黄土高原典型流域地下水补给_排泄关系及其变化
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。
黄土高原地下水动态变化与农田水分利用优化
黄土高原地下水动态变化与农田水分利用优化黄土高原地下水动态变化与农田水分利用优化摘要：黄土高原是我国重要的农业生产区之一，地下水是该区域农田灌溉的重要水源。
然而，由于自然和人为因素的影响，黄土高原地下水资源面临严重的退化和污染问题，给农田水分利用带来了诸多挑战。
本文综述了黄土高原地下水动态变化的主要原因和特点，并从土地利用、灌溉技术和水资源管理等方面提出了农田水分利用的优化策略，为黄土高原地下水资源的保护和农田水分利用的可持续发展提供了参考。
一、引言黄土高原是我国典型的喀斯特地貌区，地下水是该区域农田灌溉的主要水源之一。
然而，由于该区域气候干旱，土壤水持水能力较差，农田灌溉对地下水的需求非常大。
为了满足农业生产的需要，大量地下水被抽取，导致地下水位下降和水质污染问题日益突出。
因此，加强对黄土高原地下水动态变化的研究，优化农田水分利用，对于该区域的农业发展和水资源保护具有重要的意义。
二、黄土高原地下水动态变化的原因1. 水文地质条件：黄土高原地区地下水补给条件较差，地下水位较低，水文地质条件限制了地下水资源的形成和储存。
2. 水文循环特征：该区域降雨集中在夏季，土壤渗透能力差，大部分降水无法渗入地下，导致地下水补给不足。
3. 地表水与地下水关系：黄河是黄土高原地区主要的地表水源，地下水与地表水之间存在相互关联的关系。
地下水位的显著下降影响了黄河的水量和水质，进而影响到地下水的再补给。
4. 人类活动干扰：过度的农田灌溉和工业用水，以及地下水过度开采等人类活动，对地下水资源带来了巨大的压力。
同时，农田施肥、农药使用和畜禽养殖等活动的废水排放，导致地下水水质恶化。
三、黄土高原农田水分利用的优化策略1. 土地利用优化：合理调整农田和林地的布局，合理利用山区、坡耕地和平原等不同类型的土地资源，降低灌溉需求和地下水开采量。
2. 灌溉技术改进：引入节水灌溉技术，如滴灌、喷灌和微喷灌等，在农田灌溉过程中减少水分的浪费。
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
黄土高原典型流域地下水补给_排泄关系及其变化
! ! 地下水补给是指含水层或含水系统从外界获 取水量的过程。受气候、植被、地质、土壤、地貌、水 位埋深、灌溉等下垫面 条件和人为因 素的综合影 响, 地下水补给过程十分复杂。精确评价地下水补 给量非常困难。目前常用的估算方法大致可概括 为三类: 化学方法、物理方法和数学方法等。化学 方法和物理方法计算成本较高, 适合在较小范围内 展开。数学 模型 是估 计地 下水补 给量 的有 效工 具 [ 1] , 但模型的构建、率定和验证需要大量实测的 水文地质数据。数据的可获得性和精度一定程度 上限制了地下水数学模型的应用。对一个流域来 说, 降雨与径流较容易测量且有较长时间的观测积 累。因此, 在水文学领域, 基于实测径流资料的退 水过程分析成为研究地下水系统补给、排泄机理一 类应用较广的方法 [ 2, 3 ] 。本文基于水文分析方法, 利用无定河流域实测的日径流系列, 估算该地区的 地下水补给量, 分析其地下水补给 - 排泄过程, 揭 示该区域地下水与地表水的相互作用, 为流域水资 源可持续开发利用和综合管理提供科学依据。
受降水补给的影响, 地下水排泄进入河道的水 量随时间呈非线性变化。峰值过后地下径流迅速 减少, 在经过临界时间 Tc 后趋于缓和 [ 6] , 此时, 其 消退过程可用指数函数的形式表示:
Q t = Q 0 e- t
( 1)
式中, Q t、Q 0 分别为 t时刻和 t = 0时的流量 ( L3 / t),
表 1! 地下水补给量及其降水的关系 Tab le 1! A nnual p recipitation, b aseflow and groundw ater rech arge
分区
河源区 风沙区
