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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。
径流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。
Xq 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。
附件2
2012年度省级精品课程建设项目申报书
（本科）
推荐单位长安大学
课程学校长安大学
课程名称水文地质学基础
课程类型专业基础课
所属一级学科名称水利工程
所属二级学科名称水文与水资源工程
课程负责人马致远
填报日期2012.11.05
陕西省教育厅制二○一二年九月
填写要求
一、以word文档格式如实填写各项。
二、表格文本中外文名词第一次出现时，要写清全称和
缩写，再次出现时可以使用缩写。
三、有可能涉密和不宜大范围公开的内容不可作为申
报内容填写。
四、课程团队的每个成员都须在“2．课程团队”表格中
签字。
五、“8．承诺与责任”需要课程负责人本人签字，课程
建设学校盖章。
1．课程负责人情况
2．课程团队
3．课程建设
4．课程内容
8．承诺与责任
9．学校推荐意见
—21 —。
水文地质测量中的常见问题与解决方法水文地质测量是地质学中的一项重要研究工作，用于研究地下水的运动和分布规律。
然而，在进行水文地质测量的过程中，常常会遇到一些问题，需要运用合适的方法进行解决。
本文将介绍水文地质测量中常见问题的解决方法，帮助读者更好地了解和应对这些问题。
一、地下水位测量误差的处理在进行地下水位测量时，常常会遇到误差问题。
这些误差可能来自于测量仪器的误差，也可能来自于外界环境的影响。
为了解决这些问题，我们可以采取以下方法：1. 仪器校正：定期对测量仪器进行校正，以减小误差。
比较常见的校正方法有零点校正和灵敏度校正。
2. 环境因素控制：在测量过程中，要避免外界因素对测量结果的影响。
比如，在测量某一地下水位时，应控制好周围的水流情况，避免水流对测量结果造成干扰。
3. 重复测量：为了提高测量精度，可以进行多次重复测量，然后取平均值以降低误差。
同时，还可以计算测量数据的标准差，评估测量结果的可靠性。
二、地下水流量测量中的实际问题地下水流量是水文地质测量的重要内容之一，但在实际工作中，也常常会面临一些问题。
下面介绍几个常见问题的解决方法：1. 测量断面的选取：在测量地下水流量时，需要选取恰当的断面进行测量。
断面的选取应考虑地质条件、水文特征以及测量的目的等因素。
可以通过地质勘探、地下水位测量和样品采集等方式获取相关数据，辅助选取合适的断面。
2. 测量方法选择：地下水流量的测量方法有多种，如速度测量法、控制体积法和比释水法等。
选择合适的测量方法需要考虑地下水流动特点、实际操作条件以及测量的目的。
在选择测量方法时，要充分了解各种方法的原理和适用范围，确保测量结果的准确性和可靠性。
3. 流量计算：在进行地下水流量测量后，需要进行流量计算。
常用的计算方法有积分法、离散法和水力测斜法等。
不同的计算方法适用于不同的水文地质情况，要根据实际情况选择合适的计算方法，并结合地下水位、渗透系数等参数进行计算，得到准确的地下水流量数据。
《地下水动力学》教学大纲一、课程名称：地下水动力学Dynamics of Groundwater二、课程编号：0403057三、学分学时：3学分/48学时四、使用教材：周志芳等，《地下水动力学》，河海大学自编教材，2005五、课程属性：学科基础课必修六、教学对象：地质工程专业本科生七、开课单位：地球科学与工程学院地质科学与工程系八、先修课程：普通地质学，构造地质学，水文地质学基础九、教学目标：地下水动力学是地质工程专业的一门重要的专业课。
本课程的主要任务是使学生掌握地下水动力学的基本概念、基本定律，河渠附近、井附近的地下水运动理论，裂隙介质地下水运动基本概念等。
培养学生掌握专业知识能力、分析和解决实际工程问题的能力。
十、课程要求：本课程采用课程讲授与问题探讨、实例演示以及研究性教学等教学方式，实行启发式教学，重点培养学生的理论基础和解决地下水运动问题的能力。
因此，本课程要求课前必须阅读教材的相关部分和参考文献；课上主动参与讨论；课后按时完成布置的作业，及时进行教学互动交流。
十一、教学内容：本课程主要由以下内容组成：第一章绪言（2学时）⏹知识要点：地下水动力学的概念，地下水动力学发展简史，资源、环境、工程及水文地质工作中遇到的地下水动力学问题及本课程的学习方法等。
⏹重点难点：地下水动力学的概念及其应用⏹教学方法：课堂讲授，应用实例介绍地下水动力学的应用第二章地下水运动学基础（16学时）⏹知识要点：（1）地下水运动的基本概念：地下水和多孔介质的性质，贮水率和贮水系数；典型单元体，渗流、渗透、渗漏和渗流速度，地下水的水头及水力梯度；（2）渗流基本定律：多孔介质透水特征分类；均质、非均质，各向同性和各向异性；地下水流态的判别；Darcy定律及其应有范围；地下水运动特征的分类；（3）流网；（4）地下水运动的控制方程；（5）地下水运动的数学模型及其求解方法。
