第08講地下水文學(xué)

1、地下水水文學(xué)地下水水文學(xué)主講： 劉國東 教授電話mail:第8講第三章 地下水的補(bǔ)給、排泄與徑流(地下水循環(huán))水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 補(bǔ)給與排泄是含水層與外界發(fā)生聯(lián)系的兩個(gè)作用過程。補(bǔ)給與排泄的方式及其強(qiáng)度，決定著含水層內(nèi)部的徑流，以及水量與水質(zhì)的變化。這些變化在空間上的表現(xiàn)就是地下水的分布：在時(shí)間上的表現(xiàn)，便是地下水的動(dòng)態(tài)，而從補(bǔ)給與排泄的數(shù)量關(guān)系研究含水層水量及鹽量的增減，便是地下水的均衡。只有對地下水的補(bǔ)給、排泄、徑流建立起清晰的概念，才有可能正確地分析與評價(jià)地下水資源，采取合理有效的興利防害措施。水文地質(zhì)與地下水水文地

2、質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 u地下水補(bǔ)給的概念定義：含水層自外界獲得水量的作用過程稱含水層自外界獲得水量的作用過程稱作補(bǔ)給。作補(bǔ)給。研究內(nèi)容：包括補(bǔ)給來源、影響補(bǔ)給的因素和補(bǔ)給量。補(bǔ)給來源有：大氣降水、地表水、凝結(jié)水、灌溉回歸水、其它含水層的水和人工補(bǔ)給3.1 地下水的補(bǔ)給水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 u大氣降水補(bǔ)給 大氣降水的大氣降水的入滲過程入滲過程降雨初期：降水 下滲土層(保存在包氣帶中)繼續(xù)降水：包氣帶上部飽和 滲入飽和層，抬升地下水位土壤中降水的入滲速率可用下滲率（mm/h）表示。降水下滲率由大變小(圖2-1).包氣帶產(chǎn)生連續(xù)下滲水

3、流以后，在砂性土中水流運(yùn)動(dòng)服從于達(dá)西定律。由于垂直滲流時(shí)，水頭差與滲透長度相等，水力梯度等于1，所以下滲率等于包氣帶垂向滲透系數(shù)。3.1 地下水的補(bǔ)給重力、顆粒吸附力、毛細(xì)力重力水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 影響降水的因素影響降水的因素降水強(qiáng)度降水強(qiáng)度定義：單位時(shí)間內(nèi)的降水量，通常以每小時(shí)降水深度的毫米數(shù)表示降水強(qiáng)度超出包氣帶的入滲速率，部分降水便形成地表徑流，補(bǔ)給地下水的部分相應(yīng)減少。降水強(qiáng)度小而每次持續(xù)時(shí)間不長，入滲的水僅能濕潤包氣帶，雨后又蒸發(fā)返回大氣，也不利于補(bǔ)給地下水。綿綿細(xì)雨對地下水的補(bǔ)給最為有利。 （強(qiáng)度適中且持（強(qiáng)度適中且持續(xù)時(shí)間長有利）續(xù)時(shí)

4、間長有利）水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 影響降水的因素影響降水的因素包氣帶巖性包氣帶巖性包氣帶的透水性愈好，降水轉(zhuǎn)為地下水的份額便愈大。反之，包氣帶透水性不良，降水中的相當(dāng)一部分便轉(zhuǎn)為地表徑流。此外，包氣帶土質(zhì)愈是粘重，厚度愈大，滯留的入滲水便眾多，對地下水補(bǔ)給愈不利。 （透水性強(qiáng)，厚度小有利）（透水性強(qiáng)，厚度小有利）水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 影響降水的因素影響降水的因素地形坡度地形坡度降水強(qiáng)度超過包氣帶入滲速率時(shí)，地形坡度愈大，則轉(zhuǎn)為地表徑流的降水眾多；這種情況下，地形平緩，降水形成的坡流流動(dòng)緩慢，入滲時(shí)段延長，轉(zhuǎn)為

