6地下水的补给、排泄与径流
【范例一】地下水补给、径流、排泄条件
3.4.1 含水岩组与富水性1、含水岩组根据地层岩性或相似及组合特征，赋存空间等，将勘查区及其周围划分为松散岩、碎屑岩类二类含水岩组。
松散岩类含水岩组由第四系残坡积层粘土组成；碎屑岩类含水岩组由下三统,中三叠百蓬组的砂岩、泥岩、粉砂岩组成。
2、含水岩组的富水性（1）松散岩类含水岩组的富水性该类含水岩组的地下水赋存于空隙中，地下水类型为孔隙水，由于赋存空间细小，储水条件差，估富水性弱，水量贫乏。
（2）碎屑岩类含水岩组的富水性该类含水岩组的地下水赋存于砂岩，泥岩、粉砂岩构造风化裂隙中，地下水类型为构造裂隙水，赋存空间窄小，储水条件较差，根据1:20万东兰幅区域水文地质普查资料，枯水期径流模数小于3L/s.km2,泉水流量小于1L/s，为富水性弱，水量贫乏。
3.4.2 地下水补给、径流、排泄条件1、松散岩类孔隙水补给、径流、排泄条件：该型地下水补给来源为大气降水、次为碎屑岩构造裂隙水侧向补给，受大气降水、构造裂隙水侧向补给的地下水在孔隙中运动，由高处往低处运移，于低洼之处以泄流或季节性泉形式排泄于地表。
2、碎屑岩类构造裂隙水补给、径流、排泄条件：该类型地下水补给来源主要为大气降水，大气降水在山脊或斜坡通过构造风化裂隙以渗入方式补给地下水，地下水在构造风化网状裂隙中运动，顺着含水层倾斜方向，由山脊、斜坡想附近上烈溪沟底运移，于该溪沟底部和两侧以泄流或泉水形式排泄于地表，汇集而成地表，溪流，流向由东向西，最终汇入红水河。
勘查区位于碎屑岩分布区，所处地势较高，为地下水补给、径流区，滑坡后缘及中部为补给区，本次所布置ZK2、ZK5、ZK6、ZK7、ZK9钻孔未发现地下水位，在滑坡前缘附近为地下水径流区，所布置ZK1、ZK3、ZK4、ZK8钻孔均发现有地下水位，埋深3.0～5.4m，标高597～605.6m。
水文地质学 第6章 地下水的补给与排泄
1、大气降水入渗机制
❖ “活塞式”入渗
—— 均匀砂土层
❖ “捷径式”下渗
t1
——空隙大小极悬殊
t2
活塞式与捷径式区别：
① 捷径式下渗，新水可以 超过老水，优先达含水 层；
② 捷径式下渗，不必包气 带达到饱和即可补给下 方含水层。
捷径式下渗图
6.1.1 大气降水对地下水的补给
2、降水补给的影响因素 ▪ P = R + E +ΔS + G ▪ 气候因素（P，E）：
④ 井孔灌注。
6.2 地下水的排泄
❖ 地下水排泄的研究包括： ▪ 排泄方式、排泄机制、影响因素、排泄量的确定
❖ 排泄方式： ▪ 泉（点状排泄） ▪ 向地表水体泄流（河流—线状）、向相邻含水层的排泄 ▪ 蒸发蒸腾（面状排泄） ▪ 人工排泄
❖ 前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的区别：
▪ 径流排泄—水分（盐分）呈液态排出,盐随水去 ▪ 蒸发排泄—水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留
▪ 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
6.1.1 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
2、下寒武为隔水层，仅断层带局部 导水；中寒武是较好的含水层；上寒 武基本上可看作隔水层。
3、奥陶系厚层灰岩中，地表水系不 发育；泉数量不多而涌水量大，为110L/s，个别大于10L/s；大多出露于 与其他地层交接处，说明富水性强， 是本区最好的含水层。 4、个别地段的断裂带出露泉而流量为 1-10L/s，说明断层有一定导水能力。
07地下水的补给、排泄与径流解析
第七章 地下水的补给、排泄与径流
过程：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。 意义：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。 为了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发利用 水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
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：
第七章 地下水的补给、排泄与径流
活塞式下渗：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
普遍认为，在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。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
二、影响大气降水补给地下水的因素
蒸发
地表
降水
地表径流 下渗补给含水层
渗入地面以下的水，不等于补给含水层的水。其中相当 一部分将滞留于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。 以土壤水形式滞留于包气带并最终返回大气圈的水量相 当大。我国华北平原总降水量有70％以上转化为土壤水。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
