地下水的排泄影响因素(下列不属于地下水影响因素的是)

今天给大家分享一个关于地下水排泄影响因素的问题(以下不属于地下水影响因素)。以下是这个问题的总结。让我们来看看。

影响地下水的地质因素\" class=\"6a69-18bc-f877-9185 colorh colorh-0

影响地下水的地质因素主要指地层岩性、地质构造和地貌条件，特别是对于基岩地下水的富集，地层岩性是地下水赋存的基础；地质构造是控制地下水埋藏、分布和运动的主导因素；地貌条件是影响地下水补给、径流和排泄的重要条件。

1.地层岩性

对于松散沉积物(松散岩类)中的地下水，决定地下水赋存和径流条件的主要是松散沉积物的来源、物质成分和结构。例如，山前冲洪积砂砾层往往具有良好的孔隙含水层。在大型冲积平原的古河道中，厚厚的砂层中含有丰富的水分；在河谷阶地上，“二元结构”底部的砾石层往往是水量较大的含水层。

对于硬岩中的地下水，可溶岩的分布对决定地下水的赋存和运动具有重要意义。在坚硬岩石中，主要含水层和透水层是洞穴中发育的岩溶地层，其中可能有丰富的地下水。如华北奥陶系马家沟灰岩、寒武系张夏灰岩，这些可溶岩层是当地硬岩中最富水、透水性最强的地层。在砂泥岩互层地层中，地下水一般不丰富，只有部分地表裂隙水和厚砂岩中的层状裂隙水。火山岩和结晶岩中只有一些裂隙水。

地层岩性不仅影响地下水的赋存，也影响地下水化学成分的形成。

2.地质结构

地质构造直接控制着地下水的埋藏、补给、径流、排泄、水质和类型。地质构造对地下水的影响主要表现在构造的形态特征、力学性质和规模上。如在大断层形成的大型向斜盆地和地堑中，往往分布着范围广、厚度大的含水层，地下水资源丰富；相反，在较小的向斜盆地或背斜中，地下水资源并不丰富。

断层的力学性质对地下水的赋存条件也有很大影响。大断层两侧的岩性、构造、地貌往往变化较大，因此大断层往往是水文地质分区的界线。构造破碎带通常是地下水的储存场所和运移通道。特别是导水断层不仅可以使不同含水层之间产生水力联系，还可以储存丰富的地下水。

阻水断层阻碍地下水流动，丰富的地下水往往聚集在断裂带强透水层的一侧。

根据地质力学的观点，同一构造体系的结构面力学性质不同，其富水性也会不同。一般认为，在张性断裂带和断裂构造的交汇处，地下水往往是丰富的。在挤压性断层的破碎带中，除了裂隙密集带和影响带外，有利于地下水的富集，一般起到相对防水的作用。如果扭性断裂带内存在延伸较长、发育较深的低阶构造裂缝，其导水性和富水性也较好。

3.地貌条件

地貌不仅控制着地下水的补给、径流和排泄条件，还反映了地下水的分布和埋藏条件。

地形直接影响降水的入渗。在补给面积和岩性相同的情况下，平缓地形接收的降水入渗量明显高于陡峭地形。

山区地下径流条件较好，平原地区相对较差。

沟谷密度和切割深度是决定地下水排泄量的重要条件。山西东侧的太行山区，沟多、谷深、泉多、流量大。

离排水基准面的高差越大，地下水埋得越深。反之，地下水埋得越浅。对于浅层地下水，地貌条件控制着地下水的富集。

在地下水活动强烈的岩溶地区，还可以借助地表岩溶形态的分布规律寻找地下岩溶水。如岩溶峰丛山区发育的地下河河道，往往有与地表地下河位置相对应的干谷、串珠状洼地、漏斗、溶井、天坑等明显的地貌标志。基于此，我们可以寻找地下河(图1-6)。

图1-6广西河池唐宓-腊门地下河地貌标志示意图

地下水的补给、排泄和径流条件\" class=\"18bc-f877-9185-4850 colorh colorh-0

地下水的补给、径流和排泄是地下水循环的三个基本环节，也是地下水数量和质量形成的最重要的控制因素，一直是水文地质学家关注的基础理论。

一、地下水补给和排泄方式及影响因素

(一)地下水的补给和排泄方式

地下水的补给和排泄是指地下水与外部水体进行水交换的正(收入)和负(支出)行为。例如，对于大气水，它可以以降水或凝结水的形式通过包气带补给地下水；当地地下水埋藏不深时，可以通过蒸发排泄到大气中。对于地表水，在某些地区(如干旱地区和部分岩溶地区的冲洪积扇顶部)，河水常渗漏补充地下水；其他地区(以河流为局部侵蚀基准面，切割含水层时)，大量地下水排入河流。泉水是地下水集中排放到地表的一种特殊形式。

