普通水文地质学 讲义

'普通水文地质学王德明主编地质出版社87 目录绪论一、水文地质学的研究对象与任务二、地下水在国民经济中的作用三、水文地质学的发展概况第一章自然界的水循环及影响地下水的因素第一节自然界水的分布及水循环一、自然界中水的分布二、自然界中水的循环第二节自然界中水的均衡第三节影响地下水的因素一、影响地下水的气象（气候）因素（一）气温（二）湿度（三）降水（四）蒸发二、影响地下水的水文因素（一）河流、水系和流域的概念（二）径流及其表示方法三、影响地下水的地质因素（一）地层岩性（二）地质构造（三）地貌条件四、影响地下水的人为因素第二章地下水的赋存条件第一节岩石的孔隙性一、孔隙二、裂隙三、溶隙第二节水在岩石中存在的形式第三节岩石的水理性质第四节含水层与隔水层一、含水层与隔水层的概念二、含水层的划分三、蓄水构造的概念87 第三章地下水的运动第一节渗流的基本概念第二节地下水运动的基本规律一、线性渗透定律——达西定律二、非线性渗透定律第三节结合水和毛细水的运动一、结合水的运动二、毛细水的运动第四章地下水的物理性质与化学成分第一节地下水的物理性质一、温度二、颜色三、透明度四、嗅（气味）五、味（口味）六、比重七、导电性八、放射性第二节地下水中的主要物质成分和化学性质一、地下水中的主要气体成分二、地下水中的主要离子成分三、地下水中的主要微量元素四、地下水中的其他成分（一）地下水中的胶体成分（二）地下水中的有机质（三）地下水中的细菌成分五、地下水的主要化学性质（一）酸碱度（pH）（二）硬度（三）总矿化度（M）第三节地下水化学成分的形成作用及其影响因素一、地下水化学成分的形成作用（一）溶滤作用（二）浓缩作用（三）混合作用（四）阳离子交替吸附作用87 （五）脱硫酸作用（六）脱碳酸作用二、影响地下水化学成分形成的因素（一）地质因素（二）自然地理因素（三）人为因素第四节地下水化学成分的基本成因类型一、溶滤水二、沉积水三、内生水第五节地下水化学成分的表示方法及其分类一、地下水化学成分的表示方法（一）离子表示方法（二）库尔洛夫式表示法（三）图形表示法二、地下水化学分类（一）舒卡列夫分类（二）布罗德斯基分类第五章地下水类型及包气带地下水第一节地下水类型的划分一、地下水分类概述二、地下水类型的划分第二节包气带地下水一、土壤水二、上层滞水第六章潜水第一节潜水的概念和基本特征第二节潜水面的形状及其表示方法一、潜水面的形状二、潜水面的表示方法第三节潜水的补给、排泄和径流条件一、潜水的补给条件（一）降水补给（二）地表水补给（三）凝结水补给（四）承压水补给87 （五）人工补给二、潜水的排泄条件三、潜水的径流条件第四节潜水的动态一、地下水动态的概念二、影响潜水动态的因素（一）自然因素（二）人为因素第七章承压水第一节承压水的特征及埋藏条件一、承压水的概念及特征二、承压水的埋藏条件第二节承压水的补给、排泄和径流一、承压水的补给二、承压水的排泄三、承压水的径流第三节承压水等水压线图第八章孔隙水第一节洪积物中的地下水一、深埋带二、溢出带三、下沉带第二节冲积物中的地下水一、河流上游山区河谷冲积层地下水二、河流中游丘陵、半山区河谷冲积层地下水三、河流下游平原冲积层地下水第三节湖积物中的地下水第四节黄土中的地下水一、黄土塬区地下水二、黄土梁峁区地下水第五节冰川堆积物中的地下水第六节沙漠地区的地下水第七节滨海三角洲及海岛沉积物中的地下水一、滨海三角洲沉积物中的地下水二、海岛沉积物中的地下水第九章裂隙水87 第一节风化裂隙水第二节成岩裂隙水第三节构造裂隙水一、层状裂隙水二、脉状裂隙水（一）断裂带裂隙水（二）侵入接触带裂隙水第四节裂隙水富集的一般规律一、不同岩性与富水性的关系二、不同力学性质结构面与富水性的关系三、不同构造部位与富水性的关系四、不同地貌部位与富水性的关系第十章岩溶水第一节岩溶发育的基本条件及其影响因素一、岩溶发育的基本条件二、影响岩溶发育的因素第二节岩溶水的特征一、岩溶水的埋藏特征二、岩溶水的分布特征（一）岩溶水的分带性（二）岩溶水分布的不均匀性三、岩溶水的补给、排泄和径流特征（一）岩溶水的补给（二）岩溶水的排泄（三）岩溶水的径流四、岩溶水动态特征第三节岩溶水富集的一般规律一、质纯、厚层可溶岩富集岩溶水二、褶皱形式不同，岩溶水富集规律也不同（一）开阔平缓的褶曲部富集岩溶水（二）紧密的高角度褶皱形成平行的富水带三、断裂破碎带富集岩溶水四、可溶岩与非可溶岩，强可溶岩与弱可溶岩接触部位富集岩溶水五、硫化矿床氧化带附近，富集岩溶水第十一章多年冻土区地下水第一节冻土的概述87 第二节多年冻土区地下水的类型及特征一、冻结层上水二、冻结层间水三、冻结层下水第三节多年冻土区找水方向与标志第十二章泉第一节泉的类型和形成条件一、根据泉补给来源的分类二、根据泉形成条件（出露成因）的分类第二节泉的动态第三节几种特殊类型的泉第四节泉对研究地下水的意义主要参考文献87 绪论一、水文地质学的研究对象与任务水文地质学是研究地下水的科学。地下水是埋藏在地表以下土层或岩石空隙中的水。我们常见的井水和泉水都是地下水。水文地质学的任务是研究地下水的形成、运动、水质、水量、埋藏和分布的规律同时还研究如何合理地开发利用地下水，以及如何有效地防治地下水危害的各种实际问题。水文地质学是一门综合性的自然科学。随着生产实践的发展和科学技术的不断进步，目前，水文地质学已发展成为许多独立的学科，如：研究地下水的形成、埋藏、分布规律及其物理性质和化学成分的科学——普通水文地质学（或叫水文地质学基础）；研究地下水运动理论的科学——地下水动力学；研究地下水资源的勘察、评价及开发利用的科学——地下水普查与勘探（或叫专门水文地质学）；研究地下水化学成分的形成、分布和水化学分带的科学——水文地球化学；研究矿床充水条件、评价矿床开采时涌水量和采矿时防治地下水措施的科学——矿床水文地质学；研究区域地下水形成规律的科学——区域水文地质学；还有研究古代的水文地质条件和地壳承压水体系发展史的古水文地质学等等。除了上述学科外，由于人类经济活动的发展，人们对客观世界认识的不断深化，水文地质学还不断产生一些新的分科，如油田水文地质学、土壤改良水文地质学，矿水学，环境水文地质学等等。二、地下水在国民经济中的作用87 水是人们生活和生产不可缺少的宝贵资源，地下水是水资源的重要组成部分，一般由于其水质好，分布广，水量较稳定可靠，往往是更为可贵的供水水源。而在干旱、半干旱地区，则是主要的，有时甚至是唯一的可用水源。随着我国社会主义建设事业的发展，国民以经济各部门要求解决地下水的问题日益迫切，它在国民经济中更具有多方面的作用。（一）地下水是重要的水利资源地下水是城市和工矿企业，农田灌溉，畜牧业，国防工程，铁路港湾等的供水水源。我国许多重要城市，如北京、上海、天津、西安、太原、济南、包头、呼和浩特、成都、武汉等都以地下水作为生活和工矿企业的主要供水水源。一座几十万到几百万人口的城市，每秒钟就需要供水数立方米到数十立方米；一座年产100万吨的钢铁厂，每小时需水量达一万立方米；火力发电厂10万机组冷却用水，每小时需水量达15400立方米等等。随着城市和工矿企业建设和扩建，地下水的用量将会日益增加，研究如何大规模地寻找和合理开发、利用、管理地下水的任务将更为迫切。（二）地下水是重要的矿产资源有的地下水中富集了某些元素，如溴、碘、锶、钡等，形成了具有工业价值的矿水，可以从中提取工业原料。如我国四川自贡地区，开采深部地下卤水，从周秦以来，已经用卤水作为制取食盐的原料，历经数千年，至今仍大量采用。有些地下水往往含有某种特殊的成分或具有较高的温度，对某些疾病有医疗作用，这种水称医疗矿水。矿水的天然露头常为温泉。有些地下水含有较高含量的硝态氮，这种水称“肥水”。肥水灌溉农田，水肥兼得，具有良好的增产效益。（三）地下水是有效的找矿标志87 地下水流经某些矿床分布地带，在水中就会含有该矿床的某些化学组分，形成“水分散晕”出露地表，成为找矿的标志。利用这种标志找矿，称为水文地球化学找矿。它对于寻找石油、金属硫化矿床、放射性矿床、盐矿床等是十分有效的。（四）地下热水是宝贵的热能资源地球是个庞大的热库，蕴藏着丰富的地热能。目前世界上开发利用地热能，主要是利用地下热水（汽）的热能。地下热水（汽）可以用于发电、取暖、农业生产和某些国民经济部门，它对于节约燃料、改变超市公害有重要意义。（五）利用地下水可以预报地震地震前，地应力的变化可以引起地下水位骤变，泥沙翻滚，水色变浑，水温增高，并有大量气体逸出等，根据这些现象可以预报地震。从上述不难看出，地下水是一种宝贵的自然资源，对为类生活和从事生产具有重要意义。但是，另一方面，在某些情况下，地下水又是发展工农业生产和建设的有害因素。（六）地下水是矿床开采的严重威胁开采矿床时，地下水常涌入坑道，经则影响采掘工作进行，增加成本，重则发生矿山坑道的淹没和破坏，造成生命财产的损失。（七）地下水造成土壤盐渍化破坏土壤肥力在气候干旱和半干旱地区，当地下水埋藏较浅时，由于地下水强烈蒸发，含水层中的盐分将地土壤表层积聚，造成土壤盐渍化。另外，由于灌溉有合理，过量灌溉水的入渗，地下水位抬高也会导致土壤的次生盐渍化。（八）地下水活动使某此工程效益受到损失87 在修建水库、运河、渠道等工程建筑中，由于对地下水的规律没有查明，结果使建筑物受到破坏或大量的水漏失，使蓄洪、发电、引水灌溉等效益受到很大影响。地下水的活动，还会引起水库沿岸回水，铁路公路边坡的滑动和冻胀。在地下工程施工中，有时可能造成基坑大量涌水，增加施工困难。（九）地下水中有害元素对人（畜）健康有害地下水在运动过程中富集了某些有害元素，或使某些元素含量过高过低，常会引起人、畜致病。三、水文地质学的发展概况水文地质学是一门年青的自然科学，它是人们在不断地利用地下水资源，以及同地下水危害作斗争的过程中逐步发展起来的。它是本世纪二十年代，随着生产的发展才成为一门独立的学科。87 第一章自然界的水循环及影响地下水的因素第一节自然界水的分布及水循环一、自然界中水的分布地球上的水在不同物理环境下以汽态、液态、固态的形式分别存在于大气圈、水圈、岩石圈和生物圈中。大气圈的水主要存在于大气对流层中；水圈水存在于地表海洋、河流、湖泊以及两极和高山地区；岩石圈水主要存在于地壳表部的岩石、土空隙中；生物圈水存在于生物体内。地表水所占比例大，但其中97%分布于海洋，分布于河流、湖泊的水体仅占地表水体的0.05%左右。二、自然界中水的循环存在于大气圈、水圈、岩石圈的水，彼此密切联系，经常处于不断运动和相互转化之中，这一过程称为自然界的水循环。水循环的上限大致可达地面以上16km的高度，即大气的对流层；下限可达地面以下平均2km左右的深度，即地壳中空隙比较发育的部分。根据水循环的途径不同，自然界限的水循环可以分为大循环（或称外循环）和小循环（或称内循环）两种。在全球范围内，水分从海洋表面蒸发，上升的水汽随气流运移到陆地上空，凝结成降水降落到陆地表面，又以地表或地下径流的形式，最终流归海洋之中，称为大循环。87 从海洋面蒸发的水汽，又以降水的形式，重新又降落到海洋中；或从陆地上的河流、湖泊、地表、植物叶面蒸发的水分，又以降水形式降落到大陆表面，这种就地蒸发，就地降水的循环，称为小循环。显然，海洋面的蒸发是构成大陆上大气降水的主要来源，但陆地上河湖、地表及植物叶面的蒸发，同样也是大陆范围内大气降水的来源。第二节自然界中水的均衡自然界的水在不断地循环，水均衡说明水在循环过程中蒸发、降水、径流等数量关系的理论。根据物质不灭定律，任何区域，在任何一段时间内，水分的收入和支出是平衡的，这就是水均衡原理。根据这一理论，可以列出如下水均衡方程式，并在水文地质条件中得到广泛的应用。设：Zm——海洋面的年蒸发量；Xm——海洋面的年降水量；Zc——陆面年蒸发量；Xc——陆面年降水量；Y——地表及地下年径流量。如都采用多年平均值，其单位也都采用水层厚度毫米来表示，则Zm=Xm+Y（1—1）Zc=Xc-Y（1—2）在全球范围内Zm+Zc=Xm+Xc（1—3）陆地表面有些地区，其中径流最后可以直接流入海洋，这些地区叫外流区；有些地区，其中径流不能流入海洋，这些地区叫内流区。87 内流区往往是不和海洋相通的沙漠地区，它的水流去路全靠蒸发。因此，在不同地区水均衡方程式可以不同。如设：X——区域内的年降水量；Z——区域内的年蒸发量；Y——区域内流出的年径流量。若均采用多年平均值，则对于外流区X=Z+Y（1—4）对于内流区X=Z（∵Y=0）（1—5）学习水循环和水均衡的目的，是使我们对自然界各种水体运动变化规律有一个完整的认识，做到合理开发利用自然界的水资源，正确地改变水的时间和空间分布，发挥最大效益。人类活动不仅可以改变水循环的强度和路径，而且可以改变水均衡的状况。目前，人类活动改变水均衡的主要方式：一是修建水库和引水渠；二是修建大型调水工程，改变一个大的水文网地区，即两个流域间的水量均衡。第三节影响地下水的因素一、影响地下水的气象（气候）因素气象要素包括气温、气压、风向、风力、湿度、蒸发和降水等这些决定大气物理状态的因素。这种大气的物理状态称为天气。某一地区天气的平均状态（用气象要素的多年平均值来表示）称为该地区的气候。（一）气温87 大气中具有一定的温度称为气温。一切复杂的天气变化，主要是气温条件不同而引起的，气温的变化会直接影响地下水温度的变化，水温变化会使地下水中的气体成分发生变化。（二）湿度大气中水汽的含量称为空气湿度。其中70%分布在0～3.5公里的高度内。