第七章 地下水的补给与排泄
主要内容：掌握地下水的补给来源有哪些，以及影响不同补给来源补给地下水的因素，不同补给来源补给量的计算方法，了解大气降水的入渗机制；掌握地下水排泄的主要方式，学习分析泉的成因类型。
重难点：大气降水的入渗机制、不同补给来源的形成条件及影响因素、学会根据泉的出露数量、位置及总流量大小、水化学特征等分析地层水文地质意义。
第
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章
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补给： 含水层或含水系统从外界获得水量的过程。
补给的研究： 补给来源、补给条件与补给量。
补给源 ： 地下水补给来源有天然与人工补给。
天然补给：包括大气降水、地表水、凝结水，其它含水层或含水系统的水：
与人类活动有关的地下水补给：有灌溉回归水、水库渗漏水、专门性的人工补给。
地下水的补给
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（1）大气降水入渗机制
松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）：
活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移，如图7-1（a）。
a）雨季之前（t0）时，包气带水分分布曲线如图7-2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。
b）雨季初期t1～t2时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7-2（a） t1和t2所示。
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一、大气降水对地下水的补给
图7-1 活塞式与捷径式下渗
（a）活塞式下渗； （b）捷径式与活塞式下渗的结合
图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线
W0—残留含水量； Ws —饱和含水量
c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表
面出现高含水量带，水分分布特征如图7-2（b）t3时的
状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此
时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散
（如图7-2（b）t4所示）。
d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终
趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补
给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7-2（c）所示。
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，捷径式入渗往往十分普遍。
捷径式入渗：当降雨强度较大，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。如图7－1（b）所示。
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捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同：
（a）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先到达含水层；
（b）对于捷径式下渗，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。
通常情况下，砂砾质土中主要为活塞式下渗，而在粘性土中则活塞式与捷径式下渗同时发生。
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（2）影响大气降水补给地下水的因素☺☺
落到地面的降水，归根结底有三个去向：转化为地表径流，蒸发返回大气圈，下渗补给含水层，如图（7－4）。
由下渗过程可知，渗入到地面以下的水不等于全部补给含水层的水。其中，相当一部分水滞留在包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面蒸腾的方式从包气带水直接转化为大气水。
图7-4 降水入渗补给含水层框图
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平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：
qx=X – D – ΔS （7-1）
qx ——降水入渗补给含水层量，mm;
X —— 年降水总量，mm;
D —— 地表径流量，mm;
ΔS ——包气带水分滞留量，mm;
α称为降雨入渗系数，即每年总降雨量补给地下水的份额，常以小数表示。 通常 —，南方岩溶地区达 ，西北干旱地区趋于0。
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大气降水补给地下水的影响因素：气候（气象）、包气带的岩性和厚度、地形与植被覆盖等。
气候（气象）包括：年降水总量、降水强度与历时、降水频率，以及温度和蒸发强度。
包气带特征包括：包气带的岩性和厚度
其他因素主要有：地形坡度、地表覆盖程度以及覆盖物的储水-透水特征等。
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，不能孤立的割裂开来加以分析。
降水量
降水的一部分首先补足水分亏损，然后补给地下水。年降水量的多少直接影响补给量的多少。
降水入渗系数、年降水量、潜水的埋深关系图
（河北）
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无效降雨量
包气带渗透性与厚度
砂土
砂壤土
壤土
粘土
累积入渗量
mm
200
100
24h
时间
0
渗透性与渗透量的关系
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植被覆盖率影响
古老牧场
4－8年牧场
草地
裸地
累积入渗量
mm
60
30
60 min
时间
0
植被对入渗量的影响
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二、地表水对地下水的补给
（1）河流与地下水的补给关系
沿着河流纵断面，河流与地下水的补给关系具有分段性的特点（图7－5）。
