地下水人工补给问题
地下水是一种宝贵的自然资源,是人类赖以生存和社会发展的重要物质基础。许多地区过量开采地下水,造成地下水资源逐渐枯竭、水位急剧下降、地面沉降等一系列水资源与环境问题。地下水人工补给(又称地下水回灌)的实质就是借助某些工程措施,人为地将地表水注入地下含水层中,以增加地下水的补给量、调节和控制地下水位。在城镇供水、农田灌溉、盐碱化土壤改良、污染控制、环境保护以及石油开发等领域内,地下水人工补给都有广泛的应用。世界上许多国家先后进行了地下水人工补给的试验研究工作,取得了许多研究成果。
1.中国地下水人工补给研究发展历程。
我国的地下水人工补给大约有近50年的历程。北京第三棉纺织厂开展了大气制冷与地下水人工回灌试验研究。北京市水文队先后开展了北京西郊西黄村地区利用废砂石坑进行人工补给地下水的试验、首都钢铁公司大口径井地下水回灌试验等研究。地矿部水文所先后开展了华北平原地下水资源调蓄措施的研究,在江西、广东、湖南、广西、福建等通过人工补给扩大地下热水流。20世纪70年代,为合理开发和调节渭北地下水源,李佩成等在黄土地区开展过较大规模的人工补给修建地下水库试验。90年代李云峰等以高泥沙含量的河水作为补给水源在永济市工业区开展了引黄回灌试验研究。上海、北京、天津、杭州、西安、沈阳等许多城市均采用过管井回灌,大多为了提供冷却用水,而上海的是为了控制地面沉降。山东桓台、临清、河北获鹿、南宫、江平原等地治理沼泽地、开垦荒地,进行了人工补给试验,获得成功。蒿城等地,由于农业用井的大量开采或者为了蓄水抗旱,也进行了回灌工作。李静在实际调查的基础上运用经济学原理,定量分析了山东某地下水回灌工程的经济效益,为类似问题提供了经验。我国的地下水人工补给是先从城市地面沉降开始的。随着20世纪60年代基本查明了地面城市地面沉降机理,70年代基本得到控制,80年代从定性化向走向定量化,为控制地面沉降或调蓄储能、增加地下水的补给,科研工作者通过试验研究,探讨了人工补给渗入机制,总结了不同水文地质条件下的人工补给经验。总的来说,我国的地下水人工补给工作试验较多,但人工补给实施的规模甚小,理论计算和工艺设计的完善尚在逐步探索之中。
2.国内地下水人工补给应用现状
我国一些大中城市和北方干旱、半干旱地区的井灌区,也和国外一样,由于大量开采地下水,出现了地下水位持续下降、水质恶化、海水入侵以及地面沉降等一系列严重问题。全国有30多座城市已不同程度地出现了地面沉降、塌陷、地裂缝、咸水入侵等环境问题,对此,除了严格禁采、限采地下水和进行地下水回灌之外,还没有其他更有效的处理办法。如上海市,自20世纪60年代以来,就开展了利用深井回灌,调整地下水开采层次和压缩用水以控制地面沉降的试验研究工作。从60年代的每天开采30余万立方米,减少到80年代的每天开采4万立方米,使地下水位得到回升,地面沉降量由每年22毫米减少到5毫米。这样,地面沉降基本上得到控制。天津市也如此,一方面节约用水;另一方面,逐步减少对地下水的过量开采,使地面沉降得到控制。如1986-1987年累计关停地下水井601眼，并严格控制增打新井,大大地减少了地下水开采量。经测量证实,天津市区和塘沽区平均沉降量分别从1986年的62毫米
和54毫米减少到43毫米和46毫米。在此基础上还发展了/冬灌夏用0及/夏灌冬用0、地下水储冷、储热的试验,其中/冬灌夏用0已在北京、天津、西安、南昌等城市得到了推广。我国北方黄淮海平原的一些地区,如石家庄、新乡、聊城等地区也都先后进行过人工引渗补给浅层地下水的试验,收到了较好的效果,补充调节了地下水源。在陕西富平、河北冀县、黑龙江三江平原等地也进行了一些试验研究工作。
3 影响因素
决定地下水人工补给可能性和影响地下水人工补给强度的因素主要有如下5个:水源因素,气候植被因素,地形地貌因素,包气带因素和充水岩层因素。
3.1 水源因素
作为人工补给系统的供水水源,从形式上看,可以是经常性表流、暂时性表流和工矿排水等;从来源上看,可以是区间调蓄所得的水,也可以是区外调来的水;从数量上看,须与取用目标和补给工程相适应;从质量上看,应满足工艺和取用的最低标准;从经济上看,工程耗费应低于取用获益;从环境上看,补给水源的调用应有益于补给区的生态环境,且不致引起调用区的环
境负效应。表流水源可以是自然状况下的河湖水、经过调节的河川径流与大气降水、以及从邻近的河川流域向引渗区的调水、还可以是暴雨和洪水等由大气降水形成的临时地表径流。污水水源包括污染程度轻、占现代企业污水总径流量80%~95%的空气调节用水,经沉淀与凝聚即可利用的受矿物成因的悬浮物污染的水,农业原料加工废水,以及城市排水工程排出的污水。由于补给水源迅速而集中地进入渗透过程,急剧地改变充水岩层的物理化学生物平衡状况,易于形成沉淀,导致地下水水质变劣或者造成建筑物的淤塞。因此,补给水源的水质,一要接近于取用目标的水质要求,二要保证补给系统工程构筑物长期、正常运转的水质要求,主要考虑以下因素:温度、pH值、浊度、导电性、色度和气味、溶解在水中的气体、包气带岩层中所含有的以及以离子状态存在于补给水源中的各种盐类等。
3.2 气候植被因素
影响地下水人工补给的气候因素包括大气降水量和降水频率、蒸发率、气温地温和风等;引渗区的植被可以改善渗透条件和水质。大气降水量和降水频率对补给工程的布置影响很大。如对于以地表径流为补给水源的地下水补给区,在季风气候区,由于降水集中,必须考虑构筑与/短时段强输入0特征相适应的引水引渗工程,而在非季风气候区则不须这样。蒸发率的影响体现在对以地面入渗为主的补给水源的消耗上。温度的变化会改变水的粘度和密度,影响渗透和过滤的速度,补给水源的水温应接近于自然状态的地下水的温度或者略高一些。风的因素对长期淹没渗水区功能的影响是显而易见的,在没有防护的情况下,由风搬运来的大量尘土沉积在渗区底部可使其丧失大部分渗水功能。植物的根系能疏松土壤层,穿透淤泥层,增大土壤的孔隙度,从而改善渗透条件,增强透水能力。同时,由于植被对大量包含于沉积淤泥中的有机物质具有吸附吸收能力,因而它有助于净化补给水源,改善水质。
3.3 地形地貌因素
地形地貌条件在很大程度上影响着人工补给的可能性,地形坡度对于引渗区的渗透能力和地表径流的蓄积有重要影响。河谷、冲积锥、冲积平原和海成滨海平原是采取地下水人工补给措施的理想地区。
3.4 包气带因素
