地下水的補(bǔ)給與排泄

第七章地下水的補(bǔ)給與排泄第一節(jié)地下水的補(bǔ)給含水層或含水系統(tǒng)從外界獲得水量的過程稱作補(bǔ)給。補(bǔ)給研究涉及補(bǔ)給來源、補(bǔ)給條件與補(bǔ)給量。地下水補(bǔ)給來源有天然與人工補(bǔ)給。天然補(bǔ)給涉及大氣降水、地表水、凝結(jié)水和來自其它含水層或含水系統(tǒng)的水；與人類活動有關(guān)的地下水補(bǔ)給有澆灌回歸水、水庫滲漏水，以及專門性的人工補(bǔ)給（運(yùn)用鉆孔）。一、大氣降水對地下水的補(bǔ)給（1）大氣降水入滲機(jī)制松散沉積物中的降水入滲存在活塞式與捷徑式兩種（見圖7－1）：活塞式下滲是入滲水的濕鋒面整體向下推動，猶如活塞的運(yùn)移如圖7－1（a）。圖7—1活塞式與捷徑式下滲

（a）活塞式下滲；（b）捷徑式與活塞式下滲的結(jié)合圖7—2降水入滲過程中包氣帶水分分布曲線—?dú)埩艉浚弧柡秃炕钊较聺B過程：a）雨季之前（）時，包氣帶水分分布曲線如圖7—2（a）所示，近地表面水分出現(xiàn)虧缺。b）雨季早期~時，入滲的降水首先補(bǔ)充包氣帶水分分布曲線的虧缺部分，如圖7—2（a）和所示。c）隨著降雨的繼續(xù)，多出的入滲水分開始下滲，近地表面出現(xiàn)高含水量帶，水分分布特性如圖7—2（b）時的狀況；如果持續(xù)降雨高含水量帶將向下推動，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）所示）。d）停止降雨后，抱負(fù)狀況下，包氣帶水分向下運(yùn)移最后趨于穩(wěn)定，不下滲也無蒸發(fā)、蒸騰時，含水層獲得補(bǔ)給，地下水水位抬升，此時均質(zhì)土包氣帶水分分布如圖7－2（c）所示?；钊较聺B是在抱負(fù)的均質(zhì)土中室內(nèi)實(shí)驗得出的。事實(shí)上，從微觀的角度看，并不存在均質(zhì)土。特別是粘性土，捷徑式入滲往往十分普遍。捷徑式入滲：當(dāng)降雨強(qiáng)度較大，細(xì)小孔隙來不及吸取全部水量時，一部分雨水將沿著滲入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(xì)小孔隙擴(kuò)散。存在比較持續(xù)的較強(qiáng)降雨時，下滲水通過大孔道的捷徑優(yōu)先達(dá)成地下水面。如圖7－1（b）所示。捷徑式下滲與活塞式下滲比較，重要有兩點(diǎn)不同：（a）活塞式下滲是年紀(jì)較新的水推動其下的年紀(jì)較老的水，始終是老水先達(dá)成含水層；捷徑式下滲時新水能夠超前于老水先達(dá)成含水層；（b）對于捷徑式下滲，入滲水不必全部補(bǔ)充包氣帶水分虧缺，即可下滲補(bǔ)給含水層。普通狀況下，砂礫質(zhì)土中重要為活塞式下滲，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(bǔ)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(bǔ)給含水層，如圖（7－4）。由下滲過程可知，滲入到地面下列的水不等于全部補(bǔ)給含水層的水。其中，相稱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(bǔ)給地下水水量體現(xiàn)式：式中：——降雨入滲補(bǔ)給含水層的量，mm；X——年總降水量，mm；D——地表徑流量，mm；——包氣帶水分滯留量，mm；令則，α稱為降雨入滲系數(shù)，即每年總降雨量補(bǔ)給地下水的份額，常以小數(shù)表達(dá)。圖7—4降水入滲補(bǔ)給含水層框圖由降雨入滲體現(xiàn)式，我們能夠分析出大氣降水補(bǔ)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）涉及：年降水總量、降水強(qiáng)度與歷時、降水頻率，以及溫度和蒸發(fā)強(qiáng)度。包氣帶特性涉及：包氣帶巖性的滲入性和厚度其它因素重要有：地形坡度、地表覆蓋程度以及覆蓋物的儲水-透水特性等。影響降水入滲補(bǔ)給地下水的因素是互相制約、互為條件的整體，不能孤立的割裂開來加以分析。二、地表水對地下水的補(bǔ)給（1）河流與地下水的補(bǔ)給關(guān)系沿著河流縱斷面河流與地下水的補(bǔ)給關(guān)系含有分段性的特點(diǎn)（圖7－5）。山區(qū)河谷深切，河水位常低于地下水位，其排泄地下水的作用（圖7－5a）。山前由于河流的堆積作用，河床處在高位，河水常年補(bǔ)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(qiáng)烈的堆積作用而形成所謂的“地上河”，河水經(jīng)常補(bǔ)給地下水（圖7－5d）。（2）河水補(bǔ)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（相稱于過水?dāng)嗝妫?，河床透水性（滲入系數(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—5地表水與地下水的補(bǔ)給關(guān)系1—基巖；2—松散沉積物；3—地表水位（縱剖面）；4—地下水位；5—地表水位（橫剖面）間歇性河流對地下水的補(bǔ)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7—6a）。汛期河水不停下滲，水丘逐步抬高與擴(kuò)大，與河水聯(lián)成一體（圖7—6b）。汛期結(jié)束，河水撤走，水丘逐步趨平，使一定范疇內(nèi)潛水位普遍抬高（圖7—6c）。圖7—6河水補(bǔ)給地下水1—原地下水位；2—抬高后地下水位；3—地下水位抬高部分；4—河水位；5—補(bǔ)給方向（3）河流滲漏補(bǔ)給地下水的水量的擬定簡樸的擬定辦法，能夠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，其中t為河床過水時間。