7.1 补给 |
  
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地下水的补给
地下水的补给是含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。研究地下水的补给，主要研究如下三个问题：
● 补给源：大气降水、地表水、凝结水、相邻含水层（含水系统）的水以及人工补给水源。
● 补给条件：主要是发生补给的地质—水文地质条件，如补给方式和补给通道的情况等。
● 补给量：含水层（含水系统）获得了多少水。
大气降水入渗补给
1. 大气降水入渗机理
大气降水落到地表以后，要通过包气带到达地下水面补给地下水。有时虽然下了雨，也渗入地下去了，但尚未没到达地下水面就消耗于湿润包气带，地下水并没获得水量。像这种不能使地下水得到补给的降水称为无效降水。
只有当大气降水渗入地下补足包气带水分亏缺之后，多余的继续下渗到达地下水面的那一部分降水量，才是有效降水。显然，大气降水补给地下水的数量大小及补给方式，受控于包气带的厚度、岩性、结构、含水状况以及降水特征等许多因素，情况很复杂。
一般认为，在松散层中大气降水通过包气带补给地下水时，其下渗方式有两种：
● 活塞式下渗——入渗水的湿锋面整体向下推进的入渗方式。
活塞式下渗发生在均质土的包气带中。在水的下渗过程中，“新水”总在“老水”之上，如此湿润了包气带以后，多余的水才补给地下水。然而，自然界极少具备完全均质的土层，均质是相对的，非均质是绝对的。尤其研究水分渗透这种缓慢的运动，土层的不均匀性（土质不均、虫孔、根孔、裂隙）显得更加突出。由于水具有“往低处流、欺软怕硬、爱走捷径”的特性，故在多数情况下为：
● 捷径式下渗—— 入渗水的湿锋面首先沿渗透性强的大空隙通道快速向下推进的入渗方式。
捷径式下渗在黏土中尤为明显，因为黏土中往往存在虫孔、根孔及裂隙等大的空隙通道。这些部位的湿锋面向下推进速度较快，可以超过其他部位的“老水”抢先到达地下水面补给地下水，不必象活塞式下渗那样，必须将整个包气带的水分亏缺补足以后，多余的水才能补给含水层。
一般认为，在砂质土中主要为活塞式下渗；在粘性土中则活塞式下渗与捷径式下渗同时发生。
2. 影响大气降水补给地下水的因素（降水特征、包气带特征、地形、植被等）
大气降水落到地面，一部分转为地表径流；一部分被蒸发返回大气；一部分下渗进入包气带。进入包气带的这些水并不能全部补给地下水，甚至完全不能补到地下水中去，因为渗入地下的水首先要湿润包气带而被包气带滞留。若雨量不大，入渗有限，还不能将包气带全部湿润，即入渗水不能补足包气带水分的亏空，当然就谈不上补给地下水了（无效降水）。若继续下雨，入渗水湿润了整个包气带之后，便可到达地下水面补给地下水了（这部分才叫有效降水）。所以降水特征、包气带特征、地形、植被等都可影响大气降水补给地下水的数量。
● 降水特征的影响（降水特征包括：降水量、降水强度和降水持续时间。）
a. 降水量的影响（降水量—大气降水平铺在地面上所得水层厚度的毫米数）
一个地区年降水量的大小是影响地下水补给的决定因素。因为大气降水是补给地下水最普遍最根本的源泉。
由于入渗到地面以下的水量，并不能全部的补给地下水，不能全部的成为可从井孔中抽出的水源，而是有相当一部分用于湿润包气带补足水分亏缺以土壤水的形式被滞留在包气带之中。与这部分被滞留在包气带的水量相对应的降水量，对地下水补给来说不起作用，故称之为无效降水量。若年降水量小于湿润包气带所需的水量，则对地下水无补给作用。既使年降水量大于湿润包气带所需水量，也会由于断续的降水间隔中土面蒸发、叶面蒸发的耗散，使得渗入地下用于湿润包气带的水量大大减少，从而增加了无效降水量。只有包气带饱和后再继续降水，才能补给地下水，成为有效降水。所以年降水量越大，补给地下水的量越大。故，一般情况下，年将水量大的地区，地下水也较丰富。
b. 降水强度和时间的影响（降水强度—单位时间内降水量的多少。）（mm/h）
