水文地质全书重点

序言

学习目的和要求：

通过绪言的学习，使学生掌握水文地质学的概念、研究对象及研究内容；了解水文地质学在国民经济建设中的作用及水文地质学的发展概况。重点掌握地下水的主要作用（功能），使学生深刻理解学习本课程的意义。

明确水文地质学的研究对象和任务，了解水文地质学在国民经济建设中的作用，以及水文地质学的发展历史和学科分支。

水文地质学——是研究地下水的科学。水文地质学从其构词上属于地质学的范围，同时也包括了许多水文学的问题。它是研究地下水的形成和分布、物理的化学性质、运动规律、开发利用与保护的科学。

普通水文地质学是研究水文地质学的基本理论和基本概念的科学。

地下水：埋藏于地表以下的各种形式的重力水。地下水仅是地球上水的一部分，大气水、地表水及地下水本来是密切联系的。

历来人们习惯上这样的划分：研究大气水是气象学的重点；研究地表水是水文学有重点；研究土壤水是土壤学的重点；水文地质学则将研究地下水作为其研究对象。

一水文地质学研究的对象和任务

１水文地质学研究的对象

研究岩石圈、水圈、大气圈、生物圈，以及人类活动相互作用下，地下水水量和水质的时空变化规律。

２水文地质学的任务

从水文地质学定义可以看出，其任务是研究地下水的形成和分布、物理和化学性质、运动规律、开发利用和保护，同时还要研究有效防止并消除地下水危害的措施。目的是：运用这些规律兴利除害，为人类服务。

从任务可以看出包含两个方面有意思：一是理论性问题，即要认识自然；二是技术方法问题，即在认识自然的基础上，要改造自然。

二水文地质学在国民经济建设中的作用

水文地质学其所以能形成一门独立的科学，是因为它在国民经济建设中具有重要的作用。水是人类赖以生存的不可缺少的宝贵资源。地下水由于其水质良好，分布广泛，变化稳定及便于利用，因此是理想的供水水源。在我国北方（华北、西北）地下水是主要的生活，以及工农业生产的供水水源。

１地下水是宝贵的水资源

水资源包括地表水、地下水、大气水，地下水只是整个水资源的一个组成部分。之所以说它是宝贵的水资源，是因为与地表水比较，具有如下优点：

(1) 地下水资源在内陆分布广泛

地下水多呈面状分布，在没有河流的地方，没有地表水，但只要有补给来源，有储水条件，一般有地下水。即使八水绕长安，但其地表河流所占面积必竞还是很小，而在西安其地下水却是普遍分布。

(2) 不易受污染，水质较好

地下水埋藏于地下，上部水在下渗过程中，经过过滤及其它物理、化学作用，水质得到净化，因而地下水不象地表水那样易受污染，世界上大部分水资源主要是地下水。

(3) 供水时间长。水量相对稳定

因地下水是一种空隙介质流，在岩土空隙中径流缓慢，储存于地下阶段时间比较长，决定了其供水时间长，供水量相对稳定。用于城市供水或农灌。

正因为上述原因，地下水成为宝贵的水资源，特别是在干旱地区，地下水有时成为唯一水源。

２地下水是重要的液体矿产和矿水资源

地下水埋藏与运移于岩石空隙之中，必然和周围的岩石发生作用，岩石中的部分成分要进入地下水中，而各种元素在水中富集都与其所处的环境有关，在条件许可时，可成为有价值的矿床。如埋深较大的水中，有时稀有元素如等富集，成为有工业价值的矿床，我国四川早在2000年前，因远离海滨，舟车艰难，人民莫过于苦于淡食，秦昭王时，蜀守李冰造都江堰，开稻田，蜀地省时沃野千里，无水旱灾，穿广都，“盐井诸波池，”人民无淡食之忧，富绕无比，即早在2000年前，李冰就揭开了四川开发侏罗系和三迭系深层盐水的序幕。

另外，《本草纲目》将泉水分成硫磺泉，砂泉［含水金属物］、雄黄泉、砒石泉，说明了不同水质的医用价值。水文地质工作者将具有医疗保健作用的地下水称作矿水。

３地下水是良好的载热介质－能源

地球是一个巨大的热库，而水又具有较大的比热，大约是岩石的４－５倍，因而其热容量大，水是液体，易于开采，因而说水是良好的载热介质。

高温热水可用于发电，如新西兰怀来基地热发电站，从1958年建成使用，总装机容量约15.7万等到千瓦，每年输入全国电网的电力约11亿度。我国从70年代对西藏羊八井进行勘探，在80年代也建起我国征候第一个地热能电站，1993年11月初，在羊八井北部一个钻孔孔深2006米，取得了262.3度的高温。羊八井1993年发电量超过1亿度。

