作者：薛根良
出版社：中国地质大学出版社
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实用水文地质学基础试读：
前言
随着我国水文地质学科的发展，先后有不同版本的《水文地质学》问世，它们深受读者的欢迎，为我国水文地质事业的发展作出了重要的贡献。但是，科学技术的进步日新月异，为了尽可能跟上时代前进的步伐，笔者在前人工作成果的基础上编写了这本《实用水文地质学基础》，希望能对在校师生有所帮助，也可供在岗的水文地质工作者参考。
在写作的总体把握上，本书力求突出实用与基础这两点。在各章内容的安排方面，尽量突出重点。譬如，地下水的补给、径流与排泄是水文地质学的核心，但是，前人在这些方面论述不足，笔者以多年的研究心得，从宏观、立体的角度做了一点补充，强调地下水径流以走捷径和层流为主要特征。在地下水的分类方面，也提出了以人类对地下水利用的主要目的为标准，划分为普通淡水、地热水和地下卤水。笔者认为，沉积是地下卤水原生矿床的唯一成因，指出岩浆岩卤水原生和次生的两种可能。希望本书能起到抛砖引玉的作用。
本书介绍了基本概念，对一些问题也点到为止，目的是给教者有发挥的空间，给学者以思考和与教授互动的余地。所附实例——陕北天桥岩溶水系统墙头水源地边界条件研究，不是作为样板，而是为了能够较生动、鲜活、形象地说明主题。
大学阶段与中小学阶段不同，其分析、研究与动手能力更强，所以，书中章末附有思考题，这只是想提供一个思路，有些可作为今后的研究方向。希望大家在学习中勤于思考，多问几个为什么？而不是教师满堂灌，学生仅仅是被动地接受知识而已。
由于水平有限，或许选漏了别人的一些精华，谬误和不足也在所难免，欢迎指正，以便补充修改。编著者于临潼2014年3月13日
第一章 绪言
水文地质学是专门研究地下水的科学。它在地质学的基础上，主要从宏观立体的角度，研究地下水的形成、分布与运动规律以及它的物理性质和化学成分等，目的是寻找地下水、合理开发地下水、防止地下水的危害和应用地下水的地球化学特征来寻找有用矿产等。它可分为普通水文地质学（水文地质学基础）、地下水动力学、地下水普查与勘探学（专门水文地质学）、矿床水文地质学和区域水文地质学等。有些人把放射性水文地质学和矿水学也作为水文地质学的分支。近年来，水文地质学还在地热、地震、环境保护、地方病防治等方面得到了发展。
众所周知，水是生命之源，生物的起源离不开水，生物的进化，一直到人类的生活与生产都离不开水（人体含水达70％，一个人可以7天不吃饭，但是不能7天不喝水。植物缺水会枯萎。据统计，生产1t钢需25t水，造纸业用水就更多了，造1t纸需水450t）。正因为水与人类关系密切，所以，人类由逐水而居的被动、初级用水方式，逐步发展到主动研究、开发利用水资源的较高级阶段。“水文地质学”这一术语，虽然早在20世纪初，就在欧洲被正式提出来，但真正成为地质学科中一门比较完整、系统的独立学科，还是20世纪30~40年代的事。特别是二次世界大战结束以后，随着地质科学的迅速发展，西方许多国家以及前苏联对地下水的研究，开始在地质科学（如地层学、岩石学、构造地质学、地球物理学等）的基础上，与一系列基础自然科学（如数学、物理学、化学、生物学等）和水文科学相互结合，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20世纪80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。
中国是世界上开发利用地下水最早的国家之一。浙江余姚河姆渡古文化遗址水井，距今约5 700年，井为边长2m的方形精巧木结构，深1.35m。四川自贡市公元前250年，已凿井数十米乃至百米以上取卤水熬盐。陕西临潼华清池的温泉，已被授予中国御温泉之都。6 000年前姜寨先民最早受益。3 000前，周幽王修建“骊宫”，成为我国2 700多处温泉中开发最早、利用时间最长、最具文化内涵的温泉，堪称世界沐浴文化的发祥地和世界御汤遗址博物馆。
我国虽然对地下水认识和开发利用的历史悠久，但真正运用水文地质科学理论与方法对地下水进行调查研究，却始于20世纪30年代。1926年，老一辈的地质学家章鸿钊曾汇总我国有关温泉方面的资料写成《中国温泉辑要》一书，同年又发表论文“中国温泉之分布与地质构造之关系”，可称为我国最早有关温泉研究的文献。1929年谢家荣发表“钟山地质与南京井水供给的关系”，也是我国有关地下水研究的最早文献之一。朱庭祜、谢家荣等曾在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。
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20世纪50年代。资深院士陈梦熊（1992）曾把我国水文地质学的发展历史划分为4个时期：萌芽时期（20世纪前）；初始时期（1900—1950），开始应用地质学的基本理论研究地下水；奠基时期（1950—1975），主要在前苏联学术思想的影响下，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；成长时期（1975—2000），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想的影响，如系统论、系统工程、计算机技术等新理论和新技术的输入，使我国的传统水文地质学发展到了一个以研究水资源与环境问题为重点的现代水文地质学。
20世纪50年代——区域水文地质学的开创阶段。50年代地质部成立以后，各省的水文地质专业队伍和有关的研究机构以及地质院校等也先后建立，这为水文地质学的发展创造了必要的条件。当时长春地质学院前苏联专家克里门托夫教授，结合讲学编著了《水文地质学》《水文地质学概论》《普查与勘探水文地质学》《地下水动力学》《矿床水文地质学》等教材，成为我国最早的一批水文地质专业教科书。苏联的新理论，还通过许多著名学者的著述，不断传入中国。如朗格关于区域水文地质分区理论，卡明斯基关于地下水的渗流理论，普洛特尼科夫关于地下水的储量分类与评价，列别捷夫关于灌区地下水动态预测，以及奧弗琴尼柯夫关于矿水方面的专著等，对我国的水文地质科学的发展都产生了深远的影响。
20世纪60年代——农业水文地质学的开创阶段。
60年代，由于在华北开展大规模的抗旱打井运动，成为农业水文地质学的开创时期。针对农田供水与盐土改良两项任务，开展了大量的调查研究，编制了大量图件，为北方地区发展井灌、实行农田水利化作出了重要贡献。70~80年代又进一步开展了许多为发展农业服务的专题研究，如黄、淮、海平原旱、涝、盐等自然灾害综合治理的研究，河南商丘地区潜水资源与人工调蓄的研究，河套平原和银川平原关于水盐均衡与盐土治理的研究，以及河西走廊地下水合理开发利用的研究等，为农业水文地质学的发展奠定了基础。
20世纪70年代——环境水文地质学的开创阶段。
