地下水作为整个地球上水循环的重要环节之一，通过含水层从外界获得补给，在含水层中向排泄区运动，并和赋存它们的岩石相互作用，最后向外界排泄而参与水循环。地下水的不断交替、不断更新决定了含水层中水质水量在空间和时间上的变化，为了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。

地下水补给是指饱水带获得水量的过程。水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。地下水排泄是饱水带减少水量的过程，减少水量的同时，盐量和能量等也随之减少。地下水通过补给和排泄，不断获得和消耗水量，形成可再生资源，是人类永续利用地下水的前提。

4.5.4.1　地下水的补给

含水层从外界获得水量的过程称为补给。地下水补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层的水和人工补给水源等。

（1）大气降水补给。降水是自然界水循环中最活跃的因素之一，也是浅层地下水的主要补给水源。降落到地面的水分一部分变为坡面径流或被蒸发而耗失，仅有部分渗入地下（图4-20）。这一部分水在到达潜水面以前，必须经过由土颗粒、空气和水三相组成的包气带，因此，入渗过程中水的运动是极其复杂的。

下面以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。

地面犹如筛子，将降水分为入渗水流及地表径流两部分。包气带犹如缺水的海绵，截留部分入渗水流。降水经过分流及截留以后，剩余的水流下渗进入饱水带，构成地下水补给量。

地面的分流取决于降水强度与（地面）入渗能力的关系：降水强度小于入渗能力时，降水全部入渗进入包气带；降水强度大于入渗能力时，超过入渗强度的部分形成地表径流。

包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。

大气降水补给地下水的份额，采用降水入渗补给系数∂（recharge coefficient of precipitation）（简称入渗系数）表示：

式中：∂——入渗系数，无因次；

qp——年降水单位面积补给地下水量（mm）；

P——年降水量（mm）。

在我国，入渗系数∂通常变化于0.2～0.4之间，南方湿润气候岩溶发育区，∂可以高达0.8，西北干旱气候的沙漠盆地，∂接近于0。

（2）地表水补给。地表水体包括河流、湖泊、水库、海洋等，它们都在一定条件下成为地下水的补给水源。地表水补给地下水的必要条件有：①两者之间必须具有水力联系；②地表水位必须高于地下水位。如某些平原河流的下游、河流中上游的洪水期、河流出山后的山前地段和河流流经岩溶发育地段，一般满足上述条件，地表水补给地下水。

图4-20　大气降水转化为地下水补给的环节

沿着河流纵断面，河水与地下水的补给关系有所变化。河流上游，地表水水位通常低于地下水，河流排泄地下水。河流中游，河水在洪水期补给地下水，枯水期排泄地下水。河流下游，进入山前冲洪积倾斜平原，河水补给地下水。河流下游冲积平原，河水与地下水的补给关系取决于河流堆积特点：泥砂堆积强烈时，出现自然堤及人工堤防，河底高于地面，形成地上河，地表水常年补给地下水，黄河下游即是如此；一般河流，洪水期河水补给地下水，枯水期排泄地下水。

我国西北干旱内陆盆地降水十分稀少，高山降水积为冰雪，冰雪融水形成的河流，沿着流程与地下水相互转化，成为地下水主要的甚至是唯一的补给来源。

（3）其他补给方式。除上述地下水主要补给方式外，尚有凝结水补给、人工灌溉、渠道引水补给等多种形式。在昼夜温差大的干旱沙漠地带，凝结水有可能补给地下水。某些人为活动则会在无意中增加地下水补给，如灌溉水渗漏、水库渗漏以及输水管道渗漏等。

空气的湿度一定时，饱和湿度随温度下降而降低，温度降到某一临界值，达到露点（绝对湿度与饱和湿度相等），温度继续下降，超过饱和湿度的那部分水汽转化为液态水，这一过程便是凝结作用。

沙漠地带昼夜温差很大（撒哈拉沙漠昼夜温差可达50℃），土壤散热快而大气散热慢，夜晚降温，地面及包气带浅部温度急剧下降。地面以及包气带浅部孔隙中一部分水汽凝结为液态水。

