地下水动态与均衡

地下水动态与均衡
第六章 地下水动态与均衡的研
究
§ 1 地下水动态和均衡的概念
水量。

一定补充。

当均于负处于处于负均 由于造成的围、的补系处于水处下水般多出现 是造 要是所定量量质地 ， 化，的不平这种在质含量之间的水（量量时，耗量时然条件下 产资而不地下、开征等周期周，率具极的影化， 以变耗上是指这溶质）量地下消耗于消天影响 矿产间
而征地量、特征是周的）速具）的变化。

所以消耗是、出），地于消大在动 其它着时指表征泉流物理可以变化体潮化的，或排除速的后果量之充和，就水量（流等时量小充量下水为活 指、它律。

固变性或迅的与补衡水耗 即是位、其它规律化。

的固其期性采或种迅重的质与在补均衡下水消耗量补当。

在状念的，下 资总即水及化变致。

周开这严的分水地与耗当；态；衡概果质地的 天慢， 在而、
矿间
其时表
和于处水多是造范 关）下地一 主要平衡一及热的数与，的量，时件下，则 含之水量时耗量然条件下 消然响 溶）严的分水地水的 之间导致而地动态变 衡是 动 均衡因 与均原 态下水的现 动下化表 水地变部表 地下。

动态外部 地系动的 ，联致衡 等 。

知密导均 相等充补地人态。

可知紧密即水均 念 ，下
在态下化的 动化 地变 而态 ；即
所
，
-4
——> -- - y - 4 / 4
一 二 7 ▲'■、、」」T//-*-V ^1- i —Z J J f z 水质态如度变的导的的（。

来水成下，）消；态状
态均述因实是 下和动（温其性力年显素强带下质地内入与态状衡状正上为的则 地量水素、。

势引多明因加境地溶谓间流充状衡 2 研究地下水动态与均衡的意义
用地（下2）水地动下态水资动料态去是计均算衡 素给。

水如度根计据算次大降气水降量水、的 升量
给水
幅
等
或
度。

降计幅算计大算气地降下水水的的
量等
（。

3）由于地下水的
数
变须化有，时因间此的一概切念
水。

如量对、同
水
旱须
季有
、时
丰间
水的
年概
、念
枯。

水如
年对
，同
其下水水资动源态数资量料与是水地质下都水 的依据
有关的 环境地质预作测用地下的水
变
其研究意义 具体表现在：
在天然条件
变须化有，时因间此的一概切念 水。

如量 可
须旱有
能季、
大时
不
丰
间一
水
的样
年概、。

念
枯
因。

水
如此
年 资源评价和预测时必不
都必（须4）能用经任受何地方下法水计均
算衡的计地算下的水检允验许开；采任量何，
地下
水开采方案， 都必须受地下水
均衡量的约束。

为 一水尽般的可均能不衡能地
超
减状
过态
少地
开。

下
采
水地
的下
补水
给引
量
起的
，负
即作
不用
应，
破坏开地采
下
量 水的
（均5）
衡
研状
究态
地。

下水的均衡状态，可 预测 地下水 化水量及（、总）水
体
研质
发究展及
地趋
与下势
地
水的均衡状态，可 预测地下水 化进及
行
因
总一
此定体
，时
发
在展期各的趋
种地势
目
均衡 o
埋
o 能律水动得的认出态结识与均，论衡，往往因
的要此研经在究过
水工相文作
当地
展能地得出下水结论动态，与因均此衡在研水究
文地 资水料
动
积
的长水
精勘期
文
确探观
地
度阶测
质
愈段，
勘
高愈
探。

详以
中细便，，进行
长都地规期下观定
3 地下水动态和均衡研究的基本任务
、研究地下水动态的基本任务
（1）正确布设地下水动态监测网点，对动态量愈大，
决常对匸一
W S M
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雜
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O 11
「 讪幕|^阴一摯料邸囁 监 SH^l 疋rWSSH^更b 宋 及
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间的下ZH
测。

