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。
通常情况下，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。
（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气水。
以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：
式中： ——降雨入渗补给含水层的量，mm；
X——年总降水量，mm；
D——地表径流量，mm；
——包气带水分滞留量，mm；
令
则，α称为降雨入渗系数，即每年总降雨量补给地下水的份额，常以小数表示。
图7—4 降水入渗补给含水层框图
由降雨入渗表达式，我们可以分析出大气降水补给地下水的影响因素：气候（气象）、包气带的岩性和厚度、地形与植被覆盖等。
气候（气象）包括：年降水总量、降水强度与历时、降水频率，以及温度和蒸发强度。
包气带特征包括：包气带岩性的渗透性和厚度
其他因素主要有：地形坡度、地表覆盖程度以及覆盖物的储水-透水特征等。 影响降水入渗补给地下水的因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立的割裂开来加以分析。
二、地表水对地下水的补给
（1）河流与地下水的补给关系
沿着河流纵断面河流与地下水的补给关系具有分段性的特点（图7－5）。
山区河谷深切，河水位常低于地下水位，其排泄地下水的作用（图7－5a）。 山前由于河流的堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水（图7－5b）。 冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关系，随季节而变（图7－5c）；在某些特殊的冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓的“地上河”，河水经常补给地下水（图7－5d）。
（2）河水补给地下水的影响因素
河流与河床：透水河床的长度与侵水湿周的乘积（相当于过水断面），河床透水性（渗透系数）
河流与地下水：河水位与地下水位的高差（影响水力梯度），河床至地下水位间的岩性的透水性。
河床过水时间：根据河床的过水时间，河流分为常年性和间歇性。
图7—5 地表水与地下水的补给关系
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）
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7—6a）。
汛期河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体（图7—6b）。 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7—6c）。
图7—6 河水补给地下水
1—原地下水位；2—抬高后地下水位；3—地下水位抬高部分；4—河水位；5—补给方向
（3）河流渗漏补给地下水的水量的确定
简单的确定方法，可以在有渗漏的河段上下游，分别测定断面流量Q1及Q2，则河流渗漏量等于，其中t为河床过水时间。
三、大气降水及河水补给地下水水量的确定
（1）平原区大气降水入渗补给量
在平原区，大气降水入渗补给地下水的量通常可用下式确定：
式中：
（7—2） ——降水入渗补给地下水量（m3/a）；
——年降水量； ——入渗系数；
——补给区面积（）。
确定入渗系数常用的方法有以下两种： 利用地中渗透仪测定
地中渗透仪的基本结构如图7—8所示。
在若干个入渗皿中放入本区代表性原状土柱，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、地下水位埋深及不同年降水量条件下降水入渗系数。 利用天然潜水位变幅确定
在研究区地下水水平径流及垂向越流与蒸发都很微弱、不受开采影响的地段里，观测不同包气带岩性、地下水位埋深，
由降水入渗引起的地下水抬升值同时观测降水量，结合测定地下水位变动带的给水度则：
， （7—3） 注意：一个地区的植被不同，蒸腾量很不相同，值就不相同。因此，应当选用植被情况不同的地段求取值。
（2） 山区降水与河水入渗量
山区的大气降水入渗补给地下水量：
由于山区地形切割，地下水位埋藏深度大，地下水的蒸发排泄量可以忽略，大体上可认为山区地下水的补给量等于其排泄量，故可通过测定地下水排泄量反求其补给量。
山区地下水全部以大泉形式集中排泄时，可通过定期测定泉流量求得全年排泄量。
图7—8 地中渗透仪结构图
〔据河北省地质局水文地质观测总站〕
1—入渗（蒸发）皿；2—导水管；3—地下观测室；4—室边排水沟；5—原状土样；6—皿内水位；7—过滤层；8—过滤管；9—检查管；10—防沉底座；11—支架；12—测压管；13—马里奥特瓶；14—水位调整管；15—接渗瓶；16—加水管；17—出水管；18—通气管；19—接渗管；20—截门；21—防水墙
如果地下水为分散泄流排泄，可通过分割河水流量过程线求年排泄量。 如果山区地下水有一部分以地下径流形式排入相邻的平原或盆地，则必须另行计算这一部分水量加入排泄量中。
山区的入渗系数是全年降水与河水补给地下水的量与年降水量的比值：
（7—4）
式中：——年地下水排泄量，以前述方式求得；——汇水区面积（km2）；
——年降水量（mm）。
四、凝结水的补给
