第七章地下水的补给与排泄(下)
七章补径排
观
测
主孔
孔
一般根据地质条件进行分析，总方向是由补给区到排泄 区，可用示踪的方法确定。示踪剂有食盐、同位素等。
地下水的补给——径流、径流——排泄界限的划分 是比较难的，没有严格界限，一般认为能接受补给的部 分称为补给，对潜水而言分布区与径流区一致，故称补 给——径流区，承压水比较好分区。
径流量除用达西公式计算外，有时用下列表示式 来判断地下水的富集程度。
2、地下径流率：1平方公里含水层面积上地下水的径
流量（又称径流模数）。
MJ
Q 10 2 F 365 86400
(L/S.KM2)
它说明了一个地区或一个含水层中以地下水径流
的形式存在的地下水量的多少，而不能说明地下水的
径流强度（用平均渗透率来表示）。
5、补给模数：单位面积上地下水含水层上补给的 量。Mb=Q/F,与径流模数差一个降水量系数。
6、径流区水质的变化 地下水的矿化度随补给区的矿化度不同而不同，沿 途有地表水或污染物的汇入而发生变化。
（3）泉的分布反映汗水层的分布或含水通道的分 布，及补给和排泄区的位置。
（4）区的标高反映当地的地下水位标高。
(5）泉的化学成分、物理性质及气体成分，反映 当地地下水的水质特点和形成的环境特点。
（6）水温反映地下水的埋藏特点，如水温接近气 温，说明地下水埋藏较浅，温泉来自深部。
（7）泉的研究有利于判断地质构造，泉常出露于 断层带及接触带
3、地下水径流系数：地下水径流量与同时间内（通
常为一个水文年）降落在含水层补给面积上的水量之比。
地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄第一节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。
补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。
地下水补给来源有天然与人工补给。
天然补给包括大气降水、地表水、凝结水和来自其他含水层或含水系统的水；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（利用钻孔）。
一、大气降水对地下水的补给（1）大气降水入渗机制松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）：活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移如图7－1（a）。
图7—1活塞式与捷径式下渗（a）活塞式下渗；（b）捷径式与活塞式下渗的结合图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线—残留含水量；—饱和含水量活塞式下渗过程：a）雨季之前（）时，包气带水分分布曲线如图7—2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。
b）雨季初期~时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7—2（a）和所示。
c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表面出现高含水量带，水分分布特征如图7—2（b）时的状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散（如图7—2（b）所示）。
d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7－2（c）所示。
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，捷径式入渗往往十分普遍。
捷径式入渗：当降雨强度较大，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。
如图7－1（b）所示。
捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同：（a）活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水先到达含水层；（b）对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。
水文地质学基础 第七章 地下水的补给与排泄.
2. 研究泉的意义
1）根据泉涌水量大小，确定含水层的富水程度。 2）泉的分布反映含水层或含水通道的分布以及补给区和排 泄区的位置。 3）对泉水动态的研究，可判断其补给水源的类型。 4）泉的标高反映地下水位标高； 5）泉水的化学成分，物理性质与气体成分，反映地下水的 水质特点和埋藏情况。 6）泉的研究有助于判断隐伏地质构造。 7）一些大泉水质好，流量稳定，便于开发利用。
一般可统一求算大气降水与地表水的入渗量。 通过计算排泄量的途径反求补给量。
α＝Q / f ·x·1000
Q—年地下水排泄量，相当于全年降水与河水补给地下 水的量 ；
f—汇水区面积（km2）； X—年降水量（mm）。 α一般在0.2～0.5之间，南方岩溶地区α可高达0.8以上， 而西北极干旱的山间盆地则趋于零。
（二）推求降雨入渗补给量 降雨入渗系数确定后，即可根据一定年份的降
雨量推求该年的降雨入渗补给量。
Q＝X ·α· f · 1000
四、凝结水的补给
一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高 山、沙漠等昼夜温差大的地方，凝结作用对地下水补 给的作用不能忽视。
