1、各国饮用水中地下水的比例各国饮用水中地下水的比例美国美国 50%欧洲欧洲 65%墨西哥墨西哥 75%中国中国 70%丹麦丹麦 100%荷兰荷兰 59%西班牙西班牙 24%日本日本 22%相对于其它水源，地下水有许多优点相对于其它水源，地下水有许多优点1.地下水在形成的过程中，地下水在形成的过程中，受到包气带和含水受到包气带和含水层的过滤、净化，水质一般较好。层的过滤、净化，水质一般较好。2.地下水的水温受气温的影响很小，年内变化地下水的水温受气温的影响很小，年内变化幅度小。幅度小。3.地下水的供水工程投资少，见效快，易于分地下水的供水工程投资少，见效快，易于分散供水和就地利用。散供水和就地利用
2、。4.含有特殊矿物的地下水有很好的医疗性能。含有特殊矿物的地下水有很好的医疗性能。5.地下水赋存在地下水赋存在“地下水库地下水库”中，具有多年调中，具有多年调节性，可保障枯水季节和枯水年份的供水。节性，可保障枯水季节和枯水年份的供水。地下水储存地下水储存地下水定义：地下水定义：埋藏于土壤岩石（岩土）的孔隙、裂隙埋藏于土壤岩石（岩土）的孔隙、裂隙和溶隙（统称空隙）中各种不同形态的水，和溶隙（统称空隙）中各种不同形态的水，统称为地下水。统称为地下水。储存地下水的空隙岩土称为多孔介质。储存地下水的空隙岩土称为多孔介质。1 1岩土中的空隙岩土中的空隙空隙分为三大类：空隙分为三大类：松散岩土中的孔隙松散
3、岩土中的孔隙 坚硬岩石中的裂隙坚硬岩石中的裂隙 可溶性岩石中的溶隙可溶性岩石中的溶隙为地下水的储存场所和运移通道，因此空隙的大小、为地下水的储存场所和运移通道，因此空隙的大小、多少、联通状况和分布规律，对地下水的分布和运多少、联通状况和分布规律，对地下水的分布和运动有着重要影响。动有着重要影响。100%VVnP式中，式中，n 岩土的孔隙度；岩土的孔隙度；V 包括孔隙在内的岩土体积；包括孔隙在内的岩土体积；VP 岩土中孔隙的体积。岩土中孔隙的体积。VMaMwMsM土壤三相图土壤三相图松散岩土是大小不等的碎屑颗粒组成的。在颗粒或松散岩土是大小不等的碎屑颗粒组成的。在颗粒或颗粒集合体之间普遍存在着孔
4、状空隙，称为孔隙。颗粒集合体之间普遍存在着孔状空隙，称为孔隙。粘土粘土4555粉土粉土4050中、粗粒混合砂中、粗粒混合砂3540均匀砂均匀砂3040细、中粒混合砂细、中粒混合砂3035砾石砾石3040砾石与砂砾石与砂2035页岩页岩110 主要存在固结的坚硬岩石中。固结的坚主要存在固结的坚硬岩石中。固结的坚硬的岩石，一般不存在或只保留一部分颗粒硬的岩石，一般不存在或只保留一部分颗粒间的空隙，而发育各种成因形成的裂缝状空间的空隙，而发育各种成因形成的裂缝状空隙，称为裂隙。隙，称为裂隙。裂隙按其成因可分为三种类型：裂隙按其成因可分为三种类型：风化裂隙风化裂隙 成岩裂隙成岩裂隙 构造裂隙构造裂隙
5、衡量裂隙的体积多少的指标以衡量裂隙的体积多少的指标以表示，表示，即即 式中，式中，Vf 岩石中裂隙的体积；岩石中裂隙的体积；V 岩石总体积（包括裂隙在内）。岩石总体积（包括裂隙在内）。%VVnff100 可溶性岩石（如岩盐、石膏、石灰岩等）在地可溶性岩石（如岩盐、石膏、石灰岩等）在地表水和地下水长期溶蚀下会形成空洞，这种空隙称表水和地下水长期溶蚀下会形成空洞，这种空隙称为溶隙为溶隙(穴穴)。衡量溶隙多少的定量指标称。衡量溶隙多少的定量指标称岩溶率岩溶率KK式中，式中，VK 岩石中溶隙的体积；岩石中溶隙的体积；V 岩石总体积（包括溶隙在内）。岩石总体积（包括溶隙在内）。%VVKKK100 溶隙与
6、裂隙比较，发育的规模十分悬殊，具有溶隙与裂隙比较，发育的规模十分悬殊，具有很大的不均匀性和空间上的差异性。很大的不均匀性和空间上的差异性。2.岩土中的水的存在形式岩土中的水的存在形式 岩土空隙中的水按其物理性质不同，形态可岩土空隙中的水按其物理性质不同，形态可分为：分为：液态水液态水 气态水气态水 固态水。固态水。是地下水重点研究的是地下水重点研究的对象。对象。地下水泛指存在于地表面以下岩土空隙中的地下水泛指存在于地表面以下岩土空隙中的水体。存在于空隙中水有各种形态。水体。存在于空隙中水有各种形态。1 1）液态水）液态水 根据水分子受力状况又可分为结合水、重力根据水分子受力状况又可分为结合水、