４有效的找矿标志和预报地震的手段

地下水赋存于岩石空隙之中，是一种空隙介质流，因而就要和介质发生物理化学作用，介质中的化学成分会在地下水中反映出来，如果测定水的化学成分，有时会追溯到矿床。

地震是地质营力集中到一定程度之后的一种突然的能量释放，在此过程中，地下水环境发生了变化或水位的突变，人们可以通过对地下水的监测来预报地震。

５地下水是矿坑和地下工程充水的重要因素—灾害因子之一

1935处5月，山东淄博煤矿矿坑突水，使井下500多名矿工淹死。地下采矿或进行各种地下工程：需要排除地下水，煤矿的突水事故；

６地下水有时是工程效益降低的主要原因—灾害因子之二

由于地下水的参与，导致滑坡、水库诱发地震、岩溶塌陷等工程地质问题。

(1) 由于地下水的溶蚀作用而引起的工程效益降低

(2) 地下水的润滑作用

岩土在干燥状态下力学强度较高。而遇水后，强度降低，使原来干燥状态下下的稳定状态遇水后受到威胁。如意大利的马利昴水库失事，就是如此。

(3) 地下水位上升后的浸没作用

７地下水是破坏土壤肥力的重要因素—灾害因子之三

在一些干旱区，有些地方地下水埋藏较浅，由于蒸发，使水分蒸发，而盐分留下，长此下去，使土地发生盐渍化，如西北一些地方、河南的兰考等，如地下水位再上升就会形成沼泽，甚至形成地表湖泊，如乾县一些地方。

８地下水是某些生物致病的因素—灾害因子之四

地方病：地下水中缺少某种人体必需的元素或过量富集某种元素而不宜饮用，缺碘地区：甲状腺肥大，饮用高氟水：骨质疏松症；在变质岩、岩浆岩分布区，常见大骨节骨质有病。

9地下水变化影响生态系统与地质环境系统的天然平衡

植被退化，土地沙化等；过量开发地下水，使地下水位大幅度下降，造成地面沉降；海水入侵：沿海地区海水入侵地下淡水；土壤盐渍化；地下水污染：生活污水的排放，不适当的使用化肥、农药以及工业排放的大量废水废料等污染地下水。

总之，地下水的功能主要包括：资源、生态环境因子、灾害因子、地质营力与信息载体。

三水文地质学的发展简况及趋势

在我国，水文地质学真正发展是50年代开始，60年代以地质学为基础，70年代引进了水文学，成为我国独立的体系。

从整个世界来看，水文地质学的发展是比较快的，但水文地质学从1856年奠基，到本世纪1935年才开始有一个飞跃发展。分三个时期：（1）1856年以前的萌芽时期；（2）1856年 - 本世纪中叶的奠基时期；（3）本世纪中叶——现在的发展时期。

具体地，

1856-1935 稳定流统治80年

1935-60年代非稳定流统治30年

60年代以后数值法

1发展趋势

50-60年代大范围小比例尺定性研究

现在小面积大比例尺定量研究

研究内容：渗流场化学场温度场（参考张仁权论文当代水文地质学发展趋势）

要扩大水文地质研究对象有人提出陆壳水圈，这样研究对象就要扩大，研究会逐渐深入。

现在水资源研究作为整体研究，统一规划、统一开发、统一管理，以便合理开发利用地下水资源，因而出现了地下水资源管理。

应用现代科学技术如电网络、水电比拟、电子计算机的应用等等

2水文地质学的分支

地质学与水文学交叉渗透→水文地质学。

基础性学科：水文地质学基础，地下水动力学，水文地球化学，水文地质调查方法等。

专门性学科：供水水文地质学，矿床水文地质学，同位素水文地质学，环境水文地质学，农田水文地质学，土壤改良水文地质学等。

第一章自然界的水循环

第一节自然界的水循环

学习目的和要求：了解地球上的总水量，中国水资源的概况。重点掌握自然界的水循环（水文循环）的概念，以及水均衡要素。了解我国水文循环的概况。

一地球上的总水量

据1977年联合国会议有关文件，全球总水量约1386×1015立方米，

其中：水源水量百分数

海洋 1338×1015 96.5%

冰川 24.064×1015 1.74%

地下水 13.4×1015 1.7%

河流 0.00212×1015 0.0002%

湖泊 0.1764×1015 0.013%

沼泽 0.01147×1015 0.0008%

大气水 0.0129×1015 0.006%

总淡水 35.029×1015 2.53%

地下淡水 10.53×1015 30.1%

冰川冰盖 24.064×1015 68.7%

永冻底冰 0.3×1015 0.86%

湖泊 0.091 ×1015 0.26%

上表说明全球总水量不少，但淡水不多，仅占2.53%，而在总淡水中，冰川、冰盖占淡水量达68.7%，这部分淡水好看不好用，其次就是地下淡水资源，占全球淡水资源的30.1%。

从上表也反映出水分布在各圈层中，大气、地表、地下，实际这些圈层中的水是不断运动，相互作用，相互转化，紧密联系，构成一个宏大的统一的水文体系。

二天然水循环

１天然水循环过程

图1 水文循环示意图

水循环是地球上或某一地区内在太阳辐射和重力作用下，水分通过蒸发、水汽输送、降水、入渗、径流等过程不断变化、迁移的现象。亦即地球上各个层圈系统内的水相互联系、相互转化的过程。包括水文循环和地质循环。

水文循环——是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的循环。

水文循环包括：（1）大循环：海洋与大陆之间的水分交换；（2）小循环：海洋或大陆内部的水分交换。

地质循环—地球浅层圈和深层圈之间的水的相互转化过程。研究较少。每年从地球深部溢出地表的初生水约2×108t。

2水循环原因

３循环环节

４水循环产生的作用

５水循环类型

６研究水循环的意义

通过调节小循环条件→可以改变局部的干旱气候。目前人力仍无法改变大循环的条件。

水循环：一方面通过不断的转化水质得以净化；另一方面，水通过不断循水量得以更新再生。

三人为因素影响下的水循环

在天然水循环时，生态系统在天然状态下是处于平衡状态的，人为改变水循环途径，生态系统［水文、地质地形、气候、气象等等］的平衡将被打破，对整个生态系统产生深刻的影响。