⏹重点难点：典型单元体、渗流介质透水性特征分类、地下水运动控制方程等。
第七章地下水资源评价第一节概述“地下水资源”指有利用价值得、本身又具有不断更替能力得各种地下水量得总称,它属于地球整个水资源得一部分。
地下水有利用价值必定包括水质与水量两个方面,地下水能够构成资源首先就是因为它有利用价值,这就是由质来决定得;而其来源多少则就是由量来体现。
所谓地下水资源评价主要指在水质评价得前提下对水量得评价。
地下水资源评价就是供水水文地质勘察得根本性任务,它要求在一定得天然及人工条件下,对地下水水量及水质作出定量评价。
其中主要解决两个问题,即符合给定水质条件下得允许开采量与补给得保证程度。
地下水资源评价具体内容包括下列几个方面:1.地下水水质评价:即根据不同用户得要求,就是否会产生严重恶化等方面得预测。
2.地下水量评价:根据水文地质条件与拟订得需水量,确定开采方案及开采量;并应探讨其补给保正程度以及就是否需要进行人工补给等。
3.开采技术条件得评价:主要指开采期内水位下降值就是否会超过技术允许得范围;地下水对取水构筑物就是否可能出现腐蚀作用以及水井可能得使用年限等。
4.评价开采地下水时可能产生得影响:如对邻近现有得取水工程、其它水利工程经济效益得干扰与地面沉降等。
5.开采时就是否需要特殊得地下水资源保护措施(包括水源地卫生防护措施)。
第二节地下水资源得组成一、地下水资源分类地下水资源分类得目得不仅仅就是为了进一步弄清地下水资源得一些基本概念,更重要得就是使分类能客观地反映地下水资源形成得基本规律以及它得经济意义,便于我们在实践中对它进行研究与定量评价。
正确地进行地下水资源分类,对供水水文地质勘测、试验与长期观察工作有直接得指导意义,同时也就是地下水资源评价得基础理论之一。
为此,长期以来国内外不少学者对地下水资源分类进行了不少研究,提出了各种各样分类方案。
下面就国内外常见得地下水资源分类作一些简要介绍。
(一)国外地下水资源分类1.前苏联普洛特尼柯夫储量分类普氏分类将地下水储量分成静储量、调节储量、动储量与开采储量四大类。
第七章 地下水运动中的若干专门问题§1 非饱和带的地下水运动一、关于非饱和带水分的基本知识1. 含水率，饱和度和田间持水量包气带中的空隙，一部分被水充填，另一部分被空气充填。
含水率(θ)：表示单位积中水所占的体积， 式中：（V w ）0——典型单元体中水的体积；V 0——典型单元体的体积饱和度：岩石的空隙空间中被水占据部分所占的比例。
式中：（V 0）0——典型单元体中的空隙体积含水率与饱和度的关系：θ=nS w式中：n ——孔隙度。
田间持水量：在长时间重力排水后仍然保留在土中的水量。
2. 毛管压力毛管压强：在多孔介质的孔隙中，液体和气体接触是，二者存在压力差，这个压力差称毛管压强。
用p c 表示p c =p a -p w式中：p a ——空气的压强；p w ——水的压强毛管压强取决于界面的曲率，曲率愈大（液面愈弯曲，毛管压强愈大。
以上毛管压强是以绝对压强为基准，如果以相对压强为基准，这时有：p c =p a -p w –p a∴ p c =-p w 毛管压强相对大气压强为负值。
即，非饱和带孔隙中的水处于小于大气压强的情况下。
非饱和带水流中任何点的水头 式中：z ——位置水头；h c =p c /r ——毛管压力水头； ∴ H=z-h c3土壤水分特征的曲线()()000V V S w w =()0V V w =θrp z r p z H c w -=+=水分特征曲线：反映毛管压力水头（或毛管压强）和土壤含水率或饱和度关系的曲线。
如图：随着含水率的减少，毛管压力增加，当含水率减小到某一值时，压强继续增大时，含水率不在减小。
相应的饱和度为：影响特征曲线的因素：（1）不同质地的土壤，其水分特征曲线不同。
一般说，土壤的粘粒含量愈高。
同一负压条件下土壤的含水率愈大，或者同一含水率下其负压愈高。
这是因为，粘粒含量增多。
使土壤中细小孔隙发育的缘故。
（2）土壤结构。
如图，为一砂壤土不同干容重的水分特征曲线，在同一负压下，土壤愈密实，（大），相应的含水率一般也大。
原因，土壤愈密实，大孔隙数量减少，中孔隙增多。
（3）温度的影响。
温度升高，水的粘滞性下降，所以表面张力降低，在同样的负压下，含水率要低一些。
（4）土壤水分变化过程的影响。
对于同一土壤，土壤脱湿（由湿变干）过程测得的水分特征曲线不同，如图，在相同的负压下，排水（脱湿）时的含水率要大于吸湿时的含水率。
这种现象称为滞后现象。
（5）容水度：毛管压力水头变化一个单位时，从单位体积土中释放出的水体积。
数值上等于，水分特征曲线的斜率的负倒数。
它是含水率和毛管压强的函数，可用或表示。
二、非饱和带水运动的基本方程非饱和带地下水的运动，也可以用达西定律描述，这时的渗透系数是变化的，与含水率和毛细压力水头有关，是和的函数，其关系如图，随着含水率的增大，渗透系数增大，随毛管压力水头的减小，渗透系数增大。
