环境影响评价师

第四节地下水环境现状调查与评价

地下水是水资源的重要组成部分，在保障我国城乡居民生活、支撑社会经济发展、维持生态平衡等方面具有十分重要的作用。

一、地质学的一些基本概念

地球自形成以来，经历了约46亿年的演化过程，进行过错综复杂的物理、化学变化。在距今200万—300万年前，才开始有了人类出现。人类为了生存和发展，一直在努力适应和改变周围的环境。利用坚硬岩石作为用具和工具，从矿石中提取的铜、铁等金属，对人类社会的历史产生了划时代的影响。随着社会生产力的发展，人类活动对地球的影响越来越大，地质环境对人类的制约作用也越来越明显。如何合理有效地利用地球资源、维护人类生存的环境，已成为当今世界所共

同关注的问题。

1.地质的概念

地质是指地球的物质组成、内部构造、外部特征，以及各层圈之间的相互作用和演变过程。

2矿物和岩石

在地球的化学成分中，铁的含量最高(35%)，其他元素依次为氧(30%)、硅(15%)、镁(13%)等。如果按地壳中所含元素计算，氧最多(46%)，其他依次为硅(28%)、铝(8%)、铁(6%)、镁(4%)等。这些元素多形成化合物，少量为单质，它们的天然存在形式即为矿物，

矿物具有确定的或在一定范围内变化的化学成分和物理特征。矿物在地壳中常以集合的形态存在，这种集合体可以由一种，也可以由多种矿物组成，这在地质学中被称为岩石。由此可见，地质学中所说的岩石不仅指我们日常所理解的“石头”，还包括地球表面的松散沉积物——土壤。岩石的特征用岩性来表示。所谓岩性，是指反映岩石特征的一些属性，包括颜色、成分、结构、构造、胶结物质、胶结类型、特殊矿物等。

3.地质构造

地球表层的岩层和岩体，在形成过程中及形成以后，都会受到各种地质作用力的影响，有的大体上保持了形成时的原始状态，有的则产生了形变。它们具有复杂的空间组台形态，即各种地质构造。断裂和褶皱是地质构造的两种最基本形式。

4.地层与地层层序律

地层是以成层的岩石为主体，在长期的地球演化过程中在地球表面低凹处形成的构造，是地质历史的重要纪录。狭义的地层专指已固结的成层的岩石，也包括尚未固结成岩的松散沉积物。依照沉积的先后，早形成的地层居下，晚形成的地层在上，这是地层层序关系的基本原理，称为地层层序律。

二、水文学的一些基本概念

1，水量平衡

所谓水量平衡，是指任意选择的区域(或水体)，在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。水量平衡概念是建立在现今的宇宙背景下。地球上的总水量接近于一个常数，自然界的水循环持续不断，并具有相对稳定性这一客观的现实基础之上的。

从本质上说，水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。一旦水量平衡失控，水循环中某一环节就要发生断裂，整个水循环亦将不复存在。反之，如果自然界根本不存在水循环现象，亦就无所谓平衡了。因而，两者密切不可分。水循环是地球上客观存在的自

然现象，水量平衡是水循环内在的规律。

2.蒸发

在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。空气中的水汽主要来自地表水、地下水、土壤和植物的蒸发。有了蒸发作用，水循环才得以不断进行。

水面蒸发的速度和数量取决于许多因素(气温、气压、湿度、风速等)，其中主要取决于气温和绝对湿度的对比关系。气温决定了空气的饱和水汽含量，而绝对湿度则是该温度下空气中实有的水汽含量，该两水汽含量之差称为饱和差。蒸发速度或强度与饱和差成正比，即饱和差愈大，蒸发速度也愈大。

风速是影响水面蒸发的另一重要因素。蒸发的水汽容易积聚在水面上而妨碍进一步蒸发，风将水面蒸发出来的水汽不断吹走，蒸发加快，因此，风速愈大，蒸发就愈强烈。

蒸发包括水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等。通常用水面蒸发量的大小表征一个地区蒸发的强度。气象部门常用蒸发皿(直径数十分米的圆皿)测定某一时期内蒸发水量，以蒸发的水柱高度毫米数表示蒸发量，如北京的多年平均年蒸发量为1102 mm。

必须注意，气象部门提供的蒸发量是指水面蒸发量，只能说明蒸发的相对强度，而不代表实际的蒸发水量。因为通常一个地区不全是水面，并且，用小直径的蒸发皿测得的蒸发量比实际的水面蒸发量要偏大许多。

3.降水

当空气中水汽含量达饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态形式降落到地面，这就是降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要条件。暖湿气团由于各种原因变冷就可以产生降水。其中最常见的是锋面降水。当暖湿气团与冷气团相遇时，在两者接触的锋面上，水汽大量凝结形成降水。气象部门用雨量计测定降水量，以某一地区某一时期的降水总量平铺于地面得到的水层高度毫米数表示。

降水是水循环的主要环节之一，一个地区降水量的大小，决定了该地区水资源的丰富程度，对地下水资源的形成具有重要影响。

以上介绍了主要气象要素的基本概念，这些气象要素的变化决定了大气的物理状态。在一定地区一定时间内，各种气象因素综合影响所决定的大气物理状态称为天气。而某一区域天气的平均状态(用气象要素多年平均值表征)，称为该地区的气候。无论是变化迅速的气象要素，还是变化缓慢的气候因素，对于自然界水文循环过程，以至地下水的时空分布都具有重要影响。

4.下渗

下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。它不仅影响土壤水和地下水的动态，直接决定壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的组成。

下渗强度指的是单位面积上单位时间内渗入土壤中水量，用下渗率，表示，常用毫米/分或毫米/小时计。在超渗产流地区，只有当降水强度超过下渗率时才能产生径流。可见，下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。

在天然条件下，下渗过程往往呈现不稳定和不连续性，形成这种情况的原因是多方面的，归纳起来主要有以下四个方面。

(1)土壤特性的影响。土壤特性对下渗的影响，主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。

(2)降水特性的影响。降水特性包括降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。其中降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降水强度i小于下渗率，的条件下，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约。在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其是在植被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减少下渗率。此外，降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇性下渗量。

(3)流域植被、地形条件的影响。通常有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。而地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小。

(4)人类活动的影响。人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的地增加下渗水量;反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划、有目的地控制下渗，控制地下水的活动。从这意义上说，人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的地控制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。

5.径流

径流是水文循环的重要环节和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。因此，径流可分为地表径流和地下径流，两者具有密切联系，并经常相互转化。据统计，全球大陆地区年平均有47 000 km3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人类可利用的淡水资源。

地表径流和地下径流均有按系统分布的特点。汇注于某一千流的全部河流的总体构成一个地表径流系统，称为水系。一个水系的全部集水区域，称为该水系的流域。流域范围内的降水均通过各级支流汇注于干流。相邻两个流域之间地形最高点的连线即为分水线，又称分水岭。这些概念同样可用于地下水，但地下水的系统不像地表水系那样明显和易于识别，具有自己的一些特点。

