第九章地下水动态与均衡
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水文地质课后思考题及其参考答案
>>含水层孔隙度越大，则渗透系数越大； 错误，粘土的孔隙度很大，但其渗透系数很小。
>>当有入渗补给或蒸发排泄时，潜水面可以看作一个流面。 P39中。
(3)一般情况下，可以用渗透流速除以孔隙度得到 实际流速，这个实际流速与水质点的流动速度有什 么联系？
P37中。
(4)达西定律有哪些适用条件，分析一下该定律在 裂隙含水层中应用时需注意哪些问题？
0
B
0
C
HA=HB=HC=0
第六章 地下水的物理性质与化学性质
(1)请对比以下概念 溶滤作用、浓缩作用、混合作用。 P56、57、59。
(2)请对以下陈述作出辨析： >>地下水中的氧气和二氧化碳主要来源于补给地下水的降雨； 不正确，参见P51中。 >>通常深部地下水处于还原环境，而浅部地下水由于氧气较为丰富，处于
粉砂岩为含水层，页岩为弱偷水层! >>煤层开采，巷道(矿坑)会否有水？
会有水,因为断层和粉砂岩导水! >>如果需要修水库，建坝后库水是否渗漏？
会渗漏,粉砂岩透水性好! >>如供水的需要是否为含水层？
粉砂岩为含水层!
第四章 地下水的运动
(1)请对比以下概念 渗透流速与实际流速。 P37中。 渗透系数与渗透率。 渗透系数不仅与岩石的物理性质有关，而且还与流体的物理
P17中：n=30%×60%=18%。 (3)粘性土的孔隙特点？
粘性土中结构孔隙和次生孔隙(虫孔、根孔、裂缝等)的存在 ，使得粘性土的孔隙率超过理论最大值很多。
(4)请对以下陈述作出辨析： >>含水介质的固体颗粒越粗大，孔隙度就越大？ 不正确，粘土由于发育结构孔隙和次生孔隙使得粘性土
>>当有入渗补给或蒸发排泄时，潜水面可以看作一个流面。 P39中。
(3)一般情况下，可以用渗透流速除以孔隙度得到 实际流速，这个实际流速与水质点的流动速度有什 么联系？
P37中。
(4)达西定律有哪些适用条件，分析一下该定律在 裂隙含水层中应用时需注意哪些问题？
0
B
0
C
HA=HB=HC=0
第六章 地下水的物理性质与化学性质
(1)请对比以下概念 溶滤作用、浓缩作用、混合作用。 P56、57、59。
(2)请对以下陈述作出辨析： >>地下水中的氧气和二氧化碳主要来源于补给地下水的降雨； 不正确，参见P51中。 >>通常深部地下水处于还原环境，而浅部地下水由于氧气较为丰富，处于
粉砂岩为含水层，页岩为弱偷水层! >>煤层开采，巷道(矿坑)会否有水？
会有水,因为断层和粉砂岩导水! >>如果需要修水库，建坝后库水是否渗漏？
会渗漏,粉砂岩透水性好! >>如供水的需要是否为含水层？
粉砂岩为含水层!