灌溉渠道渗漏及田面入渗也会使地下水获得补给。渠道渗漏补给方式犹如河水，田面入渗补给方式接近大气降水。

4.5.4.2　地下水的排泄

地下水通过泉向地表水泄流、土面蒸发、叶面蒸腾等方式，实现天然排泄；通过井孔、排水渠道、坑道等设施，进行人工排泄。

（1）泉。泉（spring）是地下水的天然露头。地下水面或地下水含水通道与地形面相切时，地下水呈点状或散点状涌出地表成泉，如图4-21所示。

按传统的分类，将泉划分为上升泉（ascending spring）和下降泉（descending spring）两大类。前者是承压水的排泄，后者是潜水或上层滞水的排泄。地下水流系统理论表明，潜水的排泄区普遍存在上升水流，因此，不能根据补给泉的水流是否“上升”来确定是上升泉还是下降泉，而要根据补给泉的含水层或含水通道来区分上升泉或下降泉。

根据出露原因，泉可分为以下几类：

侵蚀泉（erosion spring）：单纯由于地形切割地下水面而出露，包括切割潜水含水层[图4-21（a）、（b）]及揭露承压隔水顶板[图4-21（h）]。

接触泉：地形切割使相对隔水底板出露，地下水从含水层与隔水底板接触处出露[图4-21（c）]。

溢流泉（overflow spring）：水流前方出现相对隔水层，或下伏相对隔水底板抬升时，地下水流动受阻，溢流地表[图4-21（d）、（e）、（f）、（g）]。

断层泉（fault spring）：地形面切割导水断裂，断裂带测压水位高于地面时出露成泉[图4-21（i）]。

接触带泉：岩脉或岩浆岩侵入体与围岩的接触带，地下水沿冷凝收缩形成的导水通道出露[图4-21（j）]。

图4-21　泉的成因类型

作为地下水天然露头，泉是认识水文地质条件的重要信息来源。例如，判断含水层和隔水层；判断岩层富水性（导水能力）；判断断层导水性；根据泉水温度判断地下水循环深度；根据泉水化学成分找矿；在一定条件下，根据泉流量反推降水入渗系数及地下水补给量等。

（2）泄流。地下水向地表水排泄时，地表水面是地下水的排泄基准，与起伏明显的地形坡度比较，地表水面或者接近水平（湖沼、海洋），或者只有不大的坡降。因此，地下水补给地表水体时，除个别以水下泉（河底泉、海底泉等）形式集中排泄外，大多为分散的线状泄流。

对于河流，可采取分割流量过程线求取地下水泄流量。当河水与地下水化学组分及温度有较大差别时，也可综合利用稳定组分、同位素组分以及温度等求取地下水泄流量。地下水向湖沼海洋的排泄，一般只能利用化学组分及温度进行定性或半定量评价。

地下水向地表水排泄，提供经常性补充水量的同时，还提供化学组分；某些情况下，对于维护地表水的生态系统有重要意义。

（3）蒸发与蒸腾。干旱半干旱地区的细颗粒堆积平原和盆地，地下水埋藏深度较浅时，土面蒸发及叶面蒸腾是地下水的主要排泄方式。

通过土面蒸发向大气排泄，是地下水蒸发排泄；经由植物的叶面蒸腾向大气排泄，是地下水蒸腾排泄。蒸发和蒸腾都是地下水转化为气态水向大气排泄，均属于地下水的面状排泄，两者都具有“水去盐留”的特点，易导致土壤及地下水不断盐化。

（4）人工排泄。用井孔开采地下水、矿坑疏干、开发地下空间排水、农田排水等，都属于地下水人工排泄。随着现代化进程的不断加快，我国许多地区，尤其是北方工农业发达地区，大强度开采地下水已经引起一系列不良后果，导致河流基流消减甚至断流，损害生态环境，引起与地下水有关的各种地质灾害。

