水文地质学(环境工程专业)

'绪论理解水文地质学的研究对象与任务，了解水文地质学的研究意义。1．水文地质学的研究对象水文地质学（hydrogeology）是研究地下水的专门学科。它是在地质科学（如地层学、岩石学、构造地质学、地球化学、地球物理学等）的基础上，和其它一系列基础自然科学(如数学、物理学、化学、生物学等)以及水文科学相互结合，相互渗透，逐渐发展成为一门跨学科的综合性边缘学科。地下水是存在于地下岩石中的水分。其存在形式多种多样，狭义上的地下水是地下1000m范围内岩土空隙中的水，是本课程的主要研究对象。水文地质学主要研究地下水的来源、分布规律、埋藏条件、物理性质、化学成分、运动规律、动态特征、勘察方法以及不同条件下的合理利用与保护、防治地下水的危害等方面。2．水文地质学的研究意义地下水对人类的影响是多方面的。归纳起来，表现在两个方面：1．有利方面(1)供水水源水是人们赖以生存的宝贵资源。水资源包括地表水资源和地下水资源，地下水以其水质好、分布广泛、变化稳定、以及便于利用而得到广泛应用。在干旱、半干旱地区，地下水往往是主要的，甚至是唯一的生活及工农业供水水源。①生活用水——城市生活用水要求水质好（必须符合饮用水水质标准）、水量稳定。地下水普遍能满足这些要求，所以常作为生活供水水源开发。全世界用于生活水量占总用水量的5%。②工业用水——工业生产过程中或制造的产品需要用到大量的水。占总水量的20%。③农业用水——农业灌溉用水量十分巨大，据统计，全世界总用水量的75%。(2)矿物原料：地下水本身是游泳的矿物原料，尤其含化学成分高的地下水。可从中提取多种有用的化合物和元素，如自贡地下卤水，含盐量70g/l，含有井盐(NaCl)、钾盐、芒硝、溴、碘、钡等成分。开采历史悠久。(3)医疗用水：地下水中含某些特殊成分如放射性元素、特殊气体且具有较高温度时，常具有医疗意义。温泉多数具有医疗功效。44 (4)地热：地下水热水可发电、取暖。水常常是开发利用地热资源的载体。(5)水化学找矿：利用地下水中化学组分的异常特性帮助寻找矿藏，如硫化矿藏、放射性矿藏、石油等。2．不利方面(1)对采矿活动的影响：矿床充水(2)农业上的盐渍化与沼泽化：地下水埋藏浅(3)对各类建设工程的影响：(4)环境恶化：地下水污染、开采、排放地下水造成的环境问题等(5)地方病：天然条件下地下水中的化学元素的富集或缺乏形成的具有地域分布的疾病1．水文地质学的发展我国水文地质学作为地质科学中的一门独立学科，实际上创立于新中国建立之后的50年代。传统水文地质学的基本概念在早期50~60年代，主要从前苏联引进。70年代以来，与西方国家之间的学术交流与国际合作日益频繁，促使我国水文地质学的迅速发展；特别是许多新理论、新技术的输入，导致传统水文地质学逐渐演化，进入到现代水文地质学的新时期。“水文地质学”这一术语，虽然早在19世纪初，就在欧洲被正式提出来；但真正成为地质科学中一门比较完整、系统的独立学科，只是20世纪30~40年代的事。特别是二次大战结束以后，随着地质科学的迅速发展，西方许多国家(包括前苏联)对地下水的研究，开始在地质科学的基础上(如地层学、岩石学、构造地质学、地球化学、地球物理学等)，和其它一系列基础自然科学(如数学、物理学、化学、生物学等)以及水文科学相互结合，相互渗透，逐渐发展成为一门跨学科的综合性边缘学科。水文地质学从研究地下水的自然现象、形成过程和基本规律，发展到对地下水的定性、定量评价；它的基本理论，勘察方法和应用方向，也逐步形成。从70年代以来，水文地质学又从地下水系统的研究，进一步扩大为研究地下水与人类圈内由资源、环境、生态、技术、经济、社会组成的大系统。因此水文地质学的研究目标，开始转入到研究整个水系统与自然环境系统和社会经济系统之间相互关系的新时期。我国对地下水的认识和开发利用，虽具有数千年的悠久历史，但真正运用地质科学的理论与方法，进行地下水的调查研究，仅开端于20世纪30年代。如老一辈的地质学家朱庭枯、谢家荣等，曾于这一时期分别到过江西、河南及南京等地区，进行地下水的调查研究，并著有论文或报告。但水文地质学，作为地质科学领域内一门独立的应用地质学科，是在新中国成立后50年代，才迅速发展起来的。水文地质学界的泰斗——44 陈梦熊先生把我国水文地质学的发展历史，划分为四个阶段，即：①萌芽阶段(20世纪前)；②初始阶段(1930~1950)，开始应用地质学的基本理论研究地下水；③奠基阶段(1950~1980)，主要在苏联学术思想影响下，奠定水文地质学的理论基础，是区域水文地质学与农业水文地质学的开创时期；④成长阶段(1980~)，是水资源水文地质学、城市水文地质学与环境水文地质学的发展时期，主要受西方科学技术思潮影响，如系统论、系统工程、计算机技术等新理论、新技术的输入、使我国的传统水文地质学，发展到一个以研究水资源与环境问题为重点的现代水文地质学。1．我国水资源概况及地下水资源的开发利用1．我国水资源概况水资源总量是由地表水资源和地下水资源组成的。我国多年平均径流量为28124亿m3，其中河川径流量占94.4%。我国平均年降水量61889亿m3，降水量的45%转化为地表和地下径流，其余消耗于蒸散发。我国河川径流量居世界第6位，约占全球河川径流量的5.8%。平均径流深度284mm，为世界平均的90%，居全球第7位。我国水资源总量虽然比较丰富，但按人口和耕地分配，水资源数量十分有限。我国水资源按耕地面积与人口数平均，每公顷耕地占有的径流量为28320m3，仅为世界平均的80%；平均每人年占有的径流量为2260m3，不足世界平均的1/4，约相当于美国的1/6、巴西的1/19、加拿大的1/58，年径流量仅为我国的1/5的日本，每人平均占有的径流量却是我国的2倍。可见，按人口和耕地平均拥有的水资源量还相当紧缺，因此水资源是我国十分珍贵的自然资源。2．地下水资源的开发利用情况建国以来，由于普遍进行了水文地质普查，基本查明了地下水的分布规律，使我国地下水资源，得以有计划的开发利用，对促进工农业的发展和城市建设，发挥了重要作用。特别是促进农业灌溉方面，对抗旱保收，提高粮食产量，取得了显著效益。根据全国地下水开采量的统计，总开采量为746×108m3/a，约占天然资源的11.6%。其中平原区占76%，山区占24%。按区域划分，北方占85%，南方占15%。北方平原地区占全国开采量的72%，而南方仅占3.5%。由此可见，全国地下水的开采量，以北方平原占主要地位。其次是岩溶水，不论北方或南方，其开采量均超过总开采量的10%，而裂隙水仅占岩溶水开采量的10%。我国北方地区，由于气候干燥，降水不足，解放前经常受到干旱的威胁，粮食不能自给。50年代经过水文地质普查以后证实，44 华北平原、松辽平原、河套平原、河西走廊等主要农业区，地下水资源丰富。自60年代起，在这些地区就有计划地把发展井灌作为主要水利化方向。据统计北方17省、市地下水用于农业灌溉，年开采量达400×108m3以上，井灌面积1.7×108亩。其中华北平原的年开采量就达280×108m3，井灌面积1.1×108亩，超过了地表水的灌溉面积。例如河北平原近30年来，已打农灌井140多万眼，年开采量约100×108m3，井灌面积3000多万亩，占耕地面积的1/3以上。因而多次在遇到严重干旱的情况下，农业生产仍然得到丰收。西北干旱地区，地下水依靠山区河流的补给，在山前平原形成富集带，地下水资源相对比较丰富，特别在绿洲地区，农田灌溉主要依靠泉灌与井灌。但目前西北地下水的开采程度还比较低，如河西走廊，除石羊河流域地下水的开采量已出现严重超采现象以外，黑河流域及疏勒河流域地下水的开采量均不到补给量的20%。新疆及柴达木盆地，地下水的开采量也比较低，仅在局部地区开发程度较高。西北内陆盆地严重缺水，而地下水开发程度较低，其主要原因之一，是有关部门往往偏重地表水的开发，尽量提高地表水的引用率，而忽视地下水的合理利用，这是一个值得探讨的有关西北水资源开发的战略问题与方针政策问题。根据西北水资源的特点，优先充分开发利用地下水，具有以下有利条件：①能就地开采，投资少，见效快，经济便利；②无蒸发损失；③利用地表水与地下水的转化关系，可提高水资源的重复引用率；④有利于环境生态平衡。相反，如无节制地提高地表水的引用率，不仅在经济上投资大、见效慢，而且引水距离远，渗漏损失及蒸发损失大，防渗工程艰巨，还会导致泉流量削减，造成泉灌系统的破坏，并且不利于环境生态平衡，容易造成盐渍化、沙漠化等恶果。西北新构造运动强烈，如祁连山、天山均属地层活动带，不利于在山口修建水利工程。因此今后西北干旱地区的水利化方向，如何根据水资源特点，权衡得失，因地制宜，探索水资源开发的最优化方案，是当前亟待解决的一个重要课题。南方部分缺水地区，如雷州半岛在50年代就已经发现是一个构造良好，主要由第三系、第四系组成的自流盆地，地下水资源十分丰富。从60年代起就大力发展井灌，现已灌溉耕地40×104亩。四川红色盆地也是南方严重缺水地区之一，经过多年来的调查研究，已有40多个县在红层风化裂隙带开发利用浅部潜水，灌溉土地68×104亩，同时也解决了当地人畜饮用水问题。44 岩溶水已成为农业或城市和工业供水的重要水源之一，不论是南方或北方，都普遍得到开发利用。如太原、济南、淄博、大连、宝鸡、淮北、昆明、广州等城市，都不同程度地利用岩溶水作为供水水源。山西及太行山地区的许多岩溶大泉，大部分被利用作为灌灌水源。由于这类大泉流量大而且比较稳定，也适宜作为工业用水。而上述地区煤炭资源丰富，能否建立能源基地，主要决定于水源。如何权衡轻重，合理解决农业用水与工业用水的矛盾，是该地区一个值得研究的重要问题。西南地区的许多暗河，有美好的开发前景。但目前暗河发育地区也是严重缺水地区，人民生活贫困。要改变这类地区的落后面貌，开发利用暗河资源是一条重要途径。有些地方，已根据不同情况，采取了各种不同的工程措施。