地下水资源及其基本特征.ppt

《地下水资源及其基本特征.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地下水资源及其基本特征.ppt（72页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、第四节第四节 地下水运动的基本规律地下水运动的基本规律l(一)渗流l地下水赋存于岩石空隙中，并在其中运动。将赋存地下水的孔隙岩石(如砂层、砂砾层等)，裂隙岩石和岩溶岩层分别称为多孔介质、裂隙介质和岩溶介质。l地下水在岩石空隙中的运动称为渗流(或渗透)。一、基本概念l 地下水的运动是极其复杂的，因为地下水流是在岩石颗粒骨架之间的空隙中渗透。由于岩石空隙的大小、形状和连通情况极不相同，从而形成大小不等、形状复杂、弯曲多变的通道。在不同空隙或同一空隙的不同部位，地下水的流动方向和流速大小均不相同，l空隙中央部分流速最大，而水流与颗粒接触面上的流速为最小。所以说地下水在岩石空隙中运动，其水流中每一个质

2、点都处于不同的运动状态中。如果按其实际情况来研究，在理论上和实际上都将遇到巨大困难，对于实际应用也毫无意义。l因此，通常根据生产实际需要对地下水流加以简化，即用假想的水流模型去代替真实的水流，l一是不考虑渗流途径的迂回曲折，只考虑地下水流的主要流向；l二是不考虑岩层的颗粒骨架，假想渗流的全部空间(空隙和颗粒骨架)被水流所充满。l为了使这种假想的水流能正确反映真实水流的情况，它必须符合如下几点：lA、对于同一过水断面，假想水流的流量等于通过该断面的真实水流的流量；lB、作用于任一面积上的假想水流的压力等于真实水流的压力；lC、假想水流在任意体积内所受的阻力和实际水流所受的阻力相同。满足上述条件的

3、这种假想水流称为渗透水流，或简称为渗流。l 渗流所占据的空间称为渗流区或渗流场。为了描述渗流场的特征，通常采用一些物理量，如渗流速度(V)、渗流量(Q)、渗流压强(P)、水头(H)等。上述这些表示渗流特征的物理量，称为渗流的运动要素。上述运动要素是空间坐标(X、y、Z)的连续函数，又是时间(t)的连续函数。l根据运动要素与时间的关系，将地下水运动分为稳定运动和非稳定运动。l1.稳定运动：当渗流场中各点的各项运动要素的大小和方向与时间变化无关时，称为稳定运动。其数学表示式为：l P=f1(x,y,z)；或 p/t=0l V=f2(x,y,z)；或 v/t=0l2.非稳定运动：如果渗流场中任一点处

4、运动要素中任一个或全部要素随时间而变化，称为非稳定运动，其数学表示式为：lP=f1(x,y,z,t)；或 p/t0 V=f2(x,y,z,t)；或 v/t0l如图所示的河间地段，若甲、乙两河的水位和上部渗入强度长期保持不变，则河间地段含水层中所有运动要素(水位、流速和压力等)不随时间变化，水流呈稳定运动。l假设在甲河修建水库，抬高了河水位，则在相当长的一段时间内，流速、压力等运动要素随时间不断变化，这一期间地下水处于非稳定运动。从理论上分析，甲河水位抬高并保持一定后，时间需要延长到无限长时才能转变为稳定运动；实际上经过较长时间以后，运动要素随时间变化已经非常微弱了，在工程计算时就可以近似地看作

5、稳定运动。(二二)层流和紊流层流和紊流l1.层流：水流质点有秩序地、互不混杂的流动，称为层流。地下水在狭小空隙的岩石（如砂、裂隙不很宽大的基岩）中流动时，重力水受介质的吸引力较大，水的质点排列较有秩序，故均作层流运动。l2.紊流：水质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流。l作紊流运动时，水流所受阻力比层流大，消耗的能量也多。地下水在宽大的空隙中运动，水的流速较大，容易成为紊流运动。(三三)渗透速度和实际速度渗透速度和实际速度l1.过水断面：垂直于渗流方向的含水层截面叫过水断面。l该断面包括空隙和颗粒骨架所占的全部空间，其面积用F表示(见图)。实际地下水流通过的过水断面则是指该断面实际地下水流通