7.1 地下水的补给
7.1.1 大气降水对地下水的补给 7.1.2 地表水对地下水的补给
7.1.3 大气降水及河水补给地下水水量的确定
7.1.4 凝结水的补给 7.1.5 含水层之间的补给 7.1.6 地下水的其它补给来源 泉 泄流
7.2 地下水的排泄
水文地质学-第6章地下水的补给、排泄和径流
二、地表水对地下水的补给
1.具备条件 1.具备条件
地表水位高于地下水位。 地表水位高于地下水位。
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
10
河流上游 和中游
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
11
长江瞿塘峡
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
地下水的补给 排泄和径流
地下水的补给、径流、 地下水的补给、径流、排泄这三个环节 就是地下水的循环――即自然界循环中的水 ， 即自然界循环中的水， 就是地下水的循环 即自然界循环中的水 处于地下隐伏阶段的循环。 处于地下隐伏阶段的循环。 基本概念 地下水的补给――含水层从外界获得水量的过 地下水的补给 程。 地下水的排泄――含水层失去水量的过程。 地下水的排泄 地下水的径流――获得水量到失去水量所经历 地下水的径流 的过程。
3.越流补给
越流补给是通过弱含水层的补给（ 越流补给是通过弱含水层的补给（leakage recharge） ） 要弄清谁补给谁： 在水的密度相同时， 要弄清谁补给谁 ： 在水的密度相同时 ， 高水位补 给低水位， 不一定是高的含水层补给低的含水层。 给低水位 ， 不一定是高的含水层补给低的含水层 。
chd-qw 第六章 地下水的补给径流与排泄 4
①入渗过程
a.渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥，下 渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥， 渗润阶段 渗水主要受静电引力作用， 渗水主要受静电引力作用 ， 受土粒吸附 形成结合水， 结合水的饱和， 形成结合水 ， 结合水的饱和 ， 即本阶层 的结束； 的结束； b.渗漏阶段 ： 随着土壤含水量增大 ， 分子 渗漏阶段： 渗漏阶段 随着土壤含水量增大， 作用力（ 静电引力） 作用力 （ 静电引力 ） 由毛管力和重力作 用取代， 逐渐充填岩土孔隙及下渗， 用取代 ， 逐渐充填岩土孔隙及下渗 ， 直 到重力起主导作用。 到重力起主导作用。 c.渗透阶段：孔隙水分近乎饱和，水主要受 渗透阶段： 渗透阶段 孔隙水分近乎饱和， 重力作用稳定向下流动。 重力作用稳定向下流动。
地下水的补给径流排泄
人工补给
其他还有：凝结水、侧向补给、融雪（冻）水
一、大气降水对地下水的补给
降水去向：地表径流、蒸发返回、土壤水和地下径流
大气圈
蒸
降
发
水
地面
入 渗
包气带
下 渗
含水层
地表径流 土壤水 地下径流
一、大气降水对地下水的补给
一般情况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的 20～50%，其余的水量通过各种途径耗失了。
水文地质条件 hydrogeological condition 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的地质条件等的总称。
地下水的补给
含水层或含水系统从外界获得水量的作用过程称作补给。 补给来源
补给的研究包括
影响补给的因素
补给量
地下水的补给 地下水补给
来源
大气降水
Hale Waihona Puke 地表水其它含水 层或含水 系统的水
Qi Q垂
i 1
式中： F ——泰森多边形面积；
——地下水位变动带内的给水度；
hO ——为中央孔在时段内的水位变幅(m)
n
Qi——为流经泰森多变形各边的交换流量之和(m3/d)；
i 1
Q垂 ——泰森多边形内的入渗或蒸发量（m3/d）；
大气降水补给地下水水量的确定
地下水动态分析法：地下水位观测资料估算
注意：这并不意味着地下水埋藏越浅时，地下水得 到的降水补给量就越多
降水量
降水量
降水量：对地下水的补给起重要作用。 一 般：在一定的地下水埋深条件下，降水量 越大，补给量也越大。
降水强度和降水历时 降水强度、降水历时
降水强度
单位时间内的降水量。
第三章 地下水的补给径流排泄
包气带岩性
包气带岩性、地下水埋深
岩性：透水性越好，入渗速率越大，降水转 化为地下水的量也越大；反之则小。
地下水埋深：通过实验研究，降水入渗补给 量随地下水埋深的不同而不同。
地下水埋深
降水量
地下水埋深：直接决定其上的包气带蓄水能力。 一 般：包气带越厚，其所消耗的水量越多， 补给给地下水的有效雨量将随地下 水埋深的增大而减少。
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，入渗的水仅能湿润包气带，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。
植被 植被
