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1、第二章 地下水资源的形成,在地壳表层10余公里范围内，都或多或少地存在着各种空隙（包括孔隙、裂隙和溶隙），这为地下水的赋存提供了必要的空间条件。就广义而言，地下水不仅存在于岩石的空隙之中，也可存在于岩石的骨架之中，因此地壳表层就好象是饱含着地下水的“海绵”。,第一节 地下水的赋存形式 一、岩石中的空隙 二、地下水的存在形式 三、包气带和饱水带、含水层和隔水层 四、地下水分类 五、上层滞水和潜水 六、承压水 七、地下水的补给、排泄和径流第二节 地下水运动的基本规律 一、基本概念 二、重力水运动的基本规律 三、饱水粘性土中水的运动规律 四、地下水运动的基本微分方程,第一节 地下水的赋存形式,岩石空
2、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：松散岩石中的孔隙 坚硬岩石中的裂隙 可溶岩石中的溶穴,一、岩石中的空隙,1、孔隙（1）孔隙松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒与颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。,1、分选良好，排列疏松的砂；2、分选良好，排列紧密的砂；3、分选不良，含泥、砂的砾石；4、经过部分胶结的岩石；5、具有结构性孔隙的粘土；6、经过压缩的粘土；,（2）孔隙度孔隙度是指某一体积岩石（包括孔隙）中孔隙体积所占的比例。它表示孔隙体积的多少。n=Vn/V 或 n
3、=(Vn/V)*100%孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。（3）孔隙度的影响因素 孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。对于粘性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素,构成松散岩石的颗粒均为等粒圆球：a、立方体排列时，孔隙度为：47.64%b、四面体排列时，孔隙度仅为25.95%立方体排列为最松散排列，四面体排列为最紧密排列，自然界松散岩石的排列多介于这两者之间。,三种颗粒直径不同的等粒岩石，排列方式相同时，孔隙度完全相同,2、裂隙 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
4、用下岩石破裂变形产生的裂隙。,按裂隙的成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。成岩裂隙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。构造裂隙岩石在构造变动过程中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊，分布不均一。风化裂隙风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。,裂隙率是指裂隙体积（Vr）与包括裂隙在内的岩石体积(V)的比值。Kr=Vr/V 或 Kr=(Vr/V)*100%面裂隙率线裂隙率,、溶穴 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（Vk）与包括溶穴在内的岩石体积的比值即为岩溶率（V
5、）。Kk=Vk/V 或 Kk=(Vk/V)*100%,二、地下水的存在形式,1、重力水（自由水）：在重力作用下能自由运动的地下水。它是一种重要的液态水，能充满岩石中所有的大小孔隙，并在地壳中自由运动。重力水能从泉眼中流出地面，也能从井孔中被抽出地面或自溢出地面，为极重要的供水水源。重力水能形成地下径流，由补给区经过长距离的运动流向排泄区。重力水在地下运动时服从达西定律。,2、薄膜水（弱结合水）：在吸着水外围以薄膜形式发展变厚的过程中形成的。它是由静电引力或分子力支撑的，厚度可达几百个水分子直径。薄膜水不受重力的影响，也不传递压力，但可以由薄膜较厚的地方向薄膜较薄的地方移动，直到各处的薄膜厚度相
6、等为止。,3、吸着水（吸附水、强结合水）：以单独的水分子状态包围在岩石颗粒表面的水。这种水靠水分子对岩石的吸附力而停留在岩石的颗粒上，其吸附力常可高达101325MPa。因此停留在岩石中的吸着水只能在将岩石加热时才能被排出。吸着水不受重力作用的影响，密度大，在零下78度时不结冰，没有溶解能力，不传导静水压力，不导电。,4、气态水：以水蒸气的形式储存在地下的水。它和大气中所含的水蒸气完全一样，并和大气中的水蒸气相联系。它的活动性很大，可以随着空气一起在岩石空隙中运动。,5、固态水：岩石中温度在零度以下的重力水，即以冰的形态出现的重力水，常分布在季节性或永久性冻结地区。,6、毛细水：存在于岩石毛细
