地下水部分2.ppt
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1、水文学与水资源学基础 The Basis of Hydrology and Water Resources 地下水部分,宋 献方 TEL & FAX: 010-64889849 手机:13911622701 E-mail: ,主 要 内 容,地下水的结构与运动,地下水系统的组成与结构,地下水的类型及其特征,地下水循环及其影响因子,地下水运动规律,地下水动态与平衡,中国地下水基本特征,地下水的化学成分及其形成作用,地下水水资源评价简介,地下水循环,地下水的补给(groundwater recharge)、排泄(groundwater discharge)与径流(groundwater runof
2、f) 地下水经常不断地参与着自然界的水循环。含水层或含水系统通过补给从外界获得水量,径流过程中水分由补给处输送到排泄处然后向外界排出,在水分交换、运移过程中,往往同时伴随着盐分的交换与运移。补给、径流与排泄决定着含水层或含水系统的水量与水质在空间和时间的变化。只有对地下水的补给、排泄与径流建立起清晰的概念,才有可能正确地分析与评价地下水资源,采取有效的兴利防害措施。,地下水循环,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做补给。 补给的研究包插补给来源、补给条件及补给量。 补给来源有大气降水、地表水、凝结水和其它含水层的水,以及各种人类活动而产生的人工补给来源,如水库水,灌溉水等
3、;此外,专门为改善地下水资源条件而采取的人工补给地下水的措施。,一、大气降水对地下水的补给,1大气降水入渗补给机制 以松散沉积物组成的包气带为例进行讨论,在土颗粒、空气和水组成的三相体系中,水的运动十分复杂。降水入渗机制迄今尚来完全阐明。 入渗补给含水层的水量仅占降水量的20一50%. 降水入渗速率,即地面吸收降水的能力,是随着降雨过程延续而降低的。,地下水的补给,完全饱和带:地表下数厘米深度内出现水分完全饱和的层 传输带:此带并不完全饱和,含水量大致相当于饱和含水量 的80,不断由地表接受水分并向下传输 湿润带:位于传输带以下,此带含水量白上而下逐渐降低 湿锋面:含水量突变,在毛细力作用下向
4、下推移,降雨后包气带水的下渗方式一般认为有活塞式(piston infiltration)及捷径式(short-circuit infiltration)两种。 所谓活塞式下渗是指上部的人渗水推动下部的水作面状下移。此类下渗主要发生于比较均质的孔隙大小差别不大的砂层中。 捷径式下渗时,水流不作面状推进,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、虫孔及裂隙移动。我国黄土高原地区,潜水面最深可达二、三百米,但仍可获得降水补给。捷径式下渗很可能起着主要作用。,活塞流 优先流,2影响大气降水补给地下水的因素 降水特征、蒸发强度、包气带的岩性与厚度、地形、植被等影响大气降水对含
5、水层的补给。,年降水量是影响降水补给地下水的决定因素之一。 年降水量小于某一数值时,对地下水实际上无补给作用;年降水量较大,则入渗补给含水层的比值也愈大。 降水强度过大而超过地面入渗速率时,将产生地表径流。一次降雨量较小且各次降雨时间间隔较长,则每次降雨量仅足以湿润表层,雨后蒸发消耗。上述两种情况均不利于地下水获得补给。 绵绵细雨对地下水补给很有利。 包气带渗透性好,有利于吸收降水。包气带厚度(潜水埋藏深度)愈大,滞留的水量便愈多,不利于补给地下水。但是如果潜水埋深过浅,毛细饱和带离地表很近,会使降水的入渗速率降低而大量转为地表径流,也不利于补给地下水。,二、地表水对地下水的补给,河流与地下水
6、的补给关系沿着河流纵断面而有所变化。 山区河谷深切,河水位常年低于地下水位,起排泄地下水的作用。 山前,由于河流的堆积作用,河床处于高位,河水常年补给地下水。 冲积平原与盆地的某些部位,河水位与地下水位的关系,随季节而变化。而在某些冲积平原中,河床因强烈的堆积作用而形成所谓“地上河”,河水经常补给地下水。,地表水补给地下水,黄河地上河,汛期开始,河水浸湿包气带并发生垂直下渗,使河下潜水面形成水丘。河水不断下渗,水逐渐抬高与扩大,与河水联成一体。 汛期结束,河水撤走,水丘逐渐趋平,使一定范围内潜水位普遍抬高。河水补给地下水时,补给量的大小取决于下列因素:透水河床的长度与浸水周界,河床透水性(渗透
