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1、绪论理解水文地质学的研究对象与任务，了解水文地质学的研究意义。1 水文地质学的研究对象水文地质学（hydrogeology）是研究地下水的专门学科。它是在地质科学（如地层学、岩石学、构造地质学、地球化学、地球物理学等）的基础上，和其它一系列基础自然科学(如数学、物理学、化学、生物学等)以及水文科学相互结合，相互渗透，逐渐发展成为一门跨学科的综合性边缘学科。地下水是存在于地下岩石中的水分。其存在形式多种多样，狭义上的地下水是地下1000m范围内岩土空隙中的水，是本课程的主要研究对象。水文地质学主要研究地下水的来源、分布规律、埋藏条件、物理性质、化学成分、运动规律、动态特征、勘察方法以及不同条件下
2、的合理利用与保护、防治地下水的危害等方面。2 水文地质学的研究意义地下水对人类的影响是多方面的。归纳起来，表现在两个方面：1 有利方面(1) 供水水源水是人们赖以生存的宝贵资源。水资源包括地表水资源和地下水资源，地下水以其水质好、分布广泛、变化稳定、以及便于利用而得到广泛应用。在干旱、半干旱地区，地下水往往是主要的，甚至是唯一的生活及工农业供水水源。 生活用水城市生活用水要求水质好（必须符合饮用水水质标准）、水量稳定。地下水普遍能满足这些要求，所以常作为生活供水水源开发。全世界用于生活水量占总用水量的5%。 工业用水工业生产过程中或制造的产品需要用到大量的水。占总水量的20%。 农业用水农业灌
3、溉用水量十分巨大，据统计，全世界总用水量的75%。(2) 矿物原料：地下水本身是游泳的矿物原料，尤其含化学成分高的地下水。可从中提取多种有用的化合物和元素，如自贡地下卤水，含盐量70g/l，含有井盐(NaCl)、钾盐、芒硝、溴、碘、钡等成分。开采历史悠久。(3) 医疗用水：地下水中含某些特殊成分如放射性元素、特殊气体且具有较高温度时，常具有医疗意义。温泉多数具有医疗功效。(4) 地热：地下水热水可发电、取暖。水常常是开发利用地热资源的载体。(5) 水化学找矿：利用地下水中化学组分的异常特性帮助寻找矿藏，如硫化矿藏、放射性矿藏、石油等。2不利方面(1) 对采矿活动的影响：矿床充水(2) 农业上的
4、盐渍化与沼泽化：地下水埋藏浅(3) 对各类建设工程的影响：(4) 环境恶化：地下水污染、开采、排放地下水造成的环境问题等(5) 地方病：天然条件下地下水中的化学元素的富集或缺乏形成的具有地域分布的疾病3 水文地质学的发展我国水文地质学作为地质科学中的一门独立学科，实际上创立于新中国建立之后的50年代。传统水文地质学的基本概念在早期5060年代，主要从前苏联引进。70年代以来，与西方国家之间的学术交流与国际合作日益频繁，促使我国水文地质学的迅速发展；特别是许多新理论、新技术的输入，导致传统水文地质学逐渐演化，进入到现代水文地质学的新时期。“水文地质学”这一术语，虽然早在19世纪初，就在欧洲被正式
5、提出来；但真正成为地质科学中一门比较完整、系统的独立学科，只是20世纪3040年代的事。特别是二次大战结束以后，随着地质科学的迅速发展，西方许多国家(包括前苏联)对地下水的研究，开始在地质科学的基础上(如地层学、岩石学、构造地质学、地球化学、地球物理学等)，和其它一系列基础自然科学(如数学、物理学、化学、生物学等)以及水文科学相互结合，相互渗透，逐渐发展成为一门跨学科的综合性边缘学科。水文地质学从研究地下水的自然现象、形成过程和基本规律，发展到对地下水的定性、定量评价；它的基本理论，勘察方法和应用方向，也逐步形成。从70年代以来，水文地质学又从地下水系统的研究，进一步扩大为研究地下水与人类圈内
6、由资源、环境、生态、技术、经济、社会组成的大系统。因此水文地质学的研究目标，开始转入到研究整个水系统与自然环境系统和社会经济系统之间相互关系的新时期。我国对地下水的认识和开发利用，虽具有数千年的悠久历史，但真正运用地质科学的理论与方法，进行地下水的调查研究，仅开端于20世纪30年代。如老一辈的地质学家朱庭枯、谢家荣等，曾于这一时期分别到过江西、河南及南京等地区，进行地下水的调查研究，并著有论文或报告。但水文地质学，作为地质科学领域内一门独立的应用地质学科，是在新中国成立后50年代，才迅速发展起来的。水文地质学界的泰斗陈梦熊先生把我国水文地质学的发展历史，划分为四个阶段，即： 萌芽阶段(20世纪