在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。
凝结作用：饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，空气中的绝对湿度与饱和湿度相等。温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。
一般情况下，凝结形成的水相当有限。
五、含水层之间的补给
（1）两个含水层相邻：两个含水层之间存在水头差且有联系的通路，则水头较高的含水层便补给水头较低者（图7—10、7—11）。
图7—10 承压水补给潜水
1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—下降泉；6—地下水流向
图7—11 潜水补给承压水
1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—上升泉；6—地下水流向
图7—12 松散沉积物中含水层通过“天窗”及越流发生水力联系 1—基岩；2—含水层；3—弱透水层；4—降水补给；5—地下水流向
（2）两个含水层间隔水层分布不稳定：在其缺失部位的相邻的含水层便通过“天窗”发生水力联系（图7—12）。
（3）两个含水层间为弱透水层——越流：相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换。
越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。
越流补给量的大小，也可用达西定律进行分析。
根据
式中：，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量为： （7—6） ——弱透水层垂向渗透系数；
——驱动越流的水力梯度；
——含水层A的水头；
——含水层B的水头；
——弱透水层厚度（等于渗透途径）。
尽管弱透水层的垂向渗透系数相当小，但是，由于驱动越流的水力梯度往往比水平流动的大上2—3个数量级，产生越流的面积（全部弱透水层分布范围）更比含水层的过水断面大得多，对于松散沉积物构成的含水系统，越流补给量往往会大于含水层侧向流入量。
（4）两个含水层间有导水断层：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（图7—13）。同理，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。
图7—13 含水层通过导水断层发生水力联系
1—隔水层；2—含水层；3—导水断层；4—地下水流向；5—泉
六、地下水的其它补给来源
建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放都使地下水获得新的补给。 灌溉渠道的渗漏以及田面灌水入渗常使浅层地下水获得额外的补给。 采用有计划的人为措施补充含水层的水量称之为人工补给地下水。
第二节 地下水的排泄
排泄定义：含水层或含水系统失去水量的过程。
排泄方式：天然排泄有泉、向河流泄流、蒸发和蒸腾等，以及一个含水层（含水系统）向另一个含水层（含水系统）的排泄。人工排泄有用井孔抽汲地下水，或用渠道、坑道等排除地下水等。
一、泉
泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。
根据补给泉的含水层性质分类：上升泉和下降泉两大类。
上升泉由承压含水层补给，下降泉由潜水或上层滞水补给。
根据出露原因下降泉可分为：侵蚀泉、接触泉与溢流泉。
沟谷切割潜水含水层时，形成侵蚀（下降）泉（图7－17a、b）。
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成泉，这便是接触泉（图7－17c）。
图7—17 泉的类型
1—透水层；2—隔水层；3—坚硬基岩；4—岩脉；5—风化裂隙；6—断层；7—潜水位；8—测压水位；9—地下水流向；10—下降泉；11—上升泉 按出露原因上升泉可分为：侵蚀（上升）泉、断层泉及接触带泉。
当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，形成侵蚀（上升）泉（图7－17h）。地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水头处涌溢地表，便形成断层泉（图7－17i）。
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成泉，就叫做接触带泉（图7－17j）。
研究泉的意义：岩层含水性，通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明。——以举世闻名的泉城——济南为例，
济南在
106个泉。
济南市泉水的成因：济南市以南为寒武奥陶系构成的单斜山区，地形与岩层均向济南市区倾落、市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体。透水性良好的灰岩接受大范围降水的补给，丰富的地下水汇流于济南市的东南，受到岩浆岩组成的口袋状“地下堤坝”的阻挡，被迫出露，造成“家家泉水”的奇观。
通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明岩层含水性。 古老片麻岩及燕山期花岗岩：发育构造裂隙与风化裂隙，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）。
