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第五章地下水的结构与运动•地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的统称。•地下水主要来源于大气降水和地表水的入渗补给；同时以地下渗流方式补给河流、湖泊和沼泽，或直接注入海洋；上层土壤中的水分则以蒸发或被植物根系吸收后再散发入空中，回归大气，从而积极地参与了地球上的水循环过程，以及地球上发生的溶蚀、滑坡、土壤盐碱化等过程。•地下水系统是自然界水循环大系统的重要亚系统。第一节、地下水系统的组成与结构•地下水的贮存空间•地下水流系统•地下水系统垂向结构地下水的贮存空间•含水介质、含水层和隔水层•含水介质的空隙性与水理性•蓄水构造含水介质、含水层和隔水层•含水介质:通常把既能透水，又饱含水的多孔介质。•含水层:是指贮存有地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩体。这类含水的岩体大多呈层状，如砂层、砂砾石层等。(含水带、含水体或含水岩组)。•隔水层:对于那些虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的岩体。含水介质的空隙性与水理性•含水介质的空隙性：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）。1）孔隙率（n）：又称孔隙度，以孔隙体积（Vn）与包括孔隙在内的岩土体积（V）之比值来表示，即n=Vn/V×100％。2）裂隙率（KT）：裂隙率即裂隙体积（VT）与包括裂隙在内岩石体积（V）之比值：KT=VT/V×100％。3）岩溶率（KK）：溶隙的体积（Vk）与包括溶隙在内的岩石体积（V）之比值：Kk=Vk/V×100％。含水介质的水理性质•与水分的贮容、运移有关的岩石性质，称为含水介质的水理性质，•它包括岩土的容水性、持水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。1）容水性指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能，以容水度来衡量。容水度（Wn）定义为岩土容纳水的最大体积Vn与岩土总体积V之比，即Wn=Vn/V×100％。2）持水性：饱水岩土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力。持水性在数量上用持水度表示。持水度Wr定义为饱水岩土经重力排水后所保持水的体积Vr和岩土总体积V之比。即Wr=Vr/V×100％3）给水性指饱水岩土在重力作用下能自由排出水的性能，其值用给水度（μ）来表示。给水度定义为饱水岩土在重力作用下，能自由排出水的体积Vg和岩土总体积V之比，即μ=Vg/V×100％。•岩土持水度和给水度之和等于容水度（或孔隙度），即Wn=Wr+μ或n=Wr+μ。式中n为孔隙度。容水度4）透水性指在一定条件下，岩土允许水通过的性能。透水性能一般用渗透系数K值来表示。其值大小首先与岩土空隙的直径大小和连通性有关，其次才和空隙的多少有关。5）贮水性：当水头变化为一个单位时，从单位面积含水介质柱体中释放出来的水体积，称为释水系数（s），它是一个无量纲的参数。大部分承压含水介质的s值大约从10-5变化到10-3。岩石的透水性蓄水构造•蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体。•一个蓄水构造体需具备以下3个基本条件:第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路•蓄水构造主要有：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、岩溶型蓄水构造等。•根据沉积物的成因类型，空间分布及水源条件，区分为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等。地下水流系统•地下水流系统的基本特征•地下水域地下水流系统的基本特征•空间上的立体性•流线组合的复杂性和不稳定性•流动方向上的下降与上升的并存性（如图）地下水域•地下水域就是地下水流系统的集水区域。