6、过的过水断面则是指该断面中的空隙部份。中的空隙部份。2.渗透速度:渗流在其过水断面上的平均流速称为渗透速度（或渗流速度）即：V=Q/l式中：V渗透速度（m/d,m/s）；过水断面面积（该断面上颗粒和空隙的总面积m2；lQ渗透流量，简称流量，即单位时间内通过过水断面的渗流体积。它与实际水流通过该断面的流量相等（m3/d,l/s）。l渗透速度是一个假想的速度。即当流量不变，整个过水断面全部为假想水流充满时渗流运动的平均流速。l3.实际流速是实际地下水流在岩石空隙中间的实际平均流速。l即：u=Q/F1=Q/Fnl式中：u地下水的实际流速（m/d,m/s）；l F1过水断面中空隙所占面积（m2）；ln

7、岩石的空隙度。lQ 渗透流量m3/dl由上两式中可看出，渗透速度和实际速度之间具有如下关系：lV=n u l从上式中可知，渗透速度小于实际速度，因为n总是小于1的数值。由于结合水在一般情况下不参加渗流，因而公式中的n可用给水度代替。对空隙大的岩层来说，n值与相差不大，但对细颗粒岩石，给水度与孔隙度相差很大，渗透速度与实际渗透流速关系必须用给水度，l即：V=u(四四)渗透压强渗透压强l在静水中有静水压强，动水中有动水压强，在地下水流中同样也有压强(动水压强)。水文地质学中称为渗透压强。自然界的地下水中所受的表面压强都是一个大气压强，因此，渗透压强通常采用相对压强，即仅仅计算地下水本身所产生的压强

8、。因为自然条件下地下水的运动绝大多数属渐变流，因此在同一过水断面上可近似地把渗透压强看成是按静水压强分布的。l测压管高度(hn)：渗透压强的大小可用水柱高度表示，该高度称为测压管高度l即：hn=P/l式中:p渗透压强；地下水的重率。l 如下图所示，钻井中的水深就表示了这一点的测压管高度。(五五)水头和水力坡度水头和水力坡度 l在水力学中总水头H为：lH=Z+P/+u2/2gl式中：z位置高度；动能修正系数；g重力加速度；u地下水的实际速度；p渗透压强；地下水的重率（容重）。l自然界中地下水的实际速度是很小的，因此上式中的第三项与第一，二项比较起来可以忽略不计。例如当地下水的实际速度为1000m

9、d时，u22g=6.8310-6m，显然该值相对于前二项来说是极其微不足道的。因此，在研究渗流时，可以认为地下水的总水头在数值上等于测压管水头。在实用时不再区分总水头和测压管水头，统称为水头，用H表示见上图。l水力坡度(J)：地下水在渗透过程中，由于不断克服阻力而消耗机械能，出现水头损失。沿渗流方向单位渗透途径上的水头损失值叫水力坡度(J)，通常用导数形式表示，l即 J=-dH/dS l 由于水头沿水流方向不断下降，而J是一个无量纲值，故在式等号右边西dH之前加一负号。l 当水头线为直线时，线上各点处的水力坡度值均相等，水力坡度可用下式表示：l J=（H1-H2）/Ll式中H1，H2分别为上下

10、游断面处的水头值，L为该二断面间的间距。二、渗透的基本定律二、渗透的基本定律（一）线性渗透定律（一）线性渗透定律达西定律达西定律l试验结果，得到下列关系式：lQ=KF（H1-H2）/L=K F Jl式中：Q渗流流量(通过砂柱各横断面的流量)，m3d；lF过水断面面积(砂柱的横断面面面积)，m2；lH1、H21、2断面处的水头值，m；lH水头损失(H=H1-H2)，m；lL渗流长度(1、2断面间的距离)，m；lJ水力坡度，无因次；lK渗透系数，md；lV渗透速度，md。l达西试验装置的主要部分是一个上端开口的直立圆筒，下部放碎石，碎石上放一块多孔滤板c，滤板上面放置颗粒均匀的土样，其断面积为A，