如：据研究，内蒙桌子山地区凝结水对岩溶地下 水补给， 陕北沙漠滩区凝结水补给，对该地区地下 水的开发利用和水土保持有着重要的意义。
二、泄流 多采用河流流量过程线分割法进行估算。
流量过程线的直接分割法
三、蒸发
地下水的蒸发排泄实际可以分为两种： ☆土壤水的蒸发： 土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。 ☆潜水的蒸发： 地下水不断浓缩盐化。
四、蒸腾
◆蒸腾量与植物的品种密切相关； 深度受植物根系分布深度的控制。
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---地下水的补给与排泄
二、间歇性河流对地下水的补给过程
第七章 地下水的补给与排泄
二、间歇性河流对地下水的补给过程 汛期开始，河水浸湿包气带
并发生垂直下渗，使河下潜水 面形成水丘（图a）。
河水不断下渗，水丘逐渐抬 高与扩大，与河水联成一体 （图b）。
汛期结束，河水撤走，水丘 逐渐趋平，使一定范围内潜水 位普遍抬高（图c）。
第七章 地下水的补给与排泄
切穿隔水层的导水断层往往成为基岩含水层之间的联系通路
第七章 地下水的补给与排泄
穿越数个含水层的钻孔或止水不良的分层钻孔， 都将 人为地构成水由高水头含水层流入低水头含水层的通道。
第七章 地下水的补给与排泄
相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。
越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。
第七章 地下水的补给与排泄
三、大气降水与地表水作为地下水补给来源的比较
从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较 均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。 从时间分布比较，大气降水持续时间有限而地表水体持 续时间长，或是经常性的。在地表水体附近，地下水接受 降水及地表水补给，开采后这一补给还可加强，因此地下 水格外丰富。 从总体上说，降水量的多寡决定着一个地区地下水的丰富 程度 就其水源而言，地表水是由大气降水转化而来的，即 使对于干旱山间盆地，作为地下水主要补给来源的河水， 仍然来源于山区降水，或以冰雪形式积累起来的高山降水。
第七章 地下水的补给与排泄
根据Q=KωI，在一维流动条件下，单位水平面积弱透 水层的越流量V为：
H A HB V KI K M
K——弱透水层垂向渗透系数；
I——驱动越流的水力梯度；
HA——含水层A的水头； HB——含水层B的水头； M——弱透水层厚度（等于渗透途径）。 相邻含水层之间水头差愈大，弱透水层厚度愈小而其 垂向透水性愈好，则单位面积越流量便愈大。
地下水基础—第七章 地下水的补给与排泄
开封柳园口悬河
山东境内黄河
（二）河流对地下水补给的过程－间歇河流为例
1、汛期开始以垂直入渗为主， 潜水面处形成水丘。
2、水丘水位不断抬高， 与河水连成一体。
3、汛期结束， 潜水位普遍抬高。
（三）河流补给地下水的影响因素
1、河床面积 2、河床透水性 3、河床水位与地下水位之差。
（四）河流补给地下水的水量的确定
蒸发及蒸腾返回大气，不构成地下水的有效补给。 集中式暴雨降水强度超过地面入渗能力而部分转 化为地表径流，入渗系数偏低。连绵细雨不超过 地面入渗速率的最有利于地下水的补给。
α
间歇小雨
连绵细雨
降水强度（单位时间内降水量） 集中暴雨
(三)影响大气降水补给地下水的的因素
3、包气带渗透性与厚度
累
积 200 入
Q
f X 1000
Q 地下水排泄量（泉的排泄量、河流的基流量） (m3/a)
f 汇水面积（Km2) X 年降水量(mm)
四、凝结水的补给
特点 ：1、昼夜温差大（撒哈拉大沙漠昼夜温差 50℃ ）。
2、夜间土壤（沙层）温度低，首先自身凝 结出水，其次是大气层凝结出水（敦煌壁画受 到凝结水的破坏）。
湿润锋面
>>入渗特点：
＊发生在空隙均匀的岩土体中；
＊入渗水湿润面整体向下推进，犹如活塞的运移；
＊年龄新的水推动年龄老的水下移，“老”水在前， “新”水在后，始终是“老”水先到达含水层。
大气降水对地下水的补给
2、捷径式 由于孔隙大小的差异，当降水强度较大，入
渗水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先下渗，同时向下 渗通道周围扩散。在接受连续入渗补给后，大通道的入渗 水将优先到达地下水面。
7第七章地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。
降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。
降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。
渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。
因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。
入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。
单位：mm 水柱。
降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