人类影响下的水循环对社会经济正反两方面影响的指标尚未认识。从一个水域中增加人为配水，水域水量发生变化，对天然水循环产生影响，另外人类用水尽管回归污水，经过处理，亦对水质有影响。人类活动影响的结果：(1) 流域水量发生变化，导致了地下水的变化；(2) 天然水质受到污染，小范围可能淡化；(3) 打破了原有的生态系统平衡。

第二节我国水循环概况

一循环途径(系统)

我国水循环主要有五个途径，即太平洋水循环系统，印度洋水循环系统，南海水循环系统，鄂霍茨克海水循环系统，内陆水循环系统。

１太平洋水循环系统

占全国总面积的56.71%，降水912毫米，蒸发517毫米。

我国海岸线为太平洋，太平洋上蒸发的水分，特别是太平洋里有一股暖流沿我国东部海岸线流过，暖流温度较高，蒸发旺盛，上部空气湿度大。太平洋上空明暖湿空气的存在，在东南季风和台风影响下，把水分带到大陆内，遇冷降水，所以降水从东南到内陆，时间逐渐推迟。降水量分布也不平衡，东南沿海降水量大，向内陆逐渐减少。所形成的降水通过河流再回归大海，完成了一个大的水文循环。

２印度洋水循环系统

影响面积占全国的6.52%，降水量平均800毫米，蒸发281毫米。

印度洋是我国西南的主要水分来源，印度洋冬季有一个湿舌，从孟加拉湾伸进我国西南，使该区冬季降水，在春季印度低压的发展，盛行西南风，湿舌扩散，把大量的水气输送到我国西南、中南、华东、以及河套以北地区。由于它是一支深厚而潮湿的气流，成为我国西南地区的河流如怒江，雅鲁藏布江返回印度洋，另一部分则参与太平洋水循环。

３南海水循环系统

在南海一带除受东南季风西南季风影响外，还受到热带辐合带影响，把水气带到华南地区，降水形成地表径流，在珠江三角洲完成水循环。

４东北鄂霍茨克海水循环系统

其影响范围很小，在春季到夏季之间，东北季风把鄂霍茨克海和日本海湿冷空气输送到我国东北，最后黑龙江注入鄂霍茨克海完成水循环。

５西北内陆水循环系统

影响内陆流域面积36.24%，降水197毫米，蒸发164毫米。

西北深居内陆之中，上述几个系统均对其影响很小，受大西洋影响，在盛行西风和气旋出现时，大西洋水汽可东移到我国新疆伊犁，最远可达到乌鲁木齐，使之降水。

此外，还有阿勒泰的额尔齐斯河参与北冰洋水循环。

二我国水循环的基本特征

我国幅员广大，南北跨度大，约50度，东西61度，内陆高差达9000米，气候变化大，降水差异大具体特征为：

1 降水在时间上分配不平衡。

2 降水在空间上分布不均匀。

3 上述几个系统相互干扰，水循环系统复杂。地表水、地下水均以大气降水为其补给来源，只有降水才是地下水补给的最主要来源。一个地区水资源的丰富程度主要取决于降水量的多寡。把地下水资源的形成作为自然界水文循环过程的一个环节加以研究，是水文地质学的一个基本出发点。

第三节全球水均衡

从大循环考虑，多年海平面并没有发生高度变化，可以说，全球水处于均衡状态，据质量守衡定律，可以建立平衡方程式。

Z

洋＝X

洋降

+Y

大陆径

(1)

Z

陆 = X

陆降

-Y

陆径

(2)

Z

洋+Z

陆

=X

洋

+X

陆

(3)

Z

洋

=505000km3

Z

陆

=72000km3

X

洋

=458000km3

X

陆

=119000km3

Z

洋-X

洋

=505000－458000＝47000km3 (4)

X

陆-Z

陆

=119000－72000=47000km3 (5)

由此可知，

1大陆、大洋水量处于平衡状态；

2大陆降水的一部分来自大洋；

3大陆大洋通过地表地下径流完成水量交换；

4自然界水资源是一个统一体。

第四节水均衡要素

一降水

1降水是大气中的水分以各种形态落到地面的总称，是由于空气中水汽含量达到饱和而使水汽凝结产生的。表示降水多少的指标是降水量。降水量是指降水在平面是的水层厚度，能够形成降水一般情况下是由于水汽含量达到饱和而形成，水在空气中含量的多少一般用湿度表示，湿度又有绝对湿度和相对湿度之分。

2绝对湿度某一时刻单位体积空气中所含水分的重量，也有用水银柱及毫巴表示的。

3饱和湿度指一定湿度下空气中水汽最大含量。

4相对湿度绝对湿度与饱和湿度的比值。

5饱和差饱和湿度减去绝对湿度

二蒸发

水由液态转化为气态的过程。

1蒸发量是指由于蒸发作用损失的水层厚度。气象部门一般用601蒸发皿测量蒸发量，是水面蒸发，实际蒸发时有水面蒸发，也有土面蒸发，而陆面蒸发受自身含水量变化很大，水文地质常用到的蒸发量资料来自气象部门，为了区别陆面蒸发，故一般将气象部门提供的水面蒸发量称为蒸发度。