如修建引水工程、地下水库、“天窗”扬水工程以及利用水头修建小型发电站等，对解决当地的生活用水和部分耕地的灌溉水源，发挥了重要作用。随着工业的发展和城市人口的增加，地下水在工业和城市供水中，日益显得重要。据不完全统计，全国181个大、中城市中，有61个城市主要采用地下水。有40个城市为地表水、地下水兼用。华北27个主要城市中，总用水量为782×104m3/d，其中地下水占686×104m3/d，为总用水量的87%。北京市地下水的年开采量达25×108m3(包括农业用水)，占全市总用水量的60%。辽宁省下辽河平原为我国主要工业区，分布有沈阳、辽阳、鞍山等重要工业城市，工业用地下水达8.3×108m3／a。其它如西安、太原、石家庄等城市，地下水的开采量达100×104m3/d左右。南方由于地表水污染，许多大中城市也纷纷改用地下水。例如江苏省的南京、常州、徐州等10个城市，地下水年开采量已达4.5×108m3。另一方面，随着城市人口的增加和工农业的发展，需水量大幅度增长，有些城市因缺乏合理规划，已出现由于超量开采造成水源紧张或水源枯竭。同时由于大量工业废水不合理的排放，以及农田施用农药化肥等原因，使地下水遭到污染，不仅影响人民健康，而且使原来已经紧张的水源更趋紧张，成为环境保护亟待解决的一个重要问题。滨海平原的若干城市，如上海、天津等，地下水的大量开采还导致地面沉降等公害，给国民经济带来严重损失。综上所述，地下水的开发利用，如何全面规划、合理利用、加强管理和保护地下水资源，已成为当前急需解决的一个重要课题。44 1地球上的水及其循环重点：地下水与地表水、大气降水之间的关系——“三水”转化。1.1地球上的水与自然界的水循环地下水的自然界水的一个重要组成部分，参与水循环，说明了地下水与地表水、大气水之间的密切关系，决定了地下水作为一种与其他矿产资源不同的资源，具有可再生性的特点。1．自然界中水的分布状况从大气圈到地壳上半部属浅部圈层水。其中分布有大气水、地表水、地下水以及生物体中的水。根据联合国教科文组织资料，不包括生物体中的水与矿物中的水，浅部圈层中水的总体积约为13.86x108km3。若将这些水均匀平铺在地球表面，水深约2718m。但其中咸水约占97.47%，淡水只占2.53%。大气水、地表水和地下水的体积比重分别为0.001%、98.276%和1.723%。大气水的比重虽然很小，但却是最活跃的部分，是维系自然界水循环运动的最主要的环节。2．自然界的水循环水循环的动力：重力和太阳辐射热。按循环尺度分大循环、小循环两种类型。大循环——海陆间水分的循环往复的运移。影响全球气候。小循环——海海间、陆陆间的水分循环。影响小气候，有利于当地的水资源的保持。水循环是三水转化的体现。1.2影响地下水形成与动态的气象、水文因素1．气象因素气象和气候因素对水资源的形成和分布具有重要影响。气象因素众多，其中蒸发、降水这两个因素是水循环的重要环节。(1)蒸发：44 在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。蒸发是大气水的主要来源。有了蒸发，水循环才能不断进行。蒸发的分类：水面蒸发：发生在地表水体表面上的蒸发。是蒸发的主要部分。土面蒸发：土壤中的水通过土壤表面的蒸发。地下水位接近地表面时常以土面蒸发的形成进入大气。叶面蒸发（蒸腾）：地下水被植物根系吸收并输送到叶面，通过叶面空隙散发到大气中。蒸发的强烈程度用蒸发量表示。单位时间内由于蒸发作用而失去的水量称为蒸发量，一般以水层厚度(mm)表示。水面蒸发量又称为蒸发度，是表示一个区域蒸发强烈程度的指标，这是因为蒸发度较土面蒸发和叶面蒸发容易测定。蒸发度=2蒸发量。蒸发不仅影响地下水水量，导致水量的减少，同时还使水质变坏。(1)降水当空气中水分达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或故态的形式降落到地面的过程称为降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要原因。降水通常发生在暖湿空气和冷空气交汇的时候和地区。另外，降水的发生需要空气中含凝结核（尘埃）。降水的形式：露、霜（低空凝结）；雨、雪、雹（高空凝结）降水的多少用降水量表示：单位时间内（通常为一年）降落到地面的水量称为降水量。以某一地区在某一时期降水的总量平铺在地面得到的水层厚度表示。降水补给地下水的决定因素：降水强度：单位时间内降水量（mm/min）。按降水强度将降水分为暴雨（>0.5mm/min）、淫雨（<0.5mm/min且降水时间长）、细雨（<0.5mm/min且降水时间短暂），其中对地下水的补给最有意义的是淫雨（如春夏之交江南和江淮地区的黄梅雨），另外雪对补给地下水也有利。降水形式：包气带岩石性质：岩石透水性好，补给有利。地形与植被：地形平缓、植被发育有利于入渗补给。降水是地下水的主要补给来源，有时甚至是唯一来源。一个地区水资源总量的大小主要取决于降水的多少。下面的资料说明了这一点：44 平原地区的各项补给量，主要包括降水入渗、河流入渗、渠系入渗、灌溉回归以及山区侧向补给，其中以降水入渗占主导地位。根据全国平原孔隙水主要补给项的统计(表4)，降水入渗占64%。华北平原根据河北、河南、山东三省的计算，地下水资源总计为359.09×108m3／a，其中降水入渗量平均占天然资源的78.79%(表5)。由此可见，北方地下水降水入渗的比例更大，因而降水对地下水资源起决定作用(见图2)。由于东南及西南季风影响，雨季降水集中，而旱季则水量严重不足，年际变化也较大，造成水资源在时间上分配的不平衡。降水渗入地下的量的多少用入渗系数表示：它是指渗入地下的水量与降水量的比值。在实际工作中，降水量和蒸发量（水面蒸发）资料主要从当地气象部门收集，有时候需要建立专门的观测设备进行实际观测各种蒸发量尤其是土面蒸发量。1．水文因素地表水与地下水的关系十分密切。他们之间相互联系、相互转化，共同构成了一个地区水资源的总量。这里需要弄清几个关于地表水的概念。44 径流：降落在地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。沿地表流动的水流称为地表径流；在地下岩石空隙中流动的水流称为地下径流。据统计，全球大陆地区年平均有47000km3的水量通过径流返回海洋，约占陆地降水量的40%，这部分水量大体上是可资利用的淡水资源。水系：汇注与某一干流的全部河流的总体构成一个地表径流系统，称为水系。流域：一个水系的全部集水区域称为该水系的流域。流域内降水均通过各支流汇注于干流。相邻两个流域之间地形的最高点连线称为分水线，又称分水岭。地下水也有流域、分水岭等，大部分情况下，地下水与地表水分布是一致的，但有时是不一致的，而且地下水的流域、分水岭等不如地表水那样容易识别。在水文学中常用流量、径流总量、径流模数、径流深度、径流系数等特征值来说明地表径流，这些概念在水文地质中也很常用。流量：单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。流量=过水断面面积´该断面水流的平均流速。径流总量：某一时段内通过河流某一断面的总水量，单位为m3。径流总量=流量´时段长度。径流模数：单位流域面积上平均产生的流量，以L/s×km2表示。径流深度：某时段内总径流量均匀地平铺在测站以上整个流域面积上得到的水层的厚度，以mm表示。径流系数：同一时段内流域面积上的径流深度与降水量的比值，以小数或百分数表示。1.3我国的水文循环概况我国绝大部分地区为季风气候，一年中雨季与旱季分明，降水的时空分布很有规律。我国的地理格局：西高东低，东临太平洋，西南临近印度洋。天气系统：蒙古高压，副热带高压。我国水文循环的特点是：1.降水在时间上的分布不均匀性：夏秋季多、冬春季少。2.降水在空间上的分布不均匀性：南方多、北方少。44 降水的时空分布特征决定了我国水资源的分布特征。因为，无论地下水资源还是地表水资源，作为自然界水循环的一个环节，均以大气降水为补给来源。一个地区水资源的丰富程度主要取决于降水量的多少。降水量大，水资源就丰富，否则就贫乏。由于降水在时间上的不均匀性，地表径流由于循环速度快，利用率受到限制；而地下径流比较缓慢，分布也较广泛，无论在时间和空间上均可起到一定的调节作用，所以在某些地区和某些时间内地下水处于很重要的地位。但是，应该注意到，地下水的补给来源也是以大气降水为主的，即使在降水稀少的地区找到了丰富的地下水，也是当地及其周围地区长期以来由各种降水补给或积聚而来，是多年水文循环的结果。能够长期开采使用的地下水量应该是该地区经常参与水循环的那部分水量，当用水量超过了参与水循环的总水量时，实际上是提取了多年积聚的那部分水量，这部分水量是难以在短时间内恢复补充的，有时是无法恢复的。所以，在开发利用地下水时，应该做到有序和有度。同时要做好地下水的保护工作，使它免于遭受污染。1.4自然界的水均衡水均衡：研究水循环的数量关系。1．整个地球水均衡：降水、蒸发、地下径流、地表径流四者之间的关系。44 2岩石中的空隙与水分2.1岩石中的空隙地下岩石中存在空隙，为地下水的赋存提供了空间条件。“地壳表层岩石就象吸满了水的海绵”（维尔纳茨基语）。岩石空隙是地下水储存的场所和运动的通道。空隙的大小、多少、形状、连通状况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。岩石的空隙分三类：孔隙、裂隙和溶穴。1．孔隙松散岩石中颗粒或颗粒集合体之间的空隙称为孔隙。孔隙长短轴比值接近1。孔隙体积的大小决定了岩石储容地下水的能力的大小。孔隙体积的大小一般用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石（包括岩石颗粒和孔隙在内）中孔隙体积所占的比例（以小数或百分数表示）。即：或不同岩石的孔隙度是不一样的。