Xq x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。
定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。
第七章 地下水的补给径流与排泄
第七章地下水的补给径流与排泄我们认为：世界是物质的，物质是运动的，运动是有规律的，规律是可以认识并可以利用的。
地下水是自然界广泛存在的非常重要的物质，对它运动规律我们从微观上已经进行过一些研究，如达西线性渗透定律，V = Kl；讨论了结合水、①毛细水的运动规律；学习了地下水化学成分的形成与变化。
而在宏观上关于地下水的运动，只在自然界水循环中作过简单的介绍。
在以下几章里，将分别介绍地下水水质、水量的时空变化规律。
这个变化的：过程——地下水的动态；数量关系——地下水的均衡；结果——地下水资源。
在“自然界水循环”当中讲到：水文循环——大气水、地表水、地壳浅部水之间的相互转化过程。
（发生在海 陆之间的叫大循环；发生在海海与陆陆内部的叫小循环。
）地质循环——地球浅部层圈与深部层圈之间水分的相互转化过程。
地下水经常不断地参与着自然界的水循环，我们把下面三个概念（过程）叫做* 地下水循环——地下水的补给、径流与排泄过程。
* ①补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。
* ②径流——水由补给处向排泄处的运动过程。
* ③排泄——含水层（含水系统）失去水量的过程。
地下水在补给、径流、排泄过程中，不断的进行着水量的交换和运移。
由于水是盐分和热量的良好的溶剂和载体，所以在水量交换的同时，也伴随着水化学场和温度场的响应的变化。
即水量、盐量、热量都在变化。
这些变化的特点决定了含水层（含水系统）中水量、水质、水温的分布规律。
因此，在做地下水研究时，只有搞清地下水的补、径、排规律或特点，才能正确的评价水资源，才能更合理的利用地下水，更有效的防范地下水害。
* 一、地下水的补给——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：a. 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。
b. 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。
c. 补给量：含水层（含水系统）获得了多少水。
7第七章地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。
降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。
降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。
渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。
因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。
入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。
单位：mm 水柱。
降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
Xq x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。
定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。
第七章 地下水的补给与排泄
累 积 入 渗 量
mm
砂土
200
砂壤土
壤土 粘土
100
0
24hΒιβλιοθήκη 时间渗透性与渗透量的关系2019/1/28
第 七 章
植被覆盖率影响
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
累 积 入 渗 量
mm
古老牧场
60
4－8年牧场
草地 裸地
30
0
60 min
时间
植被对入渗量的影响
2019/1/28
第 七 章
二、地表水对地下水的补给
2019/1/28
第 七 章
地上河 补给地下水。
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
1—基岩；2—松散沉积物；3—地表水位（纵剖面）； 4—地下水位；5—地表水位（横剖面）
2019/1/28
第 七 章
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
2019/1/28
第 七 章
开封柳园口悬河
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
2019/1/28
第 七 章
（2）影响大气降水补给地下水的因素☺☺
落到地面的降水，归根结 底有三个去向：转化为地表径 流，蒸发返回大气圈，下渗补 给含水层，如图（7－4）。 由下渗过程可知，渗入到地 面以下的水不等于全部补给含 水层的水。其中，相当一部分 水滞留在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 图7-4 气水。
2019/1/28
第 七 章 潜水和承压水含水层接受降水及地表水补给的 区别： 潜水在整个含水层分布面积上都能直接接 受补给，而承压水仅在含水层出露于地表，或 与地表连通处方能获得补给。
地 下 水 的 补 给 与 排 泄
水文地质学基础第7章地下水的补给与排泄.
