水文地质学基础
Fundamentals of Hydrogeology
石家庄经济学院工程学院
第七章 地下水的补给与排泄
地下水的补给
地下水的排泄
地下水补给与排泄对地下水水质的影响
地下水的补给
定义：
含水层或含水系统从外界获得水量的过程，称作补给。
研究内容：
补给来源
补给条件
补给量
地下水的补给来源：
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
人工补给（灌溉回归水、水库渗漏水等）
补给获得：
水量
盐量
热量
补给获得水量——抬高地下水位，增加了势能，使地下水保持不停的流动。
构造封闭或气候干旱的地区，地下水长期得不到补给，将停滞而不流动。
补给获得盐量与热量——含水层或含水系统的水化学特征与水温发生相应变化。
（一）大气降水对地下水的补给
1.大气降水入渗机制
松散沉积物组成的包气带，降水入渗过程相当复杂。至今，降水入渗补给地下水的机制尚在探讨中。
讨论：松散沉积物中降水入渗补给地下水
松散沉积物中降水入渗的两种形式：
活塞式
捷径式
活塞式下渗：
鲍得曼(Bodman)等人于20世纪40年代在均质砂室内入渗模拟试验的基础上提出的。
入渗方式是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移。
捷径式下渗：
认为下渗水流并不作面状推进，而是以沿着根孔、虫孔或裂隙等大的孔隙通道率先下渗的方式推进。
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)t5所示。
由图中可以看出：
包气带上部保持残留含水量(W0),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(Ws)。
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,雨季前,因旱季蒸发与蒸腾,包气带上部的含水量已低于残留含水量W。,而造成所谓的水分亏缺[图a,t0]。
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 ]。
下渗水到达地下水面,使地下水储量增加,地下水位抬高[图（c）]。
地表接受降雨入渗的能力,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。
降雨强度超过地表入渗能力时,便将产生地表坡流。
活塞式下渗是在理想均质土中室内试验得出的。 但从微观的角度看，并不存在均质土。尤其是粘性土，除了颗粒间孔隙、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。故在粘性土中，捷径式入渗十分普遍。
捷径式入渗：当降水强度较大，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。
捷径式下渗与活塞式下渗的不同点
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”水到达含水层；
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。
两点不同对分析污染物质在包气带的运移有重要意义。
结论：在砂砾质土中主要为活塞式下渗；在粘性土中，活塞式与捷径式下渗同时发生。
落到地面的降雨的三个去向:
转化为地表径流；
腾发返回大气圈；
下渗补给含水层。
2.影响大气降水
补给地下水的因素
地面吸收降水的能力有限，强度超过入渗能力的那部分降水转化为地表径流；
渗入地面以下的水，不等于补给含水层的水；
土壤水的消耗(蒸发与蒸腾)造成土壤水分亏缺，而降水必须补足全部水分亏缺(在捷径式下渗情况下降水必须补足水分亏缺的大部分)后方能补给地下水；
入渗水补足水分亏缺后，其余部分继续下渗，到达含水层时，构成地下水的补给。
平原地区降水入渗补给地下水水量：
：降水入渗补给含水层的量；
X：年总降水量；
D：地表径流量；
⊿S：包气带水分滞留量，即水分亏缺。
：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。
通常变动于—之间，南方岩溶区可高达以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。
影响大气降水补给地下水的主要因素
年降水总量
降水特征
包气带的岩性和厚度
地形
植被
当潜水埋深为时，年降水量中约有350mm为无效降水量。
不超过地面入渗速率的连绵细雨最有利于地下水的补给。
包气带渗透性好，有利于降水入渗补给。
当降水强度超过地面入渗速率时，地形坡度大会使地表坡流迅速流走，使地表径流增加。
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。
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，有时降水入渗系数可达；
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，集中的暴雨反而可成为地下水的有效补给来源。
（二）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。
山区
河谷深切,河水位常低于地下水位,排泄地下水；洪水期河水补给地下水。
山前
河流的堆积作用,使河床处于高位,河水常年补给地下水。
