地下径流,地下水补给、径流与排泄条件

区域范围西起玉台—芦店—西刘碑一线，东到京广铁路线，北自嵩山背斜轴线，南至风后岭背斜轴线，面积约2500km2。区内地下水自西向东运移，裴沟矿区位于区域的中部南侧，属区域地下水径流区。 大气降水为区域地下水的主要补给来源，而河流、水库对地下水的补给仅限于某些地段，且补给量很小。 5.2.5.1区域地下水补、径、排条件 松散层在区内比较平坦，西部丘陵、岗地有陡壁、坡坎，面积约2230km2。以黄土状土及亚砂土为主，大气降水渗入系数取0.25。本区年平均降水量为625cm，计算的大气降水年补给量为3.48×108m3/a。 基岩出露区的地下水径流模数采用《河南省嵩箕山区水文地质报告》中数据，各含水岩组大气降水渗入补给量计算公式为: 煤矿水害防治与管理 式中:Q—地下水补给量，m3/a;M—径流模数，L/s·km2;F—计算区面积，km2。 补给量计算结果见表5.1。 本区地势西高东低，新密向斜大体呈近东西向展布，导致地下水由补给区向东运移。 基岩裂隙水区地下水补给量占总量的9.63%，它们一般循环深度浅，仅20～50m。构造碎裂带加深，径流途径短，在适当地方以泉的形式排泄。 碎屑岩区的裂隙水补给量占总量的2.36%，它们循环深浅不一。浅部一般径流途径短，并在适当地形处以泉的形式排泄;深部运移的地下水，径流途径较长，在构造条件适宜情况下上升成泉。1975～1986年泉的排量一般为0.14～3.308L/s，西部生产矿井出水的疏排也是集中排泄的一种方式。 表5.1区域大气降水补给各含水层组的渗入补给量表 碳酸盐岩岩溶裂隙水是本区地下水的一大补给源，补给量52.16×106m3/a。经补给后的地下水大体沿断裂和岩溶裂隙向东运移。 北翼补给面积大，东西向断裂发育，是岩溶地下水的主要径流区。初步估算，径流量约占总量的60%以上，地下水主要在芦沟，裴沟等地富集。 南翼构造复杂，径流量约占40%左右，地下水一部分受构造阻拦，以泉(金花泉群、灰徐沟泉群等)的形式排泄，其余向东运移富集。 裴沟矿区在一定深度发育纵张裂隙，具富水导水性。樊寨、浮山寨两大导水断层，沟通了矿区南北两翼水力联系，因此，尽管含水层在补给区是个“瓶颈”，但矿区深部径流量不可忽视。 近年来，随着工农业生产快速发展，人工排泄地下水已占相当大的比重，据统计，新密市境内人工排泄地下水量平均达到59.79×106m3/a，比年补给量还多0.52×106m3/a。这是区内地下水位急剧下降，各大泉干涸的主要原因。因此，保护和合理开发地下水是需要引起重视的问题。 5.2.5.2矿区地下水补、径、排条件 裴沟矿区为区域地下水的径流区，接受来自西、北部的补给。矿区内一系列近东西向正断层的构造因素，使得中奥陶统灰岩水不仅具有水平运动的良好条件，而且还增加了垂直运动的途径，其断层的存在使矿井充水的几率增大。 (1)矿区构造控水特征 区内东西向、北西向正断层发育，北东向低序次断层与它们呈入字形相交。区内对地下水运移起控制作用的主要断层是油房沟、浮山寨、苏寨及樊寨断层，皆为南升北降的正断层，断层断距大、延伸远，对区内岩溶地下水控制作用显著，其断层导水性均较好。受断层影响，断层北盘的L7－8灰岩与南盘中奥陶统灰岩对接或相距很近，相当多部位两盘中奥陶统灰岩末完全错开，这就使得中奥陶统灰岩与煤系底部含水层合并，形成强大的统一复合含水体，其中赋存丰富的高压岩溶裂隙水，成为矿井充水的主要威胁。其他如王家沟断层、苏寨支断层及韩家门断层等因与上述正断层相沟通，所以它们对煤层开采的影响也不可忽视。 