三、大氣降水及河水補(bǔ)給地下水水量的擬定（1）平原區(qū)大氣降水入滲補(bǔ)給量在平原區(qū)，大氣降水入滲補(bǔ)給地下水的量普通可用下式擬定：（7—2）式中：——降水入滲補(bǔ)給地下水量（m3/a）；——年降水量；——入滲系數(shù)；——補(bǔ)給區(qū)面積（）。擬定入滲系數(shù)慣用的辦法有下列兩種：運(yùn)用地中滲入儀測定地中滲入儀的基本構(gòu)造如圖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，通過若干年觀察，能夠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)。運(yùn)用天然潛水位變幅擬定在研究區(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，觀察不同包氣帶巖性、地下水位埋深，由降水入滲引發(fā)的地下水抬升值，同時觀察降水量，結(jié)合測定地下水位變動帶的給水度則：（7—3）注意：一種地區(qū)的植被不同，蒸騰量很不相似，值就不相似。因此，應(yīng)當(dāng)選用植被狀況不同的地段求取值。（2）山區(qū)降水與河水入滲量山區(qū)的大氣降水入滲補(bǔ)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)排泄量能夠無視，大致上可認(rèn)為山區(qū)地下水的補(bǔ)給量等于其排泄量，故可通過測定地下水排泄量反求其補(bǔ)給量。山區(qū)地下水全部以大泉形式集中排泄時，可通過定時測定泉流量求得全年排泄量。圖7—8地中滲入儀構(gòu)造圖〔據(jù)河北省地質(zhì)局水文地質(zhì)觀察總站〕1—入滲（蒸發(fā)）皿；2—導(dǎo)水管；3—地下觀察室；4—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—防沉底座；11—支架；12—測壓管；13—馬里奧特瓶；14—水位調(diào)節(jié)管；15—接滲瓶；16—加水管；17—出水管；18—通氣管；19—接滲管；20—截門；21—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)是全年降水與河水補(bǔ)給地下水的量與年降水量的比值：（7—4）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(bǔ)給在某些地方，水汽的凝結(jié)對地下水的補(bǔ)給有一定意義。凝結(jié)作用：飽和濕度隨溫度減少，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，超出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。普通狀況下，凝結(jié)形成的水相稱有限。五、含水層之間的補(bǔ)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(bǔ)給水頭較低者（圖7—10、7—11）。圖7—10承壓水補(bǔ)給潛水1—含水層；2—隔水層；3—潛水位；4—承壓水測壓水位；5—下降泉；6—地下水流向圖7—11潛水補(bǔ)給承壓水1—含水層；2—隔水層；3—潛水位；4—承壓水測壓水位；5—上升泉；6—地下水流向圖7—12松散沉積物中含水層通過“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—降水補(bǔ)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）。（3）兩個含水層間為弱透水層——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(bǔ)給量的大小，也可用達(dá)西定律進(jìn)行分析。根據(jù)，在一維流動條件下，單位水平面積弱透水層的越流量為：（7—6）式中：——弱透水層垂向滲入系數(shù)；——驅(qū)動越流的水力梯度；——含水層A的水頭；——含水層B的水頭；——弱透水層厚度（等于滲入途徑）。盡管弱透水層的垂向滲入系數(shù)相稱小，但是，由于驅(qū)動越流的水力梯度往往比水平流動的大上2—3個數(shù)量級，產(chǎn)生越流的面積（全部弱透水層分布范疇）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(bǔ)給量往往會不不大于含水層側(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7—13）。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7—13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(bǔ)給來源建造水庫、進(jìn)行澆灌以及工業(yè)與生活廢水的排放都使地下水獲得新的補(bǔ)給。澆灌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(bǔ)給。采用有計劃的人為方法補(bǔ)充含水層的水量稱之為人工補(bǔ)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，以及一種含水層（含水系統(tǒng)）向另一種含水層（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(diǎn)地下水出露成泉。根據(jù)補(bǔ)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(bǔ)給，下降泉由潛水或上層滯水補(bǔ)給。根據(jù)出露因素下降泉可分為：侵蝕泉、接觸泉與溢流泉。溝谷切割潛水含水層時，形成侵蝕（下降）泉（圖7－17a、b）。