第四章 地下水的补给、排泄和动态.docx

第四章地下水的补给、排泄和动态地下水的循环是指地下水的补给、径流与排泄过程。地下水以大气降水、地表水、人工 补给等各种形式获得补给，在含水层中流过一段路程，然后又以泉、蒸发等形式排出地表， 如此周而复始的过程便叫做地下水的循环，其中资源量的增减正是补给与排泄不平衡所致。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即为地下水的补给，其补给来源有：大气降水 入渗、地表水入渗、凝聚水入渗、其他含水层或含水系统越流补给和人工补给等。一、降水入渗补给大气降水包括雨、雪、雹，在许多状况下大气降水是地下水的主要补给方式。当大气降 水降落在地表后，一局部变为地表径流，一局部蒸发重新回到大气圈，剩下一局部渗入地下 变为地下水。一般状况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的2050%,其余的水量通过 各种途径耗失了。1 .降水入渗补给地下水的机制大气降水抵达地表便向土壤孔隙渗入，假如土壤初始含水率很小，那么入渗水首先形成薄 膜水，到达最大薄膜水后，又连续充填毛细孔隙形成毛细水，只有当土壤含水率超过最大持 水量时，才形成重力水下渗补给地下水。一般的降水入渗过程可划分为两个阶段：前期属于 受供水强度掌握阶段；后期为受入渗力量掌握阶段。降雨后包气带水的下渗方式一般认为有两种，即活塞式(piston type)及捷径式 (short-circuit type)。活塞式是指上部新的入渗水推动下部较老的水作面状下移，此类下渗主 要发生于比拟均质的砂层中。捷径式指水流不作面状推动，而沿着某些通路优先下渗，例如 在粘性土中下渗水往往沿着某些大孔道根孔、虫孔及裂隙发生的移动。均质土的活塞式下渗：入渗水的湿锋面整体向下推动，如同活塞的运移。分两个入渗 阶段：土壤吸水阶段:降水入渗水用于补充水分亏缺，由于表土干燥，毛细负压大，毛细负压与重力共同作用使水下渗,入渗速 率很大；稳定入渗阶段:湿锋面下渗 到肯定深度，重力水力梯度起主要作 用，毛细水力梯度渐渐变小，入渗率趋 于稳定值。粘性土的捷径式下渗：当降水强度较大，细小孔隙来不及汲取全部水量时，一局部雨 水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿通道水分向细小孔隙集中。存在比拟 小而匀称；水质季节变化不明显，长期来看地下水不断向淡化方向进展。渗入一一开采型：分布于我们国家东部平原区，大量开采地下水，对地下水的季节性 变化影响较大，水位不断下降，漏斗区扩大。承压含水层的动态类型分为:主要为渗入-径流型：动态变化程度取决于构造开启程度（构造开启程度越高，水交替 越剧烈，动态变化也越剧烈，水质的淡化趋势越明显。）。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：活塞式下渗是年龄较新的推动其下年龄较老的水,始终是“老”水先到达含水层，而捷径式下渗是“新” 水可以超前于“老”水到达含水层；对于捷径式 下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，就可 下渗补给含水层。这两点对于分析污染物质在包气 带的运移很有意义。年降mmI降水入海补给系数（»）口&”2 .影响大气降水入渗补给的因素降水量、降水强度及降水历时：降水量：对地下水 的补给起掌握作用，一般：在肯定的地下水埋深条件下，降 水量越大，补给量也越大，两者接近线性关系（见右图）； 在定降雨量的条件下，地下水埋深越浅，补给量越大。降 水强度：指单位时间内的降水量。降水强度超过包气带的入 渗率时，局部降水形成地面径流，补给地下水的局部相应削减。降水历时：指降水所持续的时间。