另外，背斜轴部及倾伏端，具富水导水性也是本区一个特点。如补3孔揭露冯沟背斜，3809、3921和4401等钻孔揭露水车园背斜均遇到溶隙漏水，漏水量0.81～40.00m3/h。 图5.6各层灰岩见溶洞裂隙次数百分率 (2)岩溶发育特征及富水规律 a.岩溶发育特征 C3tL7－8、C3tL1－4和O2m三层石灰岩岩溶裂隙发育的数量、规模有所不同。区内遇岩溶裂隙的共14孔15层次，其中L1－4，有8层次，占53.33%(图5.6)。L1－4灰岩岩溶之所以较发育，原因是其地层厚度大，达21.76m，比L7－8厚13.38m，同时，其单层厚度也大，呈中厚层状，为岩溶裂隙发育提供了空间。 奥陶系灰岩的可溶性组分较高，但在该区见溶孔裂隙不多，与岩溶发育不均一有关，例如三岔口附近的雪莲宫溶洞，就是一规模巨大的岩溶景观，洞内有钟乳石石笋等。 构造对岩溶裂隙发育有控制作用。区内揭露的岩溶裂隙钻孔大多数处于断层或背斜的轴部地带，如4701、4901孔揭露断层漏水，补3、3809、3921孔属背斜轴部漏水。 本区岩溶裂隙发育大体有两个水平，一个水平标高在－250～－350m之间，岩溶裂隙以L1－4灰岩较多，奥陶系也有发育，揭露点在樊寨勘探区中部;另一水平在－50～+50m之间，3层灰岩中均有发育，揭露点在矿区浅部。 b.岩溶地下水的富集规律 综合构造控水，岩溶裂隙发育特征及调查资料分析，本区岩溶地下水在以下地带富集。 入字形断层汇合处，由于本区大多是正断层，入字形断层汇合处张裂隙发育，经断层带诱导的地下水易在此处富集，如金花泉附近和油房沟与浮山寨断层汇合处等。这些地段有的在浅部，也有在中深部的。 背斜轴部及倾伏端，背斜轴部及倾伏端纵张裂隙发育，利于地下水的活动。如冯沟背斜轴部富水强度就大些。东部的老坟沟泉(5号泉)及周岗东6号泉推测与水车园背斜倾伏有关，今年5月调查老坟沟泉流量9.89L/s，是目前区内唯一的自然出露点。 浅部构造发育处，一般浅部易得到新鲜地下水的补给，且受地形地貌变化大的影响，地下水交替迅速，岩溶裂隙发育，受构造影响，地下水易富集，如王村电厂、河西电厂等均处在浅部的断层带附近。 (3)岩溶裂隙地下水的矿井排泄 裴沟矿的北、西、南三面生产矿井众多，各矿因位置、开采范围、开采深度的不同，其水文地质条件也不尽相同。大、中型矿井因开采范围大，开采水平较深，因此排水量较大且稳定，一般以底板水为主。如王庄、米村等矿底板水占80%，王沟、芦沟等矿占90%～95%。而地方小矿因开采范围小、深度浅，矿井水以顶板为主，进水方式多是淋、滴等，水量一般小于50m3/h，且受季节变化的影响明显。 二1煤底板直接充水含水层为L7－8灰岩岩溶裂隙含水层。裴沟矿该层水量占矿井总水量的80%左右，单位涌水量大于0.1L/s·m。由于油房沟与浮山寨两断层的影响，底部中奥陶统灰岩高压岩溶裂隙水可通过断层破碎带及裂隙带直接补给L7－8灰岩含水层及L1－4灰岩含水层，补给充足。 矿井排水可以使L7－8灰岩水的水位下降，裴沟矿在浅部生产过程中，通过对L7－8灰岩水的疏放，已使该层水位下降30～40m以上，使得该层水对油房沟断层以北的矿井生产不构成严重的威胁。 从突水情况看，也是底板突水所占比例较大，如郑煤集团曾发生突水淹井、淹采区17次，其中老窑突水3次，底板含水层突水淹矿井淹采区13次。裴沟矿1980～2005年突水累计34次，其中底板17次，占51.5l%，顶板仅有7次。 因此矿井排泄是本区岩溶裂隙地下水主要方式之一。