5、地下水的部分就愈多。要注意只有當(dāng)降水強(qiáng)度超過包氣帶的入滲速率時(shí)，地形才能影響降水的入滲。（坡度緩有利）（坡度緩有利）植被植被植被有利于降水補(bǔ)給地下水。其原因，一方面，植物阻滯了地表坡流；另一方面，林下土壤有機(jī)質(zhì)多，結(jié)構(gòu)性好，樹木根系使表土透水性加強(qiáng)，落葉可保護(hù)士壤結(jié)構(gòu)免遭雨滴的破壞。（植被覆（植被覆蓋度高有利）蓋度高有利）水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 大氣降水補(bǔ)給量的確定大氣降水補(bǔ)給量的確定平原地區(qū)降水入滲量的確定采用地中滲透儀(圖2-2)通過觀測天然地下水位變幅求降水入滲量在不受開采及地表水影響、地下徑流微弱的地方，選擇包氣帶巖性及地下水位埋深有代表性的地

6、段，布置觀測井，觀測降水期間地下水位拾升值h，測定水位變幅帶的給水度。則降水入滲量Q：式中F為觀測井所代表的地段的面積。FhQx水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 采用相關(guān)分析，建立 的關(guān)系曲線(圖2-3)山區(qū)降水入滲量的確定一般與地表水補(bǔ)給量一起確定(見后續(xù)內(nèi)容)(xf(圖2-3)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.1 地下水的補(bǔ)給u地表水補(bǔ)給補(bǔ)給源：河流、湖泊、水庫、海洋補(bǔ)給源：河流、湖泊、水庫、海洋河流與地下水之間的補(bǔ)給，取決于河水位與地下水位之間的關(guān)系(圖2-4)山區(qū)河流：地下水河水山前沖(洪)積扇頂部：河水地下水沖(洪)

7、積扇緣：(汛期)河水地下水河水(枯期)平原：河水地下水水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 u地表水補(bǔ)給影響因素：影響因素：河床滲透性河水位與地下水位高差河床濕周(河床寬度)河床過水時(shí)間(圖2-5)地下水埋藏條件：潛水還是承壓水(圖2-6)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 地表水補(bǔ)給量的確定平原區(qū)地表水滲漏量的確定平原區(qū)地表水滲漏量的確定最簡單的情況下，可通過實(shí)測河流流量變化來確 定。在預(yù)計(jì)河流發(fā)生滲漏的上下游各測一斷面流量，分別為Q1及Q2,則地表水滲漏量Qd=Q1一Q2，此即為地表水補(bǔ)給地下水量。如涉及間歇性洪水，則消耗于包氣帶的

8、水量占相當(dāng)比例，誤差較大。水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 地表水補(bǔ)給量的確定山區(qū)降水與地表水入滲量的確定：當(dāng)?shù)叵滤约械娜蛉盒问脚判箷r(shí)，泉的總流量乘以相應(yīng)時(shí)間，即代表大氣降水及地表水對地下水的總補(bǔ)給量。地下水排泄比較分散時(shí)，可通過分割地表徑流過程線求得地下水泄流量，作為地下水補(bǔ)給量(后面要學(xué)習(xí))。山區(qū)的大氣降水入滲系數(shù)是全年降水及地表水入滲總量與降水量的比值：水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.1 地下水的補(bǔ)給u凝結(jié)水的補(bǔ)給凝結(jié)作用溫度降低時(shí)，飽和濕度隨之降低，溫度降到一定程度，空氣中的絕對濕度與飽和濕度相等，溫度繼續(xù)下

9、降，超過飽和濕度的那一部分水汽，便將凝結(jié)成水。這種由氣態(tài)水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水的過程，稱為凝結(jié)作用凝結(jié)水補(bǔ)給夏季的白天，大氣和土壤都吸熱增溫，到夜晚，土壤散熱快而大氣散熱慢。地溫降到一定程度，在土壤孔隙中水汽達(dá)到飽和，凝結(jié)成水滴，絕對濕度隨之降低。由于此時(shí)氣溫較高，地面大氣的絕對濕度較土中為大，水汽由大氣向土壤孔隙運(yùn)動(dòng)。如此不斷補(bǔ)充，不斷凝結(jié)，當(dāng)形成足夠的液滴狀水時(shí)，便下滲補(bǔ)給地下水。一般情況下，凝結(jié)形成的水相當(dāng)有限。但是，高山、沙漠等晝夜溫差大的地方(撒哈拉大沙漠晝夜溫差大于50)，凝結(jié)作用對地下水補(bǔ)給的作用不能忽視。據(jù)報(bào)道，我國內(nèi)蒙沙漠地帶，在風(fēng)成細(xì)沙中不同深度均有水汽凝結(jié)(表21)。水文地質(zhì)與地

