地下水的补给、排泄与径流

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1、第六章 地下水的补给、排泄与径流,6.1地下水的补给 6.2 地下水的排泄 6.3 地下水径流 6.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响,地下水经常不断地参与着自然界的水循环。含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。因此，补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布,6.1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。 补给除了获得水量，还获得一定盐量或热量，从而使含水层或含水系统的水化学与水温发生变化。补给获得水量，抬高地下水位，增

2、加了势能，使地下水保持不停的流动。由于构造封闭，或由于气候干旱，地下水长期得不到补给，便将停滞而不流动。 补给的研究包括补给来源、补给条件与补给量。 地下水的补给来源有大气降水、地表水、凝结水，来自其它含水层或含水系统的水等。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。,6.1地下水的补给,6.1.1 大气降水对地下水的补给 6.1.1.1大气降水入渗机制 松散沉积物组成的包气带，降水入渗过程相当复杂。迄今为止，降水入渗补给地下水的机制尚未充分阐明。我们以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水。 目前认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种 活塞式下渗：

3、Bodman鲍得曼等人19431944年对均质量砂试验后提出。指入渗水的湿润锋面整体向下推进，犹如活塞式的运移。 特点：(1)新水推动老水，(2) 全部补充包气带水分亏缺。,6.1地下水的补给,捷径式入渗：降水强度较大时，由于岩土质多为非均质，粒间孔隙、集合体间孔隙、根孔、虫孔、裂隙中的细小孔隙来不及吸收全部水分时，一部分入渗的雨水就沿着渗透性良好的大孔道优先快速下渗，并且水分沿下渗通道分向周围的细小孔隙扩散。 特点：(1) 新水可超越老水向下运动，(2) 不必全部补充包气带水分亏缺。 砂砾质土以活塞式下渗为主，粘性土中两者兼同时发生。,6.1地下水的补给,6.1地下水的补给,均匀砂土层活塞式

4、 在理想情况下，包气带水分趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，均质土包气带水分分布如图（c）中九所示。包气带上部保持残留含水量（ W 0 ），一定深度以下，由于支持毛细水的存在，含水量大于W0 并向下渐增，接近地下水面的毛细饱和带以及饱水带，含水量达到饱和含水量（ W s ）。 实际情况下，只有在雨季过后包气带水分稳定时最接近此理想情况，雨季之前，由于旱季的土面蒸发与叶面蒸腾，包气带上部的含水量已低于残留含水量W0 ，而造成所谓的水分亏缺（a，（t 0）。 雨季初期的降雨，首先要补足水分亏缺，多余的水分才能下渗（图b， t3、t4）。,6.1地下水的补给,6.1地下水的补给,就地表接受降雨入渗的

5、能力而言，初期较大，逐渐变小趋于一个定值。降雨初期，由于表土干燥，毛细负压很大，毛细负压与重力共同使水下渗，此时包气带的入渗能力很强。随着降雨延续，湿锋面推进到地下一定深度，相对于重力水力梯度（ I = 1），毛细水力梯度逐渐变小，入渗速率逐渐趋于某一定值（图）。在降雨强度超过地表入渗能力时，便将产生地表坡流。,6.1地下水的补给,6.1地下水的补给,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，除了粒间孔隙与颗粒集合体内和颗粒集合体间的孔隙外，还存在根孔、虫孔与裂缝等大的孔隙通道。在粘性土中，捷径式入渗往往十分普遍。 如图 (b)所示，当降

6、水强度较大，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。,P = Rs + E +S + qs,6.1地下水的补给,6.1.1.3 影响大气降水补给地下水的因素： (1) 年降水量：降水首先需要补足包气带的水分亏损，因此降水量小时补给地下水的量就小。 (2) 降水特征：雨强、雨面、历时都影响入渗，绵绵细雨有利于入渗。 (3) 包气带岩性：渗透性强（K大）时，容易补给，渗透性差时不利于补给；厚度（水位埋深）大时消耗于包气带的水分多，不利于补给，而厚度小时有利于补

7、给。,(4) 地形：陡坡不利于补给，平缓有利于补给。 (5) 植被：森林、草地可滞留地表坡流与保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分亏缺。 (6)人类工程：都市化不利于补给。,6.1地下水的补给, 称为降水入渗系数，即每年总降水量补给地下水的份额，常以小数表示。 通常变化于0.20.5 之间，我国南方岩溶地区 可高达0.8 以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。,6.1地下水的补给,我们应当注意，影响降水入渗补给地下水的因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地割裂开来加以分析。例如，强烈岩溶化地区，即使地形陡峻，地下水位埋深达

8、数百米，由于包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全部吸收，有时 值可达7090。又如，地下水位埋深较大的平原、盆地，经过长期干旱后，一般强度的降水不足以补偿水分亏缺。这时候，集中的暴雨反而可成为地下水的有效补给来源。,6.1地下水的补给,612 地表水对地下水的补给 河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化（图）。一般说来，山区河谷深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用（图a)洪水期则河水补给地下水。山前，由于河流的堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水（图b）。冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关系，随季节而变（图c)。而在某些冲积平原中，河床因强烈的堆积作田而

9、形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水（图d）。,6.1地下水的补给,我们再来分析间歇性河流对地下水的补给过程。汛期开始，河水浸湿包气带并发生垂直下渗，使河下潜水面形成水丘（图a）。河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体（图b）。汛期结束，河水撤走，水丘逐渐趋平，使一定范围内潜水位普遍抬高（图c）。,6.1地下水的补给,6.1.2 地表水对地下水的补给-取决于哪些因素？ （1）透水河床的长度和浸水周界的乘积（相当于过水断面），过水断面大，补给量就大。 （2）河床的透水性，亦即河床岩性的渗透系数，渗透系数大，补给量就大。 （3）河水位与地下水的高差，影响水力梯度，水力梯度大补给量就大。

