水文地质学课件

地下水系統提出：20世紀40年代貝塔朗菲提出一般系統論應用：20世紀50-60年代應用系統工程解決複雜問題取得重大成功以來，系統思想與系統方法廣泛地滲透到各學科領域。系統思想與方法的核心：

把所研究的對象看作一個有機的整體

(系統)，並從整體的角度去考察、分析與處理事物。8.1系統概念系統的定義:

a.系統——“由相互作用和相互依賴的若干組成部分結合而成的具有特定功能的整體”。

b.系統方法認為：不應將系統理解為各組成部分(要素)的簡單集合,而應將其理解為諸要素以一定規則組織起來並共同行動的整體。c.系統的結構：系統內部各要素相互聯繫和作用的方式——系統的結構d.近代自然科學長期以來採用的方法:

將所研究的事物精細地分析為各個互不關聯的獨立部分，分別加以研究，把各部分研究結果之和，作為對所研究事物整體的認識。實質是將研究對象當作諸要素簡單累加而成的集合，而沒有將其看成一個有機整體。

一個系統，不僅內部諸要素存在著相互作用，而且還與外部環境發生相互作用。系統接受環境的物質、能量或資訊的輸入，經過系統的變換，再向環境產生物質、能量或資訊的輸出。系統輸入輸出（物質、能量、資訊）（物質、能量、資訊）激勵與回應的概念：環境對系統的作用稱為激勵，系統在接受激勵後對環境的反作用稱為回應。

環境的輸入(激勵)經過系統的變換而產生對環境的輸出(回應)，該變換取決於系統的結構。系統激勵回應結論：①分析系統輸入與輸出(激勵與回應)的對應關係有助於瞭解系統結構。②對系統結構的瞭解有助於預測激勵—

回應關係。8.2地下水系統的概念一、地下水系統概念的產生“地下水系統”的出現：①系統思想與方法的滲入；②水文地質學發展的必然產物。初期解決“找水”問題，只注意井附近小範圍內含水層的狀況。

發展開採規模增長，須將整個含水層作為研究對象。研究地下水時，必須將若干個含水層與其間的弱透水層合在一起看作一個完整的單元（系統），便出現了“含水層系統”、“含水系統”等，同時，也形成了地下水資源的概念。近年來出現的與水文地質學有關的問題：

地下水資源枯竭、地面沉降、海水入侵、淡水鹹化、地下水污染、土壤沙化、植被衰退一系列與地下水有關的環境生態問題。二、地下水系統的概念地下水系統的組成要素：

①有賦存於岩石空隙中並不斷運動著的水；②具有空隙的岩層。地下水系統包括：

地下水含水系統地下水流動系統地下水系統的結構分類:

①硬結構：

指介質的空隙特徵及其空間分佈格局。因為地層、分佈、岩性、地質構造及地貌特徵是穩定、固化不變的——硬結構。

②軟結構：

指地下水的運動形式、水量與水質的時空分佈格局及不同子系統間水量水質的交換關係。因地下水的補給、徑流、排泄特徵以及各種水量交換關係會發生改變，顯得較“軟”——軟結構。地下水含水系統：

由隔水或相對隔水岩層圈閉的，具有統一水力聯繫的含水岩系。地下水含水系統的分類：

基岩含水系統

鬆散堆積物含水系統地下水流動系統：

由源到匯的流面群構成的，具有統一時空演變過程的地下水體。地下水的源匯運動：

補給區——

源；排泄區——

匯。地下水從補給區向排泄區的運動，由連接源與匯的流面反映出來。三、地下水含水系統與流動系統的比較

含水系統地下水系統

流動系統兩者從不同角度出發,揭示了地下水賦存與運動的系統性(整體性)。含水系統整體性的體現：它具有統一的水力聯繫，該系統作為一個整體對外界的激勵作出回應。

含水系統是一個獨立而統一的水均衡單元，可用於研究水量乃至鹽量與熱量的均衡。含水系統的圈劃：

主要著眼於包含水的容器，通常以隔水或相對隔水的岩層作為系統邊界，它的邊界屬地質零通量面(或准零通量面)，系統的邊界是不變的。基岩含水系統：基岩含水系統組成：由固結成岩的地層組成，岩層的透(含)水性主要取決於構造裂隙的發育程度。基岩含水系統是相對獨立的含水地質體。基岩含水系統的邊界：應包括東、西、南、北、上、下六個介面。因系統的總體形狀很複雜，不一定都呈六面體，邊界數目或多或少。

邊界的性質：相對隔水的或弱透水的。鬆散堆積物含水系統：發育部位：新生代構造沉降盆地或沉降帶中。堆積物介質中的空隙以孔隙為主。空隙直徑較大的介質如卵礫石、砂礫石、中粗砂等具有良好的導水和儲水的特性，常常構成良好的含水介質。鬆散堆積物含水系統的邊界：

頂部邊界——地表面。該邊界是地下水系統與大氣、地表水系統進行物能交換的介面。

底部邊界——基底地下水流動系統整體性的體現：

具有統一的水流，沿著水流方向，鹽量、熱量與水量發生規律的演變，呈現統一的時空有序結構。

流動系統——以流面為邊界，屬於水力零通量面邊界，邊界是可變的。嵌套(層次)性：在一個軟結構稍複雜的地下水系統中，存在著由不同流面群外包面圈閉的局部流動子系統、中間流動子系統、區域流動子系統。區域流動系統中嵌套著中間流動系統，中間流動系統又嵌套局部流動系統，從而表現出地下水系統軟結構的嵌套(層次)特點。級次性

含水系統與流動系統都具有級次性,任一含水系統或流動系統都可能包含不同級次的子系統。圖3：一沉積盆地,構成一個含水系統。該圖顯示：含水系統分為兩個子系統Ⅰ、Ⅱ；沉積盆地發育有兩個流動系統A、B；圖中看出：同一空間，含水系統與流動系統的邊界是相互交疊的；兩個流動系統均穿越了兩個子含水系統；在流動系統B中，區域流動系統的流線穿越兩個子含水系統，局部與中間流動系統的發育限於上部的子含水系統Ⅰ之中。

比較：圖4與圖3同一個沉積盆地，但流動系統在人為影響下會發生很大變化。人工開採影響下,整個含水系統中形成了一個新的流線指向盆地中心的輻輳式地下水流動系統,原來的流動系統全都消失了。顯然,由於強烈的勢場變化,流線普遍穿越了相對隔水層。但無論人為影響加強到什麼程度,不會超越大的含水系統邊界。從以上的討論可看出：

控制含水系統發育的，主要是地質結構(沉積、構造、地質發展史)；控制地下水流動系統發育的主要是水勢場。在天然條件下，自然地理因素（地形、水文、氣候）控制著勢場，因而是控制流動系統的主要因素。

