试谈地下水的补给、排泄与径流(ppt 62页)
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07地下水的补给、排泄与径流解析
第七章 地下水的补给、排泄与径流
过程：含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通 过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。 在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外 界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。 意义：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。 为了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发利用 水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
目前认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径 式两种：
第七章 地下水的补给、排泄与径流
活塞式下渗：鲍得曼（Bodman）等人于1943—1944年对均质砂 进行室内入渗模拟试验的基础上提出，简而言之，这种入渗方 式是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移。 在理想情况下，包气带水
普遍认为，在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。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
二、影响大气降水补给地下水的因素
蒸发
地表
降水
地表径流 下渗补给含水层
渗入地面以下的水，不等于补给含水层的水。其中相当 一部分将滞留于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。 以土壤水形式滞留于包气带并最终返回大气圈的水量相 当大。我国华北平原总降水量有70％以上转化为土壤水。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
7.1 地下水的补给
7.1.1 大气降水对地下水的补给 7.1.2 地表水对地下水的补给
7.1.3 大气降水及河水补给地下水水量的确定
7.1.4 凝结水的补给 7.1.5 含水层之间的补给 7.1.6 地下水的其它补给来源 泉 泄流
7.2 地下水的排泄
第三章 地下水的补给径流排泄
包气带岩性
包气带岩性、地下水埋深
岩性：透水性越好，入渗速率越大，降水转 化为地下水的量也越大；反之则小。
地下水埋深：通过实验研究，降水入渗补给 量随地下水埋深的不同而不同。
地下水埋深
降水量
地下水埋深：直接决定其上的包气带蓄水能力。 一 般：包气带越厚，其所消耗的水量越多， 补给给地下水的有效雨量将随地下 水埋深的增大而减少。
降水历时
指降水所持续的时间。
降水强度小而历时长的雨型，如毛 毛雨，入渗的水仅能湿润包气带，而后 又蒸发返回大气，不利于补给地下水； 绵绵细雨，其降水强度中等，历时长， 降水面积广，对地下水补给最为有利。
植被 植被
植被覆盖率：植物越茂密，降水形成的坡面流的 滞留时间越长，对地下水补给越有利。
植物形成的有机物：有利于保护土层结构免受降 雨淋蚀，植物根系还可以增加表土的透水性。
佛罗里达州落水洞
大气降水补给地下水水量的确定
实测法 —地中渗透仪（地中蒸渗仪 ） —地中渗透计
手动调节 补水，得 到蒸发量
自动获得补水量 ，得到入渗补给 值
1－装满砂的地中渗透计；2－砾石；3－滤网；4－导水管；5－三通；6－开关；7－测压 管；8－支架；9－试坑；10－马利奥特瓶；11－漏斗；12－弯头；13－水管；14－量筒
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第三章
地下水的补给、径流与排泄
1
地下水的补给
2
地下水的排泄
3
地下水的径流
地下水的补给、径流、排泄
补给与 含水层或含水系统与外界进行水量、 排泄 能量和盐量交换的环节。
径流
含水层或含水系统内部进行水量和 盐量积累和运输的过程。
这三个环节决定地下水水量、水质 和水温在时间和空间上的变化
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水开采特征
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水的开采特征摘要地下水作为整个地球上水循环的重要环节之一，通过含水层从外界获得补给，在含水层中向排泄区运动和赋予它们的岩石相互作用，最后向外界排泄而参与水循环。
地下水的不断交替、不断更新决定了含水层中水质水量在空间上和时间上的变化。
为了了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
关键词：补给径流排泄地下水一、地下水地补给含水层从外界获得水量的过程称作补给，主要来源有：大气降水、地表水、凝结水、其他含水层水和人工补给。
（1）大气降水大气降水是自然界水循环中最活跃的因素之一，也是千层地下水的主要补给来源。
降落到地面的水分一部分变为坡面径流或被蒸发而消失，仅有部分渗入地下。
这一部分到达潜水面以前，必须经过土颗粒、空气和水三相组成的包气带，因此入渗过程中水的运动是极其复杂的。