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7－5a）。
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7－5b）。
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7－5c）；在某些特殊的冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓的“地上河”，河水经常补给地下水（图7－5d）。
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山区深切河谷 排泄地下水，洪水期补给地下水
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1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）；
4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
山前河流 由于堆积作用，河床高，常年补给地下水。
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1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）；
4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
冲积平原河流 补给排泄关系，随季节而定。
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1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）；
4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
地上河 补给地下水。
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1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）；
4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
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开封柳园口悬河
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山东境内黄河
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河流与河床：透水河床的长度与浸水湿周的乘积（相当于过水断面），河床透水性（渗透系数）
河流与地下水：河水位与地下水位的高差（影响水力梯度），河床至地下水位间的岩性的透水性。
河床过水时间：根据河床的过水时间，河流分为常年性和间歇性。
（2）河流补给地下水的影响因素
河流对地下水补给的过程－间歇河流为例
1、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（a）
2汛期河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体。
3 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（c）
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（3）河流渗漏补给地下水的水量的确定
简单的确定方法，可以在有渗漏的河段上下游，分别测定断面流量Q1及Q2，则河流渗漏量等于
Q补=(Q上游-Q下游) t
其中t为河床过水时间。
不适用地下河发育地带
不适用有泉的地带
不适用河流排泄地下水的地带
不适用河床尚未润湿的时间段
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大气降水与地表水对地下水补给的区别：
a）从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。
b）从时间分布上比较，大气降水持续时间有限而地表水体持续的时间长，或是经常性的。
c）大气降水对地下水的补给不同地区受气候因素（主要是降雨）影响，河流对地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化。
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潜水和承压水含水层接受降水及地表水补给的区别：
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。
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高处出露点获补给
出露低洼处
在汇水面积内获补给
通过
导水断层
获补给
潜水的补给
受汇水面积控制
含水层的汇水区与补给区
三、大气降水及河水补给地下水水量的确定
（1）平原区大气降水入渗补给量
在平原区，大气降水入渗补给地下水的量通常可用下式确定：
Q=
Q ——年降水入渗补给量(m3/a)；
X ——年降水量(mm)；
a ——入渗系数；
F ——补给区域面积（Km2)。
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确定入渗系数常用的方法有以下两种：
利用地中渗透仪测定
在若干个入渗皿中放入本区代表性原状土柱，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。
1—入渗（蒸发）皿；2—导水管；3—地下观测室；4—室边排水沟；5—原状土样；6—皿内水位；7—过滤层；8—过滤管；9—检查管；10—防沉底座；11—支架；12—测压管；13—马里奥特瓶；14—水位调整管；15—接渗瓶；16—加水管；17—出水管；18—通气管；19—接渗管；20—截门；21—防水墙
图7—8 地中渗透仪结构图
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降水入渗系数、年降水量、潜水的埋深关系图
（河北）
利用天然潜水位变幅确定
在研究区地下水水平径流及垂向越流与蒸发都很微弱、不受开采影响的地段里，观测不同包气带岩性、地下水位埋深，由降水入渗引起的地下水抬升值Δh，同时观测降水量，结合测定地下水位变动带的给水度μ则：
注意：一个地区的植被不同，蒸腾量很不相同，值就不相同。因此，应当选用植被情况不同的地段求取值。
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（2） 山区降水与河水入渗量
