地下水文学1
二年级 散文 3282字 56人浏览 颍香123

水循环三要素:蒸发(Z)、降水(X)和径流(Y) 水均衡:在一定时间、一定区域内,水分循环的三要素之间的数量关系 水均衡原理:对于任一地区(系统) ,在任一时间内,收入的水量与支出的水量之间的差额必等于其蓄水量的变化。 全球水平衡方程: Z0 + Zc= X0 + Xc 水在岩土中的赋存形式:液态水(结合水、重力水、毛细水:支持毛细水、悬挂毛细水、孔角毛细水)、气态水、固态水 容水性:岩土能容纳一定水量的性能, 常用含水率表示。含水率q :单位体积岩土中所含水的体积 --含水体积 -包括孔隙在内的岩土总体积 容水度:岩土完全饱和时所容纳的最大水体积与岩土总体积之比

持水性:含水岩土在重力作用下释水时,由于固体颗粒表面的吸附力和毛细力的作用,使在其空隙中能保持一定水量的性能 给水性:含水岩土在重力作用下能自由释出一定水量的性能 给水度m :指饱水岩土在重力作用下所释出的水体积与岩土总体积之比,在数值上它等于容水度减去持水度,也即岩土的饱和含水率与田间持水率之差

透水性:岩土允许水体透过的性能,决定岩土透水性好坏的主要因素是空隙的大小,其次才是空隙的数量。度量岩土透水性的指标是渗透系数K 。渗透系数愈大,表明岩土的透水性愈强,反之,则愈弱。 潜水:潜水是地表以下埋藏在饱水带中第一个具有自由水面的重力水,潜水没有隔水顶板,或只具有局部的隔水顶板,潜水的自由水面称为潜水面。 潜水的特征:①与降水和地表水联系密切,积极参与水循环。②分布区与补给区基本一致③排泄方式:径流排泄:泉、渗流形式;蒸发(腾) 排泄④动态的季节性变化显著(丰水,水位高,含水层厚) ⑤易受污染 等水位线图:在潜水面上,将高程相同的点(即潜水位相同的点) 相连,即为潜水面的等水位线图 承压水:承压水是充满于两个隔水层之间的含水层中具有静水压力的重力水,如未充满水则称为无压层间水;特性:承压性,与大气水地表水联系较弱,水量增减与潜水不同,水质变化较大,不易受污染也不易自净。 孔隙水 :主要赋存于松散的沉积物中。 岩溶现象的南北差异:我国南方雨量充沛,水交替条件好,气温高,有利于溶解总用的进行,并促使植被发育的土壤中有机质易于分解,使水的侵蚀能力增强,故岩溶现象十分发育。北方降雨量少且气候寒冷,故岩溶现象发育相对较弱。 以井的结构和含水层的关系,可将其分成为完整井和非完整井。凡是水井打穿整个含水层,而且在整个含水层的厚度上都安置了滤水管的,就叫完整井;反之,水井只打穿部分含水层,或者只在部分含水层中下了滤水管的,叫非完整井。 越流:当在含水层1中抽水时,其上下两相邻含水层(即补给层)通过弱透水层向含水层进行补给,这种补给称为越流补给,含水层1称为越流补给层。 地下水数值法和数学模型解析解的差异:解析解优点在于地下水的于东在时间和空间上都是连续的,但是它只能处理简单的数学模型,人为的把含水层理想化,对现实中的含水层坐了较大的歪曲,降低了解析解的实用价值。数值分析法比较真实的反映了含水层的真实面貌,它能把含水层边值和初值条件复杂的偏微分方程,简化为简单的线性代数方程具。数值法主要有两种:有限差分法和有限单元法。 大气水转化补给地下水机理:大气水抵达地表后便向土壤孔隙渗入,如土壤初始含水量,则渗水首先形成薄膜水,待达到最大薄膜水后,又继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。还可以通过降水入渗补给地下水 地下水排泄转化为大气水机理:地下潜水在土水势的作用下转化为土壤水,移升至包气带,并由土面蒸发和叶面腾发转化为水汽排泄于大气中,由于蒸发和腾发在天然条件下难以区分,故通常合并称为潜水蒸发。潜水蒸发为地下水的垂直排泄,是浅层地下水转化为土壤水和大气水的主要途径。 活塞模型:基本假设是在入渗过程土壤剖面存在明显的水平湿润锋,讲湿润区和未湿润区分开,在湿润区土壤含水率达到饱和,而湿润锋下缘未湿润区则为初始含水率。 潜水蒸发过程三阶段:①取决于大气