水汽具有重量，所以有压力（通常称为张力），因此，表示空气中水汽含量多少可以用重量或压力表示。湿度可分为绝对湿度和相对湿度两种。空气中可容纳水汽的数量和温度有密切的关系，温度越高，可容纳的水汽数量就越多，反之越少。某下温度下，空气中所能容纳最大的水汽数量称为该温度下的饱和水汽含量。不同温度下的饱和水汽含量，如表1—1。不同温度下的饱和水汽含量表1—1T℃-30-20-100102030E(mm)0.41.02.24.69.217.531.9M(g/m3)0.51.12.44.89.417.330.4注：E表示饱和水气张力，以水银柱高度的mm表示；M表示饱和水汽含量，以1m3所含水汽重量g表示。绝对湿度：为某一地区某一时刻空气中水汽的含量，采用重量作单位时，以一立方米所含水汽克数(g/m3)表示；用压力作单位时，以“毫巴”[1毫巴(mbar)=102Pa]表示。相对湿度（Z）：是指某一时刻空气中水汽张力（e）与同一时刻的饱和的水汽张力（E）之比。当相对湿度达到100%时，说明空气中国水汽已经达到饱和状态。空气中水汽达到饱和状态时的温度称为露点。气温低于露点，多余的水汽就要凝结发生降水。湿度差(d)：空气在某温度下，完全饱和时的水汽张力（E）与同一时刻大气中实际存在的水汽张力(e)之差，叫湿度差或饱和差。87 湿度差越大，说明空气中水气含量越少，空气越干燥，反之则空气越潮湿。当湿度差等于0时表示空气的确相对湿度达100%。（三）降水当空气的温度低于露点时，空气中多余的水汽就要凝结，以液态或固态的形式降落到地表称为降水。降水量以水层厚度mm表示，如某地区年降水量为1000mm，即表示降落在该地区的水量平铺在该地区平面面积上，该水层厚度为1000mm。单位时间内所降下的雨量称为降雨强度（即雨强），用mm表示。大气降水入渗地下，对地下水的补给最为普遍，它是地下水的重要来源。大气降水补给作用的强弱取决于两个方面：一是大气降水（特别是降雨、降雪）的强度、延续时间；二是当地的入渗条件，如包气带的岩性和厚度、地形、植被等。雨强越大，延续时间越长，则可能补给的地下水量就越多；当渗透条件好，地形平坦，植被良好，则入渗出作用就越强，补给的地下水就多。在水文地质调查时，应收集降水的月平均、年平均和多年平均资料。（四）蒸发水在常温下，由液态变为气态的过程称为蒸发。自然界的蒸发可以在水面、岩石土壤表面和植物的枝叶上进行。所以根据蒸发性质的不同，可分为水面蒸发、土面蒸发和叶面蒸发三种。蒸发量仍以水层厚度mm表示。1.水面蒸发：指在一个地区一定时间内地表水体表面水分的蒸发。2.土面蒸发：指在一个地区一定时间内土壤表面水分的蒸发。3.叶面蒸发：指在一个地区一定时间内某种植物叶面水分的蒸发，其蒸发过程叫蒸腾（蒸散）。某些植物的年蒸腾量如下：草和栽培植物：229~544mm87 大阔叶树：203~305mm小树和灌木：154~203mm针叶树：102~154mm潮湿系数（Kb）是指一个地区的年降水量（X）与年蒸发量（Z）（水面蒸发）之比。地区的潮湿程度与潮湿系数的关系如下：湿润区Kb>1半湿润区Kb=1～0.60半干旱区Kb=0.59～0.30干旱区Kb<0.29上述气象资料，在各地气象站均能收集到，这些资料在水文地调查中是必须的。这些资料收到后可以整理的图件有两种：一是等值线图；二是变化过程曲线图。二、影响地下水的水文因素地表水主要以河流、湖泊、海洋等形态出现。水文因素这里主要指河流而言，因为湖泊也是附属河流系统的一部分。在自然界几乎所有的河流都与地下水有密切的联系，一般情况下，河流上游往往排泄地下水，下游往往补给地下水。（一）河流、水系和流域的概念降水或由地下涌出地表的水，汇集在地面低洼处，在重力作用下，经常或周期性地沿着河流本身造成的槽形凹地流动，这就是河流。河流沿途接纳很多支流，水量不断增加，这种干流和支流组成的系统称为水系。两个相邻不同水系之间的界线（也即最高点的连线）称为分水线或分水岭。分水线或分水岭所包围的区域称为流域。流域内平面面积称为该河流（或水系）的87 流域面积或积水面积，其单位常用平方公里表示。每条河流（水系）有它的流域，就是河流的任一支流，也有相应的流域。在同一流域内，全部地表水和地下水都汇集于一个水系中。地下水分水岭所包围的区域称为地下水流域。地下水分水岭往往与地表水分水岭一致。但有时也可以不一致，除受地质构造因素影响外，与河间分水岭地带岩石的透水性及在地下水渗流方向上的两河的水位标高有关。（二）径流及其表示方法径流包括地表径流（就是地表水流）和地下径流，一般所说径流往往是指地表径流。径流的表示方法（径流要素）：径流的强弱以径流量、径流率（径流模数）、径流深度、径流系数来表示。1、径流量也是根据河流流量测得的，这里先从流量说起。流量（Q）：为单位时间内，经过河流某一断面的水量。以下式表示：Q=V·ω（1—6）式中：V——水的平均流速（m/s）；ω——过水断面面积（m2）；Q——流量（m3/s）。径流量（Q0）：在该断面以上的集水面积内，某一期间流出的水量。其表示方法与流量相同。2、径流率（M0）：单位集水面积（每平方公里）所产生的径流量。其单位用L/s·来表示。计算式如下：（1—7）87 式中：F——测流断面以上的集水面积（km2）。3、径流深度（高度）（h0）：河流在某一时间内（年、季、月）的径流总量（W0），均匀分布在测流断面以上的集水面积上所形成的水层厚度（mm），称为径流深度，其计算式如下：（1—8）因为一年≈31.5×106（s），故W0=Q0×31.5×106=M0F×31.5×103（m3/a），故年径流深度为：（1—9）4、径流系数（η）：在一定时间内，径流深度与同期降水量（X）之比，称为径流系数，用小数或百分数表示。径流是大气降水的一部分，故径流系数常小于1，只有当地下水流域大于地表水流域时，径流系数才大于1。平原地区河水常常补给地下水，故径流系数小，而山区河流常获得地下水补给，故径流系数可达0.5～0.9。在研究地下径流时，上述计算同样适用。在设计兴建库坝、电站、排灌系统及解决给水问题时，上述水文计算是极为重要的。三、影响地下水的地质因素地下水的地质因素，主要是指地层岩性、地质构造和地貌条件，特别对基岩地下水的富集来说，地层岩性是地下水赋存的基础；地质构造是控制地下水埋藏、分布和运动的主导因素；地貌条件则是影响地下水补给、径流、排泄的重要条件。87 （一）地层岩性对松散堆积层中的地下水来说，决定地下水赋存和径流条件的，主要是松散堆积层的成因、物质成分和结构。对于坚硬岩石中的地下水来说，决定地下水赋存和运动有重要意义的，首先是可溶性岩石的分布。在坚硬岩石中主要的含水层和透水层是洞穴发育的岩溶地层，其中有丰富的地下水。在砂页岩（泥岩）互层的地层中，地下水一般不甚丰富，只有一些层面裂隙水和厚层砂岩中的层状裂隙水。在火山岩和结晶岩体中也都只有一些裂隙水。地层岩性不仅影响地下水的赋存，而且还影响地下水的化学成分（详见第四章）。（二）地质构造地下水的埋藏、水质、补给、径流、排泄以及地下水的类型都直接受到地质构造的控制。地质构造对地下水的影响主要表现在构造的形态特征和力学性质及其规模上。如在大的向斜盆地和大断裂形成的地堑中，往往分布具有范围广、厚度大的含水层，地下水资源非常丰富。反之，在较小的向斜盆地或背斜中，地下水资源就不那么丰富。断层的力学性质对地下水的赋存条件也有较大的影响。大断裂往往是水文地质分区的边界。构造破碎带通常是地下水的贮存场所和运动通道。尤其导水断层不仅可使不同含水层发生水力联系，并储存有丰富的地下水。阻水断层则使地下水流受阻，则常在断裂带强透水一侧聚集有丰富的地下水。87 按地质力学的观点，同一构造体系的结构面力学性质不同，其富水性必有差异。一般认为张性断裂带及断裂构造的交汇处，地下水往往比较富集。在压性断层破碎带，除裂隙密集带和影响带有利于地下水富集以外，一般来讲是起相对隔水作用的。扭性断裂带，如果有低次序的延伸远发育深度大的构造裂隙，其导水性和富水性也比较好。（三）地貌条件地貌不仅控制着地下水的补给、径流和排泄条件，而且还能反映出地下水的分布状况和埋藏条件等。地形形态直接影响降水的入渗量，在补给区面积和岩性相同的条件下，平缓地形比陡倾地形接受降水的入渗量要有明显的增多。地壳强烈上升的山区，地下径流条件好，而平原区则径流条件差。河谷密度和切割深度是决定地下水排泄的重要条件。如山西太行山沟多谷深，泉多流量大。当距排泄基准面的地形高差越大时，地下水埋藏就越深，反之，地下水埋藏就越浅。另外，在地下水活动强烈的岩溶地区，还可借助地表岩溶形态的分布规律，寻找其地下的岩溶水。例如，发育在岩溶峰丛山区的地下河道，在地表常有与暗河位置相应的干谷、串珠状洼地、漏斗、溶井、落水洞等明显的地貌标志，据此可以寻找地下暗河。四、影响地下水的人为因素随着国民经济建设的飞速发展，人类活动对自然界越来越产生着巨大的影响。为各种目的开采利用地下水，都要大量集中地抽取地下水，造成地下水位的下降，从而形成以开采区为中心的下降漏斗区。这必将引起开采区附近地下水补给、径流和排泄条件发生较大的变化，过量开采甚至会导致水质恶化。87 兴修水利工程有仅能调节地表径流和改善气候条件，还能增加地表径流入渗地下的水量，促使地下径流条件发生改变。季节性的集中引进地表水进行大面积农田灌溉，也能直接或间接地增加地下水的入渗量，使地下水位逐渐抬高。在矿区采掘过程中，随着矿井数量、开采面积和开采深度的不断增加，排水量的逐渐加大，地下水位也相应持续下降，促使矿区地下水的补给、径流、排泄条件发生较大的变化。补给源和补给范围也均随之而改变，甚至可变排泄区为补给区。利用管井人为的将地表水引流或以压力注入含水层，不仅可以增加地下水量，提高区域地下水位，防止地面沉降，而且可以改变地下水的物理性质和化学成分。由于工业或城市生活污水未妥善处理，或对农药、化肥和引污水灌溉使用不当，都可能造成地下水水质的污染，其结果是严重影响了人民的生命和健康。上述各种因素对地下水的综合作用就是所谓的“水文地质条件”。水文地质条件在一定地区是具体的，由于影响地下水的各种自然因素和人为因素的作用性质、程度和方向的不同，所以，水文地质条件可以是千差万别的。87 第二章地下水的赋存条件第一节岩石的空隙性自然界的岩石，无论是松散沉积物还是坚硬的基岩中，都具有大小不等，形状不一的空隙。岩石空隙的多少、大小、连通程度及分布状况等性质，统称为岩石的空隙性。岩石空隙既是地下水的储存场所，又是地下水的运动通路。空隙的多少，大小，形状，连通情况和分布规律，决定着地下水的分布和运动特点。将岩石空隙作为地下水储容场所与运动通路研究时，可以分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙，以及可溶岩石中的溶隙。一、孔隙松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙称为孔隙。孔隙的多少，用孔隙度（孔隙率）表示。孔隙度（n）就是一定体积岩石中的孔隙体积（Vn）与该岩石总体积（包括孔隙体积在内）（V）之比，用小数或百分数表示。即：（2—1）孔隙度大小主要取决于颗粒排列情况及分选程度；另外，颗粒形状及胶结情况也影响孔隙度。87 为了说明颗粒排列方式对孔隙度的影响，可以假设一种理想的情况，即颗粒均为大小相等的圆球。当其为立方体排列时，可算得孔隙度为47.64%；作四面体排列进，孔隙度仅为25.95%。上述两种理论上最大与最小的孔隙度平均起来接近37%，自然界中松散岩石的孔隙度与此大体相近，或介于两者之间。自然界不存在完全等粒的松散岩石。分选性愈差，颗粒大小愈不相等，孔隙度便愈小。因为细小颗粒充填于粗大颗粒之间的孔隙中，自然会大大降低孔隙度。自然界中岩石的颗粒形状也多是不规则的。组成岩石的颗粒形状越是不规则，棱角越明显，孔隙度就越大，因为这时突出部分相互接触，会使颗粒架空。粘土的孔隙度往往可以超过上述最大孔隙度值。因为粘土颗粒表面常带电荷，在沉积过程中粘土颗粒聚合而形成颗粒集合体，可形成直径比颗粒还大的结构孔隙。此外，粘性土中往往还发育有虫孔、根孔、干裂缝等次生孔隙。孔隙度的测定方法很多，最常用的是饱水法，对卵石、砾石、粗砂、中砂较适用，这种方法简便，可以在野外进行。其方法是向一定容积的干岩样内注水，使其达到饱和，注入水量的体积就是岩石孔隙的体积，将它与岩样总体积之比，即为孔隙度值。对于细粒砂、粘性土等岩样，其孔隙度的确测定往往采用比重容重法。二、裂隙裂隙是坚硬岩石中发育的各种裂缝空隙。它是岩石形成过程或以后的地质历史时期中地质作用的结果。坚硬岩石中不存在或很少存在颗粒之间的空隙；它的空隙主要是各种成因的裂隙，如成岩裂隙、构造裂隙与风化裂隙。成岩裂隙是岩石形成过程中，由于冷凝收缩（岩浆岩）或固结干缩（沉积岩）而产生的。成岩裂隙在岩浆岩中较为发育，如玄武岩的确柱状节理。87 构造裂隙是岩石在构造变动过程中受力产生的，具有方向性，分布不均一，如各种构造节理、断层。风化裂隙是在各种物理与化学等因素的作用下，岩石遭受破坏而产生的裂隙，主要分布于地表附近。裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率（K）多采用三种方法表示：（1）体积裂隙率（Kv）：是测定岩石裂隙体积（Vr）与该岩石（包括裂隙在内）的体积（V）之比，用小数或百分数表示。