2蒸发作用的结果使被蒸发水分淡化，能量增大，但残留水分盐分浓缩。

三地面径流

在重力作用下沿地表由高到低流动的水流。

1 流量单位时间通过河流某一过水断面所流出的水量

2 径流总量指某一时段内，通过河流某一断面水的体积。

3 径流模数单位流域面积上平均产生的流量。

4 径流深度某一时段内径流总量均匀分布在测流断面之上流域面积的平均水层厚度。

5 径流系数同一时段，同一流域面积上径流深度与降水量的比值。

上述几个量如何换算，可自己推导。

对于闭合流域，蒸发量等于降水量减去径流深。

第二章岩石中的空隙和水分

第一节岩石中的空隙

学习目的和要求：了解岩石中空隙的类型，掌握孔隙度、孔隙比、裂隙率、岩溶率的概念。了解结合水、重力水、毛细水的概念。掌握容水度、重量含水量、体积含水量、给水度、持水度的概念，相互间的关系及其影响因素。重点掌握给水度的有关概念。理解太沙基有效应力原理。

地下水是存在和运移于地面以下岩石空隙中的天然水。含有地下水的空隙介质－岩石是一个三相体，即固体、液体、气体。水和空气是在岩石的空隙中运动，可以说空隙是地下水赋存的场所、运动的空间，其与固体界面是水获得化学成分的交换面。空隙的大小多少，对地下水的容纳及运动的畅通程度起着十分重要的作用。因而研究岩石的空隙性就成为研究地下水的形成及其水的运动的基础。

空隙性岩石空隙大小、数量、性质、连通程度、分布规律等的统称。

空隙按其性质可分为松散岩石中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙、可溶岩石中的溶穴。

一孔隙

在松散堆积物中，或在胶结不好的沉积岩中，以及部分喷出岩中，组成岩石的颗粒或颗粒集合体之间所存在多孔状的空隙称为孔隙。

在水文地质学中，衡量孔隙发育程度的指标是孔隙度。

孔隙度（n）——指某一体积岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例；

孔隙比（ε）——指某一体积岩石内孔隙的体积（V

n ）与固体颗粒体积（V

s

）之比。两者之

间的关系为：ε=n/(1-n)。

上述两种表达方式说明孔隙度可用小数也可以用百分数来表示。

2 影响孔隙度的因素

影响孔隙度大小的主要因素有颗粒的排列情况及分选程度，另外，颗粒的形状、堆积时间的长短，胶结情况、以及颗粒大小也都影响空隙度的大小。

(1) 颗粒的排列

等粒球体呈四面体排列时，其孔隙度25.95%，等粒球体呈立方体排列时孔隙度47.64%。

从推导过程可以说明，等粒球体的孔隙度与颗粒大小无关，仅仅与排列有关，实际情况是颗粒越小，孔隙度越大。

另外上述两种排列是两种极端排列，是最松散堆积和最紧密堆积，实际堆积物中是两种排列均有，因此孔隙度一般介于25.95~47.64%之间。此外，完全等粒的情况在松散堆积物中很难找到，往往是颗粒大小不等的堆积在一起。这就是分选问题。

(2) 分选性

前面从理论推导过程中，如为等粒与粒径无关，如果不是等粒，而是颗粒有大有小，且大小悬殊，这时就会出现小的颗粒充填到大空隙中去，使原来的大空隙被小颗粒占据，空隙体积减小，孔隙度降低。如果有两种粒径相差悬殊的颗粒组成堆积物，细小的岩土颗粒完全

充满大颗粒之间的大孔隙，这时孔隙度等于两个孔隙度的乘积。

(3) 磨圆程度

磨圆度对孔隙度的影响比较复杂，既可由其棱角分明相互支撑，使其排列松散，也可以使一些棱角插入某些孔隙之中而使孔隙度减小。一般时代较老，将减小孔隙度，时代较新可能使孔隙度增大。再者磨圆度越差，一般搬运距离越短，分选性越差，孔隙度小，但矿坑冒顶除外。

(4) 充填胶结道理与分选性相同。

(5) 粘土颗粒的表面能

由于粘土颗粒表面常带有负电荷，具有表面能，颗粒电荷相同时相斥，而不能达到紧密堆积。表面能大小取决于颗粒粒径。

3 影响孔隙大小的因素

孔隙度的大小只能反映岩石容纳水能力的大小，并不能说明水流运动是否就能畅通。人们取水时，总希望水大一些，决定水流快慢的主要因素是孔隙大小，当然还有坡度。

(1)颗粒愈大，则孔隙大，水流阻力愈小。

(2)分选性越差孔隙越小，主要是大孔隙比小颗粒所占据。

(3) 排列越松散，孔隙大，越紧密，孔隙小。

(4) 不同部位，大小不同，如孔腹和孔喉。

另外，影响水流运动不仅与孔隙大小。多少有关，还有孔隙的形态等。

野外往往并不直接观察孔隙，而是从颗粒大小，分选程度，密度来间接反映孔隙。

二裂隙

指岩石中的裂缝。

主要是岩石中的裂缝，由于侵入岩由岩浆缓慢冷凝分异而成，基本没有孔隙，沉积岩中化学堆积物基本没有孔隙，而碎屑岩类孔隙被胶结物充填，故对基岩，一般保留孔隙少，对水的容纳和运动有意义的仅仅是其中的裂隙。裂隙按成因可分为：（1）成岩裂隙；（2）构造裂