降水强度小而历时长的雨型，如毛毛雨，入渗的水 仅能潮湿包气带，而后又蒸发返回大气，不利于补给地下水；绵绵细雨，其降水强度中等， 历时长，降水面积广，对地下水补给最为有利。B午补皿包气带岩性和厚度（地下水埋深）：对岩性：透水性越好，入住一一二F地下水埋深地下水埋深渗速率越大，降水转化为地下水的量也越大；反之那么小。对地下水 埋深：通过试验讨论，降水入渗补给量随地下水埋深的不同而不同（见 右图）。最正确埋深：降水入渗补给量为最大时的最小地下水埋深。地形：反映在两个方面：植被掩盖率。植物越茂密，降水形成的坡面流的滞留时间 越长，对地下水补给越有利。植物形成的有机物。有利于保护土层结构免受降雨淋蚀，植 物根系还可以增加表土的透水性。人类活动的影响：因人类活动的烦杂，对于降水入渗补给地下水的影响也很简单，诸 如地面的硬化等。3 .平原地区降水入渗补给量确实定入渗水补足水分亏缺后，其余局部连续下渗，到达含水层时，构成地下水的补给。因此, 平原地区降水入渗补给地下水水量为：qx = X-D-S （%降水入渗补给含水层的量 （mm）； X年总降水量（mm）； D地表径流量（mm）； AS包气带水分滞留量,即水分亏缺（mm）。）。令区=。为降水入渗补给系数，那么平原区降水入渗补给总量 XQ = 1000X-a-F （。年降水入渗补给总量（m3）； X年降水量（mm/a）； F补给面积（kn?）。降水入渗补给系数a确实定：地中渗透仪测定法：地中渗透仪的主要用途：测算 降水入渗补给量；潜水蒸发量； 凝聚水量。地下水动态法：应用地下水长期动态观测资料，依据自然 地h 下水位变化幅度求。选择符合以下条件的典型地段进行观测：没 有开采；没有地表水补给；地下水平径流和垂向越流及蒸发微 弱；包气带岩性及地下水位埋深有代表性。具体方法是布置观测井，观测降水期间地下水位抬升值，然后测定水位变幅带的给水度。那么匕竺（。通常变化于0.20.5之间，我们国家南方岩溶地区可高达0.8以上，西 X X北极端干旱的山间盆地那么趋于零。二、地表水入渗补给.地表水与地下水的补排关系地表水体指的是河流、湖泊、水库与海洋等， 地表水体有可能补给地下水，也可能排泄地下水， 这主要取决于地表水的水位与地下水水位之间的 关系。山区河流的上游，地下水位受地形影响，往往高于地表水，地下水常补给地表水；河 流中游地区，河水位与地下水位常比拟接近，洪水期河水位抬升，地表水补给地下水，平水 期与枯水期河水位下降，地下水补给河水；处于冲积平原的河流下游，由于河流的积累作用 剧烈，河床往往高于四周平原，地下水接受河水的补给（比方我们国家黄河下游一带，河床 便高于两岸平原区）。1 .地表水转化补给地下水的过程河渠水是一种主要的且具有代表性的地表水体，其转化补给地下水大致可分为两个过程:自由渗流过程在河渠地表水渗漏的前期，地表水与地下水尚未形成连续水流，渗流不受地下水位顶托 影响，细分又可划分为两个演化阶段：非饱和渗漏阶段：河渠长期干枯状况下，在刚通水 的起始阶段，河渠渗漏水借助重力和毛细作用润湿河渠底部以下土层，渗漏水量Qp随潮湿范 围加大而变化（上图4）。这一阶段历时长短视地下潜水埋深和地下水出流条件而定，如潜水 埋深很大，该阶段持续时间将会很长；反之，如潜水埋深不大，那么会在不太长的时间内，随 着潮湿范围的连续扩大，接上潜水面（上图中的虚线）。形成水丘阶段：当非饱和渗流阶段 的潮湿范围到达潜水面，而且河渠底部渗漏量Qp又大于地下水向两侧排泄的出流量Qc时， 在河渠底部将消失地下水丘，并逐斯向上扩展（上图2中的实线）。假设潜水位埋深较大，地下 水又具有良好的泄流条件，该阶段将会持续很久，而所形成的地下水丘甚至达不到河渠底部, 反之，如潜水埋深较浅，地下水泄流条件又较差，那么所形成的地下水丘将会不断抬升而到达 河渠底部，这时便结束自由渗流过程，而进入下一渗流过程。