七章补径排

4、径流方向 即地下水运动的实际方向，由于水是在空隙中运动 ，故无一致方向，但地下水总有一个主要径流方向，即 概化方向。它不代表某水滴方向，而代表总体趋势。
观
测
主孔
孔
一般根据地质条件进行分析，总方向是由补给区到排泄 区，可用示踪的方法确定。示踪剂有食盐、同位素等。
地下水的补给——径流、径流——排泄界限的划分 是比较难的，没有严格界限，一般认为能接受补给的部 分称为补给，对潜水而言分布区与径流区一致，故称补 给——径流区，承压水比较好分区。
径流量除用达西公式计算外，有时用下列表示式 来判断地下水的富集程度。
2、地下径流率：1平方公里含水层面积上地下水的径
流量（又称径流模数）。
MJ
Q 10 2 F 365 86400
(L/S.KM2)
它说明了一个地区或一个含水层中以地下水径流
的形式存在的地下水量的多少，而不能说明地下水的
径流强度（用平均渗透率来表示）。
5、补给模数：单位面积上地下水含水层上补给的 量。Mb=Q/F,与径流模数差一个降水量系数。
6、径流区水质的变化 地下水的矿化度随补给区的矿化度不同而不同，沿 途有地表水或污染物的汇入而发生变化。
（3）泉的分布反映汗水层的分布或含水通道的分 布，及补给和排泄区的位置。
（4）区的标高反映当地的地下水位标高。
(5）泉的化学成分、物理性质及气体成分，反映 当地地下水的水质特点和形成的环境特点。
（6）水温反映地下水的埋藏特点，如水温接近气 温，说明地下水埋藏较浅，温泉来自深部。
（7）泉的研究有利于判断地质构造，泉常出露于 断层带及接触带
3、地下水径流系数：地下水径流量与同时间内（通
常为一个水文年）降落在含水层补给面积上的水量之比。
g
0.001 Q F
Q:m3/a
X:mm
g
M J 86400 365 X 106
31.54 M J X
F:km2
一般计算时要用不少于一年的资料，否则误差很大。
径流模数反映地下水径流量的一个特征，受补给、 径流条件的限制，其数值大小随着季节而变化，枯水期 与丰水期差别很大。如贵州苏地暗河枯水期为0.004，丰 水期为0.5，相差125倍。所以在计算地下水径流量时， 一定要考虑补给条件地变化。
度
深
h
w0 wmax ws
雨后水面 原始水面
当土层蓄水能力超过 降水量时，地下水位不上升，入渗水全部消耗于包气 带。当降水量超过包气带蓄水能力时，地下水位上升。 土层的蓄水能力：
Wv=(H-h)(Wmax-W0) Wv：土层的蓄水能力。 H：降水前地下水的埋深。 h：地下水面以上支持毛细水上升高度。（m） Wmax：田间持水率，（以体积计） W0：支持毛细水以上土层降水前的平均含水率。（残 留含水量） Ws：饱和含水量。
H:降水前的水位。△h:地下水位变化；
x:在水位上升时期以厚度表示降水量。
优点：概念明确，方法简单。
缺点：精度受给水度的限制，同时没有考虑到地下水的 蒸发，故α只能是近似值。
（2）利用直线斜率法求α
Xi=X-Y-E 即入渗量=降水量-径流量-蒸发量。
若 H=X-Y 则 Xi =H-E。
而 α=Xi/X
趵 突 泉
2、泉的研究意义 泉是地质、水文地质、地形地貌适当结合情况下
才形成的，因此可以反映出有关岩石富水性、地下水类 型、补、径、排、动态与均衡等许多信息。
（1）通过岩层中泉的出露及用水量大小，可以确 定岩石的含水性和含水和含水层的富水程度。
（2）通过对泉水的运动和动态特征，帮助判别地 下水类型。如下降泉变化较大，而上升泉来自承压水， 一般较稳定。
Q：入渗总量
F：计算区面积
X： 降水量
关键是Qi不好求
二．地表水的补给。 当地表水高于地下水位时，在压力差的作用下使地表水 补给地下水。
影响因素：河床长度与周湿，河床渗水性，水位差 ，河床过水时间。
补给量：Q=Q1-Q2 山区：Q=X*F*α*100
Q1
Q2
堰 塞 湖
地上河渗漏量的估算： 设河道过流时间t，河 渠水位上涨到h0。其向一 侧渗漏的单宽流量q为：
第七章 地下水的补给、径流与排泄
第一节 地下水的补给
含水层从外界获得水量的过程称为补给。包括补 给来源、影响因素和补给量。补给来源主要有：大气 降水、地表水、凝结水、含水层之间的的补给、人工 补给等。
地下水的补给、排泄
一、大气降水补给 1、大气降水的入渗机制
降水通过包气带向下移动的过程称入渗，是一 个复杂的过程，在运动过程中所通过的路程复杂，同 时获得盐分和热量。
2．降雨入渗系数的确定：
降雨入渗系数指在同一面积上降雨入渗补给地下水
数量占降水百分比。
α=Xi/X*100%.