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。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。
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。 奥陶纪质纯厚层灰岩：地表水系不发育、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。
范围内出露
图7—18 济南泉水成因地质示意图
〔据山东省水文地质队〕
1—下奥陶纪白云质灰岩；2—中奥陶纪灰岩；3—闪长岩及灰岩；4—基岩地层界线；5—断层；6—泉群
图7—19 济南泉水成因地质剖面图
〔据山东省水文地质队〕
1—第四系；2—中奥陶纪灰岩；3—下奥陶纪白云岩；4—上寒武纪灰岩页岩；5—中寒武纪鲕状灰岩；6—下寒武纪灰岩、页岩；7—前震旦纪变质岩；8—闪长岩及辉长石；9—断层；10—泉群
图7—20 地质图（附泉）
1—前震旦纪片麻岩、片岩；2—下寒武纪鲕状灰岩；4—上寒武纪薄层灰岩及页岩；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10L/s的泉；12—温泉；13—下降泉；14—上升泉
二、泄流
泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。 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，并分割得出地下水泄流量（图7－21）。
图7-21 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
三、蒸发
蒸发排泄是低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中地下水主要的排泄方式。
地下水的蒸发排泄的两种形式：一种是与饱水带无直接联系的土壤水蒸发，另一种是饱水带－潜水的蒸发。
与潜水面不发生直接联系的包气带水：包括孔角毛细水、悬挂毛细水乃至过路毛细水（自然还包括结合水），这部分水由液态转为气态而蒸发排泄，造成包气带水分亏缺，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。
与潜水面有联系的包气带水：紧接潜水面的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。当潜水面埋藏不深，支持毛细水带离地表较近，大气相对湿度小于饱和湿度，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（支持毛细水上升运动可以参见第五章），使蒸发持续进行。
潜水持续蒸发的结果：蒸发使水分不断消耗，水中盐分保留下来。因此，强烈的潜水蒸发将使土壤集盐（造成土壤盐渍化）与地下水不断浓缩盐化。 影响潜水蒸发的因素：
a）气候：气候愈干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。相对湿度经常小于50％的西北，有的地方潜水矿化度可达100—300g/L；相对湿度经常保持80％以上的川西平原，尽管潜水位埋藏很浅，但其矿化度不到0.5g/L。 b）潜水埋藏深度：潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈。
如：半干旱地区的河北石家庄市，地中渗透仪（参见图7—8）测得潜水蒸发与其水位埋藏深度的关系（图7—23）：水位埋藏深度小于2m时，随着潜水埋深变浅，蒸发量显著增大，深度大于2m，潜水蒸发明显减弱。
c）包气带岩性：包气带岩性决定了毛细上升高度与速度，从而控制和影响潜水蒸发。砂最大毛细上升高度太小，而亚粘土与粘土的毛细上升速度又太低，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，故潜水蒸发最为强烈。
四、蒸腾
蒸腾是指植物生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成其气态水而蒸发，也称叶面蒸发。
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，蒸腾作用的影响深度相对较很大。
如：成年树木的耗水能力相当大，一棵15
年的柳树每年可消耗以上的水。前苏联饥饿草原上的灌渠林带，排水影响范围可达200m，潜水位下降最多达1．6m（图7—24）。因此，可在渠边植树代替截渗沟，以消除由于地下水位上升而引起的土壤次生盐渍化。
蒸腾的结果：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。
在实际工作，求算总腾发量很不容易，而要区分土壤水蒸发、潜水蒸发与蒸腾是相当困难的。
第三节 地下水补给与排泄对地下水水质的影响
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。
地下水的排泄，根据其对水质影响可分为两大类：一类是径流排泄，包括以泉、泄流等方式的排泄在内，其特点是盐随水走，水量排走的同时也排走盐分。另一类是蒸发排泄，其特点是水走盐留。
将含水系统的补给与排泄方式相结合起，地下水循环可以分为两大类：渗入－径流型和渗入－蒸发型。
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（图7—25）。