•地下水域要受岩性地质构造控制，并以地下的隔水边界及水流系统之间的分水界面为界，往往涉及很大深度，表现为立体的集水空间。•通常，每一个地下水域在地表上均存在相应的补给区与排泄区，•补给区由于地表水不断地渗入地下，地面常呈现干旱缺水状态；•排泄区则由于地下水的流出，增加了地面上的水量，因而呈现相对湿润的状态。如果地下水在排泄区以泉的形式排泄，则可称这个地下水域为泉域。黄山泉水地下水系统垂向结构•地下水垂向层次结构的基本模式•地下水不同层次的力学结构•地下水体系作用势地下水垂向层次结构的基本模式•地下水垂向的层次结构，则是地下水空间立体性的具体表征。•自地表面起至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分为包气带和饱和水带两大部分。•其中包气带又可进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细水带等3个亚带；•饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。•从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水（包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相对应的是重力水（包括潜水和承压水）。地下水不同层次的力学结构•地下水在垂向上的层次结构，还表现为在不同层次的地下水所受到的作用力亦存在明显的差别，形成不同的力学性质。•薄膜水:又称弱结合水，它们受分子力的作用，但薄膜水与岩土颗粒之间的吸附力要比吸湿水弱得多，并随着薄膜的加厚，分子力的作用不断减弱，直至向自由水过渡。•所以薄膜水的性质亦介于自由水和吸湿水之间，能溶解盐类，但溶解力低。土壤颗粒表面的分子吸持的汽态水•毛管水:当岩土中的空隙小于1毫米，空隙之间彼此连通，就象毛细管一样，当这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。•重力水:当含水层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中发生渗透移动，形成渗透重力水。综上所述，地下水在垂向上不仅形成结合水、毛细水与重力水等不同的层次结构，而且各层次上所受到的作用力亦存在差异，形成垂向力学结构。地下水体系作用势•所谓“势”是指单位质量的水从位势为零的点，移到另一点所需的功，它是衡量地下水能量的指标。•地下水体系的作用势根据其力源性质，可分为重力势、静水压势、渗透压势、吸附势等分势，这些分势的组合称为总水势。•重力势（Φg）指将单位质量的水体，从重力势零的某一基准面移至重力场中某给定位置所需的能量，并定义为Φg=Z，式中Z为地下水位置高度。•静水压势（Φp）连续水层对它层下的水所产生的静水压力，由此引起的作用势称静水压势。•渗透压势（Φ0）又称溶质势，它是由于可溶性物质在溶于水形成离子时，因水化作用将其周围的水分子吸引并作走向排列，并部分地抑制了岩土中水分子的自由活动能力，这种由溶质产生的势能称为溶质势。总水势•总水势就是上述分势的组合，即Φ=Φg+Φp+Φ0+Φa，但处于不同水带的地下水其作用势并不相等，对于包气带中地下水而言，其总的作用势ΦN为ΦN=Φg+Φp+Φo+Φa式中，Φp为负的静水压力势。对于位于地下饱水带中地下水来说，Φp为正静水压力势，而渗透压势Φo和吸附势均可不考虑，所以其总势Φs=Φg+Φp地下水类型•地下水基本类型的划分•包气带水•潜水•承压水•孔隙水•裂隙水•岩溶水地下水基本类型的划分•按地下水的贮存埋藏条件分类1.包气带水结合水（分吸湿水、薄膜水）毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）重力水（分上层滞水与渗透重力水）2.饱水带水潜水承压水（分自流溢水与非自流溢水）•按岩土的贮水空隙的差异分类1.孔隙水2.裂隙水3.岩溶水包气带水•贮存在地下自由水面以上包气带中的水，称为包气带水。•包气带水包括吸湿水、薄膜水、毛细水、汽态水、过路的重力渗入水以及上层滞水。包气带水的主要特征•其一多雨季节，雨水大量入渗，包气带含水率显著增加；干旱月分，土壤蒸发强烈，包气带含水量迅速减少，致使包气带水呈现强烈的季节性变化。