α:入渗系数 Xi：入渗量 X：降雨量。
（1）根据动态观测资料资料求α。
α= Xi/X
Xi=△h*F*μ
X=X*F
α=△hμ/X=μ(Hmax-H+△ht)/XI
△H:水位增加值； F:面积 ； μ:给水度；
3、特殊类型的泉 如五台山李家庄的“鱼泉”；北京小汤山的温泉；
“虎叫泉”、“猫跳泉”、“矿泉”等。
三、蒸发与蒸腾 在地下水埋藏不太深时，形成毛细水，接近地表时 蒸发成气态水进入大气中，蒸腾则是由植物根部吸水， 通过叶面进入大气中，根系往往申入地下很深，，如大 树可达几十米，小麦最深达4米，所以蒸发是不可忽视的 。随着蒸发的不断进行，在地表出现盐碱化。提倡植树 造林就是固结地表土质、落叶形成腐泥固化，另一方面 由于蒸腾作用改善了局部气候，增大降雨量。
K2：与植被、岩性有关的经验系数
以上系数可以用回归求得（用已知数据）
潜 水 蒸 发 极 5 . 1 6 5.1米
限强度
米
2.95
土质
亚 粘 黄 土 质 亚 亚砂土
土
砂土
4.1 2.38
细粉 砂 砾
沙
石
不 同 植 物 蒸 2 2 9 ～ 2 0 3 ～ 154～203 1 0 2 ～
发量
254mm
305
1、泉的分类 (1)、按补给来源分：上升泉（承压水补给） 下降泉（潜水或上层滞水补给） 不能仅通过泉口的形式来判断是上升泉还是下降泉。 （2）、按出露原因分： 侵蚀泉：河流、沟谷切隔到含水层； 接触泉：切隔到隔水层时形成的泉； 溢流（出）泉：含水层变弱或隔水阻挡形成泉； 断层泉：含水层被断层切隔，往往成串分布。 泉可以双重命名，如侵蚀上升泉等。
量之比。 求取方法：用蒸发皿求得。 意义：在干旱地区或沙漠地区有实际意义，如美国沙
漠中的一个村庄供水全部利用凝结水。 形成机理：当温度降低时，饱和湿度随之降低，温度
降到一定程度时，绝对湿度与饱和湿度相等，温度再降低 时，超过饱和湿度的部分水以水滴的形式析出，形成地下 水。
夏秋之交，白天大气和土壤都吸热，晚上土壤比 空气散热快，当温度降到一定程度时形成凝结水（如 下天的露珠）。例如我们经常听到的“早穿棉衣中穿 沙，围着火炉吃西瓜”，就是说明温度在一天的变化， 居统计，撒哈拉沙漠的昼夜温差达50度。
一次降水对潜水的补给量： Xy=X-Yy-（H-h）(Wmax-W0)。
Xy：一次降水对潜水的补给量; X：降水量。 Yy：地面径流量。 2）影响因素： 降雨形式（大，中，小雨）。小雨易入渗，形成地表径 流少。 降水强度：(每小时降水量mm/h); 地形条件;植被情况： 地表平整程度; 包气带岩性、厚度：K值小且厚度大时补 给潜水量就小。 以上条件或因素不完全单一，而是综合影响，互相制约 。
q
h0
q h0 a
t
t时刻两侧渗透的总水量W为：w α：压力传导系数，(m2/d)
l
l
2 tqdl 2
0
0
km
h0 a t
1.128h0
atl
K：渗透系数 m/d
a
M：含水层厚度 m; μ：给水量
l：河道长度。（m）; t：计算时间（d）
基流分割：
基流 t
地表水与地下水的关系：
三．凝结水补给 凝结作用：由气态水转化为液态水的过程。 绝对湿度：单位体积空气中实际包含的气态水量。 饱和湿度：单位体积实际包含水的量与饱和时气态水