第四章 地下水的运动
(1)请对比以下概念 渗透流速与实际流速。 P37中。 渗透系数与渗透率。 渗透系数不仅与岩石的物理性质有关，而且还与流体的物理
P17中：n=30%×60%=18%。 (3)粘性土的孔隙特点？
粘性土中结构孔隙和次生孔隙(虫孔、根孔、裂缝等)的存在 ，使得粘性土的孔隙率超过理论最大值很多。
(4)请对以下陈述作出辨析： >>含水介质的固体颗粒越粗大，孔隙度就越大？ 不正确，粘土由于发育结构孔隙和次生孔隙使得粘性土
第九章地下水流系统
第九章 地下水流系统
9.1 9.2 9.3 9.4 9.5
本章内容 地下水系统的概念 地下水含水系统 地下水流动系统 流动系统的物理模拟结果 Toth流动系统的新图解
9.1 地下水系统的概念
源于：系统论——上世纪四十年代由贝塔朗菲提 出，系统工程在解决复杂问题中取得了重大成功 （航天计划中的载人飞船，飞月计划等）。 地下水系统理论发展于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年底荷兰水文地质学家Engelen来华进行 了讲座，“地下水系统”（河北水文所、北京水 文公司和地质大学联合举行）概念提出。 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 院的林学钰院士和地质大学地下水小组等）。
9.3.2 GFS的水动力特征
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→亚能 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。
9.6 不同介质中的地下水流系统
3、裂隙水流系统 我国裂隙基岩很广，但是研究成果较少。这 是因为裂隙介质的不均匀性和非连续性导致的。 裂隙水流系统的特点： （1）浅部风化-卸荷裂隙带的局部水流系统； （2）中部构造裂隙带中间水流系统； （3）深部构造裂隙带的区域水流系统。 同时。氯离子含量也是局部系统低，中间系统略高， 区域系统高，还有TDS很高。
9.1 9.2 9.3 9.4 9.5
本章内容 地下水系统的概念 地下水含水系统 地下水流动系统 流动系统的物理模拟结果 Toth流动系统的新图解
9.1 地下水系统的概念
源于：系统论——上世纪四十年代由贝塔朗菲提 出，系统工程在解决复杂问题中取得了重大成功 （航天计划中的载人飞船，飞月计划等）。 地下水系统理论发展于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年底荷兰水文地质学家Engelen来华进行 了讲座，“地下水系统”（河北水文所、北京水 文公司和地质大学联合举行）概念提出。 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 院的林学钰院士和地质大学地下水小组等）。
9.3.2 GFS的水动力特征
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→亚能 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。
9.6 不同介质中的地下水流系统
3、裂隙水流系统 我国裂隙基岩很广，但是研究成果较少。这 是因为裂隙介质的不均匀性和非连续性导致的。 裂隙水流系统的特点： （1）浅部风化-卸荷裂隙带的局部水流系统； （2）中部构造裂隙带中间水流系统； （3）深部构造裂隙带的区域水流系统。 同时。氯离子含量也是局部系统低，中间系统略高， 区域系统高，还有TDS很高。
09地下水允许开采量的计算方法3
第九章地下水允许开采量的计算方法计算地下水允许开采量是地下水资源评价的核心问题。
计算地下水允许开采量的方法，也称为地下水资源评价的方法。
地下水允许开采量的大小，主要取决于补给量。
局域地下水资源评价还与开采的经济技术条件及开采方案有关。
有时为了确定含水层系统的调节能力，还需计算储存量。
目前地下水允许开采量的计算方法有几十种，国内大部分学者尝试对众多计算方法进行分类，有些学者依据计算方法的主要理论基础、所需资料及适用条件，进行了如表9.1的分类，以供参考。
在实际工作中，可依据计算区的水文地质条件、已有资料的详细程度、计算结果的精度要求等，选择一种或几种方法进行计算，以相互验证及优选。
本章着重介绍几种主要的计算方法。
第一节水量均衡法水量均衡法是全面研究计算区（均衡区）在一定时间段（均衡期）内地下水补给量、储存量和排泄量之间数量转化关系的方法。
通过均衡计算，得到地下水允许开采量。
水量均衡法是水量计算中最常用、最基本的方法。
该方法还常用于验证其他计算方法计算的准确性。