11、长度为L。筒的侧壁装有两支测压管，分别设置在土样上下两端的过水断面处l、2。水由上端进水管a注入圆筒，并以溢水管b保持筒内为恒定水位。透过土样的水从装有控制阀门d的弯管流入容器v中。l 当筒的上部水面保持恒定以后，通过砂土的渗流是恒定流，测压管中的水面将恒定不变。图64中的0-0面为基准面，h1、h2分别为1、2断面处的测压管水头；h=h1一h2即为经过砂样渗流长度L后的水头损失。l 根据水力学公式，流量Q与流速V，过水断面F之间的关系为：Q=VF，所以 V=Q/F=ki l 以上两式就是达西公式，它表明渗流流量或渗透流速与水力坡度的一次方成正比。所以又称为线性渗透定律。l 实际的地下水流中，

12、水力坡度是各处不同的，通常用任一断面的渗透流速的表达式，也就是微分形式的达西公式，即：l V=-K dH/dL1、达西定律的实质、达西定律的实质l达西定律实际上是能量守恒与能量转换定律在渗流中的表现形式。也可以说是伯诺里方程在地下水动力学中的体现。说明地下水在渗流过程中所消耗的能量的大小(即水头损失值的大小)与水流的渗透速度和渗流途径的长度成正比，而与含水层的渗透系数成反比。即含水层的渗透系数越大，渗透水流流动速度越小，渗透途径越短，水头损失值就越小。l 总之，达西公式是从能量的角度来刻划地下水的运动规律。2达西公式的适用范围达西公式的适用范围l 达西定律有一定的适用范围。较早以前，认为达西定

13、律适用条件是层流，故有时把它称为层流渗透定律。上个世纪四十年代以来，很多实验证明并非所有地下水的层流运动都符合达西定律，确有不服从达西定律的地下水层流运动存在。l达西定律只适应于流速较小的层流运动。由服从达西定律的层流的运动到非线性的层流再到紊流运动是逐渐过渡的，无明显界线。(二二)非线性渗透定律非线性渗透定律l 当渗流仍属于层流，但已超过达西定律的适用范围时，渗透速度与水力坡度就不是一次方的关系，而变成非线性关系，又称为非线性层流定律，即：l Q=KmFI1/m 或 V=KmI1/ml式中：Km随1/m变化的非线性层流时含水层的渗透系数；l1m流态指数，其范围为1/2 1m 1。l 应该指出

14、，同一块岩石和同一种渗透液体，当液体的流动状态(层流、紊流)不同时，其渗透系数也不同。即使都处于紊流状态，但也因其水流的紊流程度不同，其渗透系数也有所差别。l 当m=1时说明流速很小，水流属于层流，当1m2时，这时流速较大，属于非线性层流，惯性力已起一定作用，而且已不可忽略，渗透速度与水力坡度曲线已经偏离了直线。l 1912年由谢才(CAChezy)提出了地下水呈紊流状态时的运动规律，其公式为：l Q=KcFI1/2 或 V=Kc I1/2l式中：Kc紊流时含水层的渗透系数。l 上式表明：地下水呈紊流状态时，其渗透速度与水力坡度的平方根成正比。第五节第五节 地下水的动态和均衡地下水的动态和均衡

15、l 一、地下水的动态 （一）地下水动态的概念 在各种自然与人为因素影响下，地下水的水位、水量和水质随时间作有规律的变化，这种变化叫做地下水的动态。l地下水的动态反映了含水层的补给和排泄作用的综合结果。例如，当补给量大于排泄量时，含水层中储水量增多，水位上升，流量增大，相反当排泄量大于补给量时，则水量减少，水位下降。水温和含盐量的变化，也是由于含水层热量与盐份的补给与排泄所引起的。（二）地下水天然动态类型（二）地下水天然动态类型l 渗入蒸发型动态 主要出现在干旱、半干旱的平原与山间盆地。在这种条件下，水平径流极为微弱，排泄方式以蒸发消耗为主。降水及地表水的入渗，引起地下水位抬高，并使水质淡化；由

16、于水位抬升，使地下水埋深变浅，又促使蒸发作用加强，使水位下降，水质逐步盐化。当地下水水位下降到某一位置时，蒸发作用变的极为微弱，这时，水位、水质的变化便趋于稳定。具有这种动态类型的潜水，由于蒸发作用不断进行，所以属大陆盐化潜水。l渗入径流型动态 主要分布在地形起伏大的山区及山前地区。补给也来自降水或地表水的入渗，排泄则主要是水平径流排泄，垂直蒸发则相对较弱。随降水或地表水入渗，地下水位抬高，径流作用加强。由径流排泄不断进行，使水位差减小，径流减弱，水位趋于稳定。由于盐份不断随径流排走，从长远来看，水质趋于淡化，属溶滤型淡水。l 渗入蒸发、径流型动态 这类动态类型主要分布在湿润气候的平原地区，在