7、前)； 初始阶段(19301950)，开始应用地质学的基本理论研究地下水； 奠基阶段(19501980)，主要在苏联学术思想影响下，奠定水文地质学的理论基础，是区域水文地质学与农业水文地质学的开创时期； 成长阶段(1980)，是水资源水文地质学、城市水文地质学与环境水文地质学的发展时期，主要受西方科学技术思潮影响，如系统论、系统工程、计算机技术等新理论、新技术的输入、使我国的传统水文地质学，发展到一个以研究水资源与环境问题为重点的现代水文地质学。4 我国水资源概况及地下水资源的开发利用1 我国水资源概况水资源总量是由地表水资源和地下水资源组成的。我国多年平均径流量为28124亿m3，其中河川径
8、流量占94.4%。我国平均年降水量61889亿m3，降水量的45%转化为地表和地下径流，其余消耗于蒸散发。我国河川径流量居世界第6位，约占全球河川径流量的5.8%。平均径流深度284mm，为世界平均的90%，居全球第7位。我国水资源总量虽然比较丰富，但按人口和耕地分配，水资源数量十分有限。我国水资源按耕地面积与人口数平均，每公顷耕地占有的径流量为28320m3，仅为世界平均的80%；平均每人年占有的径流量为2260m3，不足世界平均的1/4，约相当于美国的1/6、巴西的1/19、加拿大的1/58，年径流量仅为我国的1/5的日本，每人平均占有的径流量却是我国的2倍。可见，按人口和耕地平均拥有的水
9、资源量还相当紧缺，因此水资源是我国十分珍贵的自然资源。2 地下水资源的开发利用情况建国以来，由于普遍进行了水文地质普查，基本查明了地下水的分布规律，使我国地下水资源，得以有计划的开发利用，对促进工农业的发展和城市建设，发挥了重要作用。特别是促进农业灌溉方面，对抗旱保收，提高粮食产量，取得了显著效益。根据全国地下水开采量的统计，总开采量为746108m3/a，约占天然资源的11.6%。其中平原区占76%，山区占24%。按区域划分，北方占85%，南方占15%。北方平原地区占全国开采量的72%，而南方仅占3.5%。由此可见，全国地下水的开采量，以北方平原占主要地位。其次是岩溶水，不论北方或南方，其开
10、采量均超过总开采量的10%，而裂隙水仅占岩溶水开采量的10%。我国北方地区，由于气候干燥，降水不足，解放前经常受到干旱的威胁，粮食不能自给。50年代经过水文地质普查以后证实，华北平原、松辽平原、河套平原、河西走廊等主要农业区，地下水资源丰富。自60年代起，在这些地区就有计划地把发展井灌作为主要水利化方向。据统计北方17省、市地下水用于农业灌溉，年开采量达400108m3以上，井灌面积1.7108亩。其中华北平原的年开采量就达280108m3，井灌面积1.1108亩，超过了地表水的灌溉面积。例如河北平原近30年来，已打农灌井140多万眼，年开采量约100108m3，井灌面积3000多万亩，占耕地
11、面积的1/3以上。因而多次在遇到严重干旱的情况下，农业生产仍然得到丰收。西北干旱地区，地下水依靠山区河流的补给，在山前平原形成富集带，地下水资源相对比较丰富，特别在绿洲地区，农田灌溉主要依靠泉灌与井灌。但目前西北地下水的开采程度还比较低，如河西走廊，除石羊河流域地下水的开采量已出现严重超采现象以外，黑河流域及疏勒河流域地下水的开采量均不到补给量的20%。新疆及柴达木盆地，地下水的开采量也比较低，仅在局部地区开发程度较高。西北内陆盆地严重缺水，而地下水开发程度较低，其主要原因之一，是有关部门往往偏重地表水的开发，尽量提高地表水的引用率，而忽视地下水的合理利用，这是一个值得探讨的有关西北水资源开发
12、的战略问题与方针政策问题。根据西北水资源的特点，优先充分开发利用地下水，具有以下有利条件：能就地开采，投资少，见效快，经济便利；无蒸发损失；利用地表水与地下水的转化关系，可提高水资源的重复引用率；有利于环境生态平衡。相反，如无节制地提高地表水的引用率，不仅在经济上投资大、见效慢，而且引水距离远，渗漏损失及蒸发损失大，防渗工程艰巨，还会导致泉流量削减，造成泉灌系统的破坏，并且不利于环境生态平衡，容易造成盐渍化、沙漠化等恶果。西北新构造运动强烈，如祁连山、天山均属地层活动带，不利于在山口修建水利工程。因此今后西北干旱地区的水利化方向，如何根据水资源特点，权衡得失，因地制宜，探索水资源开发的最优化方