10、 （4）河水过水时间，过水时间长有利于河水补给地下水。,6.1地下水的补给,大气降水与地表水是地下水的两种主要补给来源 从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。 从时间分布比较，大气降水持续时间有限而地表水体持续时间长，或是经常性的。在地表水体附近，地下水接受降水及地表水补给，开采后这一补给还可加强，因此地下水格外丰富。 干旱地区的山间盆地降水稀少，它对地下水的补给微不足道。发源于山区，依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流，往往成为地下水主要的，甚至唯一的补给来源。例如，河西走廊中段，降水只占地下水补给量的4，其余均属河水补给。,6.

11、1地下水的补给,就其水源而言，地表水是由大气降水转化而来的，即使对于干旱山间盆地，作为地下水主要补给来源的河水，仍然来源于山区降水，或以冰雪形式积累起来的高山降水。因此，从总体上说，降水量的多寡决定着一个地区地下水的丰富程度。那种认为降水稀少的干旱地区也可能存在相当丰富的地下水资源的说法，是缺乏根据的。,6.1地下水的补给,潜水和承压水含水层接受降水及地表水补给的条件不同。潜水在整个含水层分布面积上都能直接接受补给，而承压水仅在含水层出露于地表，或与地表连通处方能获得补给。因此，地质构造与地形的配合关系，对承压含水层的补给影响极大。,含水层出露于地形高处，充其量只能得到出露范围（补给区）大气降

12、水的补给（图a）；出露于低处，则整个汇水范围内的降水都有可能汇集补充（图b）。,切穿承压含水层隔水顶板的导水断层，在有利的地形条件下，也能将大范围内的降水引入含水层（图c）。汇水区的大小也影响潜水含水层接受补给（图d）。,6.1地下水的补给,6.1.3 凝结水的补给 在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。 饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，空气中的绝对湿度与饱和湿度相等。温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。,夏季的白天，大气和土壤都吸热增温；到夜晚，土壤散热快而大气散热慢。地温降到一定程度，在土壤孔隙中水汽达到饱和，凝

13、结成水滴，绝对湿度随之降低。由于此时气温较高，地面大气的绝对湿度较土中为大，水汽由大气向土壤孔隙运动，如此不断补充，不断凝结，当形成足够的液滴状水时，便下渗补给地下水。 一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高山、沙漠等昼夜温差大的地方（如撒哈拉大沙漠昼夜温差大于50），凝结作用对地下水补给的作用不能忽视。据报道，我国内蒙沙漠地带，在风成细沙中不同深度均有水汽凝结。,6.1地下水的补给,6.1.4 含水层之间的补给 两个含水层之间存在水头差且有联系的通路，则水头较高的含水层便补给水头较低者。,6.1地下水的补给,隔水层分布不稳定时，在其缺失部位的相邻的含水层便通过“天窗”发生水力联系（图）。

14、,6.1地下水的补给,松散沉积物及基岩都有可能存在透水的“天窗”，但通常基岩中隔水层分布比较稳定，因此，切穿隔水层的导水断层往往成为基岩含水层之间的联系通路（图）。,穿越数个含水层的钻孔或止水不良的分层钻孔，都将人为地构成水由高水头含水层流入低水头含水层的通道（图）。,6.1地下水的补给,相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。越流补给量的大小，也可用达西定律进行分析（图）,6.1地下水的补给,根据Q = KI ，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量V 为： 式中： K 弱透水层垂向渗透系数； I 驱动越流的水力梯度； H

15、 A 含水层A 的水头； H B 含水层B 的水头； M 弱透水层厚度（等于渗透途径）。,由此可见，相邻含水层之间水头差愈大，弱透水层厚度愈小而其垂向透水性愈好，则单位面积越流量便愈大。,6.1地下水的补给,6.1.5地下水的人工补给 人类无意补给: 建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放 有意补给: 目的：主要是补充与储存地下水资源，抬高地下水位以改善地下水开采条件，储存热源以用于锅炉用水，储存冷源用于空调冷却，控制地面沉降，防止海水倒灌与咸水入侵淡含水层等等。,人工补给地下水通常采用地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等方式,6.地下水的排泄,含水层或含水系统失去水量的过程称作排泄。在排

16、泄过程中，含水层与含水系统的水质也发生相应变化。研究含水层（含水系统）的排泄包括排泄去路、排泄条件与排泄量等。 排泄方式： 泉（点状排泄） 向地表水体泄流（河流线状）、向相邻含水层的排泄 蒸发（面状排泄） 前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的区别： 径流排泄水分（盐分）呈液态排出,盐随水去 蒸发排泄水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留,6.地下水的排泄,6.2.1 泉 泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区丘陵及山前地带的沟谷与坡脚，常可见泉。而在平原地区很少有。,6.地下水的排泄,分类：根据含水层性质可分为上升泉和下降泉；根据出露原因可分为侵蚀泉、接触泉、溢流泉和断层泉。 上升泉是承压水的天然露头。地下水在静水压力作用下上升并溢出地表的泉。 下降泉是地下水受重力作用自由流出地表的泉。 侵蚀泉是沟谷等侵蚀作用切割含水层而形成的泉。 接触泉是由于地形切割沿含水层和隔水层接触处出露的泉。 溢流泉是当潜水流前方透水性急剧变弱或由于隔水底板隆