自然地理学——水文3

1、自然地理学自然地理学 第五章第五章 水水 文文 主讲教师：赵志忠主讲教师：赵志忠 第四节第四节 地下水（地下水（ground water） 一、一、 地下水概述地下水概述 地下水，就是埋藏在地面以下，土壤、岩石空地下水，就是埋藏在地面以下，土壤、岩石空 隙中的各种状态的水。隙中的各种状态的水。地下水包括气体状态、固地下水包括气体状态、固 体状态、液体状态等形态。而液体状态的地下水体状态、液体状态等形态。而液体状态的地下水 又可分为又可分为润湿状态、薄膜状态、毛细管状态和自润湿状态、薄膜状态、毛细管状态和自 由重力状态由重力状态等。各种状态的地下水是彼此互相联等。各种状态的地下水是彼此互相联 系

2、的，并在一定条件下可以互相转化。系的，并在一定条件下可以互相转化。 地下水是河流补给来源之一；积极参与水循环；是地下水是河流补给来源之一；积极参与水循环；是 人类一项宝贵的自然资源，它可直接作为都市给水、灌人类一项宝贵的自然资源，它可直接作为都市给水、灌 溉用水、工矿业用水的水源；在某些地区，深层地下水溉用水、工矿业用水的水源；在某些地区，深层地下水 含有较高的矿物质成分，如食盐、芒硝、钾盐、碘、演含有较高的矿物质成分，如食盐、芒硝、钾盐、碘、演 等，可以提炼作为化学工业的原料；有些矿泉具有医疗等，可以提炼作为化学工业的原料；有些矿泉具有医疗 上的作用；地下热水又可利用来发电；地下水对农作物上

3、的作用；地下热水又可利用来发电；地下水对农作物 生长也有很大影响，如地下水水位过高易产生盐渍化，生长也有很大影响，如地下水水位过高易产生盐渍化， 不利于农作物生长；地下水还往往能导致局部的动力地不利于农作物生长；地下水还往往能导致局部的动力地 质地貌现象，如山崩、滑塌、陷穴、溶洞等，对厂房建质地貌现象，如山崩、滑塌、陷穴、溶洞等，对厂房建 筑、水利、交通建设等都有极大的影响，若过量的开采筑、水利、交通建设等都有极大的影响，若过量的开采 和不合理利用地下水，则会造成地面沉降，地下水源遭和不合理利用地下水，则会造成地面沉降，地下水源遭 受污染等。受污染等。 1 1地下水的蓄水构地下水的蓄水构造造

4、地下水的蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层地下水的蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层 相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构 造体造体。一个蓄水构造体需具备以下一个蓄水构造体需具备以下3个基本条件：个基本条件： 第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间；第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间； 第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界；第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界； 第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路。第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路。 ( (一一) ) 地下水的蓄水构造与岩石的水理性质地下水的蓄水构造与岩石的水理性

5、质 不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补 给水量、水质均有很大的影响。尤其在坚硬岩层分布给水量、水质均有很大的影响。尤其在坚硬岩层分布 区，首先要查明蓄水构造，才能找到比较理想的地下区，首先要查明蓄水构造，才能找到比较理想的地下 水源。这类蓄水构造主要有：水源。这类蓄水构造主要有：单斜蓄水构造、背斜蓄单斜蓄水构造、背斜蓄 水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、喀斯特水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、喀斯特 （岩溶）型蓄水构造（岩溶）型蓄水构造等。也有根据沉积物的成因类型、等。也有根据沉积物的成因类型、 空间分布及水源条件，区分为空间分布及水源

6、条件，区分为山前冲洪积型蓄水构造、山前冲洪积型蓄水构造、 河床冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造河床冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造等。等。 2. 2. 岩石的水理性质岩石的水理性质 岩石与水的贮容、运移等有关的性质，称为岩岩石与水的贮容、运移等有关的性质，称为岩 石的水理性质。它主要包括石的水理性质。它主要包括容水性、持水性、容水性、持水性、 给水性和透水性给水性和透水性等。等。 （l l）容水性）容水性 ：指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的 性能。性能。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容水度（衡量和表示岩石容水性的大小，常用容水度（w wn n）来）

7、来 表示。容水度是在自然条件下（常温、常压）单位体积的表示。容水度是在自然条件下（常温、常压）单位体积的 空隙岩石中所能容纳水分的最大含量。也即是岩土容纳水空隙岩石中所能容纳水分的最大含量。也即是岩土容纳水 的最大体积（的最大体积（v vn n）与岩土总体积（）与岩土总体积（v v）之比：）之比：w wn nv vn n / / 100%100%。容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通。容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通 程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与孔隙度、裂孔隙度、裂 隙率或岩溶率隙率或岩溶率相等。但对于具有膨胀性的粘土来说，充

8、水相等。但对于具有膨胀性的粘土来说，充水 后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。 2. 2. 岩石的水理性质岩石的水理性质 （2）持水性）持水性 是指在岩土引力超过了重力作用情是指在岩土引力超过了重力作用情 况下，能保持一定水量的性能。况下，能保持一定水量的性能。它是在附着力和它是在附着力和 毛细管力超过了重力作用的结果。这种水是非重毛细管力超过了重力作用的结果。这种水是非重 力水，也就是吸着水、薄膜水和毛管水。持水性力水，也就是吸着水、薄膜水和毛管水。持水性 在数量上用持水度（在数量上用持水度（wrwr）表示。持水度是岩土在）表示。持水度是岩土在 重力水排出后所