顶托渗流过程当地下水丘抬升到河渠底部，使潜水面与河渠水面相连接，那么抬升的地下水面将渐渐向 两侧扩展（上图2中的点线）。这时的河渠渗流将受地下水顶托影响，随着渗流水力梯度的渐渐减小，河渠渗流量也随之渐渐降低。2 .影响补给量大小的因素对于潜水含水层接受地表水补给，有：河床 的长度与浸水周界（透水床面）；河床的透水性 （渗透系数）；河水位与地下水位的高差（影响 水力梯度）；河床过水时间的长短等。对承压含 水层，取决于构造与地形的协作关系（春图）。3 .地表水入渗补给量确实定（这一局部在水资源分析与评价中就各种计算方法已作过具体的讲解，大家下去复习一 下，这里只做简洁的总结）平原地区（河段水量平衡法）：选择符合下边条件的典型渗漏地段：无支流；无降水；无取水排水；河流两侧岩性均一。水；无取水排水；河流两侧岩性均一。实测河段上、下游断面流量Qi和Q2,那么渗漏量Q=Qi-Q2。依据4Q的大小确定地表水与地下水的补排关系和渗漏量。这一方法丕适用：£间歇性河流及侧向径流剧烈，潜水位与河 水位不相连的常常性河流（为什么？由于消耗于包气带的水量占相当比例，误差较大）。基岩山区降水及河水入渗补给量确实定：考虑到山区地形切割大，地下水埋深大，水 平排泄为主，近似认为：补给量。径流量。排泄量，故通过估算排泄量（包括泉的总流量、泄流量等）或径流量来估算补给量。山区的入渗系数”丹（。一年地下水排泄量一汇水区面积（km2）； x年降水量（mm）,那么全年降水与河水补给地下水的量5.大气降水与地表水对地下水补给特征的比照补给来源大气降水地表水空间分布面状补给，范围普遍且较匀称线状补给，局限于地表水体周边时间分布持续时间有限持续时间长，或是常常性的三、含水层之间的补给当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。1 .补给方式两含水层相互连通产生直接补给承压水补给潜水（右图）;通过切穿隔水层的导水断层进行补给（右图）；隔水层分布不连续、不稳定时，在其缺失部位，相潜水补给承压水邻含水层便通过“天窗”发生水力联系（月图）；穿过数个含水层的钻孔或止水不良的分层钻孔，往往成 为含水层之间人为的联系通道（右图）；越流补给：具有肯定水头差的相邻含水层通过其间的弱含水瓦通过导水断居发生水力联系透水层发生的水力联系，称为越流（右图）。2 .影响补给量大小的因素两个含水层之间的水头差；裂隙、断层的透水性；弱透水层的透水性 及厚度。3 .越流补给量确实定松散沉枳屎中的含水层通过“天窗”及越流发生水力联系，力汾八含水岸通过都乱发生水力喉系H _ H计算公式为：Q = KIW = Kn' n2W （K弱透水层垂向渗透系数；I驱动越 M流的水力梯度；出一一含水层1的水头；H2含水层2的水头；M弱透水层厚度（等 于渗透途径）；W越流面积。四、人工补给.浇灌回归水的补给习惯上将浇灌渗漏（包括渠道与田面渗漏）补给含水层的水称之为浇灌回归水。渠系入渗:大型沟渠渗漏相当于地表水入渗补给。田面入渗:当浇灌水量超过地下水面 以上包气带土层的蓄水力量时，浇灌水将会对地下水产生补给，灌水入渗过程与大气降水入 渗过程基本相同。进入田间的水量与渠道总输水量的比值，称为渠系有效采用系数，一般大 型浇灌系统的有效采用系数为0.40.6。1 .人工回灌采纳有方案的人为措施补充含水层水量的过程称为人工补给地下水。其目的有：补充、 储存地下水资源；抬高地下水位以改善地下水开采条件；储存热源以用于锅炉用水；储存冷 源用于空调冷却；掌握地面沉降；防止海水倒灌与咸水入侵含水层等。其次节地下水的排泄地下水的排泄：含水层或含水系统失去水量的过程。地下水通过泉（点状排泄）、向 河流泄流（线状排泄）及蒸发（面状排泄）等形式向外界排泄，此外，还有一个含水层中 的水向另一个含水层的越流及地下水的开采。一、泉排泄泉是地下水的自然 露头，当含水层含水通道被揭露于地表时，地下水便溢出地表形成 泉。