地下水的基本知识

(一)包气带、饱水带及含水层、隔水层概念

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(图2-33)。

在包气带中，空隙壁面吸附有结合水，细小空隙中含有毛细水，未被液态水占据的空隙中包含空气及气态水，空隙中的水超过吸附力和毛细力所能支持的量时，空隙中的水便以过路重力水的形式向下运动。上述以各种形式存在于包气带中的水统称为包气带水。

包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带(图2-33)。当中间带由粗细不同的岩性构成时，在细粒层中可含有成层的悬挂毛细水，细粒层之上局部还可滞留重力水形成上层滞水。包气带水来源于大气降水入渗和地表水体渗漏的水，以及由地下水面通过毛细上升输送的水和地下水蒸发形成的气态水。包气带的赋存与运移受毛细力与重力的共同影响。重力使水分下移;毛细力则将水分输向空隙细小与含水量较低的部位，在蒸发影响下，毛细力常常将水分由包气带下部输向上部。在雨季，包气带水以下渗为主;雨后，浅表的包气带水以蒸发与植物蒸腾形式向大气圈排泄，一定深度以下则继续下渗补给饱水带。

图2-33 土壤水分带

(引自王大纯等，2005)

饱水带岩土空隙全部为液态水所充满，水体是连续分布的，能够传递静水压力，在水头差的作用下，可以发生连续运动。饱水带中的重力水是开发利用或为某种目的排水的主要对象。

包气带是饱水带与大气圈、地表水圈联系必经的通道。饱水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈。因此，研究包气带水的形成及其运动规律对阐明饱水带水的形成具有重要意义。

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。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与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。应当指出，隔水层并不是完全不透水，只是相对含水层来说其透水能力很小，以致可以忽略不计，因此又有相对隔水层的说法。某些岩层，尤其是沉积岩，由于不同岩性呈互层状，有的层次发育裂隙或岩溶，有的层次致密，因而在垂直层面方向上隔水，但在顺层的方向上又是透水的。

(二)地下水类型

根据地下水的埋藏条件与含水介质类型，可将地下水分为不同的类型。按地下水的埋藏条件，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(表2-21，图2-34)。在进行地下水或泉命名时常用综合法，如空隙潜水、岩溶裂隙承压水等。

表2-21 地下水分类表(引自王大纯等，2005)

图2-34 潜水、承压水及上层滞水(引自王大纯等，2005)

1. 隔水层;2. 透水层;3. 饱水部分;4. 潜水位;5. 承压水测压水位;6. 泉(上升泉)7. 水井，实线

表示井壁不进水;a. 上层滞水;b. 潜水;c. 承压水

1．潜水

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埋藏深度。潜水含水层厚度与潜水面潜藏深度随潜水面的升降而发生相应的变化。潜水的基本特点是与大气圈、地表水圈联系密切，积极参与水循环。

潜水与大气圈及地表水圈联系密切，气象、水文因素的变动，对它影响显著。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，含水层厚度变小，埋藏深度变大。潜水的动态变化有明显的季节变化特点。

潜水的水质主要取决于气候、地形及岩性条件。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。干旱气候下由细颗粒组成的平原盆地，潜水以蒸发排泄为主，常形成含盐高的咸水。潜水容易受到污染，对潜水水源应注意卫生防护。

潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位。利用同一地方的潜水等水位线图与地形图可以求取各处的潜水埋藏深度，并判断沼泽、泉的出露与潜水面的关系以及潜水与地表水体的相互补给关系等。

2．承压水

充满于两个隔水层(或称相对隔水层)之间的含水层中的水，称作承压水。承压含水层上部的隔水层称作隔水顶板，下部的隔水层称作隔水底板。隔水顶、底板之间的距离为承压含水层厚度。

承压性是承压水的一个重要特征。图2-35表示一个基岩向斜盆地。含水层中心部分埋没于隔水层之下，是承压区;两端出露于地表，为非承压区。含水层从出露位置较高的补给区获得补给，向另一侧出露位置较低的排泄区排泄。由于来自出露区地下水的静水压力作用，承压区含水层不但充满水而且承压。当钻孔揭穿隔水顶板时，钻孔中的水位将上升到含水层顶部以上一定高度。钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离称为承压高度，这就是作用于隔水顶板的以水柱高度表示的附加压强。井中静止水位的高程就是承压水在该点的测压水位。