一、基本原理一个均衡区内的含水层系统，在任一时间段（△t）内的补给量与排泄量之差恒等于含水层系统中水体积的变化量，即承压水潜水排补*=∆∆⋅⋅±=-μμ,,S th F S Q Q (9.1)式中：Q 补——含水层系统获得的各种补给量之和（m 3/a或 m 3／d ）；Q 排——含水层系统通过各种途径的排泄量之和（m 3/a 或 m 3／d ）；μ，μ*——重力给水度和弹性释水系数；△h ——△t 时段内均衡区平均水位（头）变化值（m ）；F ——均衡区含水层的分布面积（m 2）。
由式(1.5）对允许开采量的分析可知，若要保持均衡区内的地下水资源可持续开采，则地下水允许开采量为排补充Q Q Q ∆+∆=在实际工作中，应分析确定均衡区内的各个均衡项目，计算出均衡区内截取的各种排泄量和合理夺取的开采补给量，二者之和为该均衡区的地下水允许开采量。
水文地质复习公开课一等奖优质课大赛微课获奖课件
第30页
W3 =KWI=100×50××5/1000×365=18250000m3/a W4 =K'WI=0.001×45×1000000×20/20×365=16425000m3/a
总补给量：312575000m3/a
Z=0.00008×180×1000000×365=5256000m3/a Q=8000000×365=29000m3/a 总排泄量：297256000m3/a
水质季节改变不明显长期，长期向淡化方向发展。 2. 承压水 承压水动态类型皆为径流型。
第20页
第三节 地下水均衡
地下水均衡：某一时间段内某一地段中，地下 水水量、盐量、热量、能量收支间数量关系称为地 下水均衡。
一、均衡区与均衡期
均衡区：进行地下水均衡计算所选定区域。
均衡期：进行地下水均衡计算所选定期间段。
第10页
（3）地质原因影响 是由地形和地质体岩性、结构、结构所决定系统内
部原因。
潜水：
影响潜水动态地质原因：包气带岩性、潜水埋深 （包气带厚度）和给水度。
潜水埋深愈大，水在包气带运移时间愈长，地下水 位抬高时间滞后愈长，水位随时间改变曲线呈现为较 宽缓波。
包气带岩性渗入性愈好，地下水位抬高时间滞后愈 短，水位随时间改变曲线呈现为较陡波。
内地下水各种收（+）、支（－）项代数和等于含 水系统（含水层）中储存水量改变量。
设某一地域天然状态下： 收入项为A，包括：大气降水量（X）、地表水 流入量（Y1）、地下水流入量（W1）、水汽凝结 量（Z1）； 支出项为B，包括：地表水流出量（Y2）、地下 水流出量（W2）、蒸发量（Z2）； 均衡期内地下水储存量改变量为△W； 则均衡方程为：A - B = △W
c. 丰水期地表水补给地下水，枯水期地下水补 给地表水。
W3 =KWI=100×50××5/1000×365=18250000m3/a W4 =K'WI=0.001×45×1000000×20/20×365=16425000m3/a
总补给量：312575000m3/a
Z=0.00008×180×1000000×365=5256000m3/a Q=8000000×365=29000m3/a 总排泄量：297256000m3/a
水质季节改变不明显长期，长期向淡化方向发展。 2. 承压水 承压水动态类型皆为径流型。
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第三节 地下水均衡
地下水均衡：某一时间段内某一地段中，地下 水水量、盐量、热量、能量收支间数量关系称为地 下水均衡。
一、均衡区与均衡期
均衡区：进行地下水均衡计算所选定区域。
均衡期：进行地下水均衡计算所选定期间段。
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（3）地质原因影响 是由地形和地质体岩性、结构、结构所决定系统内
部原因。
潜水：
影响潜水动态地质原因：包气带岩性、潜水埋深 （包气带厚度）和给水度。
潜水埋深愈大，水在包气带运移时间愈长，地下水 位抬高时间滞后愈长，水位随时间改变曲线呈现为较 宽缓波。
包气带岩性渗入性愈好，地下水位抬高时间滞后愈 短，水位随时间改变曲线呈现为较陡波。
内地下水各种收（+）、支（－）项代数和等于含 水系统（含水层）中储存水量改变量。
设某一地域天然状态下： 收入项为A，包括：大气降水量（X）、地表水 流入量（Y1）、地下水流入量（W1）、水汽凝结 量（Z1）； 支出项为B，包括：地表水流出量（Y2）、地下 水流出量（W2）、蒸发量（Z2）； 均衡期内地下水储存量改变量为△W； 则均衡方程为：A - B = △W
c. 丰水期地表水补给地下水，枯水期地下水补 给地表水。
第九章地下水的动态与均衡
①最有意义、最为显著的是季节变化。 如：我国东部季风气候区。 a.雨季：出现于春夏之交，降水显著增多，潜水位逐渐抬高，并达到 峰值； b.雨季结束：补给逐渐减少，潜水由于径流及蒸发排泄，水位逐渐回 落，到翌年雨季前，地下水位达到谷值。
潜水动态曲线 （1954-1955，北京） 1-气温 2-相对湿度 3-降水量 4-潜水位 5-蒸发量
