【正文】 氣圈，經(jīng)過巖石圈表層及生物圈再返回水圈，如此循環(huán)不已。二、地下水賦存條件（一）巖石中的空隙地下水賦存于巖石空隙中，巖石空隙既是地下水的儲容場所，又是地下水的運(yùn)動通道。將空隙作為地下水的儲容場所與運(yùn)動通道研究時，可以分為三類，即：松散巖類中的孔隙、堅硬巖石中的裂隙、易溶巖石中的溶穴與溶蝕裂隙。 固結(jié)的堅硬巖石，包括沉積巖、巖漿巖與變質(zhì)巖。 易溶的沉積巖，如巖鹽、石膏、石灰?guī)r、白云巖等，由于地下水對裂隙面的溶蝕而成溶蝕裂隙，進(jìn)一步溶蝕便形成空洞就是溶穴或稱溶洞。雖然三者都是說的巖石中空隙所占整體巖石的體積比，但在實際意義上區(qū)別很大：松散巖類空間上顆粒變化較小，而且通常是漸次遞變的，因此，對某一類巖性所測得的孔隙率有較好的代表性，可以適用于一個相當(dāng)大的范圍；堅硬巖石中的裂隙，受巖性及應(yīng)力的控制，一般發(fā)育很不均勻，某一處測得的裂隙率只能代表一個特定部位的情況，適用范圍有限；巖溶發(fā)育一般不均勻，利用現(xiàn)有的辦法，實際上很難測得能夠說明某一巖層巖溶發(fā)育程度的巖溶率。因此，巖溶率的測定方法及其意義，都不值得進(jìn)一步探討。例如：松散巖類固然主要發(fā)育孔隙，但某些粘性土失水干縮后可以產(chǎn)生裂隙，這些裂隙的水文地質(zhì)意義往往超過其原有的孔隙；成巖程度不高的沉積巖，往往既有裂隙又有孔隙；易溶巖在同一巖層的不同部位，由于溶蝕強(qiáng)度不均一，有的部分主要發(fā)育裂隙，有的部分主要發(fā)育溶穴。只有這樣，才有利于分析地下水的儲存與運(yùn)動條件。存在于巖石空隙中的有結(jié)合水、重力水及毛細(xì)水，另外還有氣態(tài)水和固態(tài)水。 松散巖類的顆粒表面及堅硬巖石的裂隙壁面均帶有電荷，水分子受靜電作用在固體表面受到強(qiáng)大的吸力，排列較緊密，隨著距離增大，吸力逐漸減弱，水分子排列漸為稀疏。結(jié)合水被束縛在固體表面，不能在重力作用下自由運(yùn)動。 松散巖類中細(xì)小孔隙通道可構(gòu)成毛細(xì)管。毛細(xì)水廣泛存在于地下水面以上的包氣帶中。在粘性土的微細(xì)孔隙及基巖的閉合裂隙中，幾乎全部充滿著結(jié)合水。 即巖石中所能容納的最大的水的體積與溶水巖石體積之比，以小數(shù)或百分?jǐn)?shù)表示。但是，對于膨脹性的粘土來說，充水后體積擴(kuò)大，容水度可以大于孔隙度。持水度是指受重力影響釋水后巖石仍能保持的水的體積與巖石體積之比。顆粒細(xì)小的粘性土比表面積很大，有時其持水度可以等于容水度，即沒有重力水給出；中、粗砂的持水度較??；具有寬大張開裂隙與溶穴的巖石，持水度是微不足道的。給水度在數(shù)值上等于容水度減去持水度。表 41 常見松散巖類的孔隙度與給水度參考值 [3]巖石名稱 礫石 粗砂 中砂 細(xì)砂 亞粘土 粘土 泥炭孔隙度（%）40 42 47 50 80給水度 巖石的透水性是指巖石允許水透過的能力。滲透系數(shù)是反映巖石透水性的重要指標(biāo)，它反映了水在巖石中流動所受阻力情況，與空隙類型、大小及水的粘滯阻力有關(guān)。表 43 為常見巖石透水程度參照表。對于松散巖類來說，孔隙度變化較小，給水度的大小在很大程度上可以說明透水性的好壞。含水層不但儲存有水，而且水可以在其中運(yùn)移。劃分含水層和隔水層的標(biāo)志并不在于巖層是否含水，關(guān)健在于所含水的性質(zhì)。而結(jié)合水在通常條件下是不能運(yùn)動的，這類巖層起著阻隔水通過的作用，所以構(gòu)成隔水層。含水層和隔水層的劃分又是相對的，并不存在截然的界限。而同樣的泥質(zhì)粉砂若夾在粘土層中，由于其透水和給水的能力比粘土強(qiáng)，又當(dāng)視為含水層了。例如在正常條件下，粘性土層，特別是小孔隙的粘土層，由于飽含結(jié)合水而不能透水與給水，起著隔水層的作用。這種現(xiàn)象實際上普遍存在著。所謂的越流滲透主要是在這類巖層中進(jìn)行的。因為松散巖土多呈層狀，其間孔隙的分布連續(xù)而均勻，因此賦存的地下水也呈連續(xù)均勻的層狀分布。例如：當(dāng)一條大的斷層穿越不同巖性的地層時，只有在斷裂帶中水的分布連續(xù)且比較均勻。