隙；（3）风化裂隙。裂隙发育程度一般以裂隙率表示：裂隙率（K

r ）——裂隙体积（V

r

）与

包括裂隙在内的岩石体积（V）的比值。

裂隙率的测定与孔隙度不同，对孔隙度我们可以取有代表性的原状样在室内测定，但人们很难搬动原状岩石来测定它的裂隙率。如因为裂隙在岩石内部的宽度、长度、又看不见。因此，野外条件下常采用面裂隙率和线裂隙率。即在划定的一个面上量取整个面的面积，再量这个面上各组裂隙的宽度、长度，然后计算出裂隙的面积，然后两个面积之比就是面裂隙率；而线裂隙率则指垂直裂隙走向的方向上单位长度上每条裂隙宽度之和。野外研究裂时，要研究其成因、性质、方向、延伸长度、宽度、充填情况、面上和粗糙程度、相互切割情况及最为发育的方向。

三溶穴

起因于水的溶蚀作用，在可溶岩中形成的孔洞。溶穴的发育程度用岩溶率来表示：岩溶率(K

k

)

——指溶穴的体积(V

k

)与包括溶穴在内的岩石体积(V)的比值。

影响岩溶发育的因素很多，但主要是岩性和地下水的运动，这部分内容将在后面的岩溶水中讨论。

第二节岩石中水的存在形式

地壳岩石中存在着以下各种形式的水

岩石空隙中的水结合水强结合水弱结合水

液态水重力水毛细水

固态水

气态水

岩石骨架中的水沸石水结晶水结构水。

水文地质学重点研究的是岩石空隙中的水。

一结合水

土粒表面一般带有电荷，而组成水分子的两个氢原子并非以180度角对称分布于氧原子的两侧，其夹角103－106度，因此水分子是一个偶极体，即一端为正极，一端为负极。

由于与颗粒表面电荷的吸引，如引力大于水的重力，而被吸附于颗粒表面，这部分水称为结合水。简言之，结合水指与固相表面之间的实际静电引力大于自身重量的水称为结合水。

这里将受改为与指相互吸引，加上实际指在离开固相表面的条件下，静电引力有真空与非真空之分。

根据库仑定律，静电引力随距离的增大而减弱，因而，紧靠固相表面的结合水其引力很大，远离表面引力减弱，这样人们又把结合水分为强结合水和弱结合水。

强结合水又称吸着水，所受引力相当于一万个大气压，在这样大的压力下水分子，排列非常紧密，因而密度很大，由于密度很大，不能流动，具有固体的性质，即具有抗剪强度，水在压力增大130个大气压时，凝结温度降低１度，引力相当于10000个大气压，所以其凝固温度在－78度，强结合水的厚度一般认为相当于几个水分子的厚度，也有人认为可达几百个水分子厚度。水分子半径为1.38×10-8厘米。

弱结合水双称薄膜水，处于强结合水的外层，由于远离固相表面，引力很快降低，水分子排列不象强结合水那样紧密，密度变小，溶解盐类能力较低，弱结合水外层能被植物吸收利用。厚度几十、几百、几千个水分子的直径。

结合水与一般液态水的区别在于具有抗剪强度，与固态水的区别在于非结冰。结合水的厚度不同研究者结果不同，是与颗粒性质、大小有关，性质决定了电荷密度。而大小则反映

图 2- 1 结合水与重力水

左图：椭圆形小粒代表水分子，结合水部分的水分子带正电荷一端朝向颗粒；

右图：箭头代表水分子所受合力方向

了电量。结合水虽然一般不能参与普通水的运动，但对地下水的运动意义是很大的，应引起注意。

二重力水

距离固体更远的那部分水分子，重力对它的影响大于颗粒表面对它的吸引力，因而能在自身重力作用下运动，这部分水称之。

在国民经济生态环境中起主导作用的水实际是重力水，因而它是水文地质研究的重点，以后如无特殊说明，所说地下水就是重力水。

三毛细水

毛细水实际上是重力水，仅由于有毛细现象而存在。毛细水又可分为孔角

毛细水和悬挂毛细水，具体在第五章讲。

四气态水、固态水、及矿物中的水

1 气态水空隙中存在的水汽称之

在水未充满空隙时，空隙中存在气态水，气态水可以随空气流动而流动，即使空气不流动，它也能从水汽压力大的地方向小的地方运动。

2 固态水当水所处的环境温度低于某一值时。空隙中的液态水转为固态水，我国北方冬季形成的冻土，东北地区及青藏高原有一部分地下水多年保持固态，即所谓的多年冻土，对工程地质带来问题。

3 矿物中的水沸石水，水以分子形式存在于矿物结晶晶团之间，水分子数量与矿物其它成分之间无固定比值，其含量随空气的湿度而变化。高温下能析出，析出后不改变矿物的物理性质。如方沸石、蛋白石，。结晶水是以水分子形式存在于矿物结晶格架的固定位置上，在高温下能析出，析出后矿物的结晶形态发生变化，但化学性质不变。