在水文学中常用流量、径流总量、径流深度、径流模数和径流系数等特征值说明r表径流。水文地质学中有时也采用相应的特征值来表征地下径流。

流量(Q)：系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。Q流量等于过水断面面积A(单位m2)与通过该断面的平均流速V(单位m/s)的乘积，即：

Q=V×A (3-26)

径流总量(W)：系指某一时段t(单位s)内，通过河流某一断面的总水量，单位为m3。可由下式求得：

W=Q×t (3-27)

径流模数(M)：系指单位流域面积F(km2)上平均产生的流量，以L/(s.km2)为单位，计算式为：

M=Q/F×103 (2-28)

径流深度(Y):系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：

Y=W/F×10-3 (2-29)

径流系数(a):为同一时段内流域面积上的径流深度Y(mm)与降水量X(mm)的比值Y/X，以小数或百分数表示。

6.水文循环

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水循环，水文循环的速度较快，途径较短，转换交替比较迅速。

水文循环是在太阳辐射和重力共同作用下，以蒸发、降水和径流等方式周而复始进行的。平均每年有577 000 km3的水通过蒸发进入大气，通过降水又返回海洋和陆地。

地表水、包气带水及饱水带中浅层水通过蒸发和植物蒸腾而变为水蒸气进入大气圈。水汽随风飘移，在适宜条件下形成降水。落到陆地的降水，部分汇集于江河湖沼形成地表水，部分渗入地下。渗入地下的水，部分滞留于包气带中(其中的土壤水为植物提供了生长所需的水分)，其余部分渗入饱水带岩石空隙之中，成为地下水。地表水与地下水有的重新蒸发返回大气圈，有的通过地表径流或地下径流返回海洋。水文循环的过程参见图3-17中的7-10及图3-18。

水文循环分为小循环与大循环。海洋与大陆之间的水分交换为大循环。海洋或大陆内部的水分交换称为小循环。通过调节小循环条件，加强小循环的频率和强度，可以改善局部性的干旱气候。目前人力仍无法改变大循环条件。

地壳浅表部水分如此往复不已地循环转化，乃是维持生命繁衍与人类社会发展的必要前提。一方面，水通过不断转化而水质得以净化：另一方面，水通过不断循环水量得以更新再生。水作为资源不断更新再生，可以保证在其再生速度水平上的永续利用。大气水总量虽然小，但是循环更新一次只要8天，每年平均更换约45次。河水的更新期是16天。海洋水全部更新一次需要2 500年(中国大百科全书·大气科学·海洋科学·水文科学，1987)。地下水根据其不同埋藏条件，更新的周期由几个月到若干万年不等。

三、地下水的基本知识

1.岩石中的空隙

地壳表层十余公里范围内，都或多或少存在着空隙，特别是深度一两千米以内，空隙分布较为普遍。这就为地下水的赋存提供了必要的空间条件。按维尔纳茨基的形象说法，“地壳表层就好像是饱含着水的海绵”。

岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。

将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。

(1)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。

岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例。孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。

孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。对于黏性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。

自然界中并不存在完全等粒的松散岩石。分选程度愈差，颗粒大小愈悬殊的松散岩石，孔隙度便愈小。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。当某种岩石由两种大小不等的颗粒组成，且粗大颗粒之间的孔隙，完全为细小颗粒所充填时，则此岩石的孔隙度等于由粗粒和细粒单独组成时的岩石的孔隙度的乘积。

自然界中的岩石的颗粒形状多是不规则的。组成岩石的颗粒形状愈不规则，棱角愈明显，通常排列就愈松散，孔隙度也愈大。

由于松散岩石中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。

松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。赋存于其中的地下水分布与流动都比较均匀。

(2)裂隙。固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。

按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩(岩浆岩)或固结干缩(沉积岩)而产生的。

岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊(由隐蔽的节理到大断层)，分布不均一。

风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(Kr)是裂隙体积(Vr)与包括裂隙在内的岩石体积(V)的比值，即Kr= Vr/V或Kr=(Vr/V)×100%。除了这种体积裂隙率，还可用面裂隙率或线裂隙率说明裂隙的多少。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，因为这些都对地下水的运动具有重要影响。

坚硬基岩的裂隙是宽窄不等、长度有限的线状缝隙，往往具有一定的方向性。只有当不同方向的裂隙相互穿切连通时，才在某一范围内构成彼此连通的裂隙网络。裂隙的连通性远较孔隙差。因此，赋存于裂隙基岩中的地下水相互联系较差。分布与流动往往是不均匀的。

(3)溶穴。可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶穴(隙)，溶穴的体积( Vk)与包括溶穴在内的岩石体积(V)的比值即为岩溶率(Kk)，即Kk= Vr/V或Kr=(Vr/V)×100%。

溶穴的规模悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十米乃至百余米，长达几千米至几十千米，而小的溶孔直径仅几毫米。岩溶发育带岩溶率可达百分之几十，而其附近岩石的岩溶率几乎为零。

可溶岩石的溶穴是一部分原有裂隙与原生孔缝溶蚀扩大而成的，空隙大小悬殊且分布极不均匀。因此，赋存于可溶岩石中的地下水分布与流动通常极不均匀。

自然界岩石中孔隙的发育状况远较上面所说的复杂。例如，松散岩石固然以孔隙为主，但某些黏土干缩后可产生裂隙，而这些裂隙的水文地质意义，甚至远远超过其原有的孔隙。固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。可溶岩石，由于溶蚀不均一，有的部分发育溶穴，而有的部分则为裂隙，有时还可保留原生的孔隙与裂缝。因此，在研究岩石空隙时，必须注意观察，收集实际资料，在事实的基础上分析空隙的形成原因及控制因素，查明其发育规律。

岩石中的空隙，必须以一定方式连接起来构成空隙网络，才能成为地下水有效的储容空间和运移通道。松散岩石、坚硬基岩和可溶岩石中的空隙网络具有不同的特点。

松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。赋存于其中的地下水分布与流动都比较均匀。

坚硬基岩的裂隙是宽窄不等、长度有限的线状缝隙，往往具有一定的方向性。只有当不同方向的裂隙相互穿切连通时，才在某一范围内构成彼此连通的裂隙网络。裂隙的连通性远较孔隙差。因此，赋存于裂隙基岩中的地下水相互联系较差。分布与流动往往是不均匀的。

赋存于不同岩层中的地下水，由于其含水介质特征不同，具有不同的分布与运 动特点。

因此，按岩层的空隙类型区分为三种类型地下水——孔隙水、裂隙水和岩溶水。

2.岩石中的水

地下水重点研究的对象是岩石空隙中的水。

(1)结合水。松散岩石的颗粒表面及坚硬岩石空隙壁面均带有电荷，水分子又是偶极体，由于静电吸引，固相表面具有吸附水分子的能力。根据库仑定律，电场强度与距离平方成反比。因此，离固相表面很近的水分子受到的静电引力很大;随着距离增大，吸引力减弱，而水分子受自身重力的影响就愈显著。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。此部分水束缚于固相表面，不能在自身重力影响下运动。