因此，在這樣一些情況下，將含水巖體統(tǒng)稱為“含水層”是不恰當(dāng)?shù)模ǔ＞头Q其為含水系統(tǒng)。在一個系統(tǒng)中的地下水，可將其看成一個整體，具有統(tǒng)一的水力聯(lián)系，即當(dāng)這個系統(tǒng)的某些部位接受外界水補(bǔ)給時，整個系統(tǒng)的水量就將增加；而當(dāng)系統(tǒng)中任何一處向外排水或人為取水時，則整個含水系統(tǒng)的水量將減少。因此，對地下水的分布和運(yùn)動按系統(tǒng)概念進(jìn)行研究將更為全面和合理。含水層的構(gòu)成是由多種因素決定的，概括起來應(yīng)具備下列條件： 構(gòu)成含水層首先要有儲水空間，也就是說應(yīng)當(dāng)具有孔隙、裂隙或溶隙等空間。這種條件下有利于形成含水層。只有這樣，才能使運(yùn)動于空隙中的重力水，較長久的儲存起來，充滿巖層空隙，形成含水層。只有當(dāng)巖層有了充足的補(bǔ)給來源，對供水有一定實際意義時，才能構(gòu)成含水層。每個蓄水構(gòu)造中地下水的補(bǔ)給、逕流和排泄都是獨(dú)立的。蓄水構(gòu)造是從水文地質(zhì)學(xué)觀點研究地質(zhì)構(gòu)造得出的概念，目前已把這個概念運(yùn)用在基巖山區(qū)。在堅硬巖層分布區(qū)，主要有單斜蓄水構(gòu)造、背斜蓄水構(gòu)造、向斜蓄水構(gòu)造、斷裂型蓄水構(gòu)造、侵入接觸型蓄水構(gòu)造、巖溶型蓄水構(gòu)造等。不同的蓄水構(gòu)造對含水層的埋藏、地下水補(bǔ)給和水質(zhì)、水量都有較大影響，所以在水文地質(zhì)調(diào)查工作中，首先要把工作重點放在查明蓄水構(gòu)造上，才能進(jìn)而查清水文地質(zhì)條件。包氣帶水泛指貯存在包氣帶中的水，包括通稱為土壤水的吸著水、薄膜水、毛細(xì)水、氣態(tài)水和過路的重力滲入水，以及由特定條件所形成的屬于重力水狀態(tài)的上層滯水。在雨季可獲得補(bǔ)給并儲存一定的水量；而在旱季則逐漸消失，甚至干涸，其動態(tài)變化顯著。有時也將包氣帶水稱之為非飽和帶水。研究包氣帶的厚度、結(jié)構(gòu)、巖性、滲透性及污染物在包氣帶中的吸附與解吸、沉淀與溶解、機(jī)械過濾、化學(xué)反應(yīng)等作用，對于研究污染物從地表轉(zhuǎn)入地下水環(huán)境，評價預(yù)測建設(shè)工程對地下水的環(huán)境影響意義重大。 地下水自由水面以上部分為包氣帶，以下部分稱作飽水帶。包氣帶中還有正在下滲的“過路”重力水以及被毛細(xì)力滯留在包氣帶上部的懸掛毛細(xì)水。根據(jù)埋藏條件分為潛水和承壓水。潛水沒有隔水頂板，或只有局部的隔水頂板。從潛水面到隔水底板的距離為潛水含水層厚度。由于潛水含水層上面一般不存在隔水層，直接與包氣帶相接，所以潛水在其全部分布范圍內(nèi)都可以通過包氣帶接受大氣降水、地表水或灌溉回滲水的補(bǔ)給。自然條件下潛水的排泄方式有兩種：一種是向下游逕流，以泉、滲流等形式泄出地表或流入地表水體，這便是逕流排泄；另一種是通過包氣帶或植物蒸發(fā)進(jìn)入大氣，稱為蒸發(fā)排泄。 不同巖石的極限蒸發(fā)深度，在環(huán)境影響評價工作中經(jīng)常遇到，表 44 給出部分試驗值供參考。所以，氣象、水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(bǔ)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。因此，潛水的動態(tài)有明顯的季節(jié)變化。潛水的水質(zhì)變化很大，主要取決于氣侯、地形及巖性條件。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。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。相等水位點的連線稱等水位線。 充滿于兩個隔水層之間的含水層中的水叫做承壓水。頂?shù)装逯g的距離為含水層厚度。