站名
青阳岔 横山
汇水面积 ( km 2 ) 662 2415
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
10
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
11
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。
6地下水的补给、排泄与径流
6.1地下水的补给
• 6.1.1 大气降水对地下水的补给 • 6.1.1.1大气降水入渗机制 6.1.1.1 • 松散沉积物组成的包气带，降水入渗过程相当复杂。迄 今为止，降水入渗补给地下水的机制尚未充分阐明。我 们以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水。 • 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 • 活塞式下渗：Bodman鲍得曼等人1943~1944 1943~1944年对均 1943~1944 质量砂试验后提出。指入渗水的湿润锋面整体向下推进， 犹如活塞式的运移。 • 特点：(1)新水推动老水，(2) 全部补充包气带水分亏 缺。
6.1地下水的补给
• 就其水源而言，地表水是由大气降水转化而来 的，即使对于干旱山间盆地，作为地下水主要 补给来源的河水，仍然来源于山区降水，或以 冰雪形式积累起来的高山降水。因此，从总体 上说，降水量的多寡决定着一个地区地下水的 丰富程度。那种认为降水稀少的干旱地区也可 能存在相当丰富的地下水资源的说法，是缺乏 根据的。
• (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)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 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。
穿越数个含水层的钻 孔或止水不良的分层 钻孔，都将人为地构 成水由高水头含水层 流入低水头含水层的 通道（图）。
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）
浅谈黄土丘陵沟壑区灌溉排水设计与水文地质条件的关系应用
浅谈黄土丘陵沟壑区灌溉排水设计与水文地质条件的关系应用黄土丘陵沟陇区是中国西北地区的一个重要地质地貌类型，其地质条件和水文特征对于灌溉排水设计有着重要的影响。
在这样的地理环境下，灌溉排水设计需要充分考虑区域的水文地质特点，以确保农田的有效灌溉和排水，同时避免地质灾害的发生。
黄土丘陵沟陇区的水文地质条件为灌溉排水设计提供了基本的参数和限制。
该地区多为黄土地质，土层质地松软，透水性较好，但受地形起伏的影响，地下水位变化大，地下水渗流方向不一致。
在进行灌溉排水设计时，需要充分了解地下水位及其变化规律，确保灌溉水源的合理利用，并合理设计排水系统，避免因地下水位变化导致农田涝渍或排水不畅的问题。
黄土丘陵沟陇区的地形起伏和河流众多，地表水系统复杂，对灌溉排水设计提出了更高的要求。
地势起伏导致了灌溉水的输送和农田排水的困难，需要在设计中考虑灌区的坡度和地形特点，采取相应的灌溉方式和排水措施，以确保农田的充分灌溉和排水顺畅。
区域内的河流网络繁多，要考虑灌溉水源的合理利用，充分利用河流水资源进行灌溉，同时避免造成地下水位下降和土壤盐碱化的问题。
黄土丘陵沟陇区的气候特点也对灌溉排水设计产生了影响。
该地区夏季炎热干旱，冬季寒冷干燥，降水不均匀，蒸发量大，地表水蒸发速度快，容易造成农田土壤干旱和盐碱化。
在进行灌溉设计时，需要考虑到气候条件，制定合理的灌溉方案，保证农田的水分供给，同时通过排水措施减少地表水蒸发和土壤盐碱化的问题。
黄土丘陵沟陇区的水资源管理问题也需要在灌溉排水设计中得到充分考虑。
该地区水资源相对匮乏，水资源分配不均，水质受污染程度较高，需要在设计中科学合理地利用水资源，减少浪费和污染，确保农田的用水安全和农产品的质量安全。