10、下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.1 地下水的補(bǔ)給u含水層之間的補(bǔ)給通過“天窗”或越流補(bǔ)給(圖2-7)通過導(dǎo)水?dāng)鄬友a(bǔ)給(圖2-8)通過鉆孔補(bǔ)給(圖2-9)承壓補(bǔ)給潛水(圖2-10)潛水補(bǔ)給承壓(圖2-11)u其它補(bǔ)給來源灌溉水補(bǔ)給(渠道滲漏和田間滲漏)面狀和線狀補(bǔ)給與灌水定額(畝次灌水量)和灌溉方式有關(guān)在地下水排泄條件好的地區(qū)，可降低其礦化度在平原區(qū)抬升地下水位，產(chǎn)生次生沼澤化或鹽漬化人工補(bǔ)給水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水排泄u地下水排泄的概念定義：含水層失去水量的作用過程稱作排泄。含水層失去水量的作用過程稱作排泄。研究

11、內(nèi)容：排泄去路及方式、影響因素及排泄量主要方式：泉(點(diǎn)狀排泄)、泄流(線狀排泄)及蒸發(fā)(面狀排泄)。蒸發(fā)排泄僅失水量，鹽分仍留在地下水中。其它種類的排泄，屬于徑流排泄，鹽分隨同水分同時(shí)排走u泉在地形面與含水層或含水通道相交點(diǎn)，地下水出露成泉泉的類型下降泉：由潛水或上層滯水補(bǔ)給，水流作下降運(yùn)動(dòng)侵蝕(下降)泉：溝谷切割揭露潛水含水層時(shí)，形成侵蝕(下降)泉(圖2-12a、b)接觸泉：地形切割達(dá)到含水層隔水底板時(shí)，地下水被迫從兩層接觸處出露成泉(圖2-12c)溢流泉：當(dāng)潛水流前方透水性急劇變?nèi)?，或由于隔水底板隆起，潛水流?dòng)受阻而涌溢于地表成泉(圖2-12d、e、f、g)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水

12、四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水排泄上升泉：由承壓含水層補(bǔ)給，水流在壓力作用下呈上升運(yùn)動(dòng)侵蝕(上升)泉：當(dāng)河流、沖溝等切穿了承壓含水層的隔水頂板時(shí)，成泉(圖2-13a)斷層泉：地下水沿導(dǎo)水?dāng)鄬由仙诘孛娓叱痰陀跍y壓水位處，涌溢地表，便成為斷層泉(圖2-13b)接觸帶泉：在巖脈或侵入體與圍巖接觸帶，常因冷凝收縮而產(chǎn)生隙縫，地下水沿此類接觸帶上升成泉(圖2-13c)大泉和泉群的成泉條件某些特殊條件(如筠連魚洞和濟(jì)南泉群)從不同含水介質(zhì)中出露的泉沖(洪)積扇：前緣有較多泉水出露風(fēng)化裂隙：泉多而量小構(gòu)造裂隙：泉相對集中，可出現(xiàn)大泉巖溶地區(qū)：泉集中，量大水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水

13、四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水的排泄u泄流定義：地下水以線狀方式排入河流影響因素：地下水位與河水位高差、含水層滲透性、河床斷面揭露含水層面積泄流量的確定直接測定：河流上下游流量差。誤差大基流分割流量過程線流量組成(圖2-15)：洪峰+基流直線分割法(圖2-16)地下水與河水無水力聯(lián)系的標(biāo)準(zhǔn)退水曲線法(圖2-17)地下水與河水有水力聯(lián)系的庫捷林分割法(圖2-18)不同情況的流量過程線分割方法 (圖2-19)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水的排泄u蒸發(fā)土面蒸發(fā)機(jī)理：地下水沿潛水面上的毛細(xì)孔隙上升，形成一個(gè)毛細(xì)水帶，當(dāng)潛水埋藏不很深時(shí)