7、重力水和毛细水。水和毛细水。结合水又可分为强结合水（吸湿水）和弱结结合水又可分为强结合水（吸湿水）和弱结合水（薄膜水）：合水（薄膜水）：吸湿水吸湿水（强结合水（强结合水/吸着水）吸着水）指由分子引力和静电引力将水分子吸附在土指由分子引力和静电引力将水分子吸附在土壤颗粒表面的那一部分水，故土壤颗粒表面能吸壤颗粒表面的那一部分水，故土壤颗粒表面能吸附大气中的水分子，则称这部分水为吸湿水。附大气中的水分子，则称这部分水为吸湿水。指土粒表面吸湿水达到最大量后，土颗粒指土粒表面吸湿水达到最大量后，土颗粒剩余的分子力和静电力还能吸附水分，在吸湿剩余的分子力和静电力还能吸附水分，在吸湿水外层形成的膜状液态水
8、。水外层形成的膜状液态水。薄膜水薄膜水（弱结合水）（弱结合水）土壤土壤颗粒颗粒土土 壤壤颗颗 粒粒 薄膜水主要受分子引力和静电引力作用（为薄膜水主要受分子引力和静电引力作用（为316.25大气压），与液态水的性质基本相似，大气压），与液态水的性质基本相似，在引力作用下能以湿润的方式，从水膜厚处向水在引力作用下能以湿润的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，即从土壤湿润的地方向干燥的膜薄处缓慢移动，即从土壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。当薄膜水达到最大厚度时的土壤含水量成为当薄膜水达到最大厚度时的土壤含水量成为最大薄膜水含水量
9、。多余的水分子在重力和毛细最大薄膜水含水量。多余的水分子在重力和毛细管力作用下运动。管力作用下运动。指土壤中主要受重力作用影响下运动的水分。指土壤中主要受重力作用影响下运动的水分。既受重力作用又受毛管力作用；既受重力作用又受毛管力作用；受重力作用而下渗，受毛管力作用而保持在受重力作用而下渗，受毛管力作用而保持在 孔隙中；孔隙中；可传递静水压力；可传递静水压力；可被植物吸收利用。可被植物吸收利用。根据受力不同，重力水通常分为根据受力不同，重力水通常分为毛管水毛管水和和重重力水力水。毛管水按其是否与地下水潜水面有联系又分为：毛管水按其是否与地下水潜水面有联系又分为：指依靠土壤中毛细管（一般指指依靠
10、土壤中毛细管（一般指d水平向的水平向的K 1）计算井的开采能力）计算井的开采能力Q 2）利用抽水压水试验，求含水层有关参利用抽水压水试验，求含水层有关参数，如数，如K，SS等。等。3）设计井的尺寸及其布局。）设计井的尺寸及其布局。水井是开采地下水最为常见的垂向集水建水井是开采地下水最为常见的垂向集水建筑物。根据揭露含水层对象不同，分为：筑物。根据揭露含水层对象不同，分为：潜水井潜水井 承压井承压井基本概念基本概念水井只打穿部分含水层，或者打水井只打穿部分含水层，或者打穿整个含水层但只在部分含水层中下了滤水管穿整个含水层但只在部分含水层中下了滤水管的，则称为非完整井。的，则称为非完整井。凡是水井
11、打穿整个含水层，而且在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，称为整个含水层的厚度上都安置了滤水管的，称为完整井；完整井；1 1）完整井和非完整井）完整井和非完整井2 2）降落漏斗：降落漏斗：RR水位面水位面水头面水头面SS 当水井开始抽水时，井中的水位迅速下降，当水井开始抽水时，井中的水位迅速下降，井周围的地下水位也随之下降，形成以井为轴井周围的地下水位也随之下降，形成以井为轴心的同漏斗形状相似水位面（潜水）或水头面心的同漏斗形状相似水位面（潜水）或水头面（承压水），称降落漏斗。（承压水），称降落漏斗。3 3）影响半径影响半径R R：井中心的水位下降值井中心的水位下
12、降值S称为降深，随着抽水称为降深，随着抽水继续进行，降深继续进行，降深S加大，漏斗逐渐扩大，到相当加大，漏斗逐渐扩大，到相当一段时间后，涌水量一段时间后，涌水量Q稳定不变，稳定不变，S不再下降，不再下降，漏斗范围亦不扩大，这时地下水向井的运动便漏斗范围亦不扩大，这时地下水向井的运动便是稳定流运动。从井中心到漏斗边缘的距离是稳定流运动。从井中心到漏斗边缘的距离R，称影响半径。称影响半径。理论上，理论上，R应为无穷大，应为无穷大，实际应用上，定实际应用上，定义为从井的轴线到水位降深义为从井的轴线到水位降深S观测不到的位置的观测不到的位置的水平距离。水平距离。R R 的影响因素：的影响因素：R的确定