降水到达地面后，便向岩石土壤中渗入。
如果降雨前土层湿度不大，则入渗的水先形成结合水，大道最大结合水量后，剩余的水才形成毛细水继续下渗，只有当包气带中所有毛细水被充满后，才能形成重力水连续下渗。
（2）地表水对地下水的补给地表水体包括河流、湖泊、水库、海洋等，它们都在一定条件下成为地下水的补给。
地表水补给地下水必要条件有以下两方面：一方面，两者之间必须有水力联系；另一方面，地表水为必须高于地下水位。
如某些平原河流的下游，河流中上游的洪水期，河流出山后的山前地段和河流流经岩溶发育地段，一般满足上述条件，地表水补给地下水。
（3）凝结水的补给凝结作用指空气的饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，绝对湿度与饱和湿度相等。
温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水便凝结成液态水。
白天，大气和土壤均吸热，晚上，土壤散热快而大气散热慢，低温将带一定程度，土壤孔隙中水汽达到饱和，凝结成水滴，土壤空气的绝对湿度随之降低，导致大气中水汽和土壤孔隙水汽压力不平衡，地面大气中水汽想土壤孔隙中运动并凝结，不断补充，不断凝结形成重力水下渗。
地下水补给与排泄
第3页/共68页
二、大气降水对地下水的补给（二）降水入渗过程包气带含水量的变化 t0（初期）— t1（中期）—t2（后期）—t3（结束）
W0 残留含水量 WS饱和含水量
第4页/共68页
三、大气降水补给地下水的影响因素(一)地表降水的三个去向
大 气 圈
地 面
包 气 带水分滞留
第13页/共68页
四、地表水对地下水的补给流为例1、山区深切河谷 排泄地下水，河流得到补给。
第14页/共68页
四、地表水对地下水的补给2、山前河流 由于堆积作用，河床高，地表水常年补给地下水。
第15页/共68页
四、地表水对地下水的补给3、冲积平原河流（中游）补给排泄关系，随季节而定。
第24页/共68页
五、大气降水及河水补给地下水水量的确定（一）平原区大气降水入渗补给量1、计算公式 Q=PαF *1000 Q 年降水入渗补给量(m3/a) P 年降水量(mm) α 入渗系数 F 补给区域面积（Km2)
第16页/共68页
四、地表水对地下水的补给4、地上河 补给地下水；一般河 洪补枯排。
第17页/共68页
第18页/共68页
开封柳园口悬河
第19页/共68页
山东境内黄河
第20页/共68页
（二）河流对地下水补给的过程－以间歇河流为例1、汛期开始以垂直入渗为主， 河下形成条带地下水丘。2、中期，水丘水位不断抬高， 与河水连成一体。3、汛期结束， 潜水位普遍 抬高。
二、大气降水对地下水的补给（一）大气降水入渗机制—松散沉积物 两种方式：活塞式、捷径式1、活塞式 在较为理想的均质砂层地下水中，由于空隙均匀、当降水强度较小时，入渗水整体下渗，其湿锋面整体向下推进，犹如活塞运移的入渗方式进行。
二、大气降水对地下水的补给（二）降水入渗过程包气带含水量的变化 t0（初期）— t1（中期）—t2（后期）—t3（结束）
W0 残留含水量 WS饱和含水量
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三、大气降水补给地下水的影响因素(一)地表降水的三个去向
大 气 圈
地 面
包 气 带水分滞留
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四、地表水对地下水的补给流为例1、山区深切河谷 排泄地下水，河流得到补给。
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四、地表水对地下水的补给2、山前河流 由于堆积作用，河床高，地表水常年补给地下水。
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四、地表水对地下水的补给3、冲积平原河流（中游）补给排泄关系，随季节而定。
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五、大气降水及河水补给地下水水量的确定（一）平原区大气降水入渗补给量1、计算公式 Q=PαF *1000 Q 年降水入渗补给量(m3/a) P 年降水量(mm) α 入渗系数 F 补给区域面积（Km2)
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四、地表水对地下水的补给4、地上河 补给地下水；一般河 洪补枯排。
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开封柳园口悬河
第19页/共68页
山东境内黄河
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（二）河流对地下水补给的过程－以间歇河流为例1、汛期开始以垂直入渗为主， 河下形成条带地下水丘。2、中期，水丘水位不断抬高， 与河水连成一体。3、汛期结束， 潜水位普遍 抬高。
二、大气降水对地下水的补给（一）大气降水入渗机制—松散沉积物 两种方式：活塞式、捷径式1、活塞式 在较为理想的均质砂层地下水中，由于空隙均匀、当降水强度较小时，入渗水整体下渗，其湿锋面整体向下推进，犹如活塞运移的入渗方式进行。
地下水补给排泄与径流
6.1地下水的补给
• 相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称 作越流。越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层 构成弱透水层。越流补给量的大小，也可用达西定 律进行分析（图）