17、干旱地区则很少分布。由于气候湿润，空气湿度大，使蒸发受限制；另一方面，由于平原区，地形起伏小，径流也比较弱，所以在这类地区，排泄是以径流、蒸发两种作用方式进行的。由于气候湿润，降水充沛，长期中水质趋于淡化。l这几种动态类型在人为因素影响下还可以互相转化。如具有渗入蒸发型动态的地下水，在开采或人为增强排水时，将转化为渗入径流型，即不再消耗于蒸发，转向消耗于人工开采或排水，并可使水质向淡化方向变化。反之，如果增加补给，则蒸发进一步加强，使盐份在地下水中及土壤中积累，造成土壤盐渍化。长期地人为增加补给或减弱径流，则干旱、半干旱地区一部分渗入径流型动态将转变为渗入蒸发型。l 如苏联中亚的饥饿草原，19

18、11年地下水位埋深在5-15米，属渗入径流型。后开始进行灌溉，到1935年，潜水埋深到米以上，成为渗入蒸发型动态，出现土壤盐渍化。l 我国内蒙古河套灌区，1956年地下水埋深平均在2.25米，每年引黄河水灌溉不到30亿立方米，后在1960年代建成三盛公水利枢纽工程，每年引黄河水量增到40亿立方米以上，地下水上升，到1970年，地下水平均埋深不到1.80米，造成大面积土壤盐渍化。l这种因灌溉引起地下水动态不利变化的地区，调节动态的方向是减少入渗，增加地下水的径流，从而控制水位在一定深度，使动态重新转为入渗径流型。（三）影响地下水动态的天然因素（三）影响地下水动态的天然因素l1.气候因素l 气象要

19、素会引起潜水位的真变化与伪变化。所谓水位的真变化，是指由于含水层本身水量增减而引起的变化。而水位伪变化仅在与大气直接连通的井孔中出现，实际上含水层本身的水量与水位并未发生改变。例如，当气压迅速变化时，井或钻孔中的水立即感爱其改变，而包气带一时仍保持原有气压；所以，井、孔水位在短期内将出现高于或低于含水层水位的假象。除了气压变化以外，气温变化或毛细管现象都可能引起伪变化。l 研究得最多的是潜水的季节变化。我国东部季风气候区，大体上自南而北，由五月至七月先后进入雨秀。降水显著增多，使补给加强；此时期气温上升，而空气相对温度也增大，故蒸发很少增强，甚至有所下降；因此，潜水水量增加，水位抬高，至降雨最

20、集中的时期，潜水位达到最高峰。一般在九月以后，雨季过去，补给减少，排泄相对加大，潜水位逐渐下降。此时，由于气温降低，蒸发随之减弱。翌年雨季前，降水稀少，气温回升，裥对湿度小，蒸发强烈，径流排泄继续进行，故在此时达到最低水位。l 2、水文因素l 地表水体作为地下水的补给来源或排泄去路而影响其动态。由河水补给而引起的潜水位变动，其变化幅度随着远离河流而越来越小，变化时间随着远离河岸而越来越推迟(图65)。一般，随着河水位变幅及河岸组成物质不同，影响可波及数百米至数公里之远。此距离以外，则主要受气象因素的控制了。l 河流排泄潜水时，愈是接近河流，潜水位变幅愈小，远离河流的河间地块或分水岭地段，水位变

21、幅大(图66)。其原因如下，降水入渗抬高水位后，近河地段水力坡度迅速变大，径流强烈，潜水位上升很少，远河地区，水力坡度增大不多，径流强度很少增大，故潜水位不断抬高。l 3地质因素l 地质因素一般只影响补给及排泄的强度，对水文气象因素所决定的地下水动态基本模式，起加强或缓和的作用。这方面最明显的例子，就是承压水与潜水动态上的差别。l 承压含水层受着上覆隔水层的限制，与大气圈及地表水圈不能直接发生联系。承压含水层的补给区分布着潜水，其动态变化当然是比较强烈的；随着远离补给区，变化越来越小，以至基本消失；这种情形就像离河流愈远，潜水受地表水的影响愈小一样。承压水含水层规模愈大，埋藏愈深，构造封闭性愈