13、案，是当前亟待解决的一个重要课题。南方部分缺水地区，如雷州半岛在50年代就已经发现是一个构造良好，主要由第三系、第四系组成的自流盆地，地下水资源十分丰富。从60年代起就大力发展井灌，现已灌溉耕地40104亩。四川红色盆地也是南方严重缺水地区之一，经过多年来的调查研究，已有40多个县在红层风化裂隙带开发利用浅部潜水，灌溉土地68104亩，同时也解决了当地人畜饮用水问题。岩溶水已成为农业或城市和工业供水的重要水源之一，不论是南方或北方，都普遍得到开发利用。如太原、济南、淄博、大连、宝鸡、淮北、昆明、广州等城市，都不同程度地利用岩溶水作为供水水源。山西及太行山地区的许多岩溶大泉，大部分被利用作为灌灌
14、水源。由于这类大泉流量大而且比较稳定，也适宜作为工业用水。而上述地区煤炭资源丰富，能否建立能源基地，主要决定于水源。如何权衡轻重，合理解决农业用水与工业用水的矛盾，是该地区一个值得研究的重要问题。西南地区的许多暗河，有美好的开发前景。但目前暗河发育地区也是严重缺水地区，人民生活贫困。要改变这类地区的落后面貌，开发利用暗河资源是一条重要途径。有些地方，已根据不同情况，采取了各种不同的工程措施。如修建引水工程、地下水库、“天窗”扬水工程以及利用水头修建小型发电站等，对解决当地的生活用水和部分耕地的灌溉水源，发挥了重要作用。随着工业的发展和城市人口的增加，地下水在工业和城市供水中，日益显得重要。据不
15、完全统计，全国181个大、中城市中，有61个城市主要采用地下水。有40个城市为地表水、地下水兼用。华北27个主要城市中，总用水量为782104m3/d，其中地下水占686104m3/d，为总用水量的87%。北京市地下水的年开采量达25108m3(包括农业用水)，占全市总用水量的60%。辽宁省下辽河平原为我国主要工业区，分布有沈阳、辽阳、鞍山等重要工业城市，工业用地下水达8.3108m3a。其它如西安、太原、石家庄等城市，地下水的开采量达100104m3/d左右。南方由于地表水污染，许多大中城市也纷纷改用地下水。例如江苏省的南京、常州、徐州等10个城市，地下水年开采量已达4.5108m3。另一方
16、面，随着城市人口的增加和工农业的发展，需水量大幅度增长，有些城市因缺乏合理规划，已出现由于超量开采造成水源紧张或水源枯竭。同时由于大量工业废水不合理的排放，以及农田施用农药化肥等原因，使地下水遭到污染，不仅影响人民健康，而且使原来已经紧张的水源更趋紧张，成为环境保护亟待解决的一个重要问题。滨海平原的若干城市，如上海、天津等，地下水的大量开采还导致地面沉降等公害，给国民经济带来严重损失。综上所述，地下水的开发利用，如何全面规划、合理利用、加强管理和保护地下水资源，已成为当前急需解决的一个重要课题。1 地球上的水及其循环重点：地下水与地表水、大气降水之间的关系“三水”转化。1.1 地球上的水与自然
17、界的水循环地下水的自然界水的一个重要组成部分，参与水循环，说明了地下水与地表水、大气水之间的密切关系，决定了地下水作为一种与其他矿产资源不同的资源，具有可再生性的特点。1自然界中水的分布状况从大气圈到地壳上半部属浅部圈层水。其中分布有大气水、地表水、地下水以及生物体中的水。根据联合国教科文组织资料，不包括生物体中的水与矿物中的水，浅部圈层中水的总体积约为13.86x108km3。若将这些水均匀平铺在地球表面，水深约2718m。但其中咸水约占97.47%，淡水只占2.53%。大气水、地表水和地下水的体积比重分别为0.001%、98.276%和1.723%。大气水的比重虽然很小，但却是最活跃的部分
18、，是维系自然界水循环运动的最主要的环节。2自然界的水循环水循环的动力：重力和太阳辐射热。按循环尺度分大循环、小循环两种类型。大循环海陆间水分的循环往复的运移。影响全球气候。小循环海海间、陆陆间的水分循环。影响小气候，有利于当地的水资源的保持。水循环是三水转化的体现。1.2 影响地下水形成与动态的气象、水文因素1 气象因素气象和气候因素对水资源的形成和分布具有重要影响。气象因素众多，其中蒸发、降水这两个因素是水循环的重要环节。(1) 蒸发：在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。蒸发是大气水的主要来源。有了蒸发，水循环才能不断进行。蒸发的分类：水面蒸发：发生在地表水体表面上的蒸发。是蒸发