二、水均衡方程式 1.陆地上某一地区天然状态下总的水均衡 1）收入项（ A ）： a.大气降水量（ X ）； b. 地表水流入量（ Y 1 ）； c. 地下水流入量（ W 1 ）； d. 水汽凝结量（ Z 1）。 2）支出项（ B ）： a. 地表水流出量（ Y 2 ）； b. 地下水流出量（W 2）； c. 蒸发量(Z 2)。 3）均衡期水的储存量变化量Δω。 则水均衡方程式为： A− B = Δω 即： （ X +Y 1 +W 1 + Z 1 ）− （Y 2 +W 2 + Z 2 ） = Δω 或： X − （Y 2 −Y 1） − （W 2 −W 1）− （Z 2 − Z 1） = Δω
3.径流型 1）地理位置：山区及山前。 2）水文地质特点：地形高差大，水位埋藏深，蒸发排泄可以忽略，以 径流排泄为主。 3）动态变化特征： a.年水位变幅大而不均匀：雨季入渗补给，各处水位抬升幅度不等。 接近排泄区的低地，水位上升幅度小；远离排泄点的高处（分水岭）， 水位上升幅度大； b.变幅不均匀，水力梯度增大导致径流排泄加强，补给停止后，径流排 泄使各处水位逐渐趋平。 c.水质季节变化不明显，长期中则不断趋于淡化。 4.弱径流型 1）地理位置：气候湿润的平原与盆地。 2）水文地质特点：地形切割微弱，潜水埋藏深度小，气候湿润，蒸发 排泄有限，以径流排泄为主，但径流微弱。 3） 动态变化特征：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明 显，长期中向淡化方向发展。 5.承压水属于径流型：动态变化的程度取决于构造封闭条件。构造开启 程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈，水质的淡化趋势愈明显。
地质大水文地质学课件第9章 地下水流动系统
图4-5 地下水平行和垂直岩层界面流动时的流网
3 流网的用途
>>流网能集中反映渗流场地下水运动的水动力特征，因此对流网 的分析可以了解地下水运动方向及补排关系。
>>流网的研究对水文地质计算方法的选择有重要意义。
>>流网特征的分析还可以确定渗流场的边界性质。 >>精确的流网可用来计算渗流区的渗流速度、渗流量以及区内任 意点的水力坡度。对于不稳定的流场，可以分别作出不同时间的流 网图，即可用来分析水文地质条件的变化，也可求得各渗流要素随 时间的变化。 >>利用流网还可以追踪污染物质的运移；根据某些矿体溶于水中 的标志成份的浓度分布，结合流网分析，可以确定深埋于地下的盲 矿体的位置。
第九章 地下水流动系统
第一节 流网 第二节 地下水径流 第三节 地下水流动系统
第一节 流网(Flow net)
>>流网——渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等 水头线与流线组成的网格。
>>流网包括： 剖面流网、 平面流网。
>>精确地绘制定量流网需要充分掌握有关的边界条件及 参数，但在实测资料很少的情况下，也可徒手绘制定性流 网(信手流网)。
K1 a2
a1
K2 图4-6 地下水流线折射现象
>>当K1≠K2时，若a1=0°，则a2=0°；若a1=90°，则a2=90 °。 也就是说，当水流平行或垂直岩层界面时，流线不发生折射而仍然 平行或垂直于岩层界面流动(图4-5) 。因此，只有当0°<a<90°时 ，才有折射现象产生。
K1
K2
K1
K2
由上可知，潜水的径流速度，不仅关系着地下水的水量， 而且，对水质也有深刻的影响。因此，径流强度的不同往往表 现为水质的变化；反之，根据水质情况也可以分析径流强度。
20年东大网考《水文地质学基础》试题库及参考答案
水文地质学基础复习资料 5 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
第九章 地下水的动态与均衡
9.2.3 人类活动影响下的地下水均衡
研究人类活动影响下的地下水均衡，可以帮助我们 定量评价人类活动对地下水动态的影响，预测其水 量水质变化趋势，并据此提出调控地下水动态使之 朝向对人类有利的方向发展的措施。 某灌区潜水均衡方程式为：
f 1 、f 2 ——分别为灌渠水及田面灌水入渗补给潜水的水量； Q t——下伏承压含水层越流补给潜水的水量； Q r——通过排水沟排走的潜水水量；
地下水均衡——某一地段内地下水水量（盐 量、热量、能量）的收支状况。
地下水动态与均衡的分析，可以帮助我们查清地下水的补给 与排泄，阐明其资源条件，确定含水层之间以及含水层与地 表水体的关系。 动态与平衡是一个广义的概念，各领域都存在收支问题，本 章着重研究方法和理论、以及应用。
9.1 地下水的动态
1．影响地下水动态的因素主要有哪几类？ 2．影响地下水动态的气象因素主要有哪些？如何 影响？ 3．影响潜水动态的地质因素有哪些? 如何影响？ 4．影响承压水动态的地质因素有哪些? 如何影响？ 5．写出潜水均衡方程? 并说明各项的意义？ 6 ．一个地区，如何依据地下水动态变化特征，分 析地下水均衡状况（或特点）。 7 ．强烈人工开采条件下，抽水井的水有哪些来源？ 潜水均衡方程式将有哪些变化。 8．说明地下水动态的形成机制? 9．潜水动态分几种类型? 各类型有何特征 ?
