地下水的補給與排泄

1、第七章地下水的補給與排泄第一節(jié)地下水的補給含水層或含水系統(tǒng)從外界獲得水量的過程稱作補給。補給研究包括補給來源、補給條件與補給量。地下水補給來源有天然與人工補給。 天然補給包括大氣降水、地表水、凝結(jié) 水和來自其他含水層或含水系統(tǒng)的水；與人類活動有關(guān)的地下水補給有灌溉回歸 水、水庫滲漏水，以及專門性的人工補給(利用鉆孔)。一、大氣降水對地下水的補給(1)大氣降水入滲機制松散沉積物中的降水入滲存在?S塞式與捷徑式兩種(見圖71):活塞式下滲是入滲水的濕鋒面整體向下推進，猶如活塞的運移如圖7- 1圖71活塞式與捷徑式下il(a)。以相，I 慟 to(b)捷徑式與活塞式下滲的結(jié)合圖72降水入滲過程中包氣

2、帶水分分布曲線喉一殘留含水量；區(qū)一飽和含水量活塞式下滲過程：a)雨季之前()時，包氣帶水分分布曲線如圖 72 (a)電所示，近地 表面水分出現(xiàn)虧缺。b)雨季初期力口時，入滲的降水首先補充包氣帶水分分布曲線的虧缺部分， 如圖72 (a) L和七所示。c)隨著降雨的繼續(xù)，多余的入滲水分開始下滲，近地表面出現(xiàn)高含水量帶， 水分分布特征如圖7-2 (b)時的狀況；如果連續(xù)降雨高含水量帶將向下推進， 如果此時停止降雨，高含水量帶的水分向下緩慢消散(如圖 7-2 (b) 4所示)。d)停止降雨后，理想情況下，包氣帶水分向下運移最終趨于穩(wěn)定，不下滲 也無蒸發(fā)、蒸騰時，含水層獲得補給，地下水水位抬升，此時均質(zhì)

3、土包氣帶水分 分布如圖7 2 (c)與所示?；钊较聺B是在理想的均質(zhì)土中室內(nèi)試驗得出的。 實際上，從微觀的角度看， 并不存在均質(zhì)土。尤其是粘性土，捷徑式入滲往往十分普遍。捷徑式入滲：當(dāng)降雨強度較大，細小孔隙來不及吸收全部水量時， 一部分雨 水將沿著滲透性良好的大孔隙通道優(yōu)先快速下滲，并沿下滲通道水分向細小孔隙 擴散。存在比較連續(xù)的較強降雨時，下滲水通過大孔道的捷徑優(yōu)先到達地下水面。 如圖7-1 (b)所示。捷徑式下滲與活塞式下滲比較，主要有兩點不同：(a)活塞式下滲是年齡較新的水推動其下的年齡較老的水，始終是老水先 到達含水層；捷徑式下滲時新水可以超前于老水先到達含水層；(b)對于捷徑式下滲，

4、入滲水不必全部補充包氣帶水分虧缺，即可下滲補 給含水層。通常情況下，砂礫質(zhì)土中主要為活塞式下滲，而在粘性土中則活塞式與捷徑 式下滲同時發(fā)生。(2)影響大氣降水補給地下水的因素落到地面的降水，歸根結(jié)底有三個去向：轉(zhuǎn)化為地表徑流，蒸發(fā)返回大氣圈， 下滲補給含水層，如圖(7-4) 0由下滲過程可知，滲入到地面以下的水不等于全部補給含水層的水。其中， 相當(dāng)一部分水滯留在包氣帶中構(gòu)成土壤水， 通過土面蒸發(fā)與葉面蒸騰的方式從包 氣帶水直接轉(zhuǎn)化為大氣水。以平原地區(qū)降水入滲補給地下水水量表達式：式中：八 降雨入滲補名&含水層的量，mmX年總P$水量，mmD地表彳流量，mm上二一一包氣帶水分滯留量，mm