地玉朵为类以 监定
n r n I T l ^n ^ H B W
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二
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一 丿一、
一/
「/ - - 。

的B
r ^ I s s r 查和地下水动态观测规范。

需强调的是，为了能从动态变化规律中分析出 不同
动态要素（监测项目）间的相互联系，对各
监测项目的监测时间，在一年中至少要有几次是统一的。

、地下水均衡研究的基本任务
进行均衡研究
区要衡时域区，较确（大定应或，均划亚衡分区各区均）地的衡段立的）确水、文。

位地质置衡单比区较元（清或。

楚均亚的衡区某区）一的水2）水确量定或水均质衡区均内衡）地方下程。

水的均基衡本要形素式的。

组在成建立及衡要
素衡之衡要前期素，
亚的
范围
区地。

下
及水边均衡
边最自好界然
（
是边最2
）
好界
确
是（
其计均算衡之要前，素的还组应成划出均衡期。

出
接
均
（（
衡
参3）数
期通
计。

过
算直）接（野外实测
或室内素接础数值（参据，。

数为计地算下）
A \、工、
（4）通过
施向，提为供制基定本合依理据的
质不。

相当
同
口
均衡区在不同的时段
均衡区。

在
的
不
时因
同
段此
的
，，
时
段
能出是均不衡
同
均确衡
定
础数据。

水水量、
水的
（
均
4）
衡
通
状
过
态
区
，
域
预测
水均
某
确水质定的出地计下算与预测提均或
供衡间要基衡些计水算内地下
水
些水
开发措
、地下水动态监测项目
监测对的大基多本数项水目文都地应质包勘括
查任
地务下来水讲水，
位
地
、
下
水水温动、态水 监
化工
测
学程成的的
基分本
和出项
井水
目
点、都、泉应排流流包水量量括量等，以及。

地及
对水下与位矿水地标
山水
下高井位
水巷也、
有应和水
水进其温
力行它、
联监地水
项项
已目目经。

作
出为
选基
择
段内，地下水系统中地下水（或溶质或热）的 流 入量A （或补充量）与 流出量B （或消耗量）之 差，恒等于该系统中水（溶质或热） 储存量的变 化量△W 。

性简监分测
析
水位泉与
测。

水
本
性
监监
、地下水的均衡项目（或均衡要素）
根据质量守恒定律 ，在任何地区， 在任一时间
据此，我们可直接写出均衡区在某均衡期内的各类水量均衡方程。

总水量均衡方程的一般形式为：
W A B
进一步写为( 单位面积 )：
h V P (X Y1 Z1 W1 R1) (Y2 Z2 W2 R2) 式中：
□ △h --潜水储存量的变化量，其中，卩为潜水位变动带内岩石的给水度或饱和差，△ h为均衡期内潜水位的变化值；
V , P —分别为地表水体和包气带水储存量的变化量；
X --降水量；
Y i, 丫2--地表水的流入和流出量；
Z1，Z2 凝结水量和蒸发量(包括地表水面、
陆面和潜水的蒸发量)；
W1，W2 地下径流的流入和流出量；
R1，R2 人工引入和排出的水量。

潜水水量均衡方程的一般形式为：
h (X f Y f W1 Z'1 R'1 ) (W2 W s Z'2 R'2) 式中：
X f 降水入渗量；
Z1'，Z2' 潜水的凝结补给量及蒸发量；
W s 泉的流量；
Y f --地表水对潜水的补给量；
R'i, R人王注入量和排出量；
其余符号同前式。

承压水的水量均衡方程 ,比潜水为简, 常见形式为：
* h （W1 E1）（W2 R2k ）
式中：
卩* --承压含水层的弹性给水度（贮水系数）；
E1 越流补给量；
R2k 承压水的开采量；
其余符号同前式。