8.3地下水含水系統

含水系統發育主要受到地質結構的控制，故鬆散沉積物構成的含水系統與堅硬基岩構成的含水系統有一系列不同的特徵。鬆散沉積物含水系統的特徵堅硬基岩含水系統的特徵鬆散沉積物含水系統的特徵發育於近代構造沉降的堆積盆地之中；邊界通常為不透水的堅硬基岩。含水系統內部一般不存在完全隔水的岩層,僅有相對隔水層,並包含若干由相對隔水層分隔開的含水層。含水層間既可通過“天窗”,也可通過相對隔水層越流產生廣泛的水力聯繫。但在同一含水系統中各部分的水力聯繫程度有所不同。例如：山前洪積平原多由粗顆粒的卵礫石構成,極少粘性土層,水力聯繫較好。遠離沉積物源區的沖積湖積平原,粘性土層比例較大,水力聯繫減弱。且愈往深部,水流途徑愈長,需要穿越的粘性土層愈多,水力聯繫更為減弱(圖5a）。堅硬基岩含水系統的特徵發育於一定的地質構造之中，褶皺或斷層，或兩者兼有之。基岩往往包含有厚而穩定的泥質岩層，構成隔水層。a.一個獨立的含水層就構成一個含水系統(圖b)。

b.岩相變化導致隔水層尖滅(圖c)，或導水斷層使若干含水層發生聯繫時(圖d)，則數個含水層構成一個含水系統。這種情況下，含水系統各部分的水力聯繫是不同的。另一方面，同一個含水層由於構造原因也可構成一個以上的含水系統(圖b、c)。含水系統是由隔水或相對隔水岩層圈閉的，並不是說它的全部邊界都是隔水或相對隔水的。除了極少數構造封閉的含水系統(圖e)外，通常含水系統總有某些向環境開放的邊界，以接受補給與進行排泄。

例如：不同地質結構的含水系統以透水邊界鄰接是常見的。雖然這時相鄰含水系統之間水力聯繫相當密切，但因兩者水的賦存與運動規律不同，仍有必要區分為不同的含水系統(圖中a、c)。8.4地下水流動系統一、地下水流動系統的由來長期以來,水文地質學忽視地下水的垂向運動,把地下水流動看作平面二維的運動。如河間地塊流網。第一個明確指出地下水存在垂直運動的是赫伯特。如圖一：河間地塊流網圖赫伯特指出：排泄區的流線指向地下水面，為上升水流；補給區的流線離開地下水面，呈下降水流；只有在兩者之間的過渡帶流線才是水準的。

地下水流動看作平面二維的運動地下水存在垂直運動傳統的畫法（平面二維）：回避了地下分水嶺兩側流線向對立方向水準流動的矛盾而只表示了河間地塊的一側；同時，為了避免流線在排泄區上抬，有意使河谷穀底切穿隔水底板，且保持較高的河水位。實際上地下水總是由源到匯運動的，而源匯通常在含水層的上方，源匯處地下水流線垂向分佈是合理的。1963年，托特以獨特的形式發展了赫伯特的理論：

在嚴格的假定條件下，利用解析解繪製了均質各向同性潛水盆地中理論的地下水流動系統。

新的結論：

在均質各向同性潛水盆地中出現了三個不同級次的流動系統，局部的、中間的、區域的。弗裏澤及威瑟斯龐利用數值解得出了層狀非均質介質中的地下水流動系。目前已出現了許多數值模擬地下水流動的程式,可以模擬二維、三維各向異性非均質介質的穩定與非穩定流動。1980年,托特又提出了“重力穿層流動”的概念,將流動系統理論全面推廣到非均質介質場,並應用於分析油氣的遷移與積聚。英格倫：分析了形成地下水流動系統的物理機制，建立了一套解決水質問題的地下水流動系統的概念與方法。與傳統的水文地質分析方法相比較：地下水流動系統的分析方法更為程式化，更為周密，從定性分析到定量模擬聯繫比較密切。故以地下水系統理論為基本框架，融合傳統水文地質分析方法，發展形成現代水文地質學。二、地下水流動系統地下水流動系統理論的實質：是以地下水流網為工具，以勢場及介質場的分析為基礎，將滲流場、化學場、溫度場統一於新的地下水流動系統概念框架之中。地下水流動系統理論的作用：將本來似乎互不關聯的地下水各方面的表現聯繫在一起，納入一個易於被人們所理解的地下水空間與時間連續演變的有序結構之中，有助於從整體上把握地下水各個部分間及與環境間聯繫的完整圖景。1.地下水流動系統的水動力特徵驅動地下水運動的主要能量——重力勢能；重力勢能來源於地下水的補給，即大氣降水、地表水轉化成地下水時，便將相應的重力勢能加諸於地下水。地面入滲條件相同時，不同地形部位重力勢能的積累仍有不同：

地形低窪處地下水面達到或接近地表，地下水位的抬升增加地下水排泄（轉化為大氣水與地表水），阻止地下水位不斷抬升。故地形低窪處通常是低勢區——勢匯；

地形高處，地下水位持續抬升，重力勢能積累，構成勢源。

因此，通常情況下地形控制著重力勢能的分佈。流動水體中的水頭特徵：

在靜止的水體中,各處的水頭相等。

在流動的水體中，勢源處流線下降，在垂直斷面上自上而下水頭愈來愈低，任一點的水頭均小於靜水壓力。反之,在勢匯處,流線上升,垂向上水頭自下而上由高而低,任一點的水頭均大於靜水壓力。在中間地帶，流線呈水準延伸，垂直斷面各點水頭均相等，等於靜水壓力。傳統觀點認為：只有承壓水才具有超過靜水壓力的水頭,故只有在承壓含水系統中,在一定的構造控制下才能打出自流井(圖10a）。上面的討論可知：潛水,在其上升水流部分同樣是“承壓”的,水頭可以高出靜力壓力,若有合適的地形條件,同樣可形成自流井(圖l0b)。潛水盆地中多級次地下水流動系統：

存在a、b、c三個勢的源匯。由於高度上a>b>c,因此a是源,b、c是匯,存在ab、ac兩個流動系統。產生bc流動系統的一個必要條件——在bc的流動途徑上,ab、ac兩個系統的水頭均低於bc,否則bc就不成立。同一介質場中地下水流動系統的發育規律：同一介質場中存在兩個或更多的地下水流動系統時,它們所佔據的空間大小取決於以下兩個因素:

(a)勢能梯度(I),等於源匯的勢差除以源匯的水準距離。勢能梯度愈大的流動系統佔據的空間也愈大,反之亦然;

(b)介質滲透性(K),透水性愈好,發育於其中的流動系統所佔據的空間也愈大。a-表示在透水性均一的介質場中勢能梯度相等的兩個地下水流動系統在空間上平分秋色。b-表示在均一介質場中勢能梯度較大的流動系統佔據較大範圍。c-表示兩個勢能梯度相等的流動系統發育於不均一介質場中，發育於透水性較好的介質中的流動系統佔據了較大空間。d-表明，在與b其他條件相同，但降低了隔水底板後出現了區域流動系統。區域流動系統與局部流動系統的發育狀況取決於兩者的勢能梯度。e-當區域性地形坡度不大而局部地形起伏大時——只發育局部流動系統。f-當局部地形起伏較小時——既發育局部流動系統，也發育區域流動系統。g-當地形條件不變，介質場的透水性良好時——只發育區域系統

