红层地下水的形成及运动特征

红层地下水的形成及运动特征包含了地下水的补给、径流、排泄过程及径流场特征，以及表征这些特征的含水层渗透系数、水力坡度、流速等参数及度量指标。

2.2.2.1 地下水的补给

含水层自外界获得水量的过程称为地下水的补给。红层地下水的补给来源，主要为大气降水渗入补给，局部有地表水的渗入补给，有时还有人工补给等。就一个完整的水文地质单元而言，补给区主要是含水层的裸露区，其次为含水层的浅覆盖区。

（1）大气降水的补给

大气降水包括雨、雪、雹等。红层主要靠大气降雨渗入补给，丘陵盆地区灌溉水下渗补给也占有一定的比例。在季风气候区，补给季节主要是雨季，其他季节补给量有限，在长达半年的旱季，降雨量不到全年的20%，有效的渗入补给极少。补给量的大小与降雨过程和渗入系数有关。降水过程持续时间长、渗入系数大，补给量就大，反之就小。而渗入系数又与地形、岩性、裂隙发育程度与深度、植被等因素有关。地形坡度缓、裂隙发育且延伸深远、植被茂盛，渗入系数就大，反之就小。

（2）地表水的补给

地表水包括江河、水库、池塘、水田等。在这些地表水体附近，地下水有可能获得地表水的直接或越流补给。

河流补给地下水常见于河流的下游和河流中上游的洪水期，在这样的条件下河水水位往往高于岸边的地下水水位。地表水对地下水的补给强度主要受岩层透水性的影响，同时也取决于地表水水位与地下水水位的高差、洪水的延续时间、河流流量、地表水水体与地下水联系范围的大小等因素。

（3）含水层之间的补给

当两个含水层之间存在水头差，且直接相连或通过弱透水层存在间接的水力联系时，水头较高的含水层就会直接或越流补给水头较低的含水层。在一个水文地质单元内，含水层之间的补给只是地下水在径流过程中一个含水层向另一个含水层的中间转换，地下水总量并不会改变，最根本的补给量还是源于大气降水和地表水的部分。对此在做区域地下水资源评价时应予注意，不要造成资源量的重复累加。

（4）人工补给

地下水的人工补给，就是借助一定的工程设施，人为地将地表水自流或加压注入含水层中，以增加地下水的补给量。目前在红层地区进行地下水的人工补给尚无报道。

（5）补给保证程度

根据红层含水层的水文地质特性，导水储水空隙以裂隙、孔隙为主。虽然随着地下水补给条件的变化，渗入系数存在着一定的差异。但渗入系数普遍较小，以面状渗透补给为主，基本不可能发生点状灌入补给。据区域调查统计，滇中和滇西红层渗入系数一般在0.0280～0.1299之间（表2.3）。总体而言，较之岩溶含水层渗入系数0.3～0.5的一般值来说要小得多。加之红层含水层主要呈带状分布，出露面积有限（表2.4），所以，降雨渗入补给量一般不可能很大，相应的保证程度也较低。

表2.3 云南部分红层区降水渗入系数表

表2.4 云南各类红层水文地质单元的一般补给区面积

2.2.2.2 地下水的径流

地下水在含水层空隙中的流动过程称为地下水的径流。由于地下水有补给和排泄，所以含水层中赋存的地下水就不断得到了交替更新，当大气降水或地表水自渗入地下而转化为地下水之时起，就在重力作用下由水位高的补给区向水位低的排泄区开始了地下径流过程。除了极少数特殊的深埋藏封闭系统外，一般地下水都有不同程度的交替和径流。地下水的径流特征主要用含水层的厚度、导水和透水性能参数，以及径流场等水位线与流线构成的流网，流向、流速、流量以及动态规律与变幅来描述。

总体而言，在山地丘陵区，地下水顺山坡随坡降向河谷、洼地径流。在盆地区，地下水径流总体由外围周边山地向底部平坝区或出口径流。在凿井大量开采地下水的地区，由于持续开采而形成一定规模的降落漏斗时，则地下水由四周向降落漏斗中心方向汇流，因人为活动而导致天然径流场发生了改变。

风化裂隙水的流场特征受地形的影响较大。在山区，地形起伏大，总体上近山顶和谷坡地带水力坡度较大，沟谷底部较小；沿沟谷纵向水力坡度较小，垂直沟谷的谷坡上则较大；在同一条汇水沟谷中，一般上游水力坡度较大，向中、下游逐渐变缓。在丘陵区，水力坡度随地形起伏而变化，地形切割深度越大水力坡度也越大，反之则越小。分水岭地带及斜坡区地下水垂直下渗水流逐渐向缓倾斜径流转化，水力坡度陡，径流速度快。至沟谷或盆地底部转化为近水平的二维流，水力坡度缓，径流缓慢。根据四川勘查示范区钻孔观测资料，水力坡度深丘宽谷在1.00‰～2.3‰，狭窄谷地在1.85‰～5.00‰，横向可达20‰～40‰；中丘宽谷纵向2‰～3‰，侧向20‰～30‰；浅丘洼地区1‰～2‰，侧向支沟10‰～15‰。风化裂隙水流速缓慢，渗透系数与风化裂隙的发育程度和连通性有关，一般0.01～5.00m/d不等，可供开采的富水块段，渗透系数多大于0.05m/d。