河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化
冲积平原与盆地 某些部位,河水位与地下水位的关系,随季节而变。
某些冲积平原,河床因强烈的堆积作用而形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水。
间歇性河流补给地下水
过程的分析：
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。
河水不断下渗,水丘逐渐抬高与扩大,与河水联成一体。
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。
河水补给地下水时，补给量大小的决定因素：
透水河床的长度与浸水周界的乘积 (相当于过水断面)，
河床透水性(渗透系数)，
河水位与地下水位的高差(影响水力梯度)
河床过水时间，
确定河水渗漏补给地下水水量的方法：在渗漏河段上下游分别测定断面流量Q1及Q2，则河水渗漏量等于(Q1—Q2)t，t为河床过水时间。
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
地表水体持续时间长
两种补给来源（大气降水、地表水）的特点
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。
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。
潜水与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
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很大。
含水层出露于地形高处,充其量只能得到出露范围大气降水的补给(图a）；
出露于低处,整个汇水范围内的降水都有可能汇集补充(图b）。
切穿承压隔水顶板的导水断层,在地形有利的条件下,能将大范围内的降水引入含水层（图c)。
汇水区的大小影响潜水含水层的 补给(图d）。
（三）大气降水及河水补给地下水水量的确定
平原区，大气降水入渗补给地下水量的确定：
Q＝X·a·F·1000
式中：Q—降水入渗补给地下水量(m3/a)；
X—年降水量；
a—入渗系数；
F—补给区面积(km2)。
1.平原区大气降水入渗补给量
确定入渗系数α常用方法:
(1)利用地中渗透仪测定:
地中渗透仪的基本结构。
在若干个入渗皿中放入代表性原状土柱,以水位调节管控制不同的地下水位埋深。
经过若干年观测,可以得到不同包气带岩性、地下水位埋深及不同年降水量条件下降水入渗系数α,作成图表可得出各种条件下α值的大小。
河南郑州均衡试验场地中渗透仪
试验土柱 地下观测室
(2)利用天然潜水位变幅确定:
地下水水平径流、垂向越流、蒸发都很微弱、不受开采影响的地段：
在不同包气带岩性和地下水位埋深条件下,观测降水入渗引起的地下水抬升值并测定水位变动带的给水度μ，即：
2.山区降水与河水入渗量
基岩山区：降水、地表水、地下水转化情况复杂
例如，在岩溶山区，地表水与地下水常相互转化，因此单独求算山区的大气降水入渗补给地下水量很困难。
通常做法：统一求取山区大气降水与地表水对地下水的补给量。
山区的入渗系数a：全年降水与河水补给地下水的量与年降水量的比值：
Q—年地下水排泄量；f—汇水区面积（km2）X—年降水量；
①可选取典型地段，测得相应的Q、f、X值，用上式求得a值。
②a值已知，可求取全年降水与河水补给地下水的量：
Q＝X·a·f·1000
（四）凝结水的补给
凝结作用：
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，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。
（五）含水层间的补给
两个含水层之间存在水头差且有联系的通路时,水头较高的含水层便补给水头较低的含水层。
隔水层分布不稳定时,在缺失部位的相邻的含水层通过“天窗”发生水力联系。
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。
穿越数个含水层的钻孔或止水不良的分层钻孔,都人为地构成水由高水头含水层流入低水头含水层的通道。
越流的概念：相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换,称作越流。
越流的发生：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：
根据达西定律，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量
K—弱透水层垂向渗透系数；
I—驱动越流的水力梯度；
HA—含水层A的水头；
HB—含水层B的水头；
M—弱透水层厚度(等于渗透途径)。
可见：相邻含水层之间水头差越大，弱透水层厚度越小而其垂向透水性越好，则单位面积越流量越大。
对越流现象的认识及其研究意义：
传统上人们把隔水层绝对化，看作完全不透水的，直到本世纪40年代，越流现象才被认识。但是，越流概念提出之后，人们仍然倾向于低估越流量。其实，尽管弱透水层的垂向渗透系数相当小（可能比含水层小若干数量级），但是，由于驱动越流的水力梯度比水平流动的大上2-3个数量级，产生越流的面积（全部弱透水层分布范围）更比含水层的过水断面大得多，对于松散沉积物构成的含水系统，越流补给量往往会大于含水层侧向流入量。对于松散沉积物中地下水水量与水质的形成，忽略越流往往无法正确加以解释。但是，迄今为止，对于越流现象的普遍性，对于越流的意义，仍然缺乏足够的认识。