在各級流動系統中，補給區的水量通過中間區輸向排泄區。因此，以中間區為標準，補給區是水分不足區，地表水稀少，地下水埋藏深度大，土壤含水量低，多分佈耐旱植物；排泄區是水分過剩區，地下水埋深淺，土壤含水量高，多沼澤、濕地與泉，多喜水植物。在乾旱區則出現鹽漬地，多分佈耐鹽植物。在岩層透水性特別良好的岩溶發育區，這種水分分佈不均勻現象尤為突出。2.地下水流動系統的水化學特徵地下水流動系統中，呈現地下水化學成分時空演變的有序性。水量與地下水流動的資訊都間接地體現在地下水水化學上。所以，根據地下水的水化學場，可以回溯歷史上的地下水流動系統。地下水流動系統中任一點的水質取決於下列因素(a)輸入水質；(b)流程；(c)流速；(d)流程上遇到的物質及其可遷移性；(e)流程上經受的各種水化學作用。同一含水層或含水系統的水,可分屬於不同的流動系統或不同級次流動系統；水動力特徵、水化學特徵也不相同。同一含水層的兩個泉：

a泉水由局部流動系統補給,礦化度很低；

b泉由區域流動系統補給,礦化度相當高。在同一介質場中，不同流動系統以及同一流動系統不同級次系統的界線兩側，地下水水質有可能發生突變。因為界線兩側的水來自不同地方，流經的岩層不同，流程長短與流速快慢也各不相同。不同流動系統水流相向處——水動力圈閉帶與相背分流處——准滯流帶，恰好是流束膨脹，流速遲緩之處，有利於各種溶解物、懸浮物、乳狀物質、膠體物質在此積聚。地下水流動系統的不同部位,發生的主要化學作用溶濾作用存在於整個流程；局部流動系統、中間流動系統、區域流動系統的淺部屬氧化環境,中間系統及局部系統的深部屬還原環境(容易發生脫硫酸作用)；上升水流處因減壓將產生脫碳酸作用；粘性土分佈部位易發生陽離子交替吸附作用。不同流動系統的匯合處,將發生混合作用；在乾旱條件下,排泄區將發生濃縮作用。尤其是區域地下水流動系統的排泄區,是地下水質處於多種作用影響下的複雜變化地段。3.地下水流動系統的水溫度特徵在來自地殼深部大地熱流的影響下，年常溫帶以下的等溫線通常上低下高，呈水準分佈。補給區的下降水流受入滲水的影響，地溫偏低。排泄區因上升水流帶來深部熱影響，地溫偏高。等溫線發生變化：補給區的下降，且間距變大；排泄區上抬，且間隔變小沒有地熱異常的地區，根據地下水溫度的分佈，可以判定地下水流動系統。岩石中的空隙與水分2.1岩石中的空隙2.2岩石中水的存在形式2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質2.4有效應力原理與鬆散岩土壓密

地下水是賦存於地面以下岩石空隙中的水。地殼表層就像是一個飽含水的海綿！地下水的賦存空間是空隙！這是水文地質學基礎地質。

自然界的岩石沒有無空隙的，也就是說再緻密的岩石也存在空隙。

岩石—水文地質學中指堅硬的岩石及鬆散的土層。

岩石中的空隙

—岩石中大小不等、形狀各異的空間。

空隙—是地下水賦存場所和運移通道。

岩石的空隙性—岩石空隙的大小、多少、形狀、連通情況和分佈規律。

岩石中的空隙按成因分為三大類：

a.鬆散岩石中的孔隙(pore)；b.堅硬岩石中的裂隙(fissure)；c.可溶岩石中的溶穴（溶洞）(vugularporespace)。2.1岩石中的空隙

一、孔隙

鬆散岩石是由大小不等的顆粒組成，在顆粒之間充滿空隙，這些空隙相互連通並呈孔狀，就稱“孔隙”。鬆散岩石的空隙性主要表現為孔隙的多少和大小。

孔隙

—鬆散岩石中顆粒或顆粒集合體之間的空隙。

孔隙度（n）——孔隙體積（Vn）在包括孔隙在內的某一岩石體積（V）中所占的比例。孔隙度是反映孔隙多少的一個參數。

其中：——岩石的孔隙體積，V——包括孔隙在內的整個岩石總體積。

孔隙度的大小主要取決於顆粒排列情況及分選程度，另外顆粒形狀及膠結充填情況也影響孔隙度。

①顆粒的排列—以理想等粒圓球狀顆粒為例，理論上幾何計算立方體排列最疏鬆，孔隙度為47.64%，四面體排列為最緊密，孔隙度為25.95%。

注意：三種顆粒直徑不同的等粒岩石，排列方式相同時，孔隙度完全相同。

②顆粒的分選—在顆粒大小不等時，分選差則孔隙度小，分選好則孔隙度大。

③顆粒的形狀及膠結—磨圓愈好，孔隙度愈小，膠結可以降低孔隙度。

④考慮粘性土的結構孔隙及次生孔隙。

鬆散岩石儲容水分的能力，與孔隙度關係很大，而地下水的運動條件則首先取決於孔隙的大小，影響孔隙大小的主要因素是顆粒大小，顆粒排列方式，對於粘性土，結構孔隙及次生孔隙的影響不可忽視。

孔隙大小特徵的描述：

孔喉：孔隙通道最細小的部分。

孔腹：孔隙通道最寬大的部分。

①顆粒的大小—顆粒大則孔隙大，反之則孔隙小。注意：對於分選不好，顆粒大小懸殊的鬆散岩石來說，孔隙大小並不取決於顆粒的平均直徑，而是取決於細小顆粒的直徑。

②顆粒的排列方式—以理想等粒圓球狀顆粒為例，顆粒直徑為D，孔喉直徑為d，立方體排列時，d=0.424D，作四面體排列時，d=0.155D。

③考慮粘性土的結構孔隙及次生孔隙。

孔隙通道最細小的部分稱作孔喉，最寬大的部分稱作孔腹，孔喉對水流的影響更大。鬆散岩石分類（按粒徑的毫米數大小）

漂礫、塊石>200大於罐頭瓶卵石、碎石200~20罐頭瓶~玻璃球礫石、石屑20~2玻璃球（鵪鶉蛋~大米砂（粗、中、細）2~0.05大米~小米~粗玉米麵粉砂（土）0.05~0.005細玉米麵黏土<0.005特粉混合類：砂黏（砂質黏土），以黏土為主但含少量砂砂卵石，以卵石為主，含少量砂。

………………..

二、裂隙(fissure)

裂隙—堅硬岩石中由破裂變形而產生的裂縫式空隙。鬆散沉積物的空隙主要是孔隙，而固結堅硬岩石除沉積岩含有一定原生孔隙外，火成岩和變質岩的空隙主要表現為裂隙。裂隙按成因可分為三種：成岩裂隙、構造裂隙和風化裂隙。

a.

成岩裂隙

—岩石在形成過程中產生的裂隙。

b.

構造裂隙

—岩石在構造運動中受力破壞所產生的裂隙。

c.

