第08讲地下水文学

地下水水文学主讲：

刘国东

教授GroundwaterHydrology电话mail:liugd988@163.com第8讲第三章

地下水的补给、排泄与径流

(地下水循环)补给与排泄是含水层与外界发生联系的两个作用过程。补给与排泄的方式及其强度，决定着含水层内部的径流，以及水量与水质的变化。这些变化在空间上的表现就是地下水的分布：在时间上的表现，便是地下水的动态，而从补给与排泄的数量关系研究含水层水量及盐量的增减，便是地下水的均衡。只有对地下水的补给、排泄、径流建立起清晰的概念，才有可能正确地分析与评价地下水资源，采取合理有效的兴利防害措施。地下水补给的概念定义：含水层自外界获得水量的作用过程称作补给。研究内容：包括补给来源、影响补给的因素和补给量。补给来源有：大气降水、地表水、凝结水、灌溉回归水、其它含水层的水和人工补给3.1地下水的补给大气降水补给

大气降水的入渗过程降雨初期：降水下渗土层(保存在包气带中)继续降水：包气带上部饱和渗入饱和层，抬升地下水位土壤中降水的入渗速率可用下渗率（mm/h）表示。降水下渗率由大变小(图2-1).包气带产生连续下渗水流以后，在砂性土中水流运动服从于达西定律。由于垂直渗流时，水头差与渗透长度相等，水力梯度等于1，所以下渗率等于包气带垂向渗透系数。3.1地下水的补给重力、颗粒吸附力、毛细力重力影响降水的因素降水强度定义：单位时间内的降水量，通常以每小时降水深度的毫米数表示降水强度超出包气带的入渗速率，部分降水便形成地表径流，补给地下水的部分相应减少。降水强度小而每次持续时间不长，入渗的水仅能湿润包气带，雨后又蒸发返回大气，也不利于补给地下水。绵绵细雨对地下水的补给最为有利。（强度适中且持续时间长有利）影响降水的因素包气带岩性包气带的透水性愈好，降水转为地下水的份额便愈大。反之，包气带透水性不良，降水中的相当一部分便转为地表径流。此外，包气带土质愈是粘重，厚度愈大，滞留的入渗水便众多，对地下水补给愈不利。