对于不同条件的均衡区及同一均衡区的不同时间段,均衡方程的组成项可能增加或减少。

如：当地下水位埋深很大时，Z'和Z'常常忽略不计。

分析上述各水量均衡方程, 可清楚地看到, 一切水量均衡方程均由三部分组成，即均衡期内水量的变化量（△ W）、地下水系统的补给量（或流入量A）和消耗量（或流出量B）。

在补给量中，最重要的是降水入渗量（X f）、地表水入渗量（Y f）、地下径流的流入量
（W1）；在某些情况下，越流补给量（E i）和人工注入量（R'）也有较大意义；
在消耗量中，最重要的是潜水的蒸发量（Z'1）、地下径流的流出量（W 2）、地下水的人工排泄量（R'和R2k）;有时，泉水的溢出量（W s）和越流流出量（E2）也很有意义。

§ 5 地下水动态的成因类型及主要特征
动
小
主
in
r
c
川
地水位动态过因类型
类型刀类方案
整图例
地下水动奮成因墓韋类fflMX 主鼻特
归纳为8种基本类型（见表6— 1）,而由基本类
町井为啊 鲍去水&KTJ6下水也・
tt*i ①常彳 地下J K^M JA 表水性升■、疽■堆丈.过谎 补恰甲，②*节时
网理怏而上卉・水度廉述冑 袴蛛駅
熄衣水律酣虚窗球勢
JiF 水为蠡
成因婪璽
上要分布于千畢，半干早的TMK.Jtr 水 忖埠樑戦注<<3-4mJ.鲍卜勒滇滞SL 地下水的加丈及弋温升■歳有 咱矍下降•并
“H 干旱宰厲
延抵而愛糧下睁・繼 下水位的变化比较平號•年璽栖车丸I
一般小于
2-Jm)
V 桎澄业
I
& 4itfi(沿當
主宴分苇在河曲、水库帚堆袁水律的時岸
或河芥中+摊表欢与
Jfc 下水有宵播的水力嬴蔚.
x*ii
甘帀广£b 含朮层埠
JT 探■包汽哥容石•透
I-气豪劇障科 人
律妙
性较好.
的变足而变牝.水拉峰備与降本障恒一致蕈用 有滞th *1内水位变*曲较大
1人工开采璽
E 开睾SP
主養分舟崔SB 烈开采堆下*的地堪* 地下水动壽要盲閘運
fiHI 划下水开乘■的 誉牝
而曜化*徑禅康的高身乎节■炖下水位上升 歩吗显或召輛下澤・当开集■大于熄庁水的锌 卄跆
H 时・堆下水位出现靈年下障
生要分布卡期下水輕査睾件较奸•补给血 駅辽阅*地下水埋■牌国改盍水見上部科肾水
搭■餐的鲍迟*
地下水位便化平爆•年变小■水忖峰（fi
类型
zj
臨
型又可组成多种混合成因类型
人岸型） :- •冻第型
甘蒂于列人外臬术療曲
H 邑*包％带丄呆 有一定的
灌适件・團卜朮埠倉段度平十廿丸・
皑下水隹明显曲塔曹4［談期的到束而上 升・年询
烏水位期常址续较抚
分布于有
I ；年凍土展的蓦粹厦堆区或髙寧 山氐
凉结层下贰 山年内水伐喙化乎報■佥帽不
k*懂值
抽希岳于降木络俏・成木隹峰值爪屈 陲.凍结嵐上水②：水悅起供明显•呈现与**珠 朋珂痢期对应的两牛峰塢
分布在垂直方向上含水层与騎過术层相阊 的咆区.般在开累条杵下雷育悴厦才能据现 明显.
当开传含木层水忖降低于帕帮含木层时• 相粋M 水号（童开釆毘》的处F 水捋K 旅补酣开 釆含水层，水豐妙恵亦I®开杲塩变lb 但蹩幅毎 小*变优甲St
§ 6地下水均衡要素的测定方法
、潜水储存量变化量（卩△ h ）的测定方法
潜水储存量变化量由潜水位变化值△ h 和水位 变动带岩
层的给水度（或饱和差）卩组成.△ h
i 6 i ]o 12 q
能通过水位观测孔实测获得。

