地下水的补给、排泄与径流.pptx

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6.1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。6.1地下水的补给6.1.1 6.1.1 大气降水对地下水的补给 6.1.1.16.1.1.1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活塞式下渗：Bodman鲍得曼等人1943194419431944年对均质量砂试验后提出。指入渗水的湿润锋面整体向下推进，犹如活塞式的运移。特点：(1)新水推动老水，(2)全部补充包气带水分亏缺。6.1地下水的补给捷径式入渗：降水强度较大时，由于岩土质多为非均质，粒间孔隙、集合体间孔隙、根孔、虫孔、裂隙中的细小孔隙来不及吸收全部水分时，一部分入渗的雨水就沿着渗透性良好的大孔道优先快速下渗，并且水分沿下渗通道分向周围的细小孔隙扩散。特点：(1)新水可超越老水向下运动，(2)不必全部补充包气带水分亏缺。砂砾质土以活塞式下渗为主，粘性土中两者兼同时发生。6.1地下水的补给6.1地下水的补给均匀砂土层活塞式在理想情况下，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（c）中九所示。包气带上部保持残留含水量（W 0），一定深度以下，由于支持毛细水的存在，含水量大于W0 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（W s）。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W0，而造成所谓的水分亏缺（a，（t 0）。雨季初期的降雨，首先要补足水分亏缺，多余的水分才能下渗（图b，t3、t4）。6.1地下水的补给6.1地下水的补给就地表接受降雨入渗的能力而言，初期较大，逐渐变小趋于一个定值。降雨初期，由于表土干燥，毛细负压很大，毛细负压与重力共同使水下渗，此时包气带的入渗能力很强。随着降雨延续，湿锋面推进到地下一定深度，相对于重力水力梯度（I=1），毛细水力梯度逐渐变小，入渗速率逐渐趋于某一定值（图）。在降雨强度超过地表入渗能力时，便将产生地表坡流。6.1地下水的补给6.1地下水的补给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，除了粒间孔隙与颗粒集合体内和颗粒集合体间的孔隙外，还存在根孔、虫孔与裂缝等大的孔隙通道。在粘性土中，捷径式入渗往往十分普遍。如图(b)所示，当降水强度较大，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。P=Rs+E+S+qs6.1地下水的补给6.1.1.3 影响大气降水补给地下水的因素：(1)年降水量：降水首先需要补足包气带的水分亏损，因此降水量小时补给地下水的量就小。(2)降水特征：雨强、雨面、历时都影响入渗，绵绵细雨有利于入渗。(3)包气带岩性：渗透性强（K大）时，容易补给，渗透性差时不利于补给；厚度（水位埋深）大时消耗于包气带的水分多，不利于补给，而厚度小时有利于补给。(4)地形：陡坡不利于补给，平缓有利于补给。(5)植被：森林、草地可滞留地表坡流与保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分亏缺。(6)人类工程：都市化不利于补给。6.1地下水的补给称为降水入渗系数，即每年总降水量补给地下水的份额，常以小数表示。通常变化于0.20.5 之间，我国南方岩溶地区可高达0.8 以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。6.1地下水的补给我们应当注意，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，不能孤立地割裂开来加以分析。例如，强烈岩溶化地区，即使地形陡峻，地下水位埋深达数百米，由于包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全部吸收，有时值可达7090。又如，地下水位埋深较大的平原、盆地，经过长期干旱后，一般强度的降水不足以补偿水分亏缺。这时候，集中的暴雨反而可成为地下水的有效补给来源。6.1地下水的补给612 地表水对地下水的补给河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化（图）。一般说来，山区河谷深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用（图a)洪水期则河水补给地下水。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b）。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c)。而在某些冲积平原中，河床因强烈的堆积作田而形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水（图d）。