下表列出了部分岩石的孔隙度：岩石名称泥炭粘土砂中新生代老砂岩灰岩火成岩与变质岩N（%）8035-5030-3515-2510-153-51-4影响孔隙度大小的因素：对于粗粒土，分选程度、颗粒排列情况是主要因素，颗粒形状、胶结充填情况也有影响。对于粘性土，结构和次生孔隙则影响较大。颗粒排列情况：若组成岩石的颗粒是等粒（不管颗粒直径如何）且为球形，则立方体排列时（最松散排列）孔隙度为47.6%、四面体排列时（最紧密排列）孔隙度为26%，其他排列方式时孔隙度界于26~47.6%之间。颗粒分选程度即不等粒性：岩石分选性越差，颗粒大小越不等，孔隙度越小。所以含砂砾岩10~15%。44 颗粒形状：组成岩石的矿物颗粒可为板状、片状、条状、棱角状等，排列不紧密，相互架空，所以孔隙度较大。粘土的孔隙度可达50-60%。岩石胶结程度：胶结程度越高（胶结物越多），孔隙度越低，胶结差或不胶结时，孔隙度大。测定岩石孔隙度大小的方法有注水法（砂）和注汞法（粘土）。1．裂隙坚硬岩石中常存在裂缝——裂隙。按成因裂隙可分为：成岩裂隙——岩石在形成过程中由于冷凝收缩或固结干缩而产生的。常见的成岩裂隙有玄武岩中的柱状节理、沉积岩中的层面。构造裂隙——岩石受构造变动破裂产生的的裂隙。最常见也最有水文地质意义。风化裂隙——风化作用过程中产生的裂隙。分布于地表或古风化壳，深度和厚度有限。常在原有裂隙基础上发展。裂隙的多少用裂隙率表示，包括体积裂隙率、面裂隙率和线裂隙率。体积裂隙率：裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积的比值。面裂隙率：在野外选定有代表性的一定面积的岩石露头，测定裂隙的长度和宽度，获得裂隙的面积，该面积与包括裂隙在内的岩石面积的比值。线裂隙率：在岩心上测定每条裂隙在岩心轴线长度上的宽度，其总和与岩心长度之比值。野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等。因为这些与地下水的储存和运移密切相关。2．溶穴（喀斯特）可溶的岩石如石灰岩、白云岩、石膏等在地下水的溶蚀下产生的的空洞称为溶穴或溶隙。岩溶的发育程度用岩溶率表示：溶穴的体积与包括溶穴在内的岩石总体积的比值。很少使用这个概念。溶穴的规模相差很悬殊，大的溶洞宽可达数十米，高数十米甚至数百米，小的溶孔和溶隙仅几毫米。岩石中空隙的发育情况实际上是很复杂的。松散沉积物中主要发育孔隙，偶尔在形成时代较老的黏土中可见到裂隙。基岩中以裂隙为主，孔隙在形成时代较新的岩石中有一定程度的发育。可溶性岩石中岩溶发育，且一般在裂隙的基础上溶蚀而成。44 孔隙在松散沉积物中普遍发育，且发育均匀。具有通常意义上的地下水的多少则与孔隙的大小有关，而与孔隙度的大小无关。所以，砂或砂砾等土层通常为含水层，而孔隙度很高的黏土一般视为隔水层。裂隙和溶穴的发育的最大特点是不均匀性，而且往往具有方向性，但是也是具有一定的规律性的。2.2岩石中水的存在形式水在地壳岩石中以多种形式存在：可以存在于矿物的结构之中——矿物结合水（沸石水、结晶水、结构水），也可以存在于岩石空隙中——空隙水。水文地质学主要研究孔隙中的水。1．气态水与空气一起存在与岩石空隙中的水分，可以与空气一起流动，也可在一定条件下单独运动。当温度下降，水汽达到饱和时可以凝结成液态的水滴形成凝结水，在沙漠地区有一定的意义。2．结合水松散岩石颗粒表面及坚硬岩石空隙壁面一般带电荷，水分子又是极性分子，由于静电吸引，固相表面具有吸附水分子的能力。静电引力的大小与距离的平方成反比，接近固体表面的水分子受到的引力强，随着距离的增大，吸引力减弱，水分子受自身重力作用逐渐明显。受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水，称为结合水。由于静电引力的作用，结合水的性质与一般的水的性质是不同的。根据所受引力的强弱，一般将结合水分为强结合水和弱结合水。最接近固相表面的结合水称为强结合水，其外层为弱结合水。强结合水（吸着水）的厚度一般为数个水分子至数百个水分子的厚度，与固相表面的结合力很强，不受重力作用，在10000个大气压下还不能将其从固相表面分开，只有加热到105°C使之汽化才能分开，密度可达2g/cm3，冰点-78°C，粘滞性大，有弹性，具有抗剪性。不能自由运动，不能被植物吸收。弱结合水（薄膜水）位于强结合水的外层，一般当空气相对湿度大于94%时可形成，空气湿度达到90%时形成最大分子的吸着水。薄膜水的结合力弱，且越往外越弱，在一定条件下可以运动。当两个带薄膜水膜的颗粒相互接触时，薄膜水厚度大的将向厚度小的颗粒上运动，直到相等为止。薄膜水具有粘滞性可抗剪强度，不受重力影响，有条件时才能传递静水压力。有条件时可以运动，密度接近普通水，外层水可被植物吸收。44 结合水量的大小与颗粒大小有关：颗粒大，总表面积小，吸附的水量就少，反之则大。如黏土的最大吸附水量可达45%以上，而砂土则2%左右，基岩更少。1．毛细水由于毛细作用而形成的水。岩石的孔隙<1mm、裂隙宽度<0.25mm时就会产生毛细作用，称为毛细孔（裂）隙。毛细空隙中的水在水的表面张力作用下沿毛细空隙上升，当上升到一定高度时毛细力与水的重力相等，上升就停止，所处的高度称为毛细上升高度。毛细上升高度与空隙大小成反比。毛细水界于结合水与重力水之间，有粘滞性，可被植物吸收。2．重力水岩石中空气相对湿度达到饱和时，薄膜水外形成水滴，即为重力水。重力受重力的作用。一般所说的地下水主要是指重力水，泉、井中取出的水均为重力水。3．固态水分布高纬度和高海拔地区的以冰的形式存在于冻土中的地下水。分常年性和季节性两种。4．矿物结合水是矿物的组成部分，在一定条件下可给出。分三种：沸石水：不定量的矿物结晶水，如方沸石——Na2Al2Si8O12×nH2O。结晶水：水量一定，如石膏——CaSO4×2H2O。结构水：以HO-存在于矿物晶体的内部格架中，放出水后矿物将变成另一种矿物，如白云母——K2H2SiO4O8。2.3与水的储容及运移有关的岩石性质岩石的空隙大小、多少、连通程度及其分布的均匀程度，都对其储容、滞留、释出以及透水能力有影响。1．容水性与容水度岩石可容纳水的性质称为容水性。产生的原因是岩石中存在各种类型的空隙。取决于空隙的多少。44 衡量容水性的指标是容水度：岩石完全饱和时所能容纳的最大的水的体积与岩石总体积之比值，即一般情况下，容水度在数值上等于岩石的孔隙度或裂隙率或岩溶率。但对于粘性土，由于吸水膨胀的原因，容水度可大于孔隙度。1．持水性与持水度在重力作用下岩石所能保持一定水量的性质称为持水性。产生的原因是岩石的颗粒能吸附水分子、岩石中毛细空隙与水之间的毛细力也能保留一定量水分。结合水和毛细水不受重力控制，即不会在重力作用下自由地从岩石空隙中释放（流）出来。一般以结合水为主，水量大小主要取决于岩石颗粒的吸附能力，而吸附能力与岩石颗粒的总表面积大小有关，总表面积大小与颗粒直径成反比。持水性的强弱用持水度表示：在重力作用下岩石所能保持的水的体积与岩石总体积之比值，即饱水岩石在重力作用下，重力水和部分毛细水流出，其余的水分由于分子引力和毛细力的作用而保留在岩石中，此时的持水度又成为最大分子持水量。持水度在农业上很有用的数据，土壤的墒即为持水度。2．给水性与给水度若地下水面下降，则下降范围内的饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水，将在重力作用下向下移动并部分地从原先赋存的岩石空隙中释放出来。在重力作用下，饱水岩石能自由流出一定水量的性质称为给水性。岩石给水性用给水度表示：地下水下降一个单位深度，从地下水面延伸到地面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出来的水的体积。也即饱水岩石中能自由流出的水的体积与岩石总体积的比值，即给水度的大小主要取决于孔隙的大小及其连通性。空隙越大，相互间连通性越好，给水度越大。与空隙总体积的多少无多大的关系。在数值上，对于松散的沉积物，m=W-m；而在基岩中，m与W大致相等，因为基岩的持水性很弱。44 给水度是很重要的水文地质参数，在地下水量计算中经常用到。给水度一般采用野外抽水试验的方法获得。由于地下水位下降，水位变动带中的水分的释放需要一个时间过程，不同大小空隙通道中水分释放程度也不同，所以，不同时间的资料计算的给水度偏小，随着时间的延续，给水度将逐渐于一个定值。一般所说的给水度就是指排水时间足够长以后排出的水的体积与岩石总体积之比值。1．透水性与渗透系数岩石中存在各种各样的空隙，相互之间有一定的连通性，水有可能通过这些连通的空隙透过岩石，这种性质称为透水性。岩石的透水性大小与空隙通道的宽度或直径密切相关，空隙通道越宽敞，水在其中流动所受到的阻力就越小，透水性也越好。另外，岩石的透水性与空隙通道的弯曲程度有关，空隙通道越平顺，水的流动阻力越小，透水性越好。空隙通道的平顺程度与空隙的大小及空隙的密集程度有关。空隙越密集，连通程度越高，空隙通道越平顺。岩石透水性还与岩石分选程度有关。分选程度越差，空隙宽度越小，空隙通道的弯曲程度越高，透水性越差。衡量岩石透水性好坏的指标是渗透系数。通过某岩石断面的透水流量Q与断面面积w及水力坡度I成正比，即Q=KwI——达西定律公式中的比例系数K称为渗透系数：单位面积岩石断面上在单位时间内所能流过的水量（m/d）。也是一个研究地下水运动、评价地下水良的重要的水文地质参数。其含义见《地下水运动的基本规律》中达西定律。2．毛细性在岩石毛细空隙中发生毛细现象的性质称为毛细性。毛细想象的发生与水的表面张力有关。任何液体都有使其表面缩小的趋势，液体表面的分子由于受到液体内部分子、空气分子以及固体分子的吸引的不平衡，在液体的表面形成表面张力，从而使液体表面发生弯曲。