黄土丘陵沟陇区的水文地质条件对灌溉排水设计有着重要的影响，只有充分了解区域的地质地貌特点和水文条件，科学合理地制定灌溉排水方案，才能有效地利用水资源，提高农田的产水效益，实现可持续的农业发展。
地下水的补给、排泄与径流
– 强径流带的意义
• 三、径流强度、居留时间和水质的关系
地下水的补给、排泄与径流
四、地下水径流量计算
1. 地下水径流模数（Mc）
• 每平方公里含水层面积上地下水的流量。升/秒·平方公里。
Mc
（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
地下水的补给、排泄与径流
第三节 地下水的径流
地下水的补给、排泄与径流
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。
•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
对于潜水来说， 山区地下水的 循环属于渗 入—径流型
干旱半干旱地区地形低平的细土堆积平原，径流很弱。 属于渗入—蒸发型
地下水的补给、排泄与径流
•径流强度
• 可用单位时间通过单位断面的流量表示，即以渗透流速 衡量。
• 根据达西定律V=KI 故径流强度与 含水层的透水性成正比 补绐区及排泄区之间的水位差成正比 与补给区到排泄区的距离成反比 与含水系统的构造有关 • 构造开启程度，图5-36 • 断层的导水性，图5-37
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。
第四章 地下水的补给、排泄和动态
第四章地下水的补给、排泄和动态地下水的循环是指地下水的补给、径流与排泄过程。
地下水以大气降水、地表水、人工补给等各种形式获得补给，在含水层中流过一段路程，然后又以泉、蒸发等形式排出地表，如此周而复始的过程便叫做地下水的循环，其中资源量的增减正是补给与排泄不平衡所致。
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即为地下水的补给，其补给来源有：大气降水入渗、地表水入渗、凝聚水入渗、其他含水层或含水系统越流补给和人工补给等。
一、降水入渗补给大气降水包括雨、雪、雹，在许多状况下大气降水是地下水的主要补给方式。
当大气降水降落在地表后，一部分变为地表径流，一部分蒸发重新回到大气圈，剩下一部分渗入地下变为地下水。
一般状况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的20~50%,其余的水量通过各种途径耗失了。
L降水入渗补给地下水的机制大气降水抵达地表便向土壤孔隙渗入，假如土壤初始含水率很小，则入渗水首先形成薄膜水，到达最大薄膜水后，又连续充填毛细孔隙形成毛细水，只有当土壤含水率超过最大持水量时，才形成重力水下渗补给地下水。
一般的降水入渗过程可划分为两个阶段：前期属于受供水强度掌握阶段；后期为受入渗力量掌握阶段。
降雨后包气带水的下渗方式一般认为有两种，即活塞式(PiSton type)及捷径式(short-circuit type)o活塞式是指上部新的入渗水推动下部较老的水作面状下移，此类下渗主要发生于比较均质的砂层中。
捷径式指水流不作面状推动，而沿着某些通路优先下渗，例如在粘性土中下渗水往往沿着某些大孔道——根孔、虫孔及裂隙发生的移动。
⑴均质土的活塞式下渗：入渗水的湿锋面整体向下推动，如同活塞的运移。
分两个入渗阶段：①土壤吸水阶段:降水入渗水用于补充水分亏缺，由于表土干燥，毛细负压大，毛细率很大；②稳定入渗阶段:湿锋面下渗到肯定深度，重力水力梯度起主要作用，毛细水力梯度渐渐变小，入渗率趋于稳定值。
⑵粘性土的捷径式下渗：当降水强度较大，细小孔隙来不及汲取全部水量时，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，并沿通道水分向细小孔隙集中。
黄土高原土壤水分运移规律研究