當(dāng)頂?shù)装甯羲阅芰己脮r，它主要通過含水層出露地表的補(bǔ)給區(qū)（該地段地下水已轉(zhuǎn)變?yōu)闈撍┇@得補(bǔ)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(xì)上升高度 [3]巖石名稱 最大毛細(xì)上升高度（cm）粗砂（粒徑= ） 24中砂（粒徑 =） 1235細(xì)砂（粒徑 =） 35120亞 砂 土 120250亞 粘 土 300350粘 土 5006006 / 75進(jìn)行排泄。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。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） 。總的來說，承壓水不象潛水那樣容易補(bǔ)充恢復(fù)，但由于其含水層厚度一般較大，往往具有良好的多年調(diào)節(jié)性。承壓水的補(bǔ)給、逕流、排泄條件越好，參加水循環(huán)越積極，水質(zhì)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。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(dá)到每升數(shù)百克之多。但是，一旦污染后很難使其凈化，因此在開發(fā)利用時應(yīng)注意水源的衛(wèi)生保護(hù)。補(bǔ)給與排泄方式及其強(qiáng)度，決定著含水層內(nèi)部的逕流以及水量與水質(zhì)的變化。只有對地下水的補(bǔ)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。地下水的補(bǔ)給來源主要有：大氣降水、地表水和灌溉回滲水。 大氣降水通過巖層空隙滲入補(bǔ)給地下水。隨著雨量加大結(jié)合水和懸掛毛細(xì)水達(dá)到極限，在重力作用下繼續(xù)下滲進(jìn)入含水層，引起水位升高，形成補(bǔ)給作用。對一個獨(dú)立流域來說，地表逕流也是流域內(nèi)的大氣降水轉(zhuǎn)化來的，因此，降水量的大小對一個地區(qū)地下水的補(bǔ)給來源起著控制作用。降水強(qiáng)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(bǔ)給地下水的部分所占比例相應(yīng)減少。綿綿細(xì)雨對地下水的補(bǔ)給最為有利。反之，包氣帶透水不良，降水中的相當(dāng)一部分便轉(zhuǎn)為地表逕流。地形坡度越大，坡流急促，入滲時段縮短，不利于水的下滲。但要注意，只有當(dāng)降水強(qiáng)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。一方面，植被阻滯了地表徑流。所有上述作用中，最關(guān)鍵、最主要的是降水量和包氣帶的巖性與厚度。環(huán)評工作中常見的以河流為主，故僅以河流為例進(jìn)行分析。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(jìn)入山前，堆積作用加強(qiáng)，河床位置抬高，地下水埋深增大，經(jīng)常是河水補(bǔ)給地下水。河流補(bǔ)給地下水時，補(bǔ)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。巖溶發(fā)育地區(qū)往往整條河流轉(zhuǎn)入地下。但接近中下游，當(dāng)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(bǔ)給卻明顯減少。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。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(kuò)展，河水滲漏量變?。▓D 42b） ；河水?dāng)嗔骱?，地下水位逐漸趨平，使一定范圍內(nèi)地下水位普遍抬高（圖 42c） 。這種情況下，不能簡單地把河水滲漏當(dāng)作補(bǔ)給地 圖 41 地表水與地下水的補(bǔ)給關(guān)系 圖 42 河水補(bǔ)給引起地下水位抬高8 / 75下水的量。