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（图7—26）。
图7—25 渗入－径流型的山区潜水
图7—26 渗入－蒸发型的干旱、半干旱平原潜水
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。
通常情况下，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。
（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气水。
以平原地区降水入渗补给地下水水量表达式：
式中： ——降雨入渗补给含水层的量，mm；
X——年总降水量，mm；
D——地表径流量，mm；
——包气带水分滞留量，mm；
令
则，α称为降雨入渗系数，即每年总降雨量补给地下水的份额，常以小数表示。
图7—4 降水入渗补给含水层框图
由降雨入渗表达式，我们可以分析出大气降水补给地下水的影响因素：气候（气象）、包气带的岩性和厚度、地形与植被覆盖等。
气候（气象）包括：年降水总量、降水强度与历时、降水频率，以及温度和蒸发强度。
包气带特征包括：包气带岩性的渗透性和厚度
其他因素主要有：地形坡度、地表覆盖程度以及覆盖物的储水-透水特征等。 影响降水入渗补给地下水的因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立的割裂开来加以分析。
二、地表水对地下水的补给
（1）河流与地下水的补给关系
沿着河流纵断面河流与地下水的补给关系具有分段性的特点（图7－5）。
山区河谷深切，河水位常低于地下水位，其排泄地下水的作用（图7－5a）。 山前由于河流的堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水（图7－5b）。 冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关系，随季节而变（图7－5c）；在某些特殊的冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓的“地上河”，河水经常补给地下水（图7－5d）。
（2）河水补给地下水的影响因素
河流与河床：透水河床的长度与侵水湿周的乘积（相当于过水断面），河床透水性（渗透系数）
河流与地下水：河水位与地下水位的高差（影响水力梯度），河床至地下水位间的岩性的透水性。
河床过水时间：根据河床的过水时间，河流分为常年性和间歇性。
图7—5 地表水与地下水的补给关系
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）
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7—6a）。
汛期河水不断下渗，水丘逐渐抬高与扩大，与河水联成一体（图7—6b）。 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7—6c）。
图7—6 河水补给地下水
1—原地下水位；2—抬高后地下水位；3—地下水位抬高部分；4—河水位；5—补给方向
（3）河流渗漏补给地下水的水量的确定
简单的确定方法，可以在有渗漏的河段上下游，分别测定断面流量Q1及Q2，则河流渗漏量等于，其中t为河床过水时间。
三、大气降水及河水补给地下水水量的确定
（1）平原区大气降水入渗补给量
在平原区，大气降水入渗补给地下水的量通常可用下式确定：
式中：
（7—2） ——降水入渗补给地下水量（m3/a）；
——年降水量； ——入渗系数；
——补给区面积（）。
确定入渗系数常用的方法有以下两种： 利用地中渗透仪测定
地中渗透仪的基本结构如图7—8所示。
在若干个入渗皿中放入本区代表性原状土柱，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、地下水位埋深及不同年降水量条件下降水入渗系数。 利用天然潜水位变幅确定
在研究区地下水水平径流及垂向越流与蒸发都很微弱、不受开采影响的地段里，观测不同包气带岩性、地下水位埋深，
由降水入渗引起的地下水抬升值同时观测降水量，结合测定地下水位变动带的给水度则：
， （7—3） 注意：一个地区的植被不同，蒸腾量很不相同，值就不相同。因此，应当选用植被情况不同的地段求取值。
（2） 山区降水与河水入渗量
山区的大气降水入渗补给地下水量：
由于山区地形切割，地下水位埋藏深度大，地下水的蒸发排泄量可以忽略，大体上可认为山区地下水的补给量等于其排泄量，故可通过测定地下水排泄量反求其补给量。
山区地下水全部以大泉形式集中排泄时，可通过定期测定泉流量求得全年排泄量。
图7—8 地中渗透仪结构图
〔据河北省地质局水文地质观测总站〕
1—入渗（蒸发）皿；2—导水管；3—地下观测室；4—室边排水沟；5—原状土样；6—皿内水位；7—过滤层；8—过滤管；9—检查管；10—防沉底座；11—支架；12—测压管；13—马里奥特瓶；14—水位调整管；15—接渗瓶；16—加水管；17—出水管；18—通气管；19—接渗管；20—截门；21—防水墙
如果地下水为分散泄流排泄，可通过分割河水流量过程线求年排泄量。 如果山区地下水有一部分以地下径流形式排入相邻的平原或盆地，则必须另行计算这一部分水量加入排泄量中。
山区的入渗系数是全年降水与河水补给地下水的量与年降水量的比值：
（7—4）
式中：——年地下水排泄量，以前述方式求得；——汇水区面积（km2）；
——年降水量（mm）。
四、凝结水的补给