黄土高原土壤水分运移规律研究黄土高原是中国西北地区最重要的生态区域之一，它因其特殊的土地类型和地形条件而得名。
这个地区的土地性质独特，土层薄，因此水分的运移规律对该地区的生态保护和可持续发展具有重要意义。
本文就黄土高原土壤水分运移规律进行研究，分析土壤水分运移机制和影响因素，并提出一些解决方案。
一、土壤水分运移机制土壤水分运移是指土壤中水分在各层之间和各部分之间的移动过程，它受许多影响因素的制约，主要包括土壤类型、降雨量、土地利用类型、土地覆盖、温度等。
根据不同环境因素的影响，土壤水分主要表现为以下几种形式。
1. 存水状态：在土壤水分量足够的情况下，水分以液态的形式存储在土壤中，被称为存水状态。
2. 往复运动：当土壤水分受到外界环境影响或土壤中热量变化时，将表现出往复运动的现象，即土壤水分在上、下两部分之间交换。
3. 蒸发散失：土壤水分中一部分会随着空气流动散失到空气中，这种现象被称为蒸发散失。
4. 过程消耗：土壤水分在运动过程中会受到土壤吸附和生物活动等因素的影响，部分水从土壤中消耗失去。
以上四种形式构成了土壤水分的运移机制。
二、影响因素土壤水分运移受到许多因素的影响，下面分别介绍一些最常见的影响因素。
1. 降水量和降水分布降水量和降水分布是土壤水分运移的直接影响因素，它直接影响土壤湿度的分布和土壤水分的存在形式。
如果降水量大，土壤水分在短时间内将充分饱和，不易流失；若干雨水分布不均匀，水分的运移将受到约束。
2. 土壤类型不同类型的土壤对水分的吸附和贮存能力不同，所以土壤类型是影响土壤水分运移的重要因素之一。
黄土高原除了黄土之外，还有石灰岩、岩溶等土壤类型，它们对水分的吸附和贮存能力有所不同。
3. 土地利用类型不同的土地利用形式对土壤水分的消耗和贮存也各不相同。
例如，植被茂密的地区，因土壤表面有遮盖物，近地层高温高湿以及植物作用的积极影响，土壤水分蒸发、输送强度小，且地下水水位深浅与生物多样性有很密切的关系。
黄土高原典型流域地下水补给_排泄关系及其变化
表 1给出了无定河流域不同集水区的降水 、基 流和地下水补给量的基本特征 。可以看出 ,无定河 干流赵石窑 、丁家沟和白家川 3个水文站控制的集 水区年平均降水量分别为 334. 48、395. 89、345. 94 mm ,而其年平均地下水补给量则分别为 14. 79、 15. 69和 14. 35 mm ,降水入渗系数分别为 0. 044、 0. 040和 0. 041。而比较三个不同的类型区 ,可以 看出 ,风沙区的补给量和降水入渗补给系数都小于 河源区和黄土区 ,其中黄土区略大 。
注 : P为降水量 (mm ) ; R b 为总基流量 (mm ) ;α为降水入渗补给系数 ;β为基流补给率 ; R2 为年基流与年补给量的相关系数 。
1 10 地 理 科 学 30卷
图 3给出了 1950 s以来不同集水区降水 - 补 给关系 。可以看出 ,随着降水量的增加 ,补给量也 呈增加趋势 。但是 ,补给量并不随降水同比例增 加 ,而且降水入渗补给系数随着降水量的增加反而 呈减少的趋势 。这表明随着降水的增加 ,尽管有部
M ann - Kendall趋势检验和线性倾向估计方法分析 无定河流域不同集水区补给量 、降水入渗补给系数 以及基流补给率等要素 1950～2000年的变化趋势 如表 2。
由表 2可以看出 ,在降水变化并不显著的情况 下 ,无定河干流赵石窑 、丁家沟 、白家川以及支流横 山 、殿市所控制的集水区地下水补给量都呈显著减 少趋势 ,年变化率分别为 : - 0. 50、- 0. 59、- 0. 67、
13. 38 11. 30
基流量 (mm )
15. 90 14. 55
α=Rc /P
0. 035 0. 031
β= Rc /Pb
黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法的制作方法