4.5.4.3　含水层之间的补给与排泄

不同含水层或含水系统存在水力联系及势差时，便发生相互补给与排泄。解决许多水文地质实际问题时，都需要查明目标含水层（含水系统）与邻接含水层（含水系统）的补给、排泄关系，确定补给（排泄）量。地下水资源评价、水库渗漏分析、矿坑疏干、农田排水等都有此必要。

常见的含水层（含水系统）之间水力联系的方式有：含水层之间通过叠合接触部分发生补给（排泄），如图4-22（a）、（b）所示；含水层之间通过导水断裂发生补给（排泄），如图4-22（c）所示；含水层之间通过穿越其间的井孔发生补给（排泄），如图4-22（d）所示；含水系统内部通过弱透水层越流而形成统一水力联系[图4-22（e）]。

图4-22　含水层之间的补给与排泄

4.5.4.4　地下水的渗流

4.5.4.4.1　地下水渗流特征

地下水在岩土体空隙中的运动称为渗流（径流）。发生渗流的区域称为渗流场。孔隙是形状复杂的网络，沿着流程，孔隙介质中的渗流通道宽窄及方向多变，水的质点流速及方向频繁变化。裂隙及岩溶介质中的渗流通道也是复杂多变的。通常，空隙通道狭小，水流所受阻力很大，地下水的流速极其缓慢。若水质点做有秩序的、互不混杂的流动，则称为层流；若水质点做无秩序、互相混杂的流动，则称为紊流。

水在狭小空隙的岩石（如砂、裂隙不很宽大的基岩）中流动时，重力水受介质的吸引力较大，水质点排列较有秩序，流速比较缓慢，多呈层流运动。而在宽大的空隙（大的溶穴、宽大裂隙）中流动，水的流速较大时，容易呈紊流运动。(www.daowen.com)

渗流又分为稳定流和非稳定流。水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变时，称为稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称为非稳定流。严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。但是，为了便于分析和运算，也可以将某些运动要素变化微小的渗流近似看作稳定流。

4.5.4.4.2　水头

水在空隙介质中渗流，总是从能量较高处流向能量较低处。水力学中用总水头H（hydraulic head）表示地下水的能量大小，量纲为[L]：

式中：z——位置水头（重力势）（m）；

p/ρg——压力水头（压力势）（m）；

p——压强（Pa）；

ρ——水的密度（kg/m3）；

g——重力加速度（=9.8m/s2）；

μ2/2g——流速水头（动能）。

位置水头、压力水头和流速水头3者可以相互转化。水总是从总水头高的地方流向总水头低的地方。一般情况下，渗流速度很小，地下水具有的动能相对于势能可忽略不计。所以，地下水的能量状态可用它的总势能（测压水头）表示：

其中位置水头与压力水头可以相互转换。故一般可根据测压水头的大小判断地下水的流动方向。

4.5.4.4.3　达西定律与渗透系数

法国工程师达西（Darcy，1856）对均匀砂进行了大量的渗透试验，得出了层流条件下（渗流十分缓慢，相邻两个水分子运动的轨迹相互平行而不混掺）土中水渗透速度与能量（水头）损失之间的渗透规律，即达西定律。该定律认为，渗出水量Q与圆筒过水断面积A和水力梯度I成正比，且与土的透水性有关，其表达式为：

式中：K——渗透系数（cm/s）。

由于通过过水断面A的流量Q=vA，则渗透流速v为：

式中：v——渗透速度（cm/s）。

这是达西定律的另一表达形式：渗透流速与水力梯度的一次方成正比，即线性渗透定律，K为其线性比例系数，称为渗透系数。

渗流场中水头相等的各点连成的面（线）称为等水头面（线）。沿等水头面（线）法线方向（水头降低方向）的水头变化率称为水力梯度（hydraulic gradient），无因次，记为I，即：

式中，n为等水头面（线）的外法线方向，也是水头降低的方向。

在各向同性介质中，水力梯度I为沿水流方向单位长度渗透途径上的水头损失。水在空隙中运动时，必须克服水与隙壁以及流动快慢不同的水质点之间的摩擦阻力（这种摩擦阻力随地下水流速的增加而增大），消耗机械能，造成水头损失。水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。因此，求算水力梯度I时，水头差必须与渗透途径相对应。

