最新6地下水的补给、排泄与径流
【范例一】地下水补给、径流、排泄条件
3.4.1 含水岩组与富水性1、含水岩组根据地层岩性或相似及组合特征，赋存空间等，将勘查区及其周围划分为松散岩、碎屑岩类二类含水岩组。
松散岩类含水岩组由第四系残坡积层粘土组成；碎屑岩类含水岩组由下三统,中三叠百蓬组的砂岩、泥岩、粉砂岩组成。
2、含水岩组的富水性（1）松散岩类含水岩组的富水性该类含水岩组的地下水赋存于空隙中，地下水类型为孔隙水，由于赋存空间细小，储水条件差，估富水性弱，水量贫乏。
（2）碎屑岩类含水岩组的富水性该类含水岩组的地下水赋存于砂岩，泥岩、粉砂岩构造风化裂隙中，地下水类型为构造裂隙水，赋存空间窄小，储水条件较差，根据1:20万东兰幅区域水文地质普查资料，枯水期径流模数小于3L/s.km2,泉水流量小于1L/s，为富水性弱，水量贫乏。
3.4.2 地下水补给、径流、排泄条件1、松散岩类孔隙水补给、径流、排泄条件：该型地下水补给来源为大气降水、次为碎屑岩构造裂隙水侧向补给，受大气降水、构造裂隙水侧向补给的地下水在孔隙中运动，由高处往低处运移，于低洼之处以泄流或季节性泉形式排泄于地表。
2、碎屑岩类构造裂隙水补给、径流、排泄条件：该类型地下水补给来源主要为大气降水，大气降水在山脊或斜坡通过构造风化裂隙以渗入方式补给地下水，地下水在构造风化网状裂隙中运动，顺着含水层倾斜方向，由山脊、斜坡想附近上烈溪沟底运移，于该溪沟底部和两侧以泄流或泉水形式排泄于地表，汇集而成地表，溪流，流向由东向西，最终汇入红水河。
勘查区位于碎屑岩分布区，所处地势较高，为地下水补给、径流区，滑坡后缘及中部为补给区，本次所布置ZK2、ZK5、ZK6、ZK7、ZK9钻孔未发现地下水位，在滑坡前缘附近为地下水径流区，所布置ZK1、ZK3、ZK4、ZK8钻孔均发现有地下水位，埋深3.0～5.4m，标高597～605.6m。
地下水的补给与排泄
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。
有关地下水补给、径流、排泄等水文地质学基础知识
有关地下水补给、径流、排泄等水文地质学基础知识地下水，那可是大地的神秘宝藏，就像藏在地下的小金库，默默地滋养着大地万物。
今天咱们就来唠唠地下水的那些事儿，什么补给、径流、排泄之类的。
咱先说说地下水的补给。
这补给就像是给地下水这个大池子注水一样。
雨水是个很重要的角色呢。
每次下大雨的时候，雨滴就像一个个小信使，带着天空的馈赠冲向大地。
一部分雨水直接渗到地下，就像小偷悄悄溜进了一个秘密基地，慢慢地补充着地下水。
还有河流啊，它就像一个慷慨的邻居，有时候河水会偷偷地往地下渗，把自己的水分享给地下水。
山上的冰雪融化也不能小看，那融化的雪水就如同远方归来的游子，急切地投入大地的怀抱，成为地下水的一部分。
对了，灌溉用水有时候也会渗透下去，这就好比我们吃饭的时候不小心掉了些米粒到地上，虽然看起来不起眼，但积少成多也能给地下水加点料。
地下水可不会一直静止在那里，它也像个调皮的孩子到处跑，这就是径流。
它在地下岩石和土壤的孔隙里穿梭，就像小老鼠在地道里乱窜。
地下水径流的速度可不一样，就跟不同的人走路速度有快有慢一样。
如果地下的岩石和土壤孔隙比较大，像那种粗砂层，地下水就跑得欢快些，就像在宽阔的马路上跑步；要是遇到黏土这种孔隙小的，那就只能慢悠悠地挪了，仿佛走在狭窄的小巷子里。
而且地势也影响它的径流方向，水往低处流嘛，地下水也不例外，它总是朝着地势低的地方流去，就像球总是往坡下滚一样。
再讲讲排泄。
地下水也得有个出口释放自己，这就是排泄。
泉水就是地下水排泄的一种美丽呈现。
那泉水涌出来的时候，就像大地开了个口子在吐珍珠，清澈的泉水从地下冒出来，形成了一道亮丽的风景。
有些地方的湖泊也是靠地下水排泄来维持水量的，地下水就像一个默默支持的一直在背后给湖泊提供水源。
还有啊，人们打井取水，这也算是地下水的一种排泄方式。
地下水就像一个无私的供应者，满足人们的用水需求。
不过要是取太多，就像一个人不停地索取别人的东西，那地下水也会受不了的。