在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。
凝结作用：饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，空气中的绝对湿度与饱和湿度相等。温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。
一般情况下，凝结形成的水相当有限。
五、含水层之间的补给
（1）两个含水层相邻：两个含水层之间存在水头差且有联系的通路，则水头较高的含水层便补给水头较低者（图7—10、7—11）。
图7—10 承压水补给潜水
1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—下降泉；6—地下水流向
图7—11 潜水补给承压水
1—含水层；2—隔水层；3—潜水位；4—承压水测压水位；5—上升泉；6—地下水流向
图7—12 松散沉积物中含水层通过“天窗”及越流发生水力联系 1—基岩；2—含水层；3—弱透水层；4—降水补给；5—地下水流向
（2）两个含水层间隔水层分布不稳定：在其缺失部位的相邻的含水层便通过“天窗”发生水力联系（图7—12）。
（3）两个含水层间为弱透水层——越流：相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换。
越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。
越流补给量的大小，也可用达西定律进行分析。
根据
式中：，在一维流动条件下，单位水平面积弱透水层的越流量为： （7—6） ——弱透水层垂向渗透系数；
——驱动越流的水力梯度；
——含水层A的水头；
——含水层B的水头；
——弱透水层厚度（等于渗透途径）。
尽管弱透水层的垂向渗透系数相当小，但是，由于驱动越流的水力梯度往往比水平流动的大上2—3个数量级，产生越流的面积（全部弱透水层分布范围）更比含水层的过水断面大得多，对于松散沉积物构成的含水系统，越流补给量往往会大于含水层侧向流入量。
（4）两个含水层间有导水断层：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（图7—13）。同理，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。
图7—13 含水层通过导水断层发生水力联系
1—隔水层；2—含水层；3—导水断层；4—地下水流向；5—泉
六、地下水的其它补给来源
建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放都使地下水获得新的补给。 灌溉渠道的渗漏以及田面灌水入渗常使浅层地下水获得额外的补给。 采用有计划的人为措施补充含水层的水量称之为人工补给地下水。
第二节 地下水的排泄
排泄定义：含水层或含水系统失去水量的过程。
排泄方式：天然排泄有泉、向河流泄流、蒸发和蒸腾等，以及一个含水层（含水系统）向另一个含水层（含水系统）的排泄。人工排泄有用井孔抽汲地下水，或用渠道、坑道等排除地下水等。
一、泉
泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。
根据补给泉的含水层性质分类：上升泉和下降泉两大类。
上升泉由承压含水层补给，下降泉由潜水或上层滞水补给。
根据出露原因下降泉可分为：侵蚀泉、接触泉与溢流泉。
沟谷切割潜水含水层时，形成侵蚀（下降）泉（图7－17a、b）。
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成泉，这便是接触泉（图7－17c）。
图7—17 泉的类型
1—透水层；2—隔水层；3—坚硬基岩；4—岩脉；5—风化裂隙；6—断层；7—潜水位；8—测压水位；9—地下水流向；10—下降泉；11—上升泉 按出露原因上升泉可分为：侵蚀（上升）泉、断层泉及接触带泉。
当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，形成侵蚀（上升）泉（图7－17h）。地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水头处涌溢地表，便形成断层泉（图7－17i）。
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成泉，就叫做接触带泉（图7－17j）。
研究泉的意义：岩层含水性，通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明。——以举世闻名的泉城——济南为例，
济南在
106个泉。
济南市泉水的成因：济南市以南为寒武奥陶系构成的单斜山区，地形与岩层均向济南市区倾落、市区北侧为闪长岩及辉长岩侵入体。透水性良好的灰岩接受大范围降水的补给，丰富的地下水汇流于济南市的东南，受到岩浆岩组成的口袋状“地下堤坝”的阻挡，被迫出露，造成“家家泉水”的奇观。
通过研究泉在地层中的出露情况及其涌水量，可以很好地说明岩层含水性。 古老片麻岩及燕山期花岗岩：发育构造裂隙与风化裂隙，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）。
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。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。