由于表面张力的作用，弯曲的液面将对液体产生附加表面压强，而这一附加表面压强总是指向液体表面曲率中心方向：凸起的弯液面，对液面内侧的液体产生一个正的表面压强；凹进的弯液面，对液面内侧的液体产生一个负的表面压强。水的弯液面是凹进的，产生的附加压强是负压，称为毛细压强。在毛细压力的作用下，水可以沿毛细孔隙运动，并形成毛细水。土中毛细水可分为孔隙毛细水、悬挂毛细水和支持毛细水。44 孔隙毛细水是包气带中上部孔隙边角处或毛细孔隙中反抗重力作用而保持下来的毛细水。悬挂毛细水是包气带中下部毛细孔隙中的毛细水，地下水位上升到一定高度时形成的支持毛细水，当地下水位下降时，这部分支持毛细水不随地下水位的下降而下降，从而与地下水位产生脱节，成为悬挂毛细水。支持毛细水是包气带下部地下水位面以上的毛细水，地下水沿毛细孔隙上升而形成，随地下水位面的升降而升降。支持毛细水带内土层处于饱和状态，但井打到这个部位时不会出水。岩石的毛细性衡量指标有：毛细上升高度hk：毛管中的水在表面张力的作用下能上升的最大高度。与毛管直径成反比。毛管直径越小，毛细上升高度越大。一般，粉砂、细砂的毛细上升高度较大，而中砂等粗颗粒土的毛细上升高度很小或基本没有毛细上升高度。粘性土的毛细性也不明显，因为粘性土的孔隙多数被结合水充填，无法形成贯通的毛细空隙通道。毛细上升速度：某时刻毛细上升的高度与毛细上升最大高度之比值。一般颗粒越粗大，毛细上升越快。毛细上升往往是先快后慢，达到稳定高度时常需要数年的时间，细颗粒的土毛细上升高度达到稳定可需要数十年的时间。毛细上升速度取决于温度、水的矿化度以及水中成分等。毛细作用可提高土壤的含水量，对农作物等植物生长有利。地下水尤其埋深浅的地下水通过毛细作用接近或达到地表而产生蒸发排泄，会提高地下水的矿化度以及某些化学成分的堆积使地下水水质变坏，同时还可引起地表土壤的盐碱化，因为毛细作用将水分输送到表层土壤的同时也把盐分也带上来，蒸发时只有水分的散失而盐分保留。毛细作用使土层潮湿，对建筑物的基础又是不利的。几种岩土的水理性质岩石砾石粗、中砂细砂粉土粉质粘土粘土n(%)29-3028-3548-52m(%)<1.57<56.410-1844.85m(%)35-3030-2520-1515-10<10»0K(m/d)100-20015-501-50.1-0.50.01-0.1<0.01hk(cm)2-435-120120-250300-350500-60044 2.4有效应力原理与松散岩土的压密在我国的上海、天津、苏南、西安等地区不同程度地发生地面沉降，如上海在1922~1965年间地面累计沉降最大达2.37m。地面沉降造成建筑物破坏，管道损坏，桥下净空降低，道路破坏等，产生了很大的经济及其他方面的损失。这种现象在世界很多地方都有不同程度的发生。研究表明，产生地面沉降的一个重要原因是大量的地下水的抽排。太沙基的有效应力原理可以说明这种现象。来看一个试验：准备两个直径和高度完全相同的量筒，在这两个量筒底部放一层松散砂土，其质量和密度完全一样。在其中的一个量筒的松砂顶面加上若干个钢球，使砂承受s（kpa）的压力，此时可以看到砂层顶面下降，说明砂土发生压缩。但是在另外一个量筒不加钢球，而是小心缓慢地注水，注至水面在砂面以上高度h处，正好使砂层顶面也增加s（=gwh）的压力，结果发现砂层的顶面并下降，说明砂土没有发生压缩。这个试验说明，土中存在两种不同性质的应力：由钢球施加的应力，是通过砂土颗粒传递的应力，称为有效应力，用表示。有效应力能使土层发生压缩变形。由水施加的应力，是通过孔隙水来传递的应力，称为孔隙水压力，用u表示。孔隙水压力不会使土层产生压缩变形。太沙基认为，饱和土层所承受的总应力为有效应力和孔隙水压力u之和，即s=+u=s-u上式称为有效应力原理。对于实际地下土层来说，总应力s是地下研究深度处以上土层的颗粒与水以及地面负荷共同作用在研究点处单位水平面积上的总荷载。有效应力是作用在土颗粒上的应力，有效应力等于总应力减去孔隙水压力。这就是太沙基有效应力原理。饱水的土层当地下水位下降Dh时，孔隙水压力下降gwDh，由于总应力s基本保持不变44 ，原来由孔隙水压力支承的部分总应力将转移到颗粒上，使有效应力增长，根据有效应力原理，有效应力增长为=s-(u-Du)=s-(u-gwDh)土层颗粒间应力增大的结果使颗粒产生向孔隙中的移动，这是因为颗粒本身的压缩性很小，而孔隙相对于颗粒来说是临空面，向孔隙中移动比本身压缩更容易。向孔隙中移动的结果使孔隙体积变小，孔隙度降低，土层总体被压缩了，这种压缩发展到地面，就造成地面的下沉。一般来说，地下水位的下降造成的地面下沉，多数是粘性土层的压缩。这是因为粘性土的孔隙很发育，矿物颗粒的形状又常常是片状、条状或板状，又具有特殊的结构，可压缩性大。另外，粘性土压缩变形一般属于塑性变形，以后即使水位恢复了，压缩变形仍保留下来。砂土由于水位下降引起的沉降一般都很小，且一般为弹性变形，通过注水等补给地下水的措施可使砂土的压缩变形得以恢复。但是当砂土埋深很大，水位下降也十分巨大，则由于上覆土层巨大自重压力的作用下，可导致颗粒被压碎，则可引起很大的地面沉降。如美国洛山矶附近的长滩市，由于开采石油而大量抽排深部含油砂层中的地下水，引起地面沉降，最大沉降幅度达10多m。44 3地下水的赋存3.1包气带与饱水带本节介绍三个问题：给出饱水带与包气带的概念。介绍包气带中水分的存在形式与随深度的分布规律。说明包气带岩性、厚度、含水量等对大气降水、地表水补给地下水的水量、水质的影响。3.2含水层、隔水层与弱透水层依次给出下面四个概念：透水层：弱透水层：隔水层：含水层：含水层的三个基本条件：含水、透水、有补给水源。说明含水层与隔水层的相对性：3.3地下水分类1．地下水分类的目的和原则(1)目的44 使大量资料系统化和规律化：在长期的生产实践中，积累了大量的第一手资料，有必要对这些资料进行系统的整理和分析，从而找出一些规律性的东西。即从感性认识上升到理性认识，从实践上升到理论。生产实践的需要，不同类型的地下水有不同的研究方法：不同类型的地下水的特点是不同的，需要采用不同的方法加以研究，才能更有效，避免在实践走弯路。通过分类，将各种术语、名词得到统一：在实践中，不同地区、不同的个人对地下水的认识不同，看法不同，也就出现各种各样的名词、术语，容易产生交流上的不便，阻碍学科的发展。(2)原则分类要全面深刻，要概括出各个特征，同时要抓住主要的特征；分类应该简单明了，容易记忆和应用；分类涉及的各种不同名词的定义要确切。2．地下水分类概况地下水分类方案很多，归纳起来分为两种方案：(1)按地下水的某一特征进行的分类根据实际需要或研究的方便，根据某一指标特征对地下水进行的分类。常见的有：按起源分：渗入水、凝结水、埋藏水、初生水等。按矿化度分：淡水、微咸水、咸水、盐水、卤水等。按硬度分：极硬水、硬水、微硬水、软水、极软水等。按PH值分：强酸性水、弱酸性水、中性水、弱碱性水、强碱性水。…………分类的优点是简单、明确，便于从某一角度去认识和研究地下水；缺点是不够全面。(2)综合分类综合分类是综合考虑地下水的若干特征进行的分类。这种分类可以避免单一因素分类的缺陷。目前我国最常使用的地下水分类方法是按地下水的埋藏条件和含水岩体空隙类型的综合分类方法（1960年代原北京地质学院参照前苏联分类制定的分类方法）。44 埋藏条件是指含水岩层在地质剖面中所处的部位及受隔水层的限制情况，即含水层与隔水层在垂向剖面上的组成情况。根据埋藏条件可将地下水分为包气带水、潜水和承压水三大类。含水岩体的空隙类型按成因分为孔隙、裂隙和岩溶三种类型。按照含水岩体的孔隙类型将地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三个亚类。这样，地下水可分为三大类三亚类共9种类型。讲解一下p29表3-1和图3-3。3．包气带水埋藏在包气带岩体中的水称为包气带水。主要形式有土壤水、沼泽水和上层滞水以及过路水（大气降水、地表水、灌溉水等向下入渗的重力水流）、悬挂毛细水、支持毛细水等。土壤水：土壤层中的结合水和毛细水，受分子引力和毛细力的作用，不受重力作用。对植物生长很重要。沼泽水：潜水位接近地表由潜水补给的水。是潜水的露头。上层滞水：包气带中局部隔水层上所保存的重力水。是大气降水入渗暂时滞留在局部不透水层之上形成的。一般分布不广，动态与气候、水文因素密切相关，上层滞水距地表近，直接接受大气降水补给，补给区与分布区一致。可由于蒸发和向下流动而逐渐消失。由于分布范围有限，水量小，季节变化显著，一般只能作为小型和临时性的供水水源，对工程建设影响也很小。意义不大。3.4潜水1．潜水的概念潜水：饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水。潜水埋藏特点是没有隔水顶板或只有局部隔水顶板。潜水的组成要素：（在黑板上绘出潜水示意图（p30图3-4））潜水面——潜水的自由水面；潜水位——潜水面任一点的标高；潜水隔水底板——潜水含水层下面的隔水层；潜水含水层——潜水面到隔水底板之间的充满重力水的岩层；潜水含水层厚度——潜水面到隔水底板的距离；潜水埋藏深度——潜水面到地面的距离。2．潜水的特点(1)潜水面是自由表面，其上作用一个大气压力，相对压强为零，因而初见水位与稳定水位一致。从地面向地面以下打井，当揭露含水层时，含水层中的重力水进入井内，此瞬间的井中水位称为初见水位。如果地下水面存在静水压力时，井中水面会上升达到一定的高度而稳定下来，此时的水位称为稳定水位。(2)44 由于潜水缺少隔水顶板，在潜水整个分布范围内都可接受大气降水和地表水的入渗补给，所以潜水的补给区与分布区是一致。(3)潜水运动受重力控制，在重力作用下由水位高处向水位低的地方径流。(4)潜水的水量、水位、水质等变化与气候、水文因素的变化关系密切，因此潜水的动态具有明显的季节性变化。(5)水质取决于气候、地形及岩性条件，一般较好，但由于缺少隔水顶板的保护，因此容易受到污染。