地表水體附近的地下水，既接受降水補(bǔ)給，又接受地表水的補(bǔ)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(bǔ)給量。潛水和承壓含水層接受降水和地表水補(bǔ)給的條件不同。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(zhuǎn)化為潛水）方能獲得補(bǔ)給。（二）地下水的排泄含水層失去水量的過程稱作排泄。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。此時對后者來說，也是從前者獲得補(bǔ)給。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(zhì)發(fā)生變化。（三）地下水的逕流地下水由補(bǔ)給區(qū)流向排泄區(qū)的過程稱作逕流。除某些構(gòu)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。最簡單情況下，含水層中地下水自一個集中的補(bǔ)給區(qū)流向集中的排泄區(qū)，具有單一逕流方向。局部受地形控制從高處流向低處。例如在山前沖洪積扇的水源地附近一定范圍內(nèi)，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(gòu)筑物（水井）流動，因為井水位低于周邊地下水位。以往的研究多集中于飽水帶重力水的運(yùn)動，而對包氣帶水、結(jié)合水的運(yùn)動規(guī)律尚沒有成熟公認(rèn)的研究成果。（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(yùn)動稱為滲透。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。這種假想的水流，一方面認(rèn)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。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。這樣通過對假想水流的研究，可以掌握真實水流運(yùn)動的規(guī)律。所以地下水滲流速度遠(yuǎn)比地表水流速小。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。運(yùn)動要素隨時間變化的水流運(yùn)動，稱為非穩(wěn)定流。（二）線性滲透定律——達(dá)西定律線性滲透定律揭示了地下水徑流運(yùn)動時的基本規(guī)律，是法國水力學(xué)家達(dá)西 1852～1853 年在實驗室中，對水在砂中的滲透進(jìn)行大型實驗后建立的,所以稱為達(dá)西定律。從水力學(xué)知，通過某一斷面的流量 Q 等于流速 V 與過水?dāng)嗝婷娣e ω的乘積，即：Q=ωV (42)據(jù)此，達(dá)西定律也可表達(dá)為：V=K I (43)式中 V 稱作滲流速度（m/d） ，其余各項意義同前。（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(nèi)的整個斷面 ω流動時所具有的虛擬流速。（I） 為沿水流方向單位滲透途徑長度上的水頭差。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。（K） 是反映巖石透水性能的指標(biāo)，其數(shù)值是水力梯度 I=1 時的滲透速度。一般認(rèn)為水的物理性質(zhì)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)。10 / 75絕大多數(shù)情況下，可以認(rèn)為地下水的運(yùn)動基本符合線性滲透定律。深入掌握達(dá)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(yīng)當(dāng)具備的基本能力。研究地下水水量，主要是分析地下水的補(bǔ)給、徑流和排泄過程，分析地下水運(yùn)動的