10．人类活动是如何影响地下水动态的? 11．研究地下水动态与均衡有哪些意义? 12．某水源地位于一正方形区域内，边长为 10Km公里，区域面积为100Km2。多年平均 降水量为600mm， 降水入渗系数为0.2，地 下水位埋深大，无蒸发。周边均为补给边界， 单宽流量为５m3 / (d)，水源地开采量为每年 1千万立方米，该水源地是正均衡还是负均 衡?
10第十章--地下水动态与均衡
第十章地下水动态与均衡地下水动态：groundwater regime地下水均衡：groundwater balance (budget)10．1 地下水动态与均衡的概念地下水动态––––地下水各种要素(水位、水量、化学组分、气体成分、温度、微生物等)随时间的变化，称为地下水动态地下水均衡––––某一时段、某一范围内地下水水量(盐量、热量等)的收支状况，称为地下水均衡。
地下水动态与均衡的关系是：地下水动态是地下水均衡的外在表现，地下水均衡是地下水动态的内在原因。
地下水动态的研究包括：影响因素、类型及成果分析。
地下水均衡的研究包括：均衡区和均衡期的确定，均衡方程式的确定，各收支项的求取，均衡计算结果的校核与分析。
地下水要素之所以随时间发生变动，是含水层（含水系统）水量、盐量、热量、能量收支不平衡的结果。
例如，当含水层的补给水量大于其排泄水量时，储存水量增加，地下水位上升；反之，当补给量小于排泄量时，储存水量减少，水位下降。
研究目的意义：地下水动态监测及成果分析，可以解决一系列理论与实际问题：①检验并完善前期水文地质研究结论；②查明地下水资源数量、质量及其变化；③为数学模拟提供依据；④为拟定合理的地下水利用、防治方案及措施提供依据；⑤检验实施中的利用、防治方案及措施的合理性。
地下水均衡研究，可以为拟定合理的地下水利用、防治方案及措施提供定量依据，检验并完善利用、防治方案及措施。
目前：研究较多的是水位动态，水量均衡。
10．2 地下水动态的影响因素1．影响地下水动态的因素地下水动态的本源因素是随时间变动的因素，包括：气象(气候)因素、水文因素、生物因素、地质营力因素、天文因素等。
1）气象因素：①降水→含水层水量增加→水位抬升→水质变淡；②蒸发→潜水含水层水量减少→水位降低→水质变咸；③气象因素具有季节性的变化，地下水动态也具有季节性变化；④气候还存在多年的周期性变动，如周期为11年的太阳黑子影响丰水年与枯水年从而使地下水位呈现多年周期性变化。
第九章--地下水动态与均衡
当补给量Q补 = 排泄量Q排 →地下水处于均衡状态
当补给量Q补 < 排泄量Q排 →地下水处于负均衡状 态
当补给量Q补 > 排泄量Q排 →地下水处于正均衡状 态
4、地下水动态与均衡的联系：地下水均衡是导致动 态变化的原因，而动态则是均衡的外部表现。
5、研究地下水动态与均衡的意义：可以帮助我们查
Qt——下伏承压含水层越流补给潜水水量
Zu——潜水蒸发量（土面+叶面）
Qd——潜水以泉或泄流形式排泄量
Wu2——下游断面潜水流出量
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（3）典型 若无越流存在
（Qt=0）时，则方程简化为： μ△h =Xf+Yf-Zu 而多年均衡条件下μ△h =0,则：
从供水角度出发，地下水可供长期开采利用的水 量，是含水系统从外界获得的多年补给量。
第九章 地下水的动态与均衡
一、地下水动态与均衡的概念 二、地下水动态 三、地下水均衡
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一、地下水动态与均衡的概念
含水层（含水系统）经常与外界环境发生物质， 能量与信息的交换，时刻处于变化之中。
1、地下水动态的概念：在与环境相互作用下，含水 层各要素（如水位，水量，水化学成分，水温等） 随时间的变化，称作地下水动态。