因此，确定潜水储存量变化量的关键在于a值的测定。

当潜水水位上升或下降时，a值具有不同的物理意义。

下降时，a表征水位变动带地层的给水度；上升时则表征饱和不足量（或饱和差）。

但当潜水面未上升到近地表的湿度变动带时，a值仍可视为给水度。

确定给水度的常用方法有：
（2）根据抽水前后包气带上层天然湿度的变化来确定a值
据包气带中非饱和水流的运移和分带规律知，抽水前包气带内土层的天然湿度分布应如图6—1 中的oacd 线所示。

抽水后，潜水面由 A 下降到B （下降水头高度为己△ h），故毛细水带将下移，由aa'段下移至bb'段，此时的土层天然湿度分布线则变为图中的oabd。

对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水位下降，水位变动带将会给出一定量的水。

按水均衡原理，抽水前后包气带内湿度（含水量）之差（阴影面
积），应等于潜水位下降△ h 时包气带（主要是 水位下降带）所给出之水量（卩△ h ），即：
n
乙㈣W
2i
） h
i 1
故给水度：
n
Z i （W ii W 2i ）
i 1
h
式中:
△ Z i --包气带湿度测定分段长度 （空间步
长）;
△ h --抽水产生的潜水面下移深度（水位降 深）； W li , W 2i --抽水前后△乙段内的土层天然 湿 度（含水量）； n --取样数
，或的天然湿度分 z
图&一 1抽木葩后包气带駅度分布示倉图 昭一捋水爾石＞ •赧嵐变动執
cacd 拖水師天熾矗度 线，oabd —-舶水右犬然程庄毀：眈.bd —毛醐
木福矍度甘 布示意统
可采取子状土样售占实验直测
ffi6 2单間痕动户值计算示竟图
测定土层的含水量
（3）根据潜水水位动态 观测资料用有限差分 法确定a 值（卡明斯基有限差分法）
如果潜水为单向流动（一维流），隔水层水平, 含水层均质，可沿流向布置3个地下水水位动态 观测孔（图6—2）,然后根据水位动态观测资料， 按下式计算a 值:
式中：
h i,t , h 2,t , h 3,t — — -,—2, 3号观测孔t 时刻水位 或含水层厚度；
△ h 2 — — A t 时段内2号孔水位变幅；
3 垂向流入和流出量之和称综合补给强 度;
K --渗透系数；
△ x ——观测孔间距（空间步长）； △ t ——时间步长。

如地下水流入和流出量以裘布衣公式表示，整 理上图阴影部分水均衡 式，也可得上式。

如潜水 为二维流，观测
孔作方形网格布置（图6— 3）时,
仍可按上述方法得出下列计算式:
夫亡（昭唸2
唸）
t
h
2
厂气皤喙唸唸號）飞
、降水入渗补给量（X f ）及蒸发量（Z '）的确定
仪直扌挪豐降水定法渗补 由方法的器地中渗透 .一成中的柱下透计的水 6 — 4中的2, 3）。

给水
上式的参符号意义口前式。

在 算式（2个^ a ， 选择3近乎常数的未个, 能于1
CO
个计
八\内的
0。

但此时平原区的厂h 较小于
图点?二嫌忒迸“值计算示慝图
3〜 差大。

应性较
计、
土柱
O
、口
图$—4地中能爺计示樹图
1 -土柱 M' • | - :: I ： - 匕 .t
9 一试境J IL 堵水和11 一肾斗；壮一弯头；13--水管卜14一 ■筒
本方法
饱和水流运动的达西定律（Darcy ' slaw 或
Richards equation ） 和 质 量 守 恒 原 理 （con servati on of mass ），在实际应用中，可以 直接应用达西定律和质量守恒原理分析或解决 水量均衡问题 。