本技术公开了一种黄土塬区浅层地下水补给排泄单元划分方法，其包括确定泉眼分布区域；获取待研究区域的水电信息，确定自然泉眼与开采井的位置，计算排泄量；根据自然泉眼的位置在待研究区域中建立泰森多边形，根据泰森多边形的边界将待研究区域划分为若干地下潜水自然补给单元区；根据开采井位置及排泄量，依次调整每个泰森多边形的边界位置；将调整后的泰森多边形的边界划分的区域作为考虑人类活动后的黄土塬区浅层地下水补给排泄单元区。
本技术能够解决现有技术中缺乏能够对黄土塬区地下水排泄单元进行划分方法的问题，准确率高、计算可靠、范围大。
技术要求1.一种黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法，其特征在于，包括如下步骤：S1、确定泉眼分布区域；S2、获取待研究区域的水电信息，确定自然泉眼与开采井的位置，计算开采井排泄量；S3、根据自然泉眼的位置在待研究区域中建立泰森多边形，根据泰森多边形的边界将待研究区域划分为若干地下潜水自然补给单元区；S4、根据开采井位置及排泄量，依次调整每个泰森多边形的边界位置；S5、重复步骤S4，将调整后的泰森多边形的边界划分的区域作为考虑人类活动后的黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元区。
2.根据权利要求1所述的黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法，其特征在于，所述泉眼分布区域通过分析研究区域地形数据提取沟沿线与沟道。
3.根据权利要求2所述的黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法，其特征在于，所述泉眼分布区域地形数据通过精度为30m的DEM图像数据获取，包括坡度、坡向、地面曲率等。
4.根据权利要求1所述的黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法，其特征在于，所述确定自然泉眼位置的具体方法为根据获取的待研究区域的地表土壤含水量信息建立土壤湿度像元，取土壤湿度像元中的湿度分布极值所在位置为泉眼分布位置，并对其编号为Pi，i＝1,2,3,……,n，n为沟沿线上的泉眼数量。
5.根据权利要求4所述的黄土塬区浅层地下水补给-排泄单元划分方法，其特征在于，所述地表土壤含水量信息借助GIS与雷达、遥感手段获得。
黄土地貌古河道地下水富集规律
黄土地貌古河道地下水富集规律什么是黄土地貌古河道地下水富集规律？黄土地貌古河道是指在黄土地貌发育过程中形成的河道，由于地质结构和地层的变化，这些古河道在地表上已经消失，但在地下仍然存在着。
这些古河道通常具有较高的地下水含量，被认为是重要的地下水富集区域。
黄土地貌古河道地下水富集规律是指黄土地貌中古河道地下水富集的形成、分布和变化规律。
黄土地貌古河道地下水富集规律的形成原因黄土地貌中古河道地下水富集的形成原因主要有以下几点：首先，黄土地貌古河道的河道沉积物一般比较均匀，在地下水渗透过程中具有较好的储存能力。
其次，古河道地下水的富集也与地层的性质有关，一般情况下，富含黏土和砂岩的地层具有较高的地下水含量。
再次，黄土地貌中古河道的地下水富集还与地下水补给和排泄过程密切相关，其水文地质条件决定了地下水的补给和排泄强度，进而影响古河道地下水的富集程度。
黄土地貌古河道地下水富集的分布特征黄土地貌古河道地下水富集具有一定的分布特征。
首先，古河道地下水富集的位置通常与古河流渠道的位置相对应。
这是因为地下水主要通过河道沉积物的孔隙和裂隙进行输送，因此古河道的地下水富集区域与古河道的分布紧密相关。
其次，古河道地下水富集的程度通常与地下水补给和排泄条件密切相关。
当地下水补给条件较好、排泄条件较差时，古河道地下水富集的程度较高。
此外，地下水富集也与地层的性质有关，地层中富含黏土和砂岩的区域地下水富集程度较高。
黄土地貌古河道地下水富集的变化规律黄土地貌古河道地下水富集的变化规律主要由地下水补给和排泄过程的变化所决定。
首先，古河道地下水富集的程度会随着地下水补给的增加而增加。
当降水量增加或地下水补给源增多时，地下水富集的程度也会相应增加。