9、保持的水体积（重力水排出后所保持的水体积（vrvr）与岩土总体）与岩土总体 积（积（v v）之比。）之比。即：即：wr二二vr / v 100%。持水持水 度的大小取决于岩土颗粒的大小和裂隙面接近的度的大小取决于岩土颗粒的大小和裂隙面接近的 程度。可以说，程度。可以说，持水度与岩土颗粒大小成反比，持水度与岩土颗粒大小成反比， 而与裂隙面接近程度成正比，而与裂隙面接近程度成正比，与颗粒表面积成正与颗粒表面积成正 比比。 （3 3）给水性给水性 是指在重力作用下，饱水岩土能够自由是指在重力作用下，饱水岩土能够自由 流出一定水量的性能。流出一定水量的性能。它是在重力作用超过了附着力它是在重力作用超过

10、了附着力 和毛细管力作用的结果，流出的水就是重力水。当岩和毛细管力作用的结果，流出的水就是重力水。当岩 土孔隙完全被水充满时，称为饱水岩土。岩土给水性土孔隙完全被水充满时，称为饱水岩土。岩土给水性 能的大小，可用给水度（能的大小，可用给水度（u）来衡量。给水度是从饱）来衡量。给水度是从饱 水岩土中流出的水体积（水岩土中流出的水体积（vg）同岩土体积（）同岩土体积（v）之比。）之比。 即即u=vg / v 100%。给水性的大小的决定因素与。给水性的大小的决定因素与 持水性相同，但它们的数值是互为相反的，持水性相同，但它们的数值是互为相反的，即给水性即给水性 与岩土颗粒大小成正比，而与裂隙面接近

11、程度成反比。与岩土颗粒大小成正比，而与裂隙面接近程度成反比。 （4 4）透水性）透水性：是指在一定条件下，岩土本身能是指在一定条件下，岩土本身能 使水透过的性能。使水透过的性能。透水性主要取决于孔隙的大小和透水性主要取决于孔隙的大小和 连通性，其次是孔隙的多少。例如，粘土的孔隙度连通性，其次是孔隙的多少。例如，粘土的孔隙度 很大，但孔隙直径很小，使水难通过。透水性的好很大，但孔隙直径很小，使水难通过。透水性的好 坏只是相对而言。透水性的好坏，决定着水的运动坏只是相对而言。透水性的好坏，决定着水的运动 速度。一般透水性好，给水性也好。但给水性的研速度。一般透水性好，给水性也好。但给水性的研 究，

12、是为解决动储量测题的，而透水性的研究则是究，是为解决动储量测题的，而透水性的研究则是 解决静储量的。解决静储量的。 ( (二二) ) 地下水的来源地下水的来源 地下水的来源主要有三方面：地下水的来源主要有三方面： （1 1）渗透水）渗透水 大气降水和地表水下渗土壤岩石的孔隙中而大气降水和地表水下渗土壤岩石的孔隙中而 成为地下水，这是最主要的一个方面。成为地下水，这是最主要的一个方面。 （2 2）凝结水）凝结水 大气中的水汽，在空中水汽压大于地下水汽大气中的水汽，在空中水汽压大于地下水汽 压时，水汽流入地下，在土壤、岩石的孔隙中直接凝结而成地压时，水汽流入地下，在土壤、岩石的孔隙中直接凝结而成地

13、 下水。这种水在沙漠地区可较为明显地看出，有的地方凝结量下水。这种水在沙漠地区可较为明显地看出，有的地方凝结量 竟然可达到当地的地下水水量的竟然可达到当地的地下水水量的20%20%。 （3 3）岩浆逸出水）岩浆逸出水 岩浆中分离出来的气体化合而成地下水。岩浆中分离出来的气体化合而成地下水。 当然，这种水的水量是很少的。当然，这种水的水量是很少的。 （三）地下水流系统（三）地下水流系统 地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它像地表地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它像地表 上河流、湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内上河流、湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内 的地下水流，构成

14、相对独立的地下水流系统。的地下水流，构成相对独立的地下水流系统。 1 1地下水流系统的基本特征地下水流系统的基本特征 在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区 的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统。的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统。处处 于同一水流系统的地下水，往往具有相同的补给来源，于同一水流系统的地下水，往往具有相同的补给来源， 相互之间存在密切的水力联系，形成相对统一的整体，相互之间存在密切的水力联系，形成相对统一的整体， 而属于不同地下水流系统的地下水，则指向不同的排而属于不同地下水流系统的地下水，则指向不同的排 泄区，相互之间没

15、有或只有极微弱的水力联系。地下泄区，相互之间没有或只有极微弱的水力联系。地下 水流系统与地表水系相比，具有如下的特征：水流系统与地表水系相比，具有如下的特征： （l l）空间上的立体性）空间上的立体性 地表上的江河水系基本上呈平面状态地表上的江河水系基本上呈平面状态 展布；而地下水流系统往往自地表面起可直达地下几百上千展布；而地下水流系统往往自地表面起可直达地下几百上千 米深处，形成空间立体分布，并自上到下呈现多层次的结构。米深处，形成空间立体分布，并自上到下呈现多层次的结构。 这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。 （2 2）流线组合的复杂性和不

16、稳定性）流线组合的复杂性和不稳定性 地表上的江地表上的江 河水系，一般均由一条主流和若干等级的支流组合河水系，一般均由一条主流和若干等级的支流组合 而成有规律的河网系统；而地下水流系统则是由众而成有规律的河网系统；而地下水流系统则是由众 多的流线组合而成的复杂的动态系统，在系统内部多的流线组合而成的复杂的动态系统，在系统内部 不仅难以区别主流和支流，而且具有多变性和不稳不仅难以区别主流和支流，而且具有多变性和不稳 定性。这种不稳定性，可以表现为受气候和补给条定性。这种不稳定性，可以表现为受气候和补给条 件的影响呈现周期性变化；亦可因为开采和人为排件的影响呈现周期性变化；亦可因为开采和人为排 泄