7、孔隙中或孔道狭窄部分的水。岩石中的细小孔隙如自然界的毛细管。水在其中能产生毛细运动。因此，在地下水面以上便形成了一个普遍的毛细上升带。毛细上升现象是地下水对孔壁的吸附力和水的表面张力二者与毛细管中水的重力产生平衡作用的结果。毛细水能够传递静水压力，具有溶解能力，其性质近似普通水。在多孔介质中毛细水的运动不服从达西定律，而受毛细管力的控制。,7、岩石骨架中的水：指保存于矿物结晶格架中，已成为矿物组成部分的水。（1）结晶水：当矿物中水的组成比例固定不变时称结晶水，如石膏（CaSO4.2H2O）等矿物中的水。（2）当所含水的比例可变且较易脱出时称沸石水，如蛋白石（SiO2.nH2O）、方沸石（NaA
8、l2Si4O2.nH2O）等矿物中的水。（3）一些水以（OH）或（H）的形式参与矿物组分，互相结合紧密，只有当矿物结构破坏后，并加热到400至500度时才能分离出来，这种水称为结构水，如水铝石（AlO.OH）、白云母（K、H2Al2Si2O3）等矿物中的水。,三、包气带和饱水带、含水层和隔水层,1、包气带和饱水带 在地表以下一定深度处存在着地下水面。地下水面以上，称之为包气带（非饱和带）；地下水面以下，称为饱水带（饱和带）。,自上而下包气带分为：土壤水带、中间带和毛细水带,饱水带岩石空隙全部为液态水充满，既有自由水，又有结合水。由于饱水带中的地下水连续分布，能够传递静水压力，故在水头差的作用下
9、，可以发生连续运动。,2、含水层和隔水层 饱水带岩层按其透过和给出水的能力，可划分为含水层和隔水层。（1）含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层则是不能透过并给出水，或透过和给出水的数量微不足道的岩层。空隙细小的岩层（如泥岩层）含的几乎都是结合水，结合水在平常条件下不能移动，这类岩层实际上起着阻隔水透过的作用，所以为隔水层。而空隙较大的岩层（如砂岩层），主要含有自由水，在水头差作用下能够透过和给出水，就构成了含水层。,（2）应当注意的几个问题：含水层与隔水层划分的相对性含水层和隔水层在一定条件下可 相互转化岩层的透水性往往具有各向异 性，很难用层来表示，用含水带 可能更好。,5个含水
10、层被4个弱透水层所阻隔。当含水层3中抽水时,短期内相邻的含水层2和4的水位均未变动,图中a范围构成一个有水力联系的单元。但当抽水持续时，最终将波及图中b的范围，这时5个含水层与4个弱透水层构成一个发生统一水力联系的单元。,根据地下水的埋藏条件和含水层的介质类型对地下水分类。地下水的埋藏条件：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、潜水和承压水（层间水、地层水）。按含水介质（空隙）类型，可将地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。,四、地下水分类,表1 地下水分类表,五、上层滞水和潜水,1、上层滞水,（1）当包气带中存在局部隔水层时，在局部隔水层上积
11、聚具有自由水面的自由水，这便是上层滞水。（2）上层滞水最接近地表，接受大气降水补给，以蒸发形式排泄或向隔水底板边缘排泄。（3）水量一般不大，动态变化比较显著，当分布范围较小而补给不很经常时，不能终年保持有水，只在缺水地区才能成为供水水源。（4）容易受到污染,2、潜水（1）定义：饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水称为潜水。,（2）埋藏特征：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，称作潜水面；从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面到地面的距离为潜水的埋藏深度。潜水含水层厚度与潜水面埋藏深度随潜水面的升降而发生相应的变化。,（3）补、径、排特征：在潜水的全部分
12、布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水补给。潜水在重力作用下由水位高的地方向水位低的地方径流。潜水的排泄，除了流入其它含水层外，主要有两种排泄方式，一类为径流排泄，即径流到地形低洼处，以泉、泄流等形式向地表或地表水体排泄，另一类为蒸发排泄，即通过土面蒸发或植物蒸腾的形式进入大气。,（4）潜水的动态变化大，具明显的季节变化特点。丰水季节或年份，潜水接受的补给量大于排泄量，潜水面上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小。干旱季节排泄量大于补给量，潜水面下降，含水层厚度减小，埋藏深度变大。（5）潜水积极参与水循环，资源易于补充恢复，但受气候影响，且含水层厚度一般比较有限，其资源通常缺乏多年调节性。,（