13、：的确定：1 1）由野外试验确定；）由野外试验确定；抽水量抽水量Q：Q R ；渗透系数渗透系数K：K R ;井的最大降深井的最大降深SW：SW R 02KHSRW 2）由经验公式估算：）由经验公式估算：KSRW10 其中，其中，SW 井中水位降深；井中水位降深；H0 含水层厚度。含水层厚度。细沙细沙R25200m中沙中沙R100500m粗沙粗沙R4001000m1 1地下水向井的稳定流运动地下水向井的稳定流运动已知：含水层水平、均质、各向同性，含水层厚已知：含水层水平、均质、各向同性，含水层厚度为度为M，渗透系数，渗透系数K，起始水头为，起始水头为H0，抽水稳定，抽水稳定后井内的水位后井内的水
14、位Hw，影响半径，影响半径R，井管半径为，井管半径为rw。求求：（：（1）抽水量）抽水量Q （2）承压水头线方程）承压水头线方程H(r)解：这是轴对称问题，由裘布依假定，过水断面解：这是轴对称问题，由裘布依假定，过水断面可用垂直的圆柱代替，则可用垂直的圆柱代替，则 井的涌水方程为：井的涌水方程为：drdHrMKQ 2 2)地下水向承压完整井的运动地下水向承压完整井的运动Qr地下水向承压完整井的运动示意图地下水向承压完整井的运动示意图00r对对 分离变量后积分（分离变量后积分（rw R，Hw H0）得：）得：drdHrMKQ 2 wwwwHHRrrRKMSrRHHKMQdHdrrKMQwwln2
15、ln)(21200 式中，式中，H0 影响半径影响半径R处的压力水头；处的压力水头；Hw、rw 抽水井内的水位和井半径。抽水井内的水位和井半径。由上式可知，已知井的降深由上式可知，已知井的降深Sw则可求到则可求到Q。Q与降深与降深Sw为一次方关系。为一次方关系。求井的抽水量求井的抽水量Q由上式，已知由上式，已知Q，可求出承压完整井任一径向距离，可求出承压完整井任一径向距离r与与该处的压力水头该处的压力水头H（或降深（或降深S）的关系式，称为降落）的关系式，称为降落漏斗曲面方程。漏斗曲面方程。求压力水头求压力水头H或或降深降深S与径向距离与径向距离r的关系的关系改变积分上限变量（改变积分上限变量
16、（rw r，Hw H）得：得：wwwwHHrrrrSSKMrrHHKMQdHdrrKMQwwln)(2ln)(212 wwrrKMQHHln2 由此得：由此得：承压水降落曲线方程承压水降落曲线方程已知：已知：假设隔水底板水平，含水层为均质、各假设隔水底板水平，含水层为均质、各向同性，初始含水层厚度为向同性，初始含水层厚度为H，渗透系数，渗透系数K，抽，抽水稳定后井内的水位水稳定后井内的水位hw，影响半径，影响半径R，井管半径，井管半径为为rw。求求：（1）潜水水位线方程）潜水水位线方程h(r)（2）抽水量）抽水量Q 解：解：这是轴对称问题，由裘布依假定，过水断这是轴对称问题，由裘布依假定，过水
17、断面可用垂直的圆柱代替，井的涌水方程为：面可用垂直的圆柱代替，井的涌水方程为：2)2)地下水向潜水完整井的运动地下水向潜水完整井的运动潜水的裘布依方程为：潜水的裘布依方程为：地下水向潜水完整井的运动示意图地下水向潜水完整井的运动示意图QrdrdhrhKQ 2 观测井观测井分离变量，对潜水的裘布依方程分离变量，对潜水的裘布依方程由由rw到到R和由和由h0到到H积分，得：积分，得：式中，式中，Q 井的出水量，井的出水量，m3/d；K 渗透系数，渗透系数，m/d；H 含水层厚度，含水层厚度，m；h0 井中水位降落后的水层井中水位降落后的水层厚度，厚度，m；r0 井的半径，井的半径，m；R 影响半径，
18、影响半径，m。由公式（由公式（A），已知，已知H，R，hw，K可求可求Q。HhRrwwhdhrdrKQ2 得：得：（A）)/lg(366.1)/ln(2222wwwwrRhHKrRhHKQ drdhrhKQ 2 如果在抽水井附近有一观测井，离开主井的如果在抽水井附近有一观测井，离开主井的距离为距离为r1，井内的水位为，井内的水位为h1，对上式用分离变量，对上式用分离变量法，由法，由r1到到R和由和由h1到到H积分，得：积分，得：得：得：)ln(366.1)ln(12121212rRhHKrRhHKQ （B）由公式（由公式（B），已知，已知H，R，观测井距离，观测井距离r1和水位和水位h1，可求
19、，可求Q。HhRrhdhrdrKQ112 已知已知H，hw，rw，h1，r1，联解式，联解式(A)及式及式(B)，则，则可推求出含水层的二个参数可推求出含水层的二个参数K及及R。)()ln(366.1)()ln(366.1121222BrRhHKQArRhHKQww 为了求得漏斗状水位曲线，可改变一下积为了求得漏斗状水位曲线，可改变一下积分限：由分限：由rw r，hw h积分，得计算公式：积分，得计算公式：22ln,12wwhhrrhrrKQhdhhdrrKQww 得得：潜水水位曲潜水水位曲线方程线方程讨论：讨论：潜水含水层的井抽水量的潜水含水层的井抽水量的Q与水位与水位hw或降深或降深Sw呈
