黄土高原典型流域地下水补给_排泄关系及其变化
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。
地下水的补给与排泄.doc
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。
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。
试谈地下水的补给、排泄与径流PPT课件( 62页)
• (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
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。
地下水的补给与排泄
• Recharge-runoff-discharge
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地下水的补给
• 概念：含水层或含水系统从外界获得水量（能量、热 量和盐分）的过程称为补给。
• 结果：补给使含水层获得水量，抬升地下水位，获得 能量（如势能增加）。同时也可能获得盐分，从而也 会改变地下水的水化学特征和水温。
• 地下水的排泄，根据其对水质的影响也分为两类：径 流排泄与蒸发排泄。
• 将补给和排泄结合起来，可得两类地下水循环：
– 渗入-径流型 – 渗入-蒸发型 – 渗入-弱径流型
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地下水补给与排泄对水质的影响
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复习思考题
• 地下水补给源有哪些？ • 降水补给地下水的形式、区别及其影响因素； • 请描述降水补给地下水的过程; • 越流及越流量的影响因素； • 地表水对地下水的补给有哪些特点，并解释； • 地下水排泄的途径； • 影响地下水蒸发的因素、土壤盐泽化形成的条件；
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Any questions?
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徐超
c_axu@ Tel:8？ X
– Hint: 图7-4的降水入渗补给含水层框图。
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地表水对地下水的补给
河流与地下水之间的补给关系沿着河流纵断面而变化；图7-5 河流与地下水之间的补给关系在不同季节而会有不同；图7-5 间歇性河流对地下水的补给过程。图7-6
• 河流补给地下水的补给量受一系列因素影响，按达西定律进行分 析，哪些因素？
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降水与河水补给量的确定
• 计算式
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5章-地下水的补给、排泄与径流
–主要方法：人工专门补给（回灌、诱导补给）、 非专门性人工补给（修建水库、渠道渗漏、农业 灌溉等），见图5-18、图5-20 –人工补给的目的：1、补充水量 2 、调节水温 3、防止地面沉降 4 、改善地下水质 5、防止或 减少海水入侵 –人工补给的原则：不能引起不良的水文地质和 工程地质现象。
第二节 地下水的排泄
长白山温泉
趵突泉
地下水排泄的研究包括：
排泄方式、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（面状排泄） 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
⑤供水水源（直接利用）。
山东济南百脉泉
第三节 地下水的径流
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。
•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
降水初期 t1：
土层干燥，吸水能力很强，雨水下渗快 降水延续 t2： 土层达到一定的含水量，毛细力与重力共同作用， 下渗趋于稳定——渗润阶段，渗漏与渗透阶段 降水再持续： 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
（三）四种不同时间尺度地补给
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
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。
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。
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
水文地质学基础——地下水的补给与排泄
水文地质学基础Fundamenta Is of Hydrogeo logy本章内容7/1地下水的补给7.2地下水的排泄7.3地下水径流7.4地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响地下水是通过补给与排泄两个环节参与自然界的水循环。
补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程，水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。
排泄：含水层或含UJ水系统向外界排出水量的过程，减少水量的同时，盐量和能量等也随之减少。
根据地下水循环位置,可分为补给区、径流区、排泄区。
＞径流区是含水层中的地下水从补给区至排泄区的流经范围。
＞补给区(recharge area )是含水层出露或接近地表接受大气降水和地表水等入渗补给的地区。
＞水文地质条件是地下水埋藏、分布、补给、径流和排泄条件、水质和水量及其形成地质条件等的总称。
抽水井隔水层补给区IE饱和帯非承斥含水层承压含水层排泄区隔水层世紀承压含水层亿年7.1地下水的补给补给使含水层的水量、水化学特征和水温发生变化•:•思考：补给获得水量后，含水层或含水系统会发生什么变化？・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。
O补给的研究包括：补给来源、补给机制、影响因素、补给量O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7.1.1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・目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式: 降水入渗的现象一两类空隙的入渗过程——总结：均匀砂土层--- 活塞式(piston/diffuse)含裂隙的土层--- 径式(bypass)7.1.1大气降水对地下水的补给1.大气降水入渗机制• “活塞式”入渗——适用条件：均匀的砂土层土层干燥，吸水能力很强,雨水下渗快-渗润阶段降水延续t2 :土层达到一走的含水量，毛细力与重力共同作用,下渗趋于稳走——渗漏与渗透阶段降水再持续：当土层湿锋面推进到支持毛细水带时, 含水量获得补给，潜水位上升活塞式下渗:入渗水的湿锋面整体向下推进, 犹如活塞的运移。
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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。
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
降水量 (mm ) 382. 59 363. 76
! ! 注: P 为降水量 ( mm ) ; R b 为总基流量 ( mm ); 为降水入渗补给系数; 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
( 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: 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% ; 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; 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: P 641! ! 文献标识码: A! ! 文章编号: 1000- 0690( 2010) 01- 0108- 05
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 F ig. 4! R elationship b etw een annual recharge and basef low
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
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
收稿日期: 2009- 05- 12; 修订日期: 2009 - 10 - 11 基金项目: 国家自然科学基金项目 ( N o. 40671031和 N o: 40601015 )、国家科技支撑项目 ( N o: 2007BAC03A 11 ) 资助。 作者简介: 朱芮芮 ( 1979- ) , 女, 河南信阳人, 博士研究生, 研究方向为水文水资源。 E m ai:l Zhurr@ igsn rr. ac. cn
补给量 (mm ) 13. 38 11. 30
基流量 ( mm ) 15. 90 14. 55
= Rc /P
0. 035 0. 031
= R c /P b
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
第 3 0卷 第 2 0 1 0年 0
1期 2月
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理! 科! 学
GEOGRA PH ICA S
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V o l. 30! N o. 1 F eb. , 2 0 1 0
黄土高原典型流域地下水补给 - 排泄关系及其变化
朱芮芮 1, 2, 郑红星1, 刘昌明 1
地下水补给量可以用下式估算, 即:
Rc = 2(S2 - S1 ) = - 2(Q 2 - Q 1 ) / 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 T c, 并确定 T c 时刻的基 流量 Q 2; 再由式 ( 1)确定 Q 1; 最后利用式 ( 3) 计算 补给量 R c。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 Chapm an 数字滤 波法 [ 5 ] 。
R 2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
图 1! 无定河流域概图 F ig. 1! Sketch m ap of theW ud inghe R iver Basin
为退水指数 ( 1 / d)。令 K = e- 为退水常数。据 R orabaugh等人的研究 [ 2, 4] , 退水临界时间 T c 与退 水常数 K 之间存在如下的关系:
15. 27 14. 49 14. 01 13. 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
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 ( R 2 ) 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
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。
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 F ig. 3! G roundw ater recharge and recharg ing index in relat ion to p recipitation
T c = - 0. 214 4 # ( 1 / log10K )
( 2)
! ! 假设地下水库蓄水量 S ( L3 ) 与出流量 Q 之间
是线性关பைடு நூலகம், 即 S = Q / = - Q / lnK。如图 2所示, 在没有降水补 给的情况下, 基流量在 经历 T 时间
后, 应从 Q 0 减少为 Q 1, 地下水储存 量也减为 S1。 然而由于降水补给的影响, T 时刻 (峰值之后的 T c 时刻 )的实际基流量为 Q 2, 地下水储存量为 S2。已 有研究表明, T c 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