结构水以氢或氢氧根离子按一定比例存在于矿物结晶格架的固定位置上，只有当矿物结构发生变化时，水才能分离出来。如白云母，明矾石。

第三节与水的储容和运移有关的岩石性质

一容水性

1容水性指岩石的空隙具有容地下水的能力的性质，衡量岩石容纳地下水能力力大小的定量指标是容水度。

容水度是岩石完全饱水时所能容纳的水的体积与岩石总体积的比值。

如果不是完全饱水，岩石中也能含有部分水量，即虽然岩石中有部分水，但它并没有达到饱水――空隙并未被完全充满，这时岩石中所含有的水量称为含水量。

2含水量表示某一时刻岩石空隙中实际水量与岩石总体积的比值。又可分为重量含水量和体

积含水量。重量含水量(W

g )——松散岩石孔隙中所含水的重量(G

w

)与干燥岩石重量(G

s

)的比值，

称为重量含水量。含水的体积(V

w

)与包括孔隙在内的岩石的体积(V)的比值，称为体积含水量。

当水的比重为1时，岩石的干容重可用来换算两者的含量。

孔隙完全充满水时含水量为容水度，数量上即为饱和含水量，饱和含水量与实际含水量之差值称饱和差，实际含水量与饱和含水量之比称为饱和度。容水度或含水量中的水，可以

是空隙中各种形式存在的水。

二给水性μ

饱水岩石在重力作用下所能释放出的水的体积与含水岩石总体积之比。地下水位下降一个单位深度，从地下水位延伸到地表面的单位水平岩石柱体，在重力作用下释出的水的体积称为给水度［野外］。

两个概念是有差别的，第一个概念给水度是一个定值，第二个概念给水度不是一个定值，这是因为：除受岩性影响以外，还受到地下水位埋深的影响，地下水位下降幅度的影响，地下水位下降速率的影响，以及地层岩性的结构的影响。岩性影响主要是孔隙的大小、多少、连通程度，而地下水位埋深则与毛细水的上升有关。下降速率一般水位下降速率越大，有一部分水本应排出来，但由于气堵，排不出来。故给水度小。地层结构含水层颗粒越粗，其上粒细。悬挂毛细水少给水主度大。常见的松散岩石的给水度见书中表22。

给水度是潜水含水层的主要参数之一。影响给水度的因素：（1）岩性；（2）初始地下水位埋藏深度；（3）地下水位下降速率；（4）释水时间，释水比较充分时→理论最大值。

三持水性Sr

含水量较大的岩石，在重力作用下释水，但依赖静电引力及毛细力仍然能保持一部分水于其中的性质。持水度含水量大于其结合水和毛细水之和的岩石，在重力作用下所能保持的水的体积与岩石总体积的比值。持水度又指地下水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量称为持水度。

影响持水度的因素有颗粒大小、毛细水、和影响给水度的因素。

μ、S r、n三者之间的关系：μ＋S r＝n

四透水性

指岩石允许水透过的能力。

表征岩石透水性的定量指标是渗透系数K。

影响岩石透水性的因素：

(1) 孔隙的大小

结合水在寻常条件下是不流动的，孔隙直径小于2倍的结合水厚度，则水流不能通过。

重力水不是不受静电引力的影响，而是静电引力小于其重力，故孔隙直径虽然大于2倍的结合水厚度，但如果孔隙的直径不是足够的大，则流速小。

如孔隙大，则平均流速大，透水性大且秀水性主要受流程上细小孔隙的控制。

(2) 分选性

决定水所能通过的直径变化的曲折性，越弯曲，水流渡过所受的阻力越大。

第四节有效应力原理与松散岩土压密

一、有效应力原理

作用于沙层骨架上的应力称为有效应力：Pz＝P－u。有效应力等于总应力减去孔隙水压力称为——太沙基有效应力原理。

二、地下水位变动引起的岩土压密

（1）水头下降（孔隙水压力降低）→岩土压密；

（2）水头上升（孔隙水压力恢复）→砂层基本上恢复原状。

砂砾类岩土基本上呈弹性变形，粘性土以塑性变形为主。

第三章地下水和赋存

学习目的和要求：了解包气带与饱水带的划分。掌握含水层、隔水层与弱透水层概念，以及地下水的分类。重点掌握潜水、承压水的概念、特点、以及等水位线图的作图及其提取的水文地质信息。理解潜水与承压水的相互转换和上层滞水的概念。

第一节包气带与饱水带

一概念

地下水面以上称为包气带，或非饱和带。

地下水面以下称为饱水带，或饱和带。

包气带是饱水带与大气圈联系的必经之路。饱水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈→参与水循环。

二饱水带与包气带界面划分的依据

三包气带的形态及研究意义

四饱水带特征

第二节含水层、隔水层、与弱透水层

一基本概念

含水层指能透过并给出相当数量水的饱水岩层。

隔水层指不能透过并给出相当数量水或者给出的水量微不足道的岩层。

弱透水层指渗透性能相当差的岩层，提供水量微不足道，但在发生越流时，由于驱动水流的水力坡度大且发生渗透的过水断面很大，因此，使其相邻含水层通过它交换水量很大，称之。

