水文地质基础知识

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1、水文地质基础知识一、自然界水循环二、地下水赋存条件三、含水层与隔水层四、蓄水构造五、含水层的埋藏条件六、地下水的补给、排泄与迳流七、地下水运动的基本定律一、自然界水循环地球上的水，以气态、液态、和固态三种形态存在于大 气圈、水圈、岩石圈及生物圈中。地球上水的总量约为 15 亿km3。其中绝大部分（约13.7亿km3）储存于海洋中，河流 湖泊中的水约75.12万km3,地面以下17km以内地下水的总 量约为841.7万km3,其中约有50%以上储存于地面以下1 km 的范围内。在太阳热能及重力作用下，地球上的水由水圈进入大气 圈，经过岩石圈表层及生物圈再返回水圈，如此循环不已。水循环的上限可达地

2、面以上16km的高度，即大气的对流层， 下限可达地面以下平均2km左右的深度，即地壳中空隙比较 发育的部分。二、地下水赋存条件（一）岩石中的空隙地下水赋存于岩石空隙中，岩石空隙既是地下水的储容 场所，又是地下水的运动通道。空隙的多少、大小、连通情 况及分布规律，决定着地下水分布与运动的特点。将空隙作为地下水的储容场所与运动通道研究时，可以 分为三类，即：松散岩类中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙、易 溶岩石中的溶穴与溶蚀裂隙。1. 孔隙 松散岩类由大大小小的颗粒组成，在颗粒或颗粒 的集合体之间存在着相互连通的空隙，因是小孔状，称作孔 隙。2. 裂隙 固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩与变质岩。 其中不

3、存在或很少存在颗粒之间的孔隙，岩石中主要存在各 种成因的裂隙，即成岩裂隙、构造裂隙与风化裂隙。3.溶穴与溶蚀裂隙 易溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰 岩、白云岩等，由于地下水对裂隙面的溶蚀而成溶蚀裂隙， 进一步溶蚀便形成空洞就是溶穴或称溶洞。衡量岩石中空隙发育程度的指标是空隙度，对应以上三 种空隙分别称孔隙率、裂隙率和岩溶率。虽然三者都是说的 岩石中空隙所占整体岩石的体积比，但在实际意义上区别很 大：松散岩类空间上颗粒变化较小，而且通常是渐次递变的， 因此，对某一类岩性所测得的孔隙率有较好的代表性，可以 适用于一个相当大的范围；坚硬岩石中的裂隙，受岩性及应 力的控制，一般发育很不均匀，某一处测得

4、的裂隙率只能代 表一个特定部位的情况，适用范围有限；岩溶发育一般不均 匀，利用现有的办法，实际上很难测得能够说明某一岩层岩 溶发育程度的岩溶率。即使求得了某一岩层的平均岩溶率， 也仍然不能代表真实的岩溶发育情况。因此，岩溶率的测定 方法及其意义，都不值得进一步探讨。岩石空隙的发育程度，实际上远比上面所讨论的复杂。 例如：松散岩类固然主要发育孔隙，但某些粘性土失水干缩 后可以产生裂隙，这些裂隙的水文地质意义往往超过其原有 的孔隙；成岩程度不高的沉积岩，往往既有裂隙又有孔隙； 易溶岩在同一岩层的不同部位，由于溶蚀强度不均一，有的 部分主要发育裂隙，有的部分主要发育溶穴。因此，进行工 作时必须从实际

5、出发，分析空隙的形成原因及控制因素，弄 清其发育规律。只有这样，才有利于分析地下水的储存与运 动条件。（二）岩石中水的存在形式岩石中存在着各种形式的水。存在于岩石空隙中的有结 合水、重力水及毛细水，另外还有气态水和固态水。组成岩 石的矿物中则有矿物结晶水。1. 结合水 松散岩类的颗粒表面及坚硬岩石的裂隙壁面 均带有电荷，水分子受静电作用在固体表面受到强大的吸 力，排列较紧密，随着距离增大，吸力逐渐减弱，水分子排 列渐为稀疏。受到固体表面的吸力大于其自身重力的那部分 水便是结合水。结合水被束缚在固体表面，不能在重力作用 下自由运动。2. 重力水 距离固体表面更远的那部分水分子，重力影响 大于固相

