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1、第五章 地下水（ground water）,相对地表水而言，地下水是指埋藏在地表面以下各种岩石土层空隙中的水，包括包气带水和饱和带水。但狭义地下水仅指赋存于饱水带岩（土）层空隙中的重力水。地下水资源量指地下含水层的动态水量，通常用地下水的补给量来表示，为区域水资源总量的重要组成部分。特别是在地表水较为缺乏和地表水污染比较严重的地区，地下水的开发和利用日益重要。,一、地下水的形成,地下水的形成必须具备两个条件，一是有水分来源，二是要有贮存水的空间。它们均直接或间接受气象、水文、地质、地貌和人类活动的影响。,（一）地下水的水源条件（P120121）,地下水含水层从外界获得水量的过程称为地下水的补给
2、。按补给水源的不同，地下水可分为三类。,1. 渗入水,大气降水和地表水等入渗补给形成的地下水，称为渗入水。大气降水是地下水最普遍和最主要的补给来源。大气降水抵达地表后便向土壤孔隙渗入。如果雨前土壤极端干燥，降水量足够大，则入渗水首先形成土壤薄膜水，然后达到最大薄膜水后填充毛细孔隙形成毛细水；最后当土壤含水率超过田间持水量时形成重力水，并持续下渗补给地下水。降水入渗过程十分复杂，影响因素众多，主要有降雨特征、包气带岩性和厚度、潜水位埋深、地形、地表植被等，它们对降水入渗补给量均有影响。 河流、湖泊、水库、海洋等地表水体均可补给地下水，只要其底床和边岸岩石为相对透水岩层，便与其下部含水层中地下水发
3、生水力联系，当地表水体水位高于边岸地下水时便会补给地下水。在农田灌溉地区，由于渠道渗漏及田间地面灌溉回归水下渗，使浅层地下水获得大量补给。相邻含水层可在水位差的作用下产生层间补给。近年来，地下水人工补给（回灌）已成为增加地下水资源补给量的重要手段。,2. 凝结水,大气中的水汽或包气带岩石土壤空隙中的水汽凝结成液态而下渗补给形成的地下水，称为凝结水。一般来讲，水汽凝结量是相当有限的，但在高山、沙漠等昼夜温差大的地区，凝结水对地下水的补给也具有一定的意义。,3. 埋藏水和初生水,在沉积岩形成过程中残留或保存在沉积岩内的地下水称为埋藏水；由岩浆在冷凝过程中析出的水汽凝结而成的地下水称为初生水。,（二
4、）地下水的储存条件,地下水的形成除水源条件外，还应具备储存条件。岩石土壤层中的空隙是地下水储存的空间和运移的通道，空隙的多少、大小、均匀程度及其连通情况，直接决定了地下水的埋藏、分布和运动特性。通常，将松散沉积物颗粒之间的空隙称为孔隙，坚硬岩石因破裂产生的空隙称裂隙，可溶性岩石中的空隙称溶隙（包括巨大的溶穴，溶洞等）。衡量岩石空隙发育程度的数量指标为空隙度。空隙度是岩石中空隙的体积与岩石总体积的比值。岩石的空隙特性决定岩石的水理性质。 岩石的水理性质指岩石与水接触后表现出的有关性质，即与水分贮容和运移有关的性质，包括容水性、持水性、给水性和透水性等。,1. 容水性,指常压下岩石能够容纳一定水量
5、的性能，以容水度来度量。容水度为饱水岩石所能容纳的水的最大体积与岩石体积之比值。容水度的大小取决于岩石空隙的多少和水在空隙中充填的程度。如果岩石的全部空隙均被水充满，则容水度在数值上等于空隙度。对于具有膨胀性的粘土，充水后其体积会增大，容水度会大于空隙度。,2. 持水性,在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力在其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性，以持水度表示。在重力影响下岩石空隙中所能保持的水量与岩石总体积之比，就是岩石的持水度。其中，岩石所能保持的最大薄膜水量与岩石体积之比，叫分子持水度；毛管空隙被水充满时，岩石中所保持的水量与岩石体积之比，则称毛管持水度。持水度的大小取决于岩石的颗粒直径
