2.2　地下水的补给、径流、排泄条件

2.2.1　地下水的补给

地下水含水层自外界获得水量的过程称为地下水的补给。

地下水的补给来源，主要为大气降水和地表水的渗入，以及大气中水汽和土壤中水汽的凝结，在一定条件下还有人工补给。

2.2.1.1　大气降水的补给

大气降水包括雨、雪、雹等。在很多情况下，大气降水是地下水的主要补给方式。当大气降水降落到地表后，一部分形成地表径流，一部分蒸发重新回到大气层，一部分渗入地下成为地下水。

大气降水补给地下水的数量受到很多因素的影响，与降水的强度、形式、植被、包气带岩性、地下水的埋深等密切相关。一般当降水量大、降水过程长、地形平坦、植被茂盛、上部岩层透水性好、地下水埋藏深度不大时，大气降水才能大量的补给地下水。这些影响因素中起主导作用的常常是包气带的岩性，如北京昌平地区年降雨量平均为600mm左右，由于地表附近的岩性不同，渗入量有很大差别，在岩石破碎、裂隙发育的山区降水量有80%渗入补给了地下水；在砂砾石、砂卵石分布的山前地区有50%～60%补给地下水；在粉砂、粉土、粉质黏土分布的平原地区，大约有35%补给了地下水。

2.2.1.2　地表水的补给

地表水包括江、河、湖、海、水库、池塘、水田等。在这些地表水体附近，地下水有可能获得地表水的补给。

河流补给地下水常见于某些大河流的下游和河流中上游的洪水期，在这样的条件下河水往往高于岸边的地下水位。在干旱地区，降水量少，河水的渗漏往往是地下水的主要补给源。

地表水对地下水的补给强度主要受岩层透水性的影响，同时也取决于地表水水位与地下水水位的高差、洪水的延续时间、河流流量、河流的含泥沙量、地表水体与地下水联系范围的大小等因素。

2.2.1.3　凝结水的补给

在干旱地区，降水都很少。例如我国内蒙古、新疆的一些地区年降水量还不足100mm，大气降水和地表水体的渗入补给量都很少。在这类地区凝结水往往是地下水的主要补给水源。在一定温度下，空气中只能含有一定量的水蒸气，空气在10℃时最大含水量为9.3g/m3，而在5℃时最大含水量为6.8g/m3，多于以上数量的水分就会凝结成为液态从空气中分离出去。由于这类地区昼夜温差很大，白天空气中含水量可能还不足，但夜晚温度很低时，空气中的水蒸气却出现过饱和现象，多余的水蒸气就从空气中析离出来，在地表凝结成水，渗入地下补给地下水。

2.2.1.4　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通道时，水头较高的含水层就会补给水头较低的含水层，如图2.15所示。

松散沉积物含水层之间的黏性土层，并不完全隔水，而具有微透水性。具有一定水头差的相邻含水层，通过弱透水层发生的渗透，称为越流。显然，隔水层越薄，隔水性越差，相邻含水层之间的水头差越大，则越流补给量越大。尽管单位面积上的越流量通常很小，由于越流是在弱透水层分布的整个范围内发生，总的补给量也是相当可观的。

2.2.1.5　人工补给

地下水的人工补给，就是借助某些工程设施，人为地将地表水自流或用压力引入含水层，以增加地下水的补给量。人工补给地下水具有占地少、造价低、易管理、蒸发少等优点，不仅可以增加地下水资源量，还可以改善地下水的水质，调节地下水的温度，防止海水倒灌，减少地面下沉。目前一些国家人工补给地下水占地下水总利用量的30%左右，我国近些年来也开始了这方面的工作。从发展的观点来看，人工补给地下水势必越来越成为地下水的重要补给源之一，尤其在一些集中开采地下水的地区。

