【文章內容簡介】 文因素的變動對其影響顯著，豐水季節(jié)或豐水年，潛水接受的補給量大于排泄量，潛水面上升，含水層厚度加大，埋藏深度變小。干旱季節(jié)排泄量大于補給量，潛水面下降，含水層變薄，埋藏深度加大。因此，潛水的動態(tài)有明顯的季節(jié)變化。潛水積極參與循環(huán)，其資源易于補給恢復。潛水的水質變化很大，主要取決于氣侯、地形及巖性條件。濕潤氣侯及切割強烈的地形，有利于潛水的逕流排泄而不利于蒸發(fā)排泄，往往形成含鹽量不高的淡水。干旱氣侯與低平地形下，潛水以蒸發(fā)排泄為主，常形成含鹽量相對高的咸水。潛水容易受到污染，對潛水水源應注意加強環(huán)境保護。一般情況下，潛水面不是水平的，而是一個向排泄區(qū)傾斜的曲面，起伏變化大體與地形一致，但常較地形起伏緩和。潛水面上各點的高程稱作潛水位。相等水位點的連線稱等水位線。等水位線的法線方向是地下水的流向。 充滿于兩個隔水層之間的含水層中的水叫做承壓水。承壓含水層上、下部的隔水層分別稱作隔水頂板和隔水底板。頂?shù)装逯g的距離為含水層厚度。承壓水受到隔水層的限制，它與大氣圈、地表水圈的聯(lián)系很弱。當頂?shù)装甯羲阅芰己脮r，它主要通過含水層出露地表的補給區(qū)（該地段地下水已轉變?yōu)闈撍┇@得補給，并通過范圍有限的排泄區(qū)表 44 某些松散巖石的最大毛細上升高度 [3]巖石名稱 最大毛細上升高度（cm）粗砂（粒徑= ） 24中砂（粒徑 =） 1235細砂（粒徑 =） 35120亞 砂 土 120250亞 粘 土 300350粘 土 5006006 / 75進行排泄。當頂?shù)装鍨樗礁羲畬訒r，它還可以通過半隔水層，從上部或下部的含水層獲得補給，或向上、下部含水層排泄。無論在哪種情況下，承壓水參與水循環(huán)都不如潛水那樣積極。因此，氣侯、水文因素的變化對承壓水的影響較小，承壓水動態(tài)比較穩(wěn)定。承壓水和潛水一樣，很大程度上來源于現(xiàn)代滲入水（大氣降水、地表水） 。但是，由于承壓水的埋藏條件使其與外界的聯(lián)系受到限制，一定條件下含水層中可以保留很古老的水，有時甚至是與沉積物同時沉積下來的水（如在海相沉積物中保留下當時的海水，在湖相沉積物中保留下當時的湖水等） ?？偟膩碚f，承壓水不象潛水那樣容易補充恢復，但由于其含水層厚度一般較大，往往具有良好的多年調節(jié)性。承壓水的水質變化很大，從淡水直到含鹽量高的鹵水都有。承壓水的補給、逕流、排泄條件越好，參加水循環(huán)越積極，水質就越接近入滲的大氣降水及地表水，形成含鹽量較低的淡水。補給、逕流、排泄條件越差，水循環(huán)越緩慢，水從巖層中溶出的鹽分就越多，水的含鹽量就越高。有的承壓含水層與外界幾乎不發(fā)生聯(lián)系，保留著經(jīng)過濃縮的古海水，含鹽量可以達到每升數(shù)百克之多。承壓水一般不易受到污染。但是，一旦污染后很難使其凈化，因此在開發(fā)利用時應注意水源的衛(wèi)生保護。六、地下水的補給、排泄與逕流補給與排泄是含水層與外界發(fā)生聯(lián)系的兩個作用過程。補給與排泄方式及其強度，決定著含水層內部的逕流以及水量與水質的變化。這些變化在空間上的表現(xiàn)就是地下水的分布，在時間上的表現(xiàn)便是地下水的動態(tài)，而從補給與排泄的數(shù)量關系研究含水層水量及鹽量的增減，便是地下水的均衡。只有對地下水的補給、逕流、排泄過程建立起清晰的概念，才有可能正確的分析與評價地下水資源，采取有效的興利防害措施。