17、，促使地下水流系统发生剧烈变化，甚至在不同泄，促使地下水流系统发生剧烈变化，甚至在不同 水流系统之间造成地下水劫夺现象。水流系统之间造成地下水劫夺现象。 （3 3）流动方向上的下降与上升的并存性）流动方向上的下降与上升的并存性 在重力作用下，地在重力作用下，地 表江河水流总是自高处流向低处；然而地下水流方向在补给区表江河水流总是自高处流向低处；然而地下水流方向在补给区 表现为下降，在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。表现为下降，在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。 此外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较此外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较 小，不可能像地表江河那样组合成面

18、积广大小，不可能像地表江河那样组合成面积广大 （达几十万乃至上百万平方公里）的大流域系（达几十万乃至上百万平方公里）的大流域系 统。据托思的研究，在一块面积不大的地区，统。据托思的研究，在一块面积不大的地区， 由于受局部复合地形的控制，可形成多级地下由于受局部复合地形的控制，可形成多级地下 水流系统，不同等级的水流系统，它们的补给水流系统，不同等级的水流系统，它们的补给 区和排泄区在地面上交替分布。区和排泄区在地面上交替分布。 2 2地下水垂向层次结构的基本模式地下水垂向层次结构的基本模式 如前所述，地下水流系统在空间上的立体性，如前所述，地下水流系统在空间上的立体性， 是地下水与地表水之间存

19、在的主要差异之一。是地下水与地表水之间存在的主要差异之一。 而地下水垂向的层次结构，则是地下水空间立而地下水垂向的层次结构，则是地下水空间立 体性的具体表征。下图为典型水文地质条件下，体性的具体表征。下图为典型水文地质条件下， 地下水垂向层次结构的基本模式。自地表面起地下水垂向层次结构的基本模式。自地表面起 至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分 为为包气带和饱和水带包气带和饱和水带两大部分。两大部分。 包气带（包气带（是指地面以下，地下水面以上不饱和的是指地面以下，地下水面以上不饱和的 土壤含水带。这里土壤颗粒、水和空气三者并存，土壤含水带。这里土壤

20、颗粒、水和空气三者并存， 由于降雨和蒸发的影响，其含水量经常在变化由于降雨和蒸发的影响，其含水量经常在变化）又）又 进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细管水带进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细管水带 等等3 3个亚带个亚带。 饱和水带饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。 从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水 （包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相（包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相 对应的是重力水（包括潜水和承压水）对应的是重力水（包括潜水和承压水）。 以上是地下水层次结构的基本

21、模式，在具体的水文地质条件以上是地下水层次结构的基本模式，在具体的水文地质条件 下，各地区地下水的实际层次结构不尽一致。有的层次可能下，各地区地下水的实际层次结构不尽一致。有的层次可能 充分发展，有的则不发育。如在严重干旱的沙漠地区，包气充分发展，有的则不发育。如在严重干旱的沙漠地区，包气 带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至不存在；反之，在多雨带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至不存在；反之，在多雨 的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包 气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地下水层次气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地

22、下水层次 结构亦不明显。至于像承压水带的存在，要求有特定的贮水结构亦不明显。至于像承压水带的存在，要求有特定的贮水 构造和承压条件。而这种条件并非处处都具备，所以承压水构造和承压条件。而这种条件并非处处都具备，所以承压水 的分布受到很大的限制。但上述地下水层次结构在地区上的的分布受到很大的限制。但上述地下水层次结构在地区上的 差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性。这一差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性。这一 层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并 成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。成为按埋藏条件进行地

23、下水分类的基本依据。 二、地下水的理化性质二、地下水的理化性质 自然界中的水，无论是大气水、地表水或地下水，都不是化自然界中的水，无论是大气水、地表水或地下水，都不是化 学纯水。就地下水来说，由于它参与自然界水的总循环，所以学纯水。就地下水来说，由于它参与自然界水的总循环，所以 它具有相当复杂的化学成分，并呈现不同的物理性质。特别是它具有相当复杂的化学成分，并呈现不同的物理性质。特别是 地下水长期在岩石和土壤的空隙中埋藏和运动，必然要与周围地下水长期在岩石和土壤的空隙中埋藏和运动，必然要与周围 介质（岩石、土壤）相互作用，不断地溶解介质中的可溶盐类介质（岩石、土壤）相互作用，不断地溶解介质中的

24、可溶盐类 人体等成分。同时，随着地下水在岩石和土壤空隙中的运移，人体等成分。同时，随着地下水在岩石和土壤空隙中的运移， 其化学成分随时随地都在发生变化。因此，地下水是一种很好其化学成分随时随地都在发生变化。因此，地下水是一种很好 的天然溶剂，又是一种复杂的天然溶液。的天然溶剂，又是一种复杂的天然溶液。分析研究这种复杂溶分析研究这种复杂溶 液的物理性质和化学成分，对于阐明地下水的形成条件、变化液的物理性质和化学成分，对于阐明地下水的形成条件、变化 规律、合理利用和防治地下水危害以及指导水文地球化学找矿，规律、合理利用和防治地下水危害以及指导水文地球化学找矿， 充实矿床成因理论等方面，都有着十分重

