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1、地球上的水及其循环水文，指自然界中水的变化、运动等的各种现象，现在一般指研究自然界水的时空分布、变化规律的一门学科。水文地质学是研究地下水的科学。它研究与岩石圈、水圈、大气圈、生物圈以及人类活动相互作用下地下水水量和水质的时空变化规律，并研究如何运用这些规律去兴利除害，为人类服务地下水即是赋存于地面以下岩石空隙中的水自大气圈到地幔的地球各个层圈中的水构成一个系统。这一系统内的水相互联系、相互转化的过程即是自然界的水循环自然界的水循环按其循环途径长短、循环速度的快慢以及涉及层圈的范围，可分为水文循环和地质循环两类水文循环是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环，水文循环的速度较
2、快，途径较短，转换交替比较迅速地球浅层圈和深层圈之间水的相互转化过程称为水的地质循环水文循环是在太阳辐射和重力共同作用下，以蒸发、降水和径流等方式周而复始进行的水文循环分为小循环与大循环。海洋与大陆之间的水分交换为大循环。海洋或大陆内部的水分交换称为小循环自然界中水循环的重要环节蒸发、降水，都与大气的物理状态密切相关；气象和气候因素对水资源的形成与分布具有重要影响径流是水文循环的重要环节和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。因此，径流可分为地表径流和地下径流，两者具有密切联系，并经常相互转化流量（Q）：系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为 m3/s
3、。Q 流量等于过水断面面积 F 与通过该断面的平均流速 V 的乘积，即：Q=V*F径流总量（W）：系指某一时段 T 内，通过河流某一断面的总水量，单位为 m3。即：W=Q*T径流模数（M）：系指单位流域面积 F（km 2）上平均产生的流量，以 L/skm2为单位，计算式为：M=Q/F*10-3径流深度（Y）：系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为 mm，计算式为：Y=W/F*10 -3径流系数（）：为同一时段内流域面积上的径流深度 Y(mm)与降水量 X(mm)的比值，以小数或百分数表示，=Y/X岩石中的孔隙与水分地壳表层十余公里范围内，都或多或少
4、存在着空隙，特别是深部一、两公里以内，空隙分布较为普遍岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙，可溶岩石中的溶穴松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙孔隙度（n）是指某一体积岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例构成松散岩石的颗粒均为等粒圆球；当其为立方体排列时。可算得孔隙度为 47.64，为四面体排列时，孔隙度仅为 25.95松散岩石孔隙度参考数值据弗里泽等，1987岩 石 名 称 砾 石 砂
5、 粉 砂 粘 土孔隙度变化区间 2540 2550 3550 4070孔隙通道最细小的部分称作孔喉，最宽大的部分称作孔腹粘土的孔隙度往往可以超过上述理论上最大孔隙度值。这是因为粘土颗粒表面常带有电荷，在沉积过程中粘粒聚合，构成颗粒集合体，可形成直径比颗粒还大的结构孔隙。此外，粘性土中往往还发育有虫孔、根孔、干裂缝等次生空隙固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩（岩浆岩）或固结干缩（沉积岩）而产生的岩浆岩中成岩裂隙比较发育，
6、尤以玄武岩中柱状节理最有意义构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊（由隐蔽的节理到大断层） ，分布不均一风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近裂隙率（K r）是裂隙体积（V r）与包括裂隙在内的岩石体积（V）的比值可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶穴（隙）溶穴的体积（V k）与包括溶穴在内的岩石体积（V）的比值即为岩溶率（K k）赋存于不同岩层中的地下水，由于其含水介质特征不同，具有不同的分布与运动特点按岩层的空隙类型区分为三种类型地下水:孔隙水、裂隙水、岩溶水地壳岩石中的水：岩石“骨架
7、”中的水（矿物结合水） 、岩石空隙中的水岩石“骨架”中的水（矿物结合水）：沸石水、结晶水、结构水岩石空隙中的水：结合水（矿物表面结合水） 、液态水、固态水、气态水结合水：强结合水、弱结合水液态水：重力水、毛细水容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值含水量是说明松散岩石实际保留水分的状况若使地下水面下降，则下降范围内饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水，将因重力作用而下移并部分地从原先赋存的空隙中释出。我们把地下水位下降一个单位深度，从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体， 在重力作用下释出的水的体积，称为给水度（）地下水位下降时，一部分水由于毛细力（以及分子力）的
8、作用而仍旧反抗重力保持于空隙中。 地下水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持水度（S r）岩石的透水性是指岩石允许水透过的能力。表征岩石透水性的定量指标是渗透系数太沙基有效应力原理:有效应力等于总应力减去孔隙水压力地下水的赋存地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面地下水面以上称为包气带；地下水面以下称为饱水带包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带岩层按其渗透性可分为透水层与不透水层。饱含水的透水层便是含水层。不透水层通常称为隔水层岩性相同、渗透性完全一样的岩层，很可能在有些地方被当作含水层，而在另一些地方却被当作隔水层。