下面介绍具有重要应用价值的土 壤水分 通量法 来求降水入渗补给量及蒸发量
凝
降结水补。

水两位部高分度以的
导
透面高计度中
（
，的
相 成管。

两
调的整设盛计水地管
漏下。

斗水的 水管度（补上给13。

时）流，当入渗其量透
补筒给（水1量
4） 水管；（
当补土
给13
柱
时）流
内
，入
的
其量水补
筒面给产（水
生1量4） 应即在潜该水渗蒸透发
计消上耗方量
加）
棚，
利。

奥
以在特隔测瓶离定
下水)的转化关系等，在田 间监测土壤水分的分布和运 动是十分必要的。

田间土壤 水分运动，可近似视为 一维垂向的流动。

于是， 连续方程可简化为 上式由z*至z 积分，得
= C ~-dz
式中，q (z* )和q (z )分别表示高度为z*和z 处 -
Q(^) — ( [ O(z^ti)ds (2*67)
的土壤水分运动通量(单位时间，通过单位面积 的量：cm 3
/cm 2
• s )。

当时间由t i 改变到t 2时，以 Q (z*)和0
(z )分别表示在此时段内通过z*和 z 处单位土壤断面面积上的水量(cm 3
/cm 2
)，由上 式积分或直接由质量守恒原理
写出无源汇情况
要研究降雨或灌溉对土壤及潜水 大气蒸发作用下土壤及潜水
(2.66>
的消耗，从而分析四水(大 气水、地表水、土壤水和地
Z Z
q
'其定某有 法和定位通量法，统称为 (1)零通量面法
土壤水的重力势书g 由垂直坐标Z 决定，若用负 压计测得土壤剖面各点的基质势W m ，则可得到 总水势W = W
m + Z
的分布，如图2. 10•土壤中
任一点的土壤水分通量由达西定律q K( m )—给
z
出。

当水势梯度
0时，该处的通量q 0，则称
z
该处的水平面为零通量面ZFP ( zero flux plane )，位置记为z o 。

土壤剖面中出现零通量面时，可根据水势的分 布特点，区分为以下几种类型:
a .单一聚合型零通量面。

若在降雨(或灌溉) 前，土壤长期处于蒸发状态，上层土壤的水分只 由潜水补给，水
中子 甲中任一 壤中；任一 )便要 主
要 通量
下的水量平衡方程为
\\
単位面积上的水量Q (
分自下而上在土壤中运移，水势9自潜水面向上是逐渐减小的。

在连续降雨过程中，由于水分不断入渗，上部土壤的水势®将随之增加。

如果水分的入渗尚未对下部的土壤产生明显的影响，此时水势9的分布则如图2. 10中
(a)所示。

在此情况下，土壤中某处水势9出
圏2.!0 土堆剋向惦水峥分市与等通啟慟
现最小值。

该处一0，即为零通量面ZFP，也可z
视其为入渗前锋面。

由于这种情况下土壤水分由上下两侧向零通量面处迁移，故称为聚合型。

b .单一发散型零通量面。

当降雨停止且入渗锋面已下移到潜水面以后，上部土壤开始蒸发，水分自下面上迁移。

与此同时，下部土壤水分继续处于向下入惨状态。

这时，水势书的分布如图2. 10中（b）所示。

在此情况下，土壤中某处水势达最大值，该处一0，即为零通量面ZFP。

由z
于这种情况下土壤水分自零通量面处分别向上、向下运动，故称为发散型。

c.具有多个零通量面。

如图2. 10中（c）所示.，这发生在间隔降雨、入渗和蒸发交替出现的情况下，具有多个零通量面。

①零通量面的位置不变时：
i .地表处蒸发量：
当零通量面存在时，该断面即为通量已知的断面
Z*。

若由t l至t2这一时段内（△ t），零通量日H
9（z^it）dz-J （2.68）
A
面的位置不变，测得t i和t2时刻的土壤含水率e （Z，t i）和e （z，t2），如图2. 11。

