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第六章 地下水的补给、排泄与径流 6.1地下水的补给 6.2 地下水的排泄 6.3 地下水径流 6.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响 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 大气降水对地下水的补给 ??6.1.1.1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1943~1944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。 6.1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 α 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。α 通常变化于0.2—0.5 之间，我国南方岩溶地区α 可高达0.8 以上，西