法（剖面法）

沿渠系岸边切割剖面，计算渠系水通过剖面补给地下水的水量，采用达西公式计算，技术要求与利用公式计算河道渗漏补给量时相同。

1.6.1.2渠系渗漏补给系数法

由于水流经过渠系过程中，沿途水面蒸发损失、湿润包气带水量损失、入渗过程中的蒸发损失以及退水填底损失等，从而导致渠首引水量与经由渠系输送到田间的净灌水量有一定的差值，把渠系渗漏补给地下水的水量与渠首引水量的比值定义为渠系渗漏补给系数。

计算公式：

Q渠系＝m·Q渠首（18）式中，Q

渠首

引为渠首引水量（万m3）；m为渠系渗漏补给系数（无因次）。

1.6.2 污水渗漏补给

污水补给量主要指计算区内，诸如粉煤灰处理场、排污渠系等污水渗漏对地下水的渗漏补给，其计算方法参见渠系渗漏补给公式。

1.6.3 灌溉回归及井灌回归补给

渠灌田间入渗补给量是指渠灌水进入田间后，入渗补给地下水的水量。

Q渠灌＝β渠·Q渠田（19）

式中，Q

渠灌为渠灌田间入渗补给量（万m3）；β

渠

为渠灌田间入渗补给系数（无因次）；

Q渠田为渠灌水进入田间的水量（应用斗渠渠首引水量，万m3）。

井灌回归补给量是指井灌水（系浅层地下水）进入田间后，入渗补给地下水的水量，井灌回归补给量包括井灌水输水渠道的渗漏补给量。井灌回归补给量可利用下式计算：

Q井灌＝β井·Q井田(20)

式中，Q

井灌为井灌回归补给量（万m3）；β

井

为井灌回归补给系数（无因次）；Q

井田

为井

灌水进入田间的水量（使用浅层地下水实际开采量中用于农田灌溉的部分，万m3）。

人工回灌补给量是指通过井孔、河渠、坑塘或田面等方式，人为地将地表水等灌入地下且补给地下水的水量。可根据不同的回灌方式采用不同的计算方法。例如，井孔回灌，可采用调查统计回灌量的方法；河渠、坑塘或田面等方式的人工回灌补给量，可分

别按计算河道渗漏补给量、渠系渗漏补给量、库塘渗漏补给量或渠灌田间入渗补给量的方法进行计算。

2 地下水排泄

地下水的排泄主要是指地下水从含水层中以不同方式排泄于地表或另一个含水层中的过程。其途径有：泉排、向河流的排泄、蒸散发、人工开采及向不同含水层之间的排泄等。

2.1 泉排

泉是地下水的天然露头，在地表面与含水层或含水通道相交点出露成泉，一般在山丘区及岗前地带的沟谷与坡脚泉水出露较多，泉流量通过实测泉流量得到。

2.2 浅层蒸发

潜水蒸发量是指潜水在毛细管作用下，通过包气带岩土向上运动造成的蒸发量（包括棵间蒸发量和被植物根系吸收造成的叶面蒸散发量两部分）。计算方法主要有以下两种。

（1）潜水蒸发系数法

计算公式：

E ＝10-1·E 0·C ·

F (21)

式中，E 为潜水蒸发量（万m 3）；E 0为水面蒸发量（mm ，采用E 601型蒸发器的观测值或换算成E 601型蒸发器的蒸发量）；C 为潜水蒸发系数（无因次）；F 为计算面积（km 2）。

（2）经验公式计算法

计算蒸发量一般需先确定潜水蒸发强度，常采用如下方法：

1）阿维里扬诺夫公式（1965）：

n

???? ????-=001εε （22）

2）沈立昌双曲线型公式：

()b a K ?+=

10μεε （23） 3）叶水庭指数公式：

?-=a 100εε （24）

式中：ε为潜水蒸发强度，m/d；ε0为潜水位近于地表时的蒸发强度，m/d；Δ为Δt 时段内地下水平均埋藏深度，m；Δ0为潜水停止蒸发时的地下水埋深，也称极限埋深，m；No 与包气带土质、气候有关的蒸发指数；K为标志土质、植被、水文地质条件及其他因素的综合系数；μ为潜水位变动带土壤给水度；a、b为指数；α为衰减指数。