19、的主要部分。土面蒸发：土壤中的水通过土壤表面的蒸发。地下水位接近地表面时常以土面蒸发的形成进入大气。叶面蒸发（蒸腾）：地下水被植物根系吸收并输送到叶面，通过叶面空隙散发到大气中。蒸发的强烈程度用蒸发量表示。单位时间内由于蒸发作用而失去的水量称为蒸发量，一般以水层厚度(mm)表示。水面蒸发量又称为蒸发度，是表示一个区域蒸发强烈程度的指标，这是因为蒸发度较土面蒸发和叶面蒸发容易测定。蒸发度=2蒸发量。蒸发不仅影响地下水水量，导致水量的减少，同时还使水质变坏。(2) 降水当空气中水分达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或故态的形式降落到地面的过程称为降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要原因
20、。降水通常发生在暖湿空气和冷空气交汇的时候和地区。另外，降水的发生需要空气中含凝结核（尘埃）。降水的形式：露、霜（低空凝结）；雨、雪、雹（高空凝结）降水的多少用降水量表示：单位时间内（通常为一年）降落到地面的水量称为降水量。以某一地区在某一时期降水的总量平铺在地面得到的水层厚度表示。降水补给地下水的决定因素：降水强度：单位时间内降水量（mm/min）。按降水强度将降水分为暴雨（0.5mm/min）、淫雨（0.5mm/min且降水时间长）、细雨（0.5mm/min且降水时间短暂），其中对地下水的补给最有意义的是淫雨（如春夏之交江南和江淮地区的黄梅雨），另外雪对补给地下水也有利。降水形式：包气带岩
21、石性质：岩石透水性好，补给有利。地形与植被：地形平缓、植被发育有利于入渗补给。降水是地下水的主要补给来源，有时甚至是唯一来源。一个地区水资源总量的大小主要取决于降水的多少。下面的资料说明了这一点：平原地区的各项补给量，主要包括降水入渗、河流入渗、渠系入渗、灌溉回归以及山区侧向补给，其中以降水入渗占主导地位。根据全国平原孔隙水主要补给项的统计(表4)，降水入渗占64%。华北平原根据河北、河南、山东三省的计算，地下水资源总计为359.09108m3a，其中降水入渗量平均占天然资源的78.79%(表5)。由此可见，北方地下水降水入渗的比例更大，因而降水对地下水资源起决定作用(见图2)。由于东南及西南
22、季风影响，雨季降水集中，而旱季则水量严重不足，年际变化也较大，造成水资源在时间上分配的不平衡。降水渗入地下的量的多少用入渗系数表示：它是指渗入地下的水量与降水量的比值。在实际工作中，降水量和蒸发量（水面蒸发）资料主要从当地气象部门收集，有时候需要建立专门的观测设备进行实际观测各种蒸发量尤其是土面蒸发量。2 水文因素地表水与地下水的关系十分密切。他们之间相互联系、相互转化，共同构成了一个地区水资源的总量。这里需要弄清几个关于地表水的概念。径流：降落在地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。沿地表流动的水流称为地表径流；在地下岩石空隙中流动的水流称为地下径流。据统计，全球大陆地区年平均有47
23、000km3的水量通过径流返回海洋，约占陆地降水量的40%，这部分水量大体上是可资利用的淡水资源。水系：汇注与某一干流的全部河流的总体构成一个地表径流系统，称为水系。流域：一个水系的全部集水区域称为该水系的流域。流域内降水均通过各支流汇注于干流。相邻两个流域之间地形的最高点连线称为分水线，又称分水岭。地下水也有流域、分水岭等，大部分情况下，地下水与地表水分布是一致的，但有时是不一致的，而且地下水的流域、分水岭等不如地表水那样容易识别。在水文学中常用流量、径流总量、径流模数、径流深度、径流系数等特征值来说明地表径流，这些概念在水文地质中也很常用。流量：单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3
24、/s。流量=过水断面面积该断面水流的平均流速。径流总量：某一时段内通过河流某一断面的总水量，单位为m3。径流总量=流量时段长度。径流模数：单位流域面积上平均产生的流量，以L/skm2表示。径流深度：某时段内总径流量均匀地平铺在测站以上整个流域面积上得到的水层的厚度，以mm表示。径流系数：同一时段内流域面积上的径流深度与降水量的比值，以小数或百分数表示。1.3 我国的水文循环概况我国绝大部分地区为季风气候，一年中雨季与旱季分明，降水的时空分布很有规律。我国的地理格局：西高东低，东临太平洋，西南临近印度洋。天气系统：蒙古高压，副热带高压。我国水文循环的特点是：1. 降水在时间上的分布不均匀性：夏秋