22、好，则其变化就愈不明显。l 包气带和饱水带的岩性，对减小或增大地下水位变化幅度，起着不同的作用。包气带的渗透系数K愈大，接受降水入渗越多。同一强度降水补给时，给水度u愈大，则水位抬高愈小，给水度小，则水位变幅大。在水平方向传导变化时(如河水位对潜水位的影响)，给水度u愈小，波及愈远；u愈大，影响愈近。而渗透系数K的作用恰好与此相反，K愈大，影响愈远；K愈小，影响愈近。l 基于以上原因，当接受同等强度降水补给时，砂砾层的地下水位变幅较细土层为小。砂砾层K及u都大，虽然包气带能接受较多降水入渗，但因其u值大，而且K值大使水平方向上径流加强，所以其总的水位上升反而比细土层小。l 包气带厚度愈小，消耗

23、于湿润包气带的那部分降水便愈少，潜水接受降水补给迅速，产生较大的水位抬升，反之，对埋藏较深的潜水来说，厚度较大的包气带，滞留相当大量的降雨，因此，潜水位变动落后于降雨期，且水位抬升较小。潜水埋深相当大，而降水量又相当小时，则降雨对潜水位将不产生任何影响。l（四）人为作用对地下水动态的影响l 在天然条件下，地下水的补给与排泄在多年保持平衡，因而地下水位在一定范围内起伏，而不会持续的上升或下降。但人类的活动则会改变这种状态。l 开发利用地下水以及排水工程的工作使地下水储存量减少并使地下水位下降。过量开采甚至造成区域性的水位下降。每年的补给季节，地下水位可以得到一些恢复，但无法恢复到原来位置，从而使

24、地下水位逐年下降。在一些抽取地下水作为灌溉水源的灌区，如果不采取人工回灌等增加补给的有效措施，就会导致地下水资源枯竭的危险。l 在一些引客水的灌区，如果不合理控制灌水定额，回渗水量过大，会使地下水位持续上升，甚至导致土壤盐渍化。灌溉回渗水的入渗，会使地下水的动态复杂化，往往在地下水天然动态的基础上，加上灌溉或排水的影响。在灌区具有代表性的地下水动态曲线是双峰曲线。二、地下水均衡方程式二、地下水均衡方程式 l 1、地下水均衡的概念l 地下水的动态是地下水的水量和盐分的收入和支出间数量关系的外部表现。地下水的水量和盐分收支间的数量关系便是地下水的均衡。通常将水量均衡叫做水均衡，盐分均衡叫盐均衡。l

25、 地下水的均衡是以地下水为对象的均衡研究，目的在于阐明某个地区在某一时间内，地下水水量收入与支出之间的数量关系。所以均衡研究是对某一地区或某一地段按一定时期进行的。进行均衡研究的地区称均衡区，进行均衡计算的时间段称均衡期。l 在均衡期中均衡区的补给量大于排泄量称为正均衡；在均衡期中均衡区的补给量小于排泄量称为负均衡。对于一个地区，在自然条件下，从多年的角度看，地下水的补给和排泄是保持平衡的，地下水也保持其总的均衡。但在某一具体时期，可能是正均衡或负均衡。特别是在人为因素影响下，往往会破坏地下水总的平衡，而导致一些不良后果。l2、水均衡方程式l 定量描述一个地区水的均衡状况，是通过建立水均衡方程

26、式实现的。建立水均衡方程式，首先要选择恰当的均衡单元，即均衡区。通常地表选择一个小的流域面积。区域内均衡要素分布比较均衡，最好能将包气带水、潜水、承压水分别考虑，以便于分析计算。l 其次要确定均衡期。一般均衡期要选择一年以上。确定了均衡区和均衡期后，则要确定均衡期内可能的收入项和支出项。l A收入项（对总的水均衡方程）l 111l ：大气降水，包括雨、雪、雹等各种降水形式；l 1：地下水流入量；l 1：凝结水；l 1：地表水流入量。l B支出项l 222l 2：蒸发量。包括物理蒸发（水面、土壤表面、冻结面、潜水的蒸发）；生理蒸发（植物蒸腾）；l 2：地下水流出量；l 2：地表水流出量。l 以上