5、 令三則，a稱為降雨入滲系數(shù)，即每年總降雨量補給地下水的份額，常以 小數(shù)表示。圖74降水入滲補給含水層框圖由降雨入滲表達式，我們可以分析出大氣降水補給地下水的影響因素： 氣候 （氣象）、包氣帶的巖性和厚度、地形與植被覆蓋等。氣候（氣象）包括：年降水總量、降水強度與歷時、降水頻率，以及溫度和 蒸發(fā)強度。包氣帶特征包括：包氣帶巖性的滲透性和厚度其他因素主要有：地形坡度、地表覆蓋程度以及覆蓋物的儲水-透水特征等。影響降水入滲補給地下水的因素是相互制約、 互為條件的整體，不能孤立的 割裂開來加以分析。、地表水對地下水的補給（1）河流與地下水的補給關(guān)系沿著河流縱斷面河流與地下水的補給關(guān)系具有分段性的特點

6、（圖7-5） o山區(qū)河谷深切，河水位常低于地下水位，具排泄地下水的作用（圖75a）。山前由于河流的堆積作用，河床處于高位，河水常年補給地下水（圖7-5b）。沖積平原與盆地的某些部位，河水位與地下水位的關(guān)系，隨季節(jié)而變（圖7-5c）;在某些特殊的沖積平原中，河床因強烈的堆積作用而形成所謂的“地上 河”，河水經(jīng)常補給地下水（圖 75d）。（2）河水補給地下水的影響因素河流與河床：透水河床的長度與侵水濕周的乘積（相當(dāng)于過水?dāng)嗝妫哟?透水性（滲透系數(shù)）河流與地下水：河水位與地下水位的高差（影響水力梯度），河床至地下水 位間的巖性的透水性。河床過水時間：根據(jù)河床的過水時間，河流分為常年性和間歇性。圖

7、75地表水與地下水的補給關(guān)系1一基巖；2松散沉積物；3一地表水位（縱剖面）；4一地下水位；5 地表水位（橫剖面）間歇性河流對地下水的補給過程：汛期開始，河水浸濕包氣帶并發(fā)生垂直下滲，使河下潛水面形成水丘（圖76a） o汛期河水不斷下滲，水丘逐漸抬高與擴大，與河水聯(lián)成一體（圖76b）。汛期結(jié)束，河水撤走，水丘逐漸趨平，使一定范圍內(nèi)潛水位普遍抬高（圖圖76河水補給地下水1一原地下水位；2一抬高后地下水位；3一地下水位抬高部分；4河水 位；5補給方向(3)河流滲漏補給地下水的水量的確定簡單的確定方法，可以在有滲漏的河段上下游，分別測定斷面流量Q1及Q2 則河流滲漏量等于(°-02)乂,其中

8、t為河床過水時間。三、大氣降水及河水補給地下水水量的確定(1)平原區(qū)大氣降水入滲補給量在平原區(qū)，大氣降水入滲補給地下水的量通?？捎孟率酱_定：(7-2)式中：-降水入滲補給地下水量(m3/a);上年降水量；工入滲系數(shù)；補給區(qū)面積(后,)。確定入滲系數(shù)色常用的方法有以下兩種：利用地中滲透儀測定地中滲透儀的基本結(jié)構(gòu)如圖7-8所示。在若干個入滲皿中放入本區(qū)代表性原狀土柱，以水位調(diào)節(jié)管控制不同的地下 水位埋深，經(jīng)過若干年觀測，可以得到不同包氣帶巖性、 地下水位埋深及不同年 降水量條件下降水入滲系數(shù)餐。利用天然潛水位變幅確定在研究區(qū)地下水水平徑流及垂向越流與蒸發(fā)都很微弱、 不受開采影響的地段 里，觀測不同

9、包氣帶巖性、地下水位埋深，由降水入滲引起的地下水抬升值 用， 同時觀測降水量，結(jié)合測定地下水位變動帶的給水度 聲則：X X（7-3）注意：一個地區(qū)的植被不同，蒸騰量很不相同， 取值就不相同。因此，應(yīng)當(dāng)選用 植被情況不同的地段求取 配值。(2)山區(qū)降水與河水入滲量山區(qū)的大氣降水入滲補給地下水量：由于山區(qū)地形切割，地下水位埋藏深度大，地下水的蒸發(fā)排泄量可以忽略， 大體上可認為山區(qū)地下水的補給量等于其排泄量， 故可通過測定地下水排泄量反 求其補給量。山區(qū)地下水全部以大泉形式集中排泄時，可通過定期測定泉流量求得全年排 泄量。圖78地中滲透儀結(jié)構(gòu)圖據(jù)河北省地質(zhì)局水文地質(zhì)觀測總站1一入滲（蒸發(fā)）皿；2導(dǎo)水

