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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
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