由于固相表面对水分子的吸引力自内向外逐渐减弱，结合水的物理性质也随之发生变化。因此，将最接近固相表面的结合水称为强结合水，其外层称为弱结合水。

强结合水(又称吸着水)不能流动，但可转化为气态水而移动。

弱结合水(又称薄膜水)处于强结合水的外层，受到固相表面的引力比强结合水弱。弱结合水的外层能被植物吸收利用。

结合水区别于普通液态水的最大特征是具有抗剪强度，即必须施一定的力方能使其发生变形。结合水的抗剪强度由内层向外层减弱。当施加的外力超过其抗剪强度时，外层结合水发生流动，施加的外力愈大，发生流动的水层厚度也加大。

(2)重力水。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，这部分水就是重力水。

重力水中靠近固体表面的那一部分，仍然受到固体引力的影响，水分子的排列较为整齐。

这部分水在流动时呈层流状态，而不作紊流运动。远离固体表面的重力水，不受固体引力的影响，只受重力控制。这部分水在流速较大时容易转为紊流运动。

岩土空隙中的重力水能够自由流动。井泉取用的地下水，都属重力水，是地下水研究的主要对象。

(3)毛细水。将一根玻璃毛细管插入水中，毛细管内的水面即会上升到一定高度，这便是发生在固、液、气三相界面上的毛细现象。

松散岩石中细小的孔隙通道构成毛细管，因此在地下水面以上的包气带中广泛存在毛细水。

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，形成一个毛细水带，此带中的毛细水下部有地下水面支持，因此称为支持毛细水。

3.地下水的概念

地下水是指以各种形式埋藏在地壳空隙中的水，包括包气带和饱水带中的水。地下水也是参与自然界水循环过程中处于地下隐伏径流阶段的循环水。

地下水既然储存和运动于岩石和土壤空隙中，那么地下水必然要受到地质条件的控制。地质条件包括岩石性质、空隙类型与连通性、地质地貌特征、地质历史等。

地下水环境是地质环境的组成部分，它是指地下水的物理性质、化学成分和贮存空间及其由于自然地质作用和人类工程——经济活动作用下所形成的状态总和。

4.包气带和饱水带

地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地表与潜水面之间的地带称为包气带;地下水面以下，土层或岩层的空隙全部被水充满的地带称为饱水带(图3-19)。在包气带中，空隙壁面吸附有结合水，细小空隙中含有毛细水，未被液态水占据的空隙包含空气及气态水，空隙中的水超过吸附力和毛细力所能支持的量时，空隙中的水便以过重力水的形式向下运动。上述以各种形式存在于包气带中的水统称为包气带水。包气带水来源于大气降水的入渗，地表水体的渗漏，由地下水面通过毛细上升输送的水，以及地下水蒸发形成的气态水。

5.含水层、隔水层与弱透水层

岩石中含有各种状态的地下水，由于各类岩石的水力性质不同，可将各类岩石层划分为含水层、隔水层和弱透水层。

含水层：指能够给出并透过相当数量重力水的岩层或土层。构成含水层的条件，一是岩石中要有空隙存在，并充满足够数量的重力水;二是这些重力水能够在岩石空隙中自由运动。

含水层一般分为承压含水层、潜水含水层。承压含水层是指充满于上下两个隔水层之间的地下水，其承受压力大于大气压力。潜水含水层是指地表以下，第一个稳定隔水层以上具有自由水面的地下水。在承压含水层强抽水形成的漏斗区域，或地形切割严重的区域，有时承压水水头下降至承压含水层的隔水顶板之下，这部分承压水就变成了无压水，通常将这样的含水层称为无压一承压含水层。

隔水层：指不能给出并透过水的岩层、土层，如黏土、致密的岩层等。

含水层和隔水层是相对概念，有些岩层也给出与透过一定数量的水，介于含水层与隔水层之间，于是有人提出了弱透水层(弱含水层)的概念。

弱透水层(弱含水层)：所谓弱透水层是指那些渗透性相当差的岩层，在一般的供排水中它们所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水层：但是，在发生越流时，由于驱动水流的水力梯度大且发生渗透的过水断面很大(等于弱透水层分布范围)，因此，相邻含水层通过弱透水层交换的水量相当大，这时把它称作隔水层就不合适了。松散沉积物中的黏性土，坚硬基岩中裂隙稀少而狭小的岩层(如砂质页岩、泥质粉砂岩等)都可以归入弱透水层之列。

严格地说，自然界中并不存在绝对不发生渗透的岩层，只不过某些岩层(如缺少裂隙的致密结晶岩)的渗透性特别低罢了。从这个角度说，岩层之是否透水(即、地下水在其中是否发生具有实际意义的运移)还取决于时间尺度。当我们所研究的某些水文地质过程涉及的时间尺度相当长时，任何岩层都可视为可渗透的。诺曼与威瑟斯庞( Neuman and Witherspoon，1969)曾经指出，有5个含水层被4个弱透水层所阻隔，当在含水层3中抽水时，短期内相邻的含水层2与4的水位均未变动(图3-20)。图中所示8的范围构成一个有水力联系的单元。但当抽水持续时，最终影响将波及图中b所示范围，这时5个含水层与4个弱透水层构成一个发生统一水力联、系的单元。这个例子虽然涉及的是弱透水层，但对典型的隔水层同样适用。

6.地下水形成条件

指参与现代水循环的地下水补给、径流、排泄条件而言，不涉及讨论地下水首次形成的地下水起源问题。地下水的形成必须具备两个条件，一是有水分来源，二是要有贮存水的空间。它们均直接或间接受气象、水文、地质、地貌和人类活动的影响。

(1)自然地理条件。气象、水文、地质、地貌等对地下水影响最为显著。大气降水是地下水的主要补给来源，降水的多寡直接影响到一个地区地下水的丰富程度。在湿润地区，降雨量大，地表水丰富，对地下水的补给量也大，一般地下水也比较丰富;在干旱地区，降雨量小，地表水贫乏，对地下水的补给有限，地下水量一般较小。另外，干旱地区蒸发强烈，浅层地下水浓缩，再加上补给少，循环差，多形、成高矿化度的地下水。

地表水与地下水同处于自然界的水循环中，并且互相转化，两者有着密切的联系。

除了降水对地下水的补给外，地表水对地下水也能起到补给作用，但主要集中在地表水分布区，如河流沿岸、湖泊的周边。所以有地表水的地区地下水既可得到降水补给，又可得到地表水补给，所以水量比较丰富，水质一般也好。