13、6）潜水的水质主要取决于气候、地形和岩性条件。湿润气候及地形切割强烈的地区，有利于潜水的径流排泄，往往形成含盐量不高的淡水。干旱气候下由细粒组成的盆地平原，以蒸发排泄为主，常形成含盐高的咸水。潜水容易受到污染。,（7）潜水位、潜水等水位线图、潜水流向、潜水水力梯度,潜水位:潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位。潜水等水位线图：将潜水位各点的连线，即得潜水等水位线图。潜水流向：垂直等水位线由高到低为潜水流向。,（7）潜水位、潜水等水位线图、潜水流向、潜水水力梯度,潜水水力梯度：相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离即为潜水面坡度。当潜水面坡度不大时，即可视为潜水水力梯度。,潜水的基本特点：与大气
14、圈、地表水圈联系密切，积极参与水循环根本原因：埋藏特征位置浅且上面没有连续的隔水层,1、定义：充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水叫作承压水，亦称地层水、层间水。,六、承压水（层间水、地层水）,承压水,2、埋藏条件：承压水含水层上部的隔水层（弱透水层）称作隔水顶板，或叫限制层。下部的隔水层（弱透水层）叫做隔水底板。顶底板之间的距离为含水层厚度。,承压性是承压水的一个重要特征。承压区/非承压区（补给区/排泄区）；承压高度：钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离。为作用在隔水顶板的以水柱高度表示的附加压强。测压水位：井中静止水位的高程就是承压水在该点的测压水位。测压水位高出地表的范围是承压
15、水的自溢区。,3、补给、径流、排泄：承压水受隔水层的限制，与大气圈、地表水圈的联系较弱。当顶底板隔水性能良好时，它主要通过含水层出露地表的补给区（这里的水实际上已转为潜水）获得补给，并通过范围有限的排泄区排泄。,当顶底板为半隔水层时，它还可通过半隔水层，从上部或下部的含水层获得补给，向上部或向下部含水层排泄。,越流补给,4、动态特征：无论在哪一种情况下，承压水参与水循环都不如潜水那样积极。因此，气候、水文因素的变化对承压水的影响较小，承压水动态比较稳定。5、承压水在很大程度上和潜水一样来源于现代渗入水（大气降水、地表水的渗入）。但是，由于承压水的埋藏条件使其与外界的联系受到限制，在一定条件下，
16、在含水层中可以保留年代很古老的水，有时甚至保留沉积物沉积时的水（例如，在海相沉积物中保留当时的海水，在湖相沉积物中保留当时的湖水）。总的说来，承压水资源不象潜水资源那样容易补充、恢复，但由于其含水层厚度一般较大，往往具有良好的多年调节性能。,6、将某一承压含水层水头（测压水位）相等的各点连线，即得等水头线（等水压 线）。在图上根据钻孔水头资料绘出等水头线，便得到等水头线图。和潜水等水头线一样，根据承压水等水头线可以确定承压水的流向和水力梯度。,（1）对于潜水，由等水位线构成的测势面既表示地上水面，又代表含水层的顶面（即潜水面）。而承压水只有当井孔穿透上覆隔水层达到含水层顶面时，才会在井孔中出现
17、。在水头高度处并不存在实际的地下水面，由等水头线构成的测势面是一个虚构的面，钻孔打至这个高度是取不到水的，必须打到含水层的顶面才能见水。因此等水头线图通常要附以含水层顶板等高线。,（2）仅仅根据等水头线图，无法判断承压含水层和其它水体的补给关系。任一承压含水层接受其它水体的补给，必须同时具备两个条件，缺一不可：第一，水体（地表水，潜水或其它承压含水层）的水头必须高于此承压含水层的水头；第二，水体与该含水层之间必须有联系通道。同样，在排泄时也应具备这两个条件，只不过承压含水层的测压水位必须高于其它水体的水头罢了。,承压含水层在地形适宜处露出地表时，可以泉或溢流形式排向地表或地表水体。也可以通过导
18、水断裂带向地表或其它含水层排泄。当承压含水层的顶底板为半隔水层时，只要有足够的水头差，也可以通过半隔水层与其上下的水体发生水力联系。,7、在接受补给或进行排泄时，承压含水层对水量增减的反应与潜水含水层不同。（1）潜水获得补给时，随着水量增加，潜水面抬高，含水层厚度加大；进行排泄时，水量减少，潜水面下降，含水层厚度变薄。,承压含水层则不同，由于隔水顶底板的限制，水充满于含水层中，上覆岩层的压力是由含水层骨架与含水层中的水共同承担的。当承压含水层接受补给时，水量增加，含水层骨架原来所承担的一部分上覆层压力转移给水来承担，从而导致承压水水头增大。,由此可见承压水在接受补给时主要表现为水头上升，而含水