含水层与隔水层是相对的。含水层与隔水层的定义取决于运用它们的具体条件。

二含水层的构成条件

1岩石必须具备饱含重力水的空隙。

这是由要求能给出一定水量所限定的。

2具有有利于地下水聚集的储存的地质构造。

含水层的定义有一点为透水岩层，只有透水岩层才具有较多大的空隙，才具有饱含重力水的能力。有了这样的能力，能否含水，还需要一定的地质条件，如同不清理坝基下面的砂卵石层，水就会从其中流走，不利于水库蓄水一样，那么构成含水需要什么样的地质条件呢？

含水层之下要有隔水层存在隔水层可以是含水层之下与含水层为同岩性的地层组成，也可以是同一岩性。但到深部裂隙不发育所致

在有些情况下，不仅需要下面有隔水层，而且需要水流运动前方有阻挡。另外还有一个

平面规模问题，因地下水是赋存岩石的空隙中，空隙介质流，流动非常缓慢，规模小，可能没有水，规模大如大的黄土原，可能周围都深切，但黄土仍可含水。

3 要有充足的补给来源

具备了上述两个条件，只是说明岩层具有透水和储存水的能力，但能否成为含水层，还要看其补给来源是否充分。如果没有充足的补给来源，该岩层就成为无源之水，也就不会有丰富的水，有时它有补给来源，但水量并不充分，在漫长的地质年代里经过相当长的时间，它充满了水，但含水层并不是池塘，它要求能日复一日，年复一年持续供水，如果没有充分的补给来源，在开采时就会出现枯竭，所以说要构成含水层必须有足够的补给来源。

三含水层与隔水层的相对性

1 含水层在划分上的相对性

在饱水带，没有一点水都给不出的岩层，那么，一个井出多少水的含水岩层定为含水层，没有标准，看其是否满足要求及研究总量的目的。如云岗石的风化问题。

2 隔水层的相对性

没有绝对的隔水岩层，只能是透水性能相对较差；

四含水层、隔水层、弱透水层的转化

在一定条件下，含水层、隔水层、透水层是可以相互转化的。例如在一般条件下粘性土层仅包含结合水，不能给出水不能透水，起着隔水作用，但在较大水头差的作用下，由于部分结合水发生运动，粘土层便能透水，并给出一定数量的水，把它们作为隔水层就不合适了。当然，在这种条件消失后，又由透水层变为隔水层。

另外，由于降水分布时间上的不均匀性，及其他人为因素，饱水带的水面有升有降，有时一年之内可达好多米，从年最高水位到年最低水位之间这一带低水位没有水，是透水层，高水位是饱水又成为重力水。

五野外如何研究判断含水层

要仔细研究岩性单一岩性的的岩性组合的，单一岩性储水空间组合地质条件如软硬岩石的组合，硬岩石有裂隙，软岩石裂隙不发育，硬脆岩层构成含水层；

地质构造条件分析不同构造形迹、不同构造部位裂隙发育不一样；

地貌条件一个地区地貌条件是其地层岩性构造的综合反映，对补给区有重要意义。

第三节地下水分类

一按含水介质分类

孔隙裂隙岩溶

二按埋藏条件分类

包气带水潜水承压水

埋藏条件含水岩层在地质剖面中所处的部位及受隔水层限制的情况。

三按上述两者组合分类

分九类

第四节不同埋藏条件下的地下水

一上层滞水

1 概念上层滞水有两种解释

(1) 广义储存在包气带以各种形式出现的水，包括结合水毛细水重力水，过路性质的重力水，存在于局部隔水层之上的水

(2) 狭义存在于包气带中局部隔水层之上具有自由水面的重力水。

2 特点

(1) 一般水量小，动态不稳定，水量水位季节变化明显；

(2) 一个局部隔水层之上的上层滞水与周围水层之间没有水力联系，无统一的水位；

(3) 埋深浅、径流短、矿化度低，易污染；

对于广义上层滞水，有时一些过路性质水量较大，如南方一些地方，地下水位明显低于河水位，有时河流水集中沿一些通道补给地下水，从河底到含水层之间为过路性质的水，这部分水水量是相当大的。