27、各项均用均衡区单位面积上的水柱高度表示，单位通常采用mm。l C水的总均衡方程式l l 111222l为均衡期内水的储量变化量，包括：地表水变化量（）；包气带水的变化量（m）；潜水变化量（H）及承压水变化量（cHe）。其中为潜水含水层的给水度,H为均衡期潜水位变化值（上升用正号，下降用负号）；c为承压水弹性给水度，He为承压水测压水位变化值。l据此水均衡议程式可写成：l-(2-Y1）-（2-1）-（2-1）l=VmHcHel为计算方便，列入均衡式中的各项均以均衡期内发生水量平铺于均衡区面积上所得水柱高度表示，常用mm为单位。l3、潜水均衡方程l潜水的均衡方程式一般式为：lH=(1u+Xf+Yf

28、+Ze+Qt)l -（2u+u+Qd）l式中：1u上游潜水流入量；2u下游潜水流出量；Xf降水渗入补给潜水量；Yf地表水渗入补给潜水量；Qt越流量（顶托补给为正，越流排泄为负）；Qd 潜水以泉或泄流形式向地表排泄量；Ze凝结水补给潜水量；u蒸发量。l上式为潜水均衡方程一般式。在具体条件下可进行简化，例如潜水含水层隔水性能好，凝结水量也较少；平原区，地形坡度小，含水层透水性较弱，潜水径流极弱，在无向地表泄流，则可进一步简化为：l H=Xf+Yf-Zul 这是大多数干旱半干旱地区典型的潜水均衡方程式，属渗入蒸发型动态，在多年中，变化量趋近于零，所以有 Xf+Yf=u l即渗入水量全部通过蒸发消耗。

29、l潜水均衡方程式建立与应用举例l 例 河北保定地区，自然特征：l 降水量较少，农业灌溉用水需利用地下水，因此，均衡计算必须建立在这一基础上；l 地下水动态变化，水位呈季节变化（图）。一年中出现一个谷值和一个峰值。水位年变化特征，基本呈现一个上升段和一个下降段。上升段恰是集中在降雨季，一般月降水量占全年75。所以本地区地下水基本上在雨季（、）接受一次主要的补给。补给期后水位即开始转入缓慢下降，下降阶段从十月后至翌年六月。l根据动态分析，区域地下水均衡要素包括：l补给要素：大气降水入渗（Xf）；地下径流补给（1u）；地表水渗入（Yf）；灌溉水的入渗（Qr）；l排泄要素：人工开采（Qk）；地下流出量

30、（2u）。lH=Xf+1u+Yf+QrQk2ul 求得H可以对该地区地下水动态进行预测，以确定一些防治措施。l 潜水均衡方程式为：lH=Xf+f1+f2+Q-ZuQrl式中：lf1、f2分别为灌渠及田间灌水入渗补给潜水的量；lQt下伏承压含水层越流补给潜水的量；lQr通过排水沟排走的潜水量，其余符号意义同前。l 以一个水文年为均衡期，经观测计算，得各项数值为：l 22.7+255.5+77+9.2-313.4-20=31l 结果分析：l 潜水为正均衡，一年内潜水储水量增加了31mm，（=0.05），水位平均上升620mm。应该采取措施降低均衡收入或加大均衡支出，以防止次生盐渍化的发展。l 潜水

31、位抬高主要是由灌水渗漏（占70%）引起，其次为田间灌溉水入渗（21%）。降低收入必须采取渠道防渗，控制灌水定额。l 现在排水能力过小，排灌失调，年排水量仅为20mm，如不能减少灌水入渗，则应加强排水。每年应增加的排水量，即为储水量增加值31mm。l 4、盐分均衡l 研究地下水水质是通过盐分均衡来实现的。可以通过分析面积为的均衡单元柱体内，由水流带入单元和带出单元的盐分之差，作为单元体内盐分的变化量。l 潜水的盐分均衡方程：在均衡期内最低潜水面以下的饱和带潜水的盐均衡有从上面带来或向上带走的盐量，还有侧向水流的进入和流出的盐分，l则盐均衡方程式为：l 12345l潜水盐分储量变化；1降水入渗补给潜水的盐量；22地表水入渗补给潜水的盐量；3潜水流入带来的盐量；4潜水通过蒸发及蒸腾进入包气带及植物体内的盐量；5潜水流出带走的盐分。