9、即使在同一个地方，渗透性相同的某一岩层，在涉及某些问题时被看作透水层，在涉及另一些问题时则可能被看作隔水层。含水层、隔水层与透水层的定义取决于运用它们时的具体条件广义的地下水是指赋存于地面以下岩土空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩石空隙中的水均属之。狭义的地下水仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。地下水的埋藏条件，是指含水岩层在地质剖面中所处的部位及受隔水层（弱透水层）限制的情况，据此可将地下水分为包气带水、潜水及承压水按含水介质（空隙）类型，可将地下水区分为孔隙水、裂隙水及岩溶水饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水称作潜水潜水没有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。潜水的表面为自由水面，称作
10、潜水面，从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水，为承压水承压含水层上部的隔水层（弱透水层）称作隔水顶板，下部的隔水层（弱透水层）称作隔水底板。隔水顶底板之间的距离为承压含水层厚度在自然与人为条件下，潜水与承压水经常处于相互转化之中。显然，除了构造封闭条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有承压水最终都是由潜水转化而来；或由补给区的潜水测向流入，或通过弱透水层接受潜水的补给当包气带存在局部隔水层（弱透水层）时，局部隔水层（弱透水层）上会积聚具有自由水面的重力水，这便是上层滞水地下水运动的基本规律地下水在岩石空隙中的运动称为渗流（渗透） 。发生渗流
11、的区域称为渗流场。由于受到介质的阻滞，地下水的流动远较地表水为缓慢在岩层空隙中渗流时，水的质点作有秩序的、互不混杂的流动，称作层流运动 水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动作紊流动时，水流所受阻力比层流状态大，消耗的能量较多。在宽大的空隙中（大的溶穴、宽大裂隙)，水的流速较大时，容易呈紊流运动达西定律：Q=Kh/L=KIQ渗透流量（出口处流量）; 过水断面; h水头损失（h=H 1-H2，即上下游过水断面的水头差） ；L渗透途径（上下游过水断面的距离） ；I水力梯度（相当于 h/L，即水头差除以渗透途径） ；K渗透系数从水力学已知，通过某一断面的流量 Q 等于流速与过水断面 的乘积，
12、即：Q=V,即 V=Q/达西定律也可以另一种形式表达之：V=KI V 称作渗透流速水力梯度 I 为沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。水在空隙中运动时，必须克服水与隙壁以及流动快慢不同的水质点之间的摩擦阻力（这种摩擦阻力随地下水流速增加而增大） ，从而消耗机械能，造成水头损失。因此，水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。从另一个角度，也可以将水力梯度理解为驱动力，即克服摩擦阻力使水以一定速度流动的力量。既然机械能消耗于渗透途径上，因此求算水力梯度 I 时，水头差必须与相应的渗透途径相对应从达西定律 V=KI 可以看出。水力梯度 I 是无因次的，故渗透系
13、数 K 的因次与渗透流速 V 相同。一般采用m/d 或 cm/s 为单位。令 I=1，则 V=K。意即渗透系数为水力梯度等于 1 时的渗透流速。水力梯度为定值时，渗透系数愈大。渗透流速就愈大；渗透流速为一定值时，渗透系数愈大，水力梯度愈小。由此可见，渗透系数可定量说明岩石的渗透性能。渗透系数愈大，岩石的透水能力愈强渗流场内可以作出一系列等水头面和流面。在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线与流线组成的网格称为流网在均质各相同性介质中，地下水必定沿着水头变化最大的方向， 即垂直于等水头线的方向运动，因此，流线与等水头线构成正交网格地下水的化学成分及其形成作用地下水中含有各种气体、离子、
14、胶体物质、有机质以及微生物等地下水中常见的气体成分有 O2、N 2、CO 2、CH 4及 H2S 等，尤以前三种为主地下水中分布最广、含量较多的离子共七种，即：氯离子（C1 ） 、硫酸根离子(SO 42-)、重碳酸根离子（HCO 3 ） 、钠离子（Na +） 、钾离子（K +） 、钙离子（Ca 2+）及镁离子（Mg 2+）地下水中所含各种离子、分子与化合物的总量称为总矿化度（总溶解固体） ，以每公升中所含克数（g/L）表示在水与岩土相互作用下，岩土中一部分物质转入地下水中，这就是溶滤作用溶滤作用的结果，岩土失去一部分可溶物质，地下水则补充了新的组分溶滤作用将岩土中的某些成分溶入水中，地下水的流
15、动又把这些溶解物质带到排泄区。在干旱半干旱地区的平原与盆地的低洼处，地下水位埋藏不深，蒸发成为地下水的主要排泄去路。由于蒸发作用只排走水分，盐分仍保留在余下的地下水中，随着时间延续，地下水溶液逐渐浓缩，矿化度不断增大。与此同时，随着地下水矿化度上升，溶解度较小的盐类在水中相继达到饱和而沉淀析出，易溶盐类（如 NaCl）的离子逐渐成为水中主要成分水中 CO2的溶解度受环境的温度和压力控制。CO 2的溶解度随温度升高或压力降低而减小，一部分 CO2便成为游离 CO2从水中逸出，这便是脱碳酸作用脱硫酸作用: 在还原环境中，当有有机质存在时，脱硫酸细菌能使 SO42还原为 H2S岩土颗粒表面带有负电荷
16、，能够吸附阳离子。一定条件下，颗粒将吸附地下水中某些阳离子，而将其原来吸附的部分阳离子转为地下水中的组分，这便是阳离子交替吸附作用成分不同的两种水汇合在一起，形成化学成分与原来两者都不相同的地下水，称为混合作用从形成地下水化学成分的基本成分出发，将地下水分为三个主要成因类型：溶滤水、沉积水和内生水富含 CO2与 O2的渗入成因的地下水，溶滤它所流经的岩土而获得其主要化学成分，这种水称之为溶滤水绝大部分地下水属于溶滤水。这不仅包括潜水，也包括大部分承压水沉积水是指与沉积物大体同时生成的古地下水地下水的补给与排泄含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。因此，补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给地下水的补给来源有大气降水、地表水、凝结水，来自其它含水层或含水系统的水等。与人类活动有