渗透系数K，也称为水力传导率（hydraulic conductivity），是重要的水文地质参数。因水力梯度无量纲，由达西定律v=KI可以看出，渗透系数与渗透流速的量纲均为[L/T]，一般采用单位为m/d或cm/s。

在式（4-5）中，令I=1，则v=K，即水力梯度为1时，渗透系数在数值上等于渗透流速。当水力梯度为定值时，渗透系数愈大，渗透流速愈大；渗透流速为定值时，渗透系数愈大，水力梯度愈小。由此可见，渗透系数可定量说明岩土体的渗透性能。渗透系数愈大，岩土体的渗透能力愈强。岩土体渗透性的分级如表4-2所示。

表4-2　岩土体渗透性分级表

注：透水率是通过钻孔压水试验测得的岩体渗透性指标，单位为吕荣（Lu）。1Lu的定义为当试段压力为1MPa时，每米试段水的压入流量为1L/min，见第9章。

4.5.4.4.4　流网

绘制流网是水利水电工程地质分析中常用的方法。在渗流场中某一典型剖面或切面上，可以画出一系列等水头线和流线，由它们组成的网格称为流网。

流线是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点在此瞬时的流向均与此线相切。迹线是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。流线可看作同一时刻水质点运动的摄影，迹线则可看成水质点运动过程的录像。在稳定流条件下，流线与迹线重合。

在均质各向同性介质中，地下水必定沿着水头变化最大的方向，即垂直于等水头线的方向运动，因此，流线与等水头线构成正交网格。

精确地绘制定量流网需要充分掌握边界条件及参数。在实测资料很少的情况下，也可绘制定性流网。尽管这种信手流网并不精确，但往往可以为我们提供许多有用的水文地质信息，是水文地质分析的有效工具。为了讨论方便，在此仅限于分析均质各向同性介质中的稳定流网。

作流网时，首先根据边界条件绘制容易确定的等水头线或流线。边界包括定水头边界、隔水边界及地下水面边界。地表水体边界一般可看作等水头面（河渠湿周是等水头线），如图4-23（a）所示。隔水边界应看作流线或流面[图4-23（b）]，水流不能通过隔水边界和流线。地下水面边界比较复杂。当无入渗补给及蒸发排泄、有侧向补给、做稳定流动时，地下水面是流线[图4-23（c）]；当有入渗补给时，它既不是流线，也不是等水头线[图4-23（d）]。

图4-23　等水头线、流线与各类边界的关系

流线总是由源指向汇，因此，根据补给区（源）和排泄区（汇）可以判断流线的趋向。渗流场中具有一个以上补给点或排泄点时，首先要确定分流面或分流线（图4-24）。相对于地质隔水边界，分流面是水力隔水边界。然后，根据流线与等水头线正交规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分，得到由流线与等水头线构成的正交网格。这种正交流网，等水头线的密疏说明水力梯度的大小；相邻两条流线之间通过的流量相等，因此，流网的密疏反映渗透流速及流量的大小。

下面以河间地块的信手流网绘制为例说明。图4-24表示一个水平隔水底板、均质各向同性潜水含水层的河间地块，地下水接受均匀稳定的入渗补给，并向两侧河流排泄，两河水位相等且保持不变。大体上可按图4-24上所标的顺序绘制流网。在绘制潜水面和表示均匀入渗补给的等间距垂向箭头后，从入渗补给箭头投影到潜水面的点出发，依次绘制流线至两侧河流。绘制等水头线时，先在地下分水岭到河水位之间引出等间距的水平线，再从该水平线与潜水面的交点分别引出各条等水头线。从这张简单的流网图可以获得以下信息：①由分水岭到河谷，流向从自上而下到接近水平，再自下而上；②在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井水位则随井深加大而抬升；③由分水岭到河谷流线越来越密集，流量增大，地下径流加强；④由地表向深部，地下径流减弱；⑤由分水岭出发的流线，渗透途径最长，平均水力梯度最小，地下水径流最弱。

图4-24　河间地块剖面流网