25、季多、冬春季少。2. 降水在空间上的分布不均匀性：南方多、北方少。降水的时空分布特征决定了我国水资源的分布特征。因为，无论地下水资源还是地表水资源，作为自然界水循环的一个环节，均以大气降水为补给来源。一个地区水资源的丰富程度主要取决于降水量的多少。降水量大，水资源就丰富，否则就贫乏。由于降水在时间上的不均匀性，地表径流由于循环速度快，利用率受到限制；而地下径流比较缓慢，分布也较广泛，无论在时间和空间上均可起到一定的调节作用，所以在某些地区和某些时间内地下水处于很重要的地位。但是，应该注意到，地下水的补给来源也是以大气降水为主的，即使在降水稀少的地区找到了丰富的地下水，也是当地及其周围地区长期以
26、来由各种降水补给或积聚而来，是多年水文循环的结果。能够长期开采使用的地下水量应该是该地区经常参与水循环的那部分水量，当用水量超过了参与水循环的总水量时，实际上是提取了多年积聚的那部分水量，这部分水量是难以在短时间内恢复补充的，有时是无法恢复的。所以，在开发利用地下水时，应该做到有序和有度。同时要做好地下水的保护工作，使它免于遭受污染。1.4 自然界的水均衡水均衡：研究水循环的数量关系。1整个地球水均衡：降水、蒸发、地下径流、地表径流四者之间的关系。2 岩石中的空隙与水分2.1 岩石中的空隙地下岩石中存在空隙，为地下水的赋存提供了空间条件。“地壳表层岩石就象吸满了水的海绵”（维尔纳茨基语）。岩石
27、空隙是地下水储存的场所和运动的通道。空隙的大小、多少、形状、连通状况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。岩石的空隙分三类：孔隙、裂隙和溶穴。1 孔隙松散岩石中颗粒或颗粒集合体之间的空隙称为孔隙。孔隙长短轴比值接近1。孔隙体积的大小决定了岩石储容地下水的能力的大小。孔隙体积的大小一般用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石（包括岩石颗粒和孔隙在内）中孔隙体积所占的比例（以小数或百分数表示）。即： 或不同岩石的孔隙度是不一样的。下表列出了部分岩石的孔隙度：岩石名称泥炭粘土砂中新生代老砂岩灰岩火成岩与变质岩N（%）8035-5030-3515-2510-153-51-4影响孔隙度大小的因素：对
28、于粗粒土，分选程度、颗粒排列情况是主要因素，颗粒形状、胶结充填情况也有影响。对于粘性土，结构和次生孔隙则影响较大。颗粒排列情况：若组成岩石的颗粒是等粒（不管颗粒直径如何）且为球形，则立方体排列时（最松散排列）孔隙度为47.6%、四面体排列时（最紧密排列）孔隙度为26%，其他排列方式时孔隙度界于2647.6%之间。颗粒分选程度即不等粒性：岩石分选性越差，颗粒大小越不等，孔隙度越小。所以含砂砾岩1015%。颗粒形状：组成岩石的矿物颗粒可为板状、片状、条状、棱角状等，排列不紧密，相互架空，所以孔隙度较大。粘土的孔隙度可达50-60%。岩石胶结程度：胶结程度越高（胶结物越多），孔隙度越低，胶结差或不胶
29、结时，孔隙度大。测定岩石孔隙度大小的方法有注水法（砂）和注汞法（粘土）。2 裂隙坚硬岩石中常存在裂缝裂隙。按成因裂隙可分为：成岩裂隙岩石在形成过程中由于冷凝收缩或固结干缩而产生的。常见的成岩裂隙有玄武岩中的柱状节理、沉积岩中的层面。构造裂隙岩石受构造变动破裂产生的的裂隙。最常见也最有水文地质意义。风化裂隙风化作用过程中产生的裂隙。分布于地表或古风化壳，深度和厚度有限。常在原有裂隙基础上发展。裂隙的多少用裂隙率表示，包括体积裂隙率、面裂隙率和线裂隙率。体积裂隙率：裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积的比值。面裂隙率：在野外选定有代表性的一定面积的岩石露头，测定裂隙的长度和宽度，获得裂隙的面积，该面积