即：（2—2）（2）面积裂隙率（Kr）：是测定岩石面积上裂隙面积∑L·b与该岩石（包括裂隙在内）的面积（F）之比，用小数或百分数表示。即：（2—3）（3）线性裂隙率（KL）：是测定岩石直线上裂隙宽度之和∑d也该测定直线长度L之比，用小数或百分数表示。即：（2—4）裂隙率可在野外或在坑道壁测量裸露岩层表面的裂隙求得，也可以利用钻孔中取出的岩芯测定。在测定裂隙率时，一般应测定裂隙的方向、延伸长度、宽度、充填情况等。因为这些对水的运动有很大影响。裂隙发育一般不均匀，即使在同一岩层中，由于岩性、受力条件等的变化，裂隙率与裂隙张开程度都会有很大差别。因此，进行裂隙测量应选择有代表性的部位。三、溶隙溶隙是可溶岩（石灰岩、白云岩、大理岩、石膏、盐岩）中发育的一种特殊的空隙。它有时可以形成高、宽数十米的巨大洞穴。溶隙是地下水对可溶岩长期溶蚀作用的结果。87 溶隙的多少以岩溶率来表示。岩溶率（KK）是测定岩石溶隙的体积（VK）与该岩石（层）总体积（V）之比，用小数或百分数表示。即：（2—5）测量钻探中取出的岩芯，可求得线性岩溶率（KK），先将取出的岩芯顺着钻进方向在岩芯上选择能代表岩溶发育的三条线，逐一量得各段溶隙的宽度d，求得平均总宽度∑d：∑d=(∑d1+∑d2+∑d3)/3（2—6）然后求得计算段的钻进总长度（L），则（2—7）[若遇岩溶掉钻时，∑d还应加上掉钻的长度（洞高）后，再用（L）除]岩溶发育极不均匀，大者宽达数百米，高达数十米乃至上百米，长达数十公里或更多；小的只有几毫米直径，并且，往往在相距极近处岩溶率相差极大。综上所述，若将孔隙率、裂隙率与岩溶率作一对比，可以得出如下结论：虽然三者都是说明岩石中空隙所占比例的，但在实际意义上都有区别：松散岩石颗粒变化较小，对某一类岩类所测得的孔隙率具有较好的代表性，可以适用于一个相当大的范围；坚硬岩石的裂隙，受到岩性及应力的控制，一般发育颇不均匀，某一处测得的裂隙率只能代表一个特定部位的状况，适用范围有限；岩溶发育极不均匀，利用现有办法，实际上很难测得能够说明某一岩层岩溶发育程度的岩溶率。第二节水在岩石中存在的形式岩石中存在各种形式的水。存在于岩石空隙中的有87 气态水、结合水、毛细水、重力水、固态水，另外，尚存在于矿物中的水。水文地质学着重研究的是岩石空隙中的水。1、气态水可以随空气的流动而运动，即便是空气不流动，气态水本身也可以发生迁移，由绝对湿度大的地方向绝对湿度小的地方迁移。当岩石空隙内空气水汽增多而达到饱和时，或当温度变化而达到露点时，水汽开始凝结，成为液态水。汽态水与大气中的水汽常保持动平衡状态而互相转换移。2、结合水松散岩石中的颗粒表面及坚硬岩石空隙壁面均带有电荷。水分子是偶极体，由于静电吸引，固相表面具有吸附水分子的能力。因此，离固相表面很近的水分子，受到强大的吸力，排列十分紧密。随着距离增大，吸引力减弱，水分子排列较稀疏。受到固相表面的吸引力大于其自身重力的那部分水便是结合水。它不能在自身重力影响下运动。根据固相表面对水分子吸引作用的强弱，把结合水分为强结合水（或叫吸着水）和弱结合水（或叫薄膜水）。最接近固相表面的水叫强结合水。结合水的外层，称作弱结合水。3、重力水在距离固体表面更远的那部分水分子，重力对它的影响大于固体表面对它的吸引力，因而能在自身重力影响下运动，这部分水称重力水；换言之，当岩石的空隙全部被水饱和时，其中能在重力作用下自由运动的水都是重力水。通常人们所称的地下水实际系指重力水。因为只有重力水才能从井中抽出或从泉中流出。重力水是水文地质学研究的主要对象。4、毛细水87 岩土中的细小空隙通道有如自然界的毛细管，储存于岩土毛细管孔隙和细小裂隙中的水称为毛细水。这种水一方面受重力作用，一方面受毛细力作用。将细小的玻璃管插入水中，水会以一定速度在管中上升，到一定高度才停止，这种水沿毛细管运动的现象称为毛细现象。根据水在包气带岩土空隙中与地下水面的关系和充水程度，毛细水可分为：（1）支持毛细水由于毛细力的作用，水从地下水面沿着小孔隙上升到一定高度，在地下水面以上形成毛细水带，此带毛细水有地下水面支持，故称为支持毛细水。毛细水带随地下水面的变化和蒸发作用而变化，但其厚度不变。（2）悬挂毛细水地下水由细颗粒层次快速降到粗颗粒层次中时，由于上下弯液面毛细力的作用，在细土层中会保留与地下水面不相连接的毛细水，这种毛细水称为悬挂毛细水。（3）孔角毛细水在包气带中颗粒接触点上或许多孔角的狭窄处，水呈个别的点滴状态，在重力作用下也不移动，因为它与孔壁形成弯液面，结合紧密，将水滞留在孔角上。4、固态水当岩石的温度低于0℃时，空隙中的液态水转为固态水。除了存在于岩石空隙中的水之外，还有存在于矿物结晶内部及其间的水，这就是沸石水、结晶水和结构水。87 上述各种形态的水在地壳岩石空隙中的分布是有一定规律的。当我们在砂土层挖井，开始挖时，看来砂土层是干的，但其中就存在气态水和结合水，再往下挖时砂土层的颜色渐渐变暗、潮湿，说明土中已存在毛细水了。随井的加深，潮湿程度加大，毛细水量增多，虽然井壁已经很湿了，但井中却没有水，这是因为毛细水的弯液面阻止着毛细水进入井中。再往下挖一定深度，水便开始渗入井中，逐渐形成一个自由水面，这个水面就是地下水面，以下主要就是重力水了。地下水面以下岩土孔隙全部被水饱和，称为饱水带。地下水面以上，孔隙未被水饱和，包含有与大气连通的气体，故称为包气带。毛细水带实际上是饱水带与包气带的过渡带，降雨时或降雨后，在包气带中也可存在过路的重力水和悬挂毛细水。第三节岩石的水理性质岩石的空隙性为地下水的储存和运动提供了空间条件，但水能否自由地进入这些空间，以及进入这些空间的地下水能否自由地运动和被取出，这就需要研究岩石与水接触过程中，岩石表现出来的控制水分活动的各种性质，如容水性、持水性、给水性和透水性等，这些性质统称为岩石的水理性质，亦称水文地质性质。1、容水性岩石具有能容纳一定水量的性能称岩石的容水性。在数量上用容水度来衡量。容水度即岩石中所能容纳最大的水的体积与容水岩石总体积之比，以小数或百分数表示。显然，当岩石的空隙中完全被水所饱和时，容水度在数值上与孔隙度、裂隙率或岩溶率相等。2、持水性饱水岩石在重力作用下，排出重力水后仍能保持一定水量的性能称岩石的持水性。持水性在数量上用持水度来衡量，持水度即在重力作用下岩石释水后空隙仍能保持的水的体积与持水岩石总体积之比，有时也采用重量比。87 在重力影响下，岩石空隙中所保持的水包括结合水及也角毛细水，个别情况下，也可能包括一部分悬挂毛细水。松散岩石的持水度与颗粒大小有密切关系。例如颗粒细小的粘土比表面积（单位体积中固相表面积）大，结合水含量大，持水度很大，有时与容水度相等；砂的持水度较小；而砾石和具有宽大裂隙与洞穴的岩石，持水度是微不足道的。3、给水性饱水岩石在重力作用下能自由流出（排出）一定水量的性能，称岩石的给水性。在此数量上用给水度来衡量，给水度是在重力作用下，从饱水岩石中自由流出（排出）的水的体积与给水岩石总体积之比，用小数或百分数表示。给水度在数值上等于容水度减去持水度。在粗粒松散岩石及具有宽大裂隙与溶隙的岩石中，主要含重力水，给水度的大小与岩石空隙大小密切相关，给水度接近于容水度（相当于孔隙度、裂隙率或岩溶率）。粘土以及具有闭合裂隙的岩石，持水度接近于容水度，给水度很小或等于零。给水度是水文地质计算中很重要的参数，几种常见松散岩石的给水度见表2—1。砾石及砂给水度参考值表2—1松散岩石名称给水度松散岩石名称给水度砾石0.35～0.30细砂0.20～0.15粗砂0.30～0.25级细砂0.15～0.05中砂0.25～0.204、透水性岩石允许水透过的性能称为岩石的透水性。决定岩石透水性的强弱，首先是空隙的大小，其次才是空隙的数量。87 同一种岩石在不同方向上的透水性也会不同。衡量岩石透水性的数量指标是渗透系数。它是水文地质计算中很重要的参数。岩石的水理性质之间有极为密切的联系。例如，松散的沉积物，一般说，其颗粒直径越大，孔隙越大，则给水性就越好，透水性就越强，持水性就越弱。相反，颗粒直径越小，孔隙越小，则持水性就越好，给水性及透水性就越弱。岩石的透水性好，其给水性也好。第四节含水层与隔水层一、含水层与隔水层的概念含水层是指饱水带能够透过并给出相当数量水的岩层。含水层不断储存有水，而且水可以在其中运移。隔水层是指那些不能透过与给出水的岩层，或者透过与给出水的数量微不足道的岩层，一般它起着阻隔重力水通过的作用。含水层的构成是由多种因素所决定的，概括起来应具备下列条件：（一）要有储水空间构成含水层，首先要具有良好的储水空间，也就是说应当具有孔隙、裂隙或溶隙等空间。岩层的空隙越大、数量越多、连通性越好，则透水性能就好，重力水越易入渗，容易流动，这种条件有利于形成含水层。（二）要有储存地下水的地质构造条件岩层具备了储水空间，即良好的透水性，但能否保存地下水，即把地下水储存起来，还必须具备一定的地质构造条件。87 有利于地下水储存的地质构造条件，归纳起来为：在透水性良好的岩层下有隔水（不透水或弱透水）的岩层存在，以免重力水向下全部漏失；或在水平方向上有隔水层阻挡，以免全部漏空。只有这样，使运动于空隙中的重力水，较长久地储存起来，充满了空隙岩层，形成含水层。如果地质构造不利于地下水储存，那么岩层虽然透水，它只能起暂时的透水通道作用，这种岩层为透水而不含水的岩层，即透水层。（三）具有良好的补给来源岩层具备了良好的储水空间和构造条件，如果水源不足，仍不能成为含水层，因为这种岩层在枯水期往往干枯。只有当岩层有了充足的补给来源，对供水、排水有一定实际意义时，才能构成含水层。隔水层是相对含水层而存在的，自然界没有不透水的岩层，只是透水性有强弱之分，我们把那些透水性小，含水少的岩层旬为隔水层。因此，含水层与隔水层有其相对性。在一定条件下，隔水层与含水层可以互相转化。二、含水层的划分含水层的构成条件是含水层划分的一般原则，但运用到实际工作中时，含水层、隔水层这种简单的划分尚不能满足生产的需要，特别是山区基岩地区，这种划分并不符合客观实际。为此需要有含水带、含水段、含水岩组、含水岩系的划分。1、含水带含水带是指局部的、呈条带状分布的含水地段。在含水极不均匀的岩层中，如果简单地把它们划归为含水层或隔水层，显然是不合实际的，特别是在裂隙或溶隙发育的基岩山区，应按裂隙、岩溶的发育和分布情况，在平面上划分出含水地段——87 含水带。如穿越不同时代地层岩性的饱水断裂破碎带，可划分为一个含水带。2、含水段含水段是指同一厚度较大的含水层，按其含水程度在剖面上（垂向上）划分的区段。3、含水岩组把几个水文地质特征基本相同（或相似）且不受地层层位限制的含水层归并在一起，称为含水岩组。有些第四系松散沉积物的砂层中，常夹有薄层（或透镜状）粘性土，它们有时有水力联系，有统一的地下水位，化学成分亦相近，可划归为一个含水岩组。4、含水岩系对同一构造旋迥中的几个含水岩组，彼此之间可以有相同的补给来源，或有一定的水力联系。当在大范围研究地区的含水性时，可把它划为一个含水岩系。如第四系含水岩系。三、蓄水构造的概念由含水层和隔水层相互组合而形成的能够积蓄地下水的地质构造，称蓄水构造。每个蓄水构造中的地下水的补给、径流和排泄都是独立进行的。因此，蓄水构造也就是独立的水文地质单元。在坚硬岩层分布区，主要有单斜蓄水构造、背斜蓄水构造、向斜蓄水构造、断裂蓄水构造、侵入接触型蓄水构造、岩溶型蓄水构造等。在松散沉积物分布地区（河谷、山前倾斜平原等），根据沉积物的成因类型及其在空间的展布特征和水源条件划分出：山前冲洪积型蓄水构造、河谷冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造、冰川沉积型蓄水构造等。87 不同的蓄水构造对含水层的埋藏及地下水补给和水质、水量都有较大影响，所以在水文地质调查工作中，首先要把工作重点放在查明蓄水构造上，才能进而查清该区的水文地质条件。第三章地下水的运动地下水在岩石空隙中的运动，可以在饱水的岩层中或非饱水的岩层中进行。实际生产中提出不少课题，都涉及包气带水以至结合水的运动规律。第一节渗流的基本概念地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶隙）中的运动称为渗流。渗流的试验条件：1、假设水流通过任一断面的流量必须等于真正水流通过同一断面的流量；2、假设水流在任一断面的水头必须等于真正水流在同一断面的水头；3、假想水流在运动中所受到的阻力必须等于真正水流受到的水力。满足上述假想条件的水流，通常称为渗透水流，或简称渗流。发生渗流的区域称为渗流场。地下水在在岩层空隙中渗流时同地表水一样，也有两种流态——层流和紊流。水流质点有秩序地、互不混杂的流动，称为层流。地下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，水的质点排列较有秩序，故均作层流运动。水流质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。作紊流运动时，水流所受阻力比层流大，消耗的能量较多。地下水在宽大的空隙岩石（如大的洞穴、宽大裂隙及卵砾石空隙）87 中流动时，容易呈紊流运动。不在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速等）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。