14、，毛細(xì)水帶上緣離地面較近，大氣相對濕度較低時(shí)，毛細(xì)彎液面上的水不斷由液態(tài)轉(zhuǎn)為氣態(tài)，逸入大氣，潛水則源源不斷通過毛細(xì)作用上升補(bǔ)給，使蒸發(fā)不斷進(jìn)行。影響因素：氣候：氣候干燥，相對濕度小，蒸發(fā)強(qiáng)烈潛水埋深：埋深愈淺，土面蒸發(fā)愈大(圖2-20)包氣帶巖性：主要通過其對毛細(xì)上升高度與速度的控制作用而影響潛水蒸發(fā)。粗粒的砂毛細(xì)上升高度小，亞粘土、粘土中毛細(xì)上升速度慢都不利于土面蒸發(fā)，亞砂土、粉土等組成包氣帶時(shí)，由于毛細(xì)上升高度大，可產(chǎn)生較大的水力坡度，而其滲透系數(shù)又有一定數(shù)值，故其毛細(xì)上升速度最大，土面蒸發(fā)最為劇烈。水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水的排泄葉面

15、蒸發(fā)：植物在生長過程中，經(jīng)由根系吸收水分，并通過葉面蒸發(fā)逸失。也稱作蒸騰。植被繁茂土壤全年蒸發(fā)量約為裸露土壤的兩倍，個(gè)別情況下甚至超過露天水面蒸發(fā)量。在俄羅斯中亞細(xì)亞林區(qū)，整個(gè)生長期，林木的蒸騰量可達(dá)630840mm。德國進(jìn)行水均衡計(jì)算時(shí)發(fā)現(xiàn)蒸騰量竟占總蒸發(fā)量的75，年平均達(dá)377.53mm。成年樹木的耗水能力相當(dāng)大。一棵15年的柳樹每年可消耗90立方米以上的水。葉面蒸發(fā)只消耗水分而不帶走鹽類。植物根系吸收水分時(shí)，也吸收一部分溶解鹽類，但是，只有喜鹽植物才能吸收較大量的鹽分。u土壤沼澤化與鹽漬化土壤沼澤化土壤長期處于過濕狀態(tài)，以致地表滯水，植物遺體因氧化不完全而形成泥炭層堆積下來，便形成招澤，

16、又稱濕地。土壤經(jīng)常處于過濕狀態(tài)而未發(fā)育泥炭層的，則稱為沼澤化地段。水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.2 地下水的排泄補(bǔ)給水源：地表水、地下水以及混合補(bǔ)給由大氣降水補(bǔ)給的沼澤，通常分布于位置較高的河間地帶，由于表土透水性不好(如為粘土、亞粘土)，地形為封閉或半封閉的洼地，有較充足的降水補(bǔ)給時(shí)，土壤中水分滯留而形成沼澤地勢低洼，或地下水流動(dòng)受阻，潛水面接近地表的地方，可形成潛水補(bǔ)給的沼澤土壤鹽漬化在比較干旱的氣候條件下，由細(xì)粒土組成的平原、盆地中，埋藏不深的潛水強(qiáng)烈蒸發(fā)，鹽分累積于土壤，便導(dǎo)致土壤的鹽漬化天然條件下，土壤鹽分的運(yùn)移存在著方向相反的兩個(gè)過程，一個(gè)是

17、積鹽過程積鹽過程，地下水通過毛細(xì)上升蒸發(fā)，鹽分累積于土壤層中；另一個(gè)是脫鹽過程脫鹽過程，水分通過包氣帶下滲，將土壤中的鹽分溶解并淋洗到地下水中排走水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.3 地下水的徑流u定義地下水由補(bǔ)給區(qū)流向排泄區(qū)的作用過程稱作徑流地下水由補(bǔ)給區(qū)流向排泄區(qū)的作用過程稱作徑流u徑流方向與交替類型徑流方向：地下水徑流方向由高水位向低水位運(yùn)動(dòng)，由補(bǔ)給區(qū)向排泄區(qū)流動(dòng)交替類型垂向交替: 在內(nèi)陸盆地，地下水的補(bǔ)給來源以大氣降水入滲補(bǔ)給為主，或存在地表水的垂直滲漏補(bǔ)給，而地下水的排泄出路只有潛水蒸發(fā)。由此，地下水的交替循環(huán)主要是在垂向進(jìn)行，如圖2-21所示的滲