植被覆盖率：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。
佛罗里达州落水洞
大气降水补给地下水水量的确定
实测法 —地中渗透仪（地中蒸渗仪 ） —地中渗透计
手动调节 补水，得 到蒸发量
自动获得补水量 ，得到入渗补给 值
1－装满砂的地中渗透计；2－砾石；3－滤网；4－导水管；5－三通；6－开关；7－测压 管；8－支架；9－试坑；10－马利奥特瓶；11－漏斗；12－弯头；13－水管；14－量筒
LOGO
第三章
地下水的补给、径流与排泄
1
地下水的补给
2
地下水的排泄
3
地下水的径流
地下水的补给、径流、排泄
补给与 含水层或含水系统与外界进行水量、 排泄 能量和盐量交换的环节。
径流
含水层或含水系统内部进行水量和 盐量积累和运输的过程。
这三个环节决定地下水水量、水质 和水温在时间和空间上的变化
概述浅层地下水的补给和排泄
概述浅层地下水的补给和排泄水资源是人类生产和生活不可缺少的自然资源，更是维持整个生态系统平衡的环境资源。
地下水作为地球上水循环的一部分，有着极其重要的地位。
地下水资源更是水资源的重要组成部分，浅层地下水资源对社会经济发展与生活安全都有着重要意义。
标签：地下水；补给；排泄地下水是地球上水循环的一部分，地下水资源从大气降水、地表水以及邻近的地下水得到补给，在含水层中流动，最后通过天然的蒸发、流出或人工开采而排泄。
地下水资源的增减补给是在不急于排泄不平衡的条件下产生的。
1、降水入渗补给降水是自然界水分循环中最活跃的因子之一，是地下水的重要补给来源。
一般降落到地面的水不能直接到达地下水面，因为在地面和地下中间隔着一个包气带，入渗的水必须先满足包气带水的需要，多余的水在包气带中向下运动才能达到地下水面。
在土壤含水率基本相同情况下，地下水埋深愈大，包气带愈厚，则在入渗过程中消耗于包气带的水分愈多。
目前，我国多采用下是定义降水入渗补给系数由（3 - 1）式，只要已知降水量和入渗补给系数很快就可以得出降水入渗补给量，即降水入渗补给系数是一个变量，它是随空间和时间而变的，不同地区有不同的值，即使同一地区，不同时段的降水入渗补给系数也不同。
在地下水埋藏深度较小的平原区，当毛管水饱和带到大地表附近時，即使下再大的雨也没有地方可蓄水了，也就是说停止入渗，没有入渗的降水将形成地表径流流走。
在这些地区，汛前大量开采地下水，地下水位大幅下降，可以起到腾空库容大量截流雨洪资源的效果。
2、河湖及地表水的补给一般说来，山区河流因河谷深切，地下水常年补给地下水，在河流中游地区，有时地下水和河水补给关系呈季节性变化，在洪水季节河水补给地下水，而在枯水季节则相反。
在气候温暖湿润的平原地区，降水充沛，地表水是浅层地下水主要补给来源。
就沿淮淮北地区而言，该区多年平均降水量在800～1000mm，降水季节分布不均匀，主要降水集中在7～9月份，汛前往往长时间干旱，地下水位很低，强降雨来临时，河湖水位暴涨，形成河湖水位与地下水位较大的水力坡度，大大提高河湖水源向地下水补给强度。
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水开采特征
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水的开采特征摘要地下水作为整个地球上水循环的重要环节之一，通过含水层从外界获得补给，在含水层中向排泄区运动和赋予它们的岩石相互作用，最后向外界排泄而参与水循环。
地下水的不断交替、不断更新决定了含水层中水质水量在空间上和时间上的变化。
为了了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
关键词：补给径流排泄地下水一、地下水地补给含水层从外界获得水量的过程称作补给，主要来源有：大气降水、地表水、凝结水、其他含水层水和人工补给。
（1）大气降水大气降水是自然界水循环中最活跃的因素之一，也是千层地下水的主要补给来源。
降落到地面的水分一部分变为坡面径流或被蒸发而消失，仅有部分渗入地下。
这一部分到达潜水面以前，必须经过土颗粒、空气和水三相组成的包气带，因此入渗过程中水的运动是极其复杂的。
降水到达地面后，便向岩石土壤中渗入。
如果降雨前土层湿度不大，则入渗的水先形成结合水，大道最大结合水量后，剩余的水才形成毛细水继续下渗，只有当包气带中所有毛细水被充满后，才能形成重力水连续下渗。
（2）地表水对地下水的补给地表水体包括河流、湖泊、水库、海洋等，它们都在一定条件下成为地下水的补给。
地表水补给地下水必要条件有以下两方面：一方面，两者之间必须有水力联系；另一方面，地表水为必须高于地下水位。
如某些平原河流的下游，河流中上游的洪水期，河流出山后的山前地段和河流流经岩溶发育地段，一般满足上述条件，地表水补给地下水。
（3）凝结水的补给凝结作用指空气的饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，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便凝结成液态水。
白天，大气和土壤均吸热，晚上，土壤散热快而大气散热慢，低温将带一定程度，土壤孔隙中水汽达到饱和，凝结成水滴，土壤空气的绝对湿度随之降低，导致大气中水汽和土壤孔隙水汽压力不平衡，地面大气中水汽想土壤孔隙中运动并凝结，不断补充，不断凝结形成重力水下渗。