6、和空隙直径的大小，即岩石颗粒越细，空隙越小，持水度越大。,3. 给水性,在重力作用下，饱水岩石能够自由流出一定水量的性能，为岩石的给水性。饱水岩石在重力作用下能自由排出的水体积与储水岩石体积之比，称为给水度。颗粒较粗的岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。,4. 透水性,透水性就是岩石的透水性能，用渗透系数表示。岩石空隙的大小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着明显的影响。粘土孔隙度有时虽然可达50以上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有30，但孔隙大，故透水性良好。同一岩石在不同方向上的透水性能也不一样。,（三）含水层和隔水层,饱水带内的岩石土层，按其透过和给出水的能力，可分为含水层和隔水层
7、。含水层是指能够给出并透过相当数量水的饱水岩石土层。含水层不但储存水，而且水在其中可以运移。非固结沉积物是最主要的含水层，特别是砂和砾石层，这种含水层具有良好的透水性能，条件适宜时，在其中打井可获得丰富的水量。碳酸盐类岩石也是主要的含水层，但碳酸盐岩的空隙性和透水性变化很大，取决于裂隙和岩溶的发育程度。 隔水层是指那些既不能给出又不能透过水的岩层，或者它给出或透过的水量都极少。通常可分为二类：一类是致密岩石，其中没有或很少有空隙，很少含水也不能透水，如某些致密的结晶岩石（花岗岩、闪长岩、石英岩等）。另一种是颗粒细小，孔隙度很大，但孔隙直径小，岩层中含水，但存在的水绝大多数是结合水，在常压下不能
8、排出，也不能透水。,含水层与隔水层的划分是相对的，它们之间并没有绝对的界线，在一定条件下两者可以相互转化。如粘土层，在一般条件下，由于孔隙细小，饱含结合水，不能透水与给水，起隔水层作用。但在较大的水头压力作用下，部分结合水发生运动，从而转化为含水层。从广义上讲，自然界没有绝对不透水的岩层。 构成含水层，必须具备储水空间、储水构造和良好的补给来源三个条件。要有厚度大、分布广、透水性能良好的岩石土层提供储水空间；含水层的构成还必须具备一定的地质构造条件。即在透水性能良好的岩石土层下面有不透水或弱透水岩土层作为隔水层，或在水平方向上有隔水层阻挡以防止空隙水的渗漏和侧渗；当岩层空隙性好，并且具有有利于
9、地下水储存的地质条件时，还必须要有充足的补给来源，才能使岩层充满重力水而构成含水层。,二、地下水的动态和运动,（一）地下水的动态,地下水动态系指地下水水位、水量、水温和水质等要素随时间和空间所发生的变化现象和过程。地下水的动态取决于地下水的补给与排泄状况。地下水含水层从外界获得水量的过程称为地下水的补给。地下水的补给来源主要有大气降水入渗补给、地表水渗入补给、大气中和包气带岩石空隙中水汽的凝结补给、其他含水层的越流补给及人工补给等。地下水失去水量的过程，就是地下水的排泄。其排泄方式有点状排泄（泉）、线状排泄（向河流泄流）及面状排泄（蒸发）及人工排泄等。泉是地下水的天然露头，是地下水的主要排泄形
10、式之一。当河床切割含水层，地下水位高于地表水位时，地下水呈带状向河流或其他地表水体排泄，成为地下水的泄流。蒸发是浅层地下水排泄的主要方式。 气候是影响地下水动态的最积极的因素之一。降水、蒸发、气温的周期性变化引起地下水相应的变化；暴雨、干旱等则造成地下水的突然性变化。河湖水位升降，海岸附近涨落潮，在地表水与地下水位之间有水力联系时，也常引起地下水位的变化。地壳的升降运动引起侵蚀基准面位置的变化，也必然引起地下水动态的改变，上升区基准面下降，地下水强烈循环，同时变淡；下降区地下水循环减慢，并发生盐化。植物的蒸腾作用使地下水位产生以昼夜为周期的升降。人为因素对地下水动态的影响是多方面的，抽水、排水
11、工程可以降低地下水位，农田灌溉、修建水库可使地下水位增高。,地下水的动态变化，是水量变化的表现形式，为了准确掌握地下水的动态，必须进行地下水量平衡计算。地下水平衡是根据质量守恒原理对地下水循环系统中各个环节的数量变化进行研究，在此基础上阐明某个地区在某一时段内地下水贮量、补给和消耗三者之间动态平衡关系。地下水水量平衡的一般表达式如下： （2.35） 式中，Pg为大气降水入渗量；R1为地表水入渗量；E1为水汽凝结量；Q1为自外区流入的地下水水量；R2为补给地表水的量；E2为地下水蒸发量；Q2为流入外区的地下水水量；W为地下水水流系统中的贮水变量，由均衡期内包气带水变量（C）、潜水变量（H）和承压