如果降水强度过大，如倾盆大雨，降水强度超过了入渗地面的速率，即大于土壤吸收降水的能力，则大部分降水转变为地表径流流失，补给地下水的比例就会降低。如果每次降水量都很小，且降水时间间隔较长，水只能湿润部分包气带，甚至只湿了地皮，在降水间隔期间又被蒸发消耗。此类间歇性的小雨对地下水补给来说，只能是无效降水。所以，间歇性的小雨和集中的暴雨都不利于地下水获得补给，而不超过地面入渗速率的绵绵细雨才最有利于地下水的补给。
● 包气带特征的影响
包气带特征主要指包气带的厚度、岩性、透水性。一般来说，包气带的岩石透水性好，有利于降水入渗补给地下水。如果包气带由粘性土层构成，水的入渗就比较困难，降水就易于形成地表径流流失，不利于补给地下水。如果包气带过厚，即地下水埋深较大，滞留降水的数量就大，不利于补给地下水。
但是，如果包气带很薄，即地下水埋深很浅，也不利于降水入渗。因为毛细水带达到或接近地表，土壤水分较多，会降低水的入渗率即土壤吸纳降水的能力，而使大量降水转为地表径流，也不利于降水补给地下水。
● 地形的影响
地面坡度大，水在自身重力的作用下，易于形成地表径流，影响补给地下水。平缓与局部低洼的地势，有利于降水就地入渗，并可以滞积表流，增加降水入渗份额。
● 植被的影响
植被发育，土壤中有机质多，根系、树冠、枝叶、落叶、草地都能保护土壤结构，可以滞蓄降水而减少地表径流的发生，有利于降水入渗。
植被发育可以改善小气候，增加降水量，有利于地下水获得更多的补给。但是，在干旱地区，植物以蒸腾的方式强烈地消耗包气带的水分，回造成包气带水分的大量亏缺，使地下水获得降水补给明显减少，如一株15岁的柳树每年要消耗90m3的水分，那么一行大树就相当一条派水渠。
3. 大气降水补给地下水的能力
大气降水补给地下水的能力（属于补给条件）大小，常以降水入渗系数α表示：
α= qx/ X (一般α在 0.2~0.5之间)
qx——- 年大气降水的入渗量（mm）
X —年降水量（mm ）
显然：qx = X – D - △s （D为地表径流深度；△s 为包气带水分滞留量），降水入渗系数——大气降水入渗补给地下水的份额。
大气降水是地下水最重要的补给来源。一般情况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的20%-50%，其余的降水通过蒸发、地表径流、土壤水等途径耗失了。入渗系数的大小和包气带的厚度以及岩性相关。降水入渗系数的求法：
● 地中渗透仪法
在若干个入渗（蒸发）皿中，放入本区代表性原状土，以水位调节管控制不同的地下水位埋深。经过若干年观测，可以得到不同包气带岩性、不同地下水位埋深、不同年降水量条件下的入渗系数α数值，作成图表就可以得出各种条件下的α值大小。
● 潜水天然变幅法
本法适用于地下水水平径流、垂向越流、蒸发都很微弱并且不受开采影响的地段。观测不同包气带岩性、不同地下水位埋深，同时还观测由降水入渗引起的地下水位抬升值△h，并测定水位变动带的给水度µ，则：α= qx/ X = µ △h/ X
承压含水层的补给：潜水含水层可以在其整个分布范围内得到大气降水的补给。而承压含水层则不然，它只能在出露地表的地方或与地表相通的地方获得补给。因此，地形和地质构造对承压水的补给影响很大。若承压含水层出露处地形较高，只在出露处获得补给；若承压含水层出露在低洼处，则整个汇水范围内的水都可以汇集补给之。
4. 大气降水补给地下水量的确定
a. .平原区大气降水入渗补给量（Q补）的确定
Q补 = X α F 1000（m3）
X —— 降水量（mm）（在气象部门获得）
α—— 降水入渗系数
F —— 补给面积（m2 ）
b. 山区大气降水的确定
山地地下水循环属于渗入——径流型。大气水、地表水、地下水三者经常转换，单独求算大气降水入渗量，因地形和岩性复杂而难以实现。一般山区地下水埋深较大，蒸发作用可以忽略，故常依测得某一流域的地下水排泄量来代替大气降水入渗量。
● 若该山地没有河水外排，只有泉或泉群排泄地下水，即可用所有泉水流量之和作为地下水的排泄量，即大气降水入渗补给地下水的量。
● 干旱季节，常年流水河中没有地表径流注入，则河流中的流量皆由地下水提供，称之为基流量。该基流量就是流域内地下水的排泄量。即干旱季节河流的基流量就是大气降水入渗补给地下水的量。（基流量可由测流法获得）