地下水补给量和排泄量的具体计算
地下水补给量和排泄量的具体计算1.地下水补给量的计算1.1自然补给量法自然补给量法是通过评估地表流水与地下水之间的关系来计算地下水补给量。
常用的计算方法有：(1)降水剩余法：地下水补给量等于降水量减去地表径流量和蒸发量。
一般通过水文观测和气象数据来估算。
(2)水文平衡法：根据区域水文平衡原理，将降水、蒸发、径流、蓄水和地下水补给量等各项因素进行综合考虑，并利用水量平衡方程进行计算。
1.2同位素示踪法同位素示踪法是通过测定地下水中的同位素含量来计算地下水补给量。
常用的同位素包括氢、氧同位素和氡同位素。
通过测定同位素的比例和含量变化，结合水文地质条件分析，可以计算出地下水补给量。
2.地下水排泄量的计算地下水排泄量是指地下水从地下水层流出到地表水或引入到其他水体的量。
下面介绍两种常用的地下水排泄量计算方法。
2.1地下水位观测法地下水位观测法是通过长期监测地下水位变化，结合水文地质条件分析，计算地下水排泄量。
具体步骤为：(1)建立地下水位观测点，安装地下水位观测井。
(2)进行长期的地下水位监测，获取地下水位的时空变化数据。
(3)根据地下水位变化分析地下水排泄量，使用水力学公式进行计算。
2.2水量平衡法水量平衡法是通过对地下水流域的入渗量、蒸发量、地下水补给量、地下水开采量以及地下水位变化等水文过程进行综合分析，计算地下水排泄量。
具体步骤为：(1)收集入渗、蒸发、地下水补给量、地下水开采量和地下水位变化等数据。
(2)利用水量平衡方程根据这些数据进行计算，解出地下水排泄量。
总结：地下水补给量和排泄量的计算是通过分析地下水流动过程和水文地质条件，结合水文监测数据和水量平衡方程等进行综合计算的。
不同的地质条件和水文观测数据量的不同，计算方法也有所差异。
在具体计算过程中，需要考虑各种影响因素，并采取科学合理的方法进行计算，以保证计算结果的准确性和可靠性。
水文地质学 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。
径流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。
Xq 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。
水文地质学 第6章 地下水的补给与排泄
1、大气降水入渗机制
❖ “活塞式”入渗
—— 均匀砂土层
❖ “捷径式”下渗
t1
——空隙大小极悬殊
t2
活塞式与捷径式区别：
① 捷径式下渗，新水可以 超过老水，优先达含水 层；
② 捷径式下渗，不必包气 带达到饱和即可补给下 方含水层。
捷径式下渗图
6.1.1 大气降水对地下水的补给
2、降水补给的影响因素 ▪ P = R + E +ΔS + G ▪ 气候因素（P，E）：
④ 井孔灌注。
6.2 地下水的排泄
❖ 地下水排泄的研究包括： ▪ 排泄方式、排泄机制、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 ▪ 蒸发蒸腾（面状排泄） ▪ 人工排泄
❖ 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
▪ 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
6.1.1 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
2、下寒武为隔水层，仅断层带局部 导水；中寒武是较好的含水层；上寒 武基本上可看作隔水层。
3、奥陶系厚层灰岩中，地表水系不 发育；泉数量不多而涌水量大，为110L/s，个别大于10L/s；大多出露于 与其他地层交接处，说明富水性强， 是本区最好的含水层。 4、个别地段的断裂带出露泉而流量为 1-10L/s，说明断层有一定导水能力。
地下水的补给、排泄与径流
α：降水入渗系数; qx：年降水入渗量(mm); X：年降水量(mm).