(6)潜水的排泄方式有两类：一是径流到地势低洼处，以泉、泄流（指分散的水流）方式向地表或地表水体排泄；二是通过土面蒸发或植物蒸腾的形式进入大气，即蒸发排泄。(7)含水层厚度有限，加上气候的影响，水量缺乏多年调节性。3．潜水面及其表示潜水面是一个自由表面，其形状可以是一个空间平面，但多数情况下是一个空间曲面，倾斜方向指向潜水流动方向。潜水面倾斜时产生潜水流，而潜水面水平时形成潜水湖。自然界中潜水湖是十分罕见的，大多数是潜水流。潜水面一般随地形的起伏而起伏，但潜水面的起伏幅度要小于地形的起伏幅度。山区地形起伏大，水文网发育程度和地形切割深度大，潜水排泄条件好，潜水面坡度大，可达百分之几甚至更大；平原地区地形切割深度小，潜水排泄条件相对较差，潜水面坡度一般较小，只有千分之几或更小。潜水面的变化还与含水层的透水性、和厚度变化有一定的关系。当含水层的透水性由弱变强或厚度由小变大时，潜水面的坡度由陡变缓；反之，则由缓变陡。潜水面可在自然和人为因素的影响下发生变化。如雨季由于降水入渗，潜水面升高；旱季由于缺乏补给，潜水面下降。人工灌溉、排水等也会引起潜水面的升降变化。总之，潜水面随时间而不断变化的自由水面。潜水面的形状表示方式：(1)潜水等水位线图：将研究区域内潜水位相等的各点连成一条曲线，称为等水位线，等水位线上各点的水位相等。由若干条不同水位值的等水位线组成的图称为潜水等水位线图。潜水等水位线图类似于地形等高线图，是潜水等水位线在水平上的投影组成的图，反映了潜水面的空间形态。绘制潜水等水位线图要收集与潜水有关的河流、沼泽、泉等资料以及揭露潜水的钻孔、民井等的水位资料，采用内插法进行绘制，绘制时要考虑地形的变化。潜水等水位线图的用途：判断潜水流向：潜水沿垂直于等水位线向水位数值低的方向运动，形成潜水流。44 判断潜水面的坡度：相邻两条等水位线的水位差与其水平距离的比值称为潜水面的坡度。确定潜水的埋深：需要结合地形图。判断泉、沼泽的出露条件：地形切割到达潜水面。判断潜水与地表水之间的补给与排泄关系：潜水流向指向地表水则潜水向地表水排泄，背离地表水的方向则地表水补给潜水。判断潜水含水层的厚度与渗透性：厚度一定时，潜水等水位线稀疏表示含水层渗透性好；渗透性一定时，潜水等水位线稀疏表示含水层厚度大。(1)水文地质剖面图：在研究区域内选择有代表性的地段切取一垂向断面图，图上表示出所切过的地形、地层、构造等地形地质情况以及含水层、隔水层等水文地质信息，同时将剖面沿线的潜水位表示在图上，为潜水线（潜水面与断面的交线）或浸润线。图上可以反映出潜水面沿剖面方向的起伏变化情况。3.5承压水1．承压水的概念承压水是充满于两个隔水层之间的含水层中的重力水。（又称层间水）承压含水层在平面上划分为三个区域：补给区（位于地形高处的露头）、排泄区（位于地形低处的露头）、承压区（隔水顶板所覆盖的区域，又称分布区）。形成承压水需要满足三个条件：上下有隔水层；水充满在含水层中；含水层的补给区与排泄区有一定的高差。典型承压水剖面图（绘制于黑板）承压水的组成要素：（在图上表示出来并给出定义、说明含义）隔水顶板隔水底板承压含水层承压含水层厚度初见水位稳定水位承压水面承压水头（表示静水压力）承压水自流的条件。2．承压水的特点含水层局限于上下隔水层之间且水充满于其间，若没有充满则称为无压水，性质与潜水相同；承压水受静水压力的作用；44 补给区与排泄区不一致。补给区接受大气降水和地表水的补给，流经分布区，在排泄区流出含水层；由于有大面积隔水顶板的保护，承压水受气候、水文因素影响较小，动态较稳定，不易污染，但是一旦被污染就很难净化；补给来源：大气降水、地表水，补给区很局限，也可通过断层、弱透水层、天窗等得到其它含水层的补给；径流条件：取决于补给区与排泄区的高差、补给区与分布区面积的大小、含水层的弯曲程度、含水层的透水性；排泄方式：天然状态下常见的为泉的形式排泄，也可排泄到覆盖于排泄区的松散沉积物或地表水中或通过断层、弱透水层、天窗等向水头低的含水层排泄；承压含水层的数目多，总厚度大，一般水量较大，且可靠稳定，且具有多年调节性能，当然水量的丰富程度还要看含水层的透水性、平面分布的范围以及补给的水量。承压水的水质取决于径流条件，水质常随深度而有规律变化，典型的可分为三带：补给区浅部为积极交替带（径流快、矿化度低、为HCO3-水）、中深部为缓慢交替带（径流变慢、矿化度升高、为SO42-水）、深部为交替停滞带（径流很缓慢、矿化度很高、为Cl-水）。3．承压水等水位（压）线图（p33图3-7）承压水面是承压含水层隔各点的承压水稳定水位组成的空间曲面，其形态一般用承压水等水位线图（又称承压水等水压线图）表示。与潜水面不同，承压水面的起伏变化与地形是没有关系的。承压水面总体上是由补给区向排泄区倾斜。承压含水层的埋深一般较大，基本上通过钻孔来揭露，编制承压水等水位线图时，应收集揭露要绘制等水位线图的含水层的钻孔的地面标高、承压水位、初见水位等资料，采用内插法绘图，不需要考虑地形以及河流、沼泽、泉等的影响。承压水等水位线图的用途：判断承压水的流向：垂直于等水位线由高水位向低水位流动；判断承压水的水力坡度：两点水位差与两点间水平距离之比；判断承压水的埋藏深度：地面标高减去初见水位；判断承压水的承压水头的大小：稳定水位减去初见水位；判断承压水能否自流，圈出自流范围：地面标高与承压水位相等的点连成一条线所圈出的承压水位高于地面的区域；判断承压含水层的厚度：需要有底板标高的资料。44 3.6潜水与承压水、承压水之间的相互转化潜水与承压水的关系十分密切，尤其在平原地区。除了构造封闭的承压含水层外，所有的承压水都是由潜水转化而来的：可以是补给区的潜水沿含水层流来、或通过弱透水层接受潜水补给。承压含水层出露部分直接与大气连通，实际上为潜水，接受大气降水以及流经露头区的地表水的渗漏补给，在沿含水层向深部径流而成承压水。由于自然界中绝对隔水的岩土层是不存在的。含水层之间的所谓隔水层实际上不是完全隔水的，也就是说多少有一定的渗透性，只是他们的渗透性相对于含水层来说很弱，渗透系数可能小几个数量级，当含水层之间存在较大的水头差时，水头高的含水层中的水通过弱透水层向水头低的含水层中排泄。由于分布面积广大，虽然弱透水层的渗透性差，但总的渗透水量却是很巨大的。这种现象一般称谓越流。即使有时候含水层之间的岩层透水十分差，但由于构造变动而形成断层、或由于沉积的差异使隔水层部分缺失形成天窗，相邻含水层中的地下水通过断层、天窗等相互补给和排泄。发生相互补给和排泄除了应具备上述的途径以外，还应在相邻含水层之间形成一定的水位差。补排量的大小与水位差有关。正由于含水层之间存在各种各样的水力联系，所以通常将由隔水或相对隔水的岩层圈闭起来的具有统一水力联系的含水岩系称为地下水系统。分析、评价地下水不能孤立地研究某一个含水层。44 4地下水运动的基本规律地下水象地表水一样也是处于流动中。地下水在岩石中的运动称为渗透。发生渗透的区域称为渗流场。地下水一般流动速度较地表水要缓慢得多。地下水在地下运动的状态可有两种：层流：渗流时，水质点作有秩序、互不混杂的流动。出现于流动十分缓慢的情况。紊流：水质点作无秩序、相互混杂的流动。出现于流动速度较快的情况。一般来说，地下水在岩石空隙中运动，空隙通道通常比较狭小，水又是一种具有粘滞性的流体，运动过程中产生较大的阻力，水流缓慢，水质点由于粘滞阻力的作用而往往排列较有秩序，所以大多数地下水作层流运动。只有在个别大孔隙通道、大裂隙通道以及岩溶洞穴里才可出现紊流。表示地下水运动的各种物理量称为地下水运动要素。常用的运动要素有水位、流量、压力、流速等。通常根据运动要素与时间的关系，将地下水运动分为两种类型：稳定流：所有的运动要素均不随时间而变化的地下水运动。非稳定流：一个或几个运动要素随时间而变化（即使数值不变但方向改变）的地下水运动。严格地来说，由于容易受到气象、水文以及人为因素的影响，所以地下水运动均为非稳定流。但由于非稳定流要考虑时间因子，给地下水运动研究带来很大的不便。因此，当地下水运动要素变化微小时，为便于分析和计算，可以近似地将地下水运动看作稳定流。地下水在岩石空隙中的运动虽然很复杂，这种复杂性是由地质条件所决定的，但也是有规律可循的。4.1重力水运动的基本规律1．达西定律1852-1856年间，法国水力学家HenryDarcy通过大量的试验，得到了水透过砂土时的运动规律——线性渗透定律，一般称为Darcy定律。试验过程：稳定单向流试验。Darcy定律：过水断面的流量与上下游断面的水头差成正比，与过水断面面积成正比，与上下游断面的距离成反比，即44 Q——过水断面的渗流量；w——过水断面面积，其中包括空隙的面积即水流过的面积以及岩石颗粒的面积；Dh——水头损失（上下游断面的水头差）；L——渗透途径（上下游过水断面的距离）；I——水力梯度（水力坡度），，即单位渗透途径上的水头损失；K——比例系数，称为渗透系数。由于断面流量Q等于流速v与断面面积w的乘积，即Q=wv，所以Darcy定律可以表示成另一种形式，即v=KI由上式可以看出，过水断面的渗透流速与水力梯度的一次方成正比关系，即成直线关系，故Darcy定律又被称为线性渗透定律。2．渗透流速Darcy定律中的v称为渗透流速，它是水流流过整个过水断面w（包括空隙的面积即水流过的面积以及岩石颗粒的面积）的流速。实际上，水流只流过过水断面上扣除结合水所占据的范围以外的空隙面积w’，即w’=wnene——有效孔隙度。由于有效孔隙度小于1，所以实际水流的过水断面面积要小于岩石断面面积，所以渗透流速与实际水流流速是不同的。在断面流量相等的情况下，渗透流速v与实际流速u之间的关系为：v=neu。当然，u是孔隙通道中断面的平均流速，因为孔隙断面上各点的流速也是不相等的，根据水力学的知识，层流的条件下，孔隙中断面上流速呈抛物线分布，紊流条件下的流速也是不均匀的。渗透流速是假想的流速。