包气带的渗透能力和吸附性能取决于其结构和性质。由于岩层成分决定岩层的渗透特征,所以,包气带岩层的组成、厚度及其物理化学成分成为确定补给方法的重要因素。如果包气带岩层具有良好的渗透能力(砂、砾石、砂砾、碎石)而充水岩层顶板埋深在10~30 m范围内,那么,可以采取地面入渗法进行地下水人工补给;如果地表不透水沉积层厚度较大(10 m以上),地下水人工补给则必须采取钻孔、矿井、深探井等地下灌注工程。包气带岩层对补给水源中溶解的各种有害成分有吸附作用,岩层的机械组成(孔隙容积、颗粒有效直径),矿物的种类和结构,化学组成等对其吸附能力影响较大。
3.5 充水岩层因素
充水岩层是地下水人工补给和调蓄的目标层,其集水能力取决于颗粒组成、厚度和渗透性等因素。孔隙度大的岩石具有较好的集水特性,如石灰岩、白云石、粗粒松散的岩石、卵石层,砾石和各种砂质沉积等,而一切粘土质岩石,以及裂隙发育不良的坚硬岩石,集水性能不好。含水层的厚度则与孔隙度一起,决定着含水层的容积空间。同时注意到,充水岩层具有很大的孔隙度和厚度并不总是好事,如:由于人工补给的水在这种情况下会很快地消散,而使集水效果不好,以及随着岩石的孔隙度增大,其吸着净化能力变差等。充水岩层的埋藏深度对补给方法的选择有重要的影响,埋深过大,则难于采用地面入渗法;埋深过小,则使得补给水源难以在渗透过程中得到适当的净化。
4.地下水人工补给方法
表1 地下水人工补给方法
方法类别方法内容适用条件或实现途径
直接补给法地面入渗法
可以通过淹没河滩和洼地,修建渗水区和沟渠,
阻滞融雪水等来实现。当覆盖含水层的岩石厚
度不超过2~3 m时,此类方法较适用。
地下灌注法
当含水层埋藏较深或上覆隔水层很厚,或者要
建立阻挡海水入侵的地下水压力帷幕时,适用
地下灌注法,一般借助各种灌注井来实现。
地下流经调节法
在含水层中修筑防护帷幕(埝堤),以抬高开采
区的地下水位,保证地下水流的壅水。
诱导水库蓄截
水库的截蓄或拦水坝的壅水可延长入渗时间、
增加地表水源与地下水之间的水力坡度。
补给法灌溉回归
农田灌溉,用栽培作物代替野生植被以降低地
表的蒸发,利用森林拦截和调节地表径流。诱发越流
通过引渗方式增大自然压差,促成自上覆或下
伏含水层的越流补给。
诱发表流补给
有计划地在丰水季节到来之前降低地下水位,
增加地下含水层对坡流等暂时性表流及河川
径流等经常性表流的吸纳能力。
4.1 地面入渗法(即浅层回灌法或水扩散法)
主要是利用天然洼地、河床、沟道、较平整的草场或耕地,以及水库、坑塘、渠道或开挖水池等地面集(输)水工程设施,常年定期引、蓄地表水,借助地表水和地下水之间的天然水头差,使之自然渗漏补给含水层,以增加含水层的储量。地面入渗法的优点是,可因地制宜利用自然条件,以简单的工程设施和较少的投资获得较大的入渗补给量,运行中也较容易管理和便于清淤,故能经常保持较高的渗透率。主要缺点是设施占地面积较大,受地质、地形条件的限制,补给水在干旱地区蒸发损失较大,还可能引起附近土地盐渍化、沼泽化或浸没建筑工程基础。
地面入渗法的使用条件:
1）该方法主要适用于地形平缓的山前冲洪积扇、冲积河谷和平原的潜水含水层分布区,以及某些基岩台地和岩溶河谷地区。
2）为增大补给效率,地面入渗法要求地表具有透水性较好的土层:如砂土、砾石、亚砂土、裂隙发育层等。
3）接受补给的含水层应该具有较大的孔隙和孔隙度,分布面积较大,并有一定的厚度。
4）为保证补给水在到达含水层之前能更好地净化,以满足水质要求,要求入渗建筑物与取水建筑物之间有一定距离。
4.2 管井注入法(即深层回灌或地下灌注法)
补给水源通过钻孔、大口径井、或坑道直接注入含水层中的一种方法。
管井注入法的主要优点是:不受地形条件限制,也不受地面厚层弱透水层分布和地下水位埋深等条件的限制。此外,占地少,水量浪费少,不易受地面气候变化等因素影响。缺点是由于水量集中注入,井及其附近含水层中流速较大,井管和含水层易被阻塞。且对水质要求较高,需专门的水处理设备、输配水系统和加压系统,工程投资和运转时管理费用较高。
主要适合于因地面弱透水层较厚、或地面场地限制不能修建地面入渗工程的地区,特别适合于用来补给承压含水层或埋藏较深的潜水含水层。
管井注入法的主要问题是堵塞问题,按其性质可分为物理堵塞、化学堵塞和生物化学堵塞三大类。物理堵塞是由于补给水源中悬浮物(包括气泡、泥质、胶体物、各种有机物)充填于滤网和砂层孔隙中所造成的堵塞。当回灌装置密封不严时,大量空气随回灌水流入含水层中,也可能产生堵塞(亦称气相堵塞),主要是采用定期回扬抽水方法进行处理(对于气相堵塞还应及时密封回灌装置)。生物化学堵塞,特别是铁细菌和硫酸还原菌所造成的堵塞,是许多地区回灌井堵塞的主要原因,主要是采用注酸方法进行洗井处理。
5.地下水人工补给研究前瞻
随着应用数学和地下水动力学的相互渗透,现代科学技术如系统论、系统工程、计算理论的输入,以及电算技术的广泛应用,地下水人工补给整体研究水平必将进入到新的高度。先进的测试技术和仪器设备可为研究地下水人工补给提供更加精确的观测数据,研究手段从过去的单一化向着多样化、综合化的方向发展。地下水人工补给模拟软件得到进一步开发,操作更方便。地下水人工补给研究成果的展示方式也由过去的图示化发展到数字化,再发展到网络化,有利于研究成果服务于社会。补给水源采用雨水、洪水、处理后污水等研究刚刚起步,其经济、环境效益前景看好。大规模推广应用不同水源回补地下水必须从工程技术、社会、经济、环境等多方面进行全面的分析与综合评价。地下水人工补给研究与应用领域十分广阔,内容极其丰富,为专门利用目的提供服务的新领域越多。展望未来,地下水人工补给在以下几个方面有着重要的研究价值和应用前景:
1)地下水人工补给计算方法、工艺及各种条件下的地下水人工补给的工程应用效果应进一步加强研究,探索合理使用地下水人工补给的方法和积极推广使用动态观察的仪器设备;
2)为不同目的进行人工补给条件下地下水的勘察和评价方法研究;
3)研究在向不同岩性成分的含水层中渗入时的理化学和生物净化机理;
4)研究使用雨水、处理后污水等人工补给地下水的水环境修补、改善方法论;
5)研究地下水人工补给的产业化模式。
社会生产实践的需要,市场经济的杠杆作用,学科的高度分化和综合平行并进,地下水人工补给研究工作通过积极的努力,必将为促进地下水科学研究和实践应用作出新的贡献!