•其二包气带在空间上的变化，主要体现在垂直剖面上的差异，一般规律是愈近表层，含水率的变化愈大，逐渐向下层，含水率变化趋于稳定而有规律。•其三包气带含水率变化还与岩土层本身结构，岩土颗粒的机械组成有关，因为颗粒组成不同，使得岩土的孔隙大小和孔隙度发生差异，从而导致了含水量的不同。包气带的类型•厚型包气带比较厚，即使在地下水自由水面较高的雨季，带内毛管上升高度亦不能到达地表，整个包气带可以进一步区分出土壤水带、中间过渡带以及毛管上升带等3个亚带。•土壤水带从地表到主要植物根系分布下限，通常只有几十厘米的厚度。除水汽与结合水外，水分主要以悬着水形式存在于土壤孔隙之中，所以又称为悬着水带。•当土壤孔隙中毛细悬着水达到最大含量时，称此含水率为“田间持水量”。•毛管悬着水达到最大时的土壤含水量称为田间持水量，通常作为灌溉水量定额的最高指标。•中间过渡带处于悬着水带与毛管上升带之间。其本身并不直接与外界进行交换，而是一个水分蓄存及传送带。•它的厚度变化比较大，主要取决整个包气带的厚度，如包气带本身很薄，中间带往往就不复存在。•特点是水分含量不仅沿深变化小，而且在时程上也具有相对稳定性，水分运行缓慢，故又名含水量稳定带。•毛管上升带位于潜水面以上，并以毛管上升高度为限，具体厚度视颗粒的组成而定。•颗粒细、毛管上升高度大，本带就厚，反之则薄。在天然状态下，毛管上升带厚度一般在1—2米左右。•毛管上升带内的水分分布的一般规律是：①其含水率具有自下而上逐渐减小的特点，由饱和含水率逐步过渡到与中间过渡带下端相衔接的含水量。②对于干旱的土层，则以最大分子持水量为下限。而且对于给定的岩土层，这种分布具有相对的稳定性。薄型•薄型的包气带其厚度往往不到1米，有的只有几十厘米，包气带内只有毛细上升带的存在，没有中间过渡带。•毛细上升水可以直接到达地表，地下潜水蒸发迅速。•反之由于包气带薄，降水入渗补给地下水的途径亦短，雨后地下潜水面上升快。•因而薄型包气带之下的潜水季节变化强烈。过渡型•渡型包气带之厚度介于上述两类之间，并存在明显的季节性变化。•在雨季，地下水面上升，包气带变薄，只存在毛细上升带；到了旱季，地下水面下降，整个包气带又可区分出3个亚带。•我国东部平原地区的地下包气带大多属于这种类型。包气带的水分交换与动态•包气带中的水分，不仅垂向上存在明显差异，而且在时程上亦不断变化。•这种变化一方面是由于和外界发生水分交换而引起的，另一方面是通过内部水分的再分配和内排水过程而发生的。•造成包气带水分增长途径有两个，一是通过上界面得到降水与地表水的补给；二是通过下界面来自饱和水带的补给。•包气带中水分的消退亦是在它的上、下界面上进行的。•其中土壤蒸发和植物散发是造成上层水分消退的主导因素，•内排水则是水分通过下界面的主要消退方式。•包气带水份消退量可采用三段模式进行计算：式中，θi为土壤实际含水量；θf为田间持水量；θa为最大分子持水量；E为实际蒸发量；Ep为蒸发能力，k为系数；c为常数。•包气带中水分增长、消退及各有关参数的定量关系，可借助于水量平衡原理来表达，即在某一给定时段（Δt）内包气带内水分变化量ΔW可用下式表达：ΔW=I-E-Rss-Fd式中，I为时段内地面入渗水量；E为蒸发量；Rss为土壤中侧向净流出量；Fd为深层下渗量。计算单位均以毫米表示。•降雨期间由于E=0，则ΔW=I-Rss-Fd，ΔW为正值，是包气带水分增长期。•在无雨期，I=0，则ΔW=-E-Rss-Fd，ΔW为负值，是水分消退期。式（5－4）中的时段地面入渗量I，可由包气带上界面以上，大气系统水量平衡方程求出。I=P-In-Rs-ΔSd式中，P为时段降水量；In为植物截流量；Rs为地表径流量；ΔSd为填洼水量。•如In及ΔSd可忽略不计，则有I=P-Rs，并代入式（5－4）则：ΔW=P-Rs-E-Rss-Fd上式即为大气-土壤系统的水量平衡方程式，它是表达产流量与各参数关系的基本方程。潜水•潜水的概念和主要特征•潜水面形状及其表示方法•潜水与地表水之间的互补关系潜水的概念和主要特征•饱水带中自地表向下第一个具有自由水面的含水层中的重力水，称为潜水。•表征潜水特性的参数有：潜水位（h）是指潜水面上任一点的海拔高程（米）；潜水埋深（T）是指潜水面距地表的铅直距离（米）；含水层厚度（H）指潜水面至隔水底板的距离（米）；潜水流水力坡度：是指潜水面上任意两点的水位差与该两点的渗透距离之比。•潜水在重