一般在进行地下水流量计算时采用渗透流速v（计算方便），但若进行地下水中化学成分的迁移计算时则必须采用实际流速u（否则会引起很大的误差）。3．水力梯度水力梯度i是沿渗流途径的水头损失与相应的渗透途径长度的比值。水在空隙中运动时，必须克服水与壁面以及流动快慢不同的水质点之间的摩擦阻力，从而要消耗机械能，造成水头损失。因此，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消耗的机械能。水力梯度也可以理解为驱动力，即克服摩擦阻力使水以一定的速度流动的力量。计算水力梯度时，水头差必须与相应的渗透途径相对应。44 4．渗透系数渗透系数是很重要的水文地质参数，其单位为m/d。在数值上，渗透系数等于水力梯度等于1时的渗透流速。当水力梯度一定时，渗透系数越大，渗透流速越大；当渗透流速一定时，渗透系数越大，水力梯度越小。可见，渗透系数可以反映岩石的渗透性的大小，渗透系数越大，岩石渗透性越强。岩石渗透系数的大小与岩石的空隙性质有关，同时与流经岩石的流体的物理性质有关。岩石的空隙越宽大、连通性越好，则流体流动时的阻力越小，渗透性就越好。影响渗透性的流体性质主要为粘滞性，粘滞性越强，流动时内部阻力越大，表现为渗透性越差。所以，不同流体流经相同岩石时测得的渗透系数时不同的。对于地下水来说，影响粘滞性的因素包括温度、矿化度等因素，一般情况下，温度变化不大、矿化度也不大，渗透系数可以看成是岩石渗透性的参数，但在研究热水或矿化度很高的水的运动时，就要考虑水的粘滞性的影响。5．Darcy定律适用范围实验研究表明，Darcy定律并不是什么时候都成立的，Darcy定律在流速很低、层流的状态才成立，而且是雷诺数小于1-10的层流。流速大的层流以及紊流状态下，Darcy定律不成立。大多数情况下，地下水运动速度很缓慢，所以Darcy定律一般均成立。6．地下水的天然流量计算相邻两平行的河流之间的河间地块，当两河的水位不相等时，水位高的河流将通过河间的潜水含水层流向水位低的河流。平行于河流延伸方向在潜水含水层中取过水断面，则断面的潜水流量根据Darcy定律为Q=KwI断面处的水力坡度为I=（水力梯度的导数表示，其中负号表示在沿流向上水位降低），而断面面积为w=Bh，其中B——含水层的宽度；h——为含水层的厚度。定义q=Q/B，为单宽流量，则若河流水位分别为h1和h2，两河相距L，潜水没有降水补给也没有蒸发，则通过积分可得：宽度为B时，有上式即为天然条件下没有降水补给也没有蒸发排泄时潜水流量的计算公式，h144 是上游断面的潜水含水层厚度，h2是下游断面的潜水含水层厚度，B是潜水流的宽度，L是上下游断面的距离。4.2流网除了利用数学公式来表示地下水运动以外，在工程实践中还常利用流网图的方式表示地下水运动。渗流场内可以作出一系列的流面和等水头面，在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线和流线组成的网格称为流网。流线是渗流场中某一瞬间的一条空间曲线，线上各水质点在此瞬间的流向均与此线相切。流线的性质：流线定义在一个瞬间，表示某一瞬间的地下水水流方向。渗流场内可以绘制无数条流线，各流线不相交，过同一点只能作一条流线。水质点不能穿过流线运动，即流线是隔水的。渗流场中某一水质点在不同时刻所流过的轨迹称为迹线。一般情况下，流线与迹线是不同的，在非稳定流条件下，不同时刻流线在不断变化。而在稳定流的条件下，流线与迹线重合，即水质点将沿流线运动。由于稳定流的情况下，流网不随时间变化，具有研究意义。非稳定流下的流网图没有研究意义。等水头线是渗流场中水头相等的点的连线。渗流场中一点处的水头是该点的位置水头、压力水头和运动水头之和。水头的大小与基准面有关，可以用海拔高度表示，也可以以含水层的隔水底板为基准（常用）。各向同性渗流场中，流网图中流线与等水头线成正交（相互垂直）。1．均质各向同性介质中的流网流网可以精确绘制，也可徒手绘制。精确绘制需要充分掌握有关的边界条件和参数。徒手绘制主要是在资料较少的条件下使用。尽管徒手绘制的流网精度不高，但也可以提供许多由用的信息，因而得到广泛使用。流网的绘制方法：根据边界条件绘制出边界处的流线或等水头线。隔水边界为流线，定水头边界为等水头线。地下水面在没有降水入渗补给和蒸发排泄的条件下是一根流线，否则既不是流线也不是等水头线。流线从补给区指向排泄区。渗流场中存在多个补给点或排泄点时，需要确定分流线；分流线是虚拟的隔水边界。然后，根据流线跟等水头线正交的规则，在已知流线与等水头线之间插补其余的部分。相邻两根流线之间为一流带，绘制流网时，通常通过各流带的流量相等。因此，流线的疏密可以反映地下径流的强度，而等水头线的疏密则放映了水力梯度的大小。读河间地块的流网图。44 2．层状非均质介质中的流网层状非均质介质是指介质场由两层及两层以上的均质各向同性的岩层组成的，各层的渗透性是不同的。地下水在其中的运动可分为三种情况：平行于岩层面的运动：各层中等水头线的间隔是一致的，但渗透性大的岩层中的流线比渗透性小的岩层要密，即渗透性好的岩层中的地下水流量要大于渗透性小的岩层。如果两岩层厚度相等，则根据Darcy定律，流量之比等于渗透系数之比。垂直于岩层面的运动：流线数量相等，但渗透性好的岩层中等水头线数量要少于渗透性小的岩层。此时，两岩层的流量相等，若两岩层的厚度（沿水流方向的长度）相等，则渗透性小的岩层中的水力梯度较渗透性大的岩层，两者比等于渗透系数之比。运动方向与岩层面斜交：当流线斜向穿过岩层面时，就会象光线由一种介质进入另一种介质一样，发生折射现象。水流的折射服从以下规律：其中，q1、q2——是流线在K1、K2层中与层面法线之间的夹角。之所以产生这种现象，是由于地下水运动过程中遵循质量守恒原理。由于折射作用，强透水层中的流线接近于平行层面，而弱透水层中流线接近于垂直层面。因此，当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇集；存在弱渗透性透镜体时，流线将绕流。44 5地下水的化学成分及其形成作用5.1概述地下水不是化学纯水，而是一种复杂的溶液，赋存于岩石圈中的地下水，不断与岩土发生化学反应，并与大气圈、水圈河生物圈进行水量交换的同时，交换化学成分。人类的活动也在强烈地对地下水的化学面貌进行着改造。根据地下水的物理性质与所含的化学成分可以推断地下水的来源。研究地下水的物理性质与化学成分的意义在于：进行供水水质评价；作为矿产资源的评价；进行建筑材料与矿山设备的腐蚀性评价；运用水化学找矿；进行地下水污染的研究。5.2地下水的物理性质地下水的物理性质是化学成分的外部表现，所以在研究地下水化学成分时，首先了解一下物理性质。物理性质表现在以下方面：1．透明度地下水的透明度取决于水中固体和胶体悬浮物的含量。一般地下水都是透明的，只有当地下水中悬浮物质含量多时，透明度才受影响。透明度一般分四个等级：透明、半透明、微透明、不透明。2．颜色地下水一般是无色的，当水中含有某些化学成分及悬浮物质时，便会有不同的颜色(见下表)。水中存在的物质硬水Fe2+Fe3+H2S硫细菌Mn2+腐植酸粘土水的颜色浅兰色灰兰色黄褐色翠绿色红色暗红色暗黄或灰黑色(萤光)淡黄色(无萤光)3．味道44 地下水的味道取决于所含的化学成分(见下表)。味道的强弱与各种成分的浓度有关，浓度越大，味道越强。水中存在的物质味道水中存在的物质味道NaCl咸味Fe2O3铁锈味Na2SO4涩味腐殖质沼泽(霉)味MgCl2、MgSO4苦味H2S与CO2同时存在酸味大量有机质甜味CO2及适量的Ca(HCO3)2、Mg(HCO3)2可口FeO墨水味4．气味地下水一般无气味的，当水中含有某些特殊成分时便会具有气味(见下表)。在低温时气味不容易辨别，加热后气味增加，一般在40°C时气味最显著。水中物质H2SFe2+腐殖质气味臭鸡蛋气味铁腥味沼泽(霉)味5．温度不同地区的地下水的温度变化较大，主要与所处的地理位置有关。火山活动地区的地下水温度高。一般地区的地下水温度主要受大气温度和埋藏深度的控制，其变化规律如下：近地表的地下水温度更易受气温的影响。通常在日温带以上（埋藏深度3-5m以内）的水温，呈现周期性的日变化；年常温带以上（埋藏深度50m以内）的水温，则呈现周期性的年变化；在年常温带，水温的变化很小，一般不超过1°C；年常温带以下，地下水的温度则随埋藏深度的增加而递增，其变化规律取决于地热增温级。浅部地下水温度呈周期变化，但变化幅度一般较气温变化要小且慢。地下水的温度一般在10-20°C之间，所以地下水往往给人以冬暖夏凉的感觉。地热增温级是指在常温带以下，温度每升高1°C时所增加的深度，单位是m/°C。地热增温级的大小取决于地质条件，大部分地区的地热增温级为30-33m/°C。表示地温变化规律的另一个参数是地热增温率，是指深度每增加100m所升高的温度，单位是°C/100m。一般地热增温率为3°C/100m。利用上述规律，可求出任意深度地下水的温度，计算公式为其中，TH——H深度处的地下水温，°C；tB——年平均气温，°C；H——地下水埋藏深度，m；h——年常温带的深度，m；G——地热增温级，m/°C。同理，还可以根据水温求出该温度下地下水循环的深度，即H=G(TH-tB)+h例如，重庆市北温泉水温为37.5°C，该地年常温带的深度为30m，年平均气温为17.5°C，地热增温级为41m/°C，地下水的循环深度为H=41´(37.5-17.5)+30=850m，即该温泉的泉水是从地下约850m的深处循环上来的。44 按地下水的温度不同，可将地下水分为五种类型(见下表)。地下水类型过冷水冷水温水热水过热水水温，°C<00-2020-4242-100>1005.3地下水的化学成分地下水中含有各种气体、离子、胶体物质以及温生物等。地下水中化学成分的含量取决于地壳中元素含量多少、溶解度的大小等。1．气体成分地下水中常见的气体成分有氧、氮、二氧化碳、甲烷、硫化氢等。