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。 奥陶纪质纯厚层灰岩：地表水系不发育、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。
范围内出露
图7—18 济南泉水成因地质示意图
〔据山东省水文地质队〕
1—下奥陶纪白云质灰岩；2—中奥陶纪灰岩；3—闪长岩及灰岩；4—基岩地层界线；5—断层；6—泉群
图7—19 济南泉水成因地质剖面图
〔据山东省水文地质队〕
1—第四系；2—中奥陶纪灰岩；3—下奥陶纪白云岩；4—上寒武纪灰岩页岩；5—中寒武纪鲕状灰岩；6—下寒武纪灰岩、页岩；7—前震旦纪变质岩；8—闪长岩及辉长石；9—断层；10—泉群
图7—20 地质图（附泉）
1—前震旦纪片麻岩、片岩；2—下寒武纪鲕状灰岩；4—上寒武纪薄层灰岩及页岩；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10L/s的泉；12—温泉；13—下降泉；14—上升泉
二、泄流
泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。 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，并分割得出地下水泄流量（图7－21）。
图7-21 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
三、蒸发
蒸发排泄是低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中地下水主要的排泄方式。
地下水的蒸发排泄的两种形式：一种是与饱水带无直接联系的土壤水蒸发，另一种是饱水带－潜水的蒸发。
与潜水面不发生直接联系的包气带水：包括孔角毛细水、悬挂毛细水乃至过路毛细水（自然还包括结合水），这部分水由液态转为气态而蒸发排泄，造成包气带水分亏缺，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。
与潜水面有联系的包气带水：紧接潜水面的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。当潜水面埋藏不深，支持毛细水带离地表较近，大气相对湿度小于饱和湿度，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（支持毛细水上升运动可以参见第五章），使蒸发持续进行。
潜水持续蒸发的结果：蒸发使水分不断消耗，水中盐分保留下来。因此，强烈的潜水蒸发将使土壤集盐（造成土壤盐渍化）与地下水不断浓缩盐化。 影响潜水蒸发的因素：
a）气候：气候愈干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。相对湿度经常小于50％的西北，有的地方潜水矿化度可达100—300g/L；相对湿度经常保持80％以上的川西平原，尽管潜水位埋藏很浅，但其矿化度不到0.5g/L。 b）潜水埋藏深度：潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈。
如：半干旱地区的河北石家庄市，地中渗透仪（参见图7—8）测得潜水蒸发与其水位埋藏深度的关系（图7—23）：水位埋藏深度小于2m时，随着潜水埋深变浅，蒸发量显著增大，深度大于2m，潜水蒸发明显减弱。
c）包气带岩性：包气带岩性决定了毛细上升高度与速度，从而控制和影响潜水蒸发。砂最大毛细上升高度太小，而亚粘土与粘土的毛细上升速度又太低，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，故潜水蒸发最为强烈。
四、蒸腾
蒸腾是指植物生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成其气态水而蒸发，也称叶面蒸发。
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，蒸腾作用的影响深度相对较很大。
如：成年树木的耗水能力相当大，一棵15
年的柳树每年可消耗以上的水。前苏联饥饿草原上的灌渠林带，排水影响范围可达200m，潜水位下降最多达1．6m（图7—24）。因此，可在渠边植树代替截渗沟，以消除由于地下水位上升而引起的土壤次生盐渍化。
蒸腾的结果：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。
在实际工作，求算总腾发量很不容易，而要区分土壤水蒸发、潜水蒸发与蒸腾是相当困难的。
第三节 地下水补给与排泄对地下水水质的影响
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。
地下水的排泄，根据其对水质影响可分为两大类：一类是径流排泄，包括以泉、泄流等方式的排泄在内，其特点是盐随水走，水量排走的同时也排走盐分。另一类是蒸发排泄，其特点是水走盐留。
将含水系统的补给与排泄方式相结合起，地下水循环可以分为两大类：渗入－径流型和渗入－蒸发型。
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（图7—25）。
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（图7—26）。
图7—25 渗入－径流型的山区潜水
图7—26 渗入－蒸发型的干旱、半干旱平原潜水