7、系数)。河水位与地下水位的高差(影响水力坡度)以及河床过水时间。,间歇性河流对地下水的补给过程,间歇性河流对地下水的补给过程,流域降水-冰雪融水-地表水-地下水转化模式,出山河水,山区降水占68%,冰川融水占8%,地下水占24%,地下水,(入渗带),降水占10-30%,出山河水占70-90%,黑河河水,(细土平原),地下水占 70-80%,地下水,(北部盆地),河水占 4050%,蒸发,居延海,75%,第一次转化,第二次转化,?, 山前补给。发生在祁连山前戈壁带,除个别地段可能存在山区地下径流外,主要是一系列的季节性出山河流和降水垂直入渗,多为HCO3或HCO3-SO4水,为1963年以来的现
8、代补给。 河流侧向入渗补给。河流入渗来自常年性的黑河,主要发生在下游盆地,为HCO3-SO4水,地下水的年龄小于50年。 灌溉入渗补给。灌溉水的来源是引河水和地下水,入渗补给主要发生在人工绿洲区,特别是在金塔鼎新灌区。多为SO4Cl水。 北盆地的承压水,14C校正年龄可达8kaBP左右,是中全新世补给,黑河流域地下水补给机制示意图,地下水与地表水之间,双方互为补给源与排泄对象,同时也起到相互调节作用。,在一个流域内无论开发地表水资源还是开发地下水资源都会对双方产生影响。,大气降水与地表水补给特点,大气降水,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; 地表水则是线状补给,局限于地表
9、水体周边。从时间分布比较,大气降水持续时间有限而地表水体持续时间长,或是经常性的。在地表水体附近,地下水接受降水及地表水补给,开采后这一补给还可加强,因此地下水格外丰富。,山区,依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流,往往成为地下水主要的,甚至唯一的补给来源。 例如,河西走廊中段,降水只占地下水补给量的4,其余均属河水补给。 从总体上说,降水量的多寡决定着一个地区水的丰富程度。,潜水和承压水含水层接受补给,潜水在整个含水层都能直接接受补给 承压水仅在含水层出露于地表,或与地表连通处方能获得补给,三、大气降水及河水补给地下水水量的确定,1平原区大气降水入渗补给量的确定 大气降水入渗补给地下水的量通
10、常可用下式确定: QXaF1000 式中:Q一大气降水入渗补给地下水量(m3a) x一年降水量(mm) a一入渗系数 F一补给区面积(km2) 入掺系数a是年降水入渗量与年降水量的比值, 利用地中渗透仪测定: 根倔研究区的情况放入有代表性的原状土样,通过多年观测,可以得到不同包气带岩性、地下水位埋深及年降水量条件下的年降水入渗补给量q x,据此可推求入渗系数a(图56)。求多年平均年降水入渗补给量,可将多年平均年降水以及相应的入渗系数。,地中渗透仪(lysimeter),蒸渗仪,(2)利用天然潜水位变化幅度确定:在研究区中地下水水平径流及垂向越流都很微弱,不受开采及地表水影响的地段里,选择若干
11、地势平坦、包气带岩性及潜水埋深有代表性的地点,布置观测井观测因降水入渗而引起的地下水位抬升值Ah,并测定水位变动带的给水度,则据下式可求得a:,2山区大气降水及河水入渗量的确定,山区大气降水与河水对地下水的补给量跟地下水排泄量相当,可通道测定排泄量反求补给量。山区地下水以集中的大泉或泉群形式排泄时,可通过定期测定泉流量求得全年排泄量;排泄分散时,则可通过分割河水流量过程线求全年排泄量。若山区地下水有一部分以地下径流形式排入邻接的平原或盆地,利用排泄量反推补给量就比较困难, 通常山区的入渗系数a是全年降水及河水人渗补给地下水总量与年降水量的比值:,新方法,四、凝结水(condensation w
12、ater)的补给,在某些地方,水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。 饱和湿度随温度降低,温度降到一定程度,空气中的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汽,便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。 夏季的白天,大气和土壤都吸热增温;到夜晚,土壤散热快而大气散热慢。地温降到一定程度,在土壤孔中隙水汽达到饱和,凝结成水滴,绝对湿度随之降低。 此时气温较高,地面大气的绝对湿度较土中为大,水汽由大气向土壤孔隙运动,如此不断补充,不断凝结,当形成足够的液滴状水时,便下渗补地下水。 一般情况下,凝结形成的水相当有限。但是,高山、沙漠等昼夜温差大的地方(如撒哈拉大沙漠