2.2.2　地下水的径流

地下水在土壤或岩层空隙中的流动过程称为地下水的径流。

2.2.2.1　地下水径流的产生及影响因素

自然界中的水在不断地循环，地下水在岩层中的径流是整个地球水循环的一部分。大气降水或地表水通过包气带向下渗漏，补给含水层成为地下水，地下水又在重力作用下由水位高处向水位低处流动，最后在地形低洼处排出地表或直接排入地表水体，如此反复地循环就是地下水径流的根本原因。因此，天然状态下（除了某些盆地外）和开采状态下的地下水都是流动的。同时地下水的补给、径流和排泄是紧密联系在一起的，是形成地下水运动的一个完整的、不可分割的过程。

地下水径流的方向、速度、类型、径流量主要受下列因素影响：

（1）含水层的空隙性。空隙发育且空隙大的含水层透水能力强，地下水流动速度快。如细砂层中的地下水在天然条件下一般流动得很缓慢，但溶洞中的地下水流速高达每日数千米，这种流动与地表河水流动相差不多，形成地下河系。

（2）地下水的埋藏条件。地下水因埋藏条件不同可表现为无压流动和承压流动。无压流动（潜水流动）只能在重力作用下由高水位向低水位流动；深层地下水多为承压水，它们不单有下降运动，因承受压力，也会产生上升运动。

（3）补给量。补给量的多少，直接影响到地下径流量的大小。

（4）地形。地下水的径流量和流速与地形关系很密切。山区地形陡峻，地下水的水力坡度大，径流速度快，补给条件好，径流量也大；平原区多堆积细颗粒物质，地形平缓，水力坡度小，径流速度和流量都小。

（5）地下水的化学成分。地下水的化学成分和含盐量不同，其密度和黏滞性也随之改变，黏滞性愈大，流速愈慢。

（6）人为因素。人类的各种生产活动对地下水的流动也有影响，如修建水库、灌溉农田、人工抽水、矿坑排水等都可促使地下水的径流条件发生变化。

2.2.2.2　地下水径流量的表示方法

地下水径流量常用地下径流率M来表示，其意义为1km2含水层面积上的地下水流量［m3/（s·km2）］，也称为地下水径流模数。

年平均地下水径流率可按下式计算：

地下径流率是反映地下径流量的一种特征值，受到补给、径流条件的控制，其数值大小是随地区和季节而变化的。因此，只要确定某径流面积在不同季节的径流量，就可计算出该地区在不同时期的地下径流率。

2.2.3　地下水的排泄

含水层失去水量的过程称为地下水的排泄。在排泄过程中，地下水的水量、水质及水位都会随着发生变化。地下水的排泄方式有：泉、河流、蒸发、人工排泄等。

2.2.3.1　泉水排泄

泉是地下水的天然露头。地下水只要在地形、地质、水文地质条件适当的地方，都可以泉的方式涌出地表。因此，泉水常常是地下水的重要排泄方式之一。

1.泉的形成

泉的形成主要是由于地形受到侵蚀，使含水层暴露于地表；其次是由于地下水运动过程中岩石透水性变弱或受到局部隔水层阻挡，使地下水位抬高溢出地表，如果承压含水层被断层切割，且断层又导水，则地下水也能沿断层上升到地表形成泉。

泉一般在山区及山前地区出露较多，尤其是在山区的沟谷底部和山坡脚下。由于这些地方受侵蚀强烈，岩石多次受褶皱、断裂、侵入作用，形成了有利于地下水向地表排泄的通道，因而山区常有泉水。平原区一般都堆积了较厚的第四纪松散土层，地形切割微弱，地下水很少有条件直接排向地表，所以泉很少见。

2.泉的分类

泉按其补给来源可分为三类：

（1）上层滞水泉。此类泉水靠上层滞水排泄补给。泉水流量变化大，枯水季节水量很小，甚至枯干。水质往往不好，一般不能作为供水水源。

（2）潜水泉。此类泉由潜水排泄补给，也叫下降泉，如图2.16（a）～（d）所示。潜水泉的水量较上层滞水泉稳定，水质一般较好，但季节性变化仍然明显。

（3）承压水泉。此类泉水由承压水排泄形成。其出露特点是泉水向上涌出，因此也叫上升泉或自流泉，如图2.16（e）、（f）所示。这种泉较为稳定，水质也好，若有足够大的水量，则是理想的供水水源。