第七章地下水的补给与排泄 补给：recharge 径流：runoff 排泄：discharge 补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。 7．1 地下水的补给 补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。 1．大气降水（precipitation） 入渗机理： 1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。 2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。 降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。 降水转化为3种类型的水： ①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）； ②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降 水转化为土壤水）； ③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。 渗入地面以下的水： ①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈； ②其余下渗补给含水层→地下水。 因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。 入渗补给地下水的水量： q x=X-D-?S
式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量； X ––––年降水总量； D ––––地表径流量； ?S ––––包气带水分滞留量。 单位：mm 水柱。 降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。 X q x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。 定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素： ① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小； ② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水 <10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给； ③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗； ④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位 在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大； ⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给； ⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。 2．地表水 地表水对地下水的补给： 1）山区：一般排泄地下水（河水位低于地下水位，地下水补给河水），洪水期：补给地下 水； 2）山前：常年补给地下水（河水位高于地下水位）； 3）平原：河水补给地下水（“地上河”）。 影响因素：① 河床的透水性；② 水位差（河水与地下水）。 定量计算： ① 达西定律：q x =K ωI ； ② 测定上、下游河流断面的流量（断面测流）：q x =Q 上-Q 下。 大气降水、地表水是地下水的两种主要补给来源。其特点： 1）从空间分布上看：大气水属于面状补给，范围大且均匀； 地表水（河流）为线状补给，局限于地表水体周边。 2）从时间分布上看：大气降水持续时间较短； 地表水（河流）持续时间较长，是经常性的； 简而言之：大气降水：面状补给，持续时间短； 地表水：线状补给，经常性的，持续时间较长。 条件变化的影响： 地下水开采以后，由于水位的下降，水文地质条件的变化，大气降水、地表水的补给强度也要发生变化。地下水位下降后，由于包气带的加厚，降水补给量有可能减少；地表水与地下水水头差的加大，地表水的补给量有可能增大。
第八章地下水的补给与排泄 补给：recharge 径流：runoff 排泄：discharge 8．1概述 补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。 地下水通过补给与排泄，获得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力。 地下水通过补给和排泄，保持不断流动循环支撑有关水文系统和生态环境系统正常运行。 8．2 地下水的补给 补给––––饱水带获得水量的过程。 1．大气降水（precipitation） 以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。
包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。 一次降水过程，除去植被截留以及包气带截留外，大气降水量最终转化为3部分：地表径流量、蒸散量及地下水补给量(图8.1)。 一次降水过程中，包气带水分变化及其对地下水补给的影响(图8.2)。 入渗机理： 1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时 v→K）（P48,公式6.11；P72，图8.3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration ），或优势流（preferential flow ）。 降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。 降水转化为3种类型的水： ① 地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）； ② 土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）； ③ 地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。 