（一）地下水的補給含水層自外界獲得水量的作用過程稱作補給。地下水的補給來源主要有：大氣降水、地表水和灌溉回滲水。近年來，地下水的人工補給，已經(jīng)成為一種不可忽視的補給來源。 大氣降水通過巖層空隙滲入補給地下水。降雨初期，雨量較小時，先在包氣帶中形成結合水、懸掛毛細水，而不能進入含水層形成補給作用。隨著雨量加大結合水和懸掛毛細水達到極限，在重力作用下繼續(xù)下滲進入含水層，引起水位升高，形成補給作用。大氣降水是地下水最普遍的補給來源。對一個獨立流域來說，地表逕流也是流域內的大氣降水轉化來的，因此，降水量的大小對一個地區(qū)地下水的補給來源起著控制作用。影響降水補給的因素主要有：降水強度、包氣帶巖性與厚度、地形坡度、植被發(fā)育情況等。降水強度（mm/h）超出包氣帶的入滲速率，部分降水便形成地表逕流，補給地下水的部分所占比例相應減少。降水強度小而連續(xù)時間不長時，入滲的水先濕潤包氣帶，而后又蒸發(fā)返回大氣圈，不利于補給地下水。綿綿細雨對地下水的補給最為有利。包氣帶的透水性越好，降水轉為地下水的份額越大。反之，包氣帶透水不良，降水中的相當一部分便轉為地表逕流。包氣帶土質越是粘重、厚度越大，滯留的入滲水越多，對地下水的補給越不利。地形坡度越大，坡流急促，入滲時段縮短，不利于水的下滲。反之，若地形平緩，坡流緩慢，入滲時段延長，轉為地下水的部分就越多。但要注意，只有當降水強度超過包氣帶的入滲速率形成表流時，地形坡度才能影響降水的入滲。7 / 75植被有利于降水對地下水的補給。一方面，植被阻滯了地表徑流。另一方面，林下土壤有機質多，結構性好，樹下根系使表土透水性增強，落葉又保護土壤結構免遭雨滴的破壞。所有上述作用中，最關鍵、最主要的是降水量和包氣帶的巖性與厚度。 地表水包括河流、湖泊、水庫、海洋等，都可補給地下水。環(huán)評工作中常見的以河流為主，故僅以河流為例進行分析。河流與地下水之間的補給，取決于河水位與地下水位的關系，這種關系沿著河流縱斷面有所變化。見圖 41：a、山區(qū)河流深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用；b、進入山前，堆積作用加強，河床位置抬高，地下水埋深增大，經(jīng)常是河水補給地下水。c、沖積平原上部，河水位與地下水位接近，汛期河水補給地下水，非汛期地下水補給河水；d、到了沖積平原中下部，由于強烈的堆積作用，多形成所謂的“地上河”，因此經(jīng)常是河水補給地下水。河流補給地下水時，補給量的大小取決于下列因素：河床以下地層的透水性、河流與地下水有聯(lián)系部分的長度及河床濕周（浸水周界） ，河水位與地下水位高差，以及河床過水時間的長短。河床透水性對補給地下水影響很大。巖溶發(fā)育地區(qū)往往整條河流轉入地下。由砂礫石組成的山前沖洪積扇上緣，地表水呈輻射狀、散流狀，滲漏量相當大。但接近中下游，當河床與下伏含水層之間存在隔水層時，盡管河水很多，對地下水補給卻明顯減少。河道愈是寬廣、河水位愈高，河床濕周便愈長，愈有利于對地下水的補給。我國北方的河流大多是間歇性的，每年僅在汛期的一、二個月有水。汛前，河床以下的包氣帶含水不足，初汛來臨 ，河水浸濕包氣帶，并垂直下滲（圖 42） 。開始，河水與地下水并不相連，下滲水使地下水面凸起（圖 42a） ；隨著地下水位提高，地表水與地下水聯(lián)成一體，被抬高的地下水面向外擴展，河水滲漏量變?。