量202变1/4/化6 相同时，给水度愈小，水位变幅便愈大。
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2、地下水天然动态类型 地下水天然动态类型：
（1）潜水的动态类型： 1）蒸发型 出现在干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地。
动态特点：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明 显，长期中地下水不断向盐化方向发展，并使土壤盐渍化。
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X
f1
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f2
Y f 1 Y f 2 W 1 Z u1 Z u 2 Q d W 3
2
进行水均衡研究或计算，切忌避免重复；否则会人为地夸 大地下水的可利用量，造成不可挽回的损失和后果
本章小节
地下水动态主要是含水系统水量（盐量、热量等） 收支平衡状况的综合表现。 影响地下水动态的因素有：气象、水文、地质条 件和人类活动。
4、人为因素
包括开采、人工回灌、灌溉、库渠渗漏、污水排放等
岩溶水动态
9.1.3 地下水天然动态类型
潜水、承压水由于排泄方式、交替程度不同，两者 的动态特征也不同
1、潜水的动态类型——三种类型
蒸发型——
主要出现在干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆 地。
径流型——
广泛分布于山区及山前
地质因素是间接因素（相当于滤波器） 气候与水文因素决定了一个地区地下水动态的总轮廓 地质因素起修饰作用，滤波或削峰填谷的作用
潜水位的埋深：埋深的大小，对滞后-延迟时和变幅的影响
包气带岩性：K起作用； 饱水带岩性：K和μ 均起作用
地下水所处的空间部位：补给区，排泄区。一般而言，补给 区较排泄区更不稳定 岩溶水动态特征
地下水均衡计算，应从系统角度遵循质量守恒定 律来分析。 地下水量均衡方程式的一般表达式为：
收入项 — 支出项 = 系统储存量的变化
思考题
1、一个地区，如何依据地下水动态变化特征，分析地下水 均衡状况（或特点）。 2、强烈人工开采条件下，抽水井的水有哪些来源？潜水均 衡方程式将有哪些变化。
--第九章结束--
某要素（水位）随时间的变化程度用稳定性来恒量 动态稳定——变化幅度小 动态不稳定——变化幅度大
降水补给引起地下水位响应——滞后-延迟-叠加
河北饶阳地区地下水位动态曲线
思考？影响地下水位变化（动态特征）因素有哪些
9.1.2 地下水动态的影响因素
1、气象（气候）因素—决定动态总轮廓
特点：大面积，普遍产生影响 (主要有降水与蒸发因素)
潜水均衡
均衡方程式一般表达形式：A - B = Δ W
A——收入项； B——支出项；
Δ W——均衡时段内，均衡区的水量变化量
均衡结果（表现）：正均衡或负均衡
地下水均衡图示
潜水均衡方程式： Xf + Yf + Zc + Wu1 + Qt - ( Zu+Qd+Wu2 ) = μ Δ h
潜水均衡方程式
9.1.1地下水动态的形成机制
与环境的相互作用 降水——补给地下水系统——水位上升 (出现变化）
激励—脉冲式的降水 响应—波状信号的信息
地下水水位对外界输入（降水）响应的特点：
（1）滞后和延迟现象 （2）有叠加现象
地下水动态曲线
因外界激励（或输入）而引起的系统响应（或输出）的 变化幅度是含水系统内部结构作用的结果
虚线为气温；兰色柱状为降水量；红色为潜水位；黄色柱状为蒸发量
9.1.2 地下水动态的影响因素
2、水文因素
指地表水体的变 化对地下水动态 的影响 从右图中可以看 出什么规律？
与地表水体的距 离有关
思考？与潜水比较, 受河水位影响承 压水动态有何特 点？