18、入一蒸發(fā)型的平原潛水交替?zhèn)认蚪惶? 在泉和地表水排泄處如排泄基準(zhǔn)面低，排泄條件良好，地下水的水交替循環(huán)主要是在水平方向上進(jìn)行，補(bǔ)給來源可以是各種形式混合交替:介于上述兩類型之間，兩類地下水水交替兼而有之，自然界中的地下水大都屬于混合交替，但有以垂向交替為主和以側(cè)向交替為主之別水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.3 地下水的徑流u地下水的徑流強(qiáng)度與徑流模數(shù)徑流強(qiáng)度：指在單位時(shí)間內(nèi)通過單位斷面的地下水徑流量。常以地下徑流模數(shù)M或地下徑流系數(shù)表示地下徑流模數(shù)M ：表示1km2含水層分布面積F上的地下水徑流量，單位m3/km2.aQ一年內(nèi)地下水徑流總量(m3/a);F

19、含水層分布面積或地下水徑流流域面積(km2)地下徑流系數(shù) ：指地下水徑流量Q與同一時(shí)間內(nèi)含水層分布面積F上的降水總量P之比，即P年降水量(mm)。影響地下水徑流強(qiáng)度的因素：地下水的補(bǔ)排條件、含水層巖性和含水層厚度FQM (%)001. 0FPQ水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.3 地下水的徑流u地下水徑流基本類型與地下水徑流系統(tǒng)暢流型(圖2-22a): 地下水的流線近似平行，水力梯度大且沿流向變化不大，側(cè)向交替占絕對優(yōu)勢，垂向交替極弱，補(bǔ)排條件良好，地下徑流通暢，水交替積極，形成水質(zhì)良好、礦化度很低的淡水資源。匯流型(圖2-22b)：地下水的流線在平面上呈匯

20、集狀，水力梯度由小變大。水交替在承壓水屬側(cè)向交替，在潛水盆地則主要屬混合型，其中間部位垂向交替比重較大，而在邊緣處則以側(cè)向交替為主。排泄條件取決于出口條件，一般情況下水交替較積極。散流型(圖2-22c) 地下水的流線與匯流型相反，在平面上呈散射狀，水力 梯度由大變小。其水交替屬以側(cè)向?yàn)橹鞯幕旌闲汀５跐撍判箙^(qū)附近垂向交替比重加大。徑流交替強(qiáng)度沿程由強(qiáng)變?nèi)酰⑿纬伤瘜W(xué)水平分帶規(guī)律。 水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 3.3 地下水的徑流緩流型(圖2-22d): 水力梯度很小，潛水面或地下水測壓水面近似水平，地下水流動(dòng)緩慢，流線大致平行或略有變化。水交替微弱，屬

21、以垂向交替為主的混合型。地下水礦化度一般較高。滯流型(圖2-22e): 水力梯度趨于零，地下徑流停滯，在潛水可為滲入一蒸發(fā)型，屬垂向水交替類型；在承壓水可為垂向越流補(bǔ)排。地下水的礦化度一般也較高，水質(zhì)不良。地下水徑流系統(tǒng)：指以流面為邊界的，具有統(tǒng)一補(bǔ)給、徑流和排泄的地下水單元河間地塊潛水徑流系統(tǒng)(圖2-23)均質(zhì)各向同性地下水盆地徑流系統(tǒng)(圖2-24)復(fù)雜徑流系統(tǒng)(圖2-25)注意：地下水徑流系統(tǒng)與含水系統(tǒng)的區(qū)別注意：地下水徑流系統(tǒng)與含水系統(tǒng)的區(qū)別第8講結(jié)束水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 u降水入滲過程大氣降水抵達(dá)地表便向土壤扎隙滲入，如土壤初始含水率很小，則