6、表面的吸引力，因而能在自身重力作用下自由运 动，这部分水就是重力水。3. 毛细水 松散岩类中细小孔隙通道可构成毛细管。在毛 细力的作用下，地下水沿着细小孔隙上升到一定高度，这种 既受重力又受毛细力作用的水，称为毛细水。毛细水广泛存 在于地下水面以上的包气带中。（三）与地下水储容、运移有关的岩石性质1.空隙的大小 当空隙足够大时，空隙中既有结合水又有 重力水；微细的空隙，若颗粒间距小于结合水厚度的两倍， 空隙中便全部充满结合水，而不存在重力水。在粘性土的微细孔隙及基岩的闭合裂隙中，几乎全部充 满着结合水。而砂砾石、具有宽大张开裂隙及溶穴的岩层中， 几乎全是重力水，结合水的量微不足道。2.容水度

7、即岩石中所能容纳的最大的水的体积与溶水 岩石体积之比，以小数或百分数表示。显然，在数值上溶水 度与孔隙率、裂隙率、岩溶率相等。但是，对于膨胀性的粘 土来说，充水后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。3. 持水度 饱水岩石在重力作用下释水时，一部分水从空 隙中流出，另一部分水以结合水、触点毛细水的形式保持于 空隙中。持水度是指受重力影响释水后岩石仍能保持的水的 体积与岩石体积之比。岩石空隙比表面积越大，结合水含量就越大，持水度也 越大。颗粒细小的粘性土比表面积很大，有时其持水度可以 等于容水度，即没有重力水给出；中、粗砂的持水度较小； 具有宽大张开裂隙与溶穴的岩石，持水度是微不足道的。4. 给水度

8、饱水岩石在重力作用下释出的水的体积与岩 石体积之比。给水度在数值上等于容水度减去持水度。粗颗 粒大空隙的岩石给水度接近容水度；粘性土及微细裂隙的岩 石的给水度很小或等于零(见表 4-1)。表 4-1 常见松散岩类的孔隙度与给水度参考值3岩石名称砾石粗砂中砂细砂亚粘土粘土泥炭孔隙度(%)4042475080给水度0.3-0.350.25-0.30.2-0.250.15-0.20.04-0.075.岩石的透水性及其影响因素 岩石的透水性是指岩石 允许水透过的能力。其定量指标是渗透系数。渗透系数是反 映岩石透水性的重要指标，它反映了水在岩石中流动所受阻 力情况，与空隙类型、大小及水的粘滞阻力有关。表

9、 4-2 给出了黄、淮、海平原地区渗透系数的经验值供参考。表 4-3为常见岩石透水程度参照表。空隙大小及空隙多少决定着岩石透水性的强弱，但两者的影响并不相等，空隙大小经常起岩性渗透系数（m/d）岩性渗透系数 （m/d）砂卵石80粉细砂5-8砂砾石40-50粉砂2-3粗砂20-30亚砂土0.2中粗砂22亚砂-亚粘土0.1中砂20亚粘土0.02中细砂17粘土0.001细砂6-8表4-2黄、淮、海平原地区渗透系数经验值一览表决定性作用。对于松散 岩类来说，孔隙度变化 较小，给水度的大小在 很大程 度上可以说明 透水性的好坏。三、含水层与隔水含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层。含水层透水 程度渗

10、透系数 （m/d）代表岩性强透水10卵石、砾石、粗砂、具 溶洞的灰岩良透水10-1.0砂、裂隙岩石半透水1.0-0.01亚砂土、黄土、泥灰岩、 砂岩弱透水0.01-0.001亚粘土、粘土质砂岩不透水（隔水）0.001粘土、致密的结晶岩、 泥质岩表4-3岩石透水性参照表不但储存有水，而且水 可以在其中运移。隔水 层则是不能透过和给 出水，或透过和给出水 的数量很小的岩层。划分含水层和隔水层的标志并不在于岩层是否含水，关健在于所含水的性质。空隙细小的岩层，所含的几乎全是结合水。而结合水在通常条件下是不能运动的，这类岩层起着阻隔水通过的作用，所以构成隔水层。空隙较大的岩层，则含有重力水，在重力作用下