在不同的地形地貌条件下，形成的地下水存在很大差异。

地形平坦的平原和盆地区，松散沉积物厚，地面坡度小，降水形成的地表径流流速慢，易于渗入地下，补给地下水，特别是降水多的沿海地带和南方，平原和盆地中地下水分布广而丰富。

在沙漠地区尽管地面物质粗糙，水分易于下渗，但因为气候干旱，降水少，地下水很难得到补给，许多岩层是能透水而不含水的干岩层。

黄土高原，组成物质较细，且地面切割剧烈，不利于地下水的形成，又加上位于干旱半干旱气候区，地下水贫乏，是中国有名的贫水区。

山区地形陡峻，基岩出露，地下水主要存在于各种岩石的裂隙中，分布不均。由于降水受海拔高度的影响，具有垂直分布规律，在高大山脉分布地区，降水充足，地表水和地下水均很丰富，特别在干旱地区，这一现象表现更为明显。位于中国干旱区腹部的祁连山、昆仑山、天山等，山体高大，拦截了大气中的大量水汽，并有山岳冰川分布，成为干旱区中的“湿岛”，为周围地区提供大量的地表径流，使位于山前的部分平原具有充足的地表水和地下水资源。

(2)地质条件。影响地下水形成的地质条件，主要是岩石性质和地质构造。岩石性质决定了地下水的贮存空间，它是地下水形成的先决条件：地质构造则决定了具有贮水空间的岩石，能否将水储存住以及储存水量的多少等特性。

除了一些结晶致密的岩石外，绝大部分岩石都具有一定的空隙。坚硬岩石中地下水存在于各种内、外动力地质作用形成的裂隙之中，分布极不均匀：松散岩层中，地下水存在于松散岩土颗粒形成的孔隙之中，分布相对较为均匀。在一些构造发育、断层分布集中的地区，岩层破碎，各种裂隙密布，地下水以脉状、带状集中分布在大断层及其附近。在构造盆地，由于基底是盆地式构造，其上往往沉积了巨厚的第四纪松散沉积物，再加上良好的汇水条件，多形成良好的承压含水层，蕴藏着丰富的自流水。

(3)人类活动对地下水的影响。随着社会的发展，人类对水资源的需求越来越大。统计资料表明，水资源的需求量是与社会进步和生活水平的提高成正比。美国、英国等发达国家的人平均年用水量远高于发展中国家。近年来，人类活动对地下水的影响范围和强度都在不断加强，人类对地下水的开采量不断增加，导致地下水位下降，引起一些大中城市地面沉降;沿海地区海水入侵地下水含水层;内陆平原地下水位下降，地表植被衰退，土地荒漠化等。人类为调节径流，大力兴修水利，改变了地下水的补给、径流和排泄条件，破坏了天然状态下的地下水平衡，如措施不当，则会产生土壤次生盐渍化，破坏生态平衡，促使环境恶化。此外，人类生产和生活排放的污水和废料，进入地下含水层，造成地下水污染。

人类采取有计划的措施对地下水进行合理而科学的开发和保护，则对促进地下水的循环，改善地下水条件非常有益。如在一些引客水灌区，适当控制地表水灌溉量，增加地下水开采，可降低地下水位，防治土壤盐碱化。在一些因开采过量而导致地下水位大幅度下降，引起地面沉降的城市，采用人工回灌方法，可提高地下水水位，控制地面沉降。在一些地质条件合适的地方，可将地表水引入地下，将水贮存在地下含水层中，增加地下水水量，形成“地下水库”，在需要时抽取引用。

7.地下水的分类

地下水存在于岩石、土层的空隙之中。岩石、土层的空隙既是地下水的储存场所，又是地下水的渗透通道，空隙的多少、大小及其分布规律，决定着地下水分布与渗透的特点。地下水根据其物理力学性质可分为毛细水和重力水。根据含水介质(空隙)类型，可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类;根据埋藏条件f地下水的埋藏条件，是指含水岩层在地质剖面中所处的部位及受隔水层(弱透水层)限制的情况。]可分为包气带水、潜水和承压水(图3-21);将二者组合可分为9类地下水(表3-15)。

(1)毛细水与重力水

毛细水指在岩土细小的孔隙和裂隙中，受毛细作用控制的水，它是岩土中三相界面上毛细力作用的结果。

重力水指存在于岩石颗粒之间，结合水层之外，不受颗粒静电引力的影响，可在重力作用下运动的水。一般所指的地下水如井水、泉水、基坑水等都是重力水，它具有液态水的一般特征。污染物进入地下水后，可随地下水的运动而迁移，并在地下水中产生溶解与沉淀、吸附与解吸、降解与转化等物理化学过程。

(2)孔隙水、裂隙水及岩溶水

①孔隙水指赋存于松散沉积物颗粒构成的空隙网络之中的水。

典型的洪积扇形成于干旱半干旱地区的山前地带。暴雨形成流速极大的洪流，山区洪流沿河槽流出山口，进入平原或盆地，使不再受河槽的约束，加之地势突然转为平坦，集中的洪流转为辫状散流：水的流速顿减，搬运能力急剧降低，洪流所携带的物质以山口为中心堆积成扇形，称为洪积扇。

洪积物的地貌反映了它的沉积特征。被狭窄而陡急的河床束缚的集中水流，出山口后分散，流速向外依次变慢，水流携带的物质，随地势与流速的变化而依次堆积。扇的顶部，多为砾石、卵石、漂砾等，沉积物不显层理，或仅在其间所夹细粒层中显示层理。向外，过渡为砾及砂为主，开始出现黏性土夹层，层理明显，没入平原的部分，则为砂与黏性土的互层。流速的陡变决定了洪积物分选不良，即使在卵砾石为主的扇顶，也常出现砂和黏性土的夹层或团块，甚至出现黏性土与砾石的混杂沉积物，向下分选性变好(图3-22)。

洪积扇上部，粗大的颗粒直接出露地表，或仅覆盖薄土层，十分有利于吸收降水及山区汇流的地表水，是主要补给区。此带地势高，潜水埋藏深(水位埋深十余米乃至数十米)。

岩层透水性好，地形坡降大，地下径流强烈。蒸发微弱而溶滤强烈，故形成低矿化水(数十毫克/升到数百毫克，升)。此带属潜水深埋带或盐分溶滤带。地下水水位动态变化大。+向下，随着地形变缓、颗粒变细，透水性变差，地下径流受阻，潜水壅水而水位接近地表，形成泉与沼泽。径流途径加长，蒸发加强，水的矿化度增高。此带为溢出带，或称盐分过路带。

地下水水位动态变化小。现代洪积扇的前缘即止于此带，向下即没入平原之中。此带向下，由于地表水的排泄及蒸发，潜水埋深又略增大。岩性变细、地势变平，潜水埋深不大，干旱气候下，蒸发成为主要排泄方式，水的矿化度增大，土壤常发生盐渍化，称为潜水下沉带或潜水堆积带。