30、与包括裂隙在内的岩石面积的比值。线裂隙率：在岩心上测定每条裂隙在岩心轴线长度上的宽度，其总和与岩心长度之比值。野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等。因为这些与地下水的储存和运移密切相关。3 溶穴（喀斯特）可溶的岩石如石灰岩、白云岩、石膏等在地下水的溶蚀下产生的的空洞称为溶穴或溶隙。岩溶的发育程度用岩溶率表示：溶穴的体积与包括溶穴在内的岩石总体积的比值。很少使用这个概念。溶穴的规模相差很悬殊，大的溶洞宽可达数十米，高数十米甚至数百米，小的溶孔和溶隙仅几毫米。岩石中空隙的发育情况实际上是很复杂的。松散沉积物中主要发育孔隙，偶尔在形成时代较老的黏土中可见到裂隙。基岩中以裂
31、隙为主，孔隙在形成时代较新的岩石中有一定程度的发育。可溶性岩石中岩溶发育，且一般在裂隙的基础上溶蚀而成。孔隙在松散沉积物中普遍发育，且发育均匀。具有通常意义上的地下水的多少则与孔隙的大小有关，而与孔隙度的大小无关。所以，砂或砂砾等土层通常为含水层，而孔隙度很高的黏土一般视为隔水层。裂隙和溶穴的发育的最大特点是不均匀性，而且往往具有方向性，但是也是具有一定的规律性的。2.2 岩石中水的存在形式水在地壳岩石中以多种形式存在：可以存在于矿物的结构之中矿物结合水（沸石水、结晶水、结构水），也可以存在于岩石空隙中空隙水。水文地质学主要研究孔隙中的水。1 气态水与空气一起存在与岩石空隙中的水分，可以与空气
32、一起流动，也可在一定条件下单独运动。当温度下降，水汽达到饱和时可以凝结成液态的水滴形成凝结水，在沙漠地区有一定的意义。2 结合水松散岩石颗粒表面及坚硬岩石空隙壁面一般带电荷，水分子又是极性分子，由于静电吸引，固相表面具有吸附水分子的能力。静电引力的大小与距离的平方成反比，接近固体表面的水分子受到的引力强，随着距离的增大，吸引力减弱，水分子受自身重力作用逐渐明显。受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水，称为结合水。由于静电引力的作用，结合水的性质与一般的水的性质是不同的。根据所受引力的强弱，一般将结合水分为强结合水和弱结合水。最接近固相表面的结合水称为强结合水，其外层为弱结合水。强结合水（
33、吸着水）的厚度一般为数个水分子至数百个水分子的厚度，与固相表面的结合力很强，不受重力作用，在10000个大气压下还不能将其从固相表面分开，只有加热到105C使之汽化才能分开，密度可达2g/cm3，冰点-78C，粘滞性大，有弹性，具有抗剪性。不能自由运动，不能被植物吸收。弱结合水（薄膜水）位于强结合水的外层，一般当空气相对湿度大于94%时可形成，空气湿度达到90%时形成最大分子的吸着水。薄膜水的结合力弱，且越往外越弱，在一定条件下可以运动。当两个带薄膜水膜的颗粒相互接触时，薄膜水厚度大的将向厚度小的颗粒上运动，直到相等为止。薄膜水具有粘滞性可抗剪强度，不受重力影响，有条件时才能传递静水压力。有条
34、件时可以运动，密度接近普通水，外层水可被植物吸收。结合水量的大小与颗粒大小有关：颗粒大，总表面积小，吸附的水量就少，反之则大。如黏土的最大吸附水量可达45%以上，而砂土则2%左右，基岩更少。3 毛细水由于毛细作用而形成的水。岩石的孔隙1mm、裂隙宽度0.25mm时就会产生毛细作用，称为毛细孔（裂）隙。毛细空隙中的水在水的表面张力作用下沿毛细空隙上升，当上升到一定高度时毛细力与水的重力相等，上升就停止，所处的高度称为毛细上升高度。毛细上升高度与空隙大小成反比。毛细水界于结合水与重力水之间，有粘滞性，可被植物吸收。4 重力水岩石中空气相对湿度达到饱和时，薄膜水外形成水滴，即为重力水。重力受重力的作
35、用。一般所说的地下水主要是指重力水，泉、井中取出的水均为重力水。5 固态水分布高纬度和高海拔地区的以冰的形式存在于冻土中的地下水。分常年性和季节性两种。6 矿物结合水是矿物的组成部分，在一定条件下可给出。分三种：沸石水：不定量的矿物结晶水，如方沸石Na2Al2Si8O12nH2O。结晶水：水量一定，如石膏CaSO42H2O。结构水：以HO-存在于矿物晶体的内部格架中，放出水后矿物将变成另一种矿物，如白云母K2H2SiO4O8。2.3 与水的储容及运移有关的岩石性质岩石的空隙大小、多少、连通程度及其分布的均匀程度，都对其储容、滞留、释出以及透水能力有影响。1 容水性与容水度岩石可容纳水的性质称为