6.1地下水的补给
• 根据Q = KωI ，在一维流动条件下，单位水平面积 弱透水层的越流量V 为：
• 式中： K ——弱透水层垂向渗透系数； • I ——驱动越流的水力梯度； • H A ——含水层A 的水头； • H B ——含水层B 的水头； • M ——弱透水层厚度（等于渗透途径）。
P = Rs + E +ΔS + qs
6.1地下水的补给
• 6.1.1.3 影响大气降水补给地下水的因素： • (1) 年降水量：降水首先需要补足包气带的水分亏损，
因此降水量小时补给地下水的量就小。 • (2) 降水特征：雨强、雨面、历时都影响入渗，绵绵细
雨有利于入渗。 • (3) 包气带岩性：渗透性强（K大）时，容易补给，渗透
6.1地下水的补给
6.1地下水的补给
• 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，除了粒间孔隙与颗粒集合 体内和颗粒集合体间的孔隙外，还存在根孔、 虫孔与裂缝等大的孔隙通道。在粘性土中，捷 径式入渗往往十分普遍。
• 如图 (b)所示，当降水强度较大，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。
6.1地下水的补给
• 大气降水与地表水是地下水的两种主要补给来源
• 从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且 较均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周 边。
地下水的补给、排泄与径流
二、地表水对地下水的补给 •地表水补给地下水的必要条件：1、两者之间必须具有水力联 系 2、地表水位必须高于地下水位（实例） •地表水补给地下水的时间上变化，见图5-11、图5-12 •地表水补给地下水的空间上变化 •地表水补给地下水的影响因素：河床的透水性、河道的宽度 及补给段的长度、河水水位高度
边界面厚度岩性粒度或裂隙发育程度等地质边界条件和水动力学边界条件水位和入流量出流量水动力学参数及其在空间上的分布实例1图545实例2图546五水文地质概念模型40本章小结补给径流排泄41环境介质运动物化性质掌握地下水的补给来源有哪些以及影响不同补给来源补给地下水的因素不同补给来源补给量的计算方法了解大气降水的入渗机制
Q103 F36586400
2. 地下水补给模数（Mb）
• 每平方公里含水层分布面积上地下水年补给量为若千万立
方米， 万立方米/年·平方公里。
Mb
Q F 104
• 在山区，补给模数与地下径流模数（Mc）的换算关系为
86 430605 M bM c 地下1 水的补3给0 、1 排泄与4径0 流 3.1M 5c
•2、标准退水曲线法 –具体步骤： •确定标准退水线：图5-30 •确定洪峰段 •确定起涨点A和退水点B •将标准退水线绘于过程线上（图5-29）求出基流
–适用：河流与潜水无直接水力联系、地下水径流不受河水涨落影响。 –优点：一定程度反映了地下水泄流规律
•3、库捷林分割法（图5-31） –适用：河水与潜水有直接水力联系 –原理：枯水期，河流由地下水泄流组成，洪水期，地下水泄 流为零。
地下水的补给、排泄与径流
• 二、地下水径流系统和径流带
– 地下水径流系统：实质上是以流面为边界的具有统一补给、 径流与排泄的地下水单元。
地下水概论第7部分 地下水的补给与排泄PPT课件
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
转页
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降水入渗过程
t1 t2
地面
湿 锋 面
潜水面
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入渗速率随时间的变化
K
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下渗过程水分分布
渗润阶段
渗漏、渗透阶段
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下渗过程中水分分布带
风干土
饱和带
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(补给条件）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
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：
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三 蒸发和蒸腾的影响因素
c.包气带岩性：
蒸发与毛细上升速度 Vc = KI 有关
3. 研究泉的意义？
直接得到水文地质资料；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
①地下水位标高，
②岩层的含水性（透水性）， ③含水岩层的补给，循环（交替） ④地质构造、断层等， ⑤供水水源（直接利用）。
间接分析出水文地质信息。
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
试谈地下水的补给、排泄与径流PPT课件( 62页)
性差时不利于补给；厚度（水位埋深）大时消耗于包气 带的水分多，不利于补给，而厚度小时有利于补给。
• (4) 地形：陡坡不利于补给，平缓有利于 补给。