环境水文地质学是介于地质科学、水文科学与环境科学之间的一门综合性、跨学科的边缘学科。它运用地质学、水文地质学的理论和生态学的观点，来研究人类社会与水环境的关系：即专门研究在天然条件和人为活动的影响下，地下水质与量的变化，与人类的生活和生产发展的相互影响及相互制约的关系，并通过研究它们之间的内在联系与演变规律，达到改善环境、消除有害作用的目的。所以环境水文地质学是水文地质学与环境科学有机结合而形成的一门新科学，在地质科学领域内，它既是水文地质学的一个分支，又是环境地质学的一个分支。水文地质学中的基本理论，如有关地下水动力学、水文地球化学的基本理论，仍然是环境水文地质学中的基本理论；但环境水文地质学把水文地质学中有关分散的环境水文地质问题，系统地综合成为一个整体，并运用环境科学中的基本理论与研究方法，如有关环境质量评价、趋势预测、数值模拟、优化调控与监测技术等理论和方法，与水文地质学相互渗透，输入新的内容，形成独立的环境水文地质学，并成为水文地质学的一门分支学科。其中包括：（1）区域环境水文地质的调查研究。（2）污染环境水文地质的调查研究。（3）地下水资源开发负环境效应的调查研究。①超量开采与水量枯竭；②海水入侵研究；③地面沉降研究；④岩溶塌陷研究；⑤生态环境水文地质研究。（4）环境水文地球化学与医学环境水文地质的调查研究。
20世纪80年代——水资源水文地质学的开创阶段。
在地下水资源研究方面，从80年代以来，由于地下水系统理论、非稳定理论的输入，以数值解或解析解为代表的现代应用数学以及计算机系统的广泛应用，使地下水资源的研究发生了根本性的变化，把重点从传统研究方法转到模型研究方面，不仅在计算方法上发生了巨大变革，而且其研究范畴，也由单纯研究地下水系统与自然环境系统之间的相互关系，扩大到研究与社会经济系统的相互关系。地质矿产部地质环境管理司1989年出版的《中国典型水源地勘察实例汇编》和1991年出版的《中国2000年城市地下水资源及环境地质问题预测研究》，全面总结了各类地下水水源地勘察方法与资源评价的重要经验和城市环境水文地质研究的重要成果，是我国水源地勘察工作和城市水资源与环境水文地质研究的初步总结。
自70年代以来，由于应用数学和地下水动力学的相互渗透，以及电算技术的推广应用，大大丰富和突破了传统水文地质学的内容，使水文地质学从定性研究发展到定量研究的新阶段。地下水资源计算的基本理论，从稳定流发展到非稳定流，从二维流发展到三维流，从一般均衡法、比拟法到解析解、数值解。举凡有限单元或有限差分法、相关分析法以及解析解法等，在地下水资源评价中得到普遍应用，因而不论在理论上和具体计算技术上，都较以前提高到了一个新的水平。
20世纪90年代——信息水文地质学的开创阶段。
为保证提供建立模型所需要的大量水文地质信息，必须建立相应的信息-检索系统和数据库。近年来，通过对数据管理系统的研究，河南环境水文地质总站已先后开发了“河南省地下水资源数据管理系统”和“地下水均衡试验观测数据处理系统”，并都已正常运行。山西环境水文地质总站也建立了山西地下水动态数据库（GWD）管理系统，不仅可对动态资料进行输入、修改、查询、统计、打印报表、绘制图形，而且具有多种数量处理功能。许多城市如秦皇岛、石家庄、新乡等，也都分别建立了数据库与数据管理系统。信息系统的研究已成为水资源研究不可缺少的重要内容之一，主要包括数据管理系统、动态监测系统、遥感信息系统、专家决策系统的开发以及三维地理信息系统在模型研究中的应用等，已逐渐向信息水文地质学的方向发展。
国土资源部全国地质环境监测总站，于1997年建立了全国水文地质信息数据库系统。各省、市、自治区分别建立省级数据库中心，监测数据与图形数据已在网上运行。数据库系统主要包括地下水动态监测数据库、水文地质钻孔数据库、地下水资源监测数据库、地下水环境监测数据库、地沉地裂监测数据库，以及海水入侵监测数据库等，为实现全国地下水资源的宏观管理提供了基本条件。
第二章 地球上的水及其循环
第一节 地球上有多少水
地球上的水以气态、液态和固态3种形态存在于大气圈、水圈和93岩石圈之中。总水量约为1.4×10km，占地球体积的1％。若将这些水均匀铺在地球表面，水深约为2 718m。海洋面积占地球总面积的70％，所以地球又叫水球。水在自然界的分布见表2-1。表2-1 水在自然界的分布
第二节 水的循环
大气圈、水圈、岩石圈和生物圈中的水，通过水循环实现彼此之间的转化。水从海面蒸发，凝结降水至陆地，以地表或地下径流的形式返回海洋，即完成一次循环，称大循环。
当海面上水蒸发后又凝结降落在海面，或陆地上的水蒸发再降到陆地，这样的循环叫小循环（图2-1）。
地球上某一区域在一定时间内，输入的水量与输出的水量差，等于该区域内蓄水量的变量，这一关系称为水量均衡。地球上的水量均衡情况，参见表2-2。63
平均每年约有5.8×10km的水在循环。大气水循环更新一次只要8d，河水的更新周期是16d，海洋水全部更新一次需要2 500a。地下水因其水文地质条件的差异，更新周期短则几个月，长可达几万年。图2-1 自然界中水的循环1．大循环各环节；2．小循环各环节；3．地面线；4．地表径流线；5．地下水位；6．云层；7．泉；8．水面蒸发；9．蒸腾；10．陆面蒸发；11．降水表2-2 自然界中水的年均衡注：表中数据均为概略值。
第三节 我国水资源概况
据水利部中国水资源公报，以2008年为例，全国平均降水123654.8mm（多年平均642.5mm），折合6.2×10m，比常年多1.9％。由东南向西北递减，台湾年降水量达2 535mm，而柴达木盆地小于50mm，盆地中心甚至小于25mm。
松花江、辽河、海河、黄河、淮河、西北诸河6个水资源一级区，平均降水322.6mm，比常年偏少1.7％。长江（含太湖）、东南诸河、珠江、西南诸河4个水资源一级区，平均降水1 244.3mm，比常年偏多3.7％。123
地表水资源量2.637 7×10m，折合径流深278.6mm，比常年偏103113少1.2％，境外流入2.33×10m，流出境外6.057×10m，全国入海123流量1.610 1×10m。113
地下水矿化度小于2g/L的资源量8.122×10m。123
2008年全国水资源总量为2.743 4×10m，比常年偏少1％，地113下水与地表水不重复量为1.057×10m，占地下水资源量的13％，即87％与地表水资源重复。
全国水资源总量占降水总量的44.2％，平均每平方千米产水2.9×6310m。但是，分布不均，长江流域及以南地区，国土面积占全国的36.5％，而水资源占全国的81％。
中国水资源总量不算多，排世界第6位，而人均占有量更少，仅32 240m，在世界银行统计的153个国家中，排在第88位。
到20世纪末，全国600多座城市已有400多个供水不足，较严重83缺水的有110个，全国城市缺水总量60×10m。