10、管；3地下觀測室；4一室邊排水溝；5- 原狀土樣；6皿內(nèi)水位；7過濾層；8過濾管；9檢查管；10一防沉底座； 11一支架；12測壓管；13馬里奧特瓶；14水位調(diào)整管；15接滲瓶；16 加水管；17一出水管；18通氣管；19接滲管；20一截門；21一防水墻如果地下水為分散泄流排泄，可通過分割河水流量過程線求年排泄量。如果山區(qū)地下水有一部分以地下徑流形式排入相鄰的平原或盆地，則必須另行計算這一部分水量加入排泄量中。山區(qū)的入滲系數(shù)比是全年降水與河水補給地下水的量與年降水量的比值：（74）式中：年地下水排泄量，以前述方式求得；匯水區(qū)面積（km2;年降水量（mm。四、凝結(jié)水的補給在某些地方，水汽的凝結(jié)對

11、地下水的補給有一定意義。凝結(jié)作用：飽和濕度隨溫度降低，溫度降到一定程度，空氣中的絕對濕度與 飽和濕度相等。溫度繼續(xù)下降，超過飽和濕度的那一部分水汽，便凝結(jié)成水。這 種由氣態(tài)水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水的過程稱作凝結(jié)作用。一般情況下，凝結(jié)形成的水相當(dāng)有限。五、含水層之間的補給（1）兩個含水層相鄰：兩個含水層之間存在水頭差且有聯(lián)系的通路， 則水頭較高的含水層便補給水頭較低者（圖 710、711）。圖710承壓水補給潛水1含水層；2隔水層；3潛水位；4一承壓水測壓水位；5一下降泉;6地下水流向圖711潛水補給承壓水1含水層；2隔水層；3潛水位；4一承壓水測壓水位；5一上升泉;6地下水流向圖712松散沉積物中含水層

12、通過“天窗”及越流發(fā)生水力聯(lián)系1基巖；2含水層；3弱透水層；4一降水補給；5地下水流向(2)兩個含水層間隔水層分布不穩(wěn)定：在其缺失部位的相鄰的含水層便通過“天窗”發(fā)生水力聯(lián)系(圖7-12) o(3)兩個含水層間為弱透水層一一越流：相鄰含水層通過其間的弱透水層 發(fā)生水量交換。越流經(jīng)常發(fā)生于松散沉積物中，粘性土層構(gòu)成弱透水層。越流補給量的大小，也可用達西定律進行分析。根據(jù)Q = k醒，他避臉動條件下，單位水平面積弱透水層的越流量 /為:V - KI - K 九一一-式中:弱透水層垂向滲透系數(shù);F 驅(qū)動越流的水力梯度；在/含水層A的水頭；*/含水層B的水頭；寬一一弱透水層厚度（等于滲透途徑）。盡管弱

13、透水層的垂向滲透系數(shù)相當(dāng)小， 但是，由于驅(qū)動越流的水力梯度往往 比水平流動的大上23個數(shù)量級，產(chǎn)生越流的面積（全部弱透水層分布范圍） 更比含水層的過水?dāng)嗝娲蟮枚?，對于松散沉積物構(gòu)成的含水系統(tǒng)，越流補給量往 往會大于含水層側(cè)向流入量。（4）兩個含水層間有導(dǎo)水?dāng)鄬樱呵写└羲畬拥膶?dǎo)水?dāng)鄬油蔀榛鶐r含水 層之間的聯(lián)系通路（圖713）。同理，穿越數(shù)個含水層的鉆孔或止水不良的分 層鉆孔，都將人為地構(gòu)成水由高水頭含水層流入低水頭含水層的通道。圖713含水層通過導(dǎo)水?dāng)鄬影l(fā)生水力聯(lián)系1隔水層；2含水層；3導(dǎo)水?dāng)鄬樱?地下水流向；5泉六、地下水的其它補給來源建造水庫、進行灌溉以及工業(yè)與生活廢水的排放都使地下水獲