因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。 入渗补给地下水的水量： q x =p -D -?S 式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量； p ––––年降水总量； D ––––地表径流量； ?S –––包气带水分滞留量。 单位：mm 水柱。 大气降水补给地下水的影响因素： 降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。 p q p =α （小数或%表示） 式中：α为入渗系数，无因次；q P 为年降水单位面积补给地下水量，mm ；P 为年降水量，mm 。 一般α =0.2 ~ 0.4。 定量计算（入渗系数法）：Q=α·p ·F ·1000 （注意单位统一，p ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素： ① 年降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小； ② 降水强度及其时间分布：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平 原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给； ③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗； ④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位 在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大； ⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给； ⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。 2．大气降水、河水补给地下水水量的确定 1）平原区： ① 大气降水入渗补给量（入渗系数法）： Q=p·α· F ·1000 式中：Q ––––降水入渗补给地下水的水量（m 3/a ）；
地下水补给量和排泄量的确定 李恒太 河北工程大学水电学院河北邯郸056021 摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。 关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流 地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。 1 地下水补给量 地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。 1.1大气降水入渗补给地下水 降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。降水入渗补给量一般采用下列方法确定。 1.1.1 地中渗透仪法 地中渗透仪是测量降水 入渗量、潜水蒸发量和凝结 水量的一种地下装置，该装 置通过导水管与给水设备相 连接的承受补给和蒸发的各 种土柱圆筒和测量水量的马 利奥特瓶组成，也称为地中 蒸渗仪、地中渗透计。该仪 器在各地的地下水均衡试验 场中被广泛应用。由于该法 测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给
条件。其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。 其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。当渗透仪中的地柱接受降水入渗或凝结水的补给时，其补给量将会通过导水管2流入接渗瓶15内，可直接读出补给水量；当土柱内的水面产生蒸发时，便可由水位调整管14供给水量，再从马利奥特瓶13读出供水水量（即潜水蒸发消耗量）。 1.1.2 有限差分法 该方法是利用同一剖面上三个观测孔水位资料，按有限差分方程式计算降水入渗量Q 雨渗。 B 图1.2 同一剖面上观测孔的水位变化图 如图1.2所示，其有限差分方程为： ()()()()??????-+--++?- ?=----21111121222l H H h h l H H h h l l t K H Q C B C B B A B A B μ雨渗 （1） 式中：Q 雨渗为降雨入渗量；K 为渗透系数；μ为给水度；Δt 为两次时间间隔；其它意 义如图中所示。 1.1.3 泰森多边形法 在典型地段布置观测孔组，并有一个水文年以上的水位观测资料时，可用差分方法
地下水的基本知识 1. 地下水的概念 地下水是指以各种形式埋藏在地壳空隙中的水，包括包气带和饱水带中的水。地下水也是参于自然界水循环过程中处于地下隐伏径流阶段的循环水。 地下水是储存和运动于岩石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地质条件的控制。地质条件包括岩石性质、空隙类型与连通性、地质地貌特征、地质历史等。 地下水环境是地质环境的组成部分，它是指地下水的物理性质、化学成分和贮存空间及其由于自然地质作用和人类工程——经济活动作用下所形成的状态总和。 2. 地下水的埋藏条件 岩石和土体空隙既是地下水的储存场所，又是运移通道。空隙的大小、多少、连通性、充填程度及其分布规律决定着地下水埋藏条件。根据成因可把空隙区分为孔隙、裂隙与溶隙三种，并可把岩层划分为孔隙岩层(松散沉积物、砂岩等)、裂隙岩层(非可溶性的坚硬岩层)与可溶岩层(可溶性的坚硬岩石)。孔隙岩层中的空隙分布比裂隙可溶岩层均匀，溶隙一般比孔隙、裂隙岩层中的空隙规模大。这三种空隙的大小分别以孔隙度、裂隙率与岩溶率表示，即某一体积岩石中孔隙、裂隙和溶隙体积与岩石总体积之比，以百分数表示。 岩石空隙中存在着各种形式的水，按其物理性质可分为气态水、吸着水、薄膜水、毛细水、重力水和固态水。此外，还有存在于矿物晶体内部及其间的沸石水、结晶水与结构水。水文地质学所研究的主要对象是饱和带的重力水，即在重力作用支配下运动的地下水。 岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情