在非饱和带中，定律的表达式为：在三个坐标轴的分量为： 2 基本微分方程第一章推的渗流连续性方程，如下：在饱水带中，全部孔隙被水充满，等式右端用孔隙度，在非饱和带中，部分孔隙被水充满，所以用含水率取代，并两边除（近似为常数），得：nS w 00θ=dh d C θ-=()()Jh K v JK v c ⋅=⋅=或θ()()()()()()z Hh K v z HK v y Hh K v y HK v x H h K v x H K v c z z c y y c x x ∂∂-=∂∂-=∂∂-=∂∂-=∂∂-=∂∂-=θθθ或()()()[]z y x n t z y x z v y v xv z y x ∆∆∆∂∂=∆∆∆⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂+∂∂+∂∂-ρρρρ将v x 、v y 、v z 代入上式，得：二式为非饱和流的基本方程3 基本方程的几种形式（1）以含水率为因变量的表达式将H 换成θ，将H=z-h c 代入上（1）式，得：上式进一步变换定义K （θ）/C （θ）=D （θ）为扩散系数，得：对于垂向一维流动，去掉前两项，得：轴向上取正值，轴向下取负值。
（2）以毛管压力水头为因变量得表达式： 将H=z-h c 代入（2）式，得： 代入上式：对于垂向一维流动，去掉前两项，得：轴向上取正值，轴向下取负值。
t z v y v x v z y x ∂∂=⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂+∂∂+∂∂-θ()()()()()())2()1(t z H h K z y H h K y x H h K x t z H K z y H K y x H K x c c c ∂∂=⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂=⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂θθθθθ()()()()t z K z h K z y h K y x h K x c c c ∂∂=∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-θθθθθ()()()()t z K x h K z x h K y x h K x c c c ∂∂=∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂-θθθθθθθθθθθ()()()()()()()tz K x C K z x C K y x C K x ∂∂=∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂θθθθθθθθθθθ()()()()tz K x D z x D y x D x ∂∂=∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂θθθθθθθθ()()t z K x D z ∂∂=∂∂±⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂θθθθ()()()()t z h K z h h K z y h h K y x h h K x c c c c c c c ∂∂=∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂-θ()th h C t h h t c c cc ∂∂-=∂∂⋅∂∂=∂∂θθ()()()()()t h h C z h K z h h K z y h h K y x h h K x c c c c c c c c c ∂∂=∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂()()()t h h C z h K z h h K z c cc c c ∂∂=∂∂±⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂§2 水动力弥散理论用来模拟地下水中污染物和化学成分得运移过程，预测地下水污染得发展趋势。
一 水动力弥散现象及其机理例1. 在一口井中注入一种示踪剂，示踪剂在随地下水向前流动得过程中，向外围扩散，形成一个以中心点浓度最大，向四周浓度逐渐减小的过渡带，并且随示踪剂迁移的距离增大，过渡带也越来越宽。
如图（书中）例2. 在均匀流的砂柱中，用含有示踪剂浓度为的水去替代，在砂柱另一端测量示踪剂浓度，得曲线如图（书）。
水在流动过程中并非一个突变界面，而是一个过液带。
这种现象称水动力弥散。
水动力弥散是机械弥散和分子扩散所引起的。
1 机械弥散液体在多孔介质中运动的三种情况：（1）由于液体粘性的作用和结合水的摩擦阻力，使得靠近孔隙壁的水流速度趋于零。
孔隙中心部位流速最大。
孔隙大小不一，造成不同孔隙之间沿轴部的最大流速有差异； （1）由于空隙的弯弯曲曲，水流方向也随之不断地改变。
由于上述三种情况，造成了地下水质点运动速度，在大小和方向上的不均一，造成了示踪剂有的运动快，有的运动慢，从而形成了上述过渡带。