根据泉的出露原因可分为：

（1）侵蚀泉。当河流、冲沟切割到潜水含水层时，潜水即排出地表形成泉水，这种泉与侵蚀作用有关，因此称为侵蚀下降泉，如图2.16（a）所示。若承压含水层顶板被切割穿，承压水便喷涌成泉，则称为侵蚀上升泉，如图2.16（e）所示。

（2）接触泉。地形被切割到含水层下面的隔水层，地下水被迫自两者接触处涌出地表，此类泉称为接触下降泉，如图2.16（b）所示。在岩脉或侵入体与围岩接触处，因冷凝收缩而产生裂隙，地下水便沿裂隙涌出地表成泉，则可称接触上升泉。

（3）溢出泉。岩石透水性变弱、隔水层隆起以及阻水断层所隔等因素使潜水流动受阻而涌出地表形成泉，此类泉称溢出泉或回水泉，如图2.16（c）、（d）所示。在此类泉的出露口附近地下水表现为上升运动，如不仔细分析地质条件，很容易将它误认为是上升泉。

（4）断层泉。承压含水层被导水的断层切割时，地下水便沿断层上升，流出地表成为泉，此类泉称为断层泉，如图2.16（f）所示。断层泉常沿断层线成串分布。

2.2.3.2　向地表水的排泄

当地下水水位高于地表水水位时，地下水可直接向地表水体排泄。特别是切割含水层的山区河流，往往成为排泄中心。地表水接受地下水排泄的方式有两种：一是散流形式，这种散流排泄是逐渐进行的，其排泄量通过测定上、下游断面的河流流量可计算出来；另一种方式是比较集中的排入河中，岩溶区的暗河出口就代表了这种排泄。

此外，人工抽水、矿山排水等方式也起到把地下水排泄到地表的作用。

2.2.3.3　蒸发排泄

蒸发是水由液态变为气态的过程。地下水，特别是潜水可通过土壤蒸发、植物蒸发而消耗，成为地下水的一种重要排泄方式，这种排泄也称为垂直排泄。

影响地下水蒸发排泄的因素很多，但主要取决于温度、湿度、风速等自然条件，同时也受地下水的埋深和包气带岩性等因素的控制。在干旱内陆地区，地下水蒸发排泄非常强烈，常常是地下水排泄的主要形式。如在新疆超干旱的气候条件下，不仅埋藏在3～5m内的潜水有强烈的蒸发，而且7～8m甚至更大深度内的地下水都受到强烈蒸发作用的影响。

蒸发排泄的强度不同，使各地潜水性质有很大差别。如我国南方地区，蒸发量较小，则潜水矿化度普遍不高；而北方大多是干旱或半干旱地区，埋藏较浅的潜水中总溶解固体一般较高。由于潜水的不断蒸发，水中盐分在土壤中不断积聚起来，这是造成苏北、华北东部、河西走廊、新疆等地大面积土壤盐碱化的主要原因。

2.2.3.4　人工排泄

人工排泄就是人类利用建筑物开采地下水的过程。我国地下水开采有逐年增大的趋势，北方一些地方已产生严重的超采现象。

2.2.3.5　不同类型含水层之间的排泄作用

潜水和承压水虽然是两种不同类型的地下水，但它们之间常有着极为密切的联系，往往相互转化和互相补给。如果潜水分布在承压水排泄区，而承压水面又比潜水面高时，承压水则成为潜水的补给源；反之，潜水成为承压水的一个排泄出路，如图2.15（a）所示。当承压含水层的补给区位于潜水含水层之下，则潜水可直接向承压水排泄，如图2.15（b）所示。