25、要的意义。充实矿床成因理论等方面，都有着十分重要的意义。 （一）地下水的物理性质（一）地下水的物理性质 地下水的物理性质包括温度、颜色、透明度、气味、味地下水的物理性质包括温度、颜色、透明度、气味、味 道、密度、导电性和放射性等。这里着重简介前五个方面。道、密度、导电性和放射性等。这里着重简介前五个方面。 1 1温度温度 地下水温度随深度而异。地下水温度随深度而异。近地表的地下水，其温度受气近地表的地下水，其温度受气 温的影响，具有周期性的变化：一般在日常温层以上，水温温的影响，具有周期性的变化：一般在日常温层以上，水温 具有明显的昼夜变化。在年常温层以上，水温具有季节性变具有明显的昼夜变化。

26、在年常温层以上，水温具有季节性变 化；在年常温层，地下水温的变化很小，一般不超过化；在年常温层，地下水温的变化很小，一般不超过0.10.1； 而在年常温层以下，地下水温度则随深度增加而逐渐升高而而在年常温层以下，地下水温度则随深度增加而逐渐升高而 成为增温层，其变化规律决定于一个地区的地热增温级。地成为增温层，其变化规律决定于一个地区的地热增温级。地 热增温级是指在常温层以下，温度每升高热增温级是指在常温层以下，温度每升高l l所需增加的深所需增加的深 度，单位为，度，单位为，m/m/。各处地热增温级不同，一般为。各处地热增温级不同，一般为 33m/33m/。 地下水温地区分布差异大。在新火山

27、地区，地下地下水温地区分布差异大。在新火山地区，地下 水温可达水温可达100100以上。例如在堪察加半岛、冰岛、日以上。例如在堪察加半岛、冰岛、日 本等地一些喷泉都有这种情况。在寒带、极地以及高本等地一些喷泉都有这种情况。在寒带、极地以及高 山地区，地下水的温度很低，有的可低至山地区，地下水的温度很低，有的可低至-5-5。在温。在温 带和亚热带地区的平原中，浅层地下水的年平均温度带和亚热带地区的平原中，浅层地下水的年平均温度 常接近所在地区的年平均气温，或稍高常接近所在地区的年平均气温，或稍高l l2 2。 地下水在一定的地质条件下，因受地球内部热能地下水在一定的地质条件下，因受地球内部热能

28、的影响而形成地下热水。它通过一定的通道，例如，的影响而形成地下热水。它通过一定的通道，例如， 沿断裂破碎带、钻孔等上涌，致使地热增温级大大提沿断裂破碎带、钻孔等上涌，致使地热增温级大大提 高，这种地区叫做地热异常区。具有良好地质构造及高，这种地区叫做地热异常区。具有良好地质构造及 水文地质条件的地热异常区，有可能形成富集大量地水文地质条件的地热异常区，有可能形成富集大量地 下热水或天然蒸汽的地热田。下热水或天然蒸汽的地热田。 2 2颜色颜色 地下水一般是无色的，但由于它的化学成分地下水一般是无色的，但由于它的化学成分 的含量不同，以及悬浮杂质的存在，而常常呈现的含量不同，以及悬浮杂质的存在，而

29、常常呈现 出各种颜色。如含有三氧化二铁的水，多呈褐红出各种颜色。如含有三氧化二铁的水，多呈褐红 色；含腐殖质的水，呈暗黄褐色。色；含腐殖质的水，呈暗黄褐色。 3. 3. 透明度透明度 常见的地下水多是透明的，但其中如含有一些固体和胶体悬常见的地下水多是透明的，但其中如含有一些固体和胶体悬 浮物时，则地下水的透明度有所改变。为了测定透明度，可将浮物时，则地下水的透明度有所改变。为了测定透明度，可将 水样倒入一高水样倒入一高60cm60cm带有放水嘴和刻度的玻璃管中，把管底放在带有放水嘴和刻度的玻璃管中，把管底放在1 1 号铅字（专用铅字）的上面，打开放水嘴放水，一直到能清楚号铅字（专用铅字）的上

30、面，打开放水嘴放水，一直到能清楚 地看见管底的铅字为止，读出管底到水面的高度，即为其透明地看见管底的铅字为止，读出管底到水面的高度，即为其透明 度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级。度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级。 （l l）透明）透明60cm60cm的水深可以清楚地看见的水深可以清楚地看见3mm3mm粗的黑线；粗的黑线； （2 2）微混浊）微混浊30cm30cm以上的水深，仍可清楚地看见这种粗线；以上的水深，仍可清楚地看见这种粗线； （3 3）混浊）混浊 30cm 30cm以内的水深才可清楚地看见这种粗黑线；以内的水深才可清楚地看见这种粗黑线； （4 4）极混浊水深很小

31、也不能清楚地看见这种粗黑线。）极混浊水深很小也不能清楚地看见这种粗黑线。 4. 4. 气味气味 一般地下水是无味的，当其中含有某种气体成分和有一般地下水是无味的，当其中含有某种气体成分和有 机物质时，产生一定的气味。如地下水含有硫化氢（机物质时，产生一定的气味。如地下水含有硫化氢（HZSHZS） 气体时，则有臭鸡蛋味；有机物质使地下水有鱼腥味。气体时，则有臭鸡蛋味；有机物质使地下水有鱼腥味。 5.5.味道味道 地下水的味道取决于它的化学成分及溶解的气体。如地下水的味道取决于它的化学成分及溶解的气体。如 含有大量的氯化钠（含有大量的氯化钠（NaCINaCI）使水有咸味；钠、镁的硫酸盐）使水有咸味

32、；钠、镁的硫酸盐 使水具有苦味；当溶解有较多的二氧化碳时，常有爽口的使水具有苦味；当溶解有较多的二氧化碳时，常有爽口的 味道；含有适量重碳酸（味道；含有适量重碳酸（Ca(HCOCa(HCO3 3) )2 2）和重碳酸镁（）和重碳酸镁（MgMg （HCOHCO3 3）2 2），味道很可口，一般称为甜水。），味道很可口，一般称为甜水。 （二）地下水的化学性质（二）地下水的化学性质 这里着重介绍地下水的化学成分、矿化度和硬度。这里着重介绍地下水的化学成分、矿化度和硬度。 1.1. 地下水的主要化学成分地下水的主要化学成分 由于地下水与岩石发生了相互的物理和化学作用，因此使由于地下水与岩石发生了相互的