11、能透过和给出水，即构成含水层。含水层和隔水层的划分又是相对的，并不存在截然的界 限。例如，粗砂层中的泥质粉砂夹层，由于粗砂的透水和给 水能力比泥质粉砂强，相对而言，后者可视为隔水层。而同 样的泥质粉砂若夹在粘土层中，由于其透水和给水的能力比 粘土强，又当视为含水层了。在一定条件下，含水层与隔水层可以互相转化。例如在 正常条件下，粘性土层，特别是小孔隙的粘土层，由于饱含 结合水而不能透水与给水，起着隔水层的作用。但当孔隙足 够大时，在较大的水头差作用下，部分结合水会发生运动， 粘土层便能透水并给出一定数量的水。这种现象实际上普遍 存在着。对于这种兼具隔水与透水性能的岩层，可称为半含 水半隔水层。

12、所谓的越流渗透主要是在这类岩层中进行 的。含水层只是个形象的名称，对松散岩土是比较合适的。 因为松散岩土多呈层状，其间孔隙的分布连续而均匀，因此 赋存的地下水也呈连续均匀的层状分布。但对坚硬岩石中的 裂隙及可溶性岩石中的溶隙，由于空隙发育的不均匀性，其 中的地下水并非为层状分布，而只在岩层的某些部位，有若 干裂隙、溶隙发育且互相连通时，才分布有水。例如：当一 条大的断层穿越不同岩性的地层时，只有在断裂带中水的分 布连续且比较均匀。又如在岩溶化的地层中，只有在溶隙发 育的部位才含有水，而并非整个岩层都含有水。因此，在这 样一些情况下，将含水岩体统称为“含水层”是不恰当的，通 常就称其为含水系统。

13、所谓系统，是针对地下水的赋存和运 移而言，即指岩体中在一定程度上和在一定范围内相互连通 的空隙。在一个系统中的地下水，可将其看成一个整体，具 有统一的水力联系，即当这个系统的某些部位接受外界水补 给时，整个系统的水量就将增加；而当系统中任何一处向外 排水或人为取水时，则整个含水系统的水量将减少。此外，当我们进行地下水资源评价或对地下水的运动、 转化进行研究时，所注重的不仅仅是地下水的分布状况，更 重要的还有地下水的动态特征。因此，对地下水的分布和运 动按系统概念进行研究将更为全面和合理。从这个意义上 说，赋存地下水的岩土，不论其空隙属性是裂隙、溶隙或孔 隙，都可称为地下水含水系统，包括孔隙含水

14、系统、裂隙含 水系统和岩溶含水系统等。含水层的构成是由多种因素决定的，概括起来应具备下 列条件：1.要有储水空间 构成含水层首先要有储水空间，也就是 说应当具有孔隙、裂隙或溶隙等空间。岩层的储水空间越大、 数量越多、连通性越好，则透水性能就越好，重力水就越容 易入渗、流动。这种条件下有利于形成含水层。2.要有储存地下水的地质构造条件 有利于地下水储存 的地质构造条件是指，在透水性良好的岩层下存在有隔水 （不透水或弱透水）的岩层，以免重力水向下全部漏失；或 在水流方向上有隔水岩体阻挡，以滞存地下水。只有这样， 才能使运动于空隙中的重力水，较长久的储存起来，充满岩 层空隙，形成含水层。3.具有良好

15、的补给来源 岩层具备了良好的储水空间和 构造条件，如果水源不足，仍不能成为含水层，因为这种岩 层在枯水期往往会干枯。只有当岩层有了充足的补给来源， 对供水有一定实际意义时，才能构成含水层。四、蓄水构造由含水层和隔水层相互结合而形成的能够积蓄地下水 的地质构造称蓄水构造。每个蓄水构造中地下水的补给、迳 流和排泄都是独立的。因此，蓄水构造也就是独立的水文地 质单元。蓄水构造是从水文地质学观点研究地质构造得出的概 念，目前已把这个概念运用在基岩山区。而在松散岩层地区 对蓄水构造的归纳和研究尚不成熟。在坚硬岩层分布区，主 要有单斜蓄水构造、背斜蓄水构造、向斜蓄水构造、断裂型 蓄水构造、侵入接触型蓄水构

16、造、岩溶型蓄水构造等。在松 散沉积物分布区，也有人根据沉积物的成因类型及其空间分 布特征和水源条件划分出：山前冲洪积型蓄水构造、河谷冲 积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造、冰川沉积型蓄水构造不同的蓄水构造对含水层的埋藏、地下水补给和水质、 水量都有较大影响，所以在水文地质调查工作中，首先要把 工作重点放在查明蓄水构造上，才能进而查清水文地质条 件。五、含水层的埋藏条件1.包气带 地表以下地下水面以上的岩土层，其空隙未被 水充满，空隙中仍包含着部分空气，该岩土层即称为包气带。 包气带水泛指贮存在包气带中的水，包括通称为土壤水的吸 着水、薄膜水、毛细水、气态水和过路的重力渗入水，以及 由特定条件所形