第二节地下水运动的基本规律地下水运动的基本规律即渗透的基本定律。一、线性渗透定律——达西定律线性渗透定律反映了地下水作层流运动时的基本规律，是法国水力学家达西，1982——1985年，在实验室中对水在砂中的渗透进行大量实验后建立的，所以称为达西定律。根据实验结果，得到下列关系式（即达西公式）：Q=Kω=KωI（3—1）式中：Q——渗透流量(m3/d)；ω——过水断面(m2)；h——水头损失(m)；L——渗透途径(m)；I——水力梯（坡）度，无因次；K——渗透系数(m/d)。∵Q=ωV，故达西定律也可用另形式表达：V=KI[V称为渗透流速(m/d)]（3—2）以下来探讨式（3—2）中各项的物理意义：87 1、渗透流速V：由于式中的过水断面面积包括颗粒所占据的面积及孔隙所占据的面积，而水流实际通过的是孔隙所占据的面积，故经分析V总是小于实际流速。2、水力梯（坡）度I：为沿水流方向单位渗透途径长度上的水头差。可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦力所耗失的机械能。确定水力梯度时，水头差必须与渗透途径长度相对应。3、渗透系数K：是反映岩石透水性能的指标，其数值是水力梯度I=1时的渗透速度。在达西定律中，渗透流速V与水力梯度I的一次方成正比。故达西定律又称线性渗透定律。过去认为达西定律适用于所有作层流运动的水，但是四十年代以来的多次实验表明：只有地下水的雷诺数（Re）<1～10之间的某一数值的层流运动才服从达西定律，超过此范围，V与I不是线性关系。绝大多数情况下，地下水的运动都符合线性渗透定律，因此，达西定律适用范围很广。它不仅是水文地质定量计算的基础，还是定性分析各种水文地质过程的重要依据。二、非线性渗透定律地下水在较大的空隙中运动，且其流速相当大时，呈紊流运动，此时水的渗透服从哲才定律：（3—3）此时渗透速度V与水力梯度的平方根成正比。第三节结合水和毛细水的运动一、结合水的运动87 迄今为止，较多的学者认为，粘性土（包括相当致密的粘土在内）中的渗透，通常仍然服从达西定律。但目前不能认为粘性土的渗透特性及结合水的运动规律已得出了定论。二、毛细水的运动毛细上升最大高度与毛管直径成反比。水的矿化度增高，或温度降低，粘滞性增大，这时毛细上升高度也有所增加，反之则减少。毛细上升最大高度可在野外直接观察测定，也可在室内用专门的毛细仪测定。表3—1说明，毛细上升高度大致与粒径成反比。土样中观察72天后的毛细上升高度表3—1样品物质粒径(mm)毛细上升高度(cm)细砾石5～22.5很粗的砂2～16.5粗砂1～0.513.5中砂0.5～0.224.6细砂0.2～0.142.8极细的砂0.1～0.05105.8粉砂0.05～0.02200（72天后仍在上升）（摘自张宏仁等编译《地下水非稳定流的发展和应用》，译自S·W·洛曼著《地下水水力学》）毛细上升速度与毛细孔隙大小有密切关系，毛细孔隙越大，毛细上升速度越快，反之越慢。毛细上升速度是不均匀的，开始上升速度快，以后便逐渐减慢。粗粒砂土，经过几天或几十天水便停止上升了，而对粘性土，要经过几年才能达到最大高度。毛细上升速度随水的矿化度增大而减小。水中含盐种类对上升速度也有影响，如硫酸钾溶液上升速度大于氯化钠溶液，更大于硫酸钠溶液。表3—2给出不颗粒直径土的毛细上升速度值。不同粒径土的毛细上升速度值表3—287 颗粒直径(mm)平均粒径(mm)孔隙度(%)毛细上升高度(cm)达到最大值的时间(d)24小时后48小时后最大值1～0.50.7541.811.512.313.540.2～0.10.1540.536.639.642.880.1～0.050.07541.053.057.4105.572研究毛细水的运动，在水文地质上有重要的意义。土壤的盐碱化，建筑物基础的侵蚀，道路的翻浆等都与毛细水的运动有关。第四章地下水的物理性质与化学成分水由11.11%的氢与88.89%的氧组成（按重量计）。在自然界中，化学纯水实际上是不存在的，无论是大气水、地表水或地下水，都有比较复杂的成分。第一节地下水的物理性质地下水的物理性质反映了溶解和悬浮在水中的物质成分以及水所处的地质环境，也是水质评价的直接指标。地下水的物理性质有：温度、颜色、嗅（气味）、味（口味）、透明度、放射性、导电性等几方面。一、温度自然界中，地下水的温度变化很大。其随时间而变化，它受气候、地球内热、地下水运动速度、为类活动等因素影响。地下水的温度随深度而变化，表层水温变化最大，越向深度温度变化越小，而到常温带时，温度变幅近于0。水温的变化对水的物理性质、化学成分有很大影响。水温越高，化学反应速度就越快，矿化度增加，并引起了化学成分的变化。测量水的温度，通常可以采用具有0.1℃刻度的摄氏温度计，深水温度计或热敏电阻测温仪。测量水温的同时，应测量气温。87 二、颜色地下水一般是无色的，有时由于含有某种离子较多，或者富集悬浮物质和胶体物质，可以显示出各种各样的颜色（表4—1）。水中存在物质与水的颜色关系表4—1水中存在物质硬水低价铁高价铁硫化氢硫细菌锰的化合物腐植酸盐水的颜色浅兰灰兰黄褐暗绿红色暗红暗黄或灰黑水的颜色测定是用标准颜色的溶液或有色玻璃片与水样相比较。通常使用铂—钴标准溶液，即每升水样中含有相当于1毫克铂（以氯铂酸根离子存在）所形成的色度，称为1色度。若水样混浊时，应用分离机分离后，取上层清液测定。我国规定饮用水的色度不超过20度，有颜色的水对于纺织、造纸等工业不利。三、透明度地下水一般是透明的，水中若含有泥砂、腐植质等能使水混浊。悬浮物质的含量越大，则透明度越小。根据透明度可将地下水分为透明的、微混浊的、混浊的及极混浊的四级（表4—2）。地下水透明度的野外鉴定特征表—2分级野外鉴定特征透明的无悬浮物及胶体，60cm水深可见3mm的粗黑线微混浊的有少量悬浮物，大于30cm水深可见3mm的粗黑线混浊的有较多的悬浮物，半透明状，小于30cm水深可见3mm的粗黑线极混浊的有大量悬浮物或胶体，似乳状，水深很小也不能清楚看见3mm的粗黑线四、嗅（气味）87 地下水通常是无气味的，水中的气味取决于所含的气体成分与有机物质。硫化氢气体使水具有臭鸡蛋味，腐植质使水具有霉味，亚铁离子使水具有铁腥味。人为产生的气味是由于某些工业污水所引起的，如石油、酚、氯酚等。根据水中气味强度分为六种等级（表4—3）。水中气味强度等级表4—3等级程度说明0无没有任何气味Ⅰ极微弱有经验分析者能察觉Ⅱ弱注意辨别时，一般人能察觉Ⅲ显著易于察觉，不加处理不能饮用Ⅳ强气味引人注意，不适饮用Ⅴ极强气味强烈扑鼻，不能饮用气味与水温有很大的关系，水温增高时往往气味增强，一般在冷却时（20℃）及热时（60℃）作定性的描述。五、味（口味）水中矿物质的最高含量及水味的变化(mg/L)表4—4矿物质水味略有感觉明显有味令人难受NaCI165495660NaSO4150450/NaNO3170205345NaHCO3415480/CaSO470140/MgCI2135400535MgSO425062575087 FeSO41.64.8/纯水淡而无味，地下水的味道取决于水中溶解的盐类和有机质（4—4）。含水较高的二氧化碳时，水清凉可口；含重碳酸钙、镁的水味美适口；氯化钠的水具咸味；硫酸钠的水具涩味；氯化镁或硫酸镁的水具苦味；氧化亚铁的水具墨水味；氧化铁的水具铁锈味；有机质或腐植质较高时水具甜味，但不宜饮用。将清洁的水加热至30℃左右，取部分含在口内数分钟（但不要咽下）描述口味。六、比重水在各种温度下的比重是不同的，纯水在4℃时比重为1。地下水的比重取决于溶解盐类的含量，溶解的盐类越多，比重就越大，一般地下水的比重常接近1，海水、卤水、油田水的比重大于1。若以波美度来表示地下水的含盐量（1波美度相当于1升水中含有10克氯化钠含盐量），则波美度和比重的关系，可按下式求得：式中，d——比重；n——波美度。波美度与比重的关系，也可直接由表查得。水的比重采用比重计法测定，通常对高矿化度的地下水才测定其比重。七、导电性地下水的导电性取决于其中所含电解质的数量及性质（即各种离子的含量及离子价）。离子含量越高，离子价越高，导电性越强。导电性通常用电导率（Ω-1，cm-1）表示，一般淡水的电导率在33×10-5～87 1.3×10-3之间。根据地下水的导电性，可以区分含水层和隔水层，矿水和淡水，圈定富水地段，寻找断裂破碎带等。八、放射性水的放射性取决于其中放射性物质的含量，通常以铀、镭、氡为最多。地下水按放射性可分为强放射性水、中等放射性水和弱放射性水三级（表4—5）。当水中放射性含量达3.5马赫时，已具医疗作用。地下水按放射性分级表4—5分级氡水中射气含量（埃曼）镭水中镭的含量（g/L）强放射性水>300>10-9中等放射性水100～30010-10～10-9弱放射性水35～10010-11～10-10注：1马赫=3.64×10-10cj（居里）=3.64埃曼1埃曼=10-10cj；1cj=3.7×1010Bq（贝可）（据《水文地质手册》，1978年）第二节地下水中的主要物质成分和化学性质地下水是由各种无机物和有机物组成的天然溶液，从化学成分来看，它是溶解的气体、离子以及来源于矿物和生物胶体物质的复杂综合体。一、地下水中的主要气体成分（一）氧（O2）、氮（N2）氧是地壳中分布最广的元素，地下水中氧主要来源于大气，在高度25km大气圈中氧的含量占20.95%。其次，植物光合作用也能析出氧。87 近地表的地下水中，氧的含量越大，越往深处，含量越少，其变化范围通常在每升十几毫克以内。氧在水中有较大的溶解度，其溶解量与水的矿化度、埋藏深度、大气压力等有关。含溶解氧多的水，说明处于氧化环境。氮在空气中占78.09%，地下水中的氮气主要来源于大气，结晶岩地区一些构造破碎带的低矿化度含氮温泉，以及火山热液气体成分中，经常含有氮气（表4—6）。火山热液气体成分的含量（以气体含量%）表4—6CO2O2COH2CH4N20.311.20.00.00.088.5氮的溶解度与温度有关，但它的变化幅度较小。（二）硫化氢（H2S）天然水中硫化氢的含量很少，能够呈溶解气体和硫氢酸盐的离解形式存在（表4—7）。硫化氢和硫氢酸形态之间关系表4—7PH在水溶液中含量%游离H2SHS-S2-599.140.86/691.978.73/753.3946.61/810.0489.96/91.1198.830.04100.1199.530.36110.1196.493.50地下水中硫化氢来源于硫酸盐的还原、硫化物的分解以及火山喷发物质。某些地下热水、工业废水及生活污水中也含有H2S。87 每升含硫化氢2克以上的地下水，称为硫化氢矿水。在某些油田水中硫化氢含量可高达每升几克，常以些作为寻找油气田的间接标志。（三）二氧化碳（CO2）二氧化碳的来源很复杂，它可能来自大气（空气中二氧化碳占0.03%）；土壤中生物化学作用（土壤中每年形成13.5×1010吨CO2）；火山岩浆活动地带碳酸盐遇热分解：沉积岩中含碳酸盐岩石与酸性矿水作用也能形成二氧化碳：(酸性矿水)地下水中的PH值决定了各种形式碳酸的含量（表4—8）。地下水中二氧化碳含量通常为每升几十毫克，一般不超过每升150毫克，由于二氧化碳的存在，使水的类型、侵蚀性、矿化度等发生了变化。碳酸和碳酸形态之间的关系表4—8PH在水溶液中含量%游离CO2HCO-3CO2-3596.623.38/670.0825.02/722.2277.740.0482.7696.720.05290.8897.461.66100.2794.625.11110.0264.9435.04（据A·B·谢尔巴可夫等，1974年）二、地下水中的主要离子成分地下水中离子成分是水溶解矿物盐分的产物。87 一般地下水中分布最广泛的离子有CI-、SO2-4、HCO-3、Na+、Mg2+、Ca2+以及K+等七种。这七种离子在很大程度上决定了地下水化学的基本特性。（一）氯离子（CI-）氯离子是地下水中分布最广的阴离子，溶解度比较高，几乎存在于所有的地下水中，其含量由每升水数毫克至百余克，在弱矿化的地下水中，氯离子含量极少，随着矿化度的增加，氯离子含量有所增加。在干旱地区的潜水中，氯离子含量与矿化度成正比。地下水中氯离子来源于盐岩矿床、岩浆岩的风化矿物（如氯磷灰石、方钠石），火山喷发物质等。此外，还来源于生活污水，工、农业废水。在沿海地区由于海水入侵使氯离子含量增高。（二）硫酸根离子（SO2-4）地下水中硫酸根离子的含量每升中由十分之几毫克至数十毫克不等，由于钙离子的存大使硫酸根离子的含量受到限制，因为它们能形成溶解度很小的CaSO4沉淀。在中等矿化的水中，硫酸根离子可成为含量最高的阴离子。地下水中硫酸根离子来源于石膏及其它硫酸盐沉积物的溶解，硫化物和自然硫的氧化。火山喷发时，有相当数量的硫化物和硫化氢气体喷出被氧化成硫酸根离子。硫酸根离子也来自有机质的分解及某些工业废水，因此，居民点附近地下水中硫酸根离子的存在往往和污染有关。（三）重碳酸根离子重碳酸根离子是地下水重要的组成部分。它是低矿化水的重要阴离子成分，常和钙、镁离子共存，其含量一般在每升1克以内。当地下水中有大量二氧化碳时，重碳酸根离子的浓度大大增高。在碳酸水中可达1.24g/L87 或更多，而在河水、湖水中不超过250mg/L。地下水中重碳酸根离子主要来源于碳酸盐岩类（如石灰岩、白云岩、泥灰岩等）的溶解。