6.1地下水的补给我们再来分析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a）。河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体（图b）。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c）。6.1地下水的补给6.1.2 地表水对地下水的补给-取决于哪些因素？（1）透水河床的长度和浸水周界的乘积（相当于过水断面），过水断面大，补给量就大。（2）河床的透水性，亦即河床岩性的渗透系数，渗透系数大，补给量就大。（3）河水位与地下水的高差，影响水力梯度，水力梯度大补给量就大。（4）河水过水时间，过水时间长有利于河水补给地下水。6.1地下水的补给大气降水与地表水是地下水的两种主要补给来源 从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。从时间分布比较，大气降水持续时间有限而地表水体持续时间长，或是经常性的。在地表水体附近，地下水接受降水及地表水补给，开采后这一补给还可加强，因此地下水格外丰富。干旱地区的山间盆地降水稀少，它对地下水的补给微不足道。发源于山区，依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流，往往成为地下水主要的，甚至唯一的补给来源。例如，河西走廊中段，降水只占地下水补给量的4，其余均属河水补给。6.1地下水的补给就其水源而言，地表水是由大气降水转化而来的，即使对于干旱山间盆地，作为地下水主要补给来源的河水，仍然来源于山区降水，或以冰雪形式积累起来的高山降水。因此，从总体上说，降水量的多寡决定着一个地区地下水的丰富程度。那种认为降水稀少的干旱地区也可能存在相当丰富的地下水资源的说法，是缺乏根据的。6.1地下水的补给潜水和承压水含水层接受降水及地表水补给的条件不同。潜水在整个含水层分布面积上都能直接接受补给，而承压水仅在含水层出露于地表，或与地表连通处方能获得补给。因此，地质构造与地形的配合关系，对承压含水层的补给影响极大。含水层出露于地形高处，充其量只能得到出露范围（补给区）大气降水的补给（图a）；出露于低处，则整个汇水范围内的降水都有可能汇集补充（图b）。切穿承压含水层隔水顶板的导水断层，在有利的地形条件下，也能将大范围内的降水引入含水层（图c）。汇水区的大小也影响潜水含水层接受补给（图d）。6.1地下水的补给6.1.3 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。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。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（如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。6.1地下水的补给6.1.4 含水层之间的补给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。6.1地下水的补给隔水层分布不稳定时，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）。6.1地下水的补给松散沉积物及基岩都有可能存在透水的“天窗”，但通常基岩中隔水层分布比较稳定，因此，切穿隔水层的导水断层往往成为基岩含水层之间的联系通路（图）。穿越数个含水层的钻孔或止水不良的分层钻孔，都将人为地构成水由高水头含水层流入低水头含水层的通道（图）。6.1地下水的补给相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。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（图）6.1地下水的补给根据Q=KI，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量V 为：式中：K 弱透水层垂向渗透系数；I 驱动越流的水力梯度；H A 含水层A 的水头；H B 含水层B 的水头；M 弱透水层厚度（等于渗透途径）。由此可见，相邻含水层之间水头差愈大，弱透水层厚度愈小而其垂向透水性愈好，则单位面积越流量便愈大。6.1地下水的补给6.1.5地下水的人工补给人类无意补给:建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放有意补给:目的：主要是补充与储存地下水资源，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，控制地面沉降，防止海水倒灌与咸水入侵淡含水层等等。人工补给地下水通常采用地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等方式6.地下水的排泄含水层或含水系统失去水量的过程称作排泄。