L讨论泉的意义通过对泉在地层中出露状况及其涌水量大小的讨论可以了解补给泉的含水层性质，如 泉水的溢出水量反映含水层的富水性，泉水水量随着时间的变化幅度反映含水层的动态变化, 泉水的化学成分反映含水层的水质。采用泉流量作为论证地下水开采水量保证程度的依据。由于泉是在肯定地质、地形条件协作下产生的，因此泉的出露有助于推断地质构造条 件，如有些线状排列的提升泉往往与断层带的方向全都。2 .泉的分类依据补给泉的含水层性质，可将泉分为提升泉和下降泉两大类，提升泉由承压含水层补给，而下降泉由潜水或上层滞水补给。（|留意卜 在野外仅仅依据泉口的水是否冒涌来推断是提 升泉或下降泉，那是不合适的。）下降泉类型1一透水孱；2 隔水层i 3基岩1 4一岩脉；5风化裂隙I 6一断层;7潜水位；8，地下水流向j 9一上升泉；101下降泉依据出露缘由，提升泉可分为侵蚀泉、断层 泉和接触带泉,而下降泉可分为侵蚀泉、接触泉 和溢流泉。（提升泉：当河流、冲沟等切穿承压 含水层的隔水顶板时，形成侵蚀泉（a）；地下水沿 导水断层提升，在地面高程低于测压水位处涌溢 地表，便成为断层泉（b）；岩脉或侵入体与围岩的 接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿这 类接触带提升成泉，就叫接触带泉（c）。下降泉： 沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀泉（a、b）； 地形切割到达含水层隔水底板时，地下水被迫从 两层接触处出露成泉，这便是接触泉（C）；潜水流前方透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜 水流淌受阻而涌溢于地表成泉，即为溢流泉（d、e、f、g）o ）二、泄流排泄当河流切割含水层，地下水位又高于河水位时，假设河床下面没有不透水岩层阻隔，那么地 下水就会沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。常年有水的河流，枯水季节河水流量全由地 下水泄流供应，汛期主要由流域内降水汇聚形成，同时也可能包含局部泄流水量。泄流量可 以通过对上、下游两断面河流流量的测定计算出来。三、蒸发排泄蒸发是水由液态变为气态的过程。地下水，特殊是潜水可通过土壤蒸发、植物蒸腾而消 耗，成为地下水的一种重要排泄方式，这种排泄也称为垂直面状排泄。1 .蒸发类型与饱水带无直接联系的土壤水蒸发包气带上部的水，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） 都不与潜水而发生直接联系。这局部水由液态转为气态而蒸发排泄，造成包气带水分亏缺， 会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。它使土壤水盐分发 生季节性浓缩，但在雨季又得到降水补充而淡化，故土壤在长期中不会使地下水盐化。潜水蒸发通过支持毛细水蒸发。当潜水面埋藏不深，支持毛细水带上缘离地表较近时，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；潜水那么源源不断通 过毛细作用提升补充支持毛细水，使蒸发得以持续进行。水分沿毛细管提升不断气化蒸发， 水流带来的盐分便浓集于毛细带的上缘。降雨时，入渗降水淋溶局部盐分重新返回潜水。因 此，剧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。植物蒸腾植物生长过程中，经由根系汲取水分，在叶面转化成气态水而蒸发，这便是叶面蒸发， 也称蒸腾。2 .影响蒸发的因素一般状况下，地下水蒸发强度打算于气候条件、土层性质、地下水埋藏深度等因素。