在岩浆岩与变质岩地区来自铝硅酸盐矿物（如钠长石、钙长石）的风化。（四）氮的化合物（NH+4，NO-2，NO-3）地下水中通常遇到氮的化合物有铵，亚硝酸根离子，硝酸根离子。它们之间有成因联系并能相互转化。铵在水中的含量一般只有百分之几～十分之几mg/L。浅层地下水中铵含量的增高是有机质污染的标志，因为铵主要是动植物的蛋白质分解而产生的。沼泽水和油田水常含有大量的铵，有时达100mg/L以上。铵在一般条件下相当不稳定，浅层地下水中，铵在硝化细菌的作用下氧化为亚硝酸根离子。亚硝酸根离子在地下水中的含量不超过百分之几或十分之几mg/L，亚硝酸根离子和铵一样是很不稳定的，在氧化作用下氧化为硝酸根离子。地下水中硝酸根离子的含量常比亚硝酸根离子稍大些，其含量可达到每升数毫克。当地下水中有铵和亚硝酸根离子存在时，说明地下水是在近期受污染的，而有硝酸根离子存在，则说明地下水受污染较久了。某些工业废水，农药的使用也常造成地下水中氮素的积累。（五）钠离子（Na+）87 天然水中，钠离子的分布在阳离子中占首位，海水中钠离子含量占全部阳离子的84%。钠盐具有较高的溶解度，在低矿化水中钠离子含量每升几毫克至几十毫克，随着矿化度的增加钠离子的含量也增加，在卤水中最高含量可达每升数十至百克。地下水中钠离子来源于岩盐矿床及火成岩和变质岩中含钠的矿物（如钠长石、斜长石、霞石）的风化。钠还可以由含有吸附钠的岩石与含有钙离子的水发生离子吸附交替作用，使原来岩石上吸附的钠离子转入地下水中。含有大量钠的碱性水，对农作物的生长是不利的。（六）钾离子（K+）钾在地壳中的含量与钠相似（钾占2.59%，钠占2.83%），钾离子来源于含钾盐沉积物的溶解及岩浆岩、变质岩中含钾矿物的风化。钾同钠一样与主要阴离子组成易溶化合物（KCI、K2SO4、KCO3）。钾盐的溶解度较大，但在地下水中钾离子的含量却很少，一般只有钠离子含量的4～10%，其原因是钾离子易被植物吸收和粘土胶体吸附，可形成难溶的次生矿物（如水云母等）。（七）钙离子（Ca2+）钙离子是低矿化水的主要阳离子，由于钙盐的溶解度很小，因此，在天然水中钙离子的含量并不高，一般很少超过1g/L。只有在深层的氯化钙卤水中钙离子含量才能达到几十g/L。钙离子的主要来源于石灰岩、白云岩和含钙硫酸盐的溶解及岩外浆岩与变质岩中含钙矿物的风化。（八）镁离子87 镁盐的溶解度大于钙盐，但在地下水中镁离子的含量较钙离子少，其主要原因是镁离子易被植物摄取，易参与次生矿物生成。镁离子的主要来源是白云岩、泥灰岩的溶解或基性、超基性岩石中某些矿物（黑云母、橄榄石、角闪石等）的风化和分解。三、地下水中的主要微量元素在水中元素含量小于10mg/L时称为微量元素，但在个别情况下可以超过此值。微量元素有：溴（Br）、碘（I）、氟（F）、硼（B）、磷（P）、铅（Pb）、锌（Zn）、锂（Li）、铷（Rb）、锶（Sr）、钡（Ba）、砷（As）、钼（Mo）、铜（Cu）、钴（Co）、镍（Ni）、银（Ag）、铍（Be）、汞（Hg）、锑（Sb）、铋（Bi）、钒（V）、钨（W）、铬（Cr）、锰（Mn）及放射性元素：铀（U）、镭（Ra）、氡（Rn）、钍（Th）等。水中微量元素呈胶体，分子和离子形式存在。它们的含量一般低于1mg/L，因此，常用μg/L表示（1μg=0.001mg）。对地下水中微量元素的研究，既有重要的理论意义，又可以帮助解决许多实际问题。如在初生水学说占统治时期，水中微量元素的存在被认为是岩浆水的特征，而现代的研究资料证明，地下水中微量元素的富集，主要是海成盐类及在风化壳所进行的各种作用的结果。在与花岗岩有关的水中，见到的微量元素种类最多。研究水中微量元素，可帮助寻找石油、气田、盐矿和多金属矿床。下面着重介绍地下水中常见的溴、碘、氟、硼四种微量元素。（一）溴（Br）溴和氟是地壳中数量不多且处于分散状态的元素。它们在天然水中的含量低于氯，随着水的矿化度增高而增高。结晶岩、沉积岩和土壤中处于分散状态的溴和海洋中的溴是地下水中溴的主要来源。87 （二）碘（I）碘在天然水中的含量比溴少，海水中碘含量为0.05mg/L，盐湖卤水中不含碘，与溴相似，在石油天然气田聚集了大量碘。碘是人体不可缺少的重要元素，地下水中碘的高含量可能与有机质有关，或从海水蒸发入大气，形成降水入渗岩石中。（三）氟（F）河水、湖水和自流水钻孔中的氟含量在0.3～1.04mg/L。海水中氟含量在1mg/L左右。矿泉水中氟含量增高，如云南腾冲矿泉中氟的最高含量可达26.25～32.50mg/L，盐湖卤水中达23.4～37.8mg/L。氟是人体不可缺少的元素。含氟矿物（如磷灰石、萤石、电气石、云母）是地下水中氟离子主要来源。岩石的平均含氟量以酸性岩最高，超基性岩最低。在现代火山活动区，氟可能来源于初生水。（四）硼（B）硼属分散元素。天然水中都含有该元素，但含量不高。地下水中的硼是从溶滤海相沉积岩或火山活动区岩石中富含各种硼矿物进入水中的。硼含量高的水具有医疗价值。四、地下水中的其他成分（一）地下水中的胶体成分纯水一般呈真溶液状态，由于溶解某些盐类或含有固体悬浮物质往往形成胶体溶液或悬浊液。组成地下水中胶体的成分很多，但由于许多胶体成分不稳定，易生成次生矿物而沉淀。地下水中胶体成分主要有硅酸、氢氧化铁、氢氧化铝。1、硅酸87 硅酸是很弱的酸，它的离解程度很小。硅酸在水中的含量一般是十几分之几mg/L，少数达几mg/L，但在碱性热水中，它的溶解性能好，可达到100mg/L。2、氢氧化铁地下水中的铁通常在还原环境中，以低价Fe2+出现，亚铁离子在水中是不稳定的，极易氧化成氢氧化铁析出：胶体氢氧化铁在地壳中分布很广，也是铁在天然水中存在的主要形式之一。3、氢氧化铝氢氧化铝胶体主要由铝硅酸盐风化分解而来，但很不稳定，容易形成水矾土，叶腊石等次生矿物，氢氧化铝在地下水中含量不高。（二）地下水中的有机质有机质的化学成分十分复杂，构成有机质的主要元素碳、氢、氧占98.5%，此外还有少量的氮、磷、硫、钾、钙等元素。地下水中的有机质大部分由腐植质所组成，它是有机质经微生物分解后再合成的一种褐色或黑褐色的胶体物质。沼泽地区的地下水，有机质含量较高，呈酸性。油田水中有机质含量最高达n×10-1%。大气降水和大洋水中有机质的含量最少。其它地下水中含量只有n×10-3%。地下水中有机质的主要来源是土壤和岩石或石油天然气的溶解，细菌或生物的作用，沿海盐水的侵入等。此外，工业废水、石油、天然气、煤等矿产的开发、农业排灌以及城市污染等也能形成有机质。（三）地下水中的细菌成分87 地下水细菌成分来自生活污水，生物制品、制纸等各种工业废水，这些污水中往往含有各种病原菌，流入水体后会传染各种疾病。此外，人类及动物的排泄物也能产生致病菌，污染地下水。水的细菌分析结果一般用细菌总数（每升水中）、菌度（含有1条大肠杆菌的水的毫升数）和检定量（1升水中大肠杆菌的含量）表示。地下水的卫生状况可按菌度划分以下几类（表4—9）。地下水按菌度分类表4—9水的名称菌度（mL）卫生的水>300比较卫生的水100不可靠的水10不卫生的水1.0极不卫生的水0.1我国规定1毫升饮用水中细菌总数不得超过100个，大肠杆菌1升水中不得超过3个。五、地下水的主要化学性质（一）酸碱度（pH）在地下水中，氢离子的含量很低，只有在强酸性水中其浓度才达到较大的数值。水中氢离子的浓度通常用pH值表示。pH为氢离子浓度的负对数，即pH=-lg[H+]。在纯水中，氢离子的浓度与氢氧根离子的浓度相等，即[H+]=[OH-]=10-7。当[H+]为10-7时，pH=7，说明水呈中性。当[H+]大于10-7时，pH<7，说明水呈酸性。当[H+]小于10-7时，pH>7，说明水呈碱性。大部分天然水的pH值界于6～8.5之间（表4—10）。地下水按pH值可分为七类（表4—11）。天然水的pH值表4—10天然水pH值海水8～9河水7大气水687 沼泽水4地下水按pH值的分类表4—11名称pH值1强酸性水<32酸性水3～53弱酸性水5～6.54中性水6.5～7.55弱碱性水7.5～8.56碱性水8.5～9.57强碱性水>9.5pH值是确定很多化学成分（硫化氢、二氧化硅、重金属等）能否存在于水溶液中的指标。（二）硬度水的硬度决定于钙、镁离子的含量，其它多价金属离子如铁、锰、铝、锶、锌等也能生成硬度，但在地下水中这些离子含量极少，可忽略不计。硬度可分为总硬度、暂时硬度、永久硬度及碳酸盐硬度。1、总硬度：水中所含钙、镁离子的总量称为总硬度。2、暂时硬度将水加热至沸腾，由于脱碳酸作用的结果，水中的重碳酸根离子与钙、镁离子结合形成碳酸盐沉淀。呈碳酸盐沉淀的这部分钙、镁离子的数量称为暂时硬度。3、永久硬度：指沸腾以后仍留在水中的钙、镁离子的含量，即总硬度与暂时硬度的差值称为永久硬度。4、碳酸盐硬度：87 水中与重碳酸根离子含量相当的钙、镁离子的含量称为碳酸盐硬度。有时用碳酸盐硬度代替暂时硬度。实际上，碳酸盐硬度往往大于暂时硬度，因为水沸腾时，水中的重碳酸根离子不可能完全沉淀，其中有一部分重碳酸根离子因受热而分解成CO2气体逸出了。水中氢氧根离子、碳酸根离子、重碳酸根离子的总和数量称为水的碱度。如果一般水中不含氢氧根离子和碳酸根离子，则重碳酸根离子含量往往就是总碱度，总碱度减去总硬度就是负硬度。硬度的表示方法很多，有德国制、苏联制、英国制、法国制等。目前我国常用德国度和每升水中钙、镁离子的毫克当量数表示。根据硬度将水分为五类（表4—12）。地下水按硬度分类表4—12名称硬度meq/L德国度极软水<1.5<4.2软水1.5～3.04.2～8.4微硬水3.0～6.08.4～16.8硬水6.0～9.016.8～25.2极硬水>9.0>25.2注：1meq（毫克当量/L）=2.8德国度水的硬度对工业及生活用水关系很大，硬水使锅炉产生锅垢，纺织品变脆，洗衣消耗大量的肥皂，饮用会影响肠胃消化功能。（三）矿化度水的总矿化度是指单位体积水中所含各种离子、分子及化合物（不包括游离状态的气体成分）的总量，以克/L表示。通常用水在105～110℃温度下蒸干后所得的干涸残渣物之量来表示水的矿化度。计算矿化度时，一般用水分析所得的阴阳离子、分子、化合物含量相加的总量减去重碳酸根离子含量的一半而得。这是因为水在蒸干时重碳酸根离子分解，其当量数之半（精确值为0.49287 ）形成二氧化碳逸出之故，其反应式如下：根据矿化度，将地下水分为五类（表4—13）。水的矿化度分类表4—13类型矿化度（g/L）淡水<1微咸水1～3咸水3～10盐水10～50卤水>50水的矿化度与化学成分有密切关系，低矿化度的水常以重碳酸根离子为主，中等矿化度的水以硫酸根离子为主，高矿化度的水以氯离子为主。在地壳正常的水动力带中，地下水的矿化度随深度而增加。第三节地下水化学成分的形成作用及其影响因素一、地下水化学成分的形成作用地下水化学成分的形成作用有：溶滤作用、浓缩作用、混合作用、阳离子交换吸附作用、脱硫酸作用、脱碳酸作用等。（一）溶滤作用岩石中某些组分进入水中的作用称为溶滤作用。对矿物而言，溶滤是指在保留原来矿物结晶格架的情况下，使部分元素转入水中的作用。矿物中所有元素按比例全部溶于水中的作用叫溶解作用。岩石和矿物在天然水中的溶解度，决定于组成这些矿物元素的离子半径、离子价、化学键类型及其他物理化学性质。另一方面，也同外界条件——水的温度、压力、浓度、酸碱度和氧化还原电位等有密切的关系（表4—14）。某些简单盐类在18℃水中的溶解度表4—1487 盐MgCI2MgCO3MgSO4KCINaCINa2SO4Na2CO3CaSO4CaCO3溶解度(g/L)34325.79354.3329.5328.6168.3193.92.20.063溶滤作用主要发生在侵蚀基准面以上地带。由于浅部地下水径流条件良好，水交替强烈，一般溶滤作用形成的地下水为低矿化度的重碳酸型水。溶滤作用形成的地下水化学成分与岩性关系也十分密切。（二）浓缩作用当水分蒸发时，其中所含盐分的含量不减，则其浓度（即矿化度）相对增大，这种作用称为浓缩作用。浓缩作用的结果，除矿化度增加外，其化学成分还可能随之变化。当水的浓度增大时，溶解度最小的盐类首先沉淀下来。因此，在水中各种成分的比例就要发生变化，以HCO-3为主要成分的低矿化水在浓缩后会变为SO2-4的水，或进一步浓缩变为以CI-为主的高矿化水。浓缩作用主要发生在干旱和半干旱地区的潜水中，如我国西北地区，蒸发量超过降水量几倍，当地下水埋藏较浅时受强烈蒸发，从而使水中盐分发生浓缩作用，出现高矿化度的盐卤水，潜水矿化度甚至可达300g/L以上。浓缩作用的营力主要来源于太阳幅射的热能，因此，浓缩作用直接影响的深度一般不超过常温带的深度，但由于水的运动，元素的扩散作用等原因，浓缩作用对地下水化学成分的影响要深得多。（三）混合作用当两种或数种化学成分或矿化度不同的水相遇时，所形成的地下水在化学成分或矿化度上皆与前者有所不同，这种作用称为混合作用。如海岸、湖岸、河岸、深部卤水、热水及矿泉出露的地方，都可以见到水的混合作用。87 混合作用共分两种：简单混合与反应混合。简单混合是指两种或两种以上水混合后，其矿化度或成分，与原来的矿化度或成分变化按混合水量呈简单的直线比例关系。反应混合是指两种不同成分的水混合后，发生化学元素之间的平衡反应并产生新的反应产物，而使化学成分发生很大变化。例如NaHCO3和CaCI2的反应混合如下：在自然界中，简单混合和反应混合常相伴产生，有时还有别的作用参与是使情况更加复杂。