况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。 (1) 孔隙。松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例。 由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。 松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。赋存于其中的地下水分布与流动都比较均勻。 (2) 裂隙。固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。 成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩(岩衆岩)或固结干缩(沉积岩) 而产生的。岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊(由隐蔽的节理到大断层)，分布不均一。风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。 裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(K)是裂隙体积(R)与包括裂隙在内的岩石体积(K)的比值，即或(V/F)100%。除了这种体积裂隙率，还可用面裂隙率或线裂
第七章地下水的补给与排泄 第一节地下水的补给 含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。 补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。 地下水补给来源有天然与人工补给。天然补给包括大气降水、地表水、凝结水和来自其他含水层或含水系统的水；与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。 一、大气降水对地下水的补给 （1）大气降水入渗机制 松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）： 活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移如图7－1（a）。 图7—1活塞式与捷径式下 渗（a）活塞式下渗；（b）捷径式与活塞式下渗的结合 图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线 —残留含水量；—饱和含水量 活塞式下渗过程：
a）雨季之前（）时，包气带水分分布曲线如图7—2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。 b）雨季初期~时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7—2（a）和所示。 c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表面出现高含水量带，水分分布特征如图7—2（b）时的状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散（如图7—2（b）所示）。 d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7－2（c）所示。 活塞式下渗是在理想的均质土中室内试验得出的。实际上，从微观的角度看，并不存在均质土。尤其是粘性土，捷径式入渗往往十分普遍。 捷径式入渗：当降雨强度较大，细小孔隙来不及吸收全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿下渗通道水分向细小孔隙扩散。存在比较连续的较强降雨时，下渗水通过大孔道的捷径优先到达地下水面。如图7－1（b）所示。 捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同： （a）活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水先到达含水层； （b）对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。 通常情况下，砂砾质土中主要为活塞式下渗，而在粘性土中则活塞式与捷径式下渗同时发生。 （2）影响大气降水补给地下水的因素 落到地面的降水，归根结底有三个去向：转化为地表径流，蒸发返回大气圈，下渗补给含水层，如图（7－4）。 由下渗过程可知，渗入到地面以下的水不等于全部补给含水层的水。其中，相当一部分水滞留在包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面蒸腾的方式从包气带水直接转化为大气水。 以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：
水均衡法评价地下水补给资源量作业 班级学号姓名成绩 某研究区为一个完整的地下水系统，含水层由第四系松散的砂砾石层组成。面积为1000km2，地下水主要接受降雨入渗和山前侧向补给。具体为：西部边界为山区地下水侧向补给边界，东部为地下水排泄边界（向河流）。根据水文气象资料，均衡期为1995年7月~1996年6月（一个水文年）。在均衡期内，降雨量为450mm，地下水侧向补给量2500?104m3，降雨入渗补给量为11250?104m3，地下水通过东部边界向河流的排泄量为6000?104m3，人工开采量为12000?104m3。（该图为示意性图） 请完成如下问题： 1.写出该地区地下水均衡方程式； = ± ? - - -μ = + Q? h F Q Q Q Q Q 开 补 泄流 排 侧向 降水 Q补--降雨入渗补给量；Q侧向-侧向流入补给量；Q基流-基流量；Q开-人工开采量 2.计算地下水均衡，将数据填入表格中，分析地下水补排量的比例关系，说明该均衡期内是正均