33、物理和化学作用，因此使 地下水中溶有各种不同的离子、化合物分子以及不同的气体。地下水中溶有各种不同的离子、化合物分子以及不同的气体。 地下水中最主要的离子有地下水中最主要的离子有CICI- -，SOSO4 42- 2-， ，HCOHCO3 3- -，COCO3 32- 2-以及 以及H H+ +，NaNa+ +， K K+ +, Ca, Ca2+ 2+， ，MgMg2+ 2+等。除此之外，也含有一些化合物，如铁、铝 等。除此之外，也含有一些化合物，如铁、铝 氧化物（氧化物（FeFe2 2O O3 3，AlAl2 2O O3 3）等。地下水中常含有某些气体和放射）等。地下水中常含有某些气体和放射

34、 性元素，但是含量甚微。地下水的气体成分，主要有氧、氮、性元素，但是含量甚微。地下水的气体成分，主要有氧、氮、 二氧化碳和硫化氢等。二氧化碳和硫化氢等。 根据地下水化学成分可以寻找有用矿产，特别是放射性矿产。根据地下水化学成分可以寻找有用矿产，特别是放射性矿产。 近年来在这方面已经取得了很大的发展，成为地球化学找矿近年来在这方面已经取得了很大的发展，成为地球化学找矿 工作的一个组成部分。如江西大盐矿的发现，水文地球化学工作的一个组成部分。如江西大盐矿的发现，水文地球化学 探矿法在其中起了很大作用。探矿法在其中起了很大作用。 2 2矿化度矿化度 一升水中所含各种离子、分子及化合物（不包括游离状一

35、升水中所含各种离子、分子及化合物（不包括游离状 态的气体）的总量，就叫总矿化度，简称矿化度。态的气体）的总量，就叫总矿化度，简称矿化度。以以g/Lg/L表表 示。示。它说明水中所含盐量的多少，故它是地下水化学成分的重要标志。它说明水中所含盐量的多少，故它是地下水化学成分的重要标志。 由于矿化度不同，水质也有不同。若矿化度大，是同于矿化水，矿化度由于矿化度不同，水质也有不同。若矿化度大，是同于矿化水，矿化度 很小是淡水。很小是淡水。 矿化度的测定，通常是把水加热到矿化度的测定，通常是把水加热到 105105110110，使水全部蒸发，使水全部蒸发 干，剩下的残余物的重量即为水的总矿化度（即每升水

36、中含干涸残余物干，剩下的残余物的重量即为水的总矿化度（即每升水中含干涸残余物 的克数）。由于部分物质在烘干时蒸发掉，也可能有悬浮杂质渗入，所的克数）。由于部分物质在烘干时蒸发掉，也可能有悬浮杂质渗入，所 以用烘干法求得的矿化度是近似值。以用烘干法求得的矿化度是近似值。 按照矿化度的大小，可以将地下水分为以下按照矿化度的大小，可以将地下水分为以下5 5类：淡水为类：淡水为1g/L1g/L； 弱矿化水（微咸水）为弱矿化水（微咸水）为1 13g/L3g/L；中等矿化水（咸水）为；中等矿化水（咸水）为3 310g/L10g/L；强；强 矿化水（盐水）为矿化水（盐水）为101050g/ L50g/ L；

37、卤水为；卤水为50g/L50g/L。在通常条件下，低矿。在通常条件下，低矿 化度的水（淡水）常常以重碳酸根离子（化度的水（淡水）常常以重碳酸根离子（HCOHCO3 3- -）为主要成分；中等矿化）为主要成分；中等矿化 度的水以硫酸根离子（度的水以硫酸根离子（SOSO4 42- 2-）为主要成分；而高矿化度的水，则以氯离 ）为主要成分；而高矿化度的水，则以氯离 子（子（ClCl- -）为主要成分。）为主要成分。 3. 3. 水的硬度水的硬度 含有多量的时含有多量的时CaCa2+ 2+和 和MgMg2+ 2+的水称为硬水。 的水称为硬水。这是因为水中这是因为水中 含有的钙、镁盐类，在加热时易形成坚

38、硬的沉淀物质。而含有的钙、镁盐类，在加热时易形成坚硬的沉淀物质。而 通常把水中通常把水中CaCa2+ 2+和 和MgMg2+ 2+的含量称为硬度。它们的含量愈高， 的含量称为硬度。它们的含量愈高， 硬度愈大。硬度愈大。 硬度可分为暂时硬度和永久硬度。硬度可分为暂时硬度和永久硬度。由于加热煮沸后水由于加热煮沸后水 中失去一部分中失去一部分CaCa2+ 2+与 与MgMg2+ 2+，这部分 ，这部分CaCa2+ 2+与 与MgMg2+ 2+的数量称为暂 的数量称为暂 时硬度。当加热煮沸后，仍然溶在水中的时硬度。当加热煮沸后，仍然溶在水中的CaCa2+ 2+与 与MgMg2+ 2+，造成 ，造成 硬

