第四章+地下水

地下水在绝大多数自然条件下，流速 较小，故多同层流运动。一般认为地下水 的平均渗透速度小于 l000m/d时，可视 为层流运动。只有在大裂隙、大溶洞中或 水位高差极大的情况下，地下水的渗透才 出现紊流运动。
四、地下水按埋藏条件的分类
（一）按岩土的贮水空隙的差异分类 1.孔隙水 在堆积物和岩石孔隙中流动的地下水 2.裂隙水 在堆积物和岩石裂隙（如节理）中流动的

wn＝vn / vwk.baidu.com×100%
容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通
程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与孔隙
度、裂隙率或岩溶率相等。但对于具有膨胀性的粘
土来说，充水后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。
孔隙率（n）又称孔隙度，它是反映含水介 质特性的重要指标，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:
2.氢离子浓度
氢离子浓度常用pH 值表示。pH=7 呈中性 反应，pH＜7 呈酸性反应，pH＞7 呈碱性反 应。某些化合物只有在一定的pH 值时，才能 从溶液中沉淀出来。因此，知道了水溶液的 pH 值后，就可以预测哪些元素已经析出，哪 些还残留在水溶液中。
3.离子成分和胶体物质 构成地下水中主要 离子成分的元素有
5.导电性 地下水导电性取决于其中所含电解质的 数量与性质。离子含量愈多，离子价愈高，则水 的导电性愈强。此外，温度对导电性也有影响。 测定了水溶液的电阻率，即可知道它的导电性
Ke=1/R 式中，Ke 为水的导电率，单位是欧姆-1·厘米-1； R 为水的电阻率，单位为欧姆·厘米。地下淡水的 导电率为33×10-5 至33×10-3 欧姆-1·厘米-1 之间。
时硬度即为永久硬度。表示水的硬度的方 法有两种：一是德国度，以1 升水中含10 毫克CaO 为1 度；一是用Ca2、Mg2的毫 克当量/升来表示，1 毫克当量硬度等于德 国度2.8°。
根据水的总硬度可以把水分为五类： 极软水＜1.5 毫克当量（＜4.2°） 软水1.5—3.0 毫克当量（4.2—8.4°） 弱硬水3.0—6.0 毫克当量（8.4—16.8°） 硬水6.0—9.0 毫克当量（16.8—25.2°） 极硬水＞9.0 毫克当量（＞25.2°）
（3）化学成因的气体：一部分是在常温常 压下的天然化学反应中形成的，如CO2、 H2S 等；另一部分则是在岩石圈高温高压 下发生变质作用时形成的，如CO2、H2S、 H2、CH4、CO、N2、HCl 等。
（4）放射性成因气体：由放射性元素蜕变形 成，如He、Re、Th、Ar、Xe 等。氧和二氧 化碳是地下水中两种主要气体。氧主要是从大 气进入水中的，以溶解分子形式存在。氧的含 量随地下水深度增加而减少，在一定深度以下， 即不存在溶解氧。氧的存在形成了氧化环境， 使很多物质被氧化，从而引起一系列物理-化学 作用，对地下水化学成分和元素迁移带来巨大 的影响。
明度分为透明、微混浊、混浊和极混浊四 级。水深60 厘米时能看见容器底部3 毫米 粗的线者为透明；于30—60 厘米深度能看 见者为微混浊；30 厘米深度以内能看见者 为混浊；水很浅也看不见者为极混浊。
4.比重 地下水比重决定于水的温度和水中 溶解的盐类。溶解的盐分愈多，比重就愈 大。地下淡水的比重常常接近于1。盐水的 比重可用波美度来表示，一升水内含有10 克氯化钠，则其盐度相当于1 波美度。

n = Vn/V×100％
孔隙率的大小，取决于岩土颗粒本身的大
小，颗粒之间的排列形式、分选程度以及
颗粒的形状和胶结的状况等。
岩石孔隙种类
（二）持水性
在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力 在其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性， 以持水度表示。在重力影响下岩石空隙中所能 保持的水量与岩石总体积之比，就是岩石的持 水度。
二、岩石的水理性质
松散岩石存在着孔隙，坚硬岩石中有裂 隙，易溶岩石有孔洞。水以不同形式存在于 这些空隙中。岩石与水作用时，表现出不同 的容水性、持水性、给水性、透水性等，这 就是岩石的水理性质。
（l）容水性 指在常压下岩土空隙能够容纳一定水 量的性能。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容 水度（wn）来表示。容水度是在自然条件下（常温、 常压）单位体积的空隙岩石中所能容纳水分的最大 含量。也即是岩土容纳水的最大体积（vn）与岩土 总体积（v）之比：
第四节 地下水
一、地下水的物理性质和化学成分
（一）地下水的物理性质
1.温度 地下水的温度是因自然条件不同而变化 的。极地、高纬和山区的地下水温度很低、地 壳深处和火山活动区的地下水温度很高。地下 水温度通常与当地气温有一定的关系，温带和 亚热带平原区的浅层地下水，年平均温度比所 在地区年平均气温高1—2℃。
岩石的颗粒大小对持水度影响很大，泥炭、 粘土、亚粘土等持水度较高，泥灰岩、疏松砂 岩、粘土质砂和细砂持水度小，块状火成岩和 块状沉积岩、砾石和砂，几乎完全不持水。
（三）给水性
在重力作用下，饱水岩石能够流出一定水量 的性能，为岩石的给水性。流出的水的体积与 储水岩石体积之比，称为给水度。颗粒较粗的 岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。表 5-5 为某些松散沉积物的给水度。
根据总矿化度的大小，天然水可以分为五类：
淡水
残渣＜1 克/升
弱矿化水 1—3 克/升
中等矿化水 3—10 克/升
强矿化水 10—50 克/升
盐水
＞50 克/升
2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的 总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子的 重碳酸盐因失去CO2 而成为碳酸盐沉淀， 沉淀的部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂
潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。
潜水剖面图 是在地质剖面图上， 将已知各点的潜水位 连接起来而成，它可 以反映出潜水面形状 与地形、隔水底板及 含水层岩性的关系等。
潜水等水位线图 就是潜水面各点水位 高程的等值线图。可 解决下列问题：
确定潜水的流向： 垂直于潜水等水位线 从高水位指向低水位 的方向，就是潜水的 流向。