17、成的属于重力水状态的上层滞水。上层滞水 接近地表，补给区和分布区一致，可受当地大气降水及地表 水的入渗补给，并以蒸发的形式排泄。在雨季可获得补给并 储存一定的水量；而在旱季则逐渐消失，甚至干涸，其动态 变化显著。且由于自地表至上层滞水的补给途径很短，极易 受污染。有时也将包气带水称之为非饱和带水。包气带居于大气 水、地表水和地下水相互转化、交替的地带，包气带水是水 转化的重要环节，研究包气带水的形成及运动规律，对于剖 析水的转化机制及掌握浅层地下水的补排、均衡和动态规律 具有重要意义。研究包气带的厚度、结构、岩性、渗透性及 污染物在包气带中的吸附与解吸、沉淀与溶解、机械过滤、化学反应等作用，对

18、于研究污染物从地表转入地下水环境， 评价预测建设工程对地下水的环境影响意义重大。包气带是地表物质进入地下含水层的必经之路，因而是 地下水环境评价工作的重点研究对象。2.包气带与饱水带 地下水自由水面以上部分为包气带， 以下部分称作饱水带。在包气带中，岩石空隙没有充满液态 水，近地表部分主要分布气态水及结合水，靠近下部接近饱 水带部位，由于毛细力的作用，重力水从地下水面上升到一 定高度（毛细上升高度 ），形成毛细水带。包气带中还有正 在下渗的“过路”重力水以及被毛细力滞留在包气带上部的悬 挂毛细水。饱水带中岩石空隙全部充满液态水，有重力水也有结合 水，是开发利用与保护的主要对象。根据埋藏条件分为

19、潜水和承压水。3.潜水 饱水带中第一个具有自由水面的含水层中的水 称作潜水。潜水没有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。潜 水的水面为自由水面，称作潜水面。从潜水面到隔水底板的 距离为潜水含水层厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深 度。由于潜水含水层上面一般不存在隔水层，直接与包气带相接，所以潜岩石名称最大毛细上升高度（cm）粗砂（粒径=0.5T.0mm）2-4中砂（粒径=0.25-0.5mm）12-35细砂（粒径=0.1-0.25mm）35-120亚砂土120-250亚粘土300-350粘土500-600表4-4某些松散岩石的最大毛细上升高度3水在其全部分布范围内都可以通过包气带接受大气降水、地

20、 表水或灌溉回渗水的补给。潜水面不承压，在重力作用下， 通常由位置高的地方向位置低的地方流动，形成迳流。自然 条件下潜水的排泄方式有两种：一种是向下游迳流，以泉、 渗流等形式泄出地表或流入地表水体，这便是迳流排泄；另 一种是通过包气带或植物蒸发进入大气，称为蒸发排泄。人 类取用地下水时，人工开采便成为第三种排泄方式。 不同 岩石的极限蒸发深度，在环境影响评价工作中经常遇到，表 4-4 给出部分试验值供参考。潜水通过包气带与大气圈及地表水圈发生联系。所以， 气象、水文因素的变动对其影响显著，丰水季节或丰水年， 潜水接受的补给量大于排泄量，潜水面上升，含水层厚度加 大，埋藏深度变小。干旱季节排泄量

21、大于补给量，潜水面下 降，含水层变薄，埋藏深度加大。因此，潜水的动态有明显 的季节变化。潜水积极参与循环，其资源易于补给恢复。潜水的水质变化很大，主要取决于气侯、地形及岩性条 件。湿润气侯及切割强烈的地形， 有利于潜水的迳流排泄而不利于蒸发排泄，往往形成含盐量 不高的淡水。干旱气侯与低平地形下，潜水以蒸发排泄为主， 常形成含盐量相对高的咸水。潜水容易受到污染，对潜水水 源应注意加强环境保护。般情况下，潜水面不是水平的，而是一个向排泄区倾 斜的曲面，起伏变化大体与地形一致，但常较地形起伏缓和。 潜水面上各点的高程称作潜水位。相等水位点的连线称等水 位线。等水位线的法线方向是地下水的流向。4.承压