地质矿产部数据与水利部略有差异，见表2-3和表2-4。表2-3 中国水资源略表表2-4 地下水资源分布简表思考题
如何开发利用更多的水资源？
第三章 岩石中的水
第一节 岩石中的空隙
一、孔隙
孔隙指松散岩石与胶结较差的砂岩中的空隙。
岩石中孔隙体积的大小是其容纳地下水能力的重要表现（还有连通性），孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指孔隙体积占岩石总体积（包括孔隙）的比例。若以n表示岩石的孔隙度，V表示岩石的体积，V表示岩石中孔隙的体积，那么：s
n=V/Vs
孔隙比ε，是岩石孔隙体积与颗粒体积之比。
孔隙比与孔隙度的关系：ε=n/（1-n）
孔隙度的大小主要取决于颗粒的形状、分选与排列形式。分选程度差，颗粒大小悬殊，则孔隙度就较小。颗粒的形状不规则，一般排列较松散，其孔隙度也较大，但是，在自然界这类颗粒的分选往往较差，而分选差又是使孔隙度变小的重要因素。这些内容的综合考量，都是在工作中应该特别注意的。
常见松散岩石的孔隙度见表3-1。表3-1 松散岩类孔隙度参考值
二、裂隙
裂隙指固结岩石的风化、构造、成岩破裂缝隙。
裂隙的发育程度用裂隙率表示，裂隙率（K）是裂隙的体积r（V）与包括裂隙的岩石的总体积（V）的比值。r
K=V/Vrr
根据需要，也可用面裂隙率或线裂隙率表示。面裂隙率，裂隙所2占面积与测量岩层面积之比。测定面积一般取1~2m。线裂隙率，通过裂隙宽度之和与测线长度之比。
三、溶隙
溶隙指可溶岩受构造、地下水溶蚀的影响产生的空隙。
如在灰岩、白云岩，以及岩盐、石膏等可溶岩中，发育的大小不同、形状各异的溶蚀洞穴。溶隙发育强度，一般在钻孔中用线岩溶率表示，即钻探所遇溶隙长度之和与钻孔穿过可溶岩长度之比。在水文地质调查中，有时还用面积岩溶率，即地面漏斗、落水洞、溶洞面积之和与地面面积之比，或体积岩溶率，即山体内洞穴的体积与山体的体积之比。
第二节 岩石中水的存在形式
一、岩石空隙中的水
1. 吸着水
吸着水又称强结合水。一般认为只有几个水分子的厚度，水分子3排列紧密，平均密度约2g/cm。不受重力影响，不传递静水压力，不溶解盐类，在-78℃以内不冻结，110℃时变为气体。
2. 薄膜水
薄膜水又叫弱结合水，位于吸着水的外层，不受重力影响，不传递静水压力，可从薄膜厚处向薄处运动。
上述结合水受分子、静电引力吸引，围绕在固体表面，是不能在重力作用下自由运动的水。
3. 毛细水
毛细水指因毛细管引力的作用，保持在土或岩石毛细管空隙中的水，分布在潜水面以上。它可分为毛细管上升水和毛细管悬着水两种。从地下水面沿毛细管上升而保持在毛细管空隙中的水，叫毛细管上升水；降水或灌溉后，保持在上部地层毛细管中，不与地下水面连接的水，叫做毛细管悬着水。毛细管水易被植物利用，但是，由于毛细管水的上升，有时会引起土壤盐碱化以及道路冻胀或翻浆等问题。松散岩石的最大毛细管水上升高度见表3-2。表3-2 松散岩类最大毛细管水上升高度参考值
4. 重力水
在岩土的空隙中，受重力作用能自由运动的水。它与生产和生活关系密切，是水文地质学研究的主要对象。
5. 气态水
气态水，以水蒸气的形式在岩石空隙中运移的水。它对土壤水和地下水有一定的调节作用。
6. 固态水
以冰的形式储存于地下的水。
二、岩石“骨架”中的水
1. 结构水-++
结构水又称化合水。以OH、H、HO离子形式按一定比例结合3于矿物结晶格架中的固定位置上。只有当矿物的结构被破坏时，水才能分离出来。如高岭石Al［SiO］（OH）。44108
2. 结晶水
以中性HO分子形式存在于矿物的结晶格架的固定位置上。在高2温下（100~400℃）能析出，此时矿物的结晶形态发生变化，但化学性质不变。如石膏（CaSO·2HO）、胆矾（CuSO·5HO）等。4242
3. 沸石水
以水分子形式存在于矿物晶团之间。水分子数量与矿物其他成分之间无固定比值。其含量随空气的温度和水蒸气的压力而变化。高温下能析出，不改变矿物的物理性质。如蛋白石（SiO·nHO）（表223-3）。表3-3 不同类型水的存在形式
第三节 岩石的水文地质性质
一、容水度
土或岩石能容纳一定水量的性能，称为“容水性”。容水性的数量指标叫做“容水度”，以岩土所能容纳的水体积与岩土总体积之比表示。通常其数值相当于岩土的孔隙度或裂隙率。
二、持水度
含水岩土在重力作用下仍能保持一定水量的性能称为“持水性”，其中主要是结合水，所以，它接近最大分子水容度。但是，除了结合水外还可能有部分毛细管悬着水，因此实际上持水度往往大于最大分子水容度。其数量指标即为“持水度”，以岩土所能保持的水体积与岩土总体积之比（小数或百分数）表示。根据持水度的大小可把岩土分为持水的（黏土、亚黏土等）、弱持水的（黏土质砂岩等）和不持水的（砾卵石、石灰岩等）三大类。持水度（S）与孔隙度t（容水度）和给水度（μ）的关系：
μ＋S=nt
松散岩类的持水度（最大分子容水量）与粒径相关，粒径愈小，持水度愈大（表3-4）。表3-4 松散岩石的粒径与持水度
三、给水度
饱水的岩土在重力作用下，能够自由排出水的能力。其值用排出水的体积与岩土总体积之比表示。等于容水度与持水度之差。它是计算地下水储量的一个重要指标。一般来说，颗粒愈粗，其给水度愈大。常见松散岩类给水度参考值见表3-5。表3-5 某些松散岩类给水度参考值表
四、透水性
透水性是指岩土允许水通过自身的性能。其强弱取决于岩土空隙的大小和连通性的好坏。空隙愈大，连通性愈好，水愈容易通过，如粗砂、砾石等。反之则不易通过。透水性的强弱用渗透系数表示，K大者透水性好。思考题
1. 对同一地层的评价，水文地质与工程地质有何不同？
2. 土壤最大含水量的意义是什么？
第四章 地下水的赋存
第一节 包气带
地面以下，地下水面以上称为包气带。包气带水包括沼泽水、土壤水、上层滞水3类。
一、沼泽
沼泽即水草茂密的泥泞地带。它是由湖泊沉积湖水变浅，湖底长满苔藓、芦苇等植物形成的。沼泽地下水即是沼泽水。
二、土壤水
土壤水指存在并保持于地表附近土壤层中的水，主要为毛细水、薄膜水和吸着水。土壤水没有隔水底板，它是以悬挂状态保持在土壤的毛细管孔隙中，因此，不能在重力作用下自由运动，也不能流入井内。但是，它对植物的生长起着重要作用。土壤水与大气降水和地下水有密切关系，它是一些人提出的四水［降水、地表水、包气带水（主要是土壤水）、地下水］转化的重要一环。因为它很容易被蒸发、蒸腾，因此受季节变化的影响很大。
三、上层滞水
上层滞水指存在于潜水面以上包气带中的局部隔水层（或弱透水层）上的重力水。补给区与分布区一致，分布范围有限，往往降水后存在，干旱季节消失。只能作为暂时性的或小型的居民生活用水水源。上述概念为狭义的上层滞水，广义的上层滞水即包气带水。
第二节 饱水带
饱水带即指地下水位以下，岩土空隙全部为液态水充满的层带。
一、含水层与隔水层
含水层：储存有地下水的透水层，即地下水位以下的透水层。通常把有供水意义的地层称为含水层。