其次，地下水排泄过程的变化也会对古河道地下水富集产生影响。
地下水排泄受到地表地貌特征、土地利用变化以及地下水补给源的影响，当排泄条件发生改变时，古河道地下水富集的程度也会发生变化。
结论综上所述，黄土地貌古河道地下水富集规律主要由古河道的产生和分布、地下水补给和排泄过程的影响所决定。
第三章 地下水的补给、径流、排泄
松散沉积物中含水层通过“天窗”及越流发生水力联系
含水层通过钻孔发生水力联系
越流补给水量的确定
根据达西定律有
Q越= KIA=K(HA-HB)A/M
式中：
Q越——越流量 （m3/d.m）；
地下水与地表水之间的补排关系
地下水与地表水之间的补排关系
大气降水与地表水对地下水的补给 特征对比
补给来源
大气降水 面状补给，范围普 遍且较均匀 持续时间有限
地表水 线状补给，局限于 地表水体周边 持续时间长，或是 经常性的
大气降水补给地下水水量的确定
土水势 标准大气压下，极 小单位水量从一个 平衡土水系统可逆 地移动到和它温度 相同、处于参比状 态水池时所做的功 。
重力势； 压力势； 基质势-； 溶质势-； 温度势；
大气降水补给地下水水量的确定
水分通量法 零通量面法：根据不
同时刻的包气带水势剖 面，确定包气带水既不 向上运移，又不向下运 移的零通量点(面)以及 不同深度处土壤水分的 运动方向，结合不同时 刻，不同深度包气带水 分含量的变化值观测资 料，最终计算出各时间 段内通过包气带补给潜 水的入渗补给量和通过 地表的蒸发蒸腾量
上
Q下
L ——两测站间河段长度
地表水补给地下水水量的确定
实测河流上、下游流量直接推求（常年性河流）
Q河渗 Q1 Q2
注意：计算范围内有支流入汇时须考虑支流流量，对 于间歇性河流，计算得到的河流渗漏量要大于实际补 给地下水量
地表水补给地下水水量的确定
地形平缓：尤其是低洼处，有利于地下水补给；
小结
※ 上述补给影响因素是相互制约、互为
第6章-地下水的补给、排泄与径流
长期循环，使补给区岩土与地下水化。
第六章 地下水的补给、排泄与径流
五 地下水补给与排泄对地下水水质的影响
从地下水补给角度看，矿化度与化学类型不同的补给 水，导致地下水水质发生不同的变化。
从地下水排泄角度看，径流排泄与蒸发排泄，导致地
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地下水补给是指含水层或含水系统从外界获 取水量的过程 。受气候 、植被 、地质 、土壤 、地貌 、水 位埋深 、灌溉等下垫面条件和人为因素的综合影 响 ,地下水补给过程十分复杂 。精确评价地下水补 给量非常困难 。目前常用的估算方法大致可概括 为三类 :化学方法 、物理方法和数学方法等 。化学 方法和物理方法计算成本较高 ,适合在较小范围内 展开 。数学模型是估计地下水补给量的有效工 具 [ 1 ] ,但模型的构建 、率定和验证需要大量实测的 水文地质数据 。数据的可获得性和精度一定程度 上限制了地下水数学模型的应用 。对一个流域来 说 ,降雨与径流较容易测量且有较长时间的观测积 累 。因此 ,在水文学领域 ,基于实测径流资料的退 水过程分析成为研究地下水系统补给 、排泄机理一 类应用较广的方法 [ 2, 3 ] 。本文基于水文分析方法 , 利用无定河流域实测的日径流系列 ,估算该地区的 地下水补给量 ,分析其地下水补给 - 排泄过程 ,揭 示该区域地下水与地表水的相互作用 ,为流域水资 源可持续开发利用和综合管理提供科学依据 。
(1. 中国科学院地理科学与资源研究所陆地水循环及地表过程院重点实验室 , 北京 100101; 2. 中国科学院研究生院 , 北京 100049)