二潜水

1 概念在饱水带中第一个具有自由水面的含水层中的地下水。

2 要素一个隔水底板、潜水面、潜水位、含水层厚度、潜水面到隔水底板的距离、水位埋深地面到潜水面的距离。

3 埋藏条件埋深浅挖掘埋深的主要因素是岩性地貌。

4 基本性质无压、具有自由表面，表面所压力与时间位置无关即任何时刻任何点上潜水面的压力都为当地大气压。

5 储水性质水是不可压缩的液体，水的释放是由含水层体积的增减来完成。

6 补给排泄大气水地表水可通过包气带直接入渗，补给区和分布区一致，可直接在本区排泄。

7 径流运动在重力作用下，由高水头的处向低水头处流动，主要受地形控制。

8 动态具有季节性，动态变化大。

9 水质大气水地表水是淡水，因此潜水一般是淡水，受污染影响大，易污染。

10 水资源季节调节，调节能力较小，易恢复。

11 表示方法潜水等水位线图水位埋深图

影响潜水面的主要因素是地形，影响因素结合潜水等水位线图的绘制讲述，这里不讲。

三承压水

1 概念

2要素

3 埋藏条件

4 基本性质

5 储水性质

6 补给排泄

7 径流运动

8 动态

9 水质

10 水资源

11 表示方法承压水等水压线图。

第五节潜水与承压水的相互转化

一上下关系随水头变化而变化；

二左右关系随水头变化而变化；

三基岩的局部承压与含水层的潜水化，如冒水井。

第六节潜水等水位线图的绘制

一潜水面的形状

1 不同条件下的潜水面形状

(1)有水文网切割

(2)抽水、注水

(3) 特定条件下的平面

2 影响潜水面形态变化的因素

(1) 地形

(2) 含水层岩性和厚度

(3) 气候和水文

二潜水面形状的表示方法

1 剖面图地形剖面加水文地质资料

2 平面图潜水等水位线图

等水位线潜水面上标高相等点的各点的连线

等水位线图潜水面的等高线图

是由标高不同的许多等水位线按一定间隔组合而成的平面图。

决定等水位距的条件：比例尺、控制点的数量、条件的复杂程度。

3 等水位线图的实际意义

从等水位线图可得：（1）潜水流向；（2）潜水面坡度；（3）潜水埋藏深度；（4）潜水与地表水体的补给关系；（5）渗透性。

4 绘制方法

如何绘制

注意问题

第四章地下水运动的基本规律

学习目的和要求：理解和掌握达西定律。会绘制流网图。了解饱水粘土中水的运动规律。了解毛细现象及有关理论，掌握土壤水势的概念及有关参数。

地下水是赋存和运移于岩石空隙之中，它的运动和地表水有着本质的区别。

地下水运动的基本特点

1 运动的通道非常复杂

地表水在径流的过程中，沿河道的任意过水断面，水占满整个断面的空间。而地下水在运动过程中，并不是充满整个地质断面，它只是在其中的空隙之中运动，即实际上允许水流通过的面积小于整个地质断面的面积。由于水在岩石的空隙中运动，而空隙的大小、多少、形状、连通性等等各不相同,，形成了一些弯弯曲曲的通道。我们不可能实际上也没有办法来研究水在某一个空隙中的运动，这时就提出了一个假想水流，用假想水流来代替运移于岩石空隙中的实际水流。这种假想水流就必须有如下性质：

（１）在任一断面上假想水流的流量和实际水流的流量相等；

（２）在任一断面上假想水流的水位和实际水流的水位相等；

（３）克服的阻力相等。

达到上述三点的假想水流称为渗透水流，简称渗流，将地下水的运动称为渗透，渗透空间称为渗流场。

２水流质点有规则的互不碰撞的运动称为层流；流速加大，水质点相互碰撞的运动称为紊流。地下水的流速很小，一般以层流为主。

３水位、水量、流速、流向等总是随时间而发生变化的。这种地下水的要素随时间而发生变化的称为非稳定流；水流要素不随时间而发生变化的称为稳定流。一般来说，地下水是

不稳定的，但从地质年代和我们研究的某一短暂时刻比较，又可以把它看成是稳定流，这样研究时少了一个时间因素，问题就简单多了。

４地下水运动的环境不同，（包气带、饱水带）、存在形式不同，都使其运动具有不同的规律。第一节饱水带重力水的运动规律

一、达西定律的表达式

１８５２――１８５６年法国水力学家达西进行了四年的实验，提出了达西定律。

流量等于过水断面的面积乘以水力坡度再乘以渗透系数。其中的水力坡度等于两点间的水位差除以两点间的距离。

二、公式各项的物理意义

1渗流速度在渗流中讲到，把复杂的地下水的运动断面简化成一个连续的过水断面而这个断面上的流量与实际流量相等，通过试验，出口的流量是实测的，是实际流量，这个实际流量并不象地表水那样占满整个过水断面，仅仅是从空隙中通过，并未穿过固体颗粒，而孔隙的面积小于实际地质断面面积，即渗透流速小于实际流速，说明渗透流速不是实际流速，而小于实际流速，但实际过水断面的面积也不能用地质断面面积乘以孔隙度来代替，这是因为结合水部分水不能运动，即实际允许水通过的面积小于能实际允许水流通过的面积为地质为地质断面面积乘以有效孔隙度。

在重力作用下，所能给出水的体积是来自有效空隙中的，但由于孔角毛细水的存在，给水度实际小于有效空隙度。由于实际水流绕行，因此，实际水流的质点运动速度较计算的实际流速更大。

2 水力坡度

沿渗透途径的水头损失与相应渗透途径长度的比值。说明有水力坡度是地下水运动的必要条件，是地下水运动的驱动力。

由公式水力坡度等于渗透流速除以渗透系数可知，如果渗透系数不变，则速度越大，水力坡度越大，即水位差越大即速度越大阻力越大，消耗的能量越大，如果水力坡度不变，而是不同岩性，则渗透系数越大，岩石的透水性能越好，水力坡度越小，即相同长度的渗透途径水头损失越小，所以水力坡度可以理解为单位长度上为克服磨擦阻力所消耗的机械能。

水力坡度大，在平面图上等水位线越密否则则反，在剖面图中，水位线越陡，否之则反。

3渗透系数

从渗透流速等于渗透系数乘以水力坡度可知。水力坡度是无因次的，而渗透流速的量纲是速度的量纲，故渗透系数也是一个速度量纲，当水力坡度等于１时，渗透系数在数值上等于渗透速度，虽然两者均具有速度的量纲，但它们是有区别的，应引起注意。

第二节流网

（补充）