图2-35 基岩自流盆地中的承压水(引自王大纯等，2005)

1. 隔水层;2. 含水层;3. 潜水位及承压水测压水位;4. 地下水流向;5. 泉;6. 钻孔，虚线为

进水部分;7. 自喷井;8. 大气降水补给;H. 承压高度;M. 含水层厚度

承压水主要靠大气降水与地表水的入渗补给，并通过范围有限的排泄区，以泉或其他径流方式向地表或地表水体排泄。

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。潜水获得补给或进行排泄时，随着水量增加或减少，潜水位抬高或降低，含水层厚度加大或变薄。承压含水层接受补给时，由于隔水顶板的限制，不通过增加含水层厚度而容纳增加的水量。获得补给时测压水位上升，一方面，由于压强增大含水层中水的密度加大;另一方面，由于孔隙水压力增大，有效应力降低，含水层骨架发生少量回弹，空隙度增大(含水层厚度也有少量增加)。由于上部受到隔水层的隔离，承压水与大气圈、地表水圈的联系较差，水循环也缓慢得多。承压水不像潜水那样容易污染，但是一旦污染后则很难使其净化。

3．上层滞水

当包气带存在局部相对隔水层时，其上会积聚具有自由水面的重力水，这便是上层滞水。上层滞水分布最接近地表，接受大气降水的补给，通过蒸发或向隔水底板的边缘下渗排泄。雨季获得补充，积存一定的水量。旱季水量逐渐耗失。由于其水量小，动态变化大，只有在缺水地区才能成为小型供水水源或暂时性供水水源。包气带中的上层滞水，对其下部潜水的补给与蒸发排泄，起到一定的滞后调节作用。上层滞水极易受污染。

(三)泉的类型

泉是地下水的天然露头，在地形与含水层或含水通道相交的点地下水出露成泉。山区丘陵及山前地带的沟谷与坡脚，常可见泉出露。而在平原地区很少有。在地形、地质、水文地质条件十分有利的条件下，可出现成群的泉。如举世闻名的泉城——济南，在2.6km2范围内出露106个泉。

按补给泉的含水层的性质，可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。仅根据泉口的水是否冒涌来判断是上升泉或下降泉是不合适的，下降泉泉口的水流也可显示上升运动［图2-36(d)、(e)、(f)］;反之，通过松散覆盖物出露的上升泉，泉口附近的水流也可能呈下降运动。

按出露原因，下降泉可分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀(下降)泉［图2-36(a)、(b)］。地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露成泉，这便是接触泉［图2-36(c)］。大的滑坡体前缘常有泉出露，这是由于滑坡体破碎、透水性良好，而滑坡床相对隔水，实质上这也是一种接触泉。潜水流前方透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜水流动受阻而涌溢于地表成泉，这便是溢流泉［图2-36(d)、(e)、(f)、(g)］。

上升泉按其出露原因可分为侵蚀(上升)泉、断层泉及接触带泉。当河流、冲沟等切穿承压含水层的隔水顶板时，形成侵蚀(上升)泉［图2-36(h)］。地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表，便成为断层泉［图2-36(i)］。岩脉或侵入体与围岩的接触带，常因冷凝收缩而产生隙缝，地下水沿此类接触带上升成泉，就叫作接触带泉［图2-36(j)］。

(四)地下水水位

地下水面或测压水面(承压水)的绝对标高称为地下水的水位，同时把地下水面或测压水面至地面的铅直距离叫做地下水埋深。对于潜水来说，地下水面为自由面，或称潜水面;对承压水来说，地下水受上覆隔水层控制，承受有静水压力，当钻孔揭穿其隔水顶板时，孔内水位将上升到含水层顶部以上一定高度，钻孔中静止水位的高程就是承压水在该点的测压水位。

地下水位可通过揭穿地下水面的井或钻孔进行测量。当一个地区有足够多的地下水位测量数据，就可以绘制出这个地区的等水位线图或等水压线图。利用同一地方的潜水等水位线图与地形图可以分析各处的潜水埋藏深度，并判断沼泽、泉的出露与潜水面的关系以及潜水与地表水体的相互补给关系等。