9.1.2 地下水动态的影响因素
3、地质因素
气象因素表现：
–降水的年内季节性变化 –降水的 多年变化（如11年周期） –降水的 昼夜变化
与此相对应，地下水动态也有这三种周期性变化
–昼夜变化 --在许多地区不明显 –多年变化 --研究周期长 –年内变化 --最突出
地下水动态曲线
气象（气候）因素
图9—3 潜水动态曲线 （1954—1955，北京）
Fundamentals of Hydrogeoloy
水文地质学基础
第九章 地下水动态与均衡
本章内容
9.1 地下水的动态
9.2 地下水的均衡
Company Logo
9.1 地下水的动态
含水层（含水系统）经常与环境发生物质、能 量与信息的交换，时刻处于变化之中—与时间 有关
地下水动态的概念
在与环境相互作用下，含水层（含水系统）各要素（如 水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化， 称之。
Xf + Yf = Zu 湿润山区潜水均衡 强烈开采区
Zu =0
Xf + Yf = Qd
Xf + Yf = Q开
9.2.2 区域地下水均衡
堆积平原含水系统地下水均衡模式图
山前丘陵潜水 冲积平原潜水 冲积平原承压水
X X
f1 f 2 W 2
Y Y
W Z Q W f1 1 u1 d 2 f 2 t Q Z t u2 W 3
Xf + Yf + Zc + Wu1 + Qt - ( Zu+Qd+Wu2 ) = μ Δ h
几种条件下的潜水均衡方程式：
干旱半干旱平原区：忽略Zc ；地形切割微弱Qd→0；
无越流时Qt =0；径流滞缓Wu1 Wu2 → 0；
Xf + Yf - Zu =μ Δ h
多年均衡条件下 ：μ Δ h =0，则
Q
1
堆积平原含水系统地下水均衡模式分析
山前丘陵潜水 冲积平原潜水 冲积平原承压水
X X
f1 f2 W
Y Y
W Z Q W f1 1 u1 d 2 Q Z f2 t u2
Q W 2 t 3
1
用含水系统分析，水量均衡方程：
弱径流型——
气候湿润.2
地下水均衡
均衡：某一时间段、某一地段内，地下水水量（热量、盐量、 能量）的收支状况，称为地下水均衡
动态是均衡的外部表现
9.2.1 地下水均衡方程式—质量守恒定律
均衡区：均衡计算所选定的区域（三维的） 均衡期：均衡计算的时间段（一个水文年）
f1
X
f2
Y f 1 Y f 2 W 1 Z u1 Z u 2 Q d W 3
2
进行水均衡研究或计算，切忌避免重复；否则会人为地夸 大地下水的可利用量，造成不可挽回的损失和后果
本章小节
地下水动态主要是含水系统水量（盐量、热量等） 收支平衡状况的综合表现。 影响地下水动态的因素有：气象、水文、地质条 件和人类活动。
4、人为因素
包括开采、人工回灌、灌溉、库渠渗漏、污水排放等
岩溶水动态
9.1.3 地下水天然动态类型
潜水、承压水由于排泄方式、交替程度不同，两者 的动态特征也不同
1、潜水的动态类型——三种类型
蒸发型——
主要出现在干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆 地。
径流型——
广泛分布于山区及山前
地质因素是间接因素（相当于滤波器） 气候与水文因素决定了一个地区地下水动态的总轮廓 地质因素起修饰作用，滤波或削峰填谷的作用
潜水位的埋深：埋深的大小，对滞后-延迟时和变幅的影响
包气带岩性：K起作用； 饱水带岩性：K和μ 均起作用
地下水所处的空间部位：补给区，排泄区。一般而言，补给 区较排泄区更不稳定 岩溶水动态特征
地下水均衡计算，应从系统角度遵循质量守恒定 律来分析。 地下水量均衡方程式的一般表达式为：
收入项 — 支出项 = 系统储存量的变化
思考题
1、一个地区，如何依据地下水动态变化特征，分析地下水 均衡状况（或特点）。 2、强烈人工开采条件下，抽水井的水有哪些来源？潜水均 衡方程式将有哪些变化。