韩城地区具有独立的水文地质单元,有一套补给、径流和排泄系统(代革联,2010)。水文地质单元有清楚的边界,韩城大断层作为东南边浅部水文地质边界线,为弱透水边界;爱帖沟逆断层作为西南奥灰水的阻水边界;黄河谷地作为东北奥灰水径流的排泄区边界;奥灰水深循环滞留带可以作为西北地下水的自然边界。 (一)补给条件 第四系松散岩类孔隙水由于含水层出露面积广泛,孔隙度大,故以接受大气降水补给为主。其次,在与北部山区接触带接受基岩含水层的侧向补给。只是由于基岩含水性的不均一性,造成其接受的补给量亦存在差异性。中三叠统—上石炭统砂岩裂隙地下水,在北部大面积出露区接受降水渗入补给及区外侧向径流补给,同时也接受上覆松散岩类地下水的渗漏补给。另外,在地表水流经的张性断层带,亦可造成地表水的漏失补给。奥陶系裂隙岩溶水深埋地下,水文地质条件相对复杂。大量翔实资料证明,区内裂隙岩溶水主要在渭北“前山”一带的灰岩裸露及半裸露区,直接接受大气降水补给或经过上覆松散层及断裂带间接补给。另一方面,地表水体流经灰岩裸露区后,流量锐减,成为地下水另一主要补给源。此外尚存在上覆碎屑岩裂隙地下水通过构造破碎带补给下伏岩溶水的可能(熊先钺等,2014b;熊先钺,2014a)。 (二)径流及排泄条件 松散岩类孔隙水由于受到地形地貌的控制,使其径流、排泄条件在平面上存在一定的差异性。西部塬面广大,沟谷较少,地下水沿总体地势方向由北西流向南东,径流途径较远,径流量较大,塬心水位埋深相对较浅;东部塬区河流切割严重,地下水径流方向统一性差,多数由塬心流向两侧河谷,径流条件较好,但受补给量的限制,使径流强度相对较弱。地下水在条件成熟时,以泉的形式排向地表,部分水平径流排至区外,部分下渗排入下伏含水层中。砂岩裂隙含水层间均存在隔水性能良好的厚层泥岩、粉砂岩,在垂向上相互间水力联系较差,地下水以层状径流为主。但由于受到不同规模断裂构造的控制,使其在平面上的径流条件差异性大,流向复杂。在局部地段可形成构造泉点排向地表或漏渗于下伏含水层中,同时在沟坡露头区亦形成大量泉点,但由于补给量有限而使泉水流量较小。此外,矿井生产及人工钻井取水成为另一排泄方式。裂隙岩溶地下水的径流及排泄主要受构造的控制,使其在韩城单元及邻区合(阳)耀(县)单元略有不同。韩城单元,地下水以NNE向边部褶断带为主要径流通道,而单斜内部奥灰水则是通过NEE向次一级断裂、构造洼陷与边部的主径流带相联系。同时,通过这一主径流带,奥灰水与黄河水存在缓慢交替关系。目前,人工排泄是这一单元唯一的排泄形式。在合(阳)耀(县)单元,其径流通道主要是NEE向断裂,奥灰水由北西向南东沿网状裂隙缓慢径流,排向黄河、渭河及洛河河谷,在地势低洼、构造强烈、盖层薄弱区易形成上升泉群排出地表。此外,尚有矿井排水及人工取水成为另一重要的排泄形式(周济,2014)。

降水径流关系法原理

根据平原区的降水和径流特征及各流域地表径流的产生特点，综合考虑降水和下垫面的影响，建立降水径流关系。因平原区大部分年份地表径流主要集中在汛期，而汛初6月份平均地下水埋深对汛期降水的产流量有着重要影响，故下垫面因素以6月份地下水埋深来反映。
出自http://ycbx2008happy.blog.163.com/blog/static/5893732220082354932265/