22、滲水首先形成薄膜水，待達(dá)到最大薄膜水后，又繼續(xù)充填毛細(xì)孔隙形成毛細(xì)水，只有當(dāng)土壤含水率超過最大持水量時(shí)，才形成重力水下滲補(bǔ)給地下水。對于均質(zhì)包氣帶，自地表往下大致可劃分為四個(gè)區(qū)：水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖3-1 積水入滲時(shí)土壤含水率分布和分區(qū)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 飽和區(qū)飽和區(qū) 緊貼地表下存在數(shù)厘米厚接近飽和緊貼地表下存在數(shù)厘米厚接近飽和含水率的薄土層；含水率的薄土層；過渡區(qū)過渡區(qū) 上聯(lián)飽和區(qū)下接傳導(dǎo)區(qū)，其間土壤上聯(lián)飽和區(qū)下接傳導(dǎo)區(qū)，其間土壤含水率有明顯降低；含水率有明顯降低；傳導(dǎo)區(qū)傳導(dǎo)區(qū) 不斷接受上層水分向下

23、傳輸，其間不斷接受上層水分向下傳輸，其間土壤含水率分布變化不大，且不再增加；土壤含水率分布變化不大，且不再增加；濕潤區(qū)濕潤區(qū) 土壤含水率自上向下急劇降低至初土壤含水率自上向下急劇降低至初始含水率，其前緣稱為濕潤鋒，在毛細(xì)力作始含水率，其前緣稱為濕潤鋒，在毛細(xì)力作用下不斷向下推進(jìn)。用下不斷向下推進(jìn)。在水文學(xué)原理將詳細(xì)介紹“入滲模型”水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-1 降水下滲率隨入滲時(shí)間變化水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-2 地中滲透儀結(jié)構(gòu)圖(書中p111)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電

24、學(xué)院 圖2-2 地中滲透儀結(jié)構(gòu)圖1 滲透(蒸發(fā))皿；2 導(dǎo)水管；3 地下觀測室；4 室邊排水溝；5 原狀土樣；6 皿內(nèi)水位；7 過濾層；8 過濾層；9 檢查管；10 防沉底座；11 支架；12 測壓管；13馬里奧特瓶；14 水位調(diào)整管；15 接滲瓶；16 加水管；17 出水管；18 通氣管；19 接滲管；20 節(jié)門；21 防水墻水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-3 降水入滲系數(shù)與年降水量、潛水埋深關(guān)系曲線水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-4 地表水與地下水的補(bǔ)給關(guān)系水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大

25、學(xué)水電學(xué)院 初汛汛期汛末圖2-5 季節(jié)河流補(bǔ)給引起的地下水位變化水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-6 含水層的補(bǔ)給區(qū)與匯水區(qū)水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 表 2-1 內(nèi)蒙沙漠不同深度的凝結(jié)水量 深度(m) 0.5 1.0 2.0 4.0 7.5 凝結(jié)水(mm/年) 158.49 66.34 97.12 66.55 43.80 水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-7 “天窗”及越流補(bǔ)給半隔水層天窗水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-10 承壓水補(bǔ)給潛水

26、圖2-11 潛水補(bǔ)給承壓水水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 a 侵蝕下降泉圖2-12 下降泉的類型b 侵蝕下降泉c 接觸泉水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-12 下降泉的類型defg溢流泉水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 a 侵蝕上升泉b 斷層泉c 接觸帶泉圖2-13 上升泉的類型水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-14A 四川省筠連縣巡司大小魚洞的成泉條件水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-14B 濟(jì)南市泉群的成泉條件水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-8 導(dǎo)水?dāng)鄬友a(bǔ)給圖2-9 通過鉆孔補(bǔ)給水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 高山融雪水補(bǔ)給淺層地下水補(bǔ)給融雪水補(bǔ)給深層地下水補(bǔ)給深層地下水補(bǔ)給圖2-15 瑪納斯河煤窯站1955年日平均流量過程線補(bǔ)給類型分割圖水文地質(zhì)與地下水水文地質(zhì)與地下水四川大學(xué)水電學(xué)院四川大學(xué)水電學(xué)院 圖2-16 流量過