39、性的硬度，叫永久硬度。硬性的硬度，叫永久硬度。 硬度的单位通常采用硬度的单位通常采用“德国度德国度”。德国度一度相当于德国度一度相当于1 1 升水中含氧化钙升水中含氧化钙10mg10mg，或氧化镁，或氧化镁7.2mg7.2mg。用毫克当量换算，。用毫克当量换算， 则将毫克当量（则将毫克当量（mgedmged）乘以）乘以2.82.8，得到的数字就是德国度。，得到的数字就是德国度。 硬水在生活用水上会浪费肥皂，烧开水的水壶里容易生硬水在生活用水上会浪费肥皂，烧开水的水壶里容易生 水垢；在工业用水上，不宜使用硬水。因为硬水所含的水垢；在工业用水上，不宜使用硬水。因为硬水所含的CaCa、 MgMg盐类

40、，在加热的过程中发生分解和复分解反应，而生成沉盐类，在加热的过程中发生分解和复分解反应，而生成沉 淀物质，这些沉淀物质能在锅炉壁、水管中生成坚硬而粘附淀物质，这些沉淀物质能在锅炉壁、水管中生成坚硬而粘附 的水垢（也叫锅垢）；锅垢是热的不良导体，因此，当锅墨的水垢（也叫锅垢）；锅垢是热的不良导体，因此，当锅墨 出现了较厚的锅垢时，就会增加燃料的消耗量（出现了较厚的锅垢时，就会增加燃料的消耗量（1mm1mm厚的锅垢厚的锅垢 能增加热消耗量能增加热消耗量1.51.52 2）。不仅如此，银垢在形成时厚）。不仅如此，银垢在形成时厚 薄不均，致使锅炉膨胀不均以致爆炸。同时随着锅垢的加厚，薄不均，致使锅炉膨

41、胀不均以致爆炸。同时随着锅垢的加厚， 火面与水面的温度差也随着变大，最后超过了锅壁金属的耐火面与水面的温度差也随着变大，最后超过了锅壁金属的耐 热能力亦能引起锅炉爆炸。若用硬水作内燃机等的冷却用水热能力亦能引起锅炉爆炸。若用硬水作内燃机等的冷却用水 时，在冷却系统的内壁等也会形成锅垢，这样不仅降低系统时，在冷却系统的内壁等也会形成锅垢，这样不仅降低系统 的冷却效率，还降低了输水量甚至将其堵塞。故在工业用水的冷却效率，还降低了输水量甚至将其堵塞。故在工业用水 中，水的硬度最好不要大于中，水的硬度最好不要大于5 5，不得已时亦不得大于不得已时亦不得大于2020。 根据水的总硬度，可将地下水分为根据

42、水的总硬度，可将地下水分为5 5级级 三、地下水的运动三、地下水的运动 地下水在岩土空隙中以不同形式存在，并以不同形式地下水在岩土空隙中以不同形式存在，并以不同形式 运动着。这里着重介绍饱水带重力水（运动着。这里着重介绍饱水带重力水（潜水、承压水潜水、承压水）的）的 运动形式和规律。运动形式和规律。 （一）饱水带重力水运动的形式（一）饱水带重力水运动的形式 水在完全饱和岩土中的运动，服从于水力学定律。水在完全饱和岩土中的运动，服从于水力学定律。 重力水在岩土空隙中的运动，称为渗透或渗流。它的重力水在岩土空隙中的运动，称为渗透或渗流。它的 运动形式，常随水流速度不同而分为运动形式，常随水流速度不

43、同而分为层流运动和紊流运动层流运动和紊流运动。 （1 1）层流运动）层流运动 水在岩土空隙中流动时，水质点水在岩土空隙中流动时，水质点 有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。 （2 2）紊流运动）紊流运动 水在岩土空隙中流动时，水质点水在岩土空隙中流动时，水质点 无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。 地下水在绝大多数自然条件下，流速较小，故地下水在绝大多数自然条件下，流速较小，故 多同层流运动。一般认为地下水的平均渗透速度小多同层流运动。一般认为地下水的平均渗透速度小 于于 l000m/dl000m/d时，可

44、视为层流运动。只有在大裂隙、时，可视为层流运动。只有在大裂隙、 大溶洞中或水位高差极大的情况下，地下水的渗透大溶洞中或水位高差极大的情况下，地下水的渗透 才出现紊流运动。才出现紊流运动。 （二）地下水运动的基本规律（二）地下水运动的基本规律 饱水带中水的运动形式既然有不同，则其运动规律也不饱水带中水的运动形式既然有不同，则其运动规律也不 同。所以，也可分直线渗透定律和非直线渗透定律两种基本规同。所以，也可分直线渗透定律和非直线渗透定律两种基本规 律。律。 （l l）直线渗透定律）直线渗透定律一一一一达西（达西（DarcyDarcy）定律）定律：它是说明层流它是说明层流 运动的基本规律，是运动的

45、基本规律，是1852185218551855年期间，法国水力学家达西在年期间，法国水力学家达西在 实验室中用砂土做了大量渗透实验之后而得到的渗透基本定律。实验室中用砂土做了大量渗透实验之后而得到的渗透基本定律。 其实验简单过程如下：在圆柱状的金属筒中装满砂土（下图），其实验简单过程如下：在圆柱状的金属筒中装满砂土（下图）， 利用浇水设备控制水流进人和流出处的水头保持不变。当水通利用浇水设备控制水流进人和流出处的水头保持不变。当水通 过砂土渗透过程中，其水头损失可在两个测压管中同得，而流过砂土渗透过程中，其水头损失可在两个测压管中同得，而流 量则在出口处测量。量则在出口处测量。 实验结果得到如下