● 当流域内地下水分散排泄时，由于排泄点甚多，测起来很困难，则可用分割河水流量过程线的方法求得全年地下水的排泄量，以此代表大气降水补给地下水的量。其中最简单的方法是：流量过程线的直线分割法。具体方法如下：
在控制研究区域的河流断面上，定期测定河流流量，即可作出全年流量过程线，即流量随时间的变化曲线。从流量过程线的起涨点A引水平线交退水段的B点，则AB线与时间轴所围定的部分就相当于地下水的排泄量，即剔除了由洪水期地表径流流入河中的水量，剩下的就是由地下水提供的基流量。（大气降水入渗补给量，即Q基 = Q补）获得基流量（Q基），再求的该流域面积（F）， 收集到降水量（X），也可根据 Q补 = X α F 1000求出入渗系数（α）= Q基/ F X 1000
地表水对地下水的补给
地表水存在于江、河、湖、海、库、池、塘、渠等低乡洼地，在一定条件下都可以成为地下水的补给源。这里的一定条件包括：一是与地下水有水力联系；二是地表水位高于地下水位。
一般山地河流河谷深切，河水位常低于地下水位，故河流排泄地下水。
山前地带，河流堆积，地面高程较大，河水位常高于地下水位，故河水补给地下水。
大型河流的中下游，常由于河床堆积成为地上河（黄河），也是河水补给地下水。
冲积平原或盆地的某些部位，河水与地下水之间的补给、排泄关系往往随季节而变化。由于地下水位变化滞后于河水水位变化，并且较河水位变化幅度小。因此：旱季，河水位迅速降到地下水位以下，则地下水补给河水（河水接受地下水补给或河流排泄地下水）；雨季，河水位猛涨至地下水位以上，则河水补给地下水（地下水接受河水的补给或河水想地下水排泄）。这种连续性的饱和补给，其运动状态符合达西定律：
Q补 = KωI
Q补 ——流量（单位时间内通过某一断面的水量）
K —— 渗透系数（河床的透水性指标）
ω—— 过水断面面积（透水河床长度×浸水周界）
I —— 水力梯度（由河水位与地下水位水位差决定）
实际工作中，如何获得某一段河流补给（或排泄）地下水的水量呢？
可以采取测定河流流量的方法进行。即在该河段上、下游断面上分别测得流量Q上及Q下，则二者之差乘以过水时间即可。
若Q上 > Q下 ，为河水补给地下水，则Q总补 = （Q上 — Q下）t
若Q上 < Q下 ，为地下水补给河水，则Q总排 = （Q下 — Q上）t
如果补给地下水的是一条间歇性河流，河水的渗漏量就不等于地下水所获得的补给量了。因为一次短时间的洪流，渗入地下的水要有相当一部分耗于湿润包气带，用上式求得的渗漏量就大于地下水所获得的补给量了。
大气降水和地表水体是地下水获得补给的两个重要来源，但二者的补给特征是不同的。
大气降水：面状补给，范围大而均匀，持续时间短。
地表水体：线状补给，范围限于水体周边，持续时间长或不间断。
含水层之间的补给
某含水层获得另外含水层或水体的补给，必备如下两个条件：（缺一不可）
● 水位差；（接受补给者水位较低）
值得强调的是平原区含水层之间通过弱透水层发生越流补给的“三大”特点
● 驱动越流的水力梯度大；（因为I = h/L，层间垂向L很小）
● 发生越流的面积大；（远比水平流动的过水断面大）
● 越流量大。（据达西定律：Q = KωI，尽管弱透水层的K值较小，但由于ω、I较大，越流补给量也就很可观了。所以在广阔的平原区 开采地下水时，含水层之间的越流补给量不可忽视。）
其它补给源
● 凝结水补给
凝结水在昼夜温差较大的干旱气候地区，可成为地下水补给源之一。
空气中含有了水分就构成湿度。饱和湿度随着温度的降低而减小，当温度降到一定程度，空气中的绝对湿度可与饱和湿度相等。若温度继续下降，饱和湿度便继续减小，超过饱和湿度的那一部分水分便凝结成液态水。这种有气态水转化成液态水的过程叫做凝结作用。
白天，在太阳辐射的作用下，大气和土壤都进入吸热升温过程；到夜晚，都进入散热降温过程。由于土壤和空气的热学性质不同，热响应能力不同，土壤散热快而大气散热慢。当地温降到一定程度，土壤孔隙中的水汽达到饱和。地温继续下降，随着绝对湿度的减小，过饱和的那部分水汽便凝结成水滴。此时，由于大气温度较高，绝对湿度较大水汽便由大气向土壤孔隙运动，如此不断的补充和凝结，数量足够大时便补给地下水。
● 地壳深部水分上移补给地下水
● 水库、坑塘、沟渠、浇地以及排放在环境中的工业废水和生活污水，都可能入渗补给地下水。