7.1.1
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
目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式：
降水入渗的现象— 两类空隙的入渗过程——总结： 均匀砂土层——活塞式 (piston/diffuse) 含裂隙的土层——捷径式 (bypass)
7.1.1
大气降水对地下水的补给（续10）
3、补给量的确定方法 平原区一般采用入渗系数法（α） 降水入渗系数多用年平均值表示 由经验与实验等方法得出
qG P
全年降水入渗补给量：Q = P · α· F · 1000
m3/a，mm，无量纲，km2 降水入渗系数可用入渗试验仪、地中渗透仪来测定 书中P69-70,介绍了水位动态法和山区降水入渗确定方法
地中渗透仪结构图
7.1.2
地表水对地下水的补给
地表水对地下水的补给（要求以自学为主）
地表水体（河、湖、水库等）都可以成为地下水的补给来源 河流补给: 因地而异（空间上），不同部位，岩性等；
因时而异（时间上），不同季节，不同补排关系
季节性河流
比较长年性河流与季节性河流对地下水的补给的异同点？ 河流补给的主要影响因素有哪些？ 如何确定河水对地下水的补给量？ 地表水补给地下水的必要条件有哪些：
7.2.1
下降泉
泉
spring（续1）
侵蚀泉： 地形切割到潜水面 接触泉：
地形切割至隔水底 板
溢流泉： 水流在前方受阻， 水位抬升，而溢流 成泉
7.2.1
上升泉
泉
spring（续2）
2. 上升泉（出露于承压含水层中的泉） 上升泉根据出露条件分为：侵蚀泉，断层泉，接触带泉
地质大水文地质学基础讲义07地下水的补给与排泄
第七章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。
关于地下水的径流（流动），我们将在第八章加以地下水的补给与排泄讨论。
7．1 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。
7．1．1 大气降水对地下水的补给7．1．1．1 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（图7—1）。
活塞式下渗（Piston type infiltration ）：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7—2（c ）中九所示。
包气带上部保持残留含水量（0W ），一定深度以下，由于支持毛细水的存在，含水量大于0W 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（s W ）。
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0W ，而造成所谓的水分亏缺（图7—2a ，（0t ））。
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4.泉在水文地质调查中的重要性 1）重要性： 通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以确定岩层含水层类型、性质、富 水程度以及水文地质条件等，是开展水文地质调查的一项基本任务。 2）实例说明：分析发育泉的某地地质图。
地质图（附泉） 1-前震旦纪片麻岩、片岩 2-下寒武统页岩夹砂岩 3-中寒武统鲕状灰岩 4-上寒武统薄层灰岩及页岩 5-奥陶纪厚层灰岩 6 -燕山期花岗 岩 7-第四纪松散沉积 8-断裂 9-涌水量<1L/s 10-涌水量1-10L/s 11-涌水量>10L/s 的泉 12-温泉 13-下降泉 14-上升泉
3）最简单的分割方法—直线分割法： 在流量过程线起涨点A 起引一水平线交于退水段的B 点，则图中有阴线部 分即相当于地下水泄流补给河水的量。在水文学中此水量称作河流的基流。 注意：雨季河水位与地下水位及其之间的关系将发生变化，因此地下水泄 流量不同于旱季。只有当汛期不长时，可用此简便方法粗略估算地下水向河 流的泄流量。
流量过程线的直接分割法
三、蒸发 1.蒸发地区及条件：低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原 与盆地中，蒸发与蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。 2.蒸发方式：土面蒸发和叶面蒸腾。 3.土面蒸发： 1）土壤水蒸发：土壤水与饱水带无直接联系，因此，不直接消耗饱水 带中的地下水。 ①土壤水组成：土壤位于包气带上部，其中水包括：孔角毛细水、悬挂 毛细水、过路毛细水及结合水。 ②土壤水蒸发结果： a. 使包气带水分亏缺，会间接影响饱水带接受降水补给的份额，但不 会直接消耗饱水带的水量。 b.使土壤水发生季节性的浓缩，但在雨季又可得到降水补充而淡化。 只要不用高矿化度水去灌溉土壤，土壤在长期中不会累盐，也不会 使地下水盐化。 ③土壤水蒸发强度影响因素： a.气候； b.包气带岩性。