在排泄过程中，含水层与含水系统的水质也发生相应变化。研究含水层（含水系统）的排泄包括排泄去路、排泄条件与排泄量等。排泄方式：排泄方式：泉（点状排泄）泉（点状排泄）向地表水体泄流（河流向地表水体泄流（河流线状）、向相邻含水层的排泄线状）、向相邻含水层的排泄 蒸发（面状排泄）蒸发（面状排泄）前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的区别区别：径流排泄径流排泄水分（盐分）呈液态排出水分（盐分）呈液态排出,盐随水去盐随水去 蒸发排泄蒸发排泄水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留6.地下水的排泄6.2.1 泉泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区丘陵及山前地带的沟谷与坡脚，常可见泉。而在平原地区很少有。6.地下水的排泄分类：根据含水层性质可分为上升泉和下降泉；根据出露原因可分为侵蚀泉、接触泉、溢流泉和断层泉。上升泉是承压水的天然露头。地下水在静水压力作用下上升并溢出地表的泉。下降泉是地下水受重力作用自由流出地表的泉。侵蚀泉是沟谷等侵蚀作用切割含水层而形成的泉。接触泉是由于地形切割沿含水层和隔水层接触处出露的泉。溢流泉是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溢出地表的泉。断层泉是地下水沿断层带出露的泉。下降泉包括：侵蚀下降泉(a,b)、接触下降泉(c)、溢流泉(d,e,f,g)。上升泉包括：侵蚀上升泉(h)、断层泉(i)、接触泉(j)。6.地下水的排泄在地形、地质、水文地质条件十分巧妙地配合下，可出现成群的大泉。举世闻名的泉城济南，在2.6km2 范围内出露106 个泉，其总涌水量最大时达到5m3/s。济南市以南为寒武奥陶系构成的单斜山区，地形与岩层均向济南市区倾落、市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体，奥陶纪灰岩呈舌状为闪长岩及辉长岩所包围（图）。透水性良好的灰岩接受大范围降水的补给，丰富的地下水汇流于济南市的东南，受到岩浆岩组成的口袋状“地下堤坝”的阻挡，被迫出露，造成“家家泉水”的奇观。6.地下水的排泄6.地下水的排泄研究泉的意义？1.通过岩层中泉的出露多少及涌水量大小，可以确定岩石的含水性及含水层的富水程度。2.泉的分布反映含水层或含水通道的分布及补给区和排泄区的位置。3.通过对泉水的动态的研究，可以判断其补给水源类型。4.泉的标高反映当地地下水位的标高。5.泉的化学成分，物理性质和气体成分，反映当地地下水水质特点和埋藏情况。6.泉的研究有助于判断隐伏地质构造。7.泉的经济意义。1前震旦纪片麻岩、片岩；2下寒武纪厚层页岩夹薄层砂岩；3 中寒武纪鲕状灰岩4上寒武纪薄层灰岩及页岩；5奥陶纪厚层灰岩；6燕山期花岗岩；7第四纪松散沉积；8断裂；9涌水量10L/s 的泉；12温泉；13下降泉；14上升泉6.地下水的排泄确定岩层含水性，是水文地质调查的一项基本任务。通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明问题，现以图为例说明。在发育构造裂隙与风化裂隙的古老片麻岩及燕山期花岗岩中，泉的数量多，而涌水量均小于1L/s，说明这两者都是弱含水层（体）。下寒武统为厚层页岩夹薄层砂岩，只在断层带有个别小泉，结合岩性可判断本层为隔水层，仅断层带局部导水。中寒武统为鲕状灰岩，出露泉虽不多，但泉涌水量可达110L/s，说明是较好的含水层。上寒武统仅出现个别小泉，结合其岩性分析，基本上可看作隔水层。奥陶纪质纯厚层灰岩分布区，有几个值得注意的现象：一是地表水系不发育；二是泉的数量不多而涌水量大；三是泉水多出露于本层与其它地层接触带。这说明奥陶纪灰岩是本区最好的含水层。从图上还可看出，断层的某些部位分布温泉，说明断层导水且延伸较深。图的右下角，在片麻岩与花岗岩接触带，有一个上升泉，表明接触带某些部分是张开的。6.地下水的排泄6.2.2泄流当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。在河流上选定断面，定期测定河水流量，可得出河流流线过程线，并分割得出地下水泄流量.6.地下水的排泄6.2.3蒸发蒸腾低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中，蒸发与蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。地下水的蒸发排泄实际上可以分为两种：一种是与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发，另一种是饱水带潜水的蒸发。6.地下水的排泄包气带上部的水，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）都不与潜水面发生直接联系。这部分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。