• (5) 植被：森林、草地可滞留地表坡流与 保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。 但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸 腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分 亏缺。
6.1地下水的补给
6.1地下水的补给
• 就地表接受降雨入渗的能力而言，初期较大， 逐渐变小趋于一个定值。降雨初期，由于表土 干燥，毛细负压很大，毛细负压与重力共同使 水下渗，此时包气带的入渗能力很强。随着降 雨延续，湿锋面推进到地下一定深度，相对于 重力水力梯度（ I = 1），毛细水力梯度逐渐变 小，入渗速率逐渐趋于某一定值（图）。在降 雨强度超过地表入渗能力时，便将产生地表坡 流。
• (6)人类工程：都市化不利于补给。
6.1地下水的补给
• α 称为降水入渗系数，即每年总降水量 补给地下水的份额，常以小数表示。α 通常变化于0.2—0.5 之间，我国南方岩 溶地区α 可高达0.8 以上，西北极端干旱 的山间盆地则趋于零。
6.1地下水的补给
• 我们应当注意，影响降水入渗补给地下水的因 素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地 割裂开来加以分析。例如，强烈岩溶化地区， 即使地形陡峻，地下水位埋深达数百米，由于 包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全 部吸收，有时α 值可达70％—90％。又如，地 下水位埋深较大的平原、盆地，经过长期干旱 后，一般强度的降水不足以补偿水分亏缺。这 时候，集中的暴雨反而可成为地下水的有效补 给来源。
第六章 地下水的补给、排泄与 径流
• 6.1地下水的补给 • 6.2 地下水的排泄 • 6.3 地下水径流 • 6.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水
• (4) 地形：陡坡不利于补给，平缓有利于 补给。
• (5) 植被：森林、草地可滞留地表坡流与 保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。 但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸 腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分 亏缺。
6.1地下水的补给
6.1地下水的补给
• 就地表接受降雨入渗的能力而言，初期较大， 逐渐变小趋于一个定值。降雨初期，由于表土 干燥，毛细负压很大，毛细负压与重力共同使 水下渗，此时包气带的入渗能力很强。随着降 雨延续，湿锋面推进到地下一定深度，相对于 重力水力梯度（ I = 1），毛细水力梯度逐渐变 小，入渗速率逐渐趋于某一定值（图）。在降 雨强度超过地表入渗能力时，便将产生地表坡 流。
• (6)人类工程：都市化不利于补给。
6.1地下水的补给
• α 称为降水入渗系数，即每年总降水量 补给地下水的份额，常以小数表示。α 通常变化于0.2—0.5 之间，我国南方岩 溶地区α 可高达0.8 以上，西北极端干旱 的山间盆地则趋于零。
6.1地下水的补给
• 我们应当注意，影响降水入渗补给地下水的因 素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地 割裂开来加以分析。例如，强烈岩溶化地区， 即使地形陡峻，地下水位埋深达数百米，由于 包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全 部吸收，有时α 值可达70％—90％。又如，地 下水位埋深较大的平原、盆地，经过长期干旱 后，一般强度的降水不足以补偿水分亏缺。这 时候，集中的暴雨反而可成为地下水的有效补 给来源。
第六章 地下水的补给、排泄与 径流
• 6.1地下水的补给 • 6.2 地下水的排泄 • 6.3 地下水径流 • 6.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水
(精选)地下水的补给排泄与径流
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。
地形: 高或低，陡或缓
地质: 包气带岩性
地下水位埋深：
其他：植被、城市化
8
（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。
ΔH
有 L蒸
发
27
三、蒸发排泄
2、叶面蒸腾：叶面蒸发量大于土壤蒸发量，甚至为土壤蒸发量的两倍。
•定义：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。 •蒸腾的深度受植物根系分布深度 的控制。在潜水位深埋的干旱、 半干旱地区，某些灌木根系深达 地下数十米。 •蒸腾只消耗水分而不带走盐类。
–具体分割方法：
•1、直线分割法（图5-28）（包括直线分割法和斜割法）
–适用于地下水与河水无直接水力联系
–缺点：随意性大，误差大
–优点：简便易行
25
•2、标准退水曲线法 –具体步骤： •确定标准退水线：图5-30 •确定洪峰段 •确定起涨点A和退水点B •将标准退水线绘于过程线上（图5-29）求出基流
（一株大的植物，犹如一台生物抽水机）
成年树木的耗水 能力
饥饿草原护田对潜水位的影响
28
第三节 地下水的径流