（四）阳离子交替吸附作用岩土颗粒的表面，常带有负电荷，能吸附某些阳离子。一定条件下，岩石颗粒将吸附地下水中的某些阳离子，而将其原来吸附的阳离子转入水中成为地下水的组分，这种变化称为阳离子交替吸附作用。如含硫酸钙或硫酸镁的地下水，在渗透过程中能交换海相粘土中的钠，其反应式如下：水吸附水吸附水吸附水吸附岩石对离子的吸附能力决定于岩石的比表面积及参与吸附的离子本身的物理化学性质。岩石的颗粒越细，比表面积越大，则吸附能力越强；在其它条件相同的条件下，阳离子的电价越高，则被吸附性越强；在同一电价中，被吸附性是随离子半径的增加而增大。而H+则是意例外，因为氢离子半径很小，它的交替能量不仅高于一价的离子，还高于二价和三价的离子。根据K.K格德罗伊茨的资料，阳离子吸附能力自大而小的顺序为：。87 此外，吸附能力与离子在水溶液中的浓度成正比，浓度大的离子比浓度小的离子易被吸附。如：海水吸附海水吸附上述作用最易在细颗粒岩石中，特别是在粘土、亚粘土中发生。（五）脱硫酸作用在还原环境中，当水中的硫酸根离子在有机物存在时，因微生物的作用还原成硫化氢，使水中的硫酸根离子含量减少甚至消失，而硫化氢和重碳酸根离子含量增大，这种作用称为脱碳酸作用。其反应式如下：脱硫酸作用一般发生在封闭并有有机物存在的地质构造中，如储油构造，油田水中硫化氢含量较高，而硫酸根离子含量很少即是脱硫酸作用的所致。（六）脱碳酸作用碳酸盐类在水中的溶解度决定于水中所含CO2的数量。当温度升高或压力减小时，水中CO2的含量就会减少，这时水中HCO-3便会与Ca2+、Mg2+产生沉淀，这种使水中HCO-3含量减少的作用称为脱碳酸作用。岩溶地区溶洞内见到的石钟乳、石笋、石柱等现象，都是这种作用的结果。二、影响地下水化学成分形成的因素地下水的化学成分是在长期的地质历史年代中，经过多种多样的作用综合演变而成的。这些作用的进行又离不开地下水所处的环境。构成环境的要素很多，包括地质，自然地理和人为等因素。（一）地质因素地质因素中影响较大的是构造运动、岩石性质和岩浆作用等。87 构造运动可划分为三种基本类型：振荡运动、褶皱运动和断裂运动。这些类型对地下水化学成分的影响是不同的：振荡运动表现为垂直的上升和下降。上升运动使水交替作用影响到盆地深部，引起自流盆地水的淡化，地壳长期处于下降阶段，使地下水运动减缓，含水层中盐分逐渐浓缩；褶皱运动加强了地下水的运动。在褶皱山区，由于地下水的溶滤作用，使淡水带极为发育，而在封闭的构造盆地中，则有浓缩作用，脱硫酸作用发生，可以出现水化学分带现象；断裂运动破坏了岩层连续性，尤其是分布深度较大，延伸很长的大型断裂构造，常导致浅层水与深部地下水的混合。在深大断裂处可涌出热水，有时是含气的高矿化热水。地层岩性的差异对溶滤作用的影响是很明显的。由于溶滤的作用，使岩石中的某些组分被转移到水溶液中，并随水的迁移，成为地下水化学成分的一部分。如长江两岸及江淮丘陵地区，地下水中Fe含量较高，这与第四系沉积中含大量铁、锰结核有关。岩浆作用使地下水化学成分也发生变化，不仅使地下水富集了常见离子，而且还有某些特殊的组分加入。对火山地区的温泉研究，得出温泉水的化学成分是很不一样的。大多数高温碳酸泉的特征组分是氯含量高，且有高浓度的硅酸、砷、氟、硼、硫化氢等。（二）自然地理因素自然地理因素对地下水化学成分的影响主要表现在气候、水文、地形等方面。气候要素中有大气降水、气温和蒸发。大气降水是地下水的补给来源。通常降水的矿化度要比地下水的矿化度要低得多，因而降水导致冲淡地下水的作用。87 空气中的湿度变化直接影响至年温度变动带内的土壤、岩石的冻结和融化，从而影响地下水的补给条件、化学成分的变化。水温的增高一般盐类在水中的溶解度增大。而气体则相反，温度越高，气体的溶解度越小。蒸发作用促使浓缩作用的进行，地下水矿化度增高，从而引起化学成分不断的改变。水文因素影响表现在水文网的密度，侵蚀切割深度，地表水的化学成分与地下水之间相互的关系上。深而密的水文网将促使含水层的水交替和溶滤作用加强而形成淡水。当地下水接受地表水补给时，其化学成分及其矿化度在某种程度上能反映出地表水的成分及矿化度。如地表水接受地下水补给时，地表水面成为地下水面的控制因素。地表水面升高时，地下水的埋藏深度随之减小。从而间接地影响地下水化学成分及其矿化度的变化。地形影响水交替条件，因而就影响地下水矿化度和化学成分。在地形切割强烈的山区，水交替条件好，则有利于形成低矿化度地下水。平原地区由于地下水运动缓慢，水交替弱，而导致潜水矿化长增高和成分复杂。（三）人为因素随着社会生产力的发展，人类活动对地下水化学成分的影响越来越大，这种影响表现在两个方面：一种是人类的生产及生活活动所产生的废弃物使地下水发生污染；一种是人类通过生产活动改变了地下水的形成条件，从而使其化学成分发生相应变化。工业废水、废气与废渣以及农业上大量使用化肥农药，使地下水中富集了天然水中本来含量甚微的一些有害元素，如酚、氰、汞、砷、锌、铅、铬、锰、钼、亚硝酸等。87 滨海地区过量开发地下水可能引起海水入侵，污染淡的地下水。不合理的布井开采地下水，可使碱水含水层中的水进入淡水含水层中，破坏地下淡水资源。干旱及半干旱地区不合理的灌溉使浅层地下水位上升，造成大面积次生盐渍化，最终将使浅层地下水变成咸而无法用于灌溉等等。然而，人类在利用自然和改造自然中，同样也可以使地下水质由劣变好。如我国华北平原浅层地下咸水，通过挖渠打井，改变地下水的径流排泄条件，使原来向咸化方向发展的地下水逐步淡化。在河南、山东等地也有这样的例子。第四节地下水化学成分的基本成因类型从形成地下水水化学成分的基本作用出发，可将地下水分为三种基本成因类型，即溶滤水、沉积水及内生水。一、溶滤水水溶液中的离子来源于与它所存在的周围介质环境有关。因此，岩石中可溶盐的溶解是溶滤水成分的基本来源。溶滤盐岩层的水，其成分往往以Na+及CI-为主。溶滤含石膏层的水，SO2-4及Ca2+含量增高。在酸性岩浆岩分布地区，地下水中阳离子以Na+、K+为主要成分，在基性岩浆岩分布地区地下水中Mg2+含量增高。流经煤系地层的地下水也常出现较高含量的SO2-4。如果简单地断定地下水流经什么岩土，就必定具有何种化学成分，那就把问题简单化了。发生溶滤时，岩土组分按其地球化学特性，迁移能力各不相同，使溶滤作用显示出阶段性。另外，气候是决定地壳浅部元素迁移的重要因素，就大范围来说，溶滤水的化学成分首先反映了气候的深刻影响。潮湿气候下多形成低矿化的，以难溶离子为主的地下水。干旱气候则形成高矿化的，以易溶离子为主的地下水。87 一般来说，溶滤作用在地壳浅部发育。但有时开启性断裂较深，这种情况下，溶滤作用也能在深部进行。海相含盐岩层在地质年代中，含盐岩层可以埋藏在其它沉积岩系下面保存很久，当上覆岩层遭到破坏，大气降水和地表水下渗，使含盐岩层受到溶滤形成高矿化的卤水。其特点是含有大气起源的溶解气体N2，多数情况下Na/CI=1，CI/Br系数远远超过300，I、Br、NH4微量元素含量很低。二、沉积水地下水和含水岩石同时形成于沉积盆地中，两者的年龄一致称为沉积水（同生水）。除了个别大陆淡水盆地中的沉积水外，一般具有很高的矿化度，大部分均富集海洋中特有的某些微量元素，如溴、碘、钾等。沉积水形成后，化学成分要发生变化，其形成过程与水文地质发育史有密切相关，演变方向有两种基本形式：一是正向变质，水浓度向盐化方向发展；二是反向变质，水浓度向淡化方向发展。在沉积作用（或沉埋封闭作用）中，水化学变化的总方向是不断地浓缩盐化，正向变质。水中盐分组分分异纯化，易溶组分向高度富集方向发展，而难溶组分不断贫化。还原环境的气体成分占绝对优势，标准组分如H2S、烷烃气体大量增高。而淋滤作用中，地下水化学成分变化的总方向与此相反。三、内生水早在本世纪初，曾把温热地下水看作岩浆分异的产物。后来发现，在大多数情况下，温泉是大气降水入渗到深部加热后重新升到地表形成的。近些年来，某些学者通过对地热系统的均衡分析得出：仅靠水渗入深部获得的热量无法解释某些高温泉的出现，认为应有10～30%的来自地球深部层圈的高热流体的加入。这样，源自地球深部层圈的内生水说又逐渐为人们所重视。有人认为，深部高矿化卤水的化学成分也显示了内生水的影响。87 内生水的典型化学特征至今并不完全清楚。内生水的研究迄今很不成熟，但由于它涉及水文地质学乃至地质学的一系列重大理论问题，将会促使今后水文地质学的研究领域向地球深部层圈扩展。第五节水化学成分的表示方法及其分类一、地下水化学成分的表示方法（一）离子表示方法由于地下水中的成分主要是以离子状态存在的，所以水分析得出的结果应以离子的形成表示，才能代表其存在的真实情况。离子含量有三种表示方法，即：每升的毫克数；每升的毫克当量数；毫克当量百分数。1.离子毫克数是以离子在水中的实际重量（每升水中所含毫克）来表示化成成分的一种方法。这种表示方法并未反映水溶液中各种离子之间化合关系。2.离子毫克当量数元素互相化合时，皆以当量为准。以离子在水中的当量数来表示化学成分，可以反映各种离子之间数量关系和水化学性质。某离子的毫克当量数按下式计算：式中：为换算系数，可查表《水文地质手册》P105页换算系数表。水中阴阳离子的当量总数应该相等。87 否则就有错误，或者还有某些离子没有测出。据此原理，可以检查分析成果的正确性。全分析时允许误差不超过2%；简分析时不超过5%。误差计算如下：式中：∑a—表示1升水中阴离子毫克当量总数；∑K—表示1升水中阳离子毫克当量总数。3.离子毫克当量百分数为了将矿化度不同的水进行比较和确定水的化学类型，通常将阴阳离子当量总数各作为100%来计算，某离子毫克当量百分数可按下式计算：上述三种表示方法各有优缺点，所以在实际工作中通常三种方法同时使用，藉以互相补充。（二）库尔洛夫式表示法库尔洛夫式是用分数的形式来表示水化学成分的：分子表示阴离子，分母表示阳离子，含量单位为毫克当量%，排列次序从左到右为含量减少方向，含量小于10%毫克当量的离子不得列入式内。矿化度（M）、气体成分及特殊组分，列在分式的左边，单位为g/L。右边列水温（t），单位为摄氏度。表示式中各种含量一律标于该成分符号的右下角，将右下角的原子数移至右上角。公式如下：例如：此法表示水化学成分简单，既能反映地下水的化学成分特征，又能据此直接确定出地下水化学类型。水化学类型定名时，只考虑毫克当量大于25%的阴、阳离子成分。其上例地下水类型可定为HCO3-Ca型水。87 二、地下水化学分类自然界某些地区地下水化学成分中可以显示出由数十种阴、阳离子结合的各种盐类（如苏联巴拉宾斯盆地地下水中共有65种盐类）。因此，在进行区域水文地质调查时，当积累了大量的水分析资料后，必须加以整理分类，以便阐明一个地区地下水化学成分的特征和变化规律。为此人们根据不同原则和不同实际用途，提出了各种分类方案。下面介绍舒卡列夫、布罗德斯基分类法。（一）舒卡列夫分类1.分类原则：（1）划分水类型时，主要考虑六种主要离子（CI-、SO2-4、HCO-3、Ca2+、Mg2+、Na2+）的含量及矿化度。（2）分类命名时只考虑其中含量大于25%毫克当量的离子，并将阴、阳离子在不同状况下进行组合得出49种类型的水，水类型以一个阿拉伯数字作为代号（表4-17）。舒卡列夫分类表4-17阴离子＞25%meq阳离子＞25%meqHCO-3HCO-3+SO2-4HCO-3+SO2-4+CI-HCO-3+CI-SO2-4SO2-4+CI-CI-Ca2+181522293643Ca2++Mg2+291623303744Mg2+3101724313845Na++Ca2+4111825323946Na++Ca2++Mg2+5121926334047Na++Mg2+6132027344148Na+7142128354249（3）根据矿化度不同将每一类型地下水又划分为四组：A组矿化度小于1.5g/L；B组1.5～10g/L；C组10～40g/L；D组大于40g/L。87 舒卡列夫认为分类中的1、29和49号中的重碳酸钙、硫酸钙和氯化钠是基本的水型，由岩石直接淋滤形成，其余部分是水中盐类混合作用和阳离子交换作用形成的。2.分类的优缺点：（1）优点：简明易懂，各个水型基本上反映地下水的形成过程。例如1-A型水，即低矿化的HCO3-Ca型水，其形成过程往往是溶滤作用的结果。又如49-D型水，即高矿化的CI-Na型水，其形成过程很可能与海相沉积有关。实际工作中很少使用表中水类型代号，而是用其水类型命名。定名的写法是：阴离子在前，阳离子在后，含量大的在前，小者在后。（2）缺点：当含量超过25%毫克当量的阴离子（或阳离子）多于两种时，其主次关系在分类原则中未加考虑。这样就不能很好的反映水质形成过程的差异。如CI-和HCO3-的含量都超过25%毫克当量时，HCO3-含量居首位时说明为初期浓缩盐化的水，而CI-占首位时，则说明为后期盐化水，或是受混合作用而淡化的矿化水。25%毫克当量的界限是人为的，含量小于此值的离子有时对阐明地下水的形成过程也有一定意义。划分出的49种水型是由组合方法得到的。其中有些水型（如17、18、19、20号水）在自然界中极为罕见。（二）布罗德斯基分类1.分类原则：（1）划分水类型时考虑到水中六种主要离子（HCO-3、SO2-4、CI-、Ca2+、Mg2+、Na2+）的含量及矿化度。根据含量最多和次多的各对阴阳离子进行组合，得出36种地下水类型（表4-18）。