風化裂隙

—岩石在風化作用下破壞而產生的裂隙。風化裂隙

賦存於岩體的風化帶中。風化作用與卸荷作用決定了岩體的風化裂隙帶在近地表處呈殼狀分佈，通常厚數米至數十米。風化裂隙通常分佈比較均勻，連通性好，從地表至地下逐漸閉合。成岩裂隙

賦存於各類成岩裂隙中。成岩裂隙是沉積岩固結脫水及岩漿岩冷凝收縮形成的裂隙。一般情況下，成岩裂隙多為閉合，但陸地噴溢的玄武岩裂隙發育且張開，可構成良好含水層。岩脈及侵入岩體與圍岩的接觸帶，冷凝後可形成張開的呈帶狀分佈的裂隙。熔岩流冷凝過程中末冷凝的熔岩流走，在岩體中留下的巨大熔岩孔道，易形成管狀裂隙。構造裂隙

構造裂隙是固結岩石在構造應力作用下形成的最為常見的裂隙。構造裂隙分佈不均勻，連通性不好，小到節理大到斷層，大小懸殊，具有方向性。

裂隙岩石的空隙特徵：主要表現在裂隙發育方向，幾何大小，分佈的不均勻性，裂隙間的連通程度，裂隙的充填情況以及裂隙面的粗糙度等方面。

主要參數：①裂隙（密度）②優勢方位；③裂隙的展布情況；④連通的（好、中、差）；⑤充填性；⑥粗糙度。

裂隙率(Kr)—岩石中裂隙的體積Vr與包括裂隙在內的岩石體積V之比。Kr=Vr/V(小數或百分數）

體積裂隙率—（同上）。

面積裂隙率—單位面積岩石上裂隙面積所占的比例。

線裂隙率—在垂直於裂隙方向上單位長度內裂隙所占比例。三、溶穴(vugularporespace)

在孔隙、裂隙、溶穴這三種空隙中，溶穴的大小和形狀變化範圍最大，分佈也最不均勻。一些可溶沉積岩，如：岩鹽、石灰岩、白雲岩、石膏等，由於地下水的溶蝕會產生各種空洞，這種空洞就稱溶穴，大的叫“溶洞”。

溶穴—可溶岩在地下水作用下所產生的洞穴。岩溶率（Kk)—

溶穴的體積Vk與包括溶穴在內的岩石體積V之比。

Kk=Vk/V(小數或百分數）溶穴的規模十分懸殊，大的溶洞可寬達數十米，高數十乃至百餘米，長達幾至幾十公里，而小的溶孔直徑僅幾毫米。岩溶發育帶岩溶率可達百分之幾十，而其附近岩石的岩溶率幾乎為零。空隙特徵的比較

含水介質——由各類空隙所構成的岩石稱為含水介質，也稱為介質場。含水介質的空間分佈與連通特徵（孔隙含水介質、裂隙含水介質、溶質含水介質）是不同的，三種主要類型的含水介質比較：連通性—孔隙介質最好，其他較差；空間分佈—孔隙介質分佈最均勻，裂隙不均勻，溶穴極不均勻

大小—孔隙大小均勻，裂隙大小懸殊，溶穴極懸殊

空隙比率—孔隙介質最大，裂隙最小空隙滲透性—孔隙介質-各向同性，裂隙與溶穴-各向異性

造成空隙介質上述差異主要原因：沉積物形成和空隙形成的環境

按岩層的含水介質（空隙）類型分為三種類型的地下水：

孔隙水、裂隙水、岩溶水。

2.2岩石中水的存在形式地殼岩石中的水礦物結合水岩石空隙中的水沸石水結晶水結構水結合水礦物表面結合水液態水重力水毛細水固態水氣態水

2.2岩石中水的存在形式

2.2岩石中水的存在形式強結合水的特點

密度大於1，平均2g/cm3左右不受重力影響不能流動。只有在溫度105~110℃時才以氣態的形式脫離顆粒表面而移動溶解鹽類能力弱-80℃時仍不結冰有較大的粘滯性、彈性和抗剪強度不能傳遞靜水壓力無導電性

2.2岩石中水的存在形式弱結合水的特點

密度大於1，為1.3~1.774g/cm3

不受重力影響可以從簿膜厚的顆粒向簿膜小的顆粒方向移動，但速度十分緩慢。溶解鹽類能力較弱冰點為-15℃有一定的粘滯性和抗剪強度在一定條件下（飽水帶）可傳遞靜水壓力弱結合水的外層能被植物吸收利用

2.2岩石中水的存在形式結合水與普通液態水的區別

結合水具有抗剪強度，即必須施一定的力才能使其發生變形。結合水的抗剪強度由內層向外層減弱。當施加的外力超過其抗剪強度時，外層結合水發生流動，施加的外力越大，發生流動的水層厚度也越大。

2.2岩石中水的存在形式重力水的特點

遠離固相表面，水分子受固相表面吸引力的影響極其微弱，主要受重力影響。重力影響下可以自由運動。岩土空隙中的重力水能夠自由流動。井泉取用的地下水，都屬重力水。重力水是水文地質學研究的主要對象，也是勘察的主要對象。

2.2岩石中水的存在形式概念依靠毛細力而保持在毛細空隙中的水，稱為毛細水。毛細空隙是岩土中的細小空隙，一般指直徑小於1mm的孔隙或寬度小於0.25mm的裂隙。

毛細現象及實質

將一根玻璃毛細管插入水中，毛細管內的水面即會上升到一定高度，這便是發生在固、液、氣三相介面上的毛細現象。其實質是毛細張力的作用。形成彎液面產生的附加壓強Pc，是個負壓強，稱毛細負壓。

2.2岩石中水的存在形式

關於毛細上升速度與高度：

（1）具有不均勻性：開始時上升速度快，以後逐漸減慢，直到停止。（2）毛細空隙越大，毛細上升高度越小；毛細空隙越小，毛細上升高度越大。2.2岩石中水的存在形式

土的最大毛細上升高度[據西林—別克丘林，1958]

2.2岩石中水的存在形式毛細水類型

支持毛細水：存在於飽水帶以上並與地下水面相連的毛細空隙中的水。能傳遞靜水壓力，當溫度低於0℃時冰結。懸掛毛細水：存在於包氣帶並與地下水面不相連的毛細空隙中的水。呈“懸掛”狀態，經蒸發後消失。成因：入滲重力水；地下水面急劇下降由支持毛細水轉化而成。孔角毛細水（觸點毛細水）：顆粒與顆粒接觸處孔隙狹窄地方呈點滴狀態的水。結合緊密，不易移動。

2.2岩石中水的存在形式地下水位下降

2.2岩石中水的存在形式

2.2岩石中水的存在形式概念

儲存並運動於未飽和岩石空隙中呈水汽狀態的水。

水汽來源

地表水氣進入地下水面蒸發

水汽運動

從水汽壓大處向水汽壓小的方向運動或從絕對濕度大處向絕對濕度小的方向運動從溫度高處向溫度低的方向運動

2.2岩石中水的存在形式固態水

指以固態形式存在於岩石空隙中的水（地下冰）。我國北方冬季常形成凍土；東北及青藏高原有一部分地下水多年保持固態—多年凍土。2.2岩石中水的存在形式結構水：以H+和OH-離子形式存在於礦物結晶格架之中，與礦物結合緊密。

結晶水：以H2O分子形式存在於礦物結晶格架之上，與礦物結合較緊密。

沸石水：以H2O分子形式存在於礦物結晶格架之間的空隙中，與礦物結合不緊密。

三者差別：1結合水的數量不同；

2結合水逸出程度不同：前兩者需高溫，後者在常溫下即可逸出。CompanyLogo2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質