▓D 42b） ；河水斷流后，地下水位逐漸趨平，使一定范圍內地下水位普遍抬高（圖 42c） 。應當注意，河水的滲漏量有一部分是消耗于補充包氣帶濕度的，當河流過水時間不長，且河床由細粒物質組成時，這部分水可占相當大的比例。這種情況下，不能簡單地把河水滲漏當作補給地 圖 41 地表水與地下水的補給關系 圖 42 河水補給引起地下水位抬高8 / 75下水的量。地表水對地下水的補給與大氣降水不同：后者是面狀補給，普遍而均勻，前者是線狀（帶狀）補給，局限于地表水體的周邊。地表水體附近的地下水，既接受降水補給，又接受地表水的補給，經(jīng)開采后與地表水的水位差加大，可使地下水得到更多的（增加）補給量。因此，河流附近的地下水一般比較豐富。潛水和承壓含水層接受降水和地表水補給的條件不同。潛水在整個含水層分布面積上都能直接接受補給。承壓水則僅在含水層出露于地表，或與地表連通處（在此處已轉化為潛水）方能獲得補給。因此，地質構造與地形的配合關系，對承壓含水層的補給影響極大。（二）地下水的排泄含水層失去水量的過程稱作排泄。在排泄過程中，含水層的水質也發(fā)生相應變化。地下水的排泄方式是多樣的，可通過“泉” 作點狀排泄，通過向河水泄流作線狀排泄，通過蒸發(fā)消耗作面狀排泄。此外，一個含水層的水可向另一個含水層排泄。此時對后者來說，也是從前者獲得補給。開發(fā)利用地下水或用井孔、渠道排除地下水，都屬于地下水的人工排泄。蒸發(fā)排泄僅消耗地下水量，鹽分仍留在地下水中，故此種排泄方式會使地下水礦化度升高，水質發(fā)生變化。其它種類的排泄，均屬于逕流排泄，鹽分隨同水分一起排走，一般不引起水質變化。（三）地下水的逕流地下水由補給區(qū)流向排泄區(qū)的過程稱作逕流。逕流是連接補給與排泄的中間環(huán)節(jié)，通過逕流，含水層中的水、鹽由補給區(qū)輸送到排泄區(qū)，逕流的強弱影響著含水層的水量與水質。除某些構造封閉的自流盆地及地勢十分平坦地區(qū)的潛水外，地下水都處于不斷的逕流過程中。地下水的逕流方向是環(huán)評工作中應該注意的問題。最簡單情況下，含水層中地下水自一個集中的補給區(qū)流向集中的排泄區(qū)，具有單一逕流方向。地下水的逕流方向總體上受地勢控制，從上游流向下游。局部受地形控制從高處流向低處?？刂频叵滤鲃臃较虻母疽蛩厥撬缓退徊睿谒^作用下地下水從高水位流向低水位。例如在山前沖洪積扇的水源地附近一定范圍內，地下水的流向并不都是背向山區(qū)流向平原，而是向著取水構筑物（水井）流動，因為井水位低于周邊地下水位。七、地下水運動的基本定律地下水可以在飽水的巖層中或非飽水的巖層中運動。以往的研究多集中于飽水帶重力水的運動，而對包氣帶水、結合水的運動規(guī)律尚沒有成熟公認的研究成果。在此也僅就飽水帶重力水穩(wěn)定水流的運動規(guī)律略加介紹。（一）滲流的基本概念地下水在巖石空隙（孔隙、裂隙及溶隙）中的運動稱為滲透。由于巖石的空隙形狀、大小和連通程度的變化，地下水在這些空隙中的運動是十分復雜的。要掌握地下水在每個實際空隙通道中的流動特征是不可能的，也是不必要的。實際研究工作中，常用一種假想的水流去代替巖石空隙中的實際水流。這種假想的水流，一方面認為它是連續(xù)地充滿整個巖石空間（包括空隙和巖石骨架所占的空間） ，就好象沒有巖石骨架存在的地表水流一樣。另一方面，它要符合以下條件：；；。9 / 75滿足上述假想條件的水流，通常稱為滲透水流，或簡稱滲流。發(fā)生滲流的區(qū)域稱為滲流場或逕流場。