20、二次方关系，与承压水情况不同。呈二次方关系，与承压水情况不同。当当hw=0（即降深（即降深Sw为最大），为最大），Q为最大，但这时为最大，但这时的过水断面面积的过水断面面积=0，若要，若要Q 0，必须水力坡度无，必须水力坡度无限大，这是不现实的。产生这种错误的原因，限大，这是不现实的。产生这种错误的原因，是裘布依假定造成的。因为当是裘布依假定造成的。因为当Sw很大时，靠近很大时，靠近井壁处的井壁处的dh/dr也很大，即不能忽略垂直的流速也很大，即不能忽略垂直的流速分量，分量，裘布依假定不成立。裘布依假定不成立。由公式由公式 可知：可知：)()ln(366.122ArRhHKQww 承压含水层的
21、厚度为承压含水层的厚度为M，渗透系数，渗透系数K，贮，贮水系数水系数S（S=SSM，SS为弹性给水度），若当单为弹性给水度），若当单井在抽水前，承压水面假定为水平，初始水头井在抽水前，承压水面假定为水平，初始水头为为H0，井半径为，井半径为r，承压水完整井当以定流量，承压水完整井当以定流量Q抽水。则对于初始抽水到一定时段内，是一非抽水。则对于初始抽水到一定时段内，是一非稳定流问题。稳定流问题。降深降深S随时间随时间t的变化关系的变化关系承压水完整井非稳定流运动的定解问题可描述为：承压水完整井非稳定流运动的定解问题可描述为：KMQrSrtSrStSarSrrSr 20),(0)0,(11022经
22、过数学上的拉普拉斯变换，可得到非稳定流经过数学上的拉普拉斯变换，可得到非稳定流的计算公式：的计算公式：rSrMKrSHrMKrHrMKQ 2)(220压力传导系数压力传导系数泰斯公式（泰斯公式（Theis,1935)Theis,1935)：非稳定井流方程：非稳定井流方程4uuQe dusTu2340.5772ln.42 2!3 3!4 4!QuuusuuT24r SuTt()()4QsW uT24()rTutS泰斯公式（泰斯公式（Theis,1935)Theis,1935)：非稳定井流方程：非稳定井流方程式中，式中，S(r,t)以流量以流量Q抽水时与抽水井距离为抽水时与抽水井距离为r处任一处任
23、一时间时间t的水位降深值，的水位降深值，m；T 含水层的导水系数，含水层的导水系数，T=KM，m2/d；e 承压含水层的贮水系数；承压含水层的贮水系数；e=S=SSM W(u)井函数：井函数：u 井函数自变量井函数自变量 a 压力传导系数，压力传导系数，m2/d eTa dxexuWxu 1)(Ttratrue4422 泰斯公式泰斯公式 uuuWTQdueTQtrS)(44),(井函数井函数 采用级数展开得：采用级数展开得：dxexuWxu 1)(实际应用中，将井函数实际应用中，将井函数W(u)u制成计算表，已知制成计算表，已知a,t,r值可求到值可求到u，再通过查表求到，再通过查表求到W(u
24、)。!)1(ln5772.0)(.!44!33!22ln5772.0)(1432nnuuuWuuuuuWnnn 当含水层参数当含水层参数（压力传导系数）及（压力传导系数）及（导水系数）（导水系数）为已知时，即可根据泰斯公式来预报距抽水井任意距为已知时，即可根据泰斯公式来预报距抽水井任意距离处离处 在任意时刻在任意时刻 的水位降深的水位降深。根据井函数的展开式，可知当井函数自变量根据井函数的展开式，可知当井函数自变量u很小时，很小时，则级数自第三项以后的值都非常小，可以忽略不计，则级数自第三项以后的值都非常小，可以忽略不计，故井函数可近似表达成：故井函数可近似表达成：则，则，)25.2ln(4)
25、,(ln78.1ln4),(ln5772.04),(2ratKMQtrSuKMQtrSuKMQtrS 上式称为上式称为，适用于，适用于u 0.01的条件的条件uuWuuuuuWln5772.0)(.!44!33!22ln5772.0)(432 代入泰斯公式代入泰斯公式Ttratrue4422 eTa 若已知含水层参数贮水系数若已知含水层参数贮水系数 e（即即贮水率贮水率S=SSM）及）及T=KM值时，则可预报距抽水井任意值时，则可预报距抽水井任意距离距离r处在任意时刻处在任意时刻t的水位降的水位降S(r,t)。反之，已知反之，已知S(r,t)，可求抽水量，可求抽水量Q。根据非稳定流抽水资料（根