46、关系：在单位时间内透过砂样的水量实验结果得到如下关系：在单位时间内透过砂样的水量Q Q，与，与 通过的断面积通过的断面积A A和水头损失（和水头损失（H H1 1- -H H2 2= =H H）成正比，而与渗透长）成正比，而与渗透长 度度L L成反比。可用下式表示：成反比。可用下式表示： 式中：式中：v v为渗透流速；为渗透流速； K K为渗透系数；为渗透系数； I I为水头梯度或水为水头梯度或水 力坡度、水头坡度。力坡度、水头坡度。 由此可知：渗透流量由此可知：渗透流量Q Q或渗透流速或渗透流速v v与水与水 力坡度的一次方成正比，这就是著名的力坡度的一次方成正比，这就是著名的 达西定律。由

47、于两者成直接关系，所以达西定律。由于两者成直接关系，所以 也叫做直线渗透定律。也叫做直线渗透定律。 直线渗透定律是在细砂中进行实验而直线渗透定律是在细砂中进行实验而 确定的。但是实践证明，地下水在其他确定的。但是实践证明，地下水在其他 类型运水岩土中运动，当流速不大时，类型运水岩土中运动，当流速不大时， 也均适用。同时，也适用于一切流向。也均适用。同时，也适用于一切流向。 （2 2）非直线渗透定律）非直线渗透定律 非直线渗透定律是说非直线渗透定律是说 明紊流运动的基本规律。当地下水流速较大时明紊流运动的基本规律。当地下水流速较大时 （v v1000m/d1000m/d），则服从于紊流运动规律。

48、即：），则服从于紊流运动规律。即： 渗透流量或渗透流速与水力坡度的二分之一次方渗透流量或渗透流速与水力坡度的二分之一次方 成正比，其表示式如下：成正比，其表示式如下： 有时地下水运动状态介于层流与紊流之间，称为有时地下水运动状态介于层流与紊流之间，称为 混合流运动。此时，则可用下式表示之：混合流运动。此时，则可用下式表示之： 式中，式中，m m值的变化范围为值的变化范围为1212，当，当m=lm=l时，即为时，即为 达西定律，当达西定律，当m=2m=2时，即为非直线渗透定律。时，即为非直线渗透定律。 四、四、 地下水的类型地下水的类型 根据埋藏条件，地下水根据埋藏条件，地下水可分为：上层滞水、

49、潜水、承压水可分为：上层滞水、潜水、承压水 （一）上层滞水（一）上层滞水 (perched water) (perched water) 上层滞水是上层滞水是存在于包气带中局部隔水层上的重力水存在于包气带中局部隔水层上的重力水 （下图）。它是大气降水或地表水在下渗途中，遇（下图）。它是大气降水或地表水在下渗途中，遇 到局部不透水层的阻挡后，在其上聚积而成的地下到局部不透水层的阻挡后，在其上聚积而成的地下 水。水。 由于上层滞水是包气带内的局部饱水带，其埋藏条件决定由于上层滞水是包气带内的局部饱水带，其埋藏条件决定 了上层滞水具有如下特征：了上层滞水具有如下特征：分布范围不广，水量小；补给区与分

50、布范围不广，水量小；补给区与 分布区一致；补给源为大气降水或地表水；以蒸发、下渗或向分布区一致；补给源为大气降水或地表水；以蒸发、下渗或向 隔水层边缘流散的方式进行排泄；动态变化不稳定，具有季节隔水层边缘流散的方式进行排泄；动态变化不稳定，具有季节 性，只能作暂时性和小型供水水源；易受污染，故作饮用水时性，只能作暂时性和小型供水水源；易受污染，故作饮用水时 应注意防止污染。应注意防止污染。 上层滞水的动态变化主要决定于气候，同时也与隔水层的分上层滞水的动态变化主要决定于气候，同时也与隔水层的分 布范围、厚度、透水性及埋藏深度等有关。在降水量较大，降布范围、厚度、透水性及埋藏深度等有关。在降水量

51、较大，降 水季节较长，蒸发量较小，其下渗水量较大，则上层滞水存在水季节较长，蒸发量较小，其下渗水量较大，则上层滞水存在 的时间也较长。反之，降水量小、降水季节较短、蒸发量较大，的时间也较长。反之，降水量小、降水季节较短、蒸发量较大， 则上层滞水存在的时间就较短。当隔水层分布范围不大、厚度则上层滞水存在的时间就较短。当隔水层分布范围不大、厚度 小、隔水性不强和埋藏较浅时，则上层滞水因不断向四周流散、小、隔水性不强和埋藏较浅时，则上层滞水因不断向四周流散、 下渗以及蒸发的结果，其存在的时间则较短；当隔水层的分布下渗以及蒸发的结果，其存在的时间则较短；当隔水层的分布 范围和厚度较大，埋藏较深，隔水性

52、良好的条件下，则上层滞范围和厚度较大，埋藏较深，隔水性良好的条件下，则上层滞 水存在的时间较长。水存在的时间较长。 （二）潜水（二）潜水（phreatic waterphreatic water） 埋藏在地表以下第一个稳定隔水层之上，具有自由表面的埋藏在地表以下第一个稳定隔水层之上，具有自由表面的 重力水称为潜水。重力水称为潜水。潜水的自由表面称为潜水面。潜水面的绝对潜水的自由表面称为潜水面。潜水面的绝对 标高称为潜水位。潜水面至地面的距离称为潜水埋藏深度。由标高称为潜水位。潜水面至地面的距离称为潜水埋藏深度。由 潜水面向下至隔水层顶面间充满重力水的部分，称为含水层。潜水面向下至隔水层顶面间充