以侧向径流为主的地下径流的径流量可以用达西公式估算。对于全排型泉的泉域内的地下径流量，可以用泉的年总流量来代替。当泉是非全排型时，可以用达西公式估算地下潜流量，加上泉流量即为泉域的地下径流量。 地下径流模数是指一平方千米含水层面积上地下水的径流量。可以用下式计算： 地下水科学概论（第二版·彩色版） 式中：M为地下径流模数，L/（s·km2）；Q为地下径流量，m3/a；A为含水层分布面积，km2。地下径流模数表征一个地区以地下径流形式存在的地下水量的大小。它受地下水的补给、径流条件控制，其数值常随不同地区和不同季节而变化。在岩溶化强烈地区，洪水期地下径流模数比枯水期的大。地下径流模数通常不能反映地下径流强度，因为不同地区含水层的厚度可以不相同。 用地下径流系数表征在一年内大气降水入渗补给地下水参与地下径流的那部分有多少。地下径流系数是指同一时间（通常为一年）的地下径流量与降落在含水层补给面积的降水量之比，用下式计算： 地下水科学概论（第二版·彩色版） 式中：η为地下径流系数；Q为一年内地下径流量，m3/a；A为含水层补给面积，km2；X为年总降水量，mm。对于潜水来说，补给面积与分布面积一致。如果已知地下径流模数，可按下式求出地下径流系数： 地下水科学概论（第二版·彩色版） 地下径流系数越大，表明参与地下径流的降水入渗量越大。

摘要：本文把贵阳市地下水资源分为六个区，通过用三种方法（水均衡法、径流模数法、泉水流量汇总法）计算了贵阳市地下水资源的总量及每个分区的水资源量，对于贵阳市的地下水资源开发利用有一定的指导意义。
关键字：地下水资源量 水均衡法、径流模数法、泉水流量汇总法

贵阳市市区地处低纬度高海拔的云贵高原山区，位于副热带东亚大陆的季风区内,气候类型属中国亚热带高原季风湿润气候，据贵阳市气象站资料统计，普查区大部分地区气候温和，冬无严寒，夏无酷暑，四季分明。高原气候或温热气候只限于海拔较高或低洼河谷的少数地区。年平均气温在15.3℃左右。其中，最热的七月下旬，平均气温为24℃；最冷的一月上旬，平均气温是4.6℃。大部分地区的气候四季分明，中心部位的贵阳市在四季划分上具有代表性，四季以冬季最长，约105天，春季次之，约102天，夏季较短，约82天，秋季最短，约76天。多年平均年降水量大部分地区在1095.6mm，最多值接近1600mm，最少值约为850mm 。
一、 贵阳市地下水类型
普查区及周围地区自震旦系至第四系以来，各时代地层均有出露，沉积厚度达万米。其中以碳酸盐岩层分布面积最广，达1790km2，占全区的74.4％，厚度为7528m；其次是碎屑岩，分布面积为70km2，占全区面积的22.7％，厚度为4224m；松散岩层分布面积为70km2，占全区的2.9％，厚度仅为15m。由此可见，普查区地下水资源的构成主要为岩溶水，次为碎屑岩之裂隙水，孔隙水极为贫乏。
根据含水层的岩性、组合特征及赋水空间的成因，可以将普查区地下水划分为三大类：碳酸盐岩岩溶水、基岩裂隙水和松散岩孔隙水。
二、 贵阳市地下水资源分区
贵阳市的河流水系属长江和珠江两大流域，属长江水系的25条河流均流入乌江，属珠江流域的8条均汇入涟江。根据水资源开发利用和长远规划的协调性的原则，本次地下水资源分区综合考虑河流水系的完整性，水文气象特征一致，地形地貌和水文地质条件相似，有利于三水转换的研究和水资源总量汇总计算，区域经济发展相关联的原则，将全市划分为六个水资源区。分别为：鱼梁河区、百花湖区、南明河下游区、南明河上游区、蒙江区[1]。