隔水层：透水性很差的或不透水的，对地下水的运动有一定的阻拦作用的地层。如黏土、致密花岗岩、泥岩等。由于地壳经历了多次构造运动，即使是原来很致密的岩石，也会因遭受各种应力而破裂。所以，绝对不透水的地层尚未见报道。在水资源计算时，一般把隔水层作为隔水边界。现在分3个方面对隔水层作进一步的说明。
1. 透水性
很显然，地层透水性很差或不透水的特性决定了这些地层成为隔水层。
2. 输入水量
在地层弱透水性不变的情况下，当输入水量超过地层的透水能力时，该地层即起到隔水作用，通常，我们都把它称作隔水层。譬如，在中生代砂泥岩互层的山地，降水由山顶下渗，部分地下水遇泥岩可形成悬挂泉，而另一部分水则继续下渗，向山下运移。但是，在特殊情况下，如在这类地层地区建设水库，将可能主要由于河床面积扩展和库水位抬升而导致渗透水头增大等原因，使原来也许是少量淋滤型的渗漏产生变化。考虑到它的渗漏总量可能很大或对水库工程的安全有影响，又会把它作为透水层处理。这就是通常所说的“隔水层的相对性”。
3. 地层自身的变化
某些隔水层，如红土，一般情况下都把它作为隔水层处理。但是，当它的厚度较大，分布范围较广而上覆地层较薄或其上无含水层时，它的上部会因为干燥或风化而裂隙发育，转变为含水层，而它的下部则仍起隔水作用。在陕西的北部，可以看到N红土中有泉水出露，2就是很好的例证。
含水层与隔水层的不同组合可形成两种主要的地下水类型。一般来说，含水层在上，隔水层之下为潜水；隔水层在上，含水层之下则为承压水。
二、潜水
潜水指埋藏在地面以下第一个稳定隔水层之上的地下水。它具有自由表面，在重力作用下能从高处向低处流动。大气降水和地表水可以渗入地下补给潜水，彼此间有密切的联系；潜水也可以补给地表水。潜水分布广，埋藏浅，故常用作供水水源。一般的民用浅井多取自潜水。
从地面到潜水面的距离为潜水埋藏深度。潜水面到隔水底板的距离叫做含水层的厚度。由于潜水可通过包气带接受大气降水和地表水的补给而使潜水面升高，也可通过蒸发、蒸腾或径流排泄使潜水面降低，因此潜水含水层的厚度是可变的。
通常，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。潜水面上任意一点的高程称为该点的“潜水位”。将等高的潜水位相连接，就成为“潜水等水位线图”。
该图反映了潜水面的形状。垂直等水位线由高到低为潜水流向。用潜水等水位线可以计算潜水的水力梯度。用它与地形线的相关关系，可以判定潜水埋藏深度、沼泽或泉水的出露地点、潜水与地表水的补排关系等。潜水面的突然变化往往是水文地质条件突变的反映，在野外工作中应该特别注意，加强分析研究。
利用潜水等水位线图计算潜水的水力梯度时，应在有代表性的地方，选择相邻的两条等水位线，读出它们的水位差，量出它们之间的水平距离，建立直角三角形，然后计算。地下水流动的实际路线是三角形斜边上的弧，弧与斜边的关系，正如圆的内接正多边形的边长与弧长的关系，当边数特别多时，我们就认为它们是相等的。因此，可以利用水头差与三角形斜边长度的比值，表示该地的水力梯度，其数值相当于正弦三角函数。当水力梯度很小时，这个三角形表示的坡脚角度也很小，此时，三角形邻边与斜边的长度差很小。只有在这种情况下，我们才可以直接用相邻两条等水位线的水位差与其水平距离的比值，近似地表示该地的水力梯度。这种方法简便易行，为大家通用。其实，在潜水等水位线图上，相邻两条等水位线间的距离远大于水头差，即直角三角形下部的锐角很小，因此，用这种方法计算水力梯度，所产生的误差也不大。但是，若想求得理论上的准确，予以修正时，可以根据三角函数正切与正弦间的关系，查表换算。也可直接计算。
水力梯度值在0～1之间变化，这也是检验水力梯度计算正确与否的标准。水力梯度接近0时，表示两地间水头差很小，因此，地下水几乎不流动；当水力梯度趋于1时，则表示地下水是近垂直渗流的，正如达西的试验。
三、承压水
承压水指隔水顶板（底面）低于补给区水位的地下水。一般水质良好，水量稳定，可作为良好的供水水源。隔水顶、底板之间的距离即为承压含水层的厚度。
承压水有补给区、承压区、排泄区（图4-1）。图4-1 承压含水层剖面示意图
当钻孔揭穿隔水顶板时，钻孔中的水位将会上升，钻孔中的静止水位到含水层顶面的距离称为“承压高度”，即作用于隔水顶板的以水柱高度表示的附加压强。钻孔中静止水位的高程就是承压水在该点的测压水位。将测压水位相等的点连线，即为等压线图。根据等压线图可以判定承压水的流向和水力梯度。测压水位高于地面的区域是承压水的自流区。
衡量承压含水层储水性能的数量指标是储水系数或释水系数（或称弹性给水度）。其定义为：当承压水头变化一个单位时，从单位面积含水介质体中能存入（或释出）的水体积数。它是一个无量纲的参数，常用S（为与降深区别或用μ）表示。储水系数主要由两部分组成：一是弹性含水介质的压缩；二是水的膨胀。-5-3
大部分承压含水层的释水系数为10~10，单位厚度承压含水层-6的储水率约为10。与潜水含水层对比，相差3~4个数量级。
无压含水层也有释水性，但与其给水性相差很大，因此一般不予考虑，只有巨厚的无压含水层才必须计量。
储水系数是水文地质计算中不可缺少的重要参数之一，一般要用野外抽水试验来测定。要求不高时也可取经验值。
各种岩石的压缩弹性模量E与单位储存量S的经验值见表4-1。s表4-1 各种岩石的压缩弹性模量E与单位储存量S的值s注：根据Domenico，1965年。
地下水的简要分类见表4-2。表4-2 地下水分类
地下水，单从字面上讲，就是地面以下的水。它是以各种形式存在于地壳岩土空隙中的水。它除了前面所讲的各种类型外，地下暗河是需要特别提出的个例，因为它既是地下水，又有地表水（河流）的一些特性，因此同学们在今后的工作中，应该特别注意。思考题
如何快速判断地下水的埋藏深度、相对富水段？
第五章 地下水的化学成分
第一节 概述
水是自然界最常见的良好溶剂。虽然大气降水比较纯净（由于大气污染产生酸雨等除外），但是进入地下后，在运移的过程中它会不断溶解岩土中的某些化学成分，当然环境改变也可将某些化学成分析出。地下水的酸碱度一般显中性，pH值在6.5~8.0之间，而pH值为7.2~7.6较多见。当然，由于环境的不同，pH值也可能变大呈碱性，或变小呈酸性。水是地球化学元素迁移的重要载体，因此，通过水化学成分的变化流程，可以分析水的来源或矿产的富集地。
第二节 地下水的化学成分
地下水的化学成分比地表水和海水的化学成分都要复杂。凡是自然界有的元素，尤其是其他天然水体中有的元素，在地下水中都可以找到。其中溶解有各种不同的物质，如气体、离子、胶体物质、有机物及微生物等。
一、地下水中的主要气体成分
地下水中含有多种气体，根据成因可分为：空气成因，如N、2O、CO、惰性气体（Ar、Ne、He、Kr、NO、Xe）等；化学成222因，如CO、HS、HO、CH、CO、N、HCl、HF、B（OH）、222423SO、Cl等；火山活动产生的有HCl、HF、HS、S、SO等；放射性223成因，如He、Rb、Ar、Xe等；生物成因，如CH、CO、N、HS、4222O等。2