26、据非稳定流抽水资料（Q，S(r,t)），则可），则可求出含水层的贮水系数求出含水层的贮水系数 S和导水系数和导水系数T值。当含值。当含水层厚度水层厚度M已知时，还可确定渗透系数已知时，还可确定渗透系数K值。值。泰斯公式在地下水水文工作中应用相当广泛，泰斯公式在地下水水文工作中应用相当广泛，通过泰斯公式可以解决如下问题：通过泰斯公式可以解决如下问题：储存地下水的岩土称含水介质，按其性质可储存地下水的岩土称含水介质，按其性质可分为孔隙、裂隙和溶隙。据此，将储存于其分为孔隙、裂隙和溶隙。据此，将储存于其中的地下水亦相应分为：中的地下水亦相应分为：我国的水资源状况我国的水资源状况 降水总量降水总量地表
27、水资源地表水资源地下水资源地下水资源总水资源总水资源60000600002600026000871687162804728047中国水资源略表（单位：亿方中国水资源略表（单位：亿方/年）年）地下水资源分类表（单位：亿方地下水资源分类表（单位：亿方/年）年）分布地区分布地区地下水类型地下水类型地下水天然资源量地下水天然资源量占全国地下水资占全国地下水资源（）源（）平原区平原区孔隙水孔隙水250325032929山区山区裂隙水裂隙水417941794848岩溶水岩溶水204020402323全国平原孔隙水主要补给项统计表（单位：亿方全国平原孔隙水主要补给项统计表（单位：亿方/年）年）降水渗入降水渗
28、入河流渗入河流渗入渠道渗入渠道渗入灌溉回归量灌溉回归量山区侧向补给山区侧向补给总计总计1569156934534536036016916960602503250364%64%13%13%14%14%7%7%2%2%100%100%1、地下水资源是一种可恢复的资源。可持续开采、地下水资源是一种可恢复的资源。可持续开采2、地下水资源具有较大的储量和调蓄能力。以丰、地下水资源具有较大的储量和调蓄能力。以丰补歉，进行水源调节。补歉，进行水源调节。类型类型全球河网全球河网水水全球湖泊全球湖泊水水全球地下水全球地下水(600m深度以内深度以内)储量储量(1012m3)2.19110530占全球淡水储占全球
29、淡水储量的比例量的比例(%)0.030.2630.13、地下水更新期长，资源量比较稳定。与地表、地下水更新期长，资源量比较稳定。与地表水比较，降雨的多寡、河流的丰枯对地下水影响水比较，降雨的多寡、河流的丰枯对地下水影响比较小。比较小。类型类型地面河网水地面河网水地面湖泊水地面湖泊水地下水地下水平均更新期平均更新期16天天17年年1400年年4、地下水水质较好，不易受到污染。有利于地、地下水水质较好，不易受到污染。有利于地下水的保护。下水的保护。地下水资源是水资源重要组成部分，地下水资源是水资源重要组成部分，其评价是为水资源的合理开发利用和管理保其评价是为水资源的合理开发利用和管理保护的重要前提
30、。因此，从数量上，其评价主护的重要前提。因此，从数量上，其评价主要是估算出地下水各种的要是估算出地下水各种的、及及的基础上作出评价分析。的基础上作出评价分析。地下水资源由三部分组成，即补给量、消地下水资源由三部分组成，即补给量、消耗量和贮存量（按供水水文地质手册的分类）耗量和贮存量（按供水水文地质手册的分类）指单位时间内汇入均衡单元含水层（具有指单位时间内汇入均衡单元含水层（具有补给、存储和消耗独立系统的含水层组合）的补给、存储和消耗独立系统的含水层组合）的水量，用水量，用m3/d、万、万m3/a等单位表示。等单位表示。根据补给量形成条件的不同，分为根据补给量形成条件的不同，分为和和二种类型。
31、二种类型。：一般是指：一般是指：大气降水的渗入补给；大气降水的渗入补给；地表水的入渗补给；地表水的入渗补给；相邻含水层的越流补给。相邻含水层的越流补给。是指在未受到干扰的自然条件下进入含水是指在未受到干扰的自然条件下进入含水层中的水量。又按补给水进入方向的不同分为：层中的水量。又按补给水进入方向的不同分为：。是指经上游边界流入含水层中的水量也称地下是指经上游边界流入含水层中的水量也称地下水天然径流量。水天然径流量。指在人为活动影响下，含水层增加的水量。指在人为活动影响下，含水层增加的水量。可分为：可分为：开采补给量；开采补给量；人工补给量。人工补给量。夺取河水补给夺取河水补给指开采条件下，除了