摘要 :基于长序列实测日径流资料 ,分析了无定河流域的地下水补给 - 排泄关系 。结果表明 : ① 流域多年平均 地下水补给量为 11. 38～15. 69 mm ,降水入渗补给系数为 2. 9% ～4. 4% ,基流补给率约为 73. 6% ～86. 8% ; ② 就三个分区而言 ,年均地下水补给模数 、降水入渗系数以黄土区最大 ,河源区次之 ,风沙区最小 ;而基流补给率以 河源区最大 ,黄土区次之 ,风沙区最小 ; ③ 趋势分析表明 ,研究区地下水补给量总体呈显著减少趋势 ,并进一步 导致了基流量的减少 。但是基流的减少程度高于补给量 。 关 键 词 :地下水补给 ;基流 ;水循环变化 ;无定河 中图分类号 : P641 文献标识码 : A 文章编号 : 1000 - 0690 (2010) 01 - 0108 - 05
1 资料和方法
1. 1 研究区与资料来源 无定河 ( 108°E～111°E、37°N ～39°N )是黄河
中游河口镇 龙门区间最大的一条支流 ,总面积为
30 261 km2 ,地处大陆性干旱半干旱气候类型区 , 降水量的空间分布不均匀 ,从东南向西北递减 ,年 均降雨量为 409 mm ,以汛期 ( 6～9 月 )为主 ,约占 全年降水量的 68%。按地形地貌及水土流失特 点 ,全流域可分为河源区 、风沙区和黄土区三大区 域 (图 1) 。河源区位于流域西南部 ,占全流域面积 的 11. 4% ,地面呈梁峁状丘陵 。流域北部和西北 部为风沙区 ,占全流域面积的 54. 3% ,地面起伏平 缓 ,水网稀少 。流域东南部的黄土区海拔为 612～ 1 400 m ,地面坡度大于 25°的占 60%左右 。长城 以北地区地下水埋深在 0. 5 ～3. 5 m ,以降水补给 为主 ;长城以南地区分布大面积的黄土 ,地下水埋 深多大于百米 。本文选取无定河流域 10个水文站 20世纪五六十年代至 2000 年的日实测资料估算 流域地下水补给量 。其中 ,部分水文站个别年份缺 测 ,白家川水文站是无定河流域的出口控制站 。 1. 2 地下水补给量估算方法
1期 朱芮芮等 :黄土高原典型流域地下水补给 - 排泄关系及其变化 1 09
图 2 地下水补给量计算示意 Fig. 2 Framework of groundwater recharge estimation
图 1 无定河流域概图 Fig. 1 Sketch map of the W udinghe R iver Basin
分水量下渗补给地下水 ,但更多的降水直接形成地 表径流汇入河道 。这一定程度上是由于无定河流 域降水大多集中在汛期 ,且以暴雨的形式出现 。在 高强度的降雨条件下 ,降水大部分形成地表径流 , 少部分渗入地下 ,表现出超渗产流的特征 。
图 3 降水量与地下水补给量 、降水入渗补给系数的关系 Fig. 3 Groundwater recharge and recharging index in relation to p recip itation
在气候变化和人类活动的影响下 ,无定河流域 的 水 循 环 过 程 发 生 了 深 刻 的 变 化 [ 6 ] 。本 文 应 用
图 4 无定河流域不同地区补给量与基流量的关系 Fig. 4 Relationship between annual recharge and baseflow
1期 朱芮芮等 :黄土高原典型流域地下水补给 - 排泄关系及其变化 1 11
注 : P为降水量 (mm ) ; R b 为总基流量 (mm ) ;α为降水入渗补给系数 ;β为基流补给率 ; R2 为年基流与年补给量的相关系数 。
1 10 地 理 科 学 30卷
图 3给出了 1950 s以来不同集水区降水 - 补 给关系 。可以看出 ,随着降水量的增加 ,补给量也 呈增加趋势 。但是 ,补给量并不随降水同比例增 加 ,而且降水入渗补给系数随着降水量的增加反而 呈减少的趋势 。这表明随着降水的增加 ,尽管有部
受降水补给的影响 ,地下水排泄进入河道的水 量随时间呈非线性变化 。峰值过后地下径流迅速 减少 ,在经过临界时间 Tc 后趋于缓和 [ 6 ] ,此时 ,其 消退过程可用指数函数的形式表示 :
Q t = Q0 e-αt
(1)
式中 , Qt、Q0 分别为 t时刻和 t = 0时的流量 (L3 / t) ,