利用式（2. 67）可计算出厶t时段内任一断面处单位面积上所流过的土壤水的水量Q （z）。

若以Q s表示地表处相应的水量，其值可由下式计算：
式中Z0和H如图所示。

在数值上Q s为图中abed 的面积（阴影面积）。

当土壤含水率减小时，Q s> 0,表明通量向上，土壤水分蒸发，蒸发量—Q s；反之，Q s V0,表明通量向下，水分向下层土壤入渗。

ii .潜水面处入渗补给量：
利用式（2. 67）同样可计算△ t时段内潜水面
Qf=] 0（劭氐）必-f Q（x f tOdx（2*69）
处单位面积上所流过的水量（入渗补给量）Q g : 在数值上Q g为图中ade的面积（空白面积）。

当土壤含水率减小时，Q g V 0,表明潜水面处通量向下，即潜水接受补给，补给量—Q g；反之, Q s> 0，表明通量向上，意味着蒸发时潜水有消耗。

② 零通量面的位置变化时：
零通量面实际上随时间的变化是移动的，只有在时间段厶t较小时位置不变才近似成立。

当时间段△ t较大时，应考虑其位置的变化，如图2.12 所示，在时间t i
和t2时，零通量面：ZFP i和ZFP2 的位置分别为Z01和
Z02。

此时，由零通量面处通量为零这一条件和水量平衡的原理，可写出t i 至t2时段内地表和潜水面处的土壤水分流量Q s 和Q g的表达式：
f 产严
Q产J j +(2*T0>
<«i**i
i •地表处蒸发量：ii •潜水面处入渗补给量：
其中，t （z o）表示零通量面的位置为Z0的时间。

在数值上，Q s为图中a' abed勺面积（阴影面积），Q g 为图中a' dd'勺面积（空白面积）。

表的经蒸发量式估算利用气象
在tl 至t2时段内，当地表处单位面积上的入渗
H
Q") = 0 + J 0(£,")必—『日心丄)矗 (2.72)
1
f
量或蒸发量Qs 已知时，由式(2. 67)则知土壤 任一断面z 处单位面积上流过的水量 Q (z )为: 距式中当H
|为0地表处的垂得坐标,即|时段潜水面的 处单位面积上流过的水量，即卩潜水面处入渗补给
量。

地表通量的估算，直接影响到本方法的可靠 性。

地表腾发量的估算不仅需要较为完善的气象 观测资料，而且还涉及到一些经验参数。

目前还 不能有把握地用此方法对田间土壤水量平衡进 行可靠的分析。

(2)表面通量法 或用经
验enm 估公。

（3）定位通量法
定位通量法即在土壤剖面中选定一个合适的位置，上下安装两支负压计（水柱或水银柱式）
-衣而”）（也+ 1 ）（2.73）
用以监测这两点的基质势W m,同时用其他方法测得该处土壤的非饱和导水率和基质势的关系K （屮m ）。

设这两点的垂直坐标分别为Z1和Z2, Z* =（Z1+Z2）/2,A Z= Z2 —Z1,以屮ml 和屮m2 分别表示在这两点测得的基质势，由达西定律可知Z* （定位点）处的通量为：式中，—m =（W ml +屮m2）12（平均值）。

由
此，可以得到t l至t2时段内单位面积上流过的土壤水
的水量Q （Z* ）（定位点通量），而任一断
■
(2,74)
面Z处相应的水量Q （z）由下式给出：
当Z= H时（地表），所得为地表处的Q （蒸发
量）；Z= 0时（潜水面），所得为潜水面处的Q
（入渗补给量）。