三、 贵阳市地下水资源量计算
地下水资源计算采用三种方法：水均衡法、径流模数法和泉水汇总法。
1． 水均衡法
由于本次地下水资源评价地区属于碳酸盐岩层山区，河流切割较深，河床比降较大，覆盖层较薄，因此，该地区地下水资源评价方法采用水均衡法，即：
总排泄量＝总补给量
其中总排泄量公式如下：
总排泄量＝河川基流量＋河床潜流量＋未计入河川径流量的山前泉水出露总量＋浅层地下水实际开采量的净消耗量
由于普查区所处地理位置的地形地貌特殊，地下水基本上经主河道流出，因此河川基流量作为本次调查的地下水资源总量。
河川基流的分割方法包括水文分割法河水量平衡法，根据《贵阳市水资源综合大纲》要求，结合贵阳市城区的实际情况，本次地下水分割方法采用水文分割法。即在分割河川径流过程线自洪峰起涨点至径流退水段转折点（拐点）处，以直线相连，直线以下即为河川基流。
河川径流拐点的确定采用消退流量比值法。地下水退水曲线公式[2]为：
Qt＝Q0e （1）
式中：Q0为退水起始时刻t0的流量；
Qt为时刻t的退水流量；
αi为退水常数；
e为自然对数的底。
公式变换后为：
Qt/ Q0＝e 或
如用相邻时段的流量，则上式为 （2）
当式中△t为定值时，假设αi值为常数α，则（4）式中αi即为常数，即有：
Q / Qt-1= Qt-1/ Qt-2= Qt-2/ Qt-3= Qt-3/ Qt-4= ……=e （3）
实际分割中，枯水期地下径流量与地表径流量基本一致，只需要将涨水点至退水拐点以上流量减去即可；洪水期，利用（2）建立起时间与退水系数的关系曲线图，并在半对数坐标纸上建立时间与地表径流量的关系曲线，利用这两个关系曲来共同确定拐点出现的时间和相应的地表径流量大小，进而确定出拐点。
对于连续洪峰型的水文站，确定拐点时采用较好退水资料先确定出最大拐点流量值，洪水期以不超过该值为控制进行河川基流量的分割。水均衡法计算结果见下表1。

2． 径流模数法
(4)
式中：PM为均衡计算区平均基流模数；
Mgi为各水文测站的基流模数；
fi为各水文站在均衡计算区内的控制面积。
对于有测站重复控制的区域采用区间水量计算各区间的基流模数，然后按面积加权法进行计算，得出水资源区地下水径流模数。径流模数法计算结果见表2。
表1 贵阳市市区地下水资源量计算成果表（水均衡法）
水资源区 计算面积
(km 2) 年均值 统计参数 不同频率地下水资源总量(亿m3)
Cv Cs/Cv 20% 50% 90%
百花湖区 143.8 0.281 0.30 2 0.347 0.287 0.210
蒙江区 468.9 0.785 0.28 2 1.008 0.802 0.545
南明河上游区 953.5 1.703 0.25 2 2.099 1.738 1.271
南明河下游区 500.8 0.887 0.25 2 1.093 0.906 0.662
鱼梁河区 221.17 0.372 0.25 2.0 0.459 0.380 0.278
总计 2288.17 4.028 － － 5.006 4.113 2.966

表2 贵阳市市区地下水资源量计算成果表（径流模数法）
水资源分区 面积
（km2） 径流模数(×104m3/KM2) 地下水资源量(亿m3)
M平均 M枯 M平 M丰 Q平均 Q枯 Q平 Q丰
百花湖区 143.8 19.4 22.6 20.7 15.0 0.279 0.325 0.297 0.215
蒙江区 468.9 17.9 23.4 17.0 11.7 0.814 1.101 0.795 0.547
南明河上游区 953.5 17.9 22.1 18.1 13.6 1.708 2.103 1.725 1.296
南明河下游区 500.8 18.1 21.9 20.4 11.9 0.905 1.096 1.023 0.597
鱼梁河区 221.17 17.3 21.7 18.2 12.1 0.383 0.479 0.402 0.268
合计 2288.17 － 4.089 5.104 4.242 2.923