32、取出部分天然补给量，尚指开采条件下，除了取出部分天然补给量，尚能夺取的额外补给量，如：能夺取的额外补给量，如：当在靠近地表水体的地方由于强烈抽取地下水，当在靠近地表水体的地方由于强烈抽取地下水，造成地下水位大幅度下降，会造成地表水入渗造成地下水位大幅度下降，会造成地表水入渗量的增加。量的增加。河水河水弱透水层弱透水层 例，当开采区承压水头低于潜水位时，则例，当开采区承压水头低于潜水位时，则发生潜水补给承压含水层的现象。发生潜水补给承压含水层的现象。当开采层与相邻的含水层有水力联系时，可通当开采层与相邻的含水层有水力联系时，可通过弱透水层从压力水头高的向低的含水层补给。过弱透水层从压力水头高的向
33、低的含水层补给。潜水面潜水面承压水位面承压水位面 由于开采引起地下水位下降，造成原有的地由于开采引起地下水位下降，造成原有的地下水分水岭外移，使得原来流动外区的地下水流下水分水岭外移，使得原来流动外区的地下水流到本区所增加的补给量。到本区所增加的补给量。原有的分原有的分水岭位置水岭位置开采后分开采后分水岭位置水岭位置 地下水溢出带或地下水埋深较浅的地段蒸发地下水溢出带或地下水埋深较浅的地段蒸发损失大，当开采后潜水位下降，造成蒸发损失减损失大，当开采后潜水位下降，造成蒸发损失减少，而原先要损失的量则变成了地下水补给量。少，而原先要损失的量则变成了地下水补给量。是开采前，不参与研究区的水分循环，仅
34、是开采前，不参与研究区的水分循环，仅是在开采后才被夺取过来。是在开采后才被夺取过来。其数量不仅取决于水文气象条件和地质条其数量不仅取决于水文气象条件和地质条件，与开采的程度有极大关系。件，与开采的程度有极大关系。人工回灌；人工回灌；灌溉水的渗漏补给（渠系和田间的）灌溉水的渗漏补给（渠系和田间的）；单位时间从均衡单元含水层排出的水量（单位：单位时间从均衡单元含水层排出的水量（单位：m3/d，m3 104/a）。）。按消耗方式分为天然消耗和人工消耗。按消耗方式分为天然消耗和人工消耗。指开采前或开采后按天然方式从含水层排出指开采前或开采后按天然方式从含水层排出的水量，包括：的水量，包括：（3）排泄给
35、相邻含水层的越流量等。）排泄给相邻含水层的越流量等。（2）地下水转化成地表水和大气水的量（泉水）地下水转化成地表水和大气水的量（泉水溢出、潜水面蒸发等）溢出、潜水面蒸发等）（1）从均衡单元含水层下游边界流出的水量；）从均衡单元含水层下游边界流出的水量；指人类活动引起的地下水消耗量，包括实指人类活动引起的地下水消耗量，包括实际和允许的开采量。际和允许的开采量。指某地区实际已经开采的地下水量。指某地区实际已经开采的地下水量。指采用技术和经济上合理的取水建筑物，在单指采用技术和经济上合理的取水建筑物，在单位时间里从含水层开采的量，且要满足：位时间里从含水层开采的量，且要满足：A、地下水的动水位在设计
36、允许范围内变化；、地下水的动水位在设计允许范围内变化；D、地下水的水质和水温要保证在允许的范围、地下水的水质和水温要保证在允许的范围内。内。C、不影响邻近水源地的正常开采；、不影响邻近水源地的正常开采；B、不会发生地面沉降塌陷等不良的地质灾害问、不会发生地面沉降塌陷等不良的地质灾害问题；题；指地下水循环过程中，某个时期贮存在均衡指地下水循环过程中，某个时期贮存在均衡单元含水层中的水量。按埋藏条件分为：单元含水层中的水量。按埋藏条件分为：开采时，在压力水头降低的条件下，能从开采时，在压力水头降低的条件下，能从承压含水层中释放出来的重力水体积量。承压含水层中释放出来的重力水体积量。指大气压力条件下
37、，含水层空隙中的重力指大气压力条件下，含水层空隙中的重力水体积量，如潜水量。水体积量，如潜水量。地表水体的垂直下渗；地表水体的垂直下渗；相邻含水层的越流补给；相邻含水层的越流补给；侧向流入。侧向流入。Q调调Q静静 贮存量又可按其是否参与天然条件下的水贮存量又可按其是否参与天然条件下的水的转化分为：的转化分为：指潜水含水层最高水位与最低水位之间的指潜水含水层最高水位与最低水位之间的重力水体积，重力水体积，m3/a。可变贮存量可以转化为地下径流，也可因可变贮存量可以转化为地下径流，也可因蒸发而排泄。开采时也可被利用，它在消耗之后，蒸发而排泄。开采时也可被利用，它在消耗之后，可以在补给期得到恢复，具