14、得新的補給。灌溉渠道的滲漏以及田面灌水入滲常使淺層地下水獲得額外的補給。采用有計劃的人為措施補充含水層的水量稱之為人工補給地下水。第二節(jié)地下水的排泄排泄定義：含水層或含水系統(tǒng)失去水量的過程。排泄方式：天然排泄有泉、向河流泄流、蒸發(fā)和蒸騰等，以及一個含水層（含 水系統(tǒng)）向另一個含水層（含水系統(tǒng)）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。一、泉泉是地下水的天然露頭，在地形面與含水層或含水通道相交點地下水出露成根據(jù)補給泉的含水層性質(zhì)分類：上升泉和下降泉兩大類上升泉由承壓含水層補給，下降泉由潛水或上層滯水補給。根據(jù)出露原因下降泉可分為：侵蝕泉、接觸泉與溢流泉。溝谷切割潛水含水

15、層時，形成侵蝕（下降）泉（圖717a、b）。地形切割達到含水層隔水底板時，地下水被迫從兩層接觸處出露成泉， 這便 是接觸泉（圖7-17c）。圖717泉的類型1透水層；2隔水層；3堅硬基巖；4一巖脈；5風(fēng)化裂隙；6斷層；7潛水位；8測壓水位；9地下水流向；10一下降泉；11一上升泉按出露原因上升泉可分為：侵蝕（上升）泉、斷層泉及接觸帶泉。當(dāng)河流、沖溝等切穿承壓含水層的隔水頂板時，形成侵蝕（上升）泉（圖 7 -17h） o地下水沿導(dǎo)水?dāng)鄬由仙?，在地面高程低于測壓水頭處涌溢地表，便形 成斷層泉（圖717i ）。巖脈或侵入體與圍巖的接觸帶，常因冷凝收縮而產(chǎn)生隙縫，地下水沿此類接 觸帶上升成泉，就叫做接

16、觸帶泉（圖 7-17j） o研究泉的意義：巖層含水性，通過研究泉在地層中的出露情況及其涌水量， 可以很好地說明。一一以舉世聞名的泉城一一濟南為例， 濟南在26艇？范圍內(nèi)出 露106個泉。濟南市泉水的成因：濟南市以南為寒武奧陶系構(gòu)成的單斜山區(qū)， 地形與巖層 均向濟南市區(qū)傾落、市區(qū)北側(cè)為閃長巖及輝長巖侵入體。 透水性良好的灰?guī)r接受 大范圍降水的補給，豐富的地下水匯流于濟南市的東南，受到巖漿巖組成的口袋 狀“地下堤壩”的阻擋，被迫出露，造成“家家泉水”的奇觀。通過研究泉在地層中的出露情況及其涌水量，可以很好地說明巖層含水性。古老片麻巖及燕山期花崗巖：發(fā)育構(gòu)造裂隙與風(fēng)化裂隙，泉的數(shù)量多，而涌 水量均小

17、于1L/s,說明這兩者都是弱含水層（體）。下寒武統(tǒng)為厚層頁巖夾薄層砂巖：只在斷層帶有個別小泉，結(jié)合巖性可判斷 本層為隔水層。中寒武統(tǒng)為酗狀灰?guī)r：出露泉雖不多，但泉涌水量可達110L/s, 說明是較好的含水層。上寒武統(tǒng)：僅出現(xiàn)個別小泉，結(jié)合其巖性分析，基本上可看作隔水層。奧陶紀質(zhì)純厚層灰?guī)r：地表水系不發(fā)育、泉的數(shù)量不多而涌水量大、三是泉 水多出露于本層與其它地層接觸帶。這說明奧陶紀灰?guī)r是本區(qū)最好的含水層。圖718濟南泉水成因地質(zhì)示意圖 據(jù)山東省水文地質(zhì)隊1一下奧陶紀白云質(zhì)灰?guī)r；2中奧陶紀灰?guī)r；3一閃長巖及灰?guī)r；4基 巖地層界線；5斷層；6泉群圖719濟南泉水成因地質(zhì)剖面圖據(jù)山東省水文地質(zhì)隊1一第