19、层的厚度并无明显改变。当然，如果承压含水层的顶底板为半隔水层，承压水水头上升时，一部分水量可由含水层转移到相邻的半隔水层中去。,（2）因排泄而减少水量时，承压含水层的水头会降低。水少承担的那一部分压力转移给含水层骨架来承担。这时当顶底板为半隔水层时，还将有一部分水由半隔水层转移到含水层中。如果承压含水层的补给与排泄处于平衡状态时，则其水头将保持稳定不变。,8、承压水的水质变化很大，从淡水到含盐量很高的卤水（含盐量高于50g/l）都有。承压水的补给、径流、排泄条件愈好，参加水循环愈是积极，水质就愈接近入渗的大气降水及地表水，为含盐量低的淡水。补给、径流、排泄条件愈差，水循环愈是缓慢，水与含水岩层
20、接触时间愈长，从岩层中溶解得到的盐类愈多，水的含盐量就愈高。有的承压水含水层与外界几乎不发生联系，保留着经过浓缩的古海(湖)水，其含盐量可达到n100g/l。我国某些陆相含油气盆地的深部承压水有时也具有这种高含盐量特征。,9、承压水与潜水的转化,孔隙含水系统中，天然条件下，存在着山前倾斜平原潜水转化为平原承压水，最后又转化为平原潜水的过程。,七、地下水的补给、排泄和径流,1、地下水的补给,含水层或含水系统从外界获得水量的作用过程为补给。补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水和其它含水层的水。（1）大气降水的补给 一般情况下，大气降水入渗补给含水层的水量仅占降水量的20%50%，其余的降水通过各
21、种途径耗失了。,（2）地表水的补给 河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面有所变化。,（3）凝结水的补给 在某些地方，水蒸气的凝结对地下水的补给具有一定的意义。一般情况下，凝结形成的水相当有限。（4）其它补给形式隔水层分布不稳定时，在其缺失部位相邻的含水层便通过“天窗”发生水力联系。,切穿隔水层的导水断层往往成为岩石含水层 之间的联系通路,含水层之间的另一种联系方式是越流,2、地下水的排泄含水层失去水量的作用过程称为排泄。地下水通过泉（点状排泄）、向河流泄流（线状排泄）及蒸发（面状排泄）等形式向外界排泄。此外，一个含水层的水可向另一个含水层排泄。此时，对后者来说，即是从前者获得补给。,（1）泉
22、泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区及丘陵的沟谷与坡脚常可见泉，而在平原地区很少有。根据补给泉的含水层的性质，可将泉分为上升泉及下降泉两大类。上升泉由承压含水层补给，下降泉由潜水或上层滞水补给。根据出露原因，下降泉可分为侵蚀泉、接触泉与溢出泉。,上升泉:由承压含水层补给下降泉:由潜水含水层补给(侵蚀泉、接触泉与溢出泉),（2）泄流 当河流切割含水层时，地下水沿河呈线（带)状排泄，称为地下水的泄流。在河流上选定断面，定期测定河水流量，可得到河流流量过程线，并分割得出地下水泄流量,（3）蒸发地下水的蒸发排泄包括地面蒸发和叶面蒸发两种情况。1）地面蒸发 地下水沿
23、毛细孔隙上升，在潜水面之上形成一个毛细水带。当潜水埋藏不深，毛细水带离地面较近，大气相对湿度较低时，毛细弯液面上的水不断由液态变为气态，逸入大气。潜水则源源不断地通过毛细作用上升补给，使蒸发不断进行。,2）叶面蒸发 植物在生长过程中，经由根系吸收水分，并通过叶面蒸发逸失。叶面蒸发也叫蒸腾。,3、地下水的径流 在地球重力作用下地下水由补给区流向排泄区的作用过程称为径流。许多沉积盆地的地下水经常处于不断的径流之中，径流是连结补给与排泄的中间环节。它实际上是一种地下水重力流。,地下水的排泄区总是分布在地形相对较低下的地方，因此，从总体上说，地下水的径流受地形的控制，由高处流向低处。不同的地质及气候条
24、件会影响地下水径流的强度与水质。例如，浅部侵蚀基准面以上径流最为强烈，水的矿化度很低；向深部，随着循环途径增长，径流变弱，矿化度增大。,山区的潜水，为典型的渗入-径流型循环。径流强度大，地下水含盐度小，水质好。,干旱地区细土堆积平面的潜水，为典型的渗入-蒸发型循环。水分及盐分输送到排泄区后，水分蒸发耗失，盐分就地积聚。长期循环的结果，使补给区的水土淡化脱盐，排泄区的地下水咸化，土壤发生盐渍化。,承压水均属于渗入-径流型循环 赋存水的地质构造规模愈小，后期的构造与侵蚀破坏愈强烈，补给愈丰富，含水层透水性愈好，则径流愈强烈，水的矿化度愈低。,第二节 地下水运动的基本规律,1、渗流与渗流场 地下水在