38、有明显的季节性交化可以在补给期得到恢复，具有明显的季节性交化规律。规律。天然条件下，补给量大于消耗量时，可变储天然条件下，补给量大于消耗量时，可变储存量增加，表现为正均衡，反之，表现为负均衡。存量增加，表现为正均衡，反之，表现为负均衡。因此，可变贮存量是反映地下水补排关系及调节因此，可变贮存量是反映地下水补排关系及调节均衡的一项重要指标。均衡的一项重要指标。不变贮存量具也有流动和更换性质，一般情况不变贮存量具也有流动和更换性质，一般情况下，不作为开采资源。下，不作为开采资源。只在特殊情况下，可视只在特殊情况下，可视部分不变贮存量为可变部分不变贮存量为可变贮存量，以调节开采水贮存量，以调节开采水
39、量，保证应急供水。量，保证应急供水。Q调调Q静静指在可变贮存量界面以下的，漫长的地质历史指在可变贮存量界面以下的，漫长的地质历史时期积累起来的不变水量。故又称永久储量或时期积累起来的不变水量。故又称永久储量或静储量。静储量。Q容容 F H式中，式中，Q容容 容积贮存量，容积贮存量，m3；含水层的给水度；含水层的给水度；F 含水层的分布面积，含水层的分布面积，m2；H 含水层的厚度，含水层的厚度，m。适用于潜水含水层适用于潜水含水层（1）容积贮存量）容积贮存量 Q弹弹=S F H 式中，式中，Q弹弹 弹性贮存量，弹性贮存量，m3；S 弹性释水系数，弹性释水系数，S=SSM F 含水层的面积，含水
40、层的面积，m2)，H 承压水的压力水头高度，承压水的压力水头高度，m。弹性给水度弹性给水度 含水层厚度含水层厚度HM 弹性贮水量可视弹性贮水量可视为承压水头从为承压水头从H降至含降至含水层顶板所释放出的水层顶板所释放出的水量。水量。适用于承压水含水层适用于承压水含水层Q调调=F H 式中，式中，Q调调 可交贮存量，可交贮存量，m3；含水层变幅内平均给水度；含水层变幅内平均给水度；F 含水层分布面积，含水层分布面积，m2；H 地下水位变幅，地下水位变幅，m。潜水含水层潜水含水层Q调调=S F H承压水含水层承压水含水层在最高水位和最低水位之间变动在最高水位和最低水位之间变动式中，式中，Q降降 降
41、水入渗量，降水入渗量，m3/a；降水入渗系数，降水入渗系数，0 1；P 降水量，降水量，m/a；F 含水层分布面积，含水层分布面积，m2。Q降降=P F式中，式中，Q越越 单位时间的越流补给量，单位时间的越流补给量，m3/d或或m3/a；F 越流补给面积，越流补给面积，m2；H 弱透水层上下水头差；弱透水层上下水头差；K 开采层与补给层之间的弱透水层的垂直开采层与补给层之间的弱透水层的垂直渗透系数，渗透系数，m/d；m 弱透水层的厚度，弱透水层的厚度，m。JFKmHFKQ 越越补给层补给层开采层开采层 H=H1-H2（m K）越流补给示意图越流补给示意图Q渠渠=(1-)Q 或，或，Q渠渠=r(
42、1-)Q 式中，式中，Q渠渠 灌溉渠系渗漏补给量，灌溉渠系渗漏补给量，m3/d；Q 灌溉渠系引水量，灌溉渠系引水量，m3/d；渠系有效利用系数，现场观测确定或利渠系有效利用系数，现场观测确定或利用经验值。用经验值。r 修正系数，修正系数，r 1。Q田田=W式中，式中，Q田田 田间入渗补给量，田间入渗补给量，m3；田间入渗系数，与地下水埋深、岩性、田间入渗系数，与地下水埋深、岩性、灌水定额等有关；灌水定额等有关；W 灌渠进入田间的水量，等于渠首引水量灌渠进入田间的水量，等于渠首引水量乘以渠系的有效利用系数。乘以渠系的有效利用系数。与降水入渗补给量的计算相似，即用入渗系数乘以与降水入渗补给量的计算
43、相似，即用入渗系数乘以灌溉水量。灌溉水量。式中，式中，Q侧侧 侧向补给量，侧向补给量，m3/d；K 含水层平均渗透系数，含水层平均渗透系数，m/d；J 地下水水力坡度（垂直地下水等水位线地下水水力坡度（垂直地下水等水位线流向的水力坡度）；流向的水力坡度）；F 过水断面面积，过水断面面积，m2。Q侧侧=K J F（达西公式）（达西公式）lhhJ21 h1 h2l式中，式中，QRC 河渠渗漏补给量；河渠渗漏补给量；Q上上、Q下下 河渠上下游水文断面实测流量；河渠上下游水文断面实测流量；L 两测流断面的河渠长度；两测流断面的河渠长度；L 计算河渠长度；计算河渠长度；修正系数，一般取修正系数，一般取0
44、0.2。河道及斗渠以上大型渠道渗漏特征相似时，可用河道及斗渠以上大型渠道渗漏特征相似时，可用实测流量、经验系数及工程比拟等方法求之。实实测流量、经验系数及工程比拟等方法求之。实测流量计算公式：测流量计算公式：LLQQQRC )1)(下下上上：式中，式中，渠道每公里渗漏损失率（）；渠道每公里渗漏损失率（）；Q 渠道流量，渠道流量，m3/s;A、m 与土层渗透系数有关二个参数，可根据地与土层渗透系数有关二个参数，可根据地质条件的资料确定。质条件的资料确定。mQA （考斯加可夫经验公式）（考斯加可夫经验公式）Q库补库补=Q入入+P-E0-Q出出 Q 式中，式中，Q库补库补 水库年蓄水渗漏补给量；水库