岩石（包括骨架與空隙在內的總稱）水理性質：就水文地質學主要涉及的是與水分儲容、滯留、釋出與運移有關的性質包括：一、容水度和孔隙度（反映岩石最大含水能力）

岩石完全飽水時，所能容納的最大水體積與岩石總體積之比。孔隙度——n;容水度——nr

？兩者有何關係

二、含水量（watercontent）鬆散岩石實際保留水分的狀況，（是某岩樣某時的含水狀態）又稱岩石的天然含水量。表示方法：重量含水量Wg=Gw/Gs×100%

體積含水量Wv=Vw/V×100%飽和含水量Ws飽和差飽和度

CompanyLogo三、給水度（specificyield）——

(

e

d)1、定義：當地下水位下降一個單位深度時，從地下水位延伸到地表面的單位水平面積岩石柱體，在重力作用下釋放出來的水體積，稱為給水度。

當地下水位下降一個單位，土層孔隙中是否所有的水都流出來？在土層中會保留什麼形式的水？

結合水(膜)、孔角毛細水、有時懸掛毛細水與支持毛細水2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質均質土包氣帶水分分佈給水度概念圖CompanyLogo

均質土包氣帶水分分佈2、影響給水度——μ值的因素

a)岩性：空隙的大小與多少。

顆粒粗大的鬆散岩石，裂隙比較寬大的堅硬岩石，以及具有溶穴的可溶岩，空隙寬大，重力釋水時，滯留於岩石空隙中的結合水與孔角毛細水較少，理想條件下給水度的值接近孔隙度、裂隙率與岩溶率。若空隙細小（如粘性土），重力釋水時大部分水以結合水與懸掛毛細水形式滯留於空隙中，給水度往往偏小。2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質CompanyLogo2、影響給水度——μ值的因素

b)地下水位初始埋深（H0）當地下水位初始埋深大於最大毛細上升高度時H0＞＞hc,可達最大μ值；H0＜＜hc時，地下水位下降1個高度時，原重力水大多轉化為支持毛細水，土層給水量大大降低，μ變小。土層含水量曲線分析：當地下水位埋深足夠大時，土層給水度不發生變化（為定值），此時給水度—也是最大理論給水度。2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質其他影響因素CompanyLogo給水度與地下水位埋深的關係CompanyLogo給水度概念圖、給水度與顆粒粒徑、儲水性能及時間的關係CompanyLogo三、給水度——2、影響μ值的因素

c)與地下水位下降速度有關地下水位下降快慢會影響到μ的大小

——（下降快μ<μ理、下降慢μ→μ理）這是因為釋水滯後，而導致的釋水減量；大小孔道釋水不同步，大孔道優先釋水，小孔道形成懸掛毛細水。d)土層結構均質土特徵與上述討論一致岩土層為層狀非均質土時，往往會影響μ值，多層狀土的特徵而言，上粗下細、上細下粗結構影響是不同的。2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質CompanyLogo對於均質的顆粒較細小的鬆散岩石，只有當其初始水位埋深足夠大、水位下降速率十分緩慢時，釋水才比較充分，給水度μ→μ理。常見鬆散岩石的給水度（Fetter，1980）2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質

岩石名稱給水度（%）最大最小平均粘土亞粘土粉砂細砂中砂粗砂礫砂細礫中礫粗礫512192832353535262603310152020211312271821262725252322CompanyLogo給水度小結——野外實際測定時：

均質土，當地下水位初始埋深大於hc，降速緩慢，μ=ωS-ω0

初始埋深小於hc時，埋深愈淺，μ↓水位降速愈快，μ↓一般而言，層狀土μ小於均質土。

結合實驗課——

設計研究給水度的影響因素與測定方法。給水度小結2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質四、持水度（specificretention）地下水位下降時，一部分水由於毛細力（以及分子力）的作用而仍舊反抗重力保持於岩石空隙中。岩石的持水能力——最大保持水分的能力。地下水位下降一個單位深度，單位水平面積岩石柱體中反抗重力而保持於岩石空隙中的水量，稱作持水度（Sr）。給水度、持水度與孔隙度的關係是：

μ+Sr=n包氣帶充分重力釋水而又未受到蒸發、蒸騰消耗時的含水量稱作殘留含水量（ω0）數值上相當於最大持水度。所有影響給水度的因素也就是影響持水度的因素。CompanyLogo2.3與水的儲容及運移有關的岩石性質五、透水性（permeability）

岩石允許水透過的能力。表徵岩石透水性的定量指標——滲透係數（K）。影響岩石透水性的因素：a)孔隙直徑大小：孔隙直徑越小，透水性越差；孔隙直徑越大，透水性越好。當孔隙直徑小於兩倍結合水層厚度時，在尋常條件下孔隙不透水。b)孔隙度的大小：在孔隙大小達到一定程度時，孔隙度才對岩石的透水性起作用，孔隙度越大，透水性越好。c)透水性取決於最小的孔隙直徑，不取決於平均孔隙直徑。d)顆粒的分選性。透水性與孔隙直徑大小的關係透水性與顆粒分選性的關係2.4有效應力原理與鬆散岩土壓密

一、有效應力原理（太沙基Terzaghi原理）孔隙水壓力（壓強）計算:u=γw

×

h作用於岩土上的總應力P（上部總荷重產生的）等於岩石骨架與水的重量之和。

有效應力：地下水的孔隙水壓力（浮力）會減輕岩土內部的壓應力，扣除孔隙水壓力後的岩土內部（壓）應力，稱為有效應力Pz。

Pz=P-u二、地下水位變化引起的岩土壓密（地面沉降）問題地下水下降

h=>水壓強減少

u=γw

×

h=>有效應力增加

u,即

Pz+u=P-(u-u)

有效應力增加會引起土體的彈性與塑性壓密（地面沉降，不可逆）2.4有效應力原理與鬆散岩土壓密

2.4有效應力原理與鬆散岩土壓密

地下水開採與地面沉降1岩土壓密（固結）2塑性變形、彈性變形3開採地下水引起的地面沉降--地質環境問題4沉降發生的層位5沉降過程與排水速度6前期固結壓力（或近似理解為歷史最大水位降深）7地面沉降的不可逆性地下水的動態與均衡9.1地下水動態與均衡的概念9.2地下水動態9.3地下水均衡含水層（含水系統）始終與環境發生物質、能量、資訊的交換，時刻處於變化之中。地下水動態的概念：

在與環境相互作用下,含水層各要素(水位、水量、水化學成分、水溫等)隨時間的變化,稱作地下水動態。地下水要素隨時間發生變動的原因：

含水層(含水系統)水量、鹽量、熱量、能量收支不平衡的結果。

當含水層的補給水量大於排泄水量時,儲存水量增加,地下水位上升；當補給量小於排泄量時,儲存水量減少,水位下降。鹽量、熱量、能量的收支不平衡,會使地下水水質、水溫或水位發生相應變化。地下水位的變化反映了地下水所具有的勢能的變化。而地下水勢能變化可以由於獲得水量補給儲存水量增加引起,也可以與水量增減無關。例如：

當含水層受到地應力作用,賦存地下水的含水介質受到壓應力並將其傳遞到地下水上時,地下水位也會上升；這種情況下地下水位雖有上升但並不意味著其水量增加。研究地下水動態的意義：

