地下水的补给与排泄地下水的补给含水层或含水系统从

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 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 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。 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。 （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。 以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式： 式中： ——降雨入渗补给含水层的量，mm； X——年总降水量，mm； D——地表径流量，mm； ——包气带水分滞留量，mm； 令 则，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。 图7—4　降水入渗补给含水层框图 由降雨入渗表达式，我们可以分析出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：包气带岩性的渗透性和厚度 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。 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，其排泄地下水的作用（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）。 （2）河水补给地下水的影响因素 河流与河床：透水河床的长度与侵水湿周的乘积（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。 图7—5 地表水与地下水的补给关系 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） 间歇性河流对地下水的补给过程： 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（图7—6a）。 汛期河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体（图7—6b）。 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（图7—6c）。 图7—6 河水补给地下水 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—补给方向 （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 ，其中t为河床过水时间。 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： （7—2） 式中： ——降水入渗补给地下水量（m3/a）； ——年降水量； ——入渗系数； ——补给区面积（ ）。 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 地中渗透仪的基本结构如图7—8所示。 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 。 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 ，同时观测降水量，结合测定地下水位变动带的给水度 则： （7—3） 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。 （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。 图7—8　地中渗透仪结构图 〔据河北省地质局水文地质观测总站〕 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 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。 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： ——年地下水排泄量，以前述方式求得； ——汇水区面积（km2）； ——年降水量（mm）。 四、凝结水的补给 在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。 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。 一般情况下，凝结形成的水相当有限。 五、含水层之间的补给 （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）。 图7—10 承压水补给潜水 1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—下降泉；6—地下水流向 图7—11 潜水补给承压水 1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—上升泉；6—地下水流向 图7—12 松散沉积物中含水层通过“天窗”及越流发生水力联系 1—基岩；2—含水层；3—弱透水层；4—降水补给；5—地下水流向 （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）。 （3）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。 越流补给量的大小，也可用达西定律进行分析。 根据 ，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量 为： （7—6） 式中： ——弱透水层垂向渗透系数； ——驱动越流的水力梯度； ——含水层A的水头； ——含水层B的水头； ——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。