计算出蒸发强度后，可根据计算区面积计算出蒸发量。

2.3 泄流

当河道内河水水位低于岸边地下水水位时，河道排泄地下水，排泄的水量称为河道排泄量。计算方法、计算公式和技术要求同河道渗漏补给量的计算。

2.4 侧向流出

以地下潜流形式流出评价计算区的水量称为侧向流出量。一般采用地下水动力学法（剖面法）计算，即沿均衡计算区的地下水下游边界切割计算剖面，利用达西公式计算侧向流出量。

2.5 不同含水层之间的排泄

计算方法同不同含水层之间的补给。

2.6 人工排泄

人工排泄主要包括人工开采地下水量及人工排水两种，其排泄量均可通过实测、调查、统计等方法得出。

3 结束语

地下水补给量和排泄量虽然涉及很多方面，但对某特定的均衡区，并不一定全部包括，在实际使用与计算时，为了简化计算，在进行可靠分析资料的基础上，在不影响精度要求的前提下，常将某些次要因素忽略不计，从而使计算工作量相应减少，使问题简化而容易得到解决。

参考文献

[1] 束龙仓，陶月赞．地下水水文学[M]．北京：中国水利水电出版社，2009．

[2] 水文工具集[DB/OL]．https://www.wendangku.net/doc/2915245998.html,，2009-09-22

[3] 海河水利网．地下水资源量及可开采量补充细则（试行）[DB/OL]．

https://www.wendangku.net/doc/2915245998.html,，，2003-10-14

[4] 地学词典[DB/OL]．https://www.wendangku.net/doc/2915245998.html,/wiki/doc-view-12072.html，2009-01-18

[5] 孟春红．土壤水资源评价的理论与方法研究[D]．湖北武汉：武汉大学，2005

[6] 吕德全．黑龙江省泰来县城区地下水资源可持续利用研究[D]．吉林长春：吉林大学，2010

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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。

临界雨量计算方法

1、水位/流量反推法 假定降雨与洪水同频率，根据河道控制断面警戒水位、保证水位和最高水位指标，由水位流量关系计算对应的流量，由流量频率曲线关系，确定特征水位流量洪水频率，由降雨频率曲线确定临界雨量，但此方法没有考虑前期影响雨量。 2、暴雨临界曲线法 暴雨临界曲线法从河道安全泄洪流量出发，由水量平衡方程，当某时段降雨量达到某一量级时，所形成的山洪刚好为河道的安全泄洪能力，如果大于这一降雨量将可能引发山洪灾害，该降雨量称为临界雨量。位于曲线下方的降雨引发的山洪流量在河道安全泄洪能力以内，为非预警区，位于曲线上或上方的降雨引发的山洪流量超出河道的安全泄洪能力，为山洪预警区。 3、比拟法 比拟法的基本思路为，对无资料区域或山洪沟，当这些区域的降雨条件、地质条件（地质构造、地形、地貌、植被情况等）、气象条件（地理位置、气候特征、年均雨量等）、水文条件（流域面积、年均流量、河道长度、河道比降等）等条件与典型区域某山洪沟较相似时，可视为二者的临界雨量基本相同。 4、水动力学计算方法 水动力学计算方法具有较强的物理机制，基于二维浅水方程，并考虑降雨和下渗，对山洪的形成与演化过程进行更细致的描述，具有理论先进性和实际可操作性的特点，为防御山洪灾害提供了新技术。但由于计算参数，如阻力系数和下渗变量等，增加了模型的不确定性因素；此外，流域地质、地貌等数据以及典型山洪观测资料等也是此计算方法中必不可少的。 5、实测雨量统计法 根据区域内历次山洪灾害发生的时间表，基于大量实际资料，统计区域及周边邻近地区各雨量站对应的雨量资料，取各站点各次山洪过程最大值的最小值为各站的单站临界雨量初值，计算各次山洪过程各个站点的各时间段最大值