对于不同的含水层，在水平方向上，分布在下游的含水层可以得到上层含水层地下水径流的补给，但对于上层含水层则是径流排泄。在垂直剖面上不同深度的含水层之间，当各含水层的水头压力不同时，水头压力较高的含水层中的地下水会通过弱透水岩层或它们之间的某种渗流通道对水头压力较低的含水层进行补给，一般对水头压力较高的含水层称为溢流排泄，对有补给的含水层称为溢流补给。

人类活动既可以补给地下水，也可以排泄地下水。比如，可以通过人工运河、水库、农田灌区和专门的人工地下水回灌工程来补充地下水；另一方面，随着人类社会对地下水的大规模开发利用，在许多地区，人工开采已成为区域地下水排放的主要方式。

就地球大陆的地下水而言，大气降水的入渗补给是最常见的，也是水资源形成最重要的；河水的渗漏只发生在局部地区，但对干旱半干旱地区地下水资源的形成有很大作用；地下水的径流补给和溢流补给，实际上是含水层之间或含水层内部的一种水分交换方式。因为这两种补给不会增加一个地下水流系统的总补给量。但在开采条件下，这两个补给量可能对取水工程的出水量有很大的意义。关于冷凝水的供给，只发生在沙漠和昼夜温差大的山区。

地下水排放方式因含水层类型和埋藏条件而异。从全球大陆的整个地下水圈来看，地下水的蒸发、地下水向河流的排泄(包括泉水排泄)和日益增多的人工开采无疑是最主要的三种排泄方式。潜水蒸发主要发生在地下水埋深较小的平原地区；河流流量主要发生在丘陵山区；人工开采量最大的是平原地区的孔隙水和岩溶水。

(2)地下水补给和排泄的影响因素

通过水文地质工作者多年的观察和研究，我们对控制地下水主要补给和排泄的自然和人为因素有了深刻的认识。

影响大气降水入渗地下水的因素比较复杂，其中年降水量、包气带特征和地形条件影响最大，降水的时间空特征、地下水埋深和地面植被状况也有一定影响。潜水蒸发量主要与潜水埋深和包气带土层的渗透性有关。

地表水对地下水的补给主要发生在地表水水位高于地下水位的地段，其补给量与渗漏补给地段岩石的渗透性有关。干旱半干旱地区的山前扇形地上部和地下水埋藏较深的岩溶山区是河水补给地下水的最有利地段。在我国西北地区，许多山区盆地和山前平原，70% ~ 85%的地下水资源几乎都来自于山河水的渗漏和补给。

地下水径流的补给(也称侧向补给)和排泄主要由含水层的渗透性、水的截面积和地下水的水力梯度决定。径流、补给和排泄一般在岩溶水区的中上部和径流条件较好的山前平原区，对地下水资源的形成具有重要意义。

地下水溢流的补给和排泄主要取决于相邻含水层之间相对隔水层的渗透性和厚度以及补给含水层和排泄含水层之间的水头差。在自然条件下，它们之间的水头差一般很小，因此补给和排泄是有限的。但是，当从一个含水层大量取水时，由于水头差的增大，非开采含水层向开采含水层的溢流补给量大大增加。在平原地区开采深层承压含水层时，上层潜水含水层的溢流补给往往占很大比例。

二、地下水补给和排泄的研究方法

地下水的补给和排泄都可以用来表征地下水资源的数量。因此，水文地质工作者一直十分重视地下水补给量和排泄量的确定。研究方法可分为两大类，即直接测量法和模型计算法。

直接测量:应该说这是最可靠的方法，但是很多地下水补排项目的形成过程非常复杂，影响因素很多，很难设计出科学的测量方法，也很难判断测量结果的可靠性和代表性。到目前为止，唯一可以直接测量的补给量和排泄量是地下水的泉水排泄量、部分河段地下水向河流的排泄量和河流对地下水的补给量。