(五)地下水的基本运动规律

地下水在岩土体空隙中的运动称为渗流。发生渗流的区域称为渗流场。在岩土体空隙中渗流时，水的质点做有秩序的、互不混杂的流动，称作层流运动。如在具狭小空隙的岩石(如砂、裂隙不很宽大的基岩)中流动的水，常为层流运动。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。如在宽大的空隙中(大的溶隙、大裂隙)，水的流速较大时，容易呈紊流运动。

图2-36 泉的类型(引自王大纯等，2005)

1. 透水层;2. 隔水层;3. 坚硬基岩;4. 岩脉;5. 风化裂隙;6. 断层;7. 潜水位;8. 测压水位;9. 地下水流向;10. 下

降泉;11. 上升泉

水只在渗流场内运动，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。

本节主要介绍重力水作稳定流运动的基本规律。

1．达西定律

法国水力学家达西(Darcy，1856)通过大量的实验，得到线性渗透定律:

式中:Q为渗透流量;w为过水断面;h为水头损失(h= H1－H2，即上下游过水断面的水头差);L为渗透途径;I为水力梯度(相当于h/L，即水头差除以渗透途径);K为渗透系数。

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w的乘积，即:Q=w V，据此达西定律也可以另一种形式表达:V=KI，V称作渗透流速，其余各项意义同前。

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，单位一般采用m/d或cm/s。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。松散土的渗透系数常见值可参见表2-19。

在达西定律中，渗透流速V与水力梯度I的一次方成正比，故达西定律又称线性渗透定律。绝大多数情况下，地下水的运动都符合线性渗透定律，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地质过程的重要依据。深入掌握达西定律的物理实质，灵活地运用它来分析问题，是水文地质工作者应当具备的基本功。

2．流网

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。流线是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点在此瞬时的流向均与此线相切。

作流网时，首先根据边界条件绘制容易确定的等水头线或流线。边界包括定水头边界、隔水边界及地下水面边界。地表水体的断面一般可看作等水头面，因此，河渠的四周必定是一条等水头线。隔水边界无水流通过(通量为零)，所以，平行隔水边界可绘出流线，而作稳定流动时，地下水面是一条流线。作等水头线和流线后，根据流线跟等水头线正交这一规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分，这样就可作出一张完整的流网了，图2-37为河间地块流网示意图。从这张流网图可以获得以下信息:①由分水岭到河谷，流向从由上向下到接近水平再向上;②在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井水位则随井深加大而抬升;③由分水岭到河谷，流线愈来愈密集，流量增大，地下径流加强;④由地表向深部，地下径流减弱;⑤由分水岭出发的流线，渗透途径最长，平均水力梯度最小，地下水径流交替最弱，近流线末端河谷下方，地下水的矿化度最高。

图2-37 河间地块流网示意图(引自王大纯等，2005)

1. 流线;2. 等水头线;3. 分流线;4. 潜水面;5. 河水位;6. 井、涂黑部分有水;7. 代表矿化度大小的符号，圆圈愈多，矿化度愈大;8. 降水入渗;9. 绘制流网的大致顺序

(六)地下水的补给、径流与排泄

地下水经常不断地参与着自然界的水循环。含水层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。在补给与排泄的过程中，含水层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。

1．地下水的补给

含水层从外界获得水量的过程称作补给。补给除了获得水量，还获得一定盐量或热量，从而使含水层的水化学与水温发生变化。补给获得水量，抬高地下水位，增加了势能，使地下水保持不停的流动。由于构造封闭，或由于气候干旱，地下水长期得不到补给，便停滞而不流动。地下水的补给来源有大气降水、地表水、凝结水，以及来自其他含水层或含水系统的水等。与人类活动有关的地下水补给有灌溉回灌水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给。

大气降水入渗补给地下水的过程与机制相当复杂。以松散沉积物为例，目前一般认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种方式。在砂砾质土中主要为活塞式下渗，而在黏性土中活塞式与捷径式下渗同时发生。