（透水性强，厚度小有利）影响降水的因素地形坡度降水强度超过包气带入渗速率时，地形坡度愈大，则转为地表径流的降水众多；这种情况下，地形平缓，降水形成的坡流流动缓慢，入渗时段延长，转为地下水的部分就愈多。要注意只有当降水强度超过包气带的入渗速率时，地形才能影响降水的入渗。（坡度缓有利）植被植被有利于降水补给地下水。其原因，一方面，植物阻滞了地表坡流；另一方面，林下土壤有机质多，结构性好，树木根系使表土透水性加强，落叶可保护士壤结构免遭雨滴的破坏。（植被覆盖度高有利）大气降水补给量的确定平原地区降水入渗量的确定采用地中渗透仪(图2-2)通过观测天然地下水位变幅求降水入渗量在不受开采及地表水影响、地下径流微弱的地方，选择包气带岩性及地下水位埋深有代表性的地段，布置观测井，观测降水期间地下水位拾升值h，测定水位变幅带的给水度。则降水入渗量Q：式中F为观测井所代表的地段的面积。采用相关分析，建立的关系曲线(图2-3)山区降水入渗量的确定一般与地表水补给量一起确定(见后续内容)(图2-3)3.1地下水的补给地表水补给补给源：河流、湖泊、水库、海洋河流与地下水之间的补给，取决于河水位与地下水位之间的关系(图2-4)山区河流：地下水河水山前冲(洪)积扇顶部：河水地下水冲(洪)积扇缘：(汛期)河水地下水河水(枯期)平原：河水地下水地表水补给影响因素：河床渗透性河水位与地下水位高差河床湿周(河床宽度)河床过水时间(图2-5)地下水埋藏条件：潜水还是承压水(图2-6)地表水补给量的确定平原区地表水渗漏量的确定最简单的情况下，可通过实测河流流量变化来确定。在预计河流发生渗漏的上下游各测一断面流量，分别为Q1及Q2,则地表水渗漏量Qd=Q1一Q2，此即为地表水补给地下水量。如涉及间歇性洪水，则消耗于包气带的水量占相当比例，误差较大。地表水补给量的确定山区降水与地表水入渗量的确定：当地下水以集中的泉或泉群形式排泄时，泉的总流量乘以相应时间，即代表大气降水及地表水对地下水的总补给量。地下水排泄比较分散时，可通过分割地表径流过程线求得地下水泄流量，作为地下水补给量(后面要学习)。山区的大气降水入渗系数是全年降水及地表水入渗总量与降水量的比值：3.1地下水的补给凝结水的补给凝结作用温度降低时，饱和湿度随之降低，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，便将凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程，称为凝结作用凝结水补给夏季的白天，大气和土壤都吸热增温，到夜晚，土壤散热快而大气散热慢。地温降到一定程度，在土壤孔隙中水汽达到饱和，凝结成水滴，绝对湿度随之降低。由于此时气温较高，地面大气的绝对湿度较土中为大，水汽由大气向土壤孔隙运动。如此不断补充，不断凝结，当形成足够的液滴状水时，便下渗补给地下水。一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高山、沙漠等昼夜温差大的地方(撒哈拉大沙漠昼夜温差大于50℃)，凝结作用对地下水补给的作用不能忽视。据报道，我国内蒙沙漠地带，在风成细沙中不同深度均有水汽凝结(表2—1)。3.1地下水的补给含水层之间的补给通过“天窗”或越流补给(图2-7)通过导水断层补给(图2-8)通过钻孔补给(图2-9)承压补给潜水(图2-10)潜水补给承压(图2-11)其它补给来源灌溉水补给(渠道渗漏和田间渗漏)面状和线状补给与灌水定额(亩次灌水量)和灌溉方式有关在地下水排泄条件好的地区，可降低其矿化度在平原区抬升地下水位，产生次生沼泽化或盐渍化人工补给3.2地下水排泄地下水排泄的概念定义：含水层失去水量的作用过程称作排泄。研究内容：排泄去路及方式、影响因素及排泄量主要方式：泉(点状排泄)、泄流(线状排泄)及蒸发(面状排泄)。蒸发排泄仅失水量，盐分仍留在地下水中。其它种类的排泄，属于径流排泄，盐分随同水分同时排走泉在地形面与含水层或含水通道相交点，地下水出露成泉泉的类型下降泉：由潜水或上层滞水补给，水流作下降运动侵蚀(下降)泉：沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀(下降)泉(图2-12a、b)接触泉：地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露成泉(图2-12c)溢流泉：当潜水流前方透水性急剧变弱，或由于隔水底板隆起，潜水流动受阻而涌溢于地表成泉(图2-12d、e、f、g)3.2地下水排泄上升泉：由承压含水层补给，水流在压力作用下呈上升运动侵蚀(上升)泉：当河流、冲沟等切穿了承压含水层的隔水顶板时，成泉(图2-13a)断层泉：地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处，涌溢地表，便成为断层泉(图2-13b)接触带泉：在岩脉或侵入体与围岩接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿此类接触带上升成泉(图2-13c)大泉和泉群的成泉条件某些特殊条件(如筠连鱼洞和济南泉群)从不同含水介质中出露的泉冲(洪)积扇：前缘有较多泉水出露风化裂隙：泉多而量小构造裂隙：泉相对集中，可出现大泉岩溶地区：泉集中，量大3.2地下水的排泄泄流定义：地下水以线状方式排入河流影响因素：地下水位与河水位高差、含水层渗透性、河床断面揭露含水层面积泄流量的确定直接测定：河流上下游流量差。误差大基流分割流量过程线流量组成(图2-15)：洪峰+基流直线分割法(图2-16)地下水与河水无水力联系的标准退水曲线法(图2-17)地下水与河水有水力联系的库捷林分割法(图2-18)不同情况的流量过程线分割方法(图2-19)3.2地下水的排泄蒸发土面蒸发机理：地下水沿潜水面上的毛细孔隙上升，形成一个毛细水带，当潜水埋藏不很深时，毛细水带上缘离地面较近，大气相对湿度较低时，毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气，潜水则源源不断通过毛细作用上升补给，使蒸发不断进行。影响因素：气候：气候干燥，相对湿度小，蒸发强烈潜水埋深：埋深愈浅，土面蒸发愈大(图2-20)包气带岩性：主要通过其对毛细上升高度与速度的控制作用而影响潜水蒸发。粗粒的砂毛细上升高度小，亚粘土、粘土中毛细上升速度慢都不利于土面蒸发，亚砂土、粉土等组成包气带时，由于毛细上升高度大，可产生较大的水力坡度，而其渗透系数又有一定数值，故其毛细上升速度最大，土面蒸发最为剧烈。3.2地下水的排泄叶面蒸发：植物在生长过程中，经由根系吸收水分，并通过叶面蒸发逸失。也称作蒸腾。植被繁茂土壤全年蒸发量约为裸露土壤的两倍，个别情况下甚至超过露天水面蒸发量。在俄罗斯中亚细亚林区，整个生长期，林木的蒸腾量可达630—840mm。德国进行水均衡计算时发现蒸腾量竟占总蒸发量的75％，年平均达377.53mm。成年树木的耗水能力相当大。一棵15年的柳树每年可消耗90立方米以上的水。叶面蒸发只消耗水分而不带走盐类。植物根系吸收水分时，也吸收一部分溶解盐类，但是，只有喜盐植物才能吸收较大量的盐分。土壤沼泽化与盐渍化土壤沼泽化土壤长期处于过湿状态，以致地表滞水，植物遗体因氧化不完全而形成泥炭层堆积下来，便形成招泽，又称湿地。土壤经常处于过湿状态而未发育泥炭层的，则称为沼泽化地段。3.2地下水的排泄补给水源：地表水、地下水以及混合补给由大气降水补给的沼泽，通常分布于位置较高的河间地带，由于表土透水性不好(如为粘土、亚粘土)，地形为封闭或半封闭的洼地，有较充足的降水补给时，土壤中水分滞留而形成沼泽地势低洼，或地下水流动受阻，潜水面接近地表的地方，可形成潜水补给的沼泽土壤盐渍化在比较干旱的气候条件下，由细粒土组成的平原、盆地中，埋藏不深的潜水强烈蒸发，盐分累积于土壤，便导致土壤的盐渍化天然条件下，土壤盐分的运移存在着方向相反的两个过程，一个是积盐过程，地下水通过毛细上升蒸发，盐分累积于土壤层中；另一个是脱盐过程，水分通过包气带下渗，将土壤中的盐分溶解并淋洗到地下水中排走3.3地下水的径流定义地下水由补给区流向排泄区的作用过程称作径流径流方向与交替类型径流方向：地下水径流方向由高水位向低水位运动，由补给区向排泄区流动交替类型垂向交替:在内陆盆地，地下水的补给来源以大气降水入渗补给为主，或存在地表水的垂直渗漏补给，而地下水的排泄出路只有潜水蒸发。由此，地下水的交替循环主要是在垂向进行，如图2-21所示的渗入一蒸发型的平原潜水交替侧向交替:在泉和地表水排泄处如排泄基准面低，排泄条件良好，地下水的水交替循环主要是在水平方向上进行，补给来源可以是各种形式混合交替:介于上述两类型之间，两类地下水水交替兼而有之，自然界中的地下水大都属于混合交替，但有以垂向交替为主和以侧向交替为主之别3.3地下水的径流地下水的径流强度与径流模数径流强度：指在单位时间内通过单位断面的地下水径流量。常以地下径流模数M或地下径流系数表示地下径流模数M