含量一般不高，每升水中只有几毫克至几十毫克。但气体成分能反映地下水所处的地球化学环境以及地下水的起源，还能增加水对某些化学成分的溶解能力。氧和氮主要来源于大气，随大气降水以及地表水补给进入地下水中。由于氧的化学活动性要较氮强，所以氧一般只存在于与外界联系密切的浅部地下水中，氮在浅部和深部封闭的环境中都存在。氮单独存在时一般处于封闭的还原环境。大气中的氮与惰性气体的比值是恒定的的（惰性气体/氮=0.0118），当地下水中惰性气体与氮的比值等于该数时，说明氮起源于大气；否则说明水中含有生物来源和变质起源的氮。硫化氢和甲烷的存在表明地下水处于还原的环境，一般地下深部封闭的构造中的水常含硫化氢、甲烷等气体。硫化氢一般是有硫酸根离子在有有机物的存在以及硫细菌的参与下还原形成的。二氧化碳大多是大气起源的，是大气和土壤空气中的二氧化碳溶解在水中进入地下水的。地下深部有时存在变质成因的二氧化碳（碳酸盐类矿物在高温下分解形成的）。含二氧化碳的水往往具有侵蚀性，可增强碳酸盐岩的溶解性、促进某些结晶岩的风化以及对建筑材料等有腐蚀作用。2．离子成分地下水中分布最广、数量最多的化学成分是离子成分，常见阳离子有氢、钾、钠、钙、镁、锰、二价铁、三价铁、铵等；常见的阴离子：氢氧根、氯、硫酸根、碳酸氢根、亚硝酸根、硝酸根、碳酸根、磷酸根等。其中以钾、钠、钙、镁等四种阳离子和氯、硫酸根、碳酸氢根等三种阴离子共七种离子，其含量一般要占全部成分含量的98%以上。这些离子都是地壳中溶解度较大的元素或成分。值得注意的是，地下水中主要离子的种类及含量与总矿化度（总溶解固体）的大小有关。低矿化度的水中常以碳酸氢根离子为主，中等矿化度水中以硫酸根为主，高矿化度水中以氯离子为主，这是因为不同盐类的溶解度不同。氯离子：分布广泛，含量变化大。低矿化度水中只有几毫克-几十毫克/升，但在高矿化度水中数百毫克/升甚至数百克/升，如自贡地下卤水中氯离子含量达138g/l。氯离子的来源：44 沉积岩中所含盐岩以及其他含氯的海相沉积物中氯离子的溶解；岩浆岩中含氯矿物如氯磷灰石、方钠石等的风化；火山喷发物的溶滤；封存在岩层中的古海水；现代海水入侵及海水飞沫；有机质的分解；人为污染。特点：稳定，不易被植物吸收或土粒吸附，不易沉淀析出。硫酸根离子：分布广泛，含量变化也较大。一般含量数十-数百毫克/升，但在高矿化度水中含量有时可达数十克/升。来源：含硫酸根的沉积岩如石膏等的溶解；硫化矿物如黄铁矿或天然硫的风化分解；有机物的分解；污染如酸雨。特点：还原环境下可因被还原成硫或硫化氢而含量降低或消失，氧化环境下较稳定。碳酸氢根离子：分布很广，含量不高。一般<1g/l，大多数情况下数百毫克/升。来源：碳酸盐岩如石灰岩、白云岩的溶解；岩浆岩和变质岩地区铝硅酸岩矿物的风化溶解。特点：含量低，易形成沉淀析出。以碳酸氢根离子为主的地下水一般属于水质好的水，口感好，有利于健康。钠离子：含量数毫克-数十克/升，一般数十毫克-数百毫克/升。常与氯离子一起出现于高矿化度水中。来源：盐岩及含钠海相沉积物中钠的溶解；岩浆岩和变质岩地区含钠铝硅酸岩矿物的风化溶解。特点：稳定，不易被植物吸收或土粒吸附，不易沉淀析出。钾离子：来源及分布与钠离子类似，但含量较钠离子少得多，一般为钠离子含量的4-10%。主要原因是钾离子大量参与形成不溶解于水的次生矿物如水云母（伊利石）、蒙脱石、绢云母等，容易被植物吸收（植物生长必须的元素之一——钾肥），易被土颗粒吸附。钙离子：含量一般数十毫克-几克/升，以数百毫克/升为主。来源：碳酸盐岩的溶解；硫酸盐岩的溶解；岩浆岩和变质岩地区含钙铝硅酸岩矿物的风化溶解。特点：钙离子适量的地下水水质好，对健康有益。镁离子：来源及分布与钙离子类似，来源于白云石等的溶解、基性岩浆岩矿物的风化分解。但含量较钙离子少，一般只有钙离子含量的25-50%。原因是镁的丰度小于钙，镁的克拉克值为2.06%，钙为3.65%；镁易被植物吸收；易被土颗粒吸附；易形成难溶矿物等。除上述7大离子组分以及地下水中一些次要离子成分外，还含有一些以离子形式存在的微量元素如溴、碘、氟、硼、锶等，这些元素有的是人体所必需的，也有的对人体是有害和有毒的。3．其他成分无机胶体成分：常见的有Fe(OH)3、Al(OH)3、SiO2等，不溶解于水，可以物理去除，对水质没有影响。44 有机质：多以胶体形式存在，有时也可形成溶液或悬浮物质。是C、H、O组成的高分子化合物。来源于有机体的分解，常使地下水的酸度增大，并有利于还原作用，对地下水质有一定的影响，表现在耗氧量高、口感差、可能致病。微生物成分：以细菌、病毒为主，对人体一般不利，还可改变水中的化学组分。从供水角度来说，水中细菌的多少一般用大肠杆菌数和细菌总数两个指标表示。大肠杆菌数是水样在37°C下培养24小时一升水中检出的大肠杆菌数量，饮用水中的大肠杆菌数<3个/升。细菌总数是水样在37°C下培养24小时一毫升水中检出的细菌数量，饮用水中的细菌总数<100个/毫升。之所以用细菌数表示，是因为细菌培养和记数比较容易，其他微生物如病毒等不容易检测，而且它们一般与细菌一起存在。4．地下水的总矿化度地下水中所有离子、分子和化合物的总量称为总矿化度，又称为总溶解固体，其中不包含气体成分，以每升水所含的克数（g/l）表示。为便于比较不同地下水的矿化程度，习惯上以105-110°C下水样烘干后所得的干涸残余物的总量来表示总矿化度。也可以用水化学分析结果计算总矿化度，但碳酸氢根只计算一半，因为加热过程中有近一半的碳酸氢根离子分解成二氧化碳气体。由于地下水中以溶解盐类含量为主，所以矿化度的大小反映的是含盐量的多少。一般根据矿化度的大小将水分为五种类型（见小表）。水的类型淡水微咸水咸水盐水卤水矿化度g/l<11-33-1010-50³504．地下水的硬度地下水中含有钙、镁离子的性质称为硬度。水中钙镁离子含量高，可使肥皂不起泡、锅炉容易结垢等。硬度一般用钙镁离子的含量换算成碳酸钙的量的毫克数/升表示。水中所含钙镁离子的总量称为总硬度。根据能否将水中钙镁离子去掉，将硬度分为：暂时硬度：加热到105-110°C或水沸腾后即可去除掉的那部分钙镁离子含量（通常是钙镁的碳酸盐，加热形成沉淀物）。永久硬度：加热到105-110°C或水沸腾后不能去除而残留在水中的那部分钙镁离子含量（通常是钙镁的硫酸盐，加热不能形成沉淀）。负硬度：水中碳酸氢根含量较高，水加热后钙镁离子全部与碳酸氢根结合形成沉淀被去除，留下的碳酸氢根离子的含量称为负硬度。永久硬度和负硬度不会同时存在。当存在永久硬度时，总硬度=永久硬度+暂时硬度；当存在负硬度时，总硬度=暂时硬度。饮用水的硬度一般要求不超过450mg/l（以碳酸钙计算），但也最好不要低于140mg/l。硬度太高和太低都不利于健康。最好在180-270mg/l。可以根据硬度的大小对地下水进行分类（见下表）。类型极软水软水微硬水硬水极硬水44 硬度mg/l<7575-150150-300300-450>4505.4地下水化学成分的形成作用地下水的化学成分很复杂，不同成因的地下水有不同的原始成分，地下水形成过程中以及形成后与周围岩土不断发生作用，使水的成分随之发生变化，其结果是地下水成分与原始成分往往产生很大的差别。因此，现在所遇到的地下水成分，都是在一定的自然历史过程中，在各种因素影响下，各种作用的综合结果。由于所处的条件不同，各种作用的主次也不同。其中，对于地下水化学成分的形成最有意义的作用主要有：溶滤作用、浓缩作用、脱碳酸作用、脱硫酸作用、阳离子交替吸附作用、混合作用以及人类活动的影响。1．溶滤作用在水和岩土相互作用下，岩土中一部分物质转入地下水中，这种作用称为溶滤作用。其结果是岩土失去部分可溶的物质，地下水则补充了新的组分。广义的溶滤作用包含两种作用，即溶滤作用和溶解作用：狭义的溶滤作用是在不破坏矿物结晶结构的情况部分物质转入水中的作用，一般是矿物的风化水解作用。溶解作用是组成矿物的各部分按同样的比例全部进入水中的作用，结晶结构被破坏。一般来说，碳酸盐、硫酸盐岩、卤化物等矿物溶解作用为主，硅酸盐类等矿物以溶滤作用为主。溶滤作用的强烈程度取决于组成岩石的矿物的溶解度，溶解度越大，溶滤作用越强。矿物的溶解度大小与矿物的结构、混入的物质以及地下水的温度、PH、EH（氧化还原电位）、成分的饱和度、溶解气体等等有关。2．浓缩作用在干旱半干旱地区，气温高，地下水位埋深浅，蒸发作用是地下水的主要排泄方式。由于蒸发作用只能排走水分，盐分仍保留在水中，随着时间的延续，地下水溶液得到浓缩，矿化度越来越高，化学成分也发生了改变，这种作用称为浓缩作用。在地下水埋深不深，岩石透水性不好，毛细作用大的情况下，也可发生浓缩作用。深部地下水也可在地热的作用下发生浓缩作用。产生浓缩作用的条件：气温高，地势低平，地下水埋深浅，包气带松散岩石有利于毛细作用，地下水的排泄区。3．脱碳酸作用水中二氧化碳的溶解度受环境温度和压力的控制。当温度升高或压力降低时，一部分二氧化碳可从水中逸出，这种作用称为脱碳酸作用。脱碳酸作用的结果使水中的钙、镁、碳酸氢根离子含量减少，矿化度降低。（写出化学反应式）泉口附近的泉华以及溶洞中的石笋、石钟乳、石幔、石柱等都是脱碳酸作用的结果。44 4．脱硫酸作用在还原环境下，当有有机质存在时，脱硫酸细菌能使硫酸根离子还原成硫化氢，从而使水中硫酸根离子减少甚至消失而碳酸氢根离子增加的作用称为脱硫酸作用。（写出化学反应式）这是一种生物化学作用，多发生于封闭的地质构造的地下水中，如油田水。5．阳离子交替吸附作用岩土颗粒表面一般带负电荷，能够吸附阳离子。一定条件下，颗粒将吸附地下水中某些阳离子，而将其原吸附的部分阳离子转为地下水中的组分，这种作用称为阳离子交替吸附作用。这种作用大小取决于：离子电价大小和离子半径：不同的阳离子，吸附于岩土表面的能力不同，按吸附能力，自大而小顺序为：H+>Fe3+>Al3+>Ca2+>Mg2+>K+>Na+，离子价越高，离子半径越大，水化离子半径越小，吸附能力越强，H+是例外。