地下水動態反映了地下水要素隨時間變化的狀況，為了合理利用地下水或有效防範其危害，必須掌握地下水動態；地下水動態提供給我們關於含水層或含水系統的不同時刻的系列化資訊，因此，在檢驗所作出的水文地質結論，在論證人們所採用的利用或防範地下水的水文地質措施是否得當時，地下水動態資料是最權威的判據。地下水均衡的概念：

某一時間段內某一地段內地下水水量(鹽量、熱量、能量)的收支狀況稱作地下水均衡。地下水動態與地下水均衡間的關係：

動態是均衡的外部表現；

均衡是動態的內在根源。研究地下水動態與均衡的意義：查清地下水的補給、排泄條件；闡明地下水資源條件；確定含水層之間、含水層與地表水體的關係。地下水動態的形成機制影響地下水動態的因素地下水天然動態類型人類活動影響下的地下水動態

9.2地下水動態一、地下水動態的形成機制形成機制的理解：地下水動態是含水層(含水系統)對環境施加的激勵所產生的回應；地下水動態是含水層(含水系統)將輸入資訊變換後產生的輸出資訊。實例分析：分析降雨對地下水位的影響一次降雨：通常持續數小時到數天，把它看作是發生於某一時刻的“脈衝”。同一時刻的降雨,在包氣帶中通過大小不同的空隙以不同速度下滲。當運動最快的水滴到達地下水面時，地下水位開始上升，占比例最大的水量到達地下水面時，地下水位的上升達到峰值；運動最慢的水滴到達地下水面後,降水的影響結束。

與一個降水脈衝相對應,作為回應的地下水位的抬升表現為一個波形。或者說，經過含水層(含水系統）的變換,一個脈衝信號變成了一個波信號。與對應的脈衝相比較,波的出現有一個時間滯後a,並持續某一時間延遲b。多次降雨：當相鄰的兩次或多次降雨接近，各次降雨引起的地下水抬升的波形相互迭合。當各個波峰迭加時,會迭合成更高的波峰（圖a、b、c),地下水位會出現一個峰值。

實際情況下，多是各個波形的波峰與波谷迭合,削峰填穀,構成平緩的複合波形（圖d、e、f)。降水對泉流量的影響：一次降雨使泉水量出現一個波形的增加，若干次降雨所引起的波形相迭合，削峰填穀的結果，使泉流量遠較降水變化為穩定。北方的許多岩溶大泉流量動態穩定就是此原因。

間斷性的降水,通過含水層(含水系統)的變換,將轉化成比較連續的地下水位變化或泉流量變化。這是信號滯後、延遲與迭加的結果。地下水動態的特點：

連續性隨機性週期性二、影響地下水動態的因素

按照地下水動態是含水層(含水系統)連續的資訊輸出的理解，將影響地下水動態的因素分為兩類:

①環境對含水層(含水系統)的資訊輸入：如降水、地表水的補給，人工開採或補給地下水，地應力對地下水的影響等；

②變換輸入資訊的因素：賦存地下水的地質、地形條件。影響地下水動態的主要自然因素：

氣候（氣象）因素水文因素地質因素植被因素特點：大面積、普遍產生影響（主要是降水與蒸發）氣象（氣候）因素對潛水動態的影響：

特點：普遍性最好

過程：a.降水的數量及其時間分佈，影響潛水的補給，從而使潛水含水層水量增加，水位抬升，水質變淡；

b.氣溫、濕度、風速等與其它條件結合，影響著潛水的蒸發排泄，使潛水水量變少，水位降低，水質變鹹。1.氣象（氣候）因素—決定動態總輪廓氣象（氣候）要素的週期性變化：降水的晝夜變化降水的年內季節性變化降水的多年變化（如11年週期）與此相對應，地下水動態也有這三種週期性變化晝夜變化在許多地區不明顯多年變化研究週期長季節變化最突出、最有意義分析氣象因素對潛水位的影響時，必須區分潛水位的真變化與偽變比。實踐中，應當考慮多年的地下水位與水量的變化。氣候存在多年週期性波動例如：週期為11年的太陽黑子變化，影響豐水期與乾旱期的交替，使地下水位呈同一週期變化。重大的長期性地下水供排水設施，應當考慮多年的地下水位與水量的變化：

供水工程應根據多年資料分析地下水位最低時水量能否滿足要求；排水工程要考慮多年最高地下水位時的排水能力。缺乏地下水多年觀測資料時，可利用多年的氣象、水文資料，或根據樹木年輪、歷史資料與考古資料，推測地下水多年動態。

2.水文因素

地表水體補給地下水引起地下水位抬升時，隨著遠離河流，水位變幅減小，發生變化的時間滯後。河水對地下水動態的影響一般為數百米至數公里,此範圍以外,主要受氣候影響。地質因素對地下水動態影響的主要體現：

補、排與徑流條件的變化——反映對地下水文要素的變幅和滯後時間等特徵的影響。

地質構造——決定地下水、大氣水、地表水的不同聯繫，反映出受氣候、水文因素的影響程度不同，因而出現不同的動態特徵。3.地質因素

地質因素是影響輸入資訊變換的因素。當降水補給地下水時,包氣帶厚度與岩性控制著地下水位對降水的回應。潛水埋深愈大，對降水脈衝的濾波作用愈強；相對於降水，地下水位抬高的時間滯後與延遲愈長；水位歷時曲線呈現為較寬緩的波。包氣帶岩性的滲透性愈好，則濾波作用愈弱；地下水位抬升的時間滯後與延遲小；水波歷時曲線波形較陡。潛水儲存量的變化是以給水度與水位變幅△h的乘積表示的，即：當儲存量變化相同時，給水度愈小，水位變幅愈大。河水引起潛水位變動時，含水層的透水性愈好，厚度愈大，含水層的給水度愈小，則波及範圍愈遠。承壓水動態變化比潛水小：

a.降水補給時，補給區的潛水位變化較明顯，隨著遠離補給區，變化漸弱，以至於消失；

b.從補給區向承壓區傳遞降水補給影響時，含水層的滲透性愈好，厚度愈大，給水度愈小，則波及的範圍愈大；

c.承壓含水層埋藏愈深，構造封閉性愈好，與外界的水力聯繫愈弱，則引起的動態變化愈微弱；

d.承壓含水層的水位變動可以由於固體潮、地震等引起，這時地質因素成為環境對地下水的輸入。

三、地下水天然動態類型

潛水（鬆散沉積物淺部水）的天然動態類型:

蒸發型

徑流型

弱徑流型蒸發型動態分佈區：乾旱半乾旱地區地形切割微弱平原或盆地。動態特徵：地下水徑流微弱，以蒸發排泄為主。年水位變幅小，各處變幅相差不大；

水質季節變化明顯，地下水不斷向鹽化方向發展，並使土壤鹽漬化。滲入——蒸發型的平原潛水徑流型動態分佈區：山區及山前。動態特徵：地形高差大，水位埋藏深，以徑流排泄為主。年水位變幅大而不均；水質季節變化不明顯，長期則不斷趨於淡化。弱徑流型分佈：氣候濕潤的平原與盆地。動態特徵：地形切割微弱，潛水埋藏深度小，但氣候濕潤，蒸發排泄有限，以徑流排泄為主，但徑流微弱。年水位變幅小，各處變幅接近，水質季節變化不明顯，長期向淡化方向發展。承壓水天然動態類型承壓水均屬於徑流型動態變化：