这一类土壤水的蒸发强度取决于气候与包气带岩性。它会使土壤水发生季节性的浓缩，但在雨季又可得到降水补充而淡化，只要不用高矿化度水去灌溉土壤，土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。6.地下水的排泄紧接潜水面的包气带中分布着支持毛细水。支持毛细水是潜水沿着毛细孔隙上升而形成的，实际上与潜水密不可分。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；潜水则源源不断通过毛细作用上升补充支持毛细水，使蒸发得以持续进行。水分沿毛细管源源上升又不断气化蒸发，水流带来的盐分便浓集于毛细带的上缘。降雨时，入渗降水淋溶部分盐分重新返回潜水。因此，强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。6.地下水的排泄6.2.3.3 影响因素影响潜水蒸发的因素，从而决定土壤与地下水盐化程度的因素：（1）气候因素：干燥、相对湿度小，蒸发强烈，水的矿化度较大；相对湿度较大的地区，由于水交替强烈，水的矿化度通常较小。相对湿度经常小于50的西北，有的地方潜水矿化度可达100300g/L；相对湿度经常保持80以上的川西平原，尽管潜水位埋藏很浅，但其矿化度不到0.5g/L。6.地下水的排泄（2）潜水面埋深：浅则蒸发强烈，一般水位埋深小于2.0m时蒸发量显著增大，而随着水位埋深的增大，蒸发量也明显减弱。地处半干旱地区的河北石家庄市，利用地中渗透仪测得潜水蒸发与其水位埋藏深度的关系（图）。从图中可见，水位埋藏深度小于2m 时，随着潜水埋深变浅，蒸发量显著增大，深度大于2m，潜水蒸发明显减弱。有人发现，干旱地区即使山前埋深达数十米的潜水矿化度仍比较高。因此认为，这是干旱气候下气态的水分子从深部不断逸出而蒸发的结果。6.地下水的排泄6.地下水的排泄（3）包气带岩性：决定土的毛细上升高度和潜水蒸发速度，一般砂最大毛细上升高度太小，而亚粘土与粘土的毛细上升速度又太低，均不利于潜水蒸发。粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度大，而毛细上升速度又较快，故潜水蒸发最为强烈。6.地下水的排泄（4）地下水流动系统：干旱、半干旱地区的低洼排泄区是潜水蒸发最为强烈的地方。6.地下水的排泄植物生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成气态水而蒸发，这便是叶面蒸发，也称蒸腾。6.地下水的排泄根据前苏联与美国学者的试验研究，每生成单位重量小麦籽粒，需要消牦12001300倍的水量。植被繁茂的土壤全年的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。在中亚细亚林区，整个生长期，林木的蒸腾量可达630840mm，对前德意志联邦共和国进行水均衡计算，发现蒸腾量竟占总蒸发量的75，年平均达377.53mm。6.地下水的排泄与土壤水蒸发与潜水蒸发不同，蒸腾的深度受植物根系分布深度的控制。在潜水位深埋的干旱、半干旱地区，某些灌木的根系深达地下数十米，由此可见，蒸腾作用的影响深度是很大的。成年树木的耗水能力相当大，一棵15 年的柳树每年可消耗90m3 以上的水。前苏联饥饿草原上的灌渠林带，排水影响范围可达200m，潜水位下降最多达1.6m（图）。因此，可在渠边植树代替截渗沟，以消除由于地下水位上升而引起的土壤次生盐渍化。6.地下水的排泄6.地下水的排泄蒸腾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，只有喜盐植物才吸收较多盐分。在实际工作，求算总腾发量很不容易，而要区分土壤水蒸发、潜水蒸发与蒸腾是相当困难的。6.地下水的排泄补充：地下水补给与排泄对地下水水质的影响地下水获得矿化度与化学类型不同的补给水，水质也因而发生变化。干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化水。在那些经常获得低矿化水补给的地段，如河流沿岸，季节性集水洼地，灌渠两侧等，常可找到适于饮用的淡水透镜体6.地下水的排泄高矿化水与污染水的补给，则使含水层水质恶化，这多半是在人为影响下发生的。例如工业废水与生活污水的不合理排放，降水淋滤废料与吸收废气后补给地下水等，过量抽汲滨海地区的或与咸水层有联系的淡水含水层，也可引起海水或咸水补给淡水层而引起水质恶化。6.地下水的排泄地下水的排泄，根据其对水质影响可分为两大类：一类是径流排泄，包括以泉、泄流等方式的排泄在内，其特点是盐随水走，水量排走的同时也排走盐分。另一类是蒸发排泄，其特点是水走盐留。6.地下水的排泄将补给、排泄结合起来，我们可以划分为两大类地下水循环；渗入径流型和渗入蒸发型。前者，长期循环的结果，使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展；后者，长期循环，使补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区的地下水盐化，土壤盐渍化6.地下水的排泄