（六）地下水的其它补给来源
——人类活动补给地下水
人工补给：
采用有计划的人为措施补充含水层的水量称为地下水人工补给。
人工补给地下水的目的：
补充与储存地下水资源；
抬高地下水位，改善地下水开采条件；
储存热源（锅炉用水）、冷源（空调冷却）；
控制地面沉降；
防止海水、咸水入侵淡含水层。
人工补给地下水采用的形式：
地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等。
地下水的排泄
定义：
含水层或含水系统失去水量的过程称作排泄。
研究内容：
排泄去路
排泄条件
排泄量
含水层（含水系统）的排泄方式：
通过泉、泄流、蒸发、蒸腾等方式排泄；
层间排泄：一个含水层(含水系统)向另一含水层(含水系统)排泄；
人工排泄：用井孔抽汲，或渠道、坑道等排除地下水等·。
（一）泉
泉的概念：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。
泉的常见区段：山区丘陵及山前地带的沟谷与坡脚。
泉的类型：
根据补给泉的含水层性质,将泉分为两大类：
上升泉——由承压含水层补给
下降泉——由潜水或上层滞水补给。
下降泉
下降泉的类型（根据出露原因）：侵蚀泉、接触泉、溢流泉
侵蚀(下降)泉：沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀(下降)泉。
接触泉：地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露成泉——接触泉。
大滑坡体前缘常有泉出露。这是因滑坡体破碎、透水性良好，而滑坡床相对隔水，实质上也是一种接触泉。
溢流泉：潜水流前方透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜水流动受阻而涌溢于地表成泉——溢流泉
上升泉
上升泉的类型（按出露原因）：
侵蚀(上升)泉
断层泉
接触带泉
侵蚀(上升)泉：当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，形成侵蚀(上升)泉
断层泉：地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表——断层泉。
接触带泉：岩脉或侵入体与围岩的接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿此类接触带上升成泉，——接触带泉
研究泉的意义：
直接得到水文地质资料；间接分析出水文地质信息。
通过泉的出露标高、流量、动态、温度、水化学，可以综合分析与泉水成因有关地质、水文地质条件
①地下水位标高 ②岩层的含水性（透水性）
③含水岩层的补给循环（交替）④地质构造、断层等
⑤供水水源（直接利用）
a. 泉出露两侧岩层的含水性：含水层、隔水层
b. 泉出露处断层的导水性
c. 泉的流量大小：导水性的好坏
d. 泉的温度：地下水循环深度
e. 泉流量大小或水化学：补给与径流条件的好坏
（二）泄流
泄流的概念：当河流切割含水层时,地下水沿河呈带状排泄,称作地下水的泄流。
地下水泄流量的确定：由河流流量过程线,分割得出地下水泄流量。
流量过程线分割方法：
在起涨点A起引一水平线交于退水段的B点,图中有阴线部分即相当于地下水泄流补给河水的量。
因雨季河水位与地下水位及其间关系将发生变化,故地下水泄流量不同于旱季。
（三）蒸发
干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中，蒸发与蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。
地下水蒸发排泄的两种类型:
①与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发；
②饱水带 —— 潜水的蒸发。
潜水面埋藏愈浅,蒸发愈强烈。
例如：河北石家庄市,利用地中渗透仪测得潜水蒸发与其水位埋藏深度的关系。
（四）蒸腾
蒸腾的概念：
植物生长过程中,经由根系吸收水分,在叶面转化成气态水而蒸发——叶面蒸发,也称蒸腾。
蒸腾与土壤水蒸发、潜水蒸发不同：
蒸腾的深度受植物根系分布深度的控制。
在潜水位深埋的干旱、半干旱地区,某些灌木的根系深达地下数十米,可见,蒸腾作用的影响深度是很大的。
例如：
成年树木的耗水能力相当大（一棵15年的柳树每年可消耗9Om3水）。
苏联饥饿草原上的灌渠林带,排水影响范围达20Om,潜水位下降最多达。
地下水补给与排泄
对地下水水质的影响
地下水排泄（根据其对水质的影响）分为两类：
①径流排泄：包括以泉、泄流等方式的排泄；特点——水分（盐分）呈液态排出，盐随水走，水走盐走
②蒸发排泄：特点——水分呈气态排出，盐分积累下来，水走盐留
地下水循环的分类：
渗入—径流型：
长期循环的结果，使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展；
渗入—蒸发型
长期循环，使补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区的地下水盐化，土壤盐渍化。