饥饿草原护田林对潜水位的影响
四、地下水补给与排泄对地下水水质的影响 1.地下水获得矿化度与化学类型不同的补给水，水质也因而发生变化； 2.干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化水。 3.经常获得低矿化水补给的地段，如河流沿岸，季节性集水洼地，灌渠 两侧等，常可找到适于饮用的淡水透镜体。 4.高矿化水与污染水的补给，则使含水层水质恶化，这多半是在人为影 响下发生的； 5.根据对水质的影响，地下水的排泄可分为两大类： 1）径流排泄：泉、泄流等方式的排泄，其特点是盐随水走，水量排走 的同时也排走盐分； 2）蒸发排泄：特点是水走盐留。 6.将补给、排泄结合起来划分的两大类地下水循环： 1）渗入—径流型：长期循环的结果，使岩土与其中赋存的地下水向溶 滤淡化方向发展； 2）渗入—蒸发型：长期循环，使补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排 泄区的地下水盐化，土壤盐渍化。
③泉实例—泉城济南：在2.6km2 范围内出露106 个泉，其总涌水量最大时达到 5m3/s。 a.大泉形成条件：必须在地形、地质、水文地质条件十分巧妙地配合下，才可 出现成群的大泉。 b.大泉形成原因： Ⅰ地质条件：济南市以南为寒武奥陶系构成的单斜山区，其中奥陶纪灰岩是 岩溶水发育的必要条件，而市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体，它包围了舌 状奥陶纪灰岩，起到阻挡作用； Ⅱ地形条件：单斜山区地形向济南市区倾落，使地下水在地势影响下向市区 流动； Ⅲ水文地质条件：奥陶纪灰岩的溶蚀形成了地下水通道，而透水性良好的灰 岩接受大范围降水的补给，形成了丰富的地下水； Ⅳ地形、地质、水文地质条件的配合：地形与岩层均向济南市区倾落，造成 了地下水在地势影响下，沿岩层内通道（其中向市区倾落的岩层面是地下水 的重要通道）向市区流动，丰富的地下水汇流于济南市的东南。而透水性良 好的奥陶纪灰岩被透水性差的闪长岩及辉长岩体（相当于隔水层）组成的口 袋状“地下堤坝”的阻挡，被迫出露。因此造成济南“家家泉水”的奇观。 c.泉类型讨论 溢流泉和接触带泉。
7．2 地下统失去水量的作用过程。 2.排泄研究内容： 1）排泄去路与方式； 2）排泄条件影响因素； 3）排泄量； 4）排泄时的水质变化。 3.排泄去路与方式： 1）泉—点状排泄； 2）向河流排泄—线状排泄； 3）蒸发与蒸腾—面状排泄； 4）含水层之间排泄； 5）人工排泄。 其中，蒸发与蒸腾—面状排泄水量时，盐分仍流在地下水中，而其 它排泄则水分与盐分一同排走—径流排泄。
渗入-径流型的山区潜水 1-降水补给 2-潜水位 3-地下径流方向 4-泉
入渗-蒸发型的干旱、半干旱平原潜水 1-主要入渗补给区 2-主要蒸发排泄区 3-潜水位 4-地下径流方向
②上升泉 a.侵蚀泉：当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时的泉。 b.断层泉：地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表形成的泉。 c.接触带泉：岩脉或侵入体与围岩的接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿此类 接触带上升形成的泉。
上升泉（出露于承压含水层中的泉） 上升泉根据出露条件分为：侵蚀泉，断层泉，接触带泉
2）潜水蒸发 ①蒸发前提及过程： 前提： a. 潜水面之上包气带中分布着支持毛细水。支持毛细水是潜水沿着毛细孔隙上升而形成 的，与潜水密不可分。 b. 潜水面埋藏不深；支持毛细水带上缘离地表较近；大气相对湿度小于饱和湿度。 过程：蒸发使毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气；潜水则源源不断通过 毛细作用上升补充支持毛细水，使蒸发得以持续进行，潜水水量不断消耗。 ②蒸发结果： a.水量消耗； b. 水流带来的盐分浓集于毛细带上缘—土壤盐渍化； c.降雨时，入渗降水淋溶部分盐分重新返回潜水，使地下水不断浓缩盐化。 ③潜水蒸发影响因素： a.气候：气候愈干燥，相对湿度越小，风力越大，潜水蒸发愈强烈； b. 