22、水 充满于两个隔水层之间的含水层中的水叫做 承压水。承压含水层上、下部的隔水层分别称作隔水顶板和 隔水底板。顶底板之间的距离为含水层厚度。承压水受到隔水层的限制，它与大气圈、地表水圈的联 系很弱。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（该地段地下水已转变为潜水）获得补给，并 通过范围有限的排泄区进行排泄。当顶底板为水平隔水层 时，它还可以通过半隔水层，从上部或下部的含水层获得补 给，或向上、下部含水层排泄。无论在哪种情况下，承压水 参与水循环都不如潜水那样积极。因此，气侯、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。承压水和潜水一样，很大程度上来源于现代渗入水（

23、大 气降水、地表水）。但是，由于承压水的埋藏条件使其与外 界的联系受到限制，一定条件下含水层中可以保留很古老的 水，有时甚至是与沉积物同时沉积下来的水（如在海相沉积 物中保留下当时的海水，在湖相沉积物中保留下当时的湖水 等）。总的来说，承压水不象潜水那样容易补充恢复，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。承压水的水质变化很大，从淡水直到含盐量高的卤水都 有。承压水的补给、迳流、排泄条件越好，参加水循环越积 极，水质就越接近入渗的大气降水及地表水，形成含盐量较 低的淡水。补给、迳流、排泄条件越差，水循环越缓慢，水 从岩层中溶出的盐分就越多，水的含盐量就越高。有的承压 含水层与外

24、界几乎不发生联系，保留着经过浓缩的古海水， 含盐量可以达到每升数百克之多。承压水一般不易受到污染。但是，一旦污染后很难使其 净化，因此在开发利用时应注意水源的卫生保护。六、地下水的补给、排泄与迳流补给与排泄是含水层与外界发生联系的两个作用过程。 补给与排泄方式及其强度，决定着含水层内部的迳流以及水 量与水质的变化。这些变化在空间上的表现就是地下水的分 布，在时间上的表现便是地下水的动态，而从补给与排泄的 数量关系研究含水层水量及盐量的增减，便是地下水的均 衡。只有对地下水的补给、迳流、排泄过程建立起清晰的概 念，才有可能正确的分析与评价地下水资源，采取有效的兴 利防害措施。（一）地下水的补给含

25、水层自外界获得水量的作用过程称作补给。地下水的 补给来源主要有：大气降水、地表水和灌溉回渗水。近年来， 地下水的人工补给，已经成为一种不可忽视的补给来源。1.大气降水的补给 大气降水通过岩层空隙渗入补给地 下水。降雨初期，雨量较小时，先在包气带中形成结合水、 悬挂毛细水，而不能进入含水层形成补给作用。随着雨量加 大结合水和悬挂毛细水达到极限，在重力作用下继续下渗进 入含水层，引起水位升高，形成补给作用。大气降水是地下水最普遍的补给来源。对一个独立流域 来说，地表迳流也是流域内的大气降水转化来的，因此，降 水量的大小对一个地区地下水的补给来源起着控制作用。影响降水补给的因素主要有：降水强度、包气

26、带岩性与 厚度、地形坡度、植被发育情况等。降水强度（mm/h）超出包气带的入渗速率，部分降水便 形成地表迳流，补给地下水的部分所占比例相应减少。降水 强度小而连续时间不长时，入渗的水先湿润包气带，而后又 蒸发返回大气圈，不利于补给地下水。绵绵细雨对地下水的 补给最为有利。包气带的透水性越好，降水转为地下水的份额越大。反 之，包气带透水不良，降水中的相当一部分便转为地表迳流。 包气带土质越是粘重、厚度越大，滞留的入渗水越多，对地 下水的补给越不利。地形坡度越大，坡流急促，入渗时段缩短，不利于水的 下渗。反之，若地形平缓，坡流缓慢，入渗时段延长，转为 地下水的部分就越多。但要注意，只有当降水强度超