取決於構造封閉條件，構造開啟程度愈好，水交替愈強烈，動態變化愈強烈，水質的淡化趨勢愈明顯。

四、人類活動影響下的地下水動態人類活動增加新補給來源或新排泄去路而改變地下水的天然動態。例如：

鑽孔采水、礦坑或管道排除地下水後，人工采排成為地下水新的排泄去路；含水層或含水系統原來的均衡遭到破壞：天然排泄量的一部分或全部轉為人工排泄量，天然排泄不再存在；天然排泄數量減少；可能增加新的補給量。若采排地下水一段時間後，新增的補給量及減少的天然排泄量與人工排泄量相等，含水層水量收支達到新的平衡。

動態曲線表現：地下水位在比原先低的位置上，以比原先大的年變幅波動，而不持續下降。

若采排水量過大，天然排泄量的減量與補給量的增量的總和，不足以償補人工排泄量時，將不斷消耗含水層儲存水量，導致地下水位持續下降。修建水庫、地表水灌溉等，增加了新的補給來源而使地下水位抬升。如圖：河北冀縣新莊，1974年初潛水位埋深大於4m，由於灌溉，旱季水位反而上升，到1977年雨季，潛水位已接近地表了。乾旱半乾旱平原或盆地：地下水天然動態多屬蒸發型，灌溉水入滲抬高地下水位，蒸發加強，促使土壤鹽漬化。有時，即使原來潛水埋深較大，屬徑流型動態，但連年灌溉後，可轉為蒸發型動態，造成大面積土壤次生鹽漬化。均衡區與均衡期水均衡方程式人類活動影響下的地下水均衡地面沉降與地下水均衡大區域地下水均衡研究需要注意的問題9.3地下水均衡一、均衡區與均衡期地下水均衡——以地下水為對象的均衡研究，實質就是應用品質守恆定律去分析參與水迴圈的各要素的數量關係。地下水均衡研究的目的——闡明某區在某一段時間內，地下水水量（鹽量、熱量)收入與支出之間的數量關係。

地下水均衡要素

水均衡：指以地下水體為對象，某一地區在某一時間段內地下水量的收支均衡狀況。

均衡要素：均衡區、均衡期、收支項、調蓄項均衡區：均衡計算所選定的地區。均衡期：均衡計算的時間段（若干年、年、月）。正均衡：某一均衡區，在一定均衡期內，地下水水量（或鹽量、熱量）的收入大於支出，表現為地下水儲存量（或鹽儲量、熱儲量）增加。負均衡：支出大於收入，地下水儲存量(或鹽儲量、熱儲量)減少

地下水動態與均衡的關係：

均衡是地下水動態變化的內在原因，動態則是地下水均衡的外部表現。計算方法：均衡研究必須分析均衡的收入項與支出項，列出均衡方程式。通過測定或估算列入均衡方程式的各項，以求算某些未知項。二、水均衡方程式陸地上某一地區天然狀態下總的水均衡：收入項（A）一般包括：降水量（X）、地表水流入量（Y1）、地下水流入量（W1）、水汽凝結量（Z1）。支出項（B)一般為：地表水流出量（Y2）、地下水流出量（W2）、蒸發量（Z2)。均衡期水的儲存量變化量：△ω1地下水均衡方程式：

收入項總量-支出量總量=調蓄項變化量，即：

（∑Q補—∑Q消）Δt=±µFΔh物理意義：

某均衡區，在一定均衡期內，總補給量與總消耗量之差等於儲存量的變化量。三種狀態的均衡方程：a.天然條件下的均衡方程：

(∑Q天補—∑Q天消)Δt=±µFΔhb.開採條件下的均衡方程：

(∑Q開補—∑Q開消）Δt=±µFΔhc.多年均衡期條件下（地下水保持多年均衡，即Δh＝0）的均衡方程：∑Q補Δt=∑Q消Δt

均衡期水儲存量的變化（水均衡方程式）：水儲存量變化△ω

中包括：地表水變化量（Ｖ）包氣帶水變化量（ｍ）潛水變化量(μ△hｃ）承壓水變化量（μｅ△hｃ）潛水的收入項(A)：降水入滲補給量（Ｘｆ）地表水入滲補給量(Yｆ）凝結水補給量(Zc)上游斷面潛水流入量(Wｕ１）下伏承壓含水層越流補給潛水水量（Qｔ）。潛水支出項(B):潛水蒸發量(Zu,包括土面蒸發、葉面蒸發)以泉或泄流形式排泄量(Qd)下游斷面流出量(Wｕ２）。潛水儲存量變化量：

μ

Δh潛水均衡方程式的一般形式：一定條件下，一般形式的均衡方程中某些均衡項可取消，方程可簡化為：

Xf+Yf-Zu=μΔh多年均衡條件下，=0，得：即典型乾旱半乾旱平原潛水均衡方程式，表示滲入補給潛水的水量全部消耗於蒸發。典型濕潤山區潛水均衡方程式：即入滲補給的水量全部以徑流形式排泄。

三、人類活動影響下的地下水均衡研究意義：研究人類活動影響下的地下水均衡，可以定量評價人類活動對地下水動態的影響，預測其水量水質變化趨勢，並據此提出調控地下水動態，使之朝向對人類有利的方向發展的措施。克雷洛夫對蘇聯中亞某灌區潛水均衡研究得出該區潛水均衡方程式為：式中f1、f2—灌渠水及田面灌水入滲補給潛水水量；

Qt—下伏承壓含水層越流補給潛水的水量；

Qr—通過排水溝排走的潛水水量；

以一個水文年為均衡期，經觀測計算，求得均衡方程式各項數值(單位為mm水柱)為：31.0=22.7+255.5+77.0+9.2-313.4-20.0得出的結論：

(1)潛水表現為正均衡，一年中潛水位上升620mm，增加潛水儲存量31mm(u＝0.05)。潛水蒸發量將不斷增加，會產生土壤鹽漬化。

(2)破壞原有地下水均衡，導致潛水位抬升的主要因素是灌溉水入滲，其中灌渠水入滲量占水量總收入的70％，田面入滲水量占2l％。

(3)現有排水設施的排水能力(年排水量為20mm)太低，不能有效地防止潛水位抬升。

(4)防止土壤次生鹽漬化必須採取的措施：減少灌水入滲；加大排水能力；或兩者兼施，以消除每年31mm的潛水儲存量增加值。

四、地面沉降與地下水均衡開採孔隙承壓含水系統時，停止開採可使水位恢復到采前高度上，含水層的儲存水量將隨之恢復，但粘性土中的一部分儲存水永久失去而不再恢復。由於粘性土壓密釋水量可占開採水量的百分之幾十，因此，忽略粘性土永久性釋水就會造成相當大的誤差。

五、大區域地下水均衡研究需要注意的問題

從供水角度出發，可供長期開採利用的水量，是含水系統從外界獲得的多年平均補給量。對於大的含水系統，除了統一求算補給量外，有時還需分別求算含水系統各部分的補給量。如圖：一個堆積平原含水系統，含水系統分為兩大部分：潛水的山前沖洪積平原潛水及承壓水的沖積湖積平原天然條件下，多年中水量達到均衡，地下水儲存量的變化值為零。各部分的水量均衡方程式：