地形切割達(dá)成含水層隔水底板時，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7—17泉的類型1—透水層；2—隔水層；3—堅硬基巖；4—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—下降泉；11—上升泉按出露因素上升泉可分為：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）。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7－17i）。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，地下水沿這類接觸帶上升成泉，就叫做接觸帶泉（圖7－17j）。研究泉的意義：巖層含水性，通過研究泉在地層中的出露狀況及其涌水量，能夠較好地闡明?！耘e世聞名的泉城——濟(jì)南為例，濟(jì)南在范疇內(nèi)出露106個泉。濟(jì)南市泉水的成因：濟(jì)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(jì)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接受大范疇降水的補(bǔ)給，豐富的地下水匯流于濟(jì)南市的東南，受到巖漿巖構(gòu)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狀況及其涌水量，能夠較好地闡明巖層含水性。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，而涌水量均不大于1L/s，闡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)為鮞狀灰?guī)r：出露泉雖不多，但泉涌水量可達(dá)1—10L/s，闡明是較好的含水層。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(jì)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。這闡明奧陶紀(jì)灰?guī)r是本區(qū)最佳的含水層。圖7—18濟(jì)南泉水成因地質(zhì)示意圖〔據(jù)山東省水文地質(zhì)隊〕1—下奧陶紀(jì)白云質(zhì)灰?guī)r；2—中奧陶紀(jì)灰?guī)r；3—閃長巖及灰?guī)r；4—基巖地層界限；5—斷層；6—泉群圖7—19濟(jì)南泉水成因地質(zhì)剖面圖〔據(jù)山東省水文地質(zhì)隊〕1—第四系；2—中奧陶紀(jì)灰?guī)r；3—下奧陶紀(jì)白云巖；4—上寒武紀(jì)灰?guī)r頁巖；5—中寒武紀(jì)鮞狀灰?guī)r；6—下寒武紀(jì)灰?guī)r、頁巖；7—前震旦紀(jì)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—前震旦紀(jì)片麻巖、片巖；2—下寒武紀(jì)鮞狀灰?guī)r；4—上寒武紀(jì)薄層灰?guī)r及頁巖；5—奧陶紀(jì)厚層灰?guī)r；6—燕山期花崗巖；7—第四紀(jì)松散沉積；8—斷裂；9—涌水量<1L/s；10—涌水量>10L/s的泉；12—溫泉；13—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，定時測定河水流量，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7-21瑪納斯河1955年日平均流量過程線補(bǔ)給類型分割圖1—深層地下水補(bǔ)給；2—融雪水補(bǔ)給；3—淺層地下水補(bǔ)給；4—降雨補(bǔ)給；5—高山冰雪融水補(bǔ)給三、蒸發(fā)蒸發(fā)排泄是低平地區(qū)，特別干旱氣候下松散沉積物構(gòu)成的平原與盆地中地下水重要的排泄方式。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：涉及孔角毛細(xì)水、懸掛毛細(xì)水乃至過路毛細(xì)水（自然還涉及結(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(bǔ)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(xì)水是潛水沿著毛細(xì)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(xì)水帶離地表較近，大氣相對濕度不大于飽和濕度，毛細(xì)彎液面上的水不停由液態(tài)轉(zhuǎn)為氣態(tài)，逸入大氣；潛水則源源不停通過毛細(xì)作用上升補(bǔ)充支持毛細(xì)水（支持毛細(xì)水上升運(yùn)動能夠參見第五章），使蒸發(fā)持續(xù)進(jìn)行。潛水持續(xù)蒸發(fā)的成果：蒸發(fā)使水分不停消耗，水中鹽分保存下來。因此，強(qiáng)烈的潛水蒸發(fā)將使土壤集鹽（造成土壤鹽漬化）與地下水不停濃縮鹽化。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(qiáng)烈。相對濕度經(jīng)常不大于50％的西北，有的地方潛水礦化度可達(dá)100—300g/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(qiáng)烈。如：半干旱地區(qū)的河北石家莊市，地中滲入儀（參見圖7—8）測得潛水蒸發(fā)與其水位埋藏深度的關(guān)系（圖7—23）：水位埋藏深度不大于2m時，隨著潛水埋深變淺，蒸發(fā)量明顯增大，深度不不大于2m，潛水蒸發(fā)明顯削弱。c）包氣帶巖性：包氣帶巖性決定了毛細(xì)上升高度與速度，從而控制和影響潛水蒸發(fā)。砂最大毛細(xì)上升高度太小，而亞粘土與粘土的毛細(xì)上升速度又太低，均不