27、过包气 带的入渗速率形成表流时，地形坡度才能影响降水的入渗。植被有利于降水对地下水的补给。一方面，植被阻滞了 地表径流。另一方面，林下土壤有机质多，结构性好，树下 根系使表土透水性增强，落叶又保护土壤结构免遭雨滴的破 坏。所有上述作用中，最关键、最主要的是降水量和包气带的岩性与厚度。河流纵断面有所变化。见图4-1： a、山区河流深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用；b、进入山前，堆 积作用加强，河床位置抬高，地下水埋深增大，经常是河水 补给地下水;c、冲积平原上部，河水位与地下水位接近，汛 期河水补给地下水，非汛期地下水补给河水；d、到了冲积 平原中下部，由于强烈的堆积作用，多形成所

28、谓的“地上河”， 因此经常是河水补给地下水。河流补给地下水时，补给量的大小取决于下列因素：河 床以下地层的透水性、河流与地下水有联系部分的长度及河 床湿周（浸水周界），河水位与地下水位高差，以及河床过 水时间的长短。河床透水性对补给地下水影响很大。岩溶发育地区往往整条河流转入地下。由砂砾石组成的山前冲洪积扇上缘，地表水呈辐射状、散流状，渗漏量相当大。但接近中下游，当 河床与下伏含水层之间存在隔水层时，尽管河水很多，对地 下水补给却明显减少。河道愈是宽广、河水位愈高，河床湿 周便愈长，愈有利于对地下水的补给。我国北方的河流大多是间歇性的，每年仅在汛期的一、图| .金龜下水垃| |恰高石地下木悅

29、例 口 蠶響 m河畑吋 补苗方向图4-2河水补给引起地下水位抬高二个月有水。汛前，河床以 下的包气带含水不足，初汛 来临，河水浸湿包气带，并 垂直下渗（图4-2）。开始， 河水与地下水并不相连，下 渗水使地下水面凸起（图 4-2a）；随着地下水位提高， 地表水与地下水联成一体， 被抬高的地下水面向外扩展，河水渗漏量变小（图4-2b）；河水断流后，地下水位逐渐趋平，使一定范围内地下水位普遍抬高（图4-2c）。应当 注意，河水的渗漏量有一部分是消耗于补充包气带湿度的， 当河流过水时间不长，且河床由细粒物质组成时，这部分水 可占相当大的比例。这种情况下，不能简单地把河水渗漏当 作补给地下水的量。地表

30、水对地下水的补给与大气降水不同：后者是面状补 给，普遍而均匀，前者是线状（带状）补给，局限于地表水 体的周边。地表水体附近的地下水，既接受降水补给，又接 受地表水的补给，经开采后与地表水的水位差加大，可使地 下水得到更多的（增加）补给量。因此，河流附近的地下水 一般比较丰富。潜水和承压含水层接受降水和地表水补给的条件不同。 潜水在整个含水层分布面积上都能直接接受补给。承压水则 仅在含水层出露于地表，或与地表连通处（在此处已转化为 潜水）方能获得补给。因此，地质构造与地形的配合关系， 对承压含水层的补给影响极大。（二）地下水的排泄含水层失去水量的过程称作排泄。在排泄过程中，含水 层的水质也发生相

31、应变化。地下水的排泄方式是多样的，可 通过“泉”作点状排泄，通过向河水泄流作线状排泄，通过蒸 发消耗作面状排泄。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，也是从前者获得补给。开发利用 地下水或用井孔、渠道排除地下水，都属于地下水的人工排 泄。蒸发排泄仅消耗地下水量，盐分仍留在地下水中，故此 种排泄方式会使地下水矿化度升高，水质发生变化。其它种 类的排泄，均属于迳流排泄，盐分随同水分一起排走，一般 不引起水质变化。（三）地下水的迳流地下水由补给区流向排泄区的过程称作迳流。迳流是连 接补给与排泄的中间环节，通过迳流，含水层中的水、盐由 补给区输送到排泄区，迳流的强弱影响着含水层的

32、水量与水 质。除某些构造封闭的自流盆地及地势十分平坦地区的潜 水外，地下水都处于不断的迳流过程中。地下水的迳流方向是环评工作中应该注意的问题。最简 单情况下，含水层中地下水自一个集中的补给区流向集中的 排泄区，具有单一迳流方向。地下水的迳流方向总体上受地 势控制，从上游流向下游。局部受地形控制从高处流向低处。 控制地下水流动方向的根本因素是水位和水位差，在水头作 用下地下水从高水位流向低水位。例如在山前冲洪积扇的水 源地附近一定范围内，地下水的流向并不都是背向山区流向 平原，而是向着取水构筑物（水井）流动，因为井水位低于 周边地下水位。七、地下水运动的基本定律地下水可以在饱水的岩层中或非饱水的