18、四系；2一中奧陶紀灰?guī)r；3一下奧陶紀白云巖；4一上寒武紀灰?guī)r 頁巖；5一中寒武紀酗狀灰?guī)r；6一下寒武紀灰?guī)r、頁巖；7前震旦紀變質(zhì)巖；8 閃長巖及輝長石；9斷層；10泉群圖7-20地質(zhì)圖（附泉）1一前震旦紀片麻巖、片巖；2一下寒武紀鮑狀灰?guī)r；4一上寒武紀薄層 灰?guī)r及頁巖;5奧陶紀厚層灰?guī)r；6燕山期花崗巖；7一第四紀松散沉積；8- 斷裂；9一涌水量1L/s； 10涌水量10L/s的泉；12溫泉；13一下降泉；14 上升泉二、泄流泄流：當(dāng)河流切割含水層時，地下水沿河呈帶狀排泄，稱作地下水的泄流。在河流上選定斷面，定期測定河水流量，可得出河流流線過程線，并分割得 出地下水泄流量（圖7 21）。圖7-2

19、1瑪納斯河1955年日平均流量過程線補給類型分割圖1深層地下水補給；2融雪水補給；3淺層地下水補給；4降雨補 給；5高山冰雪融水補給三、蒸發(fā)蒸發(fā)排泄是低平地區(qū)，尤其干旱氣候下松散沉積物構(gòu)成的平原與盆地中地下 水主要的排泄方式。地下水的蒸發(fā)排泄的兩種形式：一種是與飽水帶無直接聯(lián)系的土壤水蒸發(fā)， 另一種是飽水帶-潛水的蒸發(fā)。與潛水面不發(fā)生直接聯(lián)系的包氣帶水：包括孔角毛細水、懸掛毛細水乃至過 路毛細水（自然還包括結(jié)合水），這部分水由液態(tài)轉(zhuǎn)為氣態(tài)而蒸發(fā)排泄，造成包 氣帶水分虧缺，間接影響飽水帶接受降水補給的份額，但不會直接消耗飽水帶的 水量。與潛水面有聯(lián)系的包氣帶水：緊接潛水面的支持毛細水是潛水沿著毛

20、細孔隙 上升而形成的，與潛水密不可分。當(dāng)潛水面埋藏不深，支持毛細水帶離地表較近， 大氣相對濕度小于飽和濕度，毛細彎液面上的水不斷由液態(tài)轉(zhuǎn)為氣態(tài)，逸入大氣; 潛水則源源不斷通過毛細作用上升補充支持毛細水（支持毛細水上升運動可以參見第五章），使蒸發(fā)持續(xù)進行。潛水持續(xù)蒸發(fā)的結(jié)果：蒸發(fā)使水分不斷消耗，水中鹽分保留下來。因此，強 烈的潛水蒸發(fā)將使土壤集鹽（造成土壤鹽漬化）與地下水不斷濃縮鹽化。影響潛水蒸發(fā)的因素：a）氣候：氣候愈干燥，相對濕度越小，潛水蒸發(fā)便愈強烈。相對濕度經(jīng)常 小于50%的西北，有的地方潛水礦化度可達 100300g/L;相對濕度經(jīng)常保持 80%以上的川西平原，盡管潛水位埋藏很淺，但其礦化度不到0.5g/L。b）潛水埋藏深度：潛水面埋藏愈淺，蒸發(fā)愈強烈。如：半干旱地區(qū)的河北石家莊市，地中滲透儀（參見圖 78）測得潛水蒸 發(fā)與其水位埋藏深度的關(guān)系（圖7-23）:水位埋藏深度小于2m時，隨著潛水 埋深變淺，蒸發(fā)量顯著增大，深度大于 2m潛水蒸發(fā)明顯減弱。c）包氣帶巖性：包氣帶巖性決定了毛細上升高度與速度，從而控制和影響 潛水蒸發(fā)。砂最大毛細上升高度太小，而亞粘土與粘土的毛細上升速度又太低， 均不利于潛水蒸發(fā)。粉質(zhì)亞砂土、粉砂等組成的包氣帶，毛細上升高度大，而毛 細上升速度又較快，故潛水蒸發(fā)最為強烈。四、