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

降水计算公式

一、潜水计算公式 1、公式1 Q k H S S R r r =-+-1366200.()lg()lg() 式中： Q 为基坑涌水量(m 3/d)； k 为渗透系数(m/d)； H 为潜水含水层厚度(m)； S 为水位降深(m)； R 为引用影响半径(m)； r 0为基坑半径(m)。 2、公式2 Q k H S S b r =--1366220.()lg()lg() 式中： Q 为基坑涌水量(m 3/d)； k 为渗透系数(m/d)； H 为潜水含水层厚度(m)； S 为水位降深(m)； b 为基坑中心距岸边的距离(m)； r 0为基坑半径(m)。 3、公式3 Q k H S S b r b b b =--????????1366222012.()lg 'cos ()'ππ 式中： Q 为基坑涌水量(m 3 /d)； k 为渗透系数(m/d)； H 为潜水含水层厚度(m)； S 为水位降深(m)； b 1为基坑中心距A 河岸边的距离(m)；

b 2为基坑中心距B 河岸边的距离(m)； b ' =b 1+b 2； r 0为基坑半径(m)。 4、公式4 Q k H S S R r r b r =-+-+1366220200.()lg()lg ('') 式中： Q 为基坑涌水量(m 3/d)； k 为渗透系数(m/d)； H 为潜水含水层厚度(m)； S 为水位降深(m)； R 为引用影响半径(m)； r 0为基坑半径(m)； b '' 为基坑中心至隔水边界的距离。 5、公式5 Q k h h R r r h l l h r =-++--+--136610222 000.lg lg(.) h H h -=+2 式中： Q 为基坑涌水量(m 3 /d)； k 为渗透系数(m/d)； H 为潜水含水层厚度(m)； R 为引用影响半径(m)； r 0为基坑半径(m)； l 为过滤器有效工作长度(m)； h 为基坑动水位至含水层底板深度(m)； h - 为潜水层厚与动水位以下的含水层厚度的平均值(m)。

降雨量是如何计算的

降雨量是如何计算的 从天空降落到地面上的雨水，未经蒸发、渗透、流失而在水面上积聚的水层深度，我们称为降雨量(以毫米为单位)，它可以直观地表示降雨的多少。 目前，测定降雨量常用的仪器包括雨量筒和量杯。雨量筒的直径一般为20厘米，内装一个漏斗和一个瓶子。量杯的直径为4厘米，它与雨量筒是配套使用的。测量时，将雨量筒中的雨水倒在量杯中，根据杯上的刻度就可知道当天的降雨量了。 中国气象局规定24小时内的降雨量称之为日降雨量，凡是日雨量在10毫米以下称为小雨，10.0－24.9毫米为中雨，25.0－49.9毫米为大雨，暴雨为50.0－99.9毫米，大暴雨为100.0－250.0毫米，超过250.0毫米的称为特大暴雨。由于我国幅员辽阔，少数地区根据本省具体情况另有规定。例如，多雨的广东，日雨量80毫米以上称暴雨；少雨的陕西延安地区，日雨量达到30毫米以上就称为暴雨。 如果你手边没有雨量筒，那也不用担心，利用一些常见的器皿，你完全可以自制一个，效果也相当不错。取一个口径为20厘米的一次性塑料或纸制碗（可选用大小合适的方便面纸碗），在其底部凿一比玉米粒稍大的小洞，然后将碗放在一个无盖的罐子上。罐内有一玻璃瓶，瓶口与碗底的小洞相接。简易雨量筒就做好了。简易雨量筒做好后，便可将它放在离地70厘米高处（筒口距地面的距离）承接雨水。雨腕，用秤称出瓶中的水重，30克水即相当于1毫米的降雨量。雨量器的种类 测量降水量的基本仪器有雨量器和雨量计两种。 1.雨量器：是用于测量一段时间内累积降水量的 仪器。常见的雨量器外壳是金属圆筒，分上下两节， 上节是一个口径为20厘米的盛水漏斗，为防止雨水 溅失，保持容器口面积和形状，筒口用坚硬铜质做成 内直外斜的刀刃状；下节筒内放一个储水瓶用来收集 雨水。测量时，将雨水倒入特制的雨量杯内读出降水 量毫米数。降雪季节将储水瓶取出，换上不带漏斗的 筒口，雪花可直接收集在雨量筒内，待雪融化后再读 数，也可将雪称出重量后根据筒口面积换算成毫米 数。 2.雨量计 ①翻斗式雨量计：是可连续记录降水量随时间变 化和测量累积降水量的有线遥测仪器。分感应器和记 录器两部分，其间用电缆连接。感应器用翻斗测量， 它是用中间隔板间开的两个完全对称的三角形容器， 中隔板可绕水平轴转动，从而使两侧容器轮流接水， 当一侧容器装满一定量雨水时（0.1或0.2毫米）， 由于重心外移而翻转，将水倒出，随着降雨持续，将 使翻斗左右翻转，接触开关将翻斗翻转次数变成电信 号，送到记录器，在累积计数器和自记钟上读出降水 资料。 ②虹吸式雨量计：虹吸式雨量计是可连续记录降