通 过对大量实际观测资料的分析，用数理统计方法模拟一些定性规律，得到有用性计算公式，/ n厂厂J H E = Eq 1即半理论半阅历公式一一柯夫达公式：I（式中：E表示潜水埋藏为H时的蒸发强度，m/d； n阅历指数，一般取13； Eo表示潜水位近于地表时的蒸发强度，m/d； Ho 表示潜水蒸发极限埋深，mo ） o这个极限埋深是指当潜水埋藏深度超出土壤毛管上提升度 及植物根系吸水深度时，潜水蒸发量接近零，该潜水埋藏深度就为极限埋深。总之，气候愈干燥，相对湿度愈小，土面蒸发便愈剧烈；潜水埋深愈浅，土面蒸发愈剧 烈；包气带岩性主要通过其对毛细上提升度与速度的掌握而影响潜水蒸发。3 .蒸发量确实定：采用地中渗透仪直接测定或水面蒸发皿简接测定。第三节地下水的动态Y-Tb输入与输出的时应关系 时I'端后；土时I艇迟地下水动态是指地下水的数量和质量（水位、水量、水质、水温、流速、流向等）在自 然和人为因素的综合影响下随时间的变化过程。一、地下水动态形成机制将地下水动态可以理解为含水层（含水系统）对环境施 加的激励所产生的响应，也可理解为含水层（含水系统）对 输入信息变换后产生的输出信息。比方间断性的降水，通过 含水层（含水系统）的变换，将转换成比拟连续的地下水位 变化或泉流量变化。二、影响地下水动态的因素.自然因素气象因素：气象因素是对地下水动态影响起主导作用的因素，尤其是对潜水、浅层水 更为突出。降水和蒸发：直接影响地下水的补给与排泄，从而影响地下水动态，具有季节 性和多年变化规律。气温：影响降水的形式、蒸发强度、浅层地下水水温。气压：气压 大小主要对承压含水层的测压水位和泉水流量有肯定的影响。一般来说，气象要素具有昼夜、季节和多年周期的变化性，地下水动态也有相像的周期 性变化，但存在时间上的滞后现象。水文因素：水文因素对地下水动态的影响主要是在有水力联系的地表水体四周，其中 以河流的影响较大，在河水渗漏补给地下水而引起地下水位抬升时，其影响程度随距离的增 大而减弱，发生变化的滞后时间那么随距离的增大而延长。地质因素：地质因素中除了火山爆发、地震、滑坡等少数突变因素外，大多数因素变 化极其缓慢，可看作相对稳定的因素。其影响主要表达在对地下水补给、排泄与径流条件的 变化上，反映在对地下水文要素的变幅和滞后时间等特征方面的影响。地质构造打算了地下水与大气水、地表水的不同联系，在地下水动态上反映出受气候、 水文因素的影响程度不同，因而消失不同的动态特征。比方承压含水层的隔水顶板限制了承 压水与外界大气水、地表水等的直接水力联系，因此动态变化比上部潜水要小，承压含水层 的规模愈大，埋藏愈深，构造封闭性愈好，其动态变化就愈不明显。岩土性质打算了含水层的透水性和给水性等水理特性上，对于同一补给量，在不同岩土 性质的含水层中所形成的动态变化差异很大。土壤和生物因素：土壤的影响主要表现为对潜水化学成分的转变，尤其是在土壤盐渍 化和沼泽化两地区最为明显。生物的影响表现在两个方面：植物蒸腾对潜水动态的影响；细 菌对地下水化学成分的影响。1 .人为因素疏干类型：主要有集水建筑物开采地下水、矿坑排水等各种排水工程。充水类型：主要有渠道、水库、堤坝、浇灌系统等。三、地下水动态类型依据排泄方式和水交替条件，潜水的动态类型分为:渗入一一蒸发型：分布于干旱、半干旱的平原或山间盆地中心。补给主要为降水与地 表水入渗，但不丰沛；径流微弱；排泄以蒸发为主。动态特征：年水位变幅小而匀称；水质 季节变化明显，长期来看地下水不断向盐化方向进展，土壤易盐渍化。渗入一一径流型：分布在山前或山区。降水与地表水入渗补给丰沛，径流剧烈，蒸发 微弱。动态特征：年水位变幅大而不均（由分水岭到排泄区，年水位变幅由大而小）；水质 季节变化不明显，长期来看地下水不断趋向淡化。渗入一一蒸发、径流型（弱径流型或过渡型）：分布在潮湿平原或盆地中心。降水与 地表水入渗补给丰沛，径流微弱，蒸发也微弱，仍以径流排泄为主。动态特征：年水位变幅