大气降水下渗补给地下水的多少主要取决于地表岩土的入渗能力，常用降水入渗系数α表示，α即每年总降水量补给地下水的份额，常以小数表示，α通常变化于0.2～0.5之间，我国南方岩溶地区α可高达0.8以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。影响大气降水补给地下水的因素比较复杂，其中主要有年降水总量、降水特征、包气带的岩性和厚度、地形、植被等。

包气带渗透性好，有利于降水入渗补给。包气带厚度过大(潜水埋深过大)，则包气带滞留的水分也大，不利于地下水的补给。但潜水埋藏过浅，毛细饱和带达到地面，也不利于降水入渗。

森林、草地可滞留地表坡流与保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分亏缺。尤其在气候干旱的地区，农作物复种指数的提高，会使降水补给地下水的份额明显降低。

应当注意，影响降水入渗补给地下水的因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地割裂开来加以分析。例如，强烈岩溶化地区，即使地形陡峻，地下水位埋深达数百米，由于包气带渗透性极强，连续集中的暴雨也可以全部吸收，有时α值可达70%～90%。又如，地下水位埋深较大的平原、盆地，经过长期干旱后，一般强度的降水不足以补偿水分亏缺，这时集中的暴雨反而可成为地下水的有效补给来源。

地表水对地下水的补给沿着河流纵断面而有所变化。一般说来，山区河谷深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用，洪水期则河水补给地下水。山前由于河流堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水。冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关系随季节而变。而在某些冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水。

大气降水与地表水是地下水的两种主要补给来源，从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较均匀;地表水则可看作是线状补给，局限于地表水体周边。从时间分布比较，大气降水持续时间有限而地表水体持续时间长。干旱地区降水稀少，它对地下水的补给微不足道。发源于山区，依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流，往往成为地下水主要的甚至是唯一的补给来源。

2. 地下水的径流

地下水由地形较高处补给，向河谷及地形低洼处流动，形成地下水径流。时空上，径流导致地下水质水量的不断变化。地下水在不同介质中流动，呈现不同的流动状态和不同的径流特点，如在第四系土石堆积物内流动，沿着相互连通的孔隙中运动，成为面状流;在裂隙岩体中流动，其流动方向及渗流量受岩体裂隙发育控制，地下水沿着互相连通的裂隙呈脉状流动，呈现流量、水压力、流动方向的各向异性和不均一性;在岩溶含水层中流动，受岩溶发育特征控制，地下水从各个方向的裂隙-溶隙中集中向岩溶管道或暗河流动，形成复杂的地下水径流系统。

3．地下水的排泄

含水层失去水量的过程称为排泄。在排泄过程中，含水层水质也发生相应变化。研究含水层的排泄包括排泄去路、排泄条件与排泄量等。

地下水常通过泉、向河流泄流及蒸发、蒸腾等方式向外界排泄。此外，还存在一个含水层(含水系统)向另一含水层(含水系统)的排泄。用井孔抽汲地下水，或用渠道、坑道等排除地下水，均属地下水的人工排泄。

泉是地下水的天然露头，也是地下水排泄的重要方式。在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区丘陵及山前地带的沟谷与坡脚，常可见泉出露;而在平原地区很少有泉出露。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。据泉的出露原因可分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。

当河流切穿含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。在河流上选定断面，通过定期观测河水流量，可得出地下水的泄流量。

地下水的蒸发排泄实际上可以分为两种:一种是与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发，另一种是饱水带潜水的蒸发。影响潜水蒸发的主要因素有:气候、潜水埋深、包气带岩性和地下水流动系统的规模。气候愈干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈。包气带岩性主要通过其对毛细上升高度与速度的控制而影响潜水蒸发。砂砾土毛细上升高度太小，而亚黏土与黏土的毛细上升速度又太低，均不利于潜水蒸发。粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度大，而毛细上升速度又较快，故潜水蒸发最为强烈。干旱、半干旱地区地下水流动系统的排泄区是蒸发浓缩作用最为强烈的地方。

植物生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成气态水而蒸发，这便是叶面蒸发，也称蒸腾。蒸腾的深度受植物根系分布深度的控制。在潜水位深埋的干旱、半干旱地区，某些灌木的根系深达地下数十米，由此可见，蒸腾作用的影响深度是很大的。但在实际工作中，求算总腾发量很不容易，而且要区分土壤水蒸发、潜水蒸发与蒸腾也是相当困难的。