3. 频率曲线，在图中，标出丰水年、枯水年，平水年及计算年对应的降水量；指出本均衡年降水 序号 =+?=? P m n (/(1))100(/25)100 保证率 4.假设该地下水系统西部边界侧向补给量为一个稳定值（即不随降雨量变化），降雨入渗补给量随 降雨多少变化，已知研究区内降雨入渗平均补给系数为0.25；请计算丰、平、枯年份对应的降雨量条件下的降水入渗补给量；填入下表：单位：
5. 根据下面的公式，计算多年平均地下水补给量，并将数据填入上表 多年平均地下水补给资源量： 3 21321n n n Q n Q n Q n Q k p f b ++++= 式中：b Q ——多年平均地下水补给资源量（m 3/a ）； k p f Q Q Q 、、——分别为丰水年、平水年、枯水年的地下水补给资源量（m 3/a ）； n 1、n 2、n 3——分别为丰水年、平水年、枯水年在观测资料年中出现的次数。
高三地理重要知识点：地下水 1．类型：地下水按照埋藏条件划分为潜水和承压水 2．地下水的来源： ①主要是大气降水。降雨历时长，强度不大，地形平缓，植被良好的情况，对地下水补给最有利。 ②河湖水补给。河湖水位高于潜水面时，河湖水补给两岸潜水。反之，潜水补给河湖水。黄河下游只有河水补给地下水。 ③凝结水：在干旱地区，大气降水很少，主要是大气中水汽直接凝结渗入地下。 ④原生水：主要与岩浆活动有关，数量很少。 3．地下水的问题与保护： ①不合理灌溉——土壤盐渍化——科学管理。 ②过量开采——地下漏斗区，地面下沉；沿海海水入侵，地下水水质变坏。——及时人工回灌。 ③保护自流水补给区的自然环境。 4．潜水面的形状及其表示方法 潜水面通常是一个起伏的曲面，一般倾向于邻近的低洼地区，即潜水的排泄区，如冲沟、河谷等。它的起伏与地貌大体一致，但比地貌的起伏要小些。山区潜水面的坡度较大，可达百分之几。潜水面的形状可以用潜水剖面图和潜水等水位线图来表示。前者是在地质剖面图上，将已知各点的潜水位联接起来而成，它可以反映出潜水面形状与地貌、隔水底板及含水层岩性的关系等。所谓潜水等水位线图就是潜水面的等高线图。它是根据潜水面上各点的水类型 位置 流向 补给 分布 深度和水质 潜水 （重力水） 地表以下第一个隔水层以上 从高处流向低处 雨水和地表水 分布区与补给区一致 埋藏浅，易开采，易污染 承压水 （自流水） 上下两个隔水层之间 从压力大处流向压力小处 潜水 分布区与补给区不一致 埋藏深，水质好，流量稳定
位标高绘制成的，一般绘制在地形图上。绘制的方法与绘制地形等高线的方法类似。 根据潜水等水位线图，可以解决下列问题：（1）潜水的流向：垂直于潜水等水位线从高水位向低水位的方向，就是潜水的流向。（2）潜水埋藏深度：将地形等高线和潜水等水位线绘于同一张图上时，则等高线与等水位线相交之点的潜水埋藏深度即为二者高程之差。（3）潜水于地表水的补给关系：根据潜水等水位线和地表水的水位高程便可以确定。 5．泉是地下水的天然露头，无论哪一种地下水都可以在适当的条件下涌出地表形成泉。泉的形成还与地质构造有关，分布最广泛的泉总是与石灰岩地区的单面山构造相联系；在断层发育的岩区，泉可以沿断层一带的透水层上升涌出地表。 6．澳大利亚盆地位于澳大利亚东部，又称自流盆地。该盆地的地质构造是一个巨大的向斜盆地。水层埋藏在上下两个隔水层之间，为承压水。含水层在湿润的东部山地出露，向西倾斜，一部分渗入地下的降水顺着倾斜的含水层流向盆地中部。盆地中部为承压水的承压区，地下水承受一定的压力，在盆地地势较低处打井，有的可以自然喷出，形成自流井。 澳大利亚自流盆地是世界上最大的自流盆地。自流井的盐度高，不宜用来灌溉农田，一般可作牲畜饮用水，因此对畜牧业发展非常有利。 7．深层地下水与浅层地下水、承压水与潜水不是一回事。深层地下水与浅层地下水是依据地下水的埋藏深度来区分的，而潜水与承压水是依据埋藏条件来区分的。
吉林大学精品课>>专门水文地质学>>教材>>专门水文地质学 第八章地下水允许开采量的计算方法 目前，评价地下水允许开采量的方法很多，虽然其原理都是以均衡开采为依据，但每一种方法都有一定的适用条件，必须因地的制宜的灵活运用，而且由于水文地质条件的复杂性，在任何地区都不宜采用单一方法，应当使用综合方法，以便比较验证。 §8.1简易评价法 已经开发多年的旧水源地，为了扩大开采，需要判明水源地的开采潜力，要求进行水源地地下水允许开采量评价。这时，可根据开采过程中的多年动态资料，计算地下水允许开采量。 一、根据已有开采量和水位变幅求允许开采量 收集多年的开采动态资料，以年水位变幅Δh（通常取水文年的起点或终点的水位差）为纵轴，以对应年的开采量为横轴，在直角坐标纸上做散点图。如果历年的补给量基本稳定，则散点分布的趋势将接近直线。在直互上或其延长线上，取变幅Δh＝0的开采量，就是要求的允许开采量。 这种方法符合均衡开采的原理。在多年开采过程中，如果开采量≤补给量，则有正均衡Δh≥0；如果开采量＞补给量，则有负均衡Δh＜0。现取Δh＝0时的开采量＝补给量，显然这是保持均衡开采条件下的最大开采量，故为允许开采量。 这种方法适用于历年开采量都有变化的潜水或承压水的水源地。但是对那些随开采量增加而开采补给量也不断增大的水源地。可能偏离直线相关，因而方法失效。 二、根据补给量和水位变幅求允许开采量 在缺少开采量记录，但有历年水位动态资料的水源地，可用历年的补给量代替允许开采量，按类似的图解法求出允许开采量。这时，仍以年水位变幅为纵轴，以历年的补给量（通常用地表水的均衡法计算）为横轴，在直角坐标纸上做出散点图，如果历年的补给量相对稳定，则散点的分布趋势仍呈直线关系。在直线或其延长线上，取Δh＝0的补给量就相当允许开采量。 该方法的原理仍是均衡开采。同前段不同的地方，是从地表水均衡计算中求出历年的地下水补给量，再把Δh＝0时的补给量做为允许开采量。 这种方法，主要适用于同地表水有密切水力联系的潜水或承压水的水源地，以便借助地表水的均衡关系，找出历年的地下水补给量，但是对那些在开采过程中不断有补给量加入的水源地，散点图可能偏离直线相关，方法失效。 三、根据水位变幅为零的年份求允许开采量 在水源地的历年动态资料中，如果能够选出一个年初和年终的水位接近一致的水文件。这一年恰好满足均衡开采的要求，则从该年的均衡计算中可以直接求出允许开采量。