地下水中常见的气体有O、N、CO、CH和HS等，尤以前3种22222为主。其含量不高，一般每升水中只有几毫克到几十毫克。但是意义重大，它的存在既可说明地下水所处的地球化学环境，又可增强水的溶解能力，促进某些化学反应。
氧、氮（O、N）：地下水中的氧气和氮气主要来源于大气。它22们随大气降水和地表水补给地下水，因此，与大气圈关系密切的地下水中含O和N较多。22
溶解氧含量高，说明地下水处于氧化环境。在相对封闭的环境下O可能耗尽而只留下N，因此，N的单独存在，往往说明该地下水222来源于大气且处于还原环境。
大气中的惰性气体（A、Kr、Xe）与N的比例恒定，（A+Kr2+Xe）/N=0.011 8。地下水中这些气体的比值等于此数时，说明N来22源于大气；小于此值则说明水中还有生物或变质起源的N。2
硫化氢、甲烷（HS、CH）：地下水中出现HS与CH说明是还2424原环境。它们的产生与有机物和微生物在相对封闭环境中的生化反应2-有关。其中，HS是SO的还原产物。有时动物残骸在还原环境下也24可产生HS。2
二氧化碳（CO）：降水和地表水中的CO一般较少，地下水中22的CO主要来源于土壤。有机质残骸的发酵与植物的呼吸作用，使土2壤中不断产生CO并溶入流经土壤的地下水中。2
随着工业化的进程，大量使用化石燃料让大气中人为产生的CO2明显增加。地下水中CO的含量愈高，对碳酸盐岩和结晶岩的侵蚀能2力愈强。
二、地下水中的主要离子成分
地下水中常见的主要离子有7种，它们决定了地下水化学的基本-2-类型。其中阴离子有重碳酸根离子（HCO）、硫酸根离子（SO）、34-++氯离子（Cl）。阳离子有钠离子（Na）、钾离子（K）、钙离子2+2+（Ca）、镁离子（Mg）。构成这些离子的元素有的是地壳中含量较高且较易溶于水，如O、Ca、Mg、Na、K。有些则是地壳中含量22-并不高，但极易溶于水，如Cl和以SO形式出现的S。Si、Al、Fe等4元素虽然在地壳中含量高，但由于它们难溶于水，通常在地下水中含量不大。
一般情况下，随着矿化度（溶解性总固体）的变化，地下水中的-2+2+主要离子组成也会随之改变。低矿化水中常以HCO及Ca、Mg为3-+主；高矿化水则以Cl及Na为主；中等矿化度的地下水中阴离子常以2-+2+SO领衔，主要阳离子多是Na或Ca。4
地下水中离子组成的这些变化，主要是因为氯盐的溶解度最大，硫酸盐次之，碳酸盐最小。以阳离子来说，钙的硫酸盐，特别是钙、镁的碳酸盐溶解度最小。当矿化度增大时，钙、镁的碳酸盐先达到饱和并沉淀析出，继续增大时，钙的硫酸盐也饱和析出，因此，高矿化水中以易溶的氯和钠为最。由于氯化钙的溶解度更大，因此会在矿化度特高的地下水中出现该类型的水，但是比较少见。
常见盐类溶解度的顺序：CaCl＞MgCl＞NaCl＞KCl＞MgSO＞224NaCO＞CaSO＞CaCO。氯化物和硫酸盐会首先从岩土中溶解出2343来，而蒸发浓缩时，这些盐的析出顺序刚好相反。所以，经过长期溶-2-滤的沉积岩中，水的离子成分主要是HCO、CO。33
1. 主要阴离子（1）氯离子：在地下水中广泛分布，主要来源有5种：①沉积岩中所含盐或其他氯化物的溶解；②岩浆岩中含氯矿物，如氯磷灰石（Ca［PO］Cl）、方钠石（NaAlSiO·NaCl）的风化溶解；③海水5434的影响；④火山喷发物的溶滤；⑤工业、居民生活污水及粪便等的人为污染。2-（2）硫酸根离子：地下水中SO的主要来源有3种：①含石膏4（CaSO·2HO）或其他硫酸盐沉积岩的溶解。②硫化物的氧化，使422-难溶于水的S以SO的形式进入水中。煤系地层常含有许多黄铁矿、42-金属硫化物矿床，附近的地下水中往往可见到大量的SO。③化石4燃料的燃烧人为地给大气输送了大量的SO和氮氧化物，造成富含硫2酸和硝酸的酸性降水——酸雨，破坏了地面植被，破坏了土壤，也2-使地下水中的SO大量增加。4-（3）重碳酸根离子：地下水中的HCO主要有两个来源：3
①含碳酸盐的沉积岩与变质岩在缺氧、富二氧化碳的环境中发生化学反应的结果。-2+
CaCO+HO+CO→2HCO＋Ca3223-2+
MgCO＋HO＋CO→2HCO＋Mg3223
当该反应遇到温度升高或氧气增加时，反应会向相反的方向进行。-
②在岩浆岩与变质岩地区，HCO主要来自铝硅酸盐矿物的风化3溶解。如：-+
NaAlSiO＋2CO＋3HO→2HCO＋2Na＋HAlSiO＋2261622342294SiO2-2+
CaO·2AlO·4SiO＋2CO＋5HO→2HCO＋Ca＋2HAlSiO2322234229--
地下水中的HCO含量一般不超过数百毫克/升，HCO总是低矿33化水的主要阴离子。
2. 主要阳离子+（1）钠离子：地下水中的Na来源广泛，包括有沉积岩中的岩盐、岩浆岩和变质岩中含钠。+
矿物的风化、溶解。海水的参与也是Na的一个来源。酸性岩浆岩中有大量含钠矿物，如钠长石在CO和HO共同作用下，可以形成22+-低矿化的以Na和HCO为主的地下水。由于NaCO的溶解度较大，323+-2+因此，当水中阳离子以Na为主时，HCO的含量可超过与Ca伴生3时的上限。（2）钾离子：地下水中钾离子的来源及分布特点与钠相近。它来自含钾盐类沉积岩的溶解，以及岩浆岩和变质岩中含钾矿物的风化溶解。在低矿化水中含量甚微，而在高矿化水中较多。虽然在地壳中+钾的含量与钠相近，钾盐的溶解度也相当大，但是，在地下水中K的++含量比Na少得多。这是因为K积极参与不溶于水的次生矿物如水云母、蒙脱石、绢云母，并且极易被植物摄取。因为钾的性质与钠相近，含量少，分析又比较费事，所以一般情况下不另区分。2+（3）钙离子：Ca是地下水中常见的重要离子。来源于碳酸盐类沉积物和石膏的溶解，以及岩浆岩、变质岩中含钙矿物的风化溶解。2+（4）镁离子：Mg的来源及其在地下水中的分布与钙相似。它来源于含镁的碳酸盐类如白云岩、泥灰岩，还有岩浆岩、变质岩中含2+2+镁矿物的风化溶解。一般情况下，低矿化水中Mg的含量比Ca少，通常不会成为地下水中的主要离子，部分原因是由于地壳的元素组成中镁比钙少。
三、胶体物质
地下水中的胶体成分，分为正胶体和负胶体两种。Fe（OH）是3难溶的胶体，在地壳中分布很广。它主要来源于铁矿物的风化，尤其是在硫化矿（如黄铁矿）床氧化带的水中，铁的含量最高。Al（OH）胶体主要由硅铝酸盐的风化分解而来。但是，它们很不稳定，易形3成水矾土、叶蜡石等次生矿物的沉淀。SiO胶体分布广，也比较稳定，3但是由于在酸性条件下溶解度很小，所以它在水中含量较低。
有机胶体在地球表面分布很广，尤其是在多雨的热带、沼泽地带的水中，含量都很高。其他一些胶体在地表分布不广，仅局限于这些元素分布的矿床地区，而且是很不稳定的。
四、有机质
对水中有机物的研究，越来越引起人们的重视，这主要是因为有机质的含量对地下水化学成分的变化有很大的影响。如对水中藻类、腐殖质、地沥青、脂肪酸、酚、酞以及环烷酸等的研究，都是很重要的。