如果潜水含水层与下部的承压含水层之间存在有导水的断层时，则切断隔水层的断层将成为两个含水层的过水通道，潜水位高于承压水位时，潜水将向承压水排泄，而承压水相应获得潜水补给；反之，承压水将向潜水排泄，如图2.17所示。

从以上的论述中可以看出，两个相邻的含水层之间之所以能产生排泄作用，是由于两含水层之间有水流通道和存在有水位（头）差。在生产实践中可以人为地使其一含水层向另一含水层排泄。例如，在一些地区的地下建筑施工中，为了防潮和不使建筑物浸泡在水中，可采用人工排水的方法来降低潜水位，即将高水位的潜水用钻孔（管井）作为通道排入下部的承压含水层中。

2.2.4　地下水补给、径流、排泄条件的转化

当一个地区自然条件发生变化，或人工改变地下水位时，地下水的径流方向会随着改变，补给区和排泄区也相应迁移，甚至排泄区可变为补给区。研究地下水的循环，还应研究条件改变之后，地下水运动状态的转化特点、新的补给源和新的排泄途径。

地下水补给、径流、排泄条件的转化，可归并为以下两大类。

2.2.4.1　自然条件改变引起的转化

1.河水位的变化

如前所述，河水与地下水的补给关系并不固定，常因河水位的涨落而相互转化。当河水位高于两岸的地下水位时，河水向两岸渗透补给，抬高两岸的地下水水位；当河水位低于地下水位时地下水就反过来补给河水。

2.地下水分水岭的改变

由于地壳的升降运动、自然条件的变化以及岩溶地区地下水的袭夺等因素，均可造成地下水分水岭的迁移。

岩溶地区因地下河改道而常使分水岭发生迁移。如图2.18所示。由于河流的袭夺，使甲河的补给面积逐渐扩大，分水岭逐渐向乙河方向移动，最终将移到乙河位置，这时乙河已不能接受地下水的补给，从而由地下水的排泄区变成了甲河的补给区。

同一地区因不同季节补给量的变化，也会使地下水分水岭迁移，并引起地下水的补给、径流、排泄发生颠倒。如果地下水的分水岭位于两地表水体之间，在降雨季节地下水获得充分的补给，两地表水体均可排泄地下水，如图2.19（a）所示、干旱季节地下水因排泄而消耗，地下水位不断下降，最后两地表水体间的地下分水岭消失，由于两地表水体之间有高程差，导致高处的地表水体通过含水层流向低处的地表水体，而使高处水体由排泄区变为补给区，如图2.19（b）所示。

2.2.4.2　人类活动引起的转化

1.修建水库

由于大型水库的修建，改变了地表水体的分布格局，促使地下水径流条件发生转化。如湖南龙山县在石灰岩中修建一水库，拦截地下暗河水进行灌溉，石灰岩裂隙十分发育，当水位升到一定高度后，地下水就发生回流，由山脚下流出4000m3/d的水量，这时山脚成为排泄区，而本来接受地下水排泄的水库却变为地下径流的补给区。

2.人工开采和矿区排水

为各种目的而进行的开采利用地下水和为开发矿产资源而进行的矿山排水，都要大量集中抽取地下水，使地下水位不断下降，从而形成以开采区或矿区为中心的下降漏斗区，这样，必将引起开采区或矿区附近的地下水补给、径流与排泄条件发生较大变化。如广东沙洋矿区，当13个井同时排水时，使位于矿区以南2km处排泄口的地下水倒灌矿坑，沼泽干涸，泉水断流，泉群总流量按1m3/d的速度减小，同时也引起排泄区的地表溪流沿排泄口倒灌补给地下水。

3.农田灌溉与人工回灌

季节性的集中引用地表水进行大面积农田灌溉以及为增大地下水补给量而进行的人工回灌（人工补给），都是直接或间接地向地下注入一定水量，均可使地下水水位逐渐抬高。例如在插秧季节，稻田引水会使周围水井的水位普遍上升，则地下水的补给、排泄和径流关系也可能有所变化。