9.2 补给量的确定 时间：2006-11-02 来源：作者： 9.2.1 地下水的补给量应计算由下列途径进入含水层（带）的水量： 1 地下水径流的流入。 2 降水渗入。 3 地表水渗入。 4 越层补给。 5 其他途径渗入。 9.2.2 计算补给量时，应按自然状态和开采条件下两种情况进行。 9.2.3 进入含水层的地下水径流量，可按下式计算： Q＝K·I·B·M （9.2.3）式中Q——地下水径流量（M3/d）； K——渗透系数（M/d）； I——自然状态或开采条件下的地下水水力坡度； B——计算断面的宽度（M）； M——承压含水层的厚度（M）。 9.2.4 降水入渗的补给量，可按下列公式计算： 1 按降水入渗系数计算时：
Q＝F·α·X/365 （9.2.4-1） 式中Q——日平均降水入渗补给量（M3/d）； F——降水入渗的面积（M2）； α——年平均降水入渗系数； X——年降水量（M）。 2 在地下水径流条件较差，以垂直补给为主的潜水分布区，计算降水入渗补给量时： Q＝μ·F·ΣΔh/365 （9.2.4-2） 式中ΣΔh——一年内每次降水后，地下水水位升幅之和（M）； μ——潜水含水层的给水度。 3 地下水径流条件良好的潜水分布区，可用数值法计算降水入渗补给量。 9.2.5 农田灌溉水和人工漫灌水的入渗补给量，可根据灌入量、排放量减去蒸发量及其他消耗量进行计算。 9.2.6 河、渠的入渗补给量，可根据勘察区上下游断面的流量差或河渠渗入的有关公式计算和确定。 9.2.7 利用各单项补给量之和确定总补给量时，应对各单项补给项目进行具体分析，确定对本区起主导作用的项目，并避免重复。 9.2.8 利用开采区内的地下水排泄量和含水层中地下水储存量之差计算补给量时，可按下式计算： Q B＝E+Q Y+Q j+Q K+ΔW/365 （9.2.8）
1 水均衡法评价地下水补给资源量作业 班级 学号 姓名 成绩 某研究区为一个完整的地下水系统，含水层由第四系松散的砂砾石层组成。面积为1000km 2，地下水主要接受降雨入渗和山前侧向补给。具体为：西部边界为山区地下水侧向补给边界，东部为地下水排泄边界（向河流）。根据水文气象资料，均衡期为1995年7月~1996年6月（一个水文年）。在均衡期内，降雨量为450mm ，地下水侧向补给量2500?104m 3，降雨入渗补给量为11250?104m 3，地下水通过东部边界向河流的排泄量为6000?104m 3，人工开采量为12000?104m 3。（该图为示意性图） 请完成如下问题： 1. 写出该地区地下水均衡方程式； F h Q Q Q Q Q Q ??±=--+=- μ开泄流侧向降水排补 Q 补--降雨入渗补给量；Q 侧向-侧向流入补给量；Q 基流-基流量；Q 开-人工开采量 2. 计算地下水均衡，将数据填入表格中，分析地下水补排量的比例关系，说明该均衡期内是正均 均衡项 项目 水量（104m 3） 占补排泄量比例（%） 补给项 降雨入渗补给量Q 补 11250 81.82 侧向流入补给量Q 侧向 2500 18.18 小计 13750 100.00 排泄项 基流量Q 基流 6000 40.00 人工开采量Q 开 12000 60.00 小计 18000 100.00
2 3. 频率曲线，在图中，标出丰水年、枯水年，平水年及计算年对应的降水量；指出本均衡年降水 (/(1))100(/25)100P m n =+?=?保证率序号 4. 假设该地下水系统西部边界侧向补给量为一个稳定值（即不随降雨量变化），降雨入渗补给量随 降雨多少变化，已知研究区内降雨入渗平均补给系数为0.25；请计算丰、平、枯年份对应的降雨量条件下的降水入渗补给量；填入下表：单位：
设计总说明 1.设计依据 水资源论证导则[SL322-2013] 水资源评价导则[SL/T238-2013] 水资源供需预测分析技术规范[SL429] 2.设计概况 （1）地点： 北京市大兴区 （2）背景： 大兴区地下水超采严重，地下水位下降迅速。目前大兴区地下水已连续10年亏损，部分地区已经形成大面积地下水降漏斗，出现水质硬化。更合理地配置水资源，高效利用地下水已经刻不容缓。为了促进产业结构优化调整，营造和谐的人文水文环境，本文对大兴区的地下水资源量进行评价。 （3）资料： 北京市大兴区基岩分布图 大兴行政图 大兴区水利工程现状与规划图 雨量站分布图 耕地面积统计表（2003年） 灌溉水量统计表（1961——1990年） 降水量统计表（1959——2000年） 社会人口统计表（1981——1997年） 水质检测统计表（1995——1998年） （4）评价方法： 水量均衡法，水量均衡法是全面研究计算区（均衡区）在一定时间段（均衡期）内地下水补给量、储存量和排泄量之间数量转化关系的方法。通过均衡计算，得到地下水允许开采量。水量均衡法是水量计算中最常用、最基本的方法。该方法还常用于验证其他计算方法计算的准确性。 基本原理：一个均衡区内的含水层系统，在任一时间段（△t）内的补给量与排泄量之差恒等于含水层系统中水体积的变化量，即
（1·1）式中： Q补——含水层系统获得的各种补给量之和（m3/a或 m3／d）； Q排——含水层系统通过各种途径的排泄量之和（m3/a或 m3／d）； μ，μ*——重力给水度和弹性释水系数； △h——△t时段内均衡区平均水位（头）变化值（m）； F——均衡区含水层的分布面积（m2）。 本设计中，水量均衡法主要引用大兴区在1978年至1998年的历年相关资料：①补给量资料，分别计算出降雨补给入渗量、河流入渗补给量、渠系入渗补给量、地下水灌溉补给量、地下水侧渗补给量；②消耗量资料，分别计算出地下水总开采量和地下水侧渗流出量。处理数据时应注意大兴区除了天堂河、大小龙河常年缺水断流外，部分河段如凤河、新凤河某些年份也会出现数月的断流，做插补延长时应规避其所引起的误差。 根据以上计算所得的数据代入公式: Q 总补-Q 总排 =±μ×F×△H （3·6） 可计算得出地下水位变化。最后利用公式: △H=b+m 0×P 降水 +m 1 ×Q 开采量 +m 2 ×Q 地表水灌溉量 +m 3 ×Q 河流入渗量 （3·7） 利用线性回归的原理进行数学模拟，校核计算精度。 （5）评价内容： ①地下水补给量， 包括：降雨入渗补给量9847.698273万m3、河流入渗补给量3045.08126万m3、渠系入渗补给量993.34286万m3、田间灌溉入渗补给量6002.3238万m3、地下水侧向补给量433.2619万m3。 其中河流入渗系数为0.4%/km，降雨入渗系数、渠系入渗系数和田间灌溉系数群为0.2。 ②地下水消耗量， 包括：地下水总开采量29149.0万m3、地下水侧向流出量127.5万m3。 ③地下水可开采量， 包括：地下水位变化为-0.618 m，其中均衡区面积1039.9km2、给水度0.133。（5）评价结果： 经过分析计算，北京市大兴区地下水水位正以每年约0.6m的速度下降，地下水资源配置、保护情况堪忧。