--第九章结束--
某要素（水位）随时间的变化程度用稳定性来恒量 动态稳定——变化幅度小 动态不稳定——变化幅度大
降水补给引起地下水位响应——滞后-延迟-叠加
河北饶阳地区地下水位动态曲线
思考？影响地下水位变化（动态特征）因素有哪些
9.1.2 地下水动态的影响因素
1、气象（气候）因素—决定动态总轮廓
特点：大面积，普遍产生影响 (主要有降水与蒸发因素)
潜水均衡
均衡方程式一般表达形式：A - B = Δ W
A——收入项； B——支出项；
Δ W——均衡时段内，均衡区的水量变化量
均衡结果（表现）：正均衡或负均衡
地下水均衡图示
潜水均衡方程式： Xf + Yf + Zc + Wu1 + Qt - ( Zu+Qd+Wu2 ) = μ Δ h
潜水均衡方程式
9.1.1地下水动态的形成机制
与环境的相互作用 降水——补给地下水系统——水位上升 (出现变化）
激励—脉冲式的降水 响应—波状信号的信息
地下水水位对外界输入（降水）响应的特点：
（1）滞后和延迟现象 （2）有叠加现象
地下水动态曲线
因外界激励（或输入）而引起的系统响应（或输出）的 变化幅度是含水系统内部结构作用的结果
虚线为气温；兰色柱状为降水量；红色为潜水位；黄色柱状为蒸发量
9.1.2 地下水动态的影响因素
2、水文因素
指地表水体的变 化对地下水动态 的影响 从右图中可以看 出什么规律？
与地表水体的距 离有关
思考？与潜水比较, 受河水位影响承 压水动态有何特 点？
9.1.2 地下水动态的影响因素
3、地质因素
气象因素表现：
–降水的年内季节性变化 –降水的 多年变化（如11年周期） –降水的 昼夜变化
与此相对应，地下水动态也有这三种周期性变化
–昼夜变化 --在许多地区不明显 –多年变化 --研究周期长 –年内变化 --最突出
地下水动态曲线
气象（气候）因素
图9—3 潜水动态曲线 （1954—1955，北京）
Fundamentals of Hydrogeoloy
水文地质学基础
第九章 地下水动态与均衡
本章内容
9.1 地下水的动态
9.2 地下水的均衡
Company Logo
9.1 地下水的动态
含水层（含水系统）经常与环境发生物质、能 量与信息的交换，时刻处于变化之中—与时间 有关
地下水动态的概念
在与环境相互作用下，含水层（含水系统）各要素（如 水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化， 称之。
Xf + Yf = Zu 湿润山区潜水均衡 强烈开采区
Zu =0
Xf + Yf = Qd
Xf + Yf = Q开
9.2.2 区域地下水均衡
堆积平原含水系统地下水均衡模式图
山前丘陵潜水 冲积平原潜水 冲积平原承压水
X X
f1 f 2 W 2
Y Y
W Z Q W f1 1 u1 d 2 f 2 t Q Z t u2 W 3
Xf + Yf + Zc + Wu1 + Qt - ( Zu+Qd+Wu2 ) = μ Δ h
几种条件下的潜水均衡方程式：
干旱半干旱平原区：忽略Zc ；地形切割微弱Qd→0；
无越流时Qt =0；径流滞缓Wu1 Wu2 → 0；
Xf + Yf - Zu =μ Δ h
多年均衡条件下 ：μ Δ h =0，则
Q
1
堆积平原含水系统地下水均衡模式分析
山前丘陵潜水 冲积平原潜水 冲积平原承压水
X X
f1 f2 W
Y Y
W Z Q W f1 1 u1 d 2 Q Z f2 t u2
Q W 2 t 3
1
用含水系统分析，水量均衡方程：
弱径流型——
气候湿润.2
地下水均衡
均衡：某一时间段、某一地段内，地下水水量（热量、盐量、 能量）的收支状况，称为地下水均衡
动态是均衡的外部表现
9.2.1 地下水均衡方程式—质量守恒定律
均衡区：均衡计算所选定的区域（三维的） 均衡期：均衡计算的时间段（一个水文年）