：表示1km2含水层分布面积F上的地下水径流量，单位m3/km2.aQ—一年内地下水径流总量(m3/a);F—含水层分布面积或地下水径流流域面积(km2)地下径流系数：指地下水径流量Q与同一时间内含水层分布面积F上的降水总量P之比，即P—年降水量(mm)。影响地下水径流强度的因素：地下水的补排条件、含水层岩性和含水层厚度3.3地下水的径流地下水径流基本类型与地下水径流系统畅流型(图2-22a):地下水的流线近似平行，水力梯度大且沿流向变化不大，侧向交替占绝对优势，垂向交替极弱，补排条件良好，地下径流通畅，水交替积极，形成水质良好、矿化度很低的淡水资源。汇流型(图2-22b)：地下水的流线在平面上呈汇集状，水力梯度由小变大。水交替在承压水属侧向交替，在潜水盆地则主要属混合型，其中间部位垂向交替比重较大，而在边缘处则以侧向交替为主。排泄条件取决于出口条件，一般情况下水交替较积极。散流型(图2-22c)地下水的流线与汇流型相反，在平面上呈散射状，水力梯度由大变小。其水交替属以侧向为主的混合型。但在潜水排泄区附近垂向交替比重加大。径流交替强度沿程由强变弱，并形成水化学水平分带规律。3.3地下水的径流缓流型(图2-22d):水力梯度很小，潜水面或地下水测压水面近似水平，地下水流动缓慢，流线大致平行或略有变化。水交替微弱，属以垂向交替为主的混合型。地下水矿化度一般较高。滞流型(图2-22e):水力梯度趋于零，地下径流停滞，在潜水可为渗入一蒸发型，属垂向水交替类型；在承压水可为垂向越流补排。地下水的矿化度一般也较高，水质不良。地下水径流系统：指以流面为边界的，具有统一补给、径流和排泄的地下水单元河间地块潜水径流系统(图2-23)均质各向同性地下水盆地径流系统(图2-24)复杂径流系统(图2-25)注意：地下水径流系统与含水系统的区别第8讲结束降水入渗过程大气降水抵达地表便向土壤扎隙渗入，如土壤初始含水率很小，则渗水首先形成薄膜水，待达到最大薄膜水后，又继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。对于均质包气带，自地表往下大致可划分为四个区：图3-1积水入渗时土壤含水率分布和分区饱和区紧贴地表下存在数厘米厚接近饱和含水率的薄土层；过渡区上联饱和区下接传导区，其间土壤含水率有明显降低；传导区不断接受上层水分向下传输，其间土壤含水率分布变化不大，且不再增加；湿润区土壤含水率自上向下急剧降低至初始含水率，其前缘称为湿润锋，在毛细力作用下不断向下推进。在《水文学原理》将详细介绍“入渗模型”图2-1降水下渗率随入渗时间变化图2-2地中渗透仪结构图(书中p111)图2-2地中渗透仪结构图1—渗透(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—过滤层；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—节门；21—防水墙图2-3降水入渗系数与年降水量、潜水埋深关系曲线图2-4地表水与地下水的补给关系初汛汛期汛末图2-5季节河流补给引起的地下水位变化图2-6含水层的补给区与汇水区图2-7“天窗”及越流补给半隔水层天窗图2-10承压水补给潜水图2-11潜水补给承压水a侵蚀下降泉图2-12下降泉的类型b侵蚀下降泉c接触泉图2-12下降泉的类型defg溢流泉a侵蚀上升泉b断层泉c接触带泉图2-13