山区的大气降水入渗补给地下水量：
由于山区地形切割，地下水位埋藏深度大，地下水的蒸发排泄量可以忽略，大体上可认为山区地下水的补给量等于其排泄量，故可通过测定地下水排泄量反求其补给量。
山区地下水全部以大泉形式集中排泄时，可通过定期测定泉流量求得全年排泄量。
如果地下水为分散泄流排泄，可通过分割河水流量过程线求年排泄量。
如果山区地下水有一部分以地下径流形式排入相邻的平原或盆地，则必须另行计算这一部分水量加入排泄量中。
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山区的入渗系数是全年降水与河水补给地下水的量与年降水量的比值：
（7—4）
式中： Q-- 地下水排泄量（泉的排泄量、河流的
基流量） (m3/a)
f -- 汇水面积（Km2)
X -- 年降水量(mm
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在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。一般情况下，凝结形成的水相当有限。
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
特点 ：1、昼夜温差大（撒哈拉大沙漠昼夜温差50℃ ）。
2、夜间土壤（沙层）温度低，首先自身凝结出水
，其次是大气层凝结出水
四、凝结水的补给
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（1）两个含水层相邻：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（图7-10、7-11）
五、含水层之间的补给
（2）两个含水层间隔水层分布不稳定：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7—12）。
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（3）两个含水层间有导水断层：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7—13）。同理，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。
（4）两个含水层间为弱透水层——越流：相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换。
越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。
M
HA
HB
A
B
主含水层
补给含水层
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越流补给量的大小，也可用达西定律进行分析。
根据Q=KωI，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量V为：
（7—6）
式中：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）
尽管弱透水层的垂向渗透系数相当小，但是，由于驱动越流的水力梯度往往比水平流动的大上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。
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六、地下水的其它补给来源
建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放都使地下水获得新的补给。
灌溉渠道的渗漏以及田面灌水入渗常使浅层地下水获得额外的补给。
采用有计划的人为措施补充含水层的水量称之为人工补给地下水。
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实行人工回灌，开辟地下水的补给源。
渗滤池
渗滤井
人工地下水回灌有时也称为有计划的回灌，是指将多余的地表水、暴雨径流水或再生污水通过地表渗滤或回灌井注水，或者通过人工系统人为改变天然渗滤条件，将水从地面上输送到地下含水层中，随后同地下水一起作为新的水源开发利用。
《水资源管理的新战略-人工地下水回灌》 云桂春
地下水的排泄
一、概述
排泄定义：含水层或含水系统失去水量的过程。
含水层的排泄研究内容 ：排泄途径、排泄条件与排泄量等。
排泄方式：
天然排泄有：泉、向河流泄流、蒸发和蒸腾等，以及一个含水层（含水系统）向另一个含水层（含水系统）的排泄。
人工排泄有：用井孔抽汲地下水，或用渠道、坑道等排除地下水等。
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二、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。
泉类型 根据补给泉的含水层的性质，泉分为上升泉及下降泉两大类。
上升泉由承压含水层补给。
下降泉由潜水或上层滞水补给。
下降泉类型 据出露原因分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。
侵蚀(下降)泉 沟谷切割揭露潜水含水层的潜水面时所形成的泉。（图7－17a、b）。
接触泉 地形切割达到潜水含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露所成的泉。
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侵蚀泉或接触泉：沟谷切割揭露潜水含水层的潜水面或地形切割达到潜水含水层隔水底板
侵
蚀
泉
接
触
泉
溢流泉 隔水底板隆起或透水性急剧变弱的潜水含水层，导致水流动受阻而涌溢于地表所成的泉。
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上升泉类型 按出露原因可分为侵蚀(上升)泉、断层泉及接触带泉。
侵蚀(上升)泉 当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，所形成的泉。
断层泉 承压水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表，所形成的泉。
接触带泉 由于岩浆的动力作用和成岩的冷凝作用，在岩体边部形成冷凝裂隙（成岩裂隙），同时围岩近接触带附近形成构造裂隙，构成接触带裂隙，地下水沿此裂隙带上升所成的泉。
侵蚀(上升)泉
断层泉
接触带泉
济南泉水成因地质示意图
1－下奥陶纪白云质灰岩；2－中奥陶纪灰岩；
3－闪长岩及辉长岩；
北部侵入体包围奥陶纪灰岩。南部灰岩区地势高为降水补给区。受岩体的阻挡地下水汇于东南处，成“家家泉水”。
泉城济南地形、地质、水文地质条件分析
在出露106个泉，最大总涌水量5m3/s。