R2 也 大 多 在 0. 65以上 , 基 流 补 给 率 在 0. 763～ 0. 878之间 ,这表明各支流的基流约 80%来自于降 水入渗补给 ,其中芦河 (横山 )基流补给率相对较 小 (0. 777 ) ,黑木头川河 (殿市 ) 基流补给率较大 (0. 868) 。
4 地下水补给 、补排关系的变化
3 地下水补给量与基流量的关系
由表 1可以看出 ,研究区基流量与补给量之间 存在着很高的正相关关系 。赵石窑 、丁家沟和白家 川以上集水区补给量与基流量的相关系数 ( R2 )分 别为 0. 650、0. 503和 0. 599 (图 4) ,基流补给率分 别为 0. 818、0. 829和 0. 736 (表 1) ,即表明无定河 干流的河川基流 70%以上是由降水入渗补给转化 而来的 。此外 ,支流的基流量与补给量的相关系数
干流
赵石窑 丁家沟 白家川
15325 23422 29662
334. 48 395. 89 345. 94
14. 79 15. 69 14. 35
18. 09 18. 92 19. 51
0. 044 0. 040 0. 041
0. 818 0. 829 0. 736
0. 650 0. 503 0. 599
- 0. 85和 - 0. 61 mm / a。除殿市外 ,上述其余 4个 集水区的降水入渗补给系数也呈显著减少的趋势 。 这一方面是因为降水与补给之间的非线性关系 ,导 致降水较小的变化引起补给量较大的变化 ;另一方
α为退水指数 ( 1 / d) 。令 K = e-α为退水常数 。据 Rorabaugh等人的研究 [ 2, 4 ] ,退水临界时间 Tc 与退 水常数 K之间存在如下的关系 :
Tc = - 0. 214 4 ×( 1 / log10 K)
(2)
假设地下水库蓄水量 S (L3 )与出流量 Q 之间
13. 38 11. 30
基流量 (mm )
15. 90 14. 55
α=Rc /P
0. 035 0. 031
β= Rc /Pb
0. 842 0. 777
R2
0. 637 0. 697
黄土区
殿市 曹坪 马湖峪 李家河 绥德
327 187 371 807 3893
361. 31 384. 17 324. 91 377. 10 431. 69
2 地下水补给量及其与降水的关系
表 1给出了无定河流域不同集水区的降水 、基 流和地下水补给量的基本特征 。可以看出 ,无定河 干流赵石窑 、丁家沟和白家川 3个水文站控制的集 水区年平均降水量分别为 334. 48、395. 89、345. 94 mm ,而其年平均地下水补给量则分别为 14. 79、 15. 69和 14. 35 mm ,降水入渗系数分别为 0. 044、 0. 040和 0. 041。而比较三个不同的类型区 ,可以 看出 ,风沙区的补给量和降水入渗补给系数都小于 河源区和黄土区 ,其中黄土区略大 。
有研究表明 , Tc 时刻的基流量通常为基流峰值的
一半 [ 2, 4 ] 。因此 ,结合重叠原理 ,一次降水事件中
地下水补给量可以用下式估算 ,即 :
Rc = 2 ( S2 - S1 ) = - 2 (Q2 - Q1 ) / lnK ( 3)
因此 ,估算地下水补给量首先要确定流域的综 合退水常数 ,并从流量过程线中分割出基流 。然后 根据式 (2)确定临界时间 Tc , 并确定 Tc 时刻的基 流量 Q2 ;再由式 ( 1 )确定 Q1 ; 最后利用式 ( 3 )计算 补给量 Rc。本研究流域综合退水常数 K的估算采 用线性位移法 [ 3 ] ,基流分割采用 Chapman 数字滤 波法 [ 5 ] 。
15. 27 14. 49 14. 01 13பைடு நூலகம் 58 12. 53
17. 60 16. 51 17. 21 16. 38 16. 43
0. 042 0. 038 0. 043 0. 036 0. 029
0. 868 0. 878 0. 814 0. 829 0. 763
0. 629 0. 646 0. 626 0. 702 0. 653
第 3 0卷 第 1期 2 0 1 0年 0 2月