定位通量法应用的注意事项：
采用此方法除了需有潭水率分布和定位点基质势的观测资料外，关键是要测得土壤非饱和一水率K 」
度,
法。

面法结进使水量平衡分 零通量
面存通时不利在时，则用疋位通量法进行水量平 消如面以上一疋疋测
当零算
消耗量 此处可测得的通量便可 此得可更不简' '口 和通量对而
仪通量 精度 、必
—I —A.
面处蒸发定于 小「故疋于
定，接近方法 把近分 于该疋位率处的疋壤接近方法 在多处设仅与地中渗透值勺
丨蒸
O /
虑土壤点水率为依
成本较低水 率可在依 「小、工 …度比经验公式和动态观测法要高 3 ^近似计省任/ \涂孝嘟住、
先渗补给出某的时法很—
先计蒸发某些算出全年或全区 据降水入渗缓的"…”
「气和蒸流消耗、因此—
幽潜水位上近似计算出大气降水的 ftic 数 水位动态变化△ h
降的最主和影流因素 动带的 水此埋藏不深 区, 亠或下 和降水变 水度:
h
i
~~Pi
年根的不水其水均度的次降水平均！入降水乘以意 年次降水量之和有效降水到全年有大渗降水入 补给据全量排型泉水流量计算大气降水入渗补给
在某些丘陵冃屮区（特别是干旱半干旱的岩溶 ）排当
降水是地下水的唯一补詁'泉水是駄
水总量的比值
的经！式内阿维Hi
o
（i h
城使为最广乏
式中：
h --潜水埋藏深度； l --极限蒸发深度；
n --蒸发指数，多取值为1~3; & 0 --水面蒸发强度； e --潜水蒸发强度。

发强析上式可以看出，潜水的蒸发强度随水面蒸 小强
度知上式水的 观IB!1
服 常不能令人信服 号项 度小于水
由 J ,段J 八、、/ 此公时 两个参数多采用经验数值; -。

精度主要取决通过结! 刃、 三、地下径流量（W l 、W 2）的确定
含r —ilil 策
甜算:只能在查的地透水数向和
算其过水断面上的径流量。

当计算断面上含水层的渗透系数（K）、厚度（h）、长度（I）、水力坡度（I）已知时，可直接使用达西定
律计算出断面的地下径流量（Q）：
n
Q K i h i I i I i
i1
式中：i = 1, 2,…n,为各计算分段的编号
四、地表水入渗补给量（Y f）的确定
这里的Y f主要是指河流、渠道水对地下水的补
给量,确定方法有：
（ 1 ）断面测流法：
在有渗漏的河、渠段的上、下游断面上实测河、渠流量,其流量减少的差值,即为河、渠水对地下水的入渗补给量。

Q = Q上—Q下。

（2）地下水动力学计算法：在已知河（渠）水位及含水层厚度、渗透层渗透系数时,可用地下水动力学公式计算出河（渠）水对地下水的补给量。

思考题
1. 地下水动态和均衡?
2.研究地下水动态与均衡的意义？
3.为阐明区域水文地质条件的动态监测工
作，主要的监测线应沿着区域水文地质条件变化最_____________ 的方向布置。

4.为地下水水量、水质计算与资源管理服务
的动态监测工作，动态监测点布置成___________ 状形式，以求能控制区内地下水流场及水质变化
5.研究地下水动态的基本任务？
6.地下水均衡研究的基本任务？
7.为便于均衡计算，每个均衡区最好是一个
相对独立的__________ 。

8.地下水动态监测项目主要有哪些？
9.水量均衡方程的一般形式为：w A B，
方程中各项的含义？
10.水量均衡方程中的流入量A、流出量B 主要包括哪些？
11.写出水量均衡方程中潜水、承压水储存量的变化量，说明两者的不同。

12.确定给水度的常用方法有哪些？并对各种确定给水度方法作简要说明。

13.写出潜水为单向流动（一维流）时，用有限差分法计算给水度卩的公式，并说明各符
号的含义。

14.降水入渗补给量及蒸发量的确定方法有哪些？
15.土壤水分运动的通量法包括三
种：___________ 、 ___________ 、___________ 。

16.如何用零通量面法确定地表处蒸发量和潜水入渗补给量？
17.降水入渗系数的确定方法有哪些？
18.地下水径流量、地表水入渗补给量的确定方法有哪些？。