并87 以毫克当量最多和次多的一对阴、阳离子进行命名。写法是阴离子在前，阳离子在后，含量大者在前，含量小者在后。(2)水的矿化度用一些特殊符号表示。如“▽”表示矿化度＜0.5g/L，“○”表示矿化度0.5～1g/L，“△”表示矿化度1～5g/L，“□”表示矿化度5～30g/L，“▄”表示矿化度＞30g/L。实践中按具体情况分类表示。2.分类法的优缺点：（1）优点：分类方法较简单，突出显示了离子含量的主次关系，划分36种水不是以人为界限为标准。这种分类法，适用于大面积，小比例尺的区域性水化学研究，在干旱地区，基岩山区和海滨地区效果较好。（2）缺点：当两种离子含量相差不大时，原可划为同一类型，但按布罗德斯基分类法不论相差多少，均划分为不同类型。甚至可能因分析误差所造成的差别，也被划分为不同类型水。87 有时地下水中可能某一离子占绝对优势（95%），其余含量很小，在阐明水化学成分特征和形成过程中意义不大，但按布罗德斯基分类却不考虑这些，一味强调表示出次要离子，有时使其主导规律模糊不清。水化学类型反映不够全面，一些三种主要阴离子（或阳离子）含量相差不大的水，在布罗德斯基分类中找不到恰当的位置。第五章地下水类型及包气带地下水第一节地下水类型的划分一、地下水分类概述地下水赋存于各种自然条件下，其聚集、运移的过程各不相同。因而在埋藏条件、分布规律、水力特征、物理性质、化学成分、动态变化等方面都具有不同的特点。为了便于研究和利用地下水，人们通过对地下水特征及赋存条件的分析，将某些基本特征相同的地下水加以归纳合并，划分成简明的类型，这就是地下水的分类。目前地下水的分类原则和方法虽有许多种，但总的可分为两大类，87 一类是根据地下水的某一特征进行单一因素分类；另一类则是考虑地下水的几个特征或赋存的某些条件进行综合因素分类。二、地下水类型的划分（一）单一因素分类常见的类型有以下几种。但根据工作的需要可以划分更多的类型。1.根据地下水起源的分类按地下水起源的不同，可将地下水分为渗入水、凝结水、埋藏水、再生水、初生水。2.根据化学成分，可把地下水分为不同化学类型和矿化程度的水。如前章所述，按苏卡列夫分类法，把地下水分为49种化学类型。按地下水矿化度的不同，分为淡水、微咸水、咸水、盐水、卤水等。3.根据地下水温的不同，分为过冷水、冷水、热水、过热水等。单一因素分类还可分很多，不一一叙述了。这种分类的优点简单明了、目的性强。按地下水起源分类只适用于从理论上探索研究地下水的成因。而后几种分类一般适用于专项研究，其缺点是只能反映地下水的一个特征。（二）综合因素分类地下水的赋存特征对其水量、水质和时空分布等有决定意义，其中最重要的是埋藏条件与含水层的空隙性质。所谓地下水的埋藏条件，是指含水岩层在地质剖面中所处的位置及受隔水层限制的情况。目前，我国常根据地下水的埋藏条件和含水岩层的空隙性，将地下水分别分为包气带水、潜水、及承压水；和孔隙水、裂隙水及岩溶水。将二者组合可分为九种复合类型的地下水（如表5-1）。87 地下水分类表表5-1按空隙性质按埋藏条件孔隙水裂隙水岩溶水包气带水土壤水，存在局部隔水层上的季节性重力水（上层滞水）、过路重力水及悬挂毛细水裸露裂隙岩层中季节性存在的重力水及毛细水裸露岩溶化岩层上部岩溶通道中存在的重力水潜水各种松散沉积物浅部的水裸露于地表的各类裂隙岩层中的水裸露于地表的岩溶化岩层中的水承压水松散沉积物构成的山间盆地、自流斜地、及堆积平原深部的水构造盆地、向斜或单斜断裂被掩覆的各类裂隙岩层中的水构造盆地、向斜或单斜断裂被掩覆的岩溶化岩层中的水这种分类适合于综合性调查研究工作。借此分类能反映出一个地区的水文地质规律，但应当看到，任何分类都不可能不带有某些人为性，因而它也不可能完全概括纷繁复杂的自然现象。第二节包气带地下水地表地下地下水面以上、岩石空隙没有充满水、包含有空气，该带称为包气带。包气带中的水主要有土壤水和上层滞水。一、土壤水土壤水是位于地表附近（0.5m左右）土壤层中的水，主要为结合水和毛细水。它主要靠降水入渗、水汽的凝结及潜水补给。大气降水向下渗透，必须通过土壤层，这时渗透水的一部分就保持在土壤层里，成为所谓“田间持水量”（即土壤层中最大悬挂毛细水含量），多余部分呈重力水下渗补给潜水。87 土壤层中水消耗于蒸发和植物蒸腾。土壤水的动态变化受气候的控制，故季节变化明显。当浅水位浅时，土壤中的毛细水可以是支持毛细水，在气候干燥、地下水大量蒸发时，可使土壤盐碱化。气候潮湿多雨，土壤透水性不良，潜水位接近地表的地区可形成沼泽。当地下水位较深时，这部分毛细水多为悬挂毛细水。土壤水对供水无意义，但对植物生长有重要作用。二、上层滞水上层滞水是存在于包气带中局部隔水层之上的重力水。（一）上层滞水的形成条件上层滞水的形成主要决定于包气带岩性的组合、产状以及地形和地质构造特征。一般地形平坦、低凹、能汇集雨雪的地区，或地质构造（平缓地层及向斜）有利汇集地下水的地区，地表岩石透水性好，包气带中又存在一定范围的隔水层，有补给水入渗时，就易形成上层滞水（如图5-1）。在松散沉积物中，如在较厚的砂层或砾石层中夹有粘土或亚粘土透镜体时，入渗水就可因其受阻，聚集其上，形成上层滞水。在裂隙发育，透水性较好的包气带，由于局部岩性变化或裂隙闭合，可形成上层滞水。在岩溶发育的岩层中夹有局部的非岩溶化岩层（或透镜体）时，则在其上下两层岩溶化岩层中各自发育一套溶隙系统，而上层的岩溶水则具有上层滞水的性质。87 黄土中夹有钙质结核层时，而在其上形成上层滞水。这种上层滞水在黄土高原地区是生活用水的重要来源。寒冷冻土地区，夏季表土解冻，永冻层就起隔水层作用，在永冻层表面亦可形成上层滞水。（二）上层滞水的主要特征1.上层滞水水量不大，且季节性变化强烈，一般在雨季水量大些，可做小型供水水源，而到旱季水量减少，甚至干枯。2.上层滞水的补给区和分布区一致。自当地接受降水或地表水入渗补给，以蒸发或向隔水底板边缘进行侧向的散流排泄。3.上层滞水一般矿化度较低，由于直接与地表相通，水质易受污染。因素，在缺水地区如果利用它作生活用水水源时，对水质问题尤应注意。第六章潜水第一节潜水的概念和特征潜水是埋藏于地表以下第一个稳定隔水层以上，具有自由水面的重力水。潜水一般埋藏于第四纪松散沉积物的孔隙中，和裸露基岩的裂隙、溶隙中。87 潜水的自由水面称为潜水面。如图6-1，潜水面至地面的距离称为潜水的埋藏深度（T）。潜水面的绝对标高为该处的潜水位（H）。潜水面至隔水底板之间的距离称为潜水含水层的厚度（h）。潜水的埋藏条件形成了潜水的以下特征：1.潜水具有自由水面。因顶部没有连续的隔水层，水面不承受静水压力，是一个仅承受大气压力的自由表面，故为无压水。潜水在重力作用下，顺坡降由高处向低处流动。局部地区在潜水面以下存在隔水层透镜体时，造成潜水的局部承压现象。2.潜水的补给区和分布区一般是一致的。潜水通过包气带直接与地表相通，大气降水、地表水、凝结水等可通过包气带直接补给潜水。3.潜水的水位、含水层厚度、流量、化学成分随地区和季节有明显地变化。主要是受气象、地形、岩层透水性的影响。如降雨，季节含水层获得补给水位上升，含水层厚度变厚，水量增大，水质变淡。干旱季节排泄量大于补给量，潜水面下降，含水层变薄，埋藏深度加大。在平坦低凹地区，潜水埋藏一般较浅，流动滞缓，潜水易于蒸发浓缩，而水质变坏。高地形及切割较深的地形，潜水埋藏往往较深，水质也较淡。4.潜水易受人为因素污染。因顶部没有连续隔水层，埋藏一般较浅，人类生活和生产，产生的污物易随降水入渗进入含水层，影响水质。5.潜水因埋藏浅，补、排方便，易于开发利用和改造（人工补给和排水）。第二节潜水面的形状及其表示方法一、潜水面的形状潜水面的形状大多为倾斜的、抛物线型的，或者在特殊条件下呈水平的。87 在大范围内，可以是上述各种形状组合的波状起伏的曲面。潜水在重力作用下由高处向低处缓缓流动，形成潜水流。潜水的流动是由于潜水面具有倾斜的坡度，其坡度的大小受地形坡度、含水层岩性及隔水底板坡度的影响。潜水面的起伏和地形的起伏基本一致，但较地形的起伏平缓。陡峻山区，潜水面坡度较大，可以达百分之几。而地形平坦的平原区，潜水面坡度往往只有千分之几，甚至可小到万分之几。在古凹地中埋藏的潜水，潜水面可以是水平的，当潜水不能溢出古凹地时则成为潜水湖，能溢出时为潜水流。如山东张夏河谷盆地中，在干旱季节潜水就成潜水湖，而雨季补给充沛时就转化为潜水流。其次，当含水层变厚，透水性变好，水力坡度也随之变小，潜水面平缓。反之，水力坡度相对变陡。隔水底板凹陷处含水层变厚，潜水面变缓，隔水底板隆起处，潜水流受阻，含水层变薄，潜水面突起，甚至接近地表或溢出地表。潜水面的起伏，还受降水入渗补给和水文网切割程度的影响，在河流的上游地段，水文网下切至含水层时，潜水补给河水，潜水面向河流或冲沟倾斜，在河流的下游地段，河水位高于潜水，河水补给潜水，河水面便倾向于含水层。在河间地带，潜水面的形状取决于两河水位的关系，可以形成分水岭，也可向一方倾斜，由高水位河流向低水位河流渗透。在人为的因素影响下，则会急剧地改变潜水面形状，在集中开采区可形成中心水位下降数十米的漏斗，潜水面向漏斗中心倾斜。水库回水使地下水水位大幅度升高，不仅改变潜水面形状而且改变补排关系、潜水流向。二、潜水面的表示方法潜水面在图上的表示方法，一般有两种形式：87 一种是剖面图形式，在具有代表性的剖面线上，按一定比例尺，根据水文地质调查中所获得的地形、地质和水文地质资料，来绘制水文地质剖面图。该图上不仅要表示含水层、隔水层的岩性和厚度的变化情况以及各层的层位关系等地质情况，还应把各水文地质点（钻孔、井、泉等潜水的人工和天然露头）的位置、水量和水质标于图上，并标上上述各点同一时期的水位，连出潜水面的形状。剖面图上潜水面可以是倾斜曲线、水平线或上拱半椭圆曲线。这张剖面图可以反映出潜水面的形状和地形、隔水底板、含水层厚度及岩性等关系（如图6-5）。另一种是以平面图形式表示，即潜水等水位线图。潜水等水位线图，就是潜水面的等高线图。它是在一定比例尺的平面图上（通常以地形等高线作底图），按一定的水位间隔（等间距），将某一时期潜水位相同的各点连结成线，这就是水位等高线。等水位线的间距大小，决定于比例尺和观测点的数目和潜水坡度的大小。为了绘制该图，首先需要在研究区内布置一定数量的水文地质点（点的密度取决于测制图件比例尺地大小），进行水准测量和水位测量，然后按绘制地形等高线的方法，绘制等水位线图。绘图时应注意等水位线和地表水相交地段的相交形式。各点水位资料应在同一时间内测得，测量时间越短越精确。由于潜水是随季节不同而变化的，因此，在图上应标明水位测量的时间。87 等水位线图反映了潜水面的形状和潜水的流动情况。根据等水位线图可以解决以下问题：1.确定潜水的流向潜水从高处向低处流动，因此垂直等水位线的方向就是潜水的流向，而主要流向则是水力坡度最大的方向。2.确定潜水面的水力坡度潜水面的坡度（水力坡度）即等于沿流向上取二点的水位差，除以两点间的实际距离之商。由于地下水的水力坡度通常很小，可以用水流长度来代替水流的实际长度。3.确定潜水和地表水的关系在标有河水位的潜水等水位线图上，由近河地段的潜水等水位线与河流的接触关系，便可确定它们相互的补排关系（如图6-7）。87 图6-7潜水与地表水的关系平面图4.确定潜水埋藏深度87 潜水埋藏深度，可根据地形等高线与潜水等水位线之间的关系来确定。某一点的地面标高减去该点的水位标高，即为该点的潜水埋藏深度，将埋藏深度相同的点连结成等值线，可以绘出潜水埋藏深度（等值线）图。5.确定泉水出露位置和沼泽化范围地形等高线与潜水等水位线标高相等且相交的地点，为泉水出露点或与潜水有水力联系的湖、沼等地表水体。6.可以分析推断含水层岩性或厚度的变化当地形坡度无明显变化，而等水位线变密处，表征该处含水层透水性能变差或含水层厚度变小。反之，等水位线变稀的地方，则可能是含水层透水性变好或厚度增大的地方。7.确定含水层厚度当已知隔水底板高程时，可用潜水位高程减去隔水底板高程，即得该点含水层厚度。8.确定引水工程位置取水工程最好布置在汇水地区，或潜水集中排泄的地段。取水建筑物排列方向一般应垂直于地下水流向，水力坡度由大变小，水位浅，含水层透水性好且厚的地方。第三节潜水的补给、排泄和径流条件补给和排泄是含水层与外界发生联系的两个过程。补给和排泄的方式和强度，决定着含水层内部径流的强弱。补给、排泄和径流无限往复进行，就形成了地下水的循环。地下水的补给是指含水层从外界获得水量的过程。地下水的补给条件主要指补给来源、补给量以及影响补给的因素等。87 一、潜水的补给条件潜水的补给来源主要为降水及地表水，其次为凝结水、承压水以及人工补给。（一）降水补给降水以入渗方式，就地补给潜水，在潜水含水层分布面积上，几乎均能获得大气降水的入渗补给，因此潜水的补给是面的补给。1.大气降水的入渗过程降水的一部分转分地表径流，一部分被蒸发，一部分入渗地下，入渗地下部分先湿润包气带岩土层，剩余的才渗到潜水面，补给潜水。降水初期，当包气带含水量较小或干燥时，吸收降水的能力就相当强。重力、颗粒表面吸引力以及细小孔隙中的毛细力，都促使水分入渗，形成结合水、悬挂毛细水等。因此，降水初期，或降水量很小时，大部分或完全被包气带所吸收，很少或不可能补给潜水。