腐殖质是富含O、N、S的高分子化合物。腐殖酸是腐殖质的低级形式，在泥炭和土壤中均可见到。地沥青是含于不同岩石和现代软泥中的有机质，如三氯甲烷、苯等。石油、沥青、地蜡属于地沥青，在弱酸、弱碱条件下不易溶于水。酚是含有氢氧组分的有机物质的最简单形式，在水中含量不大，一般可在硬水和碱水中见到。苯和酚是一种易挥发又极易溶于水的有机化合物，多呈游离状态和盐类状态存在于水中。油田水中酚含量的增高可作为寻找油、气田的水文地球化学标志。地下水中酚含量过高也是环境污染的标志。
五、微生物
地下水中常会有各种微生物，如在氧化环境中有硫细菌、铁细菌等；在还原环境中存在脱硫细菌等；此外，在污染水中还有各种致病菌，目前在生活饮用水的水质分析中，主要检测细菌总数和大肠菌群数。
第三节 地下水化学成分的成因及分类
一、地下水化学成分的成因
按成因可把地下水划分为渗入水、沉积水、岩浆水和再生水。
渗入水：源于大气降水和地表水的下渗。这是我们研究地下水的主要对象。对水化学成分的形成而言，溶滤是其主导作用。
沉积水：包括沉积作用水（软泥水）和沉积成因水两部分。沉积作用水是在沉积物堆积时期的水底软泥中，伴随着沉积作用一起形成的水；而沉积成因水的重要来源之一是软泥水演化、转移的结果。在地质年代中，沉积物的逐渐加厚，因重力作用，下部沉积物被压实，其中一部分水被挤压进入孔隙较大的岩石中，成为沉积成因水（埋藏的层状水），而另一部分软泥水则仍保留在软泥沉积物中，或重新返回地表水体。例如，在我国的青海湖，现代湖相沉积物的早期成岩作用，经历了脱水、压实和固结3个作用阶段，沉积物中仍保留10％～15％的孔隙水。对软泥水化学成分变化影响最大的是有机物质，缺少有机物质的软泥水的化学成分，几乎不发生硫酸盐的还原作用，离子的扩散和交换作用也进行得很慢。
据现有资料，埋藏在深部沉积岩层中的沉积水，一般是氯化钠、钙质卤水，其中溴、硼、碘、铵及其他微量元素较高，气体成分中有氦、甲烷，有的含硫化氢、重水同位素也较高。如四川盆地卤水。
岩浆水和再生水：在高温高压条件下，由岩浆岩或变质岩在成岩过程中释放出来的水叫岩浆水或再生水。对矿物、岩石中的气体和液体包裹体的研究，为我们了解熔岩中的水文地球化学问题提供了可能。包裹体内的气体主要是水汽和二氧化碳，其次是氢和稀有气体。其水的类型为Cl-Na。
虽然岩浆水和再生水参与地下水资源量有限，但是，它们具有重要的水文地球化学意义。对地下水化学成分的形成和对地下水成矿作用都是很重要的。
地下水化学成分的成因可分为天然和人为两大类。（一）天然成因
又可细分为溶滤与浓缩、生化反应、离子交换及混合作用等类型。
1. 溶滤与浓缩作用
溶滤作用：在地下水渗流的过程中，岩土中一部分可溶物质进入水中，即为溶滤作用。其实质是岩土中的可溶盐在水溶液中的溶解作用。当矿物盐类与水溶液接触时，会发生溶解与结晶两种方向相反的作用，溶解作用使离子由结晶格架转入水中，而结晶作用则使离子脱离溶液，重新回到晶体格架上。随着溶液中盐离子浓度的增加，溶解作用逐渐减弱，结晶作用逐渐增强。当这一反应达到平衡时，溶液中该盐类的含量即为其在那种特定的环境条件下的溶解度。图5-1 盐类溶解度与温度的关系（据阿廖金，1960）
不同盐类结晶格架中离子间的吸引力是不相同的，因而具有不同的溶解度。溶滤作用的强度与诸多因素有关。
1）地下水的温度
一般来说，随着温度的上升，结晶格架中离子的振荡运动加剧，离子间的引力削弱，水的极化分子易于将离子从结晶格架上拉出。因此，盐类的溶解度通常随温度的上升而增大。但是，也有例外，如NaSO在温度上升时，由于矿物结晶中的水分子逸出，离子间的引24力增大，溶解度反而会降低；CaCO和MgCO的溶解度也随温度的33上升而降低（图5-1）。
2）岩土中矿物盐类的溶解度
盐类的溶解度是岩土中矿物盐类溶滤的内因。很显然，同样条件下，岩土中的NaCl因其易溶会首先快速进入地下水，而硅酸盐类将很难溶于水。
3）岩土的空隙度
岩土的空隙发育特征是地下水与盐类接触的重要因素。接触面越广，溶解的机会越多，溶滤作用就会越强。
4）水的溶解能力
地下水的溶解能力是溶滤作用的决定性外因。（1）水对盐类的溶解能力与水中该盐类的浓度负相关。因此，一般来说，低矿化的水溶解能力强，高矿化的水溶解能力弱。（2）水中某些气体成分的含量是水对一些盐类溶解能力的推力。如水中CO有利于碳酸盐和硅酸盐的溶解；O的含量愈高，水溶22解硫化物的能力愈强。
5）水的流动性
地下水的流动是吐故纳新。显然，已溶解有某些盐类的水流走后，新来的水会有更强的溶解能力。
浓缩作用：在气候较干燥的地区，当携带着某些盐类的地下水来到水位浅埋处时，将会因蒸发而浓缩。部分溶解度较小的盐类相继析出，易溶盐如NaCl等逐渐成为地下水中的主要成分。
2. 生物化学作用
1）脱碳酸作用
水中CO的含量主要与温度正相关，与压力负相关。当水中CO22含量降低时，钙、镁类碳酸盐会因为CO的逸出而析出。如某些泉口2的钙华就是脱碳酸作用的结果。而温度较高的深层地下水则会因为脱2+2++碳酸作用使Ca、Mg析出，常使水中阳离子以Na为主。
2）脱硫酸作用2-2-
脱硫酸细菌能使SO还原为HS，使地下水中的SO减少，甚424-至消失，HCO增加，pH值变大。因此，当油田勘察发现水中有HS322-而SO很低时，找到油田的可能性就很大。4
3. 阳离子交换吸附作用
岩土颗粒表面带有负电荷，能够吸附地下水中某些阳离子，而将自己原有的部分阳离子替换到水中，即为阳离子交替吸附作用。
不同阳离子吸附于岩土表面的能力不同，离子价愈高，离子半径+愈大，水化离子半径愈小，则吸附能力愈大，然而H是个例外。如H+3+3+2+2+++＞Fe＞Al＞Ca＞Mg＞K＞Na。2++
当以Ca为主的地下水流经主要吸附Na的岩土时，水中的钙离+2+子会置换岩土中的部分钠离子，使地下水中的Na增多而Ca减少。
若地下水中某种离子的浓度较高，则这种离子的交替吸附能力较大。而岩土中可吸附交替的离子含量较高时，它的交换吸附能力也高。
岩土的颗粒愈细，比表面积愈大，交替吸附作用的规模也愈大。因此，黏土及黏土岩类的交替吸附作用最强。这也是污水处理中常使用黏土的原因。
4. 混合作用
这里专指两类不同的水相遇后，形成化学成分与原水不同的地下水，称为混合作用。
滨海、河边或湖畔，地表水可能混入地下水中；深层地下水补给浅层地下水时，则是两种地下水的混合。混合后可能发生化学反应，如硫酸钠型水与重碳酸钙型水混合会有石膏沉淀析出，形成重碳酸钠型水。Ca［HCO］+NaSO→CaSO↓+2NaHCO322443
有时两种水混合后也可能基本不发生化学反应。如高矿化的氯化钠型水混入低矿化的重碳酸钙镁型水中。这类情况下，混合水的矿化度与化学类型取决于参与混合的水化学成分及其混入的比例。（二）人类活动对地下水化学影响的重要性