33、岩层中运动。以往的研究多集中于饱水带重力水的运动，而对包气带水、结合水的运动规律尚没有成熟公认的研究成果。在此也仅就饱 水带重力水稳定水流的运动规律略加介绍。一）渗流的基本概念地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶隙）中的运动称为 渗透。由于岩石的空隙形状、大小和连通程度的变化，地下 水在这些空隙中的运动是十分复杂的。要掌握地下水在每个 实际空隙通道中的流动特征是不可能的，也是不必要的。实 际研究工作中，常用一种假想的水流去代替岩石空隙中的实 际水流。这种假想的水流，一方面认为它是连续地充满整个 岩石空间（包括空隙和岩石骨架所占的空间），就好象没有 岩石骨架存在的地表水流一样。另一方面，它要符合以下

34、条 件：1. 假想水流通过任一断面必须等于真正水流通过同一断面的流量；2. 假想水流在任一断面的水头必须等于真正水流在同一断面的水头；3. 假想水流在运动中所受的阻力必须等于真正水流所受 的阻力。满足上述假想条件的水流，通常称为渗透水流，或简称 渗流。发生渗流的区域称为渗流场或迳流场。这样通过对假 想水流的研究，可以掌握真实水流运动的规律。由于岩石的空隙在一般情况下都很细小，因而地下水在 流动过程中受到的阻力是很大的。所以地下水渗流速度远比 地表水流速小。通常地表水的流速都以“米/秒”来度量，因为 其流速常在每秒一到数米之间。而地下水由于渗流速度缓 慢，其渗流速度常用“米/日”来度量，因为地下

35、水的渗流速度 常在每天零点几米至几十米之间。水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速等）不 随时间改变时，称为稳定流。运动要素随时间变化的水流运 动，称为非稳定流。严格的讲，自然界地下水都属于非稳定 流，但是为了便于分析 和计算，也可以将某些运动要素变 化比较小的渗流，近似地看作稳定流。（二）线性渗透定律达西定律线性渗透定律揭示了地下水径流运动时的基本规律，是 法国水力学家达西18521853年在实验室中，对水在砂中 的渗透进行大型实验后建立的,所以称为达西定律。基本模式:Q=Koh=KoIL（4-1）式中:Q渗透流量（m3/d）；o过水断面面积（m2）Ah水头损失，亦即上下游水头差（m）；

36、L渗流长度（m）；I水力梯（坡）度，单位渗流长度上的水头损失（无量纲）；K渗透系数（m/d）。从水力学知,通过某一断面的流量Q等于流速V与过水断面 面积w的乘积，即：Q=V（4-2）据此,达西定律也可表达为：V=KI（4-3）式中V称作渗流速度（m/d）,其余各项意义同前。渗流速度（V）、渗透系数（K）和水力坡度（I）,在基本渗流理论中 有重要意义，应予了解。1渗流速度（V）由渗流的基本概念知，V并非渗流的 实际流速，而是假想水流通过包括“骨架”与孔隙在内的整个 断面 w 流动时所具有的虚拟流速。可知虚拟流速总是小于实 际流速。2水力梯度（I）为沿水流方向单位渗透途径长度上的 水头差。地下水在

37、岩层空隙中运动时，为了克服阻力消耗机 械能而出现水头损失。所以，水力梯度可以理解为水流通过 单位长度渗透途径，为克服阻力所耗失的能量。确定水力梯 度时，水头差Ah必须与渗流长度L相对应。3渗透系数（K）是反映岩石透水性能的指标，其数值 是水力梯度 I=1 时的渗透速度。渗透速度的大小不仅与岩石 的孔隙性有关，而且还与渗透液体的粘滞性等物理性质有 关。一般认为水的物理性质变化不大，影响可以忽略，而把 渗透系数看成单纯说明岩石渗透性能的参数。对于不同地区 的不同岩石，渗透系数是不同的。绝大多数情况下，可以认为地下水的运动基本符合线性 渗透定律。因此，达西定律适用范围很广，它不仅是水文地 质定量计算的基础，还是定性分析各种水文过程的重要依 据。深入掌握达西定律的物理意义，灵活的用它来分析问题， 是地下水研究工作者应当具备的基本能力。