45、年蓄水渗漏补给量；Q入入、Q出出 年内水库流入和流出水库的量；年内水库流入和流出水库的量；P、E0 湖库水面的年降雨量和年蒸发量；湖库水面的年降雨量和年蒸发量；Q 水库年蓄变化量。水库年蓄变化量。当水库等蓄水体的水位高于地下水时，对地下当水库等蓄水体的水位高于地下水时，对地下水产生渗漏补给，其计算方法可采用与河渠渗水产生渗漏补给，其计算方法可采用与河渠渗漏补给量相同的公式，也可采用以下公式：漏补给量相同的公式，也可采用以下公式：式中，式中，E 潜水蒸发量；潜水蒸发量；E0 水面蒸发量；水面蒸发量；n 与土质和植被有关的指数，与土质和植被有关的指数，n13；潜水水位埋深，潜水水位埋深，m；0 地
46、下水蒸发极限深度，地下水蒸发极限深度，m；00)1(EEn 潜水蒸发极限深度值表潜水蒸发极限深度值表 岩性岩性潜水蒸发极限深度（潜水蒸发极限深度（m）亚粘土亚粘土黄土质亚粘黄土质亚粘土土亚砂土亚砂土粉细砂粉细砂砂砾石砂砾石5.165.103.954.102.38引自据北京水文地质公司资料引自据北京水文地质公司资料允许开采量的计算方法很多，这里仅就在农业允许开采量的计算方法很多，这里仅就在农业供水规划中经常采用的水量均衡法作简要介绍。供水规划中经常采用的水量均衡法作简要介绍。是根据某一均衡区的含水层水量均衡法的原理，是根据某一均衡区的含水层水量均衡法的原理，在补给和消耗不均衡发展中，任一时间的补
47、给在补给和消耗不均衡发展中，任一时间的补给量和消耗量之差，等于这个均衡区含水层中水量和消耗量之差，等于这个均衡区含水层中水体的变化量体的变化量(即贮存量的变化即贮存量的变化)。据此原理可建立。据此原理可建立下列水量均衡方程式：下列水量均衡方程式：式中，式中，含水层的平均给水度；含水层的平均给水度；F 计算区面积计算区面积(或含或含水层面积水层面积)(m2)；t 计算时间，即均衡期计算时间，即均衡期(a)；Qt 含含水层的侧向流入量水层的侧向流入量(m3/a)；Qc 含水层的侧向流出量含水层的侧向流出量(m3/a)；W 垂直方向上含水层的补给量垂直方向上含水层的补给量(m3/a)，包括：，包括：
48、Wr 平均降水渗入量平均降水渗入量(m3/a)；Wd 平均地表水渗漏量平均地表水渗漏量(m3/a)；Wu 平均越流补给量平均越流补给量(m3/a)；Ww 灌溉水补灌溉水补给量给量(m3/a)；We 平均潜水蒸发量（负补给）平均潜水蒸发量（负补给）(m3/a)。)()(KctQWQQthF ewudrWWWWWW 通常按不同的地下地貌特征，地下水类型通常按不同的地下地貌特征，地下水类型和水文条件，将评价区分为若干个不同类型的和水文条件，将评价区分为若干个不同类型的计算分区，分别计算各个分区的地下水水资源计算分区，分别计算各个分区的地下水水资源量，然后在进行汇总。量，然后在进行汇总。主要按山区和平
49、原区两大类型进行计算：主要按山区和平原区两大类型进行计算：数理统计法；数理统计法；数学物理法；数学物理法；水均衡法。水均衡法。开采量开采量W水位水位H是依据统计学原理来处理实测数据的一种方法。是依据统计学原理来处理实测数据的一种方法。根据长期观测资料和统计资料，建立评价区根据长期观测资料和统计资料，建立评价区和和之间的相关关系，之间的相关关系，依据地下水位的合理下降值来估算出地下水合依据地下水位的合理下降值来估算出地下水合理的开采量。该方法简单易行，但外延插值的理的开采量。该方法简单易行，但外延插值的精度不能保证，只能粗略的估算。精度不能保证，只能粗略的估算。是依据地下水运动原理建立数学方程求
50、解（解是依据地下水运动原理建立数学方程求解（解析解、数值解等）该法比较严格，但评价区水析解、数值解等）该法比较严格，但评价区水文地质条件复杂，则各种参数准确估值以及计文地质条件复杂，则各种参数准确估值以及计算的边界条件等确定有一定难度。另需要较多算的边界条件等确定有一定难度。另需要较多的实测数据进行模型的调参和验证。的实测数据进行模型的调参和验证。该法一般将评价区分为山区和平原区分别该法一般将评价区分为山区和平原区分别进行水量均衡计算。进行水量均衡计算。是进行区域地下水资源评价最为常用的方法。是进行区域地下水资源评价最为常用的方法。以评价区的水量平衡分析为基础，估算出各项以评价区的水量平衡分析