②裂隙水指贮存运移于裂隙基岩中的水。

坚硬基岩在应力作用下产生各种裂隙：成岩过程中形成成岩裂隙;经历构造变动产生构造裂隙，风化作用可形成风化裂隙。

贮存并运移于裂隙基岩中的裂隙水，往往具有一系列与孔隙水不同的特点。某些情况下，打在同一岩层中相距很近的钻孔，水量悬殊，甚至一孔有水而邻孔无水{有时在相距很近的井孔测得的地下水位差别很大，水质与动态也有明显不同;在裂隙岩层中开挖矿井，通常涌水量不大的岩层中局部可能大量涌水;在裂隙岩层中抽取地下水往往发生这种情况：某一方向上离抽水井很远的观测孔水位已明显下降，而在另一方向上离抽水井很近的观测孔水位却无变化。上述现象说明，与孔隙水相比，裂隙水表现出更强烈的不均匀性和各向异性。

松散岩层中，空隙分布连续均匀，构成具有统一水力联系、水量分布均匀的层状含水系统。但裂隙岩层只有在一些特殊的条件下才能形成水量分布比较均匀的层状含水系统。例如，夹于厚层塑性岩层中的薄层脆性岩层、规模比较大的风化裂隙岩层等。这些岩层中裂隙往往密集均匀，使整个含水层具有统一的水力联系，在其中布井几乎处处可取到水。

裂隙水按其介质中空隙的成因可分为成岩裂隙水、风化裂隙水、构造裂隙水。由于其各自所赋存介质的不同，其空间分布、规模及水流特性存在一定的差异。

成岩裂隙是岩石在成岩过程中受内部应力作用而产生的原生裂隙。沉积岩固结脱水、岩浆岩冷凝收缩等均可产生成岩裂隙。

沉积岩及深成岩浆岩的成岩裂隙通常多是闭合的，含水意义不大。陆地喷溢的玄武岩成岩裂隙最为发育。岩浆冷凝收缩时，由于内部张力作用产生垂直于冷凝面的六方柱状节理及层面节理。此类成岩裂隙大多张开且密集均匀，连通良好，常构成贮水丰富、导水通畅的层状裂隙含水系统。

暴露于地表的岩石，在温度变化和水、空气、生物等风化营力作用下形成风化裂隙。风化裂隙常在成岩裂隙与构造裂隙的基础上进一步发育，形成密集均匀、无明显方向性、连通良好的裂隙网络。风化营力决定者风化裂隙层呈壳状包裹于地面，一般厚度数米到数十米，未风化的母岩往往构成相对隔水底板，故风化裂隙水一般为潜水，被后期沉积物覆盖的古风化壳可赋存承压水。

风化裂隙的发育受岩性、气候及地形的控制。单一稳定的矿物组成的岩层(如石英岩)风化裂隙很难发育。泥质岩石虽易风化，但裂隙易被土状风化物充填而不导水。由多种矿物组成的粗粒结晶岩(花岗岩、片麻岩等)，不同矿物热胀冷缩不一，风化裂隙发育，风化裂隙水主要发育于此类岩石中。

构造裂隙是在地壳运动过程中岩石在构造应力作用下产生的，它是所有裂隙成因类型中最常见、分布范围最广、与各种水文地质工程地质问题关系最密切的类型，是裂隙水研究的主要对象。通常我们说裂隙水区别于孔隙水，具有强烈的非均匀性、各向异性、随机性等特点也主要是针对构造裂隙水而言的。

构造裂隙的张开宽度、延伸长度、密度以及导水性等在很大程度上受岩层性质

(如岩性、单层厚度、相邻岩层的组合情况)的影响。在塑性岩石如页岩、泥岩、凝灰岩、千枚岩等之中常形成闭合乃至隐蔽的裂隙。这类岩石的构造裂隙往往密度很大，但张开性差，延伸不远，缺少对地下水贮存特别是传导有意义的“有效裂隙”，多构成相对隔水层;只有在暴露于地表之后经过卸荷及风化才具有一定的贮水及导水能力。

构造裂隙的特点是具有明显而又比较稳定的方向性，这种方向性主要由构造应力场控制，不同岩层在同一构造应力场下形成的裂隙通常具有相同或相近的方向。

泄区的地段，岩溶水水位的变化可以高达数十米乃至数百米，变化迅速且缺乏滞后。

(3)包气带水、潜水与承压水

①包气带水指处于地表面以下潜水位以上的包气带岩土层中的水，包括土壤水、沼泽水、上层滞水以及基岩风化壳(黏土裂隙)中季节性存在的水。主要特征是受气候控制，水量季节性变化明显，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。

②潜水指地表以下，第一个稳定隔水层以上具有自由水面的地下水。潜水没有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。潜水的表面为自由水面，称作潜水面;从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。潜水含水层厚度与潜水面潜藏深度随潜水面的升降而发生相应的变化，如图3-23所示。

由于潜水含水层上面不存在完整的隔水或弱透水顶板，与包气带直接连通，因而在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给。潜水在重力作用下由水位高的地方向水位低的地方径流。潜水的排泄，除了流入其他含水层以外，泄入大气圈与地表水圈的方式有两类：一类是径流到地形低洼处，以泉、泄流等形式向地表或地表水体排泄，这便是径流排泄：另一类是通过土面蒸发或植物蒸腾的形式进入大气，这便是蒸发排泄。

潜水与大气圈及地表水圈联系密切，气象、水文因素的变动，对它影响显著。丰水季节或年份，潜水接受的补给量大于排泄量，潜水面上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小。干旱季节排泄量大于补给量，潜水面下降，含水层厚度变小，埋藏深度变大。潜水的动态有明显的季节变化特点。

潜水积极参与水循环，资源易于补充恢复，但受气候影响，且含水层厚度一般比较有限，其资源通常缺乏多年调节性。

潜水的水质主要取决于气候、地形及岩性条件。湿润气候及地形切割强烈的地区，有利于潜水的径流排泄，往往形成含盐量不高的淡水。干旱气候下由细颗粒组成的盆地平原，潜水以蒸发排泄为主，常形成含盐高的咸水，潜水容易受到污染，水质易受地面建设项目影响，对潜水水源应注意卫生防护。

一般情况下，潜水面是向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致而较缓和。潜水面下任一点的高程称为该点的潜水位。将潜水位相等的各点连线，即得潜水等水位线图(图3-24)。该图能反映潜水面形状。垂直等水位线由高到低为潜水流向。相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离即为潜水面坡度。利用同一地方的潜水等水位线图与地形图可以求取各处的潜水埋藏深度，并判断沼泽、泉的出露与潜水面的关系以及潜水与地表水体的相互补给关系等。潜水面的陡缓有时也能反映潜水含水层厚度与渗透性的变化。