12、水变量（scHp）所组成。上式亦可写为： （2.36） 式中，为潜水含水层的给水度；sc为承压水的贮水系数（或称释水系数）；H为潜水位变幅；Hp为承压水头的变幅。,（二）地下水的运动,地下水在岩石空隙中的运动称为渗流（或渗透）。渗流所占据的空间称为渗流场（或渗流区）。渗流按地下水饱和程度分为饱和渗流和非饱和渗流。饱和渗流主要是饱和带中的重力水在重力作用下运动；非饱和渗流是毛细水和结合水的运动。 通常用渗流速度（V）、渗流量（Q）、渗流压强（P）、水头（H）等物理量来描述渗流场特征，这些物理量称为渗流的运动要素。运动要素是空间坐标（X、Y、Z）和时间（t）的连续函数。根据运动要素与时间的关系，将
13、地下水运动分为稳定流运动和非稳定流运动。 当渗流场中各点运动要素的大小与方向不随时间变化时，称为稳定流运动，否则为非稳定流运动。根据地下水的流态，可将地下水流划分为层流和紊流。地下水在岩石空隙中的运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂隙或溶洞中具有较大速度而成为紊流外，一般都为层流。,1. 线性渗透定律,法国著名水力学家达西（H. Darcy）于1856年通过均质砂粒渗流实验发现，单位时间内通过岩石的渗透水量（渗透流量）与岩石的渗透系数、水头降低高度（水头损失）和渗流断面面积成正比，与渗透距离成反比，从而建立了达西公式： （2.37） 式中，Q为渗透流量；K为渗透系数；A为渗流断面面积；h为水头
14、降低值；l为渗透距离。 令 即单位渗透距离内的水头损失称为水头梯度或水力坡度。根据水力学公式，则渗流断面平均流速 （2.38） 公式表明，渗透速度与水头梯度的一次方成正比，这就是线性渗透规律或达西定律。由达西定律可知，渗透系数K在数值上等于水力梯度为1时的渗流速度，与渗透速度有着相同的度量纲单位，用cm/s 或m/d 来表示。,由于地下水只能在岩石的空隙空间通过，所以实际过水断面应是渗流断面A中的空隙部分。若用n表示岩石的空隙度，则实际过水断面面积为nA，因此地下水的实际流速u为 或 （2.39） 由于空隙度n1，所以用达西定律计算出的渗透速度v小于实际流速u。 实验证明，当渗透速度超过某一临
15、界值时，地下水的运动不符合线性渗透定律。但在通常情况下，地下水流的水头梯度很小，故大部分地下水运动仍然符合线性渗透定律。,2. 非线性渗透定律,当地下水在大空隙和溶洞中运动时，地下水的渗流速度大于310-3m/s，即水流呈紊流状态，或雷诺数Re大于10的层流，即水的粘滞性比较大时，不再遵循达西定律，渗流速度v与水力坡度I之间不再是呈一次方的线性关系，而是呈非线性关系即非线性渗透定律： Q=KA I 1/m 或 v= K I1/m （2.40） 式中，m为流态指数，取值为12；其他符号同前。,非线性渗透定律概括了饱和渗流在不同流态（层流、紊流）时可能存在的流动规律。当m=1时，属流速很小的层流线
16、性流，符合达西定律；当lm2时，属速度较大的层流非线性流，惯性力起一定作用，已偏离达西定律；当m=2时，属大流速的紊流状态，惯性力已占支配地位，与河道中的均匀流相同。1912年谢才（A.Chezy）提出了适用于地下水呈紊流状态时运动规律的数学表达式： 或 （2.41） 式中：Kc为紊流时含水层的渗透系数；其他符号同前。 可见，地下水呈紊流状态时，其渗透速度与水力坡度的平方根成正比。,三、地下水的类型,地下水的分类方法有多种，并可根据不同的分类目的、分类原则与分类标准，可以区分为多种类型体系。如按地下水的起源和形成，可区分为渗入水、凝结水、埋藏水和初生水等；按地下水的力学性质可分为结合水、毛细水和重力水；按矿化程度不同，可分为淡水、微咸水、咸水、盐水和卤水；按其储存空隙的种类又可分为孔隙水、裂隙水、岩溶水。应用最为广泛的是按照地下水的贮存和埋藏条件进行的分类。这种分类首先按照贮存部位将地下水分为包气带水和饱水带水，然后按力学性质进行次一级分类。在次一级分类中，包气带水被分为结合水、毛管水