25、岩石空隙中的运动称为渗流(渗透)，发生渗流的区域称为渗流场。由于受到介质的阻滞，地下水的流动远较地表水为缓慢。,一、基本概念,2、层流与紊流 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。在具狭小空隙的岩石（如砂、裂隙不很宽大的基岩）中流动时，重力水受介质的吸引力较大，水的质点排列较有秩序，故均作层流运动。水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。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。,3、稳定流和非稳定流 水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变时，称作稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流。严
26、格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。但是，为了便于分析和运算，也可以将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看作稳定流。,1、达西定律1856年，法国水力学家达西（H.Darcy）通过大量的实验，得到线性渗透定律。,二、重力水运动的基本规律,实验是在装有砂的圆筒中进行的（图4-1）。水由筒的上端加入，流经砂柱，由下端流出。上游用溢水设备控制水位，使实验过程中水头始终保持不变。在圆筒的上下端各设一根测压管，分别测定上下两个过水断面的水头。下端出口处设管嘴以测定流量。,根据实验结果，得到下列关系式：Q=Kh/L=KI式中：Q渗透流量（出口处流量，即为通过砂柱各断面的流量）；过水断面（在实验中相当于砂
27、柱横断面积）；h水头损失（h=H-H，即上下游过水断面的水头差）；L渗透路径（上下游过水断面的距离）；I水力梯度（相当于h/L，即水头差除以渗透路径）；K渗透系数。此即达西定律,从水力学已知，通过某一断面的流量Q 等于流速V与过水断面的乘积，即：Q=V 即：V=Q/。据此及公式，达西定律也可以另一种形式表达之：V=KI 其中V称作渗透流速，其余各项意义同前。,2、渗透流速（V）与实际流速（u）,渗透流速（V）不是真实（实际）流速（u），而是假设水流通过包括骨架与空隙在内的断面（）时所具有的一种虚拟流速。V=ne u ne：有效空隙度 实际流速（u）为通过实际过水断面（）时的实际流速,3、水力梯
28、度（I）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。,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 物理意义 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。,4、渗透系数(K)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
29、I=1，则V=K。渗透系数为水力梯度等于1时的渗透流速 物理意义 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。,渗透系数(K):K=akr/kr_-渗透率m2-流体粘度mPa.sa 常数,三、饱水粘性土中水的运动规律,不少研究者曾进行了饱水粘性土室内渗透试验，并得出了不同的结果Kufilek,1969；Miller et al.，1963；Olsen，1966。根据这些试验结果，粘性土渗透流速V与水力梯度I主要存在三种关系,(1)V-I关系为通过原点的直线，服从达西
30、定律(2)V-I曲线不通过原点，水力梯度小于某一值I0时无渗透；大于I0时，起初为一向I轴凸出的曲线，然后转为直线(3)V-I曲线通过原点，I小时曲线向I轴凸出，I大时为直线,对于图4-9(c)的V-I曲线，可从直线部分引一切线交于I轴，截距I0称为起始水力梯度。V-I曲线的直线部分可用罗查的近似表达式表示Poza，1950：V=K(I-I0)结合水是一种非牛顿流体，是性质介于固体与液体之间的异常液体，外力必须克服其抗剪强度方能使其流动。,四、地下水运动的基本微分方程,1、渗流的连续性方程2、承压水运动的基本微分方程3、潜水运动的基本微分方程4、非饱和带水运动基本微分方程,第二章 地下水资源的形成思考题一、基本概念1、重力水（自由水）2、薄膜水（弱结合水）3、包气带（非饱和带）与饱水带（饱和带）4、含水层和隔水层5、地下水的埋藏条件6、潜水7、承压水8、渗流与渗流场二、讨论题1.潜水的埋藏条件及其基本特征；2.承压水的埋藏条件及其基本特征；3.地下水补给类型及其特征；4.达西定律及其各项参数的物理意义；5.潜水和承压水在水资源和水环境中的作用和差异性,