•降水入渗系数与岩性和地下水埋深的关系，见表5-1 •降水入渗系源自与年降水量和地下水埋深的关系见表5-
2 •山区降水入渗系数的经验数值，见表5-3
根据入渗系数求年入渗补给量
全年降水入渗补给量：Q =X·α·F·1000
m3/a，mm，无量纲，km2 降 西北水干入渗旱系地数区多趋用于年0。平均值地表下水示的补，给通、排常泄0与.2径~流0.5，南方岩溶地区达0.8，
地下水的补给、排泄与径流
•大气降水补给与河流补给的特点 –大气降水补给是面状补给，范围广比较均匀 –地表水是线状（河流）和点状（小湖、坑、塘）补给，局 限于地表水体周边 –大气降水补给持续时间有限 –地表水体补给持续时间长，或是经常性的。
承压水的补给：与潜水的区别主要在于补给区域与面积， 见图5-13
地质: 包气带岩性
地下水位埋深： 其他：植被、城市化
地下水的补给、排泄与径流
（三）四种不同时间尺度地补给
➢1）短期补给:干、湿季节分明地区一次大雨后； ➢2）季节性补给：有规律的季节性； ➢3）永久性补给：湿润的热带地区，总有向下的水入渗补 给； ➢4）历史性或古补给：古代埋藏水。
地下水的补给、排泄与径流
地下水的补给、排泄与径流
三、凝结水的补给
温度降低时，饱和湿度降低，温度降到一定程度， 绝对湿度与饱和湿度相等，继续下降，超过饱和湿 度的那部分水汽凝结成水，由气态水转化成液态水 的过程称为凝结作用。
地下水的补给、排泄与径流
四、含水层之间的补给
•含水层之间补给的条件： •1.两个含水层之间有水力联系 • 2.存在水头差
（四）降水入渗的研究方法及入渗系数的测定 1、测试方法
水文地质学-第6章地下水的补给、排泄和径流
二、地表水对地下水的补给
1.具备条件 1.具备条件
地表水位高于地下水位。 地表水位高于地下水位。
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第六章 地下水的补给径流与排泄
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河流上游 和中游
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第六章 地下水的补给径流与排泄
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长江瞿塘峡
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第六章 地下水的补给径流与排泄
地下水的补给 排泄和径流
地下水的补给、径流、 地下水的补给、径流、排泄这三个环节 就是地下水的循环――即自然界循环中的水 ， 即自然界循环中的水， 就是地下水的循环 即自然界循环中的水 处于地下隐伏阶段的循环。 处于地下隐伏阶段的循环。 基本概念 地下水的补给――含水层从外界获得水量的过 地下水的补给 程。 地下水的排泄――含水层失去水量的过程。 地下水的排泄 地下水的径流――获得水量到失去水量所经历 地下水的径流 的过程。
3.越流补给
越流补给是通过弱含水层的补给（ 越流补给是通过弱含水层的补给（leakage recharge） ） 要弄清谁补给谁： 在水的密度相同时， 要弄清谁补给谁 ： 在水的密度相同时 ， 高水位补 给低水位， 不一定是高的含水层补给低的含水层。 给低水位 ， 不一定是高的含水层补给低的含水层 。
chd-qw 第六章 地下水的补给径流与排泄 4
①入渗过程
a.渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥，下 渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥， 渗润阶段 渗水主要受静电引力作用， 渗水主要受静电引力作用 ， 受土粒吸附 形成结合水， 结合水的饱和， 形成结合水 ， 结合水的饱和 ， 即本阶层 的结束； 的结束； b.渗漏阶段 ： 随着土壤含水量增大 ， 分子 渗漏阶段： 渗漏阶段 随着土壤含水量增大， 作用力（ 静电引力） 作用力 （ 静电引力 ） 由毛管力和重力作 用取代， 逐渐充填岩土孔隙及下渗， 用取代 ， 逐渐充填岩土孔隙及下渗 ， 直 到重力起主导作用。 到重力起主导作用。 c.渗透阶段：孔隙水分近乎饱和，水主要受 渗透阶段： 渗透阶段 孔隙水分近乎饱和， 重力作用稳定向下流动。 重力作用稳定向下流动。