水文地质学家试图设计仪器和装置来直接测量地下水补给和排泄中最重要的降水入渗和潜水蒸发。图3-7所示的地下渗透仪是各国广泛使用的测量降水入渗补给强度和潜水蒸发强度的装置。整个装置是根据连通管原理设计的。连接管的室外端装有若干代表当地包气带岩性的土柱，土柱中的水位可通过室内水位调节管控制。量筒中收集的水量为降水对地下水的入渗补给量；供水瓶消耗的水量就是潜水的蒸发和排出量。虽然该装置原理正确，但仍难以反映包气带土壤结构的客观复杂多变、潜水面埋深的不同以及降水入渗和潜水蒸发的各种复杂因素，仍不尽如人意。根据这一原理设计的类似装置也可以测量灌溉水的入渗补给量和沙漠地区的凝结水补给量。

图3-7原位渗透压计示意图

模型计算方法:将补给或排泄渗流(饱和或非饱和)概化为某种渗流运动模式，然后利用相应的数学模型计算补给或排泄。例如，达西公式一般可用于计算含水层之间的补给(或排泄)和地下水径流的补给(或排泄)。

目前水文地质学中研究最多的是降水入渗补给量计算模型。20世纪60年代以前，降水入渗补给量是根据各种方法确定的大气降水入渗系数计算的。所谓降水入渗系数，是指大气降水入渗补给量与大气降水的比值(一般以水柱高度表示)。因此，某地区大气降水入渗的地下水补给量(Q-渗流)可按下式计算:

现代水文地质学

式中:f——计算面积(m2)；

x-年降水量(米)；

A——降水入渗系数(无量纲)。

上式中的降水入渗系数可根据计算区域内的代表断面、可近似取降水入渗补给量的地下水补给或消耗项以及补给区面积计算。例如，对于一些以降水为唯一补给来源，泉流为唯一排泄途径的岩溶泉域，降水入渗系数(a)约等于泉域城市(泉水地下汇水面积)岩溶泉流与大气降水之比。

20世纪60年代以来，随着水文地质学家对包气带含水量分布规律研究的深入和土壤水分观测技术的进步，提出了一些基于包气带含水量分布的降水入渗补给计算模型。本文主要介绍目前已经广泛应用的零通量面法。

图3-8包气带土壤含水量剖面图

图3-8是中子水分计或负压计测得的δ t期间包气带不同深度的含水率变化剖面图:t1是补给期某一时刻的含水率曲线；T2是非补充期某一时刻的含水率曲线。Z0是水的零通量面深度(DZEP)，是指水通量为零的面，是水蒸发的下限深度。水面以上的水向上移动，通过蒸发和蒸腾作用被消耗掉；该面以下的水缓慢下移，最终补给潜水，因此零通量面可以作为衡量降水入渗和潜水蒸发补给的界面。

根据质量守恒原理，当剖面上没有其他水源和汇时，潜水获得的降水入渗补给量将等于DZEP面以下一年中各时期包气带剖面上的蓄水量减少量。包气带剖面上有I个含水量观测点，其中δ Zi为每个观测点代表的土柱高度(I = 1，2，...，m)，一年中的观察周期数为1，2...k，所以年降水入渗补给量可按下列公式计算:

现代水文地质学

其中:Q(Z，tj)和Q(Z，tj+1)为相邻时段某一深度的土柱含水量。

根据同样的原理，利用DZEP面以上不同时刻包气带的含水量变化曲线，也可以推导出与上述公式相似的陆地蒸发蒸腾量计算公式。

三。地下水径流特征

地下水和地表水一样，除了一些结构封闭的盆地和古老的封闭水外，始终处于不断流动的状态。这种不断流动的地下水体称为地下水径流(简称地下径流)。

地下水径流是地下水补给和排泄的中间环节，或者说是地下水补给转化为排泄的中间过程。因此，地下水径流量的大小可以代表地下水补给的丰缺，也可以说可以代表地下水资源的更新能力；同时，地下水径流与岩石组分的化学相互作用以及与外界环境的物质或能量交换也决定了地下水的水质特征。因此，地下水径流特征的研究是研究地下水资源质量和数量形成的重要基础理论。

(一)地下水的径流成分

地下径流的要素包括:径流方向、径流强度和径流量。

地下水总的流向总是从补给区指向排泄区。而在基岩裂隙山区，地下水径流的流向很大程度上受阻水地质界面和强透水通道的分布方向制约，在小范围内可发生较大变化。

地下水径流强度:径流强度包括两个科学含义，一是地下水的流速，二是通过某一径流断面的流量。然而，地下水的实际流速和径流量很难测量，所以在水文地质学中，经常使用另一个指标——地下径流模数(Mg)来表征地下径流的强度。地下水径流模数是指单位时间内从每平方公里含水层分布区流出的地下水量。其计算公式为:

现代水文地质学

式中:f——含水层分布面积(km2)；

Q——含水层的地下水径流量(m3/d)，可根据达西公式计算或实测。

地下径流条件的好坏取决于一系列地质和自然地理因素，其中最重要的因素是含水层的渗透性和地下水的水力梯度。一般来说，岩层渗透性越好，水力梯度越大，径流条件越好；如果地下水水力梯度很小(如平原地区、盆地中心)，即使含水层透水性好，径流条件也不会好。同样，如果水力梯度较大，岩石的渗透性较差，也不可能有良好的径流条件。

(二)地下径流的表达

20世纪40年代以前，水文地质学家一般将地下水径流视为平面二维运动。因此，采用平面等压线图(或地下水位等压线图)来反映地下水径流特征，垂直于等压线的方向即为地下水径流方向。等压线间距可以反映地下水的水力梯度。

自20世纪40年代以来，随着研究工作的深入，水文地质学家发现，在大多数情况下，地下水的垂直运动是不可忽视的，否则许多关于地下水的理论和实际问题都无法解决。1940年，M.K.Hubbertt首先发表了河间地块地下水剖面流网，反映了地下水的水平和垂直运动特征(图3-9)。

剖面流网络的引入将传统的水文地质理论带入了一个新的科学领域。以赫伯特的河间地块地下水流网络图为例，经过深入分析，可以得到以下认识:①从河间地块分水岭到两侧河谷，地下水流方向经历了一个自上而下→接近水平→自下而上的复杂转化过程；②在地下水补给区的流域，地下水的水头压力随着深度的增加而逐渐减小，而在地下水排泄区的河谷区，水头值随着深度的增加而增大；③从流域到河谷，溪流变得越来越密集，地下径流加强，径流量增加；④地表向地下深处的径流逐渐减弱；⑤即使整个河间地块是一个均质含水层，在含水层的不同地段和深度，地下水水头值也是不同的。在河谷中的深井中，可以在没有隔水层的情况下挖掘自流井或承压水井。因此，传统潜水和承压水的概念应该重新定义。

图3-9河间区块流程网络图

(3)地下水系统

地下水系统是20世纪60年代以来J.Toth、R.A.Freeze、P.A.Witherspoon和G.B.Engelen用系统论研究地下水区域径流特征后的重要成果，也是水文地质学家为解决大规模开采地下水资源问题而产生的。同时，也为揭示地下水的区域化学特征和水温变化特征提供了依据。

1963年，在严格的假设下，Toth利用解析解绘制了一个均质和各向同性潜水盆地的理论地下水流动系统图(图3-10)。在分析了区域地下水径流的特征后，他得出结论:即使在均质和各向同性的潜水盆地中，在不同的水势分布条件下，也可以存在三个不同层次(不同深度和不同范围)的地下水流系统，即局部、中间和区域。随后，Friese和Wichenspon通过数值求解获得了层状非均质介质中的地下水流系统图。同时，荷兰englund教授进一步分析了地下水流系统的物理机制，建立了一套着眼于解决水文地质问题的地下水流系统概念和方法。我国著名水文地质学家陈孟雄及时将地下水系统理论引入我国，并在某些方面发展了这一理论，应用这一理论解决了我国许多地区的区域地下水资源评价和开发问题(陈孟雄，1998)。

迄今为止，尚未形成一个完整的科学的“地下水系统”定义，这是大多数水文地质学家所认同的。

国际著名水文地质学家荷兰阿姆斯特丹自由大学的englund教授认为“地下水系统”可以看作是一个在时间和空上具有四维性质，能量代谢不断的有机整体。陈孟雄院士认为:“地下水系统是多个独立单元的复杂统一体，它们受各种自然因素和人为因素的控制，有不同程度的相互联系和影响，在时间空分布上具有四维性质和各自的特点，并不断运动和演化。”在此，本书作者认为将上述定义末尾的“若干独立单元的统一”一词改为“若干独立统一的流体动力单元”可能更为恰当。

图3-10均质和各向同性潜水盆地的理论水流系统

关于地下水系统的结构和分类，作为一个大规模的区域性地下水系统，一般对应于地表水的某个盆地或流域。在每个独立的地下水系统下，根据区域地下水的补给和排泄条件、二级水系、含水层结构、水动力或水化学特征，可进一步划分为若干个子系统和下一级子系统。

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