这种由于速度不均一所造成的这种物质运移现象称为机械弥散。
2 分子扩散一般溶质都有由浓度高向浓度低的地方运移的性质，以求浓度趋于均一。
这种由于液体中所含溶质的浓度不均一而引起的物质运移现象叫分子扩散。
分子扩散服从定律式中：I s ——单位时间内通过单位面积的溶质的质量；dc/ds ——溶质在溶液中的浓度c 沿s 方向变化的浓度梯度； D d —扩散系数。
机械弥散和分子扩散是同时出现的，当流速较大时，机械弥散是主要的；当流速甚小时，分子扩散的作用就变得明显。
水动力弥散还分为沿水流方向和垂直与水流方向的弥散，沿水流方向的弥散称纵向弥散，垂直水流方向的弥散称横向弥散。
二 水动力弥散系数分子扩散服从定律：式中：D ″——为分子扩散系数；I ″——为由于分子扩散在单位时间内通过单位面积的溶质质量。
机械弥散也服从定律：式中：D ′——为机械扩散系数；I ′——为由于机械扩散在单位时间内通过单位面积的溶质质量。
由于水动力弥散是分子弥散和机械扩散共同作用的，定义水动力弥散系数：dsdc D I ds -=dsdc D I ''-=''dsdc D I '-='水动力弥散定律如下：式中：I ——单位时间内通过面积的溶质质量；D ——水动力弥散系数；Dc/ds ——浓度梯度。
如果我们取方向与流速方向一致，轴和轴与流速方向垂直，上式可用下式表示：三 对流弥散方程及其定解条件如图，以渗流区内任一点为中心，取一无限小的六面体单元，各边长为Δx 、Δy 、Δz ，选择x 轴与P 点处的平均流速方向一致。
（即纵向弥散方向为轴方向）在对流弥散问题中，包括两个子问题：其一，溶质随地下水的流动或流出单元体；其二，溶质通过自身的弥散流入或流出单元体。
水动力弥散引起的物质运移：设，沿轴方向溶质的质量变化率为dI x /dx ，如果假设I x 为在abcd 面上，单位时间内通过单位面积溶质的质量，那么，时间内通过面流入单元体的溶质质量为：I x nΔyΔzΔt因为沿轴方向溶质的质量变化率为dI x /dx ，所经距离Δx 后，变化了（dI x /dx ）Δx ，所以，Δt 时间内，通过a ′b ′c ′d ′面流出单元体的溶质质量为：所以，沿x 轴方向流入与流出单元体的溶质质量差为：同理，沿y 轴方向和z 轴方向流入与流出单元体的溶质质量差为：所以，通过弥散单元体内溶质质量的变化为：随地下水流的物质运移：设沿x 轴方向，在abcd 面地下水的流速为v x ，则单位时间通过abcd 面单位面积流入单元体的水量为v x ×1×1，流入的溶质质量为v x ×c ：（为溶质的浓度），那么，在Δt 时间内流入abcd 面溶质量为：v x cΔyΔzΔtD D D ''+'=dsdcDI -=dz dcD I dy dcD I dx dc D I zzz yyy xxx -=-=-=tz y n x x I I x x ∆∆∆⎪⎭⎫⎝⎛∆∂∂+t z y x n xI x∆∆∆∆∂∂-t z y x n zItz y x n y I z y∆∆∆∆∂∂-∆∆∆∆∂∂-t z y x n z I y I x I z y x ∆∆∆∆⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂+∂∂+∂∂-设沿方向，通过单位面积溶质质量的变化率为： 经Δx 距离的变化量为：在a ′b ′c ′d ′面，单位时间单位面积流出单元体的溶质质量为：在Δt 时间内流出面的溶质质量为：所以，沿轴方向流入与流出单元体的溶质的质量差为：同理，沿轴和轴方向流入与流出单元体的溶质质量差为：所以，随地下水流流入与流出单元体的溶质质量差为： Δt 时间内，流入和流出单元体总的溶质质量差为：另外，设单元体内溶质浓度随时间的变化率为dc/dt ，那么，Δt 时间内单元体内体积溶质浓度变化量为：()x c v x ∂∂()x xc v x ∆∂∂()x xc v c v x x ∆∂∂+()t z y x x c v c v x x ∆∆∆⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂+()t z y x x c v x ∆∆∆∆∂∂-()()t z y x zc v t z y x y c v z y ∆∆∆∆∂∂-∆∆∆∆∂∂-()()()tz y x z c v y c v xc v z y x ∆∆∆∆⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂+∂∂+∂∂-()()()t z y x z c v y c v x c v z I y I x I n z y x z y x ∆∆∆∆⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡∂∂+∂∂+∂∂+⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂+∂∂+∂∂-所以，Δt 时间内单元体内溶质质量变化量为：上述二量应相等，并消去Δx Δy Δz Δt ，得： 代入上式，并两边同除以，则得： 式中，u ——实际流速。