讨论：凝结水确实存在，但水量较小，有的学者 认为，真正起作用的是地下土壤蒸发而形成的水气在 在夜间凝结形成的水。
四、含水层之间的补给
“天窗”补给、断层导水补给、水头差作用补给、越 流补给。
越流量用达西定律计算，越流量不可忽视，因越流的 面积较大，有时越流量大于侧向补给量，但越流仍不被重 视，主要是越流的面积和渗透系数不好确定，因此在水资 源评价时会得出不正确的结论。
例如。建汾河二库，使其渗漏来补给地下水；少林水 库溢洪道的断层渗漏而造成的水库蓄水量减少；吉林某水 库渗漏（用同位素测试）等。 五、其它补给
农灌、河渠渗漏、钻孔导通、矿山开发诱导等。
第二节 地下水的排泄
第二节 地下水的排泄
地下水的排泄按形状划分为：点状、线状、面状。 一、泉
泉是地下水的天然露头，地形面、含水通道相交 的地方成泉。一般形成于山区，平原区很少有泉。
二、向河流排泄 1、河水与地下水的关系 潜水与河水无直接关系； 潜水与河水有直接关系； 潜水与河水有周期关系； 承压水与河水有直接关系。
2、基流分割 由于线状排泄不集中，不易测定，故用分割法。该
方法有平割、斜割、分段割、退水曲线割等。 以平割为例：从水位起开始，经退水后再上升为止
，连接成直线，以下阴影部分为基流（泄流）。即地下水 补给河水的水量。
1）入渗方式
湿峰面
活塞式：整体湿峰面向下移动
捷径式：沿大孔隙或渗透性好的通道下渗。
活塞式下渗是新水推动老水。新水先到地下水面；捷径
式不一定。前者主要适用于沙砾
岩介质，后者主要是粘性土中。
入渗过程线分几个阶段：
含水量
0线：原始雨量线
H
1线：降雨初期
2线：降雨当中 3线：后期线，后期表层饱和 4线：停雨线，岩层不饱和 5线：终止线，水位上升。
254
植物名称
草 和 栽 培 大扩叶 小树和灌 针叶树
植物
树
木
四、其他排泄 人工取水、向其它含水层排泄、矿山排水等。
矿体
地面 水位
第三节 地下水径流
1、径流，是连接补给与排泄的中间环节 地下水是复杂的，径流的场所是多样的，呈经有
两种观点：一是管流，另一种是渗流。其实在自然界 两种现象并存，在岩溶地区有时管理占主导地位，如 地下暗河等。
H
得 α=（H-E）/X
H=αX+E ………直线方程，
α E
α为直线斜率。
O
X
例：有三年观测资料（降水,蒸发，径流）,可作 出直线图（不同年分）
该方法在卡斯特地区或覆盖层薄的地区计算出效 果好些。
(3) 降水入渗系数经验值。
利用地中渗透仪求入渗量，再用α= Xi/X ，求取
（4）山区入渗系数α
比值法：α=Qi/（FX*100）
（8）岩溶区大泉可以直接开采利用，如利用不当 ，“扩泉”也会导致水源枯竭，破坏风景。
（9）对国民经济建设有重要意义，有的泉是供水 水源地（排泄区水量大），也有的是著名的旅游胜地。 北方大泉在早期都有神秘色彩，有庙宇或名人题词。
近几年，由于气候变化及不合理的开采地下水，北方的 泉口大都相继干枯。 **读P76页的图， 按要求写出读 书报告
1、影向蒸发的因素
气候、潜水埋深、岩性（决定毛管的发育程度）、
地下水流动系统的规模等。
2、蒸发量的计算
半经验公式：
0
(1水位接近地表时蒸发强度；
0
H0：蒸发极限埋深
n：经验系数
叶水庭经验公式： 0eH
沈立昌（双曲线）：＝ K2 0
a、b：系数
(1＋H )b