潜水埋藏深度：潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈； c.包气带岩性：通过其对毛细上升高度与速度的控制而影响潜水蒸发； 砂最大毛细上升高度太小，亚粘土与粘土的毛细上升速度太低，均不利于潜水蒸发； 粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度大，而毛细上升速度又较快，潜水 蒸发最为强烈。 d.地下水流动系统的规模：干旱、半干旱地区地下水流动系统的排泄区是蒸发浓缩作用 最为强烈的地方。其中区域性流动系统的排泄区由于能够汇集更大范围地下水中的盐 分，蒸发浓缩较局部流动系统排泄区更为发育。 注意：干旱、半干旱的平原与盆地，常常由于利用地表水大量灌溉引起潜水面抬 升，潜水蒸发增强，从而造成次生的土地盐渍化。
一、泉 1.泉：是地下水的天然露头。 2.出露位置：在地形面与含水层或含水通道相交点处。山区丘陵及山前地带的 沟谷与坡脚，常可见泉，而在平原地区很少有。 3.泉的分类：根据补给泉的含水层的性质进行划分。 1）上升泉：由承压含水层补给； 2）下降泉：由潜水含水层或上层滞水补给。 注意：不能仅仅根据泉口的水是否冒涌来判断是上升泉或下降泉。下降泉泉 口的水流也可显示上升运动；反之，通过松散覆盖物出露的上升泉，泉口附 近的水流也可能呈下降运动。 3）泉具体类型：根据泉出露原因划分。 ①下降泉 a.侵蚀泉：沟谷切割揭露潜水含水层时，所形成的泉。 b.接触泉：地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露， 所形成的泉。 特例：大的滑坡体前缘常有泉出露。这是由于滑坡体破碎、透水性良好，而 滑坡床相对隔水，因此，滑坡体中地下水从滑坡体与滑坡床接触部位（在滑 坡体前缘）出露。由此可见，它实质上相当于接触泉，尽管不是由地形切割 造成的。 c.溢流泉：潜水流前方的透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜水流动受阻而 涌溢于地表形成的泉。
济南泉水成因地质示意图 1-下奥陶统白云质灰岩；2-中奥陶统灰岩；3-闪长岩及辉长岩；4-基岩地层界线； 5-断层；6-泉群
济南泉水成因地质剖面图 1-第四系 2-中奥陶统灰岩 3-下奥陶统白云岩 4-上寒武统灰岩页岩 5-中寒武统鲕状灰岩 6-下寒武统灰岩、页岩 7-前震旦纪变质岩 8-闪长岩及辉长岩 9-断层 10-泉群
1）在发育构造裂隙与风化裂隙的古老片麻岩及燕山期花岗岩中，泉 的数量多，而涌水量均小于1L/s，说明这两者都是弱含水层（体）； 2）下寒武统为厚层页岩夹薄层砂岩，只在断层带有个别小泉，结合岩 性可判断本层为隔水层，仅断层带局部导水； 3）中寒武统为鲕状灰岩，出露泉虽不多，但泉涌水量可达1—10L/s， 说明是较好的含水层； 4）上寒武统仅出现个别小泉，结合其岩性分析，基本上可看作隔水层； 5）奥陶纪质纯厚层灰岩分布区，有几个值得注意的现象：一是地表水 系不发育；二是泉的数量不多而涌水量大；三是泉水多出露于本层与 其它地层接触带。这说明奥陶纪灰岩是本区最好的含水层。 6）从图上还可看出，断层的某些部位分布温泉，说明断层导水且延伸 较深； 7）图的右下角，在片麻岩与花岗岩接触带，有一个上升泉，表明接触 带某些部分是张开的。 前述泉均为地表泉，当地下水集中排泄于河、湖或海的底部时， 便形成水下泉。
潜水蒸发量与水位埋深关系曲线
4.叶面蒸腾 1）蒸腾：植物在生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成气态水而蒸发 的过程。 2）蒸腾影响因素：除与土壤水蒸发与潜水蒸发的主要影响因素相同以外，蒸腾 的深度受植物根系分布深度的控制。在潜水位深埋的干旱、半干旱地区，某 些灌木的根系深达地下数十米，由此可见，蒸腾作用的影响深度是很大的。 3）蒸腾量：蒸腾量可以很大，成年树木的耗水能力相当大，一棵15 年的柳树 每年可消耗90m3 以上的水。 4）蒸腾只消耗水分而不带走盐类。植物根系吸收水分时，也吸收一部分溶解盐 类，但是，只有喜盐植物才吸收较多盐分。
二、泄流 1.泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状的排泄。 2.地下水泄流量的求取：通过分割河流流量过程线求地下水泄流量。 1）河流流量过程线：在河流上选定断面，定期测定河水流量，可得出 河流流线过程线。 2）分割河流流量过程线得出地下水泄流量。
玛纳斯河1955 年日平均流量过程线补给类型分割图 1-深层地下水补给 2-融雪水补给 3-浅层地下水补给 4-降雨补给 5-高山冰雪融水补给