53、满重力水的部分，称为含水层。 自潜水面向下到隔水层顶面的距离，称为含水层的厚度。自潜水面向下到隔水层顶面的距离，称为含水层的厚度。 我们日常用的井水一般都是潜水，井水面就是该点的潜水我们日常用的井水一般都是潜水，井水面就是该点的潜水 面。面。 潜水的埋藏条件，决定了潜水具有以下特征：潜水面不承潜水的埋藏条件，决定了潜水具有以下特征：潜水面不承 受静水压力；分布区与补给区一致；动态变化较不稳定，有明受静水压力；分布区与补给区一致；动态变化较不稳定，有明 显的季节变化；潜水的补给条件较好，水量丰富；潜水的水质显的季节变化；潜水的补给条件较好，水量丰富；潜水的水质 随气候有季节变化，且易受污染。随气

54、候有季节变化，且易受污染。 潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。 潜水剖面图（图潜水剖面图（图5.225.22）是在地质剖面图上，将已知）是在地质剖面图上，将已知 各点的潜水位连接起来而成，它可以反映出潜水面形各点的潜水位连接起来而成，它可以反映出潜水面形 状与地形、隔水底板及含水层岩性的关系等。状与地形、隔水底板及含水层岩性的关系等。 潜水面的形状通常是具有一定倾斜的曲面。总的潜水面的形状通常是具有一定倾斜的曲面。总的 说来，说来，潜水面的形状与地形大体一致，但比地形起伏潜水面的形状与地形大体一致，但比地形起伏 要平缓得多。岩土的透水性

55、增强，潜水面坡度趋于平要平缓得多。岩土的透水性增强，潜水面坡度趋于平 缓；反之，变陡。缓；反之，变陡。隔水底板凹陷使含水层厚度增大的隔水底板凹陷使含水层厚度增大的 地段，潜水面的坡度趋于平缓；反之变陡。在隔水层地段，潜水面的坡度趋于平缓；反之变陡。在隔水层 凹盆中，潜水不外溢时，则潜水面呈水平状态，称为凹盆中，潜水不外溢时，则潜水面呈水平状态，称为 潜水湖。潜水湖。 潜水等水位线图就是潜水面各点水位高程的等值潜水等水位线图就是潜水面各点水位高程的等值 线图（图线图（图5.235.23）。一般绘制在地形图上，它的绘制以）。一般绘制在地形图上，它的绘制以 潜水面上各点的水位标高为依据，然后分别将其

56、中水潜水面上各点的水位标高为依据，然后分别将其中水 位标高相同的各点相连而成。由于水位随时间不同而位标高相同的各点相连而成。由于水位随时间不同而 变，故应选用同一日期的资料，并应在图上注明测定变，故应选用同一日期的资料，并应在图上注明测定 该水位的日期。在同一地区，如有不同时期的潜水等该水位的日期。在同一地区，如有不同时期的潜水等 水位线图，通过互相对比，便可以从中了解潜水面的水位线图，通过互相对比，便可以从中了解潜水面的 变化情况。变化情况。 根据潜水等水位线图，可解决下列问题：根据潜水等水位线图，可解决下列问题： 确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面坡度最大的方确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面

57、坡度最大的方 向流动的。因此，垂直于潜水等水位线从高水位指向向流动的。因此，垂直于潜水等水位线从高水位指向 低水位的方向，就是潜水的流向。低水位的方向，就是潜水的流向。 根据潜水等水位线图，可解决下列问题：根据潜水等水位线图，可解决下列问题： （1 1）确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面坡度确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面坡度 最大的方向流动的。因此，垂直于潜水等水位线最大的方向流动的。因此，垂直于潜水等水位线 从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。 （2 2）确定潜水的水力坡度：确定了潜水流向之确定潜水的水力坡度：确定了潜水流向之 后，在流向方向上

58、，任取两点的水位高差，除以后，在流向方向上，任取两点的水位高差，除以 该两点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。该两点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。 （3 3）确定潜水埋藏深度：将地形等高线和潜水确定潜水埋藏深度：将地形等高线和潜水 等水位线绘于同一张图上时，则等水位线与地形等水位线绘于同一张图上时，则等水位线与地形 等高线相交之点，二者高程之差，即为该点的潜等高线相交之点，二者高程之差，即为该点的潜 水埋藏深度；若不在相交点的，可采用内插法求水埋藏深度；若不在相交点的，可采用内插法求 得。得。 （4 4）确定潜水与地表水的相互关系：在邻近地表水（河流）确定潜水与地表水的相互关系：在邻近地表

59、水（河流） 的地段编制潜水等水位线图，并测定地表水的水位标高，便的地段编制潜水等水位线图，并测定地表水的水位标高，便 可以确定潜水与地表水的相互补给关系。可以确定潜水与地表水的相互补给关系。 （5 5）确定引水工程：为了最大限度的使潜水流人水井和排确定引水工程：为了最大限度的使潜水流人水井和排 水沟，则当等水位线凹凸不平、稀密不均时，取水井应布置水沟，则当等水位线凹凸不平、稀密不均时，取水井应布置 在地下水汇流处。如下图所示。当等水位线由密变稀时，并在地下水汇流处。如下图所示。当等水位线由密变稀时，并 应布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平行。截水沟应应布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平

60、行。截水沟应 与等水位线平行布置。与等水位线平行布置。 （三）承压水三）承压水 （confined waterconfined water） 承压水是充满于两个稳定隔水层之间含水层中具有压力的地承压水是充满于两个稳定隔水层之间含水层中具有压力的地 下水下水。而在两个稳定隔水层之间的含水层没有被水完全充满，具。而在两个稳定隔水层之间的含水层没有被水完全充满，具 有自由水面的地下水，称无压层间水。若承压水在地形条件适宜有自由水面的地下水，称无压层间水。若承压水在地形条件适宜 时，其天然露头或经钻孔，揭露了含水层时，产生自流现象的地时，其天然露头或经钻孔，揭露了含水层时，产生自流现象的地 下水，下水