潜水面的位置随补给来源的变化而发生季 节性升降。潜水面的形状可以是倾斜的、水 平的或低凹的曲面。
确定引水工程：为了最大限度的使潜水 流人水井和排水沟，则当等水位线凹凸不平、 稀密不均时，取水井应布置在地下水汇流处。 如下图所示。当等水位线由密变稀时，并应 布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平 行。截水沟应与等水位线平行布置。
（二）潜水（phreatic water）
潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上 具有自由表面的重力水。这个自由表面就是 潜水面。从地表到潜水面的距离称为潜水的 埋藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层 称为含水层，而隔水层就是含水层的底板。 潜水面以上通常没有隔水层，大气降水、凝 结水或地表水可以通过包气带补给潜水，所 以大多数情况下，潜水的补给区和分布区是 一致的。
Cl-、SO HCO3-2 CO NO Na- Ca2 Mg2 Al3 Fe2 Fe -3
（三）地下水的总矿化度和硬度
1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分 子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后 所得的残渣来确定，单位为g/l。水在蒸发时 部分离子被破坏，有机物被氧化，所以，残渣 总量与离子总量并不一致，计算时应考虑上述 因素，以便对分析结果作适当的订正。
承压水（分自流水与非自流水）
成规模可以利用的主要有：上层滞水、潜水、 承压水
（一）上层滞水 (perched water) 上层滞水是存在于包气带中局部隔水层上
的重力水（下图）。它是大气降水或地表水 在下渗途中，遇到局部不透水层的阻挡后， 在其上聚积而成的地下水。
风化裂隙中的上层滞水主要是以季节性存 在的。而在岩溶地区，上层滞水的出现主要是 岩性变化的结果。当岩溶发育的岩层被比较厚 的非岩溶化岩层所隔开时，上下两层岩溶化岩 层可能各自发育一套溶洞系统。此时，上层的 岩溶水就具有上层滞水的性质。在松散沉积物 中，只有在沉积物能够形成局部不透水层时， 才可能出现上层滞水。冰水沉积物的分选不良 的透水层中，常常夹有细粒透镜体，有利于上 层滞水的存在。洪积冲积物中如有这类透镜体， 其上部也可形成上层滞水。
谢谢
（三）承压水（confined water）
充满于两个隔水层之间的水称承压水。 承压水水头高于上部隔水层（隔水顶板）， 在地形条件适宜时，其天然露头或经人工 凿井喷出地表称自流水。隔水顶板妨碍了 含水层直接从地表得到补给，故自流水的 补给区和分布区常不一致。
自隔水层顶板底面到承压水位之间的铅 垂距离称为承压水头，也称压力水头。承 压水含水层在盆地边缘出露于地表的位置 较高，可直接受大气降水或地表水补给的 范围称为补给区。承压水含水层在承压盆 地边缘，地势较低的地段或含水层被切割， 这地段便成为承压水的排泄区。在补给区 与排泄区之间，承压含水层之上被隔水层 覆盖，并且含水层被水充满的这个地段， 称为承压区。
2.颜色 地下水一般是无色透明的，但有时 因含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质， 也可显出各种各样的颜色。例如含亚铁离 子或硫化氢气体的水为浅蓝绿色，含腐殖 质或有机物的带浅黑色，含黑色矿物质或 碳质悬浮物的为灰色，含粘土颗粒或浅色 矿物质悬浮物的为土色，等等。
3.透明度 地下水的透明度决定于水中所含 盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透
（二）地下水的化学成分
1.气体 地下水中溶解的气体主要有CO2、O2、 N2、CH4、H2S，还有少量的惰性气体和H2、 CO、NH3 等，按其成因可以分为四类： （1）生物化学成因的气体：有机物和矿物在 微生物作用下分解形成CH4、CO2、N2、H2S、 O2 和重碳氢化合物等气体即属此类。 （2）空气成因的气体：由空气进入岩石圈和 地下水中形成，如N2、O2和惰性气体。
（四）透水性
透水性就是岩石的透水性能。岩石空隙的大 小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着 明显的影响。粘土孔隙度有时虽然可达50％以 上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有30％， 但孔隙大，故透水性良好。同一岩石在不同方 向上的透水性能也不一样
三、地下水的运动
地下水的运动形式一般分为两种：一种是层 流运动，一种是紊流运动。地下水在岩石空隙 中的运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂 隙或空洞中具有较大速度而成为紊流外，一般 都为层流。地下水的这种运动称渗透。
地下水 3.岩溶水 存在于可溶性岩石孔洞内的地下水 （二）按地下水的贮存埋藏条件分类 1.包气带水 存在于包气带中的地下水 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 存在于饱和带中的地下水 潜水 具有自由水面
渗透系数K (m/日），用以衡量岩石的渗透能 力。
重力水在岩土空隙中的运动，称为渗透或 渗流。它的运动形式，常随水流速度不同 而分为层流运动和紊流运动。
（1）层流运动 水在岩土空隙中流动时， 水质点有秩序地、互不混杂地流动，称为 层流运动。
（2）紊流运动 水在岩土空隙中流动时， 水质点无秩序地、互相混杂的流动，称为 紊流运动。