第六章地下水的化学成分及其形成作用 第一节概述 地下水是天然溶液。地下水在参与自然界水循环过程中，与大气圈、水圈与生物圈同时发生着水量交换、化学成分的交换（—水质状况）。 水是良好的溶剂，地下水在空隙中运移时，可以溶解岩石中的组分，使地下水的化学成分丰富多彩。 地下水的物理性质：温度、颜色、嗅、味、密度、导电性与放射性 地下水的化学性质：气体成分、离子成分、胶体物质、有机质等 地下水的放射性、微生物成分等。 第二节地下水的化学特征 一、地下水中常见的气体成分 主要有氧（）、氮（）、二氧化碳（）、硫化氢（）、甲烷（），常见的气体成分与地下水所处环境，地下水的来源有关。 （1）氧（）、氮（） 来源：在大气成分中、含量很高，随降水一起入渗进入地下含水层中。反过来，如果地下水中富含与——也说明地下水是大气起源。由于活跃，在地下水运动中易发生氧化作用而消耗，因此，大气起源的地下水中，也可能独立存在。此外，氮还有生物起源与变质起源。 指示意义：含量高指示氧化环境；封闭环境下，氧被耗尽只剩下，则为大气起源封闭环境。 （2）硫化氢（）、甲烷（） 来源：这两种气体，都是在封闭环境下生成的。如是在有机物与微生物参与的生物化学过程中形成，还原环境下地下水中的→，在成煤过程中，在还原作用下产生，使煤田水富含。同理，甲烷（）是成油和油气藏形成过程的结果，油田水富含甲烷（）。 指示意义：富含和的地下水，指示封闭的还原环境。 （3）二氧化碳（） 大气降水中的含量较低，地下水中主要来源： ①主要源于土壤层（入渗过程溶于水中）：有机质残骸发酵产生、植物呼吸作用产生
②碳酸盐岩地层的脱碳酸作用 ③深部高温下，变质作用生成 ④人类活动，在使用化石燃料（煤、石油、天然气）时，大气中的增加 作用：地下水中增加，水对碳酸盐岩的溶解、结晶岩风化溶解的能力愈强！ （4）地下水中气体成分特征小结： ①气体成分——指示地下水所处的地球化学环境 氧化环境 还原环境 ②气体成分增加水对盐类的溶解能力→促进水—岩的化学反应（即相互作用） 二、地下水中的主要离子成分 （1）概述：地下水中组分很多，而分布广、含量多的主要有七种离子 阴离子：，， 阳离子：，，， 离子成分含量与什么有关？ ①各种元素的丰度（克拉克值）—即某元素在地壳化学成分中的重量百分比 ②该元素组成的化合物在水中的溶解度 在自然界，丰度较高的元素，如Si、Al、Fe，在水中含量很低；而某些丰度较低的，如Cl、S、C，在水中含量却很高。这说明元素组成的化合物的溶解度起主要作用。 （2）主要离子的相对含量与地下水中的总含盐量（TDS）关系 常见地下水的化学成分特征，与地下水的矿化度（或TDS）具有以下关系矿化度：低→ 中→ 高 阴离子： 阳离子： 我们可以得出主要离子构成的盐类溶解度的大小为： 碳酸盐类 < 硫酸盐类 < 氯化物（氯盐） （3）主要离子成分的来源 低矿化度水中的常见离子：
濮阳市地下水资源状况 水资源与能源、人口、生态环境等是世界各国普遍关注的重大 问题。在我国，水资源已成为城市建设规划、工农业生产布局及国土 整治规划的制约条件之一。 地下水资源通常是指作为工农业和生活水水源使用的地下水。 生产和生活需要利用而又可能利用的地下水，统称地下水资源， 在一定期限内，能提供给人类使用的，且能得到恢复的地下淡水量， 是水资源的组成部分。由于地下水资源具有分布广泛、便于就地开 采使用、水质较优、不易被污染、动态稳定、调蓄能力强等特点，正被越来越广泛地开发利用。但是，地下水资源的开采量不应超过补给量，否则会给环境带来较大危害，比如区域形成大规模地下水降落漏斗、地面沉降和地裂缝、地下水污染等严重地质灾害。为了合理地、长期地使用地下水资源，在开发之前，一般均应对其量和质 作出评价，以便据此制定其开发利用和保护管理规划。 一、我市地下水资源现状（埋深、动态变化） 濮阳市地处豫北黄河冲积平原，属暖温带半湿润季风气候。据濮阳气象站1954—2005年资料，多年平均降水量608.3毫米，蒸发量1678.0毫米。降水量年际变化较大，最大年降水量1067.6毫米（1963年），最小年降水量仅204.5毫米（1966年），年内降水量分配不均，多集中在7—9月份，而蒸发以5—6月份最为强烈。
气象条件决定了濮阳市是一个水资源贫乏的地区，濮阳市是我省水资源严重匮乏的地区之一，水资源总量仅为7.53亿立方米，居全省的第14位，人均占有水资源量为221立方米，仅相当于全省的1/2，不足全国人均占有量的1/10，一般干旱年缺水 1.89亿立方米，中等干旱年缺水 2.96亿立方米。由于受到地理环境及降水时空变化的影响，并且无蓄水工程，濮阳市的地表水资源实际可利用量很小，除引 黄供水之外，地下水（特别是浅层地下水）是濮阳市重要的供水水源。特别随着我市近几年经济的快速发展和人民生活的不断提高，我市水资源短缺的形势更加严峻，加上水环境和水质的恶化，已经成为制约全市经济发展的主要因素。 我市地下水资源来源主要是浅层地下土层贮藏的地表渗水，以北金堤为界，黄河流域因受黄河侧渗的影响，地下水补给及时，水位偏高，一般在2--8米。海河流域因超采严重，加上外来水源少，补给 欠缺，造成全市地下水量严重下降，已形成我省豫北最大的地下水漏 斗区，主要分布在北金堤以北的海河流域，漏斗区面积1814平方公里，占全市总面积的43%，最深地下水埋深南乐寺庄乡达30米，平均埋深23米（上世纪70年代平均埋深7米，90年代平均埋深20米，水文局提供）。 地下水水位动态变化是地下水采补均衡状态的直观表征，也是检验地下水开发利用保护管理方案执行情况（效果）的客观依据。为了 给濮阳市区城市地下水的合理开发利用、保护管理提供科学依据，自1989年起，市节水办在濮阳市区（城市规划区）建立了地下水动态