综上所述，潜水的基本特点是与大气圈、地表水圈联系密切，积极参与水循环;决定这一特点的根本原因是其埋藏特征——位置浅且上面没有连续的隔水层。

③承压水是指充满于上下两个隔水层之间的地下水，其承受压力大于大气压力。承压含水层上部的隔水层(弱透水层)称作隔水顶板，下部的隔水层(弱透水层)称作隔水底板。隔水顶底板之间的距离为承压含水层厚度。

承压性是承压水的一个重要特征。图3-25表示一个基岩向斜盆地。含水层中心部分埋没于隔水层之下，是承压区：两端出露于地表，为非承压区。含水层从出露位置较高的补给区获得补给，向另一侧出露位置较低的排泄区排泄。由于来自出露区地下水的静水压力作用，承压区含水层不但充满水，而且含水层顶面的水承受大气压强以外的附加压强。当钻孔揭穿隔水顶板时，钻孔中的水位将上升到含水层顶部以上一定高度才静止下来。钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离称为承压高度，这就是作用于隔水顶板的以水柱高度表示的附加压强。井中静止水位的高程就是承压水在该点的测压水位。测压水位高于地表的范围是承压水的自溢区，在这里井孔能够自喷出水。

承压水在很大程度上和潜水一样，主要来源于现代大气降水与地表水的入渗。当顶底板隔水性能良好时，它主要通过含水层出露于地表的补给区(潜水分布区)获得补给，并通过范围有限的排泄区，以泉或其他径流方式向地表或地表水体泄出。当顶底板为弱透水层时，除了含水层出露的补给区，它还可以从上下部含水层获得越流补给，也可向上下部含水层进行越流排泄。无论哪一种情况下，承压水参与水循环都不如潜水积极。因此，气象、水文因素的变化对承压水的影响较小，承压水动态比较稳定。承压水的资源不容易补充、恢复，但由于其含水层厚度通常较大，故其资源往往具有多年调节性能。

承压水的水质取决于埋藏条件及其与外界联系的程度，可以是淡水，也可以是含盐量很高的卤水。与外界联系愈密切，参加水循环愈积极，承压水的水质就愈接近于入渗的大气降水与地表水，通常为含盐量低的淡水。与外界联系差，水循环缓慢，水的含盐量就高。

将某一承压含水层测压水位相等的各点连线，即得等水压线图(等测压水位线图)(图3-26)。根据等测压水位线可以确定承压水的流向和水力梯度。承压水的测压水面只是一个虚构的面，并不存在这样一个实际的水面，只有当钻孔穿透上覆隔水层达到含水层项面时孔中才见水;孔中水位上升到测压水位高度静止不动。因此，为了打井取水等目的，等测压水位线图通常要附以含水层顶板等高线图(图3-26)。

②地表水入渗补给。地表上的江河、湖泊、水库以及海洋，皆可成为地下水的补给水源。

河流对于地下水的补给，主要取决于河水位与地下水位的相对关系、河床的透水性能、河床的周界和高水位持续时间的长短。

③含水层的补给。含水层补给分为两种情况，一种是同一含水层通过侧向排泄补给下游含水层;另一种是两个含水层之间的补给。两个含水层之间的补给有两个条件：一是两个含水层具有水头差，二是含水层之间具有水力联系通道。两个含水层之间可通过天窗、导水断裂、弱透水层越流、不整合接触面等途径补给。

④地下水的人工补给。人工补给也是地下水的重要补给来源。人工补给可区分为以下几类情况，一类是人类修建水库、渠道，引水灌溉农田，从而补给地下水;另一类则是人类为了有效地保护和改善地下水资源、改善水质、控制地下漏斗以及地面沉降现象的出现，而采取的一种有计划、有目的的人工回灌。城市工矿企业排放工业废水以及城镇生活污水排放，因渗漏而补给地下水，经常使地下水遭到污染，是一种特殊的人工补给。

含水层(含水系统)从外界获得水量的区域称为地下水补给区。对于潜水含水层，补给区与含水层的分布区一致;对于承压含水层，裂隙水、岩溶水的基岩裸露区，山前冲洪积扇的单层砂卵砾石层的分布区都属于补给区。

(2)地下水的径流。地下水由补给区流向排泄区的过程称为径流，是连接补给与排泄两个作用的中间环节。径流的强弱影响着含水层的水量与水质。径流强度可用地下水的平均渗透速度衡量。含水层透水性好，地形高差大、切割强烈、大气降水补给量丰沛地区的地下径流强度大。同一含水层的不同部位径流强度也有差异。

①地下水径流方向与径流强度。地下水的径流方向与地表上河川径流总是沿着固定的河床汇流不同，呈现复杂多变的特点，具体形式则视沿程的地形，含水层的条件而定。当含水层分布面积广，大致水平时，地下径流可呈平面式的运动;在山前洪积扇中的地下水则呈现放射式的流动，具有分散多方向的特点;在带状分布的向斜、单斜含水层中的地下水，如遇断层或横沟切割，则可形成纵向或横向的径流。但这种复杂多变性，总离不开地下水从补给区向排泄区汇集，并沿着路径中阻力最小方向前进，即自势能高处向势能较低处运动，反映在平面上，地下水流方向，总是垂直于等水位线的方向。

地下水的径流强度与地下水的流动速度基本上与含水层的透水性，补给区与排泄区之间水力坡度成正比，对承压水来说，还与蓄水构造的开启与封闭程度有关。

地下径流强度不仅沿程上有差别，在垂直方向上也不同，一般规律是从地表向下随着深度增加，地下径流强度逐渐减弱，至侵蚀基准面，地下水基本处于停滞状态。

②地下水径流类型。地下水是通过补给、径流与排泄3个环节来实现交替循环的。根据水的交替循环途径的不同，可区分为垂向交替、侧向交替和混合交替。其中垂向交替以内陆盆地为最典型，自降水或地表水入渗得到补给，而后以蒸发方式垂直排泄，径流过程微弱;侧向交替类型的补给来源多样，地下水的交替基本上在水平方向上进行，径流比较发育：混合交替是介于上述两类之间的过渡类型，自然界中实际交替现象，大都属这一类。

畅流型：畅流型的地下水流线近于平行，水力坡度较大，侧向交替占绝对优势，

补给排泄条件良好，径流通畅，地下水交替积极，因而水的矿化度低，水质好。

汇流型：汇流型地下水的流线呈汇集状，水力坡度常由小变大。对于汇流型潜

水盆地，其水交替属混合型，边缘以侧向为主，中间部位垂向交替所占的比重增大。对于承压水则属侧向水交替。汇流型的地下水一般交替积极，常形成可资利用的地下水资源。

散流型：散流型的特点是流线呈放射状，水力坡度由大变小，呈现集中补给，分散排泄。水交替属混合型，以侧向为主，径流交替沿途由强变弱，形成水化学水平分带规律，通常干旱地区山前洪积扇中的潜水，是此类型的代表。

缓流型：缓流型地下水面近于水平，水力坡度小，水流缓慢，水交替微弱，属于以垂向交替为主的混合型，通常矿化度较高，水质欠佳。沉降平原中的孔隙水及排水不良的自流水盆地，是此类的代表。