当结合水、悬挂毛细水等达得极限（或接近其最大持水能力）时，包气带的吸水能力就显著降低，继续降水时，在重力和静水压力的传递作用下，降水入渗后很快达到潜水面，引起潜水位的迅速抬升，因此一般孔隙、裂隙岩层水位的回升总滞后于降雨，而岩溶岩层有时是通过岩溶通道灌入，补给就少有滞后现象。2.影响降水补给的因素这些因素包括降水量的多少、降水的性质和持续时间、包气带岩性和厚度、地形坡度及植被等因素。降水量的大小对潜水补给量大小起控制作用，一般随降水量增加，补给潜水的量也增加。87 当降水的强度（单位时间的降水量）超过包气带的入渗速率时，部分降水便转为地表径流，入渗地下部分相应减少。如果降水强度小，而每次降水时间不长，入渗的水量仅能湿润包气带岩层，达不到潜水面，雨后很快就可被蒸发掉，只有长时间绵绵细雨才有利于补给潜水。包气带岩层透水性越好，入渗速度越快，越有利于补给地下水。入渗速度服从达西定律，垂直渗透I=1，V=K。如砂砾石岩层渗透速度相当之大，降水大部分入渗地下补给潜水。包气带越厚，入渗路程越大，包气带滞留量也越大，补给滞后时间越长，达到潜水面的补给量相应减少。当降水强度达到一定程度时，地形坡度越大，降水转为地表径流而很快沿地表流走，补给地下水的部分也越少。只有降水强度适中，地形平坦才有利于降水补给。植被有利于降水补给，植被可阻滞地表面流，防止水土流失，植物形成的有机质，有利于保护土层结构免受降水淋蚀。植物的根系还可增加表土的透水性。我国西北的黄土高原，由于地形陡，且缺乏植被覆盖，常常容易造成水土流失，不利于降水对潜水的补给。上述各影响因素是相互制约，互为条件的，不能孤立地分析问题。例如，强烈岩溶化岩层分布的山区，虽然地形陡竣，地下水位埋藏达数百米，但由于岩层渗透性很好，即使是连续暴雨也能大量吸收，降水补给地下水的水量可达70～90%，说明大部分降水补给了地下水。（二）地表水的补给地表水包括江、河、湖、海及水库、池塘等水体。87 当它们与潜水间具有水力联系且其水面高出潜水面时，均可对潜水进行补给。山前冲、洪积扇的顶部地区，一般分布透水性良好的砂砾石层，潜水埋藏较深，分布在该地区河流中的水往往大量渗漏补给潜水，构成潜水的长年补给源。在大河中、上游地区，洪水季节河水往往高于附近的潜水位而构成潜水的补给源。但是这些地段河水与潜水的关系受地貌、岩性及水文动态影响而复杂化，必须具体情况具体分析。一些大河的下游地段，河床位于地形高处，河水便成为附近潜水经常性的补给源。例如，我国黄河下游地段，由于泥砂淤积以及历代修堤的结果，大堤以内的地面往往高出堤外的地面若干米，黄河水就成了附近潜水的长期补给源。干旱地区大气降水量稀少，它对地下水的补给微不足道。发源于山区，依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流，往往成为地下水主要的甚至唯一的补给来源。例如，河西走廊中段，降水只占地下水补给的4%，其余均为河水补给。河水对潜水补给量的大小取决于河水面与潜水面的高差，洪水延续的时间，河床渗漏段的长度与侵水周界（相当于一个过水断面）以及河床的透水性能等，补给量与上述诸因素成正比。其它地表水体对潜水的补给情况与河流的情况大体相同。地表水对潜水的补给量可因人为因素的影响而发生变化。河傍开采潜水，人为地增大河水位与潜水位的高差，从而增强河水对潜水的补给。为了确定河水渗漏补给潜水的水量，最直接的方法是对河水进行测流。即在河流可能发生渗漏的地段，测定其上、下游断面处的流量，二者的差值即为该地段内河水对潜水的补给量。当测流范围内存在支流时，应测定支流入口处的流量，计算时必须考虑到支流的流量。（三）凝结水的补给87 在干旱地区，水汽的凝结对地下水的补给有一定的意义。我国西北沙漠地区，日温差极大，夏季的白天，大气和土层都吸热增温，到夜晚，土层散热快而大气散热慢。地温急剧下降，在土层孔隙中的水汽达到饱和状态后，其中的水汽便凝结成水滴，绝对湿度随之降低。由于此时地面气温较高，大气的绝对湿度较土层中为大，土层孔隙中的水汽和地表大气中的水汽压力形成压差，大气中的水汽便向土层孔隙运动。如此不断补充，不断凝结，当形成足够的液滴状水时，便下渗补给潜水。一般情况下，凝结形成的水是相当有限。但是，高山、沙漠等昼夜温差大的地方，凝结作用对地下水的补给不能忽视。据报道，我国内蒙沙漠地带，在风成细沙中不同深度均有水汽凝结.（四）承压水补给潜水接受承压水补给，必须同时具备两个条件，缺一不可：第一，承压水的测压水位必须高于潜水水位。第二，承压水与潜水之间必须有水力联系通路。当潜水含水层位于下伏承压含水层的排泄处时，且承压水的测压水位又高于潜水位，则承压水不断补给潜水（如图6-10）。当潜水含水层的隔水底板分布不稳定时，在其缺失部位，相邻含水层便通过“天窗”补给潜水（如图6-11）。通常基岩中隔水层分布比较稳定，因此，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。穿越数个含水层的钻孔或止水不良的钻孔，都将人为地构成由承压水的高水位流入潜水低水位的通道，而补给潜水。87 含水层之间的另一种联系方式是越流。当潜水含水层底板由厚度不大的弱透水层组成，如果下伏承压水的水位高出潜水位足够高时，在这种水头差的作用下，承压水可透过其顶部的弱透水层补给潜水。通常把这种方式的补给称为越流补给。根据达西定律可知，相邻含水层之间水头差越大，弱透水层厚度（渗透路径）越小，而垂向渗透性越好，单位面积上的越流量便越大。尽管弱透水层的垂向渗透系数相当小，单位面积越流量不大，但是，由于越流是在隔水层分布的整个范围内发生的，过水断面非常大，因此，总的越流补给量往往很可观。尤其在人工大降深抽取潜水时，这种补给量是很大的。（五）人工补给修建水库与灌溉工程等人类活动，都会使地下水获得新的补给。近年来，为了补充地下水资源对浅层地下水，广泛采用地面、河渠、坑塘蓄水渗补。而对深层地下水，则用井、孔灌注等方式，专门进行地下水人工补给。但应严防将水质差的水注入地下。87 灌溉渠道及田间渗漏常使浅层地下水获得大量补给。大型地表水灌溉系统输水损失将近50%，除蒸发与湿润包气带外，相当一部分水量补给了地下水。灌水的田间渗漏与大气降水补给的特点相近，但其对地下水补给的多少，很大程度上决定于灌水方式与灌水定额（每次每亩灌水若干立方米）。喷灌亩次用水不到20立方米，灌溉水几乎全部保留于耕作层而不下渗补给地下水。在不平整的田面上进行淹灌，灌水定额最高可接近100立方米，下渗补给地下水有时可达20～30%。习惯上将渗漏补给地下水的部分灌溉水称为灌溉回归水。最后应当指出：补给过程中，地下水获得了矿化度与化学类型不同的补给水，水质因而发生了变化。干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化度水。在那些经常获得低矿化水补给的地段，如河流沿岸，季节性积水洼地，灌区两侧等，常可找到适于饮用的淡不透镜体。高矿化水与污染水有时也会入渗地下，则使含水层水质恶化。这多半是在人为影响下发生的。例如工业废水与生活污水的不合理排放，降水淋滤废料与吸收废气后补给地下等。过量抽汲滨海地区的或与咸水层不联系的含水层，也可引起海水或咸水补给淡水层而引起水质恶化。二、潜水的排泄条件潜水含水层失去水量的过程称为潜水排泄。在排泄过程中，潜水的水量、水质都随之发生相应的变化。研究潜水的排泄应包括排泄途径、排泄量及影响排泄的因素。自然条件下潜水通过泉、直接排入地表水（泄流）及蒸发等形式向外界排泄。此外，在一定条件下潜水还可通过联系通路或弱透水层向邻近的承压水排泄。此时，对后者来说，即是从前者获得补给。另外，用井、孔抽取地潜水，或用钻孔、渠道排除潜水，均属于地下水的人工排泄。87 蒸发排泄耗失水量时，盐分仍留在地下水中。其它各种类型的排泄，盐分随水同时排走，属于径流排泄。（一）泉泉是地下水在地表出露的天然露头。在地形面与含水层或含水通道相交处，地下水出露成泉。在地形切割的山区及丘陵的沟谷与坡脚，以及山前冲洪积扇中下部溢出带等处，常可见泉，而在平原地区则少有。它是潜水排泄的一种主要方式（有关泉的详细情况将在第12章中讲述）。（二）向地表水体的排泄当地表水体与潜水含水层之间无阻水屏障，且地表水面低于附近的潜水面时，潜水便向地表水体排泄。如河流上游，或中游地区的枯水期便是这样。潜水向地表水体排泄与潜水接受地表水的补给，二者情况相似，只是水流方向相反。因而，影响潜水排泄量的因素与前面有关地表水对潜水补给部分的讨论相同。当河流切割潜水含水层时，潜水沿河呈线状排泄。潜水排入河中的水量还可采用水文分割法通过对河水流量过程曲线进行分割来确定。有关方法将在以后《专水》中讲述。（三）蒸发河流下游平原，或干旱、半干旱地区，在潜水浅埋区，蒸发是它的主要排泄方式。潜水面的蒸发包括土面蒸发和叶面蒸发两种。潜水沿毛细孔隙上升，在潜水面之上形成一个毛细水带。当潜水埋藏不深，毛细水带上缘离地面较近，当大气相当湿度较低时，毛细弯液面处的水不断变成气态水逸入大气。潜水则源源不断通过毛细作用上升补给，使蒸发不断进行。蒸发的结果，使潜水大量消耗，水位下降，潜水浓缩，矿化度增大，有部分盐类滞留地表，使岩土积盐。87 影响潜水蒸发的主要因素是气候、潜水埋藏深度、包气带岩性及植被的覆盖情况（植物的种类、生长期和分布）。气候干燥，相对湿度越小，潜水蒸发越强烈。如我国西北地区的山间盆地，相对湿度经常小于50%，潜水矿化度可达100g/L以上；而相对湿润度达80%以上的川西平原，虽然潜水埋藏很浅，但矿化度还不到0.5g/L。潜水埋藏越浅，其蒸发越强烈。随着埋深的增加，潜水的蒸发逐渐减少，达到一定深度后便停止蒸发。在不同的气候条件下，潜水的蒸发埋深是不同的。河北石家庄市用人为控制水位埋深的土面蒸发皿观测得出，该地区潜水埋深大于5m时，潜水蒸发即趋近于零。而西北干旱区，潜水埋深10m余仍有蒸发。包气带岩性主要控制着毛细水的上升高度和速度而影响潜水蒸发。粗粒的砂最大毛细上升高度小，亚粘土、粘土中的毛细上升速度慢，都不利于潜水蒸发；亚砂土、粉土组成包气带时，由于最大毛细上升高度大，上升速度也较快，土面蒸发最为强烈。植物的生长过程中，经由根系吸收水分，并通过叶面蒸发逸失，叶面蒸发也叫蒸腾。通过盆栽试验（把植株根部插入有水的皿器内，皿口盖住，以防水面蒸发，并观察由于叶面蒸发相起的水位降低），可以确定作物的蒸腾量。根据国外有关学者的试验，每生成单位重量小麦籽粒，需要消耗1200～1300倍的水量。植物繁茂的土壤地区全年的蒸发量约为裸露土壤的两倍，个别情况下甚至超过露天水面蒸发量。叶面蒸发只消耗水分而不带走盐类。植物吸收水分时，也吸收一部分溶解盐类，但是，只有喜盐植物才能吸收较大量的盐分。成年树木的耗水能力相当大，一颗15年的柳树每年可消耗90m3以上的水。87 如某灌渠林带排水影响范围可达200m，潜水位的下降最多达1.6m。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。（四）向其它含水层的排泄当潜水与邻近承压含水层之间存在联系通路或潜水含水层与下伏承压水间的岩性为弱透水层，且潜水的水位高出承压水的水位时，或潜水含水层位于承压含水层的补给区时，潜水可向邻近承压含水层排泄。（五）人工排泄随着工农业生产的日益发展，取水或排水工程日益增加，这些人工排泄的潜水量，在一些地区占相当比例，局部地区人工排泄甚至可以成为当地潜水的主要排泄去向。三、潜水的径流条件自然界中潜水总是顺坡降由高处向低处流动，这种流动过程称为潜水的径流。径流是连接补给与排泄的中间环节。径流过程中，不断汇聚水量，溶滤介质，积累盐份，并将水量和盐份最终输送到排泄场所排出含水层，从而影响着含水层水量与水质的时空分布。研究潜水径流，包括径流方向，径流强度，径流量等。（一）径流方向地下水的排泄区总是分布于地形相对低下的地方，因此，从总体上说，潜水的径流受地形控制，由高处流向低处。实际上，地下水径流是相当复杂的，很少具有单一的径流方向。87 以我国化北平原为例，在总的地势控制下，由山前滨海地下水作纵向流动；同时，山前下降的潜水流在平原中某些部位上升；在局部地形的控制下，浅层潜水由地上河及地上河古河道下降，越流补给深层水，而在河间洼地则由深部向浅部作上升越流运动。（二）径流强度潜水的径流强度通常用单位时间内通过单位过水断面的水量——即渗透速度来表征。显然，径流强度的大小与补给量、潜水的水力坡度、含水层的透水性能等因素成正比。在含水层透水性越好，地形切割越强烈且相对高差越大，补给量越丰富的地段，地下径流越发育。如湿润山区的潜水，径流强烈，入渗补给的水在径流过程中溶滤岩土，最终水、盐共同在排泄区排出，使整个含水层的水不断趋于淡化。浅部，侵蚀基准面以上径流最为强烈，水的矿化度很低。相反，在干旱地区细土堆积平原的潜水，径流缓慢，由于蒸发排泄的结果，水份及盐份输送到排泄区后，水份蒸发耗失，盐份就地积聚，潜水盐化，土壤发生盐渍化。含水层透水性能的差异可能导致径流分配的差异。在水力坡度相同的情况下，透水性越好的地方，径流越通畅，径流强度越大，径流量也相对集中。因此，在大河的下游堆积平原中，在河流边岸附近及古河床分布地段，冲积物颗粒较粗，透水性较好，潜水径流条件也较好，是地下径流相对集中的地段，常常可以找到水量丰富，水质较好的地下水流。由上可知，潜水的径流强度，不仅关系着地下水的储藏量，而且，对水质也有深刻的影响。因此，径流强度的不同往往表现为水质的变化；反之，根据水质情况也可以分析径流强度。87'