现代人类对自然界的破坏远比古代强烈。对地下水而言，也是一样。主要表现在两个方面：（1）人类生产与生活三废对地下水的污染。（2）人为改变地下水的补给、径流与排泄条件，使地下水的水质发生变化。
既然人们的错误行为能造成地下水质的恶化，那么，如何防止此类事件的发生，或采取有效方法使地下水的水质向有利的方向转化，这就是我们应该特别注重并研究的问题。
二、地下水化学成分的分析内容与水化学类型的划分
1. 地下水化学的分析内容
为了研究地下水的生存环境，也为了查明它是否适合人们的某种需求，必须对地下水取样做化学分析，看它含有哪些物质。
在做地下水化学分析的同时，应对相关的地表水取样分析，以便查明两者的补排关系和对水质的影响程度。（1）一般水文地质调查的主要目的是为生产与生活用水服务。因此，为掌握全区水质概况，多取500mL的简分析样品。在重点地区则取500mL×2的全分析样品，其中一瓶需加入大理石粉，以便测定水中是否含有侵蚀性CO。2（2）在地热、卤水或地下水污染调查中，除了要做水质全分析外，还必须做微量元素、放射性元素以及有针对性的污染物种的分析。
2. 地下水化学类型的划分
地下水化学类型的划分方法有多种，通常是以主要阴、阳离子间的相对含量关系进行划分。我们常用的有舒卡列夫分类和派珀三线图解法。
1）水化学类型——舒卡列夫分类
我国常用的水化学分类法，是前苏联学者舒卡列夫（щукалев）的分类。++
他是根据地下水中6种主要离子（K合并于Na中）及矿化度划分的。摩尔（过去用的是毫克）分数大于25％的阴离子和阳离子进行组合，共分为49型水，每型以一个阿拉伯数字代表。按矿化度又划分为4组，A组矿化度小于1.5g/L，B组矿化度为1.5～10g/L，C组矿化度为10～40g/L，D组矿化度大于40g/L。
不同化学成分的水都可以用一个简单符号代替，并赋予一定的成因特征。如1-A代表矿化度小于1.5g/L的HCO-Ca型水，是沉积岩地3区典型的溶滤水；49-D则是矿化度大于40g/L的Cl-Na型水，可能是与海水及海相沉积有关的地下水，或者是大陆盐化潜水。这种成因分类法目前工作中一般不采用，地下水化学类型的成因常由它的补给、径流（储存）、排泄条件分析和推理断定。
利用此表系统整理水分析资料时，从表的左上角向右下角大体与地下水的矿化作用过程一致。缺点是以25％摩尔分数作为划分水型的依据带有人为性。其次，在分类中对摩尔分数大于25％的离子未反映其大小次序，水质变化反映不够细致。因此在实际操作时，我们在水分析报表中是将离子按其大小顺序排列的（表5-1）。表5-1 舒卡列夫分类表注：数字为类型代号；*指尚未发现的水类型。
2）水化学特征——派珀三线图解
派珀（Piper）三线图由两个三角形和一个菱形组成。左下角三++角形的3条边分别代表阳离子中Na+K、及的摩尔分数（％；曾表示为相应离子的毫克当量百分数，阴离子亦相同）。右下角三角--形表示阴离子Cl、及HCO的摩尔分数（％）。任一水样阴、阳离3子的相对含量，分别在两个三角形中以标号的圆圈表示；引线相交于菱形中的交点上，以圆圈的位置表示水样阴、阳离子的相对含量，以圆圈大小表示矿化度。
派珀图解法把菱形分成9个区，每个区表示水的某种化学特征，在三角形中可以看出各种离子的相对含量，见图5-2和表5-2。图5-2 地下水水化学分类派珀图解法表5-2 地下水水化学特征派珀图解法分区
在野外进行水文地质调查时，手头若无简易水样快速检测箱，可根据访问群众所得资料简单判断水质。也可根据水的颜色和口味粗略定性判断地下水可能含有某些物质（表5-3、表5-4）。表5-3 水中的物质与颜色表5-4 地下水的口味思考题
在野外如何快速简单判断水质？如何利用水化学找矿、防污染？
第六章 地下水的补给、径流与排泄
第一节 地下水运动的基本规律
一、达西定律
地下水在岩土空隙中的运动称渗流，参与渗流的水文地质环境空间称渗流场。但是，地下水为什么会运动呢？1856年法国水力学家达西（Darcy）通过大量的实验，得到线性渗透定律。表明通过岩土空隙的地下水稳定渗流量Q与水力坡度和过水断面的面积成正比。
实验是在装有砂的圆桶中进行的。水由桶的上端加入，在砂柱中渗流，由下端流出。上端用溢水口控制流入水位，使实验过程中水头始终保持不变。在圆桶的上、下端各设一根测压管，分别测定上、下两个过水断面的水头。下端出口处设管嘴以测定流量。
根据实验结果，得到下列关系式：
Q=Kωh/L=KωI3式中：Q——渗透流量（cm/s）；2
ω——过水断面（cm）；
h——水头损失，即上、下游过水断面的水头差（cm）；
L——渗透距离（cm）；
I——水力梯度；
K——渗透系数（cm/s）。
由水力学得知，通过某一断面的流量Q等于流速v与过水断面ω的乘积，即：
Q=ωv
因此，达西定律亦可表示为：
v=KI
人们常说，水不平则流。由上述实验也可看出，假如没有水头差，水是不会流动的。那么，什么是水头呢？有说河水的源头，也有称洪水的前锋为水头。我们这里特指地下水具有的势能，达西实验中的水位就是水头。因此辞海中说，“单位重量的水所具有的机械能称为水头，其量纲为长度，可用高度表示。”
但是，当水流动时它除了要克服与空隙壁的摩阻力和水自身的黏滞力外，部分势能已经转化为动能。此时，它的水头相当于水在该点的势能与动能的和。
二、渗透流速（v）
式中的过水断面ω是指砂柱的横截面积。该面积包括砂颗粒所占面积和空隙所占面积，而地下水渗流通过的仅是扣除结合水所占空间的空隙面积ω′。若以n代表有效孔隙度，那么就有：e
ω′=ωne
有效孔隙度，为重力水渗流时通过的空隙体积与岩土体积之比。当然不包括结合水所占空间。显然，有效孔隙度n＜孔隙度n。由于e重力释水时空隙的持水量包括结合水和毛细管悬着水，因此，有效孔隙度大于给水度，即：n＞μ。黏性土空隙细小，持水度高，所以有e效孔隙度很小。而空隙大的岩土则因其持水度很小，甚至可以忽略不计，所以它的有效孔隙度和给水度以及孔隙度的数值近似。即：
n≈μ≈ne
由上述可见，ω不是实际过水断面，v也不是真实的流速。现在令通过实际过水断面ω′的流速为u，那么就有：
Q=ω′·u
即有：
ω·v=ω′·u
又因
ω′=ωne
所以
v=n·ue
自然界中的岩土远非理想均质，因此，不同部位的有效孔隙是不一样的，由此产生断面上各水质点的渗流速度必有差异，我们这里所说的实际流速乃是水质点的平均实际流速。
我们的水文地质工作主要是宏观研究。所以，在实际工作中有时为了简化条件，往往把一些地层看做是均质的。如某些水文地质计算公式的使用条件，就是如此说明的。
三、水力梯度（I）
水力梯度亦称“水力坡度”。指流体从水位较高、机械能较大的区域向水位较低、机械能较小的区域流动时，沿流程每单位长度的水头损失。一般用下列公式表示：
I=Δh/L式中：I——水力梯度；
Δh——水头损失（cm）；
L——流程长度（cm）。
四、渗透系数（K）
表示岩土透水性大小的指标。它等于水力坡度为1时，水透过这种岩土的渗透速度。一般以m/d或cm/s为单位，是水文地质计算的一项重要参数。