滞流型：滞流型的水力坡度趋近于零，径流停滞。对于潜水表现为渗入补给和蒸发排泄，属垂向交替：对于承压水可以有垂直越流补给与排泄。某些平原地区局部洼地中封闭的潜水盆地和无排泄口的自流盆地，可作为此类代表。某些封闭良好的承压水，水分交替停止，多成为盐卤水、油田水。

在自然条件下，地下径流类型复杂多变，往往出现多种组合类型。

地下水径流区是指地下水从补给区到排泄区的中间区域。对于潜水含水层，径流区与补给区是一致的。

(3)地下水的排泄。地下水的排泄指地下水失去水量的过程。其排泄方式有点状排泄(泉)、线状排泄(向河流泄流)及面状排泄(蒸发)、向含水层排泄和人工排泄，在排泄过程中，地下水的水量、水质及水位均相应的发生变化。其中蒸发排泄仅消耗水分，盐分仍留在地下水中，所以蒸发排泄强烈地区的地下水，水的矿化度比较高。

①泉排泄。泉是地下水的天然露头，是含水层或含水通道出露地表发生地下水涌出的现象。通常山区及山前地带泉水出露较多，这是与这些地区流水切割作用比较强烈、蓄水构造类型多样及断层切割比较普遍等因素的影响有关。

②蒸发排泄。潜水蒸发是浅层地下水消耗的重要途径，潜水蒸发主要是通过包气带岩土水分蒸发和植物的蒸腾来完成的。其蒸发的强度、蒸发量的大小与气象条件、潜水埋藏深度及包气带的岩性有关。气候愈干燥，相对湿度愈小，岩土中水分蒸发便愈强烈，而且蒸发作用可深入岩土几米乃至几十米的深处。这种排泄不但消耗水量，而且往往造成水的浓缩，导致地下水矿化的增高，水化学类型改变及土壤盐碱化。

③泄流排泄。地下水通过地下途径直接排入河道或其他地表水体，称为泄流排泄。泄流只在地下水位高于地表水位的情况下发生，泄流量的大小，取决于含水层的透水性能、河床切穿含水层的面积，以及地下水位与地表水位之间的高差。地下水位与河水水位相差越大，含水层透水性越好，河床切割的含水层面积越大，则排泄量也越大。地表水与地下水之间的补排关系复杂，有转化交替现象，主要取决于区域气候、地质构造条件及水文网发育情况。

④向含水层排泄。同一含水层通过侧向排泄补给下游含水层：两个含水层之间可通过天窗、导水断裂、弱透水层越流、不整合接触面等途径排泄。

⑤人工排泄。指人工开采对地下水的排泄，包括各类水井、地下集水廊道取水、地下矿产开发过程中的矿坑排水等。

过量的人工排泄是引起地下水环境问题的主要因素。

9.水文地质单元

水文地质单元是指根据水文地质条件的差异性(包括地质结构、岩石性质、含水层和隔水层的产状，分布及其在地表的出露情况、地形地貌、气象和水文因素等)而划分的若干个区域，是一个具有一定边界和统一的补给、径流、排泄条件的地下水分布的区域。

有时，地表流域与水文地质单元是重合的，地表分水岭就是水文地质单元的边界。从这个意义上说，可以简单地把水文地质单元理解为“埋藏”在地下的流域。

10.地下水系统

地下水系统包括两个方面：地下水含水系统和地下水流动系统。

地下水含水系统是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系。显然，一个含水系统往往由若干含水层和相对隔水层(弱透水层)组成。然而，其中的相对隔水层并不影响含水系统中的地下水呈现统一水力联系。

地下水流动系统是指由源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体。

11.地下水的动态与均衡

在各种天然和人为因素影响下，地下水的水位、水量、流速、水温、水质等随时间变化的现象，称为地下水动态。研究地下水动态是为了预测地下水的变化规律，以便采取相应的水文地质措施，并有助于查明含水层的补给和排泄关系，含水层之间及其与地表水体的水力联系，以了解地下水的资源状况。地下水量均衡是指地下水的补给量与排泄量之间的相互关系，主要研究潜水的水量均衡。而地下水化学成

分的增加量与减少量之间的相互关系，则称为地下水的盐均衡。

均衡是地下水动态变化的内在原因，动态则是地下水均衡的外部表现。地下水动态反映了地下水要素随时间变化的状况，为了合理利用地下水或有效防范其危害，必须掌握地下水动态。地下水动态与均衡的分析，可以帮助我们查清地下水的补给与排泄，阐明其资源条件，确定含水层之间以及含水层与地表水体的关系。

地下水动态影响因素有：

(1)气象(气候)因素：气象(气候)因素对潜水动态影响最为普遍。降水的数量及其时间分布，影响潜水的补给，从而使潜水含水层水量增加，水位抬升，水质变淡。气温、湿度、风速等与其他条件结合，影响着潜水的蒸发排泄，使潜水水量变少，水位降低，水质变成。

(2)水文因素：地表水体补给地下水而引起地下水位抬升时，随着远离河流，水位变幅减小，发生变化的时间滞后。

(3)地质因素：当降水补给地下水时，包气带厚度与岩性控制着地下水位对降水的响应。河水引起潜水位变动时，含水层的透水性愈好，厚度愈大，含水层的给水度愈小，则波及范围愈远。对于承压含水层，从补给区向承压区传递降水补给影响时，含水层的渗透性愈好，厚度愈大，给水度愈小，则波及的范围愈大。承压含水层的水位变动还可以由于固体潮、地震等引起。

(4)人为因素：钻孔采水、矿坑或渠道排水通过改变地下水的排泄去路影响地下水的动态;修建水库、利用地表水灌溉等通过改变地下水的补给来源而使地下水动态发生变化。

12.地下水降落漏斗

在开采地下水时，会在围绕开采中心的一定区域，形成漏斗状的地下水水位(水头下降区)，称为地下水降落漏斗。地下水降落漏斗在潜水含水层中表现为漏斗状的地下水水面凹面，在承压含水层中表现为抽象的漏斗状水头下降区域，承压含水层中不存在水面凹面。地下水降落漏斗区的地下水等水位线往往呈不规则同心圆状或椭圆状。

地下水资源为可更新资源，可开采利用的水量主要是当年或一定水文周期内地下水的补给量。一个地区或一个流域在各种天然补给与消耗因素的综合影响下，地下水保持相对稳定状态。如平原地区浅层地下水直接受大气降水和地表水补给，其补给量与潜水蒸发和地下径流排泄之间，在相当时期内处于平衡状态。由于地下水过量开采，地下水收支平衡遭到破坏，地下水位持续下降，形成区域性地下水降落漏斗。我国华北地区由于多年干旱和地下水严重超采，已经形成了区域性地下水降落漏斗。世界许多大城市如莫斯科、伦敦、巴黎等的地下水位下降都在几十米以上。