36、容水性。产生的原因是岩石中存在各种类型的空隙。取决于空隙的多少。衡量容水性的指标是容水度：岩石完全饱和时所能容纳的最大的水的体积与岩石总体积之比值，即一般情况下，容水度在数值上等于岩石的孔隙度或裂隙率或岩溶率。但对于粘性土，由于吸水膨胀的原因，容水度可大于孔隙度。2 持水性与持水度在重力作用下岩石所能保持一定水量的性质称为持水性。产生的原因是岩石的颗粒能吸附水分子、岩石中毛细空隙与水之间的毛细力也能保留一定量水分。结合水和毛细水不受重力控制，即不会在重力作用下自由地从岩石空隙中释放（流）出来。一般以结合水为主，水量大小主要取决于岩石颗粒的吸附能力，而吸附能力与岩石颗粒的总表面积大小有关，总表面
37、积大小与颗粒直径成反比。持水性的强弱用持水度表示：在重力作用下岩石所能保持的水的体积与岩石总体积之比值，即饱水岩石在重力作用下，重力水和部分毛细水流出，其余的水分由于分子引力和毛细力的作用而保留在岩石中，此时的持水度又成为最大分子持水量。持水度在农业上很有用的数据，土壤的墒即为持水度。3 给水性与给水度若地下水面下降，则下降范围内的饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水，将在重力作用下向下移动并部分地从原先赋存的岩石空隙中释放出来。在重力作用下，饱水岩石能自由流出一定水量的性质称为给水性。岩石给水性用给水度表示：地下水下降一个单位深度，从地下水面延伸到地面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出
38、来的水的体积。也即饱水岩石中能自由流出的水的体积与岩石总体积的比值，即给水度的大小主要取决于孔隙的大小及其连通性。空隙越大，相互间连通性越好，给水度越大。与空隙总体积的多少无多大的关系。在数值上，对于松散的沉积物，m=W-m；而在基岩中，m与W大致相等，因为基岩的持水性很弱。给水度是很重要的水文地质参数，在地下水量计算中经常用到。给水度一般采用野外抽水试验的方法获得。由于地下水位下降，水位变动带中的水分的释放需要一个时间过程，不同大小空隙通道中水分释放程度也不同，所以，不同时间的资料计算的给水度偏小，随着时间的延续，给水度将逐渐于一个定值。一般所说的给水度就是指排水时间足够长以后排出的水的体积
39、与岩石总体积之比值。4 透水性与渗透系数岩石中存在各种各样的空隙，相互之间有一定的连通性，水有可能通过这些连通的空隙透过岩石，这种性质称为透水性。岩石的透水性大小与空隙通道的宽度或直径密切相关，空隙通道越宽敞，水在其中流动所受到的阻力就越小，透水性也越好。另外，岩石的透水性与空隙通道的弯曲程度有关，空隙通道越平顺，水的流动阻力越小，透水性越好。空隙通道的平顺程度与空隙的大小及空隙的密集程度有关。空隙越密集，连通程度越高，空隙通道越平顺。岩石透水性还与岩石分选程度有关。分选程度越差，空隙宽度越小，空隙通道的弯曲程度越高，透水性越差。衡量岩石透水性好坏的指标是渗透系数。通过某岩石断面的透水流量Q与
40、断面面积w及水力坡度I成正比，即Q=KwI达西定律公式中的比例系数K称为渗透系数：单位面积岩石断面上在单位时间内所能流过的水量（m/d）。也是一个研究地下水运动、评价地下水良的重要的水文地质参数。其含义见地下水运动的基本规律中达西定律。5 毛细性在岩石毛细空隙中发生毛细现象的性质称为毛细性。毛细想象的发生与水的表面张力有关。任何液体都有使其表面缩小的趋势，液体表面的分子由于受到液体内部分子、空气分子以及固体分子的吸引的不平衡，在液体的表面形成表面张力，从而使液体表面发生弯曲。由于表面张力的作用，弯曲的液面将对液体产生附加表面压强，而这一附加表面压强总是指向液体表面曲率中心方向：凸起的弯液面，对
41、液面内侧的液体产生一个正的表面压强；凹进的弯液面，对液面内侧的液体产生一个负的表面压强。水的弯液面是凹进的，产生的附加压强是负压，称为毛细压强。在毛细压力的作用下，水可以沿毛细孔隙运动，并形成毛细水。土中毛细水可分为孔隙毛细水、悬挂毛细水和支持毛细水。孔隙毛细水是包气带中上部孔隙边角处或毛细孔隙中反抗重力作用而保持下来的毛细水。悬挂毛细水是包气带中下部毛细孔隙中的毛细水，地下水位上升到一定高度时形成的支持毛细水，当地下水位下降时，这部分支持毛细水不随地下水位的下降而下降，从而与地下水位产生脱节，成为悬挂毛细水。支持毛细水是包气带下部地下水位面以上的毛细水，地下水沿毛细孔隙上升而形成，随地下水位