蒸发能力的稳定蒸发阶段②潜水蒸发强度随表土含水率降低而变化阶段③取决于土壤输水能力的潜水蒸发相对稳定阶段 影响潜水蒸发强度因素:气象因素(包括辐射、气温、地温、水汽压力差与风速等)、潜水埋深、含水介质岩性与地表植被等。 河渠水转化补给地下水大致可以分为:①自由渗流过程(非饱和渗流、形成水丘阶段)②顶托渗流过程 地表水转化补给地下水量的计算常用方法:地下水动力学法、河段水量平衡法 、水文分析法 、渠系系数法 地下水排泄转化为地表水的形式主要分别为两类:1. 泉 2. 泄流 地下水排泄转化为地表水的常用分析计算方法:1. 地下水动力法;W--河渠地表水转化为地下水或地下水转化为地表水的水量;K--含水层渗漏系数;I--地下水流水力梯度;H--含水层厚度;L--计算河段长度;T--地表水与地下水相互转化历时 2. 基流分割法 地

下水交替根据地下水径流方向特征不同,可将地下水水交替分为三种类型:①垂向交替:在无出口的内陆盆地,地下水的补给来源以大气降水入渗补给为主,或存在地表水的垂直渗漏补给,而地下水的排泄出路只有潜水蒸发 ②侧向交替:在泉和地表水排泄处如排泄基准面低,排泄条件良好,地下水的水交替循环主要是在水平方向上进行,补给来源可以是各种形式③混合交替:介于上述两类型之间,两类地下水水交替兼有之,自然界中的地下水大都属于混合交替,但有以垂向交替为主和侧向交替为主之别 地下水的径流强度:指在单位时间内通过单位断面积的地下水径流量地下水径流模数:表示1平方千米含水层分布面积F 上的地下水径流量,其年平均地下水径流模数M 年为 Q--年内地下水径流总量;F--含水层分布面积或地下径流流域面积 地下径流系数:是指地下水径流量Q 与同一时间内含水层分布面积F 上的降水总量P 之比 P--年降水总量 地下水径流类型:畅流型、汇流型、散流型、缓流型、滞流型 盆地地下水系统分为:局部流系统、中间流系统、区域流系统 地下水动态:地下水的数量和质量(包括地下水位、水量、水化学成分、水温等水文要素)随时间的变化过程。 影响地下水动态的自然因素:气候因素、水文因素、地质因素、地貌因素、植被因素、人为因素(a 、改变表层土壤水理性质b 、改变外界补排环境c 、直接改变地下水位) 给水度μ是含水层给水能力的一个指标,在数值上它等于饱和岩土在重力作用下自由排出水的体积与该饱和岩土体积的比值。 降雨入渗补给系数:降雨入渗补给系数是指降雨入渗补给地下水的水量与相应降雨量的比值,即: 式中:-次降雨入渗补给系数;--次降雨入渗补给地下水量;P-次降雨量;--次降雨所引起的地下水位升幅 灌溉回归入渗系数:回归补给地下水量与灌溉水量的比值式中:-灌溉回归入渗系数;--灌溉回归补给地下水的水量;-灌溉水量;--由灌溉回归水所引起的地下水位升幅 含水层参数率定模型的机制:含水层参数率定模型是建立在长期观测资料基础上,以地下水量均衡原理为依据,并结合地下水位的动态变化和地下水及大气降水的相互作用后的综合效应来实现的 直接测试法确定给水度μ:筒测法、试坑法。

影响半径确定方法:公式法、图解法 配线法:通过实测抽水试验曲线与理论曲线对比确定含水层参数的方法。

地下水资源评价:地下水资源评价主要是在计算地下水的补给量、储存量和开采量的基础上,对地下水资源的质和量做出给定和评价。 补给量是指天然和开采条件下单位

时间内进入单元含水层的水量。 储存量是指储存于含水层内重力水的体积。 开采量(消耗量)是指脱离单元含水层的地下水流量。 允许开采量:是指通过技术经济合理的取水构筑物,在整个开采期内水量不减少,动用水位不超过设计要求,水质水温变化在允许范围内,不影响已建水源地正常生产、不发生危害工程地质现象的前提下,单位时间内从含水单元中能够取得的水量。