13.地下水化学性质

地下水溶有各种不同的离子、分子、化合物以及气体，是一种成分复杂的水溶液。氯化物和碱金属、碱土金属的硫酸盐和碳酸盐属于最易溶解的化合物，6Ja+.K+、Ca2+、Mg2+、Cl、SO42-和HCO3-等成为地下水中的主要组分。 它们的不同组合决定了地下水的化学类型。此外，还有某些数量较少的次要组分， 它们在地壳中分布不广，或者分布量广但其溶解性能很低。如NO2-、NO3-、NH4+、Br-、I、F、Li、Sr等;还包括以胶体状态存在于水中的物质，如Fe、Al、SiO2和有机化合物以及气体物质。地下水中主要气体成分是N、O、c0、CH、H2S，有时还有放射性起源的气体(如Rn)及惰性气体(He、Ar等)。根据这些气体成分可判明地下水赋存的水文地球化学环境。地下水中含量甚微的稀有组分是各种金属元素-Pt、Co、Ni、Cu、In、Sn、Mo以及分散在地壳中的其他元素。

地下水中的有机物质种类很多，包括生物排泄和生物残骸分解产生的有机质，也有构成水生生物机体的有机质。有机质可能是随废水进入地下水的各种废弃物分解的产物，它们是各种细菌繁殖的良好媒介。

14.水文地质图

水文地质图是反映某地区的地下水分布、埋藏、形成、转化及其动态特征的地质图件，主要表示地下水类型、性质及其储量分布状况等，它是某地区水文地质调查、勘查研究成果的主要表示形式。水文地质图按其表示的内容和应用目的，可概括为综合性水文地质图、专门性水文地质图和水文地质要素图三类。

(1)综合性水文地质图

反映某一区域内总的水文地质规律的为综合性水文地质图。以区域内的地质、地形、气候和水文等因素的内在联系为基础，综合反映地下水的埋藏、分布、水质、水量、动态变化等特征，以及区域内地下水的补给、径流、排泄等条件。综合性水文地质图的比例尺常小于1：10万。

(2)专门性水文地质图

为某项具体目的而编制的为专门性水文地质图。如地下水开采条件图、供水水文地质图、土壤改良水文地质图等。这类图的内容以水文地质规律为基础，同时又考虑应用目的的经济技术条件。专门性水文地质图多采用大于1：10万的比例尺。

(3)水文地质要素图

表示某一方面水文地质要素的水文地质图。例如，水文地质柱状图、地下水等水位线圈，地下水水化学类型图、地下水污染程度图等。

①水文地质柱状图是指将水文钻孔揭示的地层按其时代顺序、接触关系及各层位的厚度大小编制的图件。编制水文地质柱状图所需的资料是在野外地质工作中取得的，并附有简要说明。图中标明有钻孔口径、深度、套管位置、地层时代、地层名称、地层代号、厚、岩性和接触关系等信息，它含有含水层位置、厚度、岩性、渗透性，隔水层的位置、岩性和厚度等水文地质信息。

②地下水等水位线图就是潜水水位或承压水水头标高相等的各点的连线图。在专业水文地质图中，等水位线图既含有地下水人工露头(钻孔、探井、水井)和天然露头(泉、沼泽)信息，还可能含有地层岩性、含水层富水性、地面标志物等信息。等水位线圈主要有以下用途：

◆确定地下水流向：在等水位线图上，垂直于等水位线的方向，即为地下水的流向。

◆计算地下水的水力坡度。

◆确定潜水与地表水之间的关系：如果潜水流向指向河流，则潜水补给河水;如果潜水流向背向河流，则潜水接受河水补给。

◆确定潜水的埋藏深度：某一点的地形等高线标高与潜水等水位线标高之差即为该点潜水的埋藏深度。

◆确定泉或沼泽的位置：在潜水等水位线与地形等高线高程相等处，潜水出露，即是泉或沼泽的位置。

◆推断给水层的岩性或厚度的变化：在地形坡度变化不大的情况下，若等水位线由密变疏，表明含水层透水性变好或含水层变厚;相反，则说明含水层透水性变差或厚度变小。

◆确定富水带位置：在含水层厚度大、渗透性好、地下水流汇集的地方即为地下水富集区。

15.常用的水文地质参数

(1)孔隙度与有效孔隙度

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。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例。

若以n表示岩石的孔隙度，V表示包括孔隙在内的岩石体积，Vn表示岩石中孔隙的体积，则：

孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。

孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。对于黏性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。岩石孔隙是地下水储存场所和运动通道。孔隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。

表3-16列出自然界中主要松散岩石孔隙度的参考数值。

由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结台水占据的空间)与岩石体积之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。

(2)给水度与贮水系数

若使潜水地下水面下降，则下降范围内饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水，将因重力作用而下移并部分地从原先赋存的空隙中释出。把地下水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面积岩石柱体，在重力作用下释出的水的体积，称为给水度，用μ表示。

对于均质的松散岩石，给水度的大小与岩性、初始地下水位埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关。表3-17给出了常见松散岩石的给水度。

对于承压含水层，可以比照潜水含水层给水度定义其贮水系数。

承压含水层的贮水系数(S)是指其测压水位下降(或上升)一个单位深度，单位水平面积含水层释出(或储存)的水的体积。

可以看出，在形式上，潜水含水层的给水度与承压含水层的贮水系数非常相似，但是在释出(或储存)水的机理方面是很不相同的。水位下降时潜水含水层所释出的水来自部分空隙的排水。而测压水位下降时承压含水层所释出的水来自含水层体积的膨胀及含水介质的压密(从而与承压含水层厚度有关)。显然，测压水位下降时承压含水层以此种形式释出的水，远较潜水含水层水位下降时释出的为小。承压含水层的贮水系数一般为0.005—0.000 05( Freez and Cherry，l979)，常较潜水含水层小1~3个数量级。由此不难理解，开采承压含水层往往会形成大面积测压水位大幅度下降。

(3)渗透系数

岩石的透水性是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，一般采用m/d或cm/s为单位。

渗透系数又称水力传导系数。在各向同性介质中，它定义为单位水力梯度下的单位流量，表示流体通过孔隙骨架的难易程度。在各向异性介质中，渗透系数以张量形式表示。渗透系数愈大，岩石透水性愈强。

渗透系数K是综合反映岩石渗透能力的一个指标。影响渗透系数大小的因素很多，主要取决于介质颗粒的形状、大小、不均匀系数和水的黏滞性等。不过，在实际工作中，由于不同地区地下水的黏性差别并不大，在研究地下水流动规律时，常常可以忽略地下水的黏性，即认为渗透系数只与含水层介质的性质有关，使得问题简单化。要建立计算渗透系数K的精确理论公式比较困难，通常可通过试验方法(包括实验室测定法和现场测定法)或经验估算法来确定K值。表3-18给出了松散岩石渗透系数的参考值。

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