29
一、径流方向、强度的影响因素
• 径流的定义：地下水由补给区向排泄区流动的过程称作径 流。 最简单的情况下，含水层自一个集中补给区流向集 中排泄区，具有单一径流方向。
30
对于潜水来说， 山区地下水的 循环属于渗 入—径流型
19
温度适中，温差较小，相对湿度大。
地形: 高或低，陡或缓
地质: 包气带岩性
地下水位埋深：
其他：植被、城市化
8
（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。
ΔH
有 L蒸
发
27
三、蒸发排泄
2、叶面蒸腾：叶面蒸发量大于土壤蒸发量，甚至为土壤蒸发量的两倍。
•定义：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。 •蒸腾的深度受植物根系分布深度 的控制。在潜水位深埋的干旱、 半干旱地区，某些灌木根系深达 地下数十米。 •蒸腾只消耗水分而不带走盐类。
–具体分割方法：
•1、直线分割法（图5-28）（包括直线分割法和斜割法）
–适用于地下水与河水无直接水力联系
–缺点：随意性大，误差大
–优点：简便易行
25
•2、标准退水曲线法 –具体步骤： •确定标准退水线：图5-30 •确定洪峰段 •确定起涨点A和退水点B •将标准退水线绘于过程线上（图5-29）求出基流
（一株大的植物，犹如一台生物抽水机）
成年树木的耗水 能力
饥饿草原护田对潜水位的影响
28
第三节 地下水的径流
29
一、径流方向、强度的影响因素
• 径流的定义：地下水由补给区向排泄区流动的过程称作径 流。 最简单的情况下，含水层自一个集中补给区流向集 中排泄区，具有单一径流方向。
30
对于潜水来说， 山区地下水的 循环属于渗 入—径流型
19
第七章 地下水的补给与排泄.ppt
排
冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关
泄
系，随季节而变（图7－5c）；在某些特殊的冲积平
原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓的“地上河
”，河水经常补给地下水（图7－5d）。
2019/11/6
第
七
山区深切河谷 排泄地下水，洪水期补给地下水
章
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）； 4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
第
七
章
（3）河流渗漏补给地下水的水量的确定
简单的确定方法，可以在有渗漏的河段上下游，
地
分别测定断面流量Q1及Q2，则河流渗漏量等于
下
水
Q补=(Q上游-Q下游) t
的
其中t为河床过水时间。
补
不适用地下河发育地带
给
与
不适用有泉的地带
排
不适用河流排泄地下水的地带
泄
不适用河床尚未润湿的时间段
2019/11/6
2019/11/6
图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线
W0—残留含水量； Ws —饱和含水量
2019/11/6
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）t3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
2019/11/6
第 七
地上河 补给地下水。
章
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）； 4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
2019/11/6
第 七 章
第三章 地下水的补给、径流、排泄
地下水的补给、径流、排泄
地下水的补给、径流、排泄
水文地质条件
hydrogeological condition
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的地质条件等的总称。
地下水的补给
含水层或含水系统从外界获得水量的作用过程称作补给。
i 1
Q垂
——泰森多边形内的入渗或蒸发量（m3/d）；
大气降水补给地下水水量的确定
地下水动态分析法：地下水位观测资料估算
X f (hmax h h t )
式中：
X f ——降水入渗补给量；
——地下水位变动带内的给水度；
hmax ——降水后观测孔中的最大水柱高度(m)
大气降水补给地下水水量的确定
降水入渗补给系数法
Q X F 1000
式中： Q ——降雨入渗补给量，m3；
X ——年降水量,mm；
——降水入渗系数；
F ——补给区面积,km2；
二、地表水对地下水的补给
河流与地下水的补排关系沿着河流纵断面而有所变化。 河水补给地下水时，补给量的大小取决于下列主要因素：
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第三章
地下水的补给、径流与排泄
1
地下水的补给 地下水的排泄
2
3
地下水的径流
地下水的补给、径流、排泄
补给与 排泄
含水层或含水系统与外界进行水量、 能量和盐量交换的环节。
径流
含水层或含水系统内部进行水量和 盐量积累和运输的过程。
这三个环节决定地下水水量、水质 和水温在时间和空间上的变化
捷径式下渗与活塞式下渗比较
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 比“新”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。