层间裂隙水的径流特征受含水层厚度、裂隙发育程度及其连通性控制明显。含水层厚度较大，裂隙发育且连通性好，透水性就强，渗透系数大，反之则小。地下水的潜蚀作用也有一定的影响，往往从补给区至排泄区含水层透水性有逐渐趋于均匀的趋势。一般来说，在山区由于地形坡度较大，补给区与排泄区之间的高差就大，相应的地下水力坡度也较大，径流较为快急，而在沟谷、盆地底部等地形平缓区，水力坡度往往小于1‰，径流较为和缓。由于含水层与隔水层的相间分布，层间裂隙水多见承压含水层。由于隔水层的限制，一般平缓含水层中地下水力坡度要小于倾斜含水层。根据已有抽水试验资料，层间裂隙水的渗透系数多为0.1～10.0m/d不等。可作为集中开采的富水地段的，渗透系数则在1.0～10.0m/d之间。

脉状裂隙水受地形的影响要小一些，其渗透系数受含水带规模大小、含水带物质及结构、充填胶结程度等控制，渗透系数0.1～20.0m/d不等。红层区因分布较多软质岩石，具有易软化、弱膨胀等特征，构造断裂带通过这些软岩分布区时，其渗透系数大大降低，导致脉状裂隙水的渗透性极不均匀。由于深循环和导水裂隙系统的不均匀特征，其径流常具有承压性质。

溶蚀裂隙孔隙水与层间裂隙水相似，溶蚀裂隙孔隙水渗透系数受含水层厚度、溶隙、溶孔发育程度及其连通性控制，其导水储水空隙较其他裂隙水更加发育，溶隙、溶孔的连通性更好，渗透性也更好。其渗透系数为0.1～30.0m/d不等。可作为集中开采的富水地段，渗透系数多大于3m/d。

红层地下水一般径流强度较弱，枯季径流模数最大值大致相当于岩溶水的中等水平（表2.5）。

表2.5 云南部分红层地下水枯季径流模数值

2.2.2.3 地下水的排泄

地下水从含水层中以不同的方式排泄于地表或其他含水层中的过程称为地下水的排泄。在排泄过程中，地下水的水量、水质及水位都会随之发生变化。地下水的排泄方式有泉、河流、蒸发、人工排泄等。

（1）泉水排泄

泉是地下水的天然露头。地下水只要在地形、地质、水文地质条件适当的地方，因含水层暴露，都可以泉的形式涌出地表。在天然状态下，泉水常常是红层地下水的主要排泄方式。红层地下水在山地丘陵区主要在地形转折处、沟谷、洼地底部或含水层与隔水层（带）的界面上成泉排泄；在山间盆地区主要向盆地平坝区汇集，在盆地边缘斜坡或河流沿岸地带以泉的形式排泄。根据泉的成因，红层区的泉最常见的有以下几类（图2.6）：

图2.6 红层泉水主要类型图

1—含水层；2—隔水层；3—地下水水位；4—泉；5—断层

1）侵蚀泉：由于河流或冲沟的下切，揭露了含水层而出露的泉。多分布于沟谷沟坡或坡脚处。

2）悬挂泉：由上层滞水补给，多分布于裂隙发育的基岩陡坡和河谷阶地面前缘或阶坎上，多为季节性出露。

3）溢出泉：由于含水层岩性的变化或地质构造作用造成的不透水层（带）阻隔，使潜水水位高溢出地表而形成的泉。泉水往往有类似上升泉那样向上涌出的现象。在山前溢出带，常成群出现。

4）断层泉：承压含水层被断层所切，地下水沿断层破碎带上升涌出地表而形成的泉。多呈线状出露于断层破碎带上。

（2）向地表水的排泄

当地下水水位高于地表水水位时，地下水可直接向地表水水体排泄。特别是切割含水层的山区河流，往往成为排泄中心。地表水接受地下水排泄的方式主要是散流形式。此外，人工抽水、矿山排水等方式也起到了排泄地下水的作用。

（3）蒸发排泄

一般埋藏较浅的潜水可通过毛细作用或直接由地表蒸发、蒸腾而消耗，成为地下水的一种重要排泄方式，这种排泄也称为垂直排泄。风化裂隙水的蒸发排泄尤为突出。

（4）不同含水层之间的排泄作用

不同含水层之间常有各种各样的联系途径或界面，高水位含水层与低水位含水层之间常常会存在一定的水量转换。就某一特定的高水位含水层而言，也就是向低水位含水层进行排泄。

此外，人工凿井开采已经成了越来越重要的消耗形式，在一些人口和土地分布密集的盆地区，甚至已变成了主要的排泄形式。

红层地下水的各类天然和人工排泄点的流量特征见表2.6。

表2.6 云南部分红层地下水排泄点流量值