离子的浓度：水中某些离子的相对浓度越大，则这种离子的交替吸附能力也随之增大。如，当地下水中Na含量高，而岩土中原来吸附有较多的Ca，则水中的Na将反过来置换岩土吸附的部分Ca。海水入侵陆相沉积物时就会发生这种作用。岩土的吸附能力：岩土的吸附能力取决于岩土的颗粒大小，颗粒越细小，交替吸附的规模越大。所以，粘性土最容易产生阳离子交替吸附作用，而粗粒土和岩石实际不会发生阳离子交替吸附作用。6．混合作用成分不同的两股水汇合在一起，形成化学成分和矿化度于原来两种水都不同的水的作用称为混合作用。如：含SO42-、Na+的地下水与含HCO3-、Ca2+的水混合时，会发生反应，石膏析出，形成以HCO3-、Na+为主的地下水。7．人类活动在地下水化学成分形成中的作用人类活动产生的废弃物污染地下水。大量抽排地下水改变地下水动力条件，使水化学成分发生改变。5.5地下水化学成分的研究方法1．地下水水样的采集地下水水化学成分需要通过水分析的方法加以了解。水分析以前需要采集水试样。采集水样时必须严格遵守有关规范的规定，采集的水样应该具有代表性，水样现场采取以后要及时贴上标签，同时要采集地表水样和岩样、土样，以便进行对比分析。岩土样主要用来查明矿物成分和化学成分、结合水、颗粒吸附的离子等。2．水分析的种类工作目的与要求不同，分析的项目与精度也是不同的。水分析一般可分为三种类型：44 简易分析：用于了解地下水化学成分的概貌，可在野外利用专门的水质分析箱就地进行。为项目少、精度低的分析。特点是快速、简便、成本低、操作方便。分析内容一般包括：物理性质——水温、透明度、颜色、气味、味道等。化学成分——定量分析碳酸氢根、硫酸根、氯、钙等离子（镁、钾、钠离子通过计算获得）、总硬度、PH值，计算矿化度，对供水应定性分析铵、硝酸根、亚硝酸根、二价铁、三价铁等离子以及硫化氢、耗氧量。全分析：项目较多、精度高的分析。在实验室进行。通常在简易分析的基础上选择有代表性的水样进行全分析，以较全面地了解地下水化学成分，并对简易分析结果进行校验。分析内容：全分析并不是分析水中的全部成分。除分析简易分析的各种项目外，还分析碳酸根、硝酸根、亚硝酸根、镁、钾、钠、铵、二价铁、三价铁等离子，硫化氢、二氧化碳等气体成分，有机物（耗氧量），干涸残余物。专门分析：为满足特定目的而进行的分析，分析项目少，精度要求高。实验室进行，往往需要一些专门的分析仪器。常见的分析有：供水：细菌成分；工程勘察：侵蚀性二氧化碳；水化学找矿：金属离子；油田水：硫化氢、细菌等；污染防治：污染成分；…………..3．水分析资料的整理分析结果出来后，需要进行整理、分析，以便了解水化学特征。水化学分析成果的表示方法——g/l、mg/l、mmol/l。换算关系：1mmol=1mg数/离子量。过去还用meq/l（毫克当量/l）和meq%（毫克当量百分数）表示。1meq=1mmol/离子价数；meq%是分别以阴、阳离子的meq/l为100%所求得的各阴、阳离子在所有阴、阳离子中所占的白分数。库尔洛夫表达式：将阴阳离子分别标示在横线的上下，按meq%自大到小顺序排列，小于10%的离子不表示。横线前面依次表示气体成分、特殊成分、矿化度（以M作代号），三者的单位均为g/l，横线后面以t为水温的代号、以Q为流量的代号。一般式为：如：某泉水水样分析的库尔洛夫式为：44 可以看出，该水样中含0.07g/l的偏硅酸、0.021g/l的硫化氢、0.031g/l的二氧化碳、矿化度3.2g/l，阴离子中氯的毫克当量百分数为84.8%、硫酸根为14.3%，阳离子中钠为71.6%、钙为27.8%，水温为52°C（为温泉），泉水流量为2.8l/s。水化学类型命名：利用库尔洛夫式，以7种常见离子进行水化学类型命名，参与命名的离子含量>25meq%，阴离子在前，阳离子在后，同类离子超过1个时，按从多到少排列。如上面库尔洛夫式表示的水化学类型为Cl-—Na+—Ca2+型水。44 7地下水的补给与排泄地下水参与自然界的水循环，含水层或含水系统不断通过补给作用从外界获得水量，又经过径流将水量输送到排泄向外界排泄。同时在这个过程还发生着能量、热量和盐量的交换。正是由于这种补给、排泄作用而使地下水处于不断的运动和变化中，决定着地下水的水量、水质在时间和空间上的分布。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、能量、热量、盐量等的作用过程。研究最多的是水量的补给。补给研究内容包括补给来源、补给条件及补给量以及影响补给的因素。7.1.1大气降水的补给绝大多数地下水是由大气降水补给的。大气降水包括雨、雪等。1．补给形式大气降水对地下水的补给主要有两种形式，即渗入和流入。渗入：大气降水流经孔隙岩石和微小裂隙岩石而对地下水进行的补给。补给过程中，首先形成结合水，多余的水分继续向下渗透，充填毛细空隙形成毛细水，若水还有多余，则下渗形成重力水，最后到达地下饱水带。其过程为：结合水下渗阶段—毛细水下渗阶段——重力水下渗阶段。渗入有两种情况：一是活塞式渗入，即入渗水的湿润锋面整体向下推进，老水先达到地下水面，新水后达到地下水面；二是捷径式渗入，即入渗水沿较大的空隙通道向下渗透，新水可以比老水先到达地下水面。沙砾土中主要为活塞式入渗，粘性土中两者均有发生，裂隙岩石以捷径式为主。流入：发生于大裂隙、大孔隙及岩溶发育的岩石中。流入过程中不形成结合水和毛细水，而是直接流向地下水形成地下水。流入的效率很高，岩溶地区大气降水的90%可以流入地下。2．影响补给的因素降水的特点降水量大小：降水入渗的一部分要补足包气带岩石的水分亏缺，因此，降水量大，补给地下水的量相对就多。降水强度：暴雨延续时间较短，由于入渗率是44 基本不变的，所以渗入地下的水量不大，多数降水形成地表径流流走；细雨的降水量小，延续时间短暂，多形成结合水和毛细水，且部分蒸发，对地下水补给几乎没有意义；淫雨的降水强度小没，但延续时间长，有利于对地下水的补给。降水形式：雨、雪等对补给有利。包气带岩石的透水性和厚度包气带岩石透水性好，有利于降水的入渗补给。透水性差，降水容易形成地表径流。厚度越大，包气带滞留水分越多，不利于补给。太薄，地下水调节空间不足，也不利于降水入渗。地形地形坡度平缓，降水形成的径流在地表滞留时间长，补给量就多。反之，补给量就小。所以，在不同的地貌部位，补给量是不同的。植被覆盖植被发育，可起调节作用，延缓径流途径，并可改善岩石的透水性。值得注意的是各因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地割裂开来进行分析。7.1.2地表水的补给地表水体入河流、湖泊等沿岸地带的地下水可接受地表水的补给。发生补给的条件是两者之间有水力联系且地表水水位高于地下水水位。1．地表水补给地下水的地区河流下游地区：地表水水位总是高于地下水，常年补给。如黄河下游地区，形成地上悬河。河流中上游地区：洪水季节地表水位高于地下水水位，发生补给，季节性补给。冲洪积扇顶部地区：地表水水位高于地下水水位，常年补给。干旱地区：干旱地区降水少，河流主要由周围山区的冰雪融化补给，形成冲积扇，透水性好，地下水位低于河流水位，地表水总是补给地下水。实际上，干旱地区降水稀少，蒸发强烈，降水对地下水的补给作用很小，主要由河流补给。岩溶地区：河流流经岩溶地区，常补给地下水，甚至整条河流都补给地下水，形成无尾河。这是因为岩溶地层透水性好，地下水水位埋深大。2．影响因素地下水与地表水之间存在水位差；沿岸地带岩石透水性。透水性好，补给有利；河流中上游决定于洪水延续时间及洪水位高低；3．地表水对地下水的补给量估算一般可在河流补给地下水的地段的上下游分别设置测水站，测定河流断面流量，上下游断面流量之差即为河流对地下水的补给量。大气降水44 和地表水是地下水的两种主要补给来源，大气降水的补给比地表水更普遍，大气降水属面状补给，而河流属于带状补给。时间上，降水的持续时间有限而地表水持续时间较长，有时甚至是常年性的。所以河流附近地下水更丰富。考虑到河流也是由大气降水补给的，所以实际地下水是由大气降水补给的。所以，一个地区水量的丰富程度取决于大气降水量的大小。7.1.3凝结水的补给干旱或高山地区，随着气温变化，空气中湿度也随之变化，白天气温高，空气的湿度处于不饱和状态，但到晚上，温度下降，空气中水分可达到饱和，于是在岩石固体表面凝结成液态水。一般地区意义不大，但在干旱地区如沙漠，具有一定的意义。一般温差大时易形成。7.1.4含水层之间相互补给1．形成条件含水层之间要存在水力联系，即两者之间有通道。含水层之间存在一定的水位差。2．补给方式直接补给：含水层之间直接接触发生的补给，高水位补给低水位。也可以是通过天窗形式接触发生补给，在洪积扇中普遍。间接补给：通过导水断层、弱透水层、止水不良钻孔等的补给。7.1.5人工补给人为地使含水层获得补给。主要有水库和引水渠道的渗漏、农业灌溉、专门的人工补给地下水等。人工补给地下水是采用有计划的人为措施来补充含水层中的地下水。其主要作用是补充和储存地下水资源，抬高地下水水位，改善开采条件。另外还可用于储存热源或冷源、控制地面沉降、防止海水倒灌与咸水入侵等目的。人工补给的方法常用的有：地面入渗法：改变地表水的状态，使水下渗，如在地面修建渗水池、在河流上修建拦水坝等。地下灌注法：通过井、钻孔等将水压入含水层中。44 7.2地下水的排泄排泄：含水层或含水系统失去水量的作用过程。在排泄过程中，含水层或含水系统的水质、水温等也会发生相应的变化。研究排泄包括排泄去路、排泄条件以及排泄量以及影响排泄的因素。地下水的排泄方式主要有：泉（点状排泄）、向地表水排泄（面状排泄）、向其他含水层的排泄（线状排泄、面状排泄）、蒸发蒸腾排泄（面状排泄）、人工排泄等。7.2.1泉泉是地下水的天然露头，是含水层被揭露而形成的。泉多分布于山区和丘陵地区，因为这些地方地下含水层容易地面被流水强烈切割而揭露。44'