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。

前期影响雨量Pa的计算方法

前期影响雨量Pa的计算方法 前期影响雨量在水文预报中有着重要的作用，有的方案中对前期影响雨量依赖性很强，前期影响雨量的计算准确性很大程序的影响预报成果的准确度。而在一些水文设计中，也常用前期影响雨量Pa作为衡量流域指标，反映流域蓄水量的大小。一般情况，前期影响雨量Pa的计算式为： Pa[t+1] = Ka * ( Pa[t] + P[t] ) 同时必须控制Pa[t+1]≤Wm 式中Pa[t],Pa[t+1]分别为第t天和第t+1天开始时刻的前期影响雨量(mm)； P[t]为第t天的流域降雨量(mm)； Ka为流域蓄水的日消退系数，每个月可近似取一个平均值，等于(1-Em/Wm)，其中Em为流域月平均日蒸散发能力； Wm为流域最大蓄水量，是反映该流域蓄水能力的基本特征。 前期影响雨量Pa的常规计算方法及修正方法 使用上面的方式计算Pa时，一般日分隔点为第天上午8时，而每次预报时使用的也是使用8时的Pa值，而对于预报时刻 不在8时的预报方案，这显然是有误差的，特别是8时之后还有降雨的情况下，因此一般可以有下面两种方法修正： (1)8时之后的降雨以1个小时的单位进行再计算，当然此时的Ka要改用1个小时的消退系数。 (2)以当前预报时刻为起始为日分隔点，重新计算Pa。 多站流域前期影响雨量Pa的计算 具有多个测站的流域的Pa计算，一般人认为是分别统计各站的降雨量P，然后通过加权求得整个流域的降雨量P，接着再计算流域的Pa，在降雨均匀的情况下这种方法是可行的，而且较为简便。但是在降雨不均匀时，如一个有3个测站且权重相同的流域，只有一个站降雨并且达到3倍的Wm，如果用上面的计算方法，流域的Pa将达到Wm，即流域达到饱和，这显然不合理。 因此应该先分别计算各测站的Pa，然后通过加权(CnHUP：如果没有确定的面积权重，可以用平均权重替代，当然这样会有些误差)求得整个流域的降雨量Pa，这样就算某个测站降雨很大并且达到饱和，也仅是这个站达到Wm而已，经过加权计算，流域并未达到饱和，这样对反映流域蓄水情况更为合理。

流域平均降雨量计算

流域平均降雨量计算 由雨量站观测到的降雨量,只代表该雨量站所在处或较小范围的降雨情况,而实际工作中往往需要推求全流域或某一区域的平均降雨量,常用的计算方法有以下几种。 1.算术平均法 当流域内地形起伏变化不大,雨量站分布比较均匀时,可根据各站同一时段内的降雨量用算术平均法推求。其计算式为: ∑==+ ++=n i i n x n n x x x x 1211Λ （2-10） 2.泰森多边形法（垂直平分法） 首先在流域地形图上将各雨量站（可包括流域外的邻近站）用直线连接成若干个三角形,且尽可能连成锐角三角形,然后作三角形各条边的垂直平分线,如图2-9,这些垂直平分线组成若干个不规则的多边形,如图中实线所示。每个多边形内必然会有一个雨量站,它们的降雨量以i x 表示,如量得流域范围内各多边形的 面积为i f ，则流域平均降雨量可按下式计算: ∑∑====++++++=n i n i i i i i n n n x A x f F f f f x f x f x f x 112122111ΛΛ （2-11） 此法能考虑雨量站或降雨量分布不均匀的情况,工作量也不大,故在生产实践中应用比较广泛。 3.等雨量线法

在较大流域或区域内,如地形起伏较大,对降水影响显著,且有足够的雨量站,则宜用等雨量线法推求流域平均雨量。如图2-10所示,先量算相邻两雨量线间的面积i f ,再根据各雨量线的数值i x ,就可以按下式计算: i n i i i f x x F x )2(111 ∑=++= （2-12） 此法比较精确,但对资料条件要求较高,且工作量大,因此应用上受到一定的限制。主要用于典型大暴雨的分析。

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）