常压下部分岩土的渗透系数与透水性见表6-1所示。表6-1 常压下部分岩石的渗透系数与透水性
五、毛细作用
重力水本来是以向下为主要运动方向的，可是，在毛细管和液体表面张力的作用下，地下水可以从地下水面起上升一定高度。所以，毛细作用在地下水运动中不可忽视。
六、生物作用
这里主要讲植被的作用。大家都知道植物离不开水，它除了可从叶面接受少量雨水外，主要的还是通过根部大量吸取地下水，由于植物在地球上广泛分布，因此也造成地下水会因为它的作用而产生向上运动。这也是地下水运动中与垂直向下补给不同的一个反向作用。
第二节 地下水的补给、径流与排泄
地下水的补给、径流与排泄是水文地质学的核心，因此，也是学习的重点。
一、地下水的补给
地下水的补给，就是地外水向地下水的转化。（一）补给来源
主要是自然的，也有局部人为的作用。自然方面包括水，如降水与河水；气，大气中水汽的凝结。（二）地表岩性在地下水补给中的作用
地表的岩土是地下水接受补给的第一道关卡。在相同的降水条件下，岩性不同时，渗入地下的水量和渗入方式是不同的。
1. 渗入量
岩土的空隙愈发育，降水能渗入地下的量愈大，如在沙地和戈壁，这是不言而喻的。典型个例，如1977年8月1日在内蒙古与陕西交界的乌审旗，发生局部地区10h降水1 400mm的暴雨，相当于当地年均降水量的4～5倍，居世界之冠。据说那天被暴雨淋死的麻雀可以用板车拉，但是，却未产生地表径流，而是全部渗入沙漠地下。
岩土接受降水渗入的能力，一般用渗入系数的大小来反映。常见岩石渗入系数如表6-2所示。表6-2 常见岩石渗入系数（a）的经验值
毋庸讳言，地貌也是影响渗入量的重要因素。地面低洼，渗入量就大；地面突起，易形成地表径流，降水能渗入地下的量当然就小，如表6-3所示。表6-3 陕北不同地貌类型的降水渗入系数
2. 渗入方式
降水在松散岩类中的渗流方式是相对均匀的“一”字形长蛇阵式前进。当然，因为地面凸凹不平也会有差异。如在沙丘的顶部渗入量较少，而在洼地的渗入量就比较多；在坚硬块状岩石中的渗入方式，是沿着裂隙垂向下渗的；在半固结岩石中的渗入方式，则是兼有松散岩类和坚硬块状岩类的渗入方式。可以用降水在黄土中的渗入形式为代表如图6-1所示。图6-1 背风黄土陡坎降水渗入
上部土壤湿润的厚度，就是我们俗称的：这次降了几寸雨。那些沿裂隙而下的水，则像降水在坚硬块状岩石地区一样，沿裂隙下渗；在可溶岩，如灰岩中的渗入方式比较特殊，它是以沿岩溶裂隙渗入为主，局部会有降水（地表水亦可）通过落水洞直接与地下水汇合。陕西洛川塬的黄土落水洞中也发生有类似的现象。
地面植被虽然不属于地质范畴，但是，它的发育程度对降水的渗入量有很大影响。林业与水利部门为植被对地下水量的利和害有争论，不过从全局来看，林草在涵养水源方面是功不可没的。南方降水多，一般山沟都有水。在北方却不一样，许多沟谷常年干涸，只有在雨季才可能出现短时水流。此时正是黄土丘陵地区水土流失重灾期。可是，在森林覆盖的黄土丘陵沟道里，常年可见清澈的溪流。应该说，这是林草的功劳。
一般认为，林草促进降水渗入的作用主要表现在：叶面及地上腐叶层有助于延长其渗入的时间、减少地表径流；腐殖土的团粒结构增大了土壤的空隙，有利于降水的渗入这两个方面。（三）补给范围的确定
我们在做水文地质调查时，对地下水的补给量是一定要查清楚的，因为它在水文地质计算中很重要，是可开采水资源量的依据。而地下水的补给范围又是决定补给量大小的一个重要因素，因此，在野外调查时一定要把工作做细，认真综合分析研究，决不可忽略这一确定边界条件的基础工作。
补给范围主要由地貌、地质及构造3方面的因素来确定。下面分别说明。
1. 地貌
地貌在确定地下水接受补给范围中的作用，就是看它能够把降水汇聚在一起的能力。因为一般情况下，地表分水岭与地下分水岭基本一致，所以，通常可以按地表分水岭来划分地下水的补给范围。
2. 地质
不同的地层岩性，其透水性会有明显差异，当透水性强的地层延伸出地表分水岭以外，且有下伏相对隔水层又是向流域内倾斜时，地下水的汇水面积，就比通常情况要大。若遇隔水层外倾时，地下水的汇水面积就会比通常情况下有所减少。
3. 构造
众所周知，地质构造有大有小，有的导水，有的阻水。当导水构造穿越地表分水岭时，地下水的汇水面积必然会发生变化。这也是水文地质调查工作中必须关注的问题。（四）补给量的计算
1. 输入量法
利用大气降水渗入系数（a）计算：这是普遍适用的方法。
Q=X·a·F·1 0003式中：Q——降水渗入补给地下水量（m/a）；
X——年降水量（mm/a）；
a——渗入系数；2
F——补给区面积（km）。
影响降水对地下水补给的因素较多，如降水量、降水强度、包气带的厚度及其含水量等。
1）降水量（X）
降水量是指降落在不透水平面上的雨或雪融化后水层的厚度，以毫米（mm）表示。一般用某时间段的降水量表示，如24小时降水量、月降水量、年降水量等，说明降水的丰富程度。降水历时即降水经历的时间。
历年降水量的算术平均值即为多年平均降水量，其中最大值为年最大降水量；最小值就是年最小降水量。
年降水量的大小，对地下水的补给量来说是决定性因素。因为降水量太少时可能连地皮都不能洒遍，地下水还有希望得到吗？如新疆柴达木盆地年降水量不足25mm的中心地带等。
从气象站收集来的降水量仅表示某个小范围的降水情况，在地下水研究中常常需要了解区域上或一个流域的降水情况。区域降水量的计算常用以下方法。（1）算术平均法。当研究区域的面积较小、地形起伏不大、降水分布较均匀、雨量测站较多时，算术平均法是一种计算简单、误差较小的好方法。（2）泰森多边形法。若站点分布不均、个别站点偏于一角时，采用泰森多边形法可获得较好的效果。参见水文地质手册相关章节。（3）雨量等值线法。雨量等值线图一般是由气象或水利部门等权威单位提供的，精度较高，使用可靠。
在区域水资源评价，或水源地的含水层较厚、用水保证要求不高时，可用多年平均降水量计算地下水的补给量。对于水源地条件稍逊，或用水要求较高时，一般选用频率为95％的降水量计算。
即使是用95％的降水频率计算，万一遇到特枯水年（如年最小降水量），水源地储存量的调节能力是否能保证供给，应当如何应对？这些都是供水勘探报告中需要补充说明的。我国北方降水较少而年际变化较大。例如，陕西省神木县多年平均降水量为422.5mm，年最大降水量为819.1mm，年最小降水量仅108.6mm。对这类气象条件下的重要供水工程的保证论证，仅靠降水频率显然不能满足严酷的供水需求。
2）降水强度
单位时间内的降水量称为降水强度。
小雨会因其量小，仅能润湿部分包气带，又被蒸发、蒸腾而返回大气，使地下水对它是可望而不可及。但是，暴雨又容易产生地表径流，因此减少了降水的渗入量。绵绵细雨最有利于降水对地下水的渗入补给。降雨等级参见表6-4。表6-4 降雨等级表
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