山前平原潛水：

沖積平原潛水：

沖積平原承壓水：

若簡單地將含水系統各部分均衡式中水量收入項累加，則顯然比整個系統的水量收入項多了W2及Qt兩項，分別求算的結果比統一求算偏大。整個含水系統的水量均衡方程式：

從圖看出，沖積平原承壓水並沒有獨立的補給項，其收入項就是山前平原潛水支出項之一。

W2＝Xf1+Yf2+W1-Zu1-Qd

可知，W2是由山前平原補給量的一部分轉化而來。沖積平原潛水的收入項Qt同樣也可得出：Qt＝W2一W3

顯然，Qt是由W2的一部分轉化而來，歸根到底，是由山前平原潛水補給量轉比的。

W2、Qt都屬於堆積平原含水系統內部發生的水量轉換，而不是含水系統與外部之間發生的水量轉換。

在開採條件下，含水系統內部及其與外界之間的水量轉換，將發生一系列變化。假定單獨開採山前平原的潛水，此部分水量均衡將產生以下變化：a.隨著潛水位下降，地下水不再溢出成泉，Qd＝0；b.與沖積平原間水頭差變小，W2減小；c.隨著水位下降，蒸發減弱，Zu1變小；d.與山區地下水水頭差變大，W1增加；e.地表水與地下水水頭差變大，Yf1增大；h.潛水淺埋帶水位變深，有利吸收降水，可使Xf1增大。結果山前平原潛水補給量增加，排泄量減少。同時，對地表水及鄰區地下水的均衡產生下列影響：a.W2減少及相應的Qt減少，使沖積平原承壓水及潛水補給量減少；b.W1增大，使山區排泄量增大；c.Xfl、Yfl增大，使地表徑流量減少，從而使沖積平原潛水收入項Yf2變小。進行大區域水均衡研究時：

必須仔細查清上下游、潛水和承壓水，地表水與地下水之間的水量轉換關係，否則將導致水量重複計算，人為地誇大可開採利用的水量。地下水的化學成分及其形成作用6.1概述6.2地下水的化學特徵6.3地下水的溫度6.4地下水化學成分的形成作用6.5地下水化學成分的基本成因類型6.6地下水化學成分的分析內容與分類圖示6.1概述地下水是一種複雜的溶液：賦存於岩石圈中,不斷與岩土發生化學反應;與大氣圈、水圈和生物圈進行水量和化學成分的交換。人類活動的影響改變了地下水的化學面貌。地下水的化學成分是地下水與環境（自然地理、地質背景、人類活動）——長期相互作用的產物。某區地下水的化學面貌,反映該區地下水的歷史演變。研究地下水的化學成分，可以幫助我們回溯一個地區的水文地質歷史，闡明地下水的起源與形成。水是最為常見的良好溶劑：它溶解、搬運岩土組分,並在某些情況下將某些組分從水中析出。水是地球中元素遷移、分散與富集的載體：許多地質過程(岩溶、沉積、成岩、變質、成礦）都涉及地下水的化學作用。根據不同用途，利用地下水都對其水質有一定要求,並要進行水質評價：飲用水水質評價工業用水水質評價農業用水水質評價工程建設專案用水水質評價地下水是寶貴的液體礦產：含大量鹽類(如NaCl、KCl)或富集某些稀散元素(Br、I、B、Sr等)的地下水是寶貴的工業原料；某些具有特殊物理性質與化學成分的水具有醫療意義；

鹽礦、油田、金屬礦床所形成特定化學元素的分散暈圈是找礦的重要標誌。污染物在地下水中散佈,也會形成暈圈。這就需要查明有關物質的遷移、分散規律,確定礦床或污染源的位置。地下水中化學元素遷移、集聚、分散的規律——水文地球化學的研究內容。地下水中元素遷移不能脫離水的流動；水文地球化學的研究必須與地下水運動的研究緊密結合。地下水水質的演變具有時間上繼承的特點：

自然地理與地質發展歷史給予地下水的化學面貌以深刻影響，故不能從純化學角度,孤立、靜止地研究地下水的化學成分及其形成,必須從水與環境長期相互作用的角度,去揭示地下水化學演變的內在依據與規律。6.2地下水的化學特徵主要氣體成分主要離子成分其他成分總礦化度及化學成分表示式一、地下水中主要氣體成分

地下水中常見的氣體成分：

O2、N2、CO2、CH4、H2S等。尤以前三種為主。通常情況下，地下水中氣體含量不高，只有幾mg/L到幾十mg/L。研究地下水中氣體成分的意義：

①氣體成分—能夠說明地下水所處的地球化學環境；

②水中有些氣體—會增加水溶解鹽類的能力，促進某些化學反應。1.氧（02）、氮（N2）地下水中的氧氣和氮氣主要來源於大氣。它們隨大氣降水及地表水補給地下水,故以入滲補給為主、與大氣圈關係密切的地下水中含02

、N2

較多。溶解氧含量愈多,說明地下水所處的地球化學環境（氧化環境）愈有利於氧化作用進行。1.氧（02）、氮（N2）02的化學性質遠較N2活潑，在較封閉的環境中，02將耗盡而只留下N2。因此，N2的單獨存在，通常可說明地下水起源於大氣並處於還原環境。大氣中的惰性氣體（A、Kr、Xe）與N2的比例恒定，即(A+Kr+Xe)/N2=0.0118。比值等於此數，說明N2是大氣起源的；小於此數，則表明水中含有生物起源或變質起源的N2

。2.硫化氫(H2S)、甲烷（CH4）:地下水中出現H2S、CH4,其意義與出現O2相反,說明處於還原的地球化學環境（還原環境）。這兩種氣體的生成,均在與大氣比較隔絕的環境中,有有機物存在,微生物參與的生物化學過程有關。其中,H2S

是SO42-的還原產物。3.二氧化碳(C02）：地下水中的C02主要來源於土壤（有機質殘骸的發酵作用與植物的呼吸作用使土壤中源源不斷產生C02並溶入流經土壤的地下水中）。含碳酸鹽類的岩石,在深部高溫下，可變質生成C02。在少數情況下,地下水中可能富含C02

甚至高達1g/L以上。煤、石油、天然氣燃料,使大氣中人為產生的C02明顯增加。大氣中C02濃度的不斷上升，引起了嚴重的溫室效應，使氣溫上升。地下水中含C02越多，其溶解碳酸鹽岩與對結晶岩進行風化作用的能力越強。二、地下水中主要離子成分地下水中分布最廣、含量較多的離子（七種）：Cl-、SO42-、HCO3-、Na+、K+、Ca2+、Mg2+。構成這些離子的元素，或是地殼中含量較高，且較易溶於水的（如O2、Ca、Mg、Na、K）；或是地殼中含量雖不很大，但極易溶於水的（Cl、以SO42-形式出現的S）。Si、Al、Fe等元素，雖然在地殼中含量很大，但由於難溶於水，地下水中含量通常不大。一般情況下,隨著總礦化度(總溶解固體）的變化,地下水中占主要地位的離子成分也隨之發生變化，即：

低礦化水中以HC03-、Ca2+、Mg2+為主;

高礦化水以Cl-、Na+為主;