42、面的升降而升降。支持毛细水带内土层处于饱和状态，但井打到这个部位时不会出水。岩石的毛细性衡量指标有：毛细上升高度hk：毛管中的水在表面张力的作用下能上升的最大高度。与毛管直径成反比。毛管直径越小，毛细上升高度越大。一般，粉砂、细砂的毛细上升高度较大，而中砂等粗颗粒土的毛细上升高度很小或基本没有毛细上升高度。粘性土的毛细性也不明显，因为粘性土的孔隙多数被结合水充填，无法形成贯通的毛细空隙通道。毛细上升速度：某时刻毛细上升的高度与毛细上升最大高度之比值。一般颗粒越粗大，毛细上升越快。毛细上升往往是先快后慢，达到稳定高度时常需要数年的时间，细颗粒的土毛细上升高度达到稳定可需要数十年的时间。毛细上升速
43、度取决于温度、水的矿化度以及水中成分等。毛细作用可提高土壤的含水量，对农作物等植物生长有利。地下水尤其埋深浅的地下水通过毛细作用接近或达到地表而产生蒸发排泄，会提高地下水的矿化度以及某些化学成分的堆积使地下水水质变坏，同时还可引起地表土壤的盐碱化，因为毛细作用将水分输送到表层土壤的同时也把盐分也带上来，蒸发时只有水分的散失而盐分保留。毛细作用使土层潮湿，对建筑物的基础又是不利的。几种岩土的水理性质岩石砾石粗、中砂细砂粉土粉质粘土粘土n(%)29-3028-3548-52m(%)1.5756.410-1844.85m(%)35-3030-2520-1515-10100K(m/d)100-2001
44、5-501-50.1-0.50.01-0.10.01hk(cm)2-435-120120-250300-350500-6002.4 有效应力原理与松散岩土的压密在我国的上海、天津、苏南、西安等地区不同程度地发生地面沉降，如上海在19221965年间地面累计沉降最大达2.37m。地面沉降造成建筑物破坏，管道损坏，桥下净空降低，道路破坏等，产生了很大的经济及其他方面的损失。这种现象在世界很多地方都有不同程度的发生。研究表明，产生地面沉降的一个重要原因是大量的地下水的抽排。太沙基的有效应力原理可以说明这种现象。来看一个试验：准备两个直径和高度完全相同的量筒，在这两个量筒底部放一层松散砂土，其质量和密
45、度完全一样。在其中的一个量筒的松砂顶面加上若干个钢球，使砂承受s（kpa）的压力，此时可以看到砂层顶面下降，说明砂土发生压缩。但是在另外一个量筒不加钢球，而是小心缓慢地注水，注至水面在砂面以上高度h处，正好使砂层顶面也增加s（=gwh）的压力，结果发现砂层的顶面并下降，说明砂土没有发生压缩。这个试验说明，土中存在两种不同性质的应力：由钢球施加的应力，是通过砂土颗粒传递的应力，称为有效应力，用表示。有效应力能使土层发生压缩变形。由水施加的应力，是通过孔隙水来传递的应力，称为孔隙水压力，用u表示。孔隙水压力不会使土层产生压缩变形。太沙基认为，饱和土层所承受的总应力为有效应力和孔隙水压力u之和，即s
46、=+u=s-u上式称为有效应力原理。对于实际地下土层来说，总应力s是地下研究深度处以上土层的颗粒与水以及地面负荷共同作用在研究点处单位水平面积上的总荷载。有效应力是作用在土颗粒上的应力，有效应力等于总应力减去孔隙水压力。这就是太沙基有效应力原理。饱水的土层当地下水位下降Dh时，孔隙水压力下降gw Dh，由于总应力s基本保持不变，原来由孔隙水压力支承的部分总应力将转移到颗粒上，使有效应力增长，根据有效应力原理，有效应力增长为=s-(u-Du)= s-(u-gw Dh)土层颗粒间应力增大的结果使颗粒产生向孔隙中的移动，这是因为颗粒本身的压缩性很小，而孔隙相对于颗粒来说是临空面，向孔隙中移动比本身压
47、缩更容易。向孔隙中移动的结果使孔隙体积变小，孔隙度降低，土层总体被压缩了，这种压缩发展到地面，就造成地面的下沉。一般来说，地下水位的下降造成的地面下沉，多数是粘性土层的压缩。这是因为粘性土的孔隙很发育，矿物颗粒的形状又常常是片状、条状或板状，又具有特殊的结构，可压缩性大。另外，粘性土压缩变形一般属于塑性变形，以后即使水位恢复了，压缩变形仍保留下来。砂土由于水位下降引起的沉降一般都很小，且一般为弹性变形，通过注水等补给地下水的措施可使砂土的压缩变形得以恢复。但是当砂土埋深很大，水位下降也十分巨大，则由于上覆土层巨大自重压力的作用下，可导致颗粒被压碎，则可引起很大的地面沉降。如美国洛山矶附近的长滩市，由于开采石油而大量抽排深部含油砂层中的地下水，引起地面沉降，最大沉降幅度达10多m。3 地下水的赋存3.1 包气带与饱水带本节介绍三个问题：给出饱水带与包气带的概念。介绍包气带中水分的存在形式与随深度的分布规律。说明包气带岩性、厚度、含水量等对大气降水、