13、昼夜温差大于50),凝结作用对地下水补给的作用不能忽视。 我国内蒙沙漠地带,在风成细沙中不同深度均有水汽凝结。,五、含水层之间的补给,两个含水层之间存在水头差且有联系的通路,则水头较高的含水层便补给水头较低者。,六、地下水的其它补给来源,建造水库,修建灌溉工程以及工业与生活废水等人类活动,都会使地下水获得的补给。近些年来,为了补充地下水资源,广泛采用地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等方式,专门进行地下水人工补给(artificial groundwater recharge)。 利用地表水灌溉时,灌溉渠道及田面渗漏常使浅层地下水获得大量补给。渠道对地下水的补给与地表水补给相似,只是灌渠密度大
14、,且有时采用半挖半填的地上渠形式,故渗漏量相当大。大型地表水灌溉系统输水损失将近50,除蒸发与湿润包气带外,相当一部分水量补给了地下水。灌水的田面渗漏与大气降水补给的特点相近。灌溉回归水(irrigation return flow),地下水获得矿化度与化学类型不同的补给水,水质也因而发生变化。 干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化度水。在那些经常获得低矿化度水补给的地段,如河流沿岸,季节性集水洼地,灌渠两侧等常可找到适于饮用的淡水透镜体。 高矿化度水与污染水的补给,则使含水层水质恶化,这多半是在人为影响下发生的。 例如工业废水与生活污水的不合理排放,降水淋滤废料与吸收废气后补给地下水
15、等,过量抽取滨海地区的或与咸水层有联系的淡水含水层,也可引起海水或咸水补给淡水层而引起水质恶化。,七、补给对地下水质的影响,地下水的排泄,含水层失去水量的作用过程称做排泄。 在排泄过程中,含水层的水质也发生相应变化。研究含水层的排泄,应包括排泄去路及方式、影响排泄的因素及排泄量。 地下水通过泉(spring)(点状排泄)、向河流泄流(线状排泄)及蒸发(面状排泄)等形式向外界排泄。 此外,一个含水层中的水可向另一个含水层排泄。此时,对后者来说,即是从前者获得补给。用井孔抽取地下水,或用钻孔、渠道排除地下水,均属地下水的人工排泄。 蒸发排泄耗失水量时,盐分仍留在地下水中。其它种类的排泄,盐分随同水
16、分同时排走,属于径流排泄。 过去曾经把蒸发排泄称做垂直排泄,而将其它种类的排泄称为水平排泄;这样划分并不恰当,因为含水层的越流排泄也是垂直进行的。,一、泉,泉是地下水的天然露头,在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区及丘陵的沟谷与坡脚,常可见泉。而在平原地区很少有。 根据补给泉的含水层的性质,可将泉分为上升泉(asending spring)及下降泉(desending soring)两大类。上升泉由承压含水层补给。下降泉由潜水或上层滞水补给。 仅仅根据泉口的水是否冒涌来判断是上升泉或下降泉,那是不合适的,下降泉泉口的水流也可显示上升运动;反之,通过松散覆盖物出露的上升泉,泉口附
17、近的水流也可能呈下降运动。 根据出露原因,下降泉可分为侵蚀泉(erosion spring)、断层泉(fault spring)接触泉(contact spring)与溢流泉(overflow spring)。沟谷切割揭露潜水含水层时,形成侵蚀(下降)泉。地形切割达到含水层隔水底板。,泉水示意图,泉类型,二、泄流,地下水有时也集中排泄于河底、湖底或泥底,这类水与般泉的区别是出露于水下而不在地面。 更多的情况下,地下水是分散排入地表水体的。当河流切割含水层时,地下水沿河岸线状排泄。此时,可通过分割河流流线过程线求地下水泄流量,在河流上选定断面,测定河水流量,得出河流流量过程线。常年有水河流,枯水
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