這樣通過對假想水流的研究，可以掌握真實水流運動的規(guī)律。由于巖石的空隙在一般情況下都很細小，因而地下水在流動過程中受到的阻力是很大的。所以地下水滲流速度遠比地表水流速小。通常地表水的流速都以“米/秒”來度量，因為其流速常在每秒一到數(shù)米之間。而地下水由于滲流速度緩慢，其滲流速度常用“米/ 日”來度量，因為地下水的滲流速度常在每天零點幾米至幾十米之間。水在滲流場內運動，各個運動要素（水位、流速等）不隨時間改變時，稱為穩(wěn)定流。運動要素隨時間變化的水流運動，稱為非穩(wěn)定流。嚴格的講，自然界地下水都屬于非穩(wěn)定流，但是為了便于分析 和計算，也可以將某些運動要素變化比較小的滲流，近似地看作穩(wěn)定流。（二）線性滲透定律——達西定律線性滲透定律揭示了地下水徑流運動時的基本規(guī)律，是法國水力學家達西 1852～1853 年在實驗室中，對水在砂中的滲透進行大型實驗后建立的,所以稱為達西定律?；灸Ｊ? Q=Kω =KωI （41） Lh?式中:Q——滲透流量（m 3/d） ；ω——過水斷面面積（ m2） ；Δh——水頭損失,亦即上下游水頭差（m） ； L——滲流長度（m） ；I——水力梯（坡）度，單位滲流長度上的水頭損失（無量綱） ；K——滲透系數(shù)（m/d） 。從水力學知，通過某一斷面的流量 Q 等于流速 V 與過水斷面面積 ω的乘積，即：Q=ωV (42)據(jù)此，達西定律也可表達為：V=K I (43)式中 V 稱作滲流速度（m/d） ，其余各項意義同前。滲流速度（V） 、滲透系數(shù)（K）和水力坡度（I ） ，在基本滲流理論中有重要意義，應予了解。（V） 由滲流的基本概念知， V 并非滲流的實際流速，而是假想水流通過包括 “骨架”與孔隙在內的整個斷面 ω流動時所具有的虛擬流速。可知虛擬流速總是小于實際流速。（I） 為沿水流方向單位滲透途徑長度上的水頭差。地下水在巖層空隙中運動時，為了克服阻力消耗機械能而出現(xiàn)水頭損失。所以，水力梯度可以理解為水流通過單位長度滲透途徑，為克服阻力所耗失的能量。確定水力梯度時，水頭差 Δh必須與滲流長度 L 相對應。（K） 是反映巖石透水性能的指標，其數(shù)值是水力梯度 I=1 時的滲透速度。滲透速度的大小不僅與巖石的孔隙性有關，而且還與滲透液體的粘滯性等物理性質有關。一般認為水的物理性質變化不大，影響可以忽略，而把滲透系數(shù)看成單純說明巖石滲透性能的參數(shù)。對于不同地區(qū)的不同巖石，滲透系數(shù)是不同的。10 / 75絕大多數(shù)情況下，可以認為地下水的運動基本符合線性滲透定律。因此，達西定律適用范圍很廣，它不僅是水文地質定量計算的基礎，還是定性分析各種水文過程的重要依據(jù)。深入掌握達西定律的物理意義，靈活的用它來分析問題，是地下水研究工作者應當具備的基本能力。第二節(jié) 地下水的理化性質與水質污染水量和水質是地下水的兩大要素。研究地下水水量，主要是分析地下水的補給、徑流和排泄過程，分析地下水運動的機理及其與外界的交換關系，使人們能在數(shù)量上研究并掌握地下水的運動規(guī)律。在自然界中地下水長期埋藏在巖石和土壤的空隙中，在與周圍介質的相互作用下，不斷溶解與它相接觸的巖石和土壤中的鹽類，從而成為地下水的化學成分。人類活動對地下水的化學成分有著特別重要的影響，工業(yè)三廢和城市廢水的排放、農(nóng)藥化肥的施用、礦業(yè)開發(fā)等都會改變地下水的化學成分，使地下水