7第七章 地下水的补给与排泄

第七章地下水的补给与排泄第一节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。

补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。

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、凝结水和来自其他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，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。

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）。

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—残留含水量；—饱和含水量活塞式下渗过程：a）雨季之前（）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~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）和所示。

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）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）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。

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。

第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。

径流7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。

1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。

2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。

降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。

降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。

渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。

因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。

入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量； D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。

单位：mm 水柱。

降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。

Xq x=α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。

定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。

第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。

7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。

1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。

2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。

降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。

降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。

渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。

因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。

入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。

单位：mm 水柱。

降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。

Xq x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。

定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。

第七章地下水的补给与排泄
一．选择题
1.有关地表接受降水入渗能力和入渗速率的描述正确的是：（）
A)地表接受降水入渗能力初期较小，逐渐变大。

B)地表接受降水入渗能力是一个定值。

C)降水入渗速率是逐渐变小的，最后变为零。

D)降水入渗能力和入渗速率随着降雨延续逐渐趋于某一定值。

2.关于地下水补给入渗方式正确的描述是：（）
A)在粘性土中都是捷径式下渗。

B) 地下水补给入渗方式要么是活塞式下渗，要么是捷径式下渗。

C)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；
D)对于捷径式下渗，入渗水必须先补充包气带水分亏缺，然后才可下渗补给含水层。

3.判断下面各图所代表的泉的类型
（a）图（）；（b）图（）；（c）图（）；（d）图（）；（e）图（）；（f）图（）。

A)侵蚀泉
B)接触泉
C)溢流泉
D）接触带泉
4. 判断下面各图所代表的泉的类型
（g）图（）；（h）图（）；（i）图（）；（j）图（）。

A)侵蚀泉
B)接触带泉
C)溢流泉
D）断层泉。

第七章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。

关于地下水的径流（流动），我们将在第八章加以地下水的补给与排泄讨论。

7．1 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。

7．1．1 大气降水对地下水的补给7．1．1．1 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（图7—1）。

活塞式下渗（Piston type infiltration ）：鲍得曼（Bodman ）等人于1943—1944年对均质砂进行室内入渗模拟试验的基础上提出，简而言之，这种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。

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7—2（c ）中九所示。

包气带上部保持残留含水量（0W ），一定深度以下，由于支持毛细水的存在，含水量大于0W 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（s W ）。

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0W ，而造成所谓的水分亏缺（图7—2a ，（0t ））。

第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。

7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。

1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。

2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。

降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。

降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。

渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。

因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。

入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。

单位：mm 水柱。

降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。

Xq x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。

定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。

第七章地下水的补给径流与排泄我们认为：世界是物质的，物质是运动的，运动是有规律的，规律是可以认识并可以利用的。

地下水是自然界广泛存在的非常重要的物质，对它运动规律我们从微观上已经进行过一些研究，如达西线性渗透定律，V = Kl；讨论了结合水、①毛细水的运动规律；学习了地下水化学成分的形成与变化。

而在宏观上关于地下水的运动，只在自然界水循环中作过简单的介绍。

在以下几章里，将分别介绍地下水水质、水量的时空变化规律。

这个变化的：过程——地下水的动态；数量关系——地下水的均衡；结果——地下水资源。

在“自然界水循环”当中讲到：水文循环——大气水、地表水、地壳浅部水之间的相互转化过程。

（发生在海 陆之间的叫大循环；发生在海海与陆陆内部的叫小循环。

）地质循环——地球浅部层圈与深部层圈之间水分的相互转化过程。

地下水经常不断地参与着自然界的水循环，我们把下面三个概念（过程）叫做* 地下水循环——地下水的补给、径流与排泄过程。

* ①补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。

* ②径流——水由补给处向排泄处的运动过程。

* ③排泄——含水层（含水系统）失去水量的过程。

地下水在补给、径流、排泄过程中，不断的进行着水量的交换和运移。

由于水是盐分和热量的良好的溶剂和载体，所以在水量交换的同时，也伴随着水化学场和温度场的响应的变化。

即水量、盐量、热量都在变化。

这些变化的特点决定了含水层（含水系统）中水量、水质、水温的分布规律。

因此，在做地下水研究时，只有搞清地下水的补、径、排规律或特点，才能正确的评价水资源，才能更合理的利用地下水，更有效的防范地下水害。

* 一、地下水的补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。

研究地下水的补给，主要研究如下三个问题：a. 补给源：大气降水、地表水、凝结水、相邻含水层（含水系统）的水以及人工补给水源。

b. 补给条件：主要是发生补给的地质—水文地质条件，如补给方式和补给通道的情况等。

c. 补给量：含水层（含水系统）获得了多少水。

水文地质学基础Fundamenta Is of Hydrogeo logy本章内容7/1地下水的补给7.2地下水的排泄7.3地下水径流7.4地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响地下水是通过补给与排泄两个环节参与自然界的水循环。

补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程，水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。

排泄：含水层或含UJ水系统向外界排出水量的过程，减少水量的同时，盐量和能量等也随之减少。

根据地下水循环位置,可分为补给区、径流区、排泄区。

＞径流区是含水层中的地下水从补给区至排泄区的流经范围。

＞补给区(recharge area )是含水层出露或接近地表接受大气降水和地表水等入渗补给的地区。

＞水文地质条件是地下水埋藏、分布、补给、径流和排泄条件、水质和水量及其形成地质条件等的总称。

抽水井隔水层补给区IE饱和帯非承斥含水层承压含水层排泄区隔水层世紀承压含水层亿年7.1地下水的补给补给使含水层的水量、水化学特征和水温发生变化•:•思考：补给获得水量后，含水层或含水系统会发生什么变化？・地下水位上升，增加了势能，使地下水保持不停的流动。

■由于构造封闭或气候干旱，得不到补给，地下水的流动将停滞。

O补给的研究包括：补给来源、补给机制、影响因素、补给量O地下水的补给来源有:■天然：大气降水、地表水、凝结水及相邻含水层的补给等■人类活动有关的：灌溉水入渗、水库渗漏及人工回灌7.1.1大气降水对地下水的补给讨论：入渗机制？影响因素？？补给量的确定？？？1.大气降水入渗机制・包气带是降水对地下水补给的枢纽，包气带的岩性结构和含水量状况对降水人渗补给起着决定性作用・目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式: 降水入渗的现象一两类空隙的入渗过程——总结：均匀砂土层--- 活塞式(piston/diffuse)含裂隙的土层--- 径式(bypass)7.1.1大气降水对地下水的补给1.大气降水入渗机制• “活塞式”入渗——适用条件：均匀的砂土层土层干燥，吸水能力很强,雨水下渗快-渗润阶段降水延续t2 :土层达到一走的含水量，毛细力与重力共同作用,下渗趋于稳走——渗漏与渗透阶段降水再持续：当土层湿锋面推进到支持毛细水带时, 含水量获得补给，潜水位上升活塞式下渗:入渗水的湿锋面整体向下推进, 犹如活塞的运移。

第七章地下水的补给与排泄第一节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。

补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。

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、凝结水和来自其他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，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。

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）。

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—残留含水量；—饱和含水量活塞式下渗过程：a）雨季之前（）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~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）和所示。

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）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）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。

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。