市南为寒武奥陶系的单斜山区，地形与岩层均向北倾斜。市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体，包围奥陶纪灰岩。灰岩区降水补给，受岩体的阻挡地下水汇于市东南处，成“家家泉水”。
1、前震旦纪片麻岩、片岩；
2、下寒武纪页岩夹砂岩；
3、中寒武纪鲕状灰岩；
4、上寒武纪薄层灰岩及页；
5、奥陶纪厚层灰岩；
9、水量<IL/s；
10、水量1-10L/s；
11、水量>10L/s；
12、温泉；
13、下降泉；
14、上升泉
据泉的出露情况及涌量，判断岩层含水性
1、片麻岩及花岗岩中，泉的数量多，涌水量小于1L/s，弱含水层。
2、下寒武统页岩夹薄层砂岩，只在断层带有个别小泉，结合岩性可判断本层为隔水层，仅断层带局部导水。
3、中寒武统为鲕状灰岩，出露泉不多，但泉涌水量可达l-10L/s，为较好的含水层。
4、上寒武统仅出现个别小泉，结合其岩性分析，基本上可看作隔水层。
5、奥陶纪厚层灰岩区，一 是地表水系不发育；二是泉的数量不多而涌水量大；三是泉水多出露于本层与其它地层接触带。说明奥陶纪灰岩是补给区和最好的含水层。
6、断层的某些部位分布温泉，说明断层导水且水循环深度大。
7、东南部为在片麻岩与花岗岩接触带，有一个上升泉，表明接触带某些部分是张开的。
8、地下水集中排泄于河、湖或海的底部时，便形成水下泉。
通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明岩层含水性。
古老片麻岩及燕山期花岗岩：发育构造裂隙与风化裂隙，泉的数量多，而涌水量均小于1L/s，说明这两者都是弱含水层（体）。
下寒武统为厚层页岩夹薄层砂岩：只在断层带有个别小泉，结合岩性可判断本层为隔水层。中寒武统为鲕状灰岩：出露泉虽不多，但泉涌水量可达1—10L/s，说明是较好的含水层。
上寒武统：仅出现个别小泉，结合其岩性分析，基本上可看作隔水层。
奥陶纪质纯厚层灰岩：地表水系不发育、泉的数量不多而涌水量大、三是泉水多出露于本层与其它地层接触带。这说明奥陶纪灰岩是本区最好的含水层。
二、泄流
泄流：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。
在河流上选定断面，定期测定河水流量，可得出河流流线过程线，并分割得出地下水泄流量（图7－21）。
最简单的分割方法 在流量过程线起涨点A起引一线交于退水段的B点，相当于地下水泄流补给河水的量，称作河流的基流。
流量过程线分割法推测泄流量
1、直接分割法
A：起涨点，作平行线，交于退水线点B。
三、蒸发
蒸发排泄是低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中地下水主要的排泄方式。
地下水的蒸发排泄的两种形式：一种是与饱水带无直接联系的土壤水蒸发，另一种是饱水带－潜水的蒸发。
与潜水面不发生直接联系的包气带水：包括孔角毛细水、悬挂毛细水乃至过路毛细水（自然还包括结合水），这部分水由液态转为气态而蒸发排泄，造成包气带水分亏缺，间接影响饱水带接受降水补给的份额，但不会直接消耗饱水带的水量。
与潜水面有联系的包气带水：紧接潜水面的支持毛细水是潜水沿着毛细孔隙上升而形成的，与潜水密不可分。当潜水面埋藏不深，支持毛细水带离地表较近，大气相对湿度小于饱和湿度，毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气；潜水则源源不断通过毛细作用上升补充支持毛细水（支持毛细水上升运动可以参见第五章），使蒸发持续进行。
潜水持续蒸发的结果：蒸发使水分不断消耗，水中盐分保留下来。因此，强烈的潜水蒸发将使土壤集盐（造成土壤盐渍化）与地下水不断浓缩盐化。
影响潜水蒸发及地下水盐化程度的因素
a）气候：气候愈干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。相对湿度经常小于50％的西北，有的地方潜水矿化度可达100—300g/L；相对湿度经常保持80％以上的川西平原，尽管潜水位埋藏很浅，但其矿化度不到
b）潜水埋藏深度：潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈。 半干旱地区的河北石家庄市，潜水蒸发与其水位埋藏深度的关系。小于 2m时，蒸发量显著增大。
但干旱地区山前埋深达数十米的潜水矿化度仍比较高，是干旱气候下气态的蒸发的结果。
石
家
庄
c）包气带岩性
通过对毛细上升高度与速度的影响潜水蒸发。
砂最大毛细上升高度太小，而亚粘土与粘土的毛细上升速度又太低，均不利于潜水蒸发。粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度大，而毛细上升速度又较快，故潜水蒸发最为强烈。
最大毛细上升高度
粒径
粘土
亚粘土
粉砂
中粗砂
毛细上升速度
d）地下水流动
干旱、半干旱地区地下水的排泄区是蒸发浓缩作用最为强烈的地方。
区域性流动系统的排泄区由于能够汇集更大范围地下水中的盐分，蒸发浓缩较局部流动系统排泄区更为发育。
干旱、半干旱的平原与盆地，利用地表水大量灌溉引起潜水面抬升，潜水蒸发增强，造成次生的土地盐渍化。
蒸腾：植物生长根系吸收水分，在叶面转化成气态水而蒸发，这便是叶面蒸发。
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。
在渠边植树代替渗沟，以消除由于地下水位上升而引起的土壤次生盐渍化。
蒸腾的结果：只消耗水分而不带走盐类。植物根系吸收水分时，也吸收一部分溶解盐类，但是，只有喜盐植物才吸收较多盐分。
在实际工作，求算总腾发量很不容易，而要区分土壤水蒸发、潜水蒸发与蒸腾是相当困难的。
四、蒸腾
饥饿草原护田林对潜水位的影响
地下水补给与排泄对地下水水质的影响
地下水获得矿化度与化学类型不同的补给水，水质也因而发生变化。
地下水的排泄，根据其对水质影响可分为两大类：
径流排泄，包括以泉、泄流等方式的排泄在内，其特点是盐随水走，水量排走的同时也排走盐分。
蒸发排泄，其特点是水走盐留。
地下水循环分类（据补给与排泄特点）
入渗—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；
入渗—蒸发型
长期循环结果，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。
入渗—径流山区潜水 入渗—蒸发干旱半干旱平原区潜水
本章小结
掌握地下水的补给来源有哪些，以及影响不同补给来源补给地下水的因素，不同补给来源补给量的计算方法；
了解大气降水的入渗机制，活塞式与捷径式降水入渗的分别所对应的地质条件；
河流与地下水的补排关系，沿河流的纵断面变化的规律；
掌握地下水的排泄——泉，形成条件、分类，了解地下水向河流泄流量的计算方法；
了解地下水的两种排泄方式，及其对地下水水质的影响。
学会根据泉的出露数量、位置及总流量大小等分析含水系统的水文地质条件。