3． 泉水流量汇总法
泉水流量汇总法是所调查的泉、井流量相加而得。首先用各计算块段泉点的长观资料求得径流模比系数（Ky），将泉点偶测流量换算成为年平均流量（Qnp），然后再用平均流量和各月径流模比系数求得各月平均流量，从而计算枯、平、丰各季的流量。
本次计算共选用298个泉点，计算结果为地下水年平均天然排泄量为1.19亿 m3/a，，计算结果为年平均排泄天然排泄量为1.19亿 m3/a。由于调查泉点未包括区内全部露头，计算结果比实际排泄量偏小，所以此方法结果仅作为其他方法的参考。
四、 贵阳市地下水资源量评价结果
根据本次对各地下水资源分区地下水量的调查，采用三种计算方法经过比较得出：
贵阳市市区地下水资源总量为4.028亿m3，其中百花湖区地下水量为0.281亿m3，蒙江区地下水量为0.785亿m3，南明河上游区地下水量为1.703亿m3，南明河下游区为0.887亿m3，鱼梁河区为0.372亿m3。
贵阳市市区地下水资源量，丰水年（P＝20％）为5.006亿m3，平水年（P＝50％）为4.133亿m3，枯水年（P＝90％）为2.966亿m3。
市区地下水径流模数均值为17.6×104m3/km2。
地下水天然排泄量为1.19亿m3。
五、 结论
本次计算采用均衡法、径流模数法及泉流量汇总法，经计算得出，贵阳市2406km2，地下水资源总量为4.028亿m3，地下水天然排泄量为1.19亿m3，城区地下水径流模数均值为17.6×104m3/km2。其中百花湖区地下水量为0.281亿m3，涟江河区地下水量为0.785亿m3，南明河上游区地下水量为1.703亿m3，南明河下游区为0.887亿m3，清水河区为0.372亿m3。
参考文献：
[1].贵州大学，贵阳市市区地下水资源普查报告，2005年
[2].贵阳市水文水资源局，贵州省地下水资源量评价成果报告，2004年

地下径流　　径流
　　runoff
　　大气降水形成的，并通过流域内不同路径进入河流、湖泊或海洋的水流。习惯上也表示一定时段内通过河流某一断面的水量，即径流量。按降水形态分为降雨径流和融雪径流。按形成及流经路径分为生成于地面、沿地面流动的地面径流；在土壤中形成并沿土壤表层相对不透水层界面流动的表层流，也称壤中流；形成地下水后从水头高处向水头低处流动的地下水流。广义上，径流还包括固体径流和化学径流。径流是引起河流、湖泊、地下水等水体水情变化的直接因素。其形成过程是一个从降水到水流汇集于流域出口断面的整个过程。降雨径流的形成过程包括降雨、截留、下渗、填洼、流域蒸散发、坡地汇流和河槽汇流等。融雪径流的形成需要有一定的热量，使雪转化为液体。在融雪期间发生降雨，就会形成雨雪混合径流。影响径流的因素有降水、气温、地形、地质、土壤、植被和人类活动等。
　　径流指大气降水扣除损耗外，从地表和地下向流域出口断面汇集的水流。
　　径流可分为地表径流、地下径流和壤中流。地表径流指沿地表向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇集的水流；地下径流指沿潜水层或隔水层间的含水层，向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇集的地下水水流。
地表径流　　陆地上的淡水资源,主要来自大气降水.降落在地面的水,一部分沿地面流动,形成地表径流通过河流注入大海.一部分渗入地下,形成底下径流.形成浅水层。与河流相互补给。
　　检举
　　大气降水落到地面后，一部分蒸发变成水蒸汽返回大气，一部分下渗到土壤成为地下水，其余的水沿着斜坡形成漫流，通过冲沟，溪涧，注入河流，汇入海洋．这种水流称为地表径流．
　　径流：是指经土壤或地被物吸收及在空气中蒸发后余下的在地表流动的那部分天然降水。