文章插图
地下水地下水作为地球上重要的水体，与人类社会有着密切的关係 。地下水的贮存有如在地下形成一个巨大的水库，以其稳定的供水条件、良好的水质，而成为农业灌溉、工矿企业以及城市生活用水的重要水源，成为人类社会必不可少的重要水资源，尤其是在地表缺水的乾旱、半乾旱地区，地下水常常成为当地的主要供水水源 。据不完全统计，70年代以色列国75%以上的用水依靠地下水供给，德国的许多城市供水，亦主要依靠地下水；法国的地下水开採量，要占到全国总用水量1/3左右；像美国，日本等地表水资源比较丰富的国家，地下水亦要占到全国总用水量的20%左右 。中国地下水的开採利用量约占全国总用水量的10—15%，其中北方各省区由于地表水资源不足，地下水开採利用量大 。根据统计，1979年黄河流域平原区的浅层地下水利用率达48.6%，海、滦河流域更高达87.4%；1988年全国270多万眼机井的实际抽水量为529.2亿立方米，机井的开採能力则超过800亿立方米 。问题的另一面，由于过量的开採和不合理的利用地下水，常常造成地下水位严重下降，形成大面积的地下水下降漏斗，在地下水用量集中的城市地区，还会引起地面发生沉降 。此外工业废水与生活污水的大量入渗，常常严重地污染地下水源，危及地下水资源 。因而系统地研究地下水的形成和类型、地下水的运动以及与地表水、大气水之间的相互转换补给关係，具有重要意义 。组成结构地下水流系统的空间上的立体性，是地下水与地表水之间存在的主要差异之一 。而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 。典型水文地质条件下，地下水垂向层次结构的基本模式 。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） 。以上是地下水层次结构的基本模式，在具体的水文地质条件下，各地区地下水的实际层次结构不尽一致 。有的层次可能充分发展，有的则不发育 。如在严重乾旱的沙漠地区，包气带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至基本不存在；反之，在多雨的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地下水层次结构亦不明显 。至于象承压水带的存在，要求有特定的贮水构造和承压条件 。而这种构造和承压条件并非处处都具备，所以承压水的分布受到很大的限制 。但是上述地下水层次结构在地区上的差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性 。这一层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据 。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 。如包气带中的吸湿水和薄膜水，均受分子吸力的作用而结合在岩土颗粒的表面 。通常，岩土颗粒愈细小，其颗粒的比表面积愈大，分子吸附力亦愈大，吸湿水和薄膜水的含量便愈多 。其中吸湿水又称强结合水，水分子与岩土颗粒表面之间的分子吸引力可达到几千甚至上万个大气压，因此不受重力的影响，不能自由移动，密度大于1，不溶解盐类，无导电性，也不能被植物根系所吸收 。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 。薄膜水还可以由薄膜厚的颗粒表面向薄膜水层薄的颗粒表面移动，直到两者薄膜厚度相当时为止 。而且其外层的水可被植物根系所吸收 。当外力大于结合水本身的抗剪强度（指能抵抗剪应力破坏的极限能力）时，薄膜水不仅能运动，并可传递静水压力 。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 。如果毛管水是从地下水面上升上来的，称为毛管上升水；如果与地下水面没有关係，水源来自地面渗入而形成的毛管水，称为悬着毛管水 。毛管水受重力和负的静水压力的作用，其水分是连续的，并可以把饱和水带与包气带联起来 。毛管水可以传递静水压力，并能被植物根系所吸收 。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 。饱和水带中的地下水正是在重力作用下由高处向低处运动，并传递静水压力 。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 。运动模式绝大多数地下水的运动属层流运动 。在宽大的空隙中，如水流速度高，则易呈紊流运动 。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 。根据理查兹（Richards）的测定，发现势能（Φ）是随距离（L）呈递减趋势，并证明势能梯度（-dΦ/dL）是地下水在岩土中运动的驱动力 。地下水总是由势能较高的部位向势能较低的方向移动 。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 。1.重力势（Φg）指将单位质量的水体，从重力势零的某一基準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 。具体计算时，一般均以地下水位的高度作为比照的标準，并将该位置的重力势视为零，则地下水位以上的重力势为正值，地下水面以下的重力势为负值 。2.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，由于静水压势是相对于大气压而定义的，所以处于平衡状态下地下水自由水面处静水压力为零，位于地下水面以下的水则处于高于大气压的条件下，承载了静水压力，其压力的大小随水的深度而增加，以单位质量的能量来表达，即为正的静水压势，反之，位于地下水面以上非饱和带中地下水则处于低于大气压的状态条件下 。由于非饱和带中有闭蓄气体的存在，以及吸附力和毛管力的对水分的吸附作用，从而降低了地下水的能量水平，产生了负压效应，称为负的静水压势，又称基模势 。3.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，其势值的大小恰与溶液的渗透压相等，但两者的作用方向正好相反，显然渗透压势为负值 。4.吸附势（Φa）岩土作为吸水介质，所以能够吸收和保持水分，主要是由吸附力的作用，水分被岩土介质吸附后，其自由活动的能力相应减弱，如将不受介质影响的自由水势作为零，则由介质所吸附的水分，其势值必然为负值，这种由介质吸附而产生的势值称为吸附势 。或介质势 。5.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 。基本特徵水流系统地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它象地表上河流湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内的地下水流，构成相对独立的地下水流系统 。地下水流系统的基本特徵在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统，又称地下水流动系 。处于同一水流系统的地下水，往往具有相同的补给来源，相互之间存在密切的水力联繫，形成相对统一的整体；而属于不同地下水流系统的地下水，则指向不同的排泄区，相互之间没有或只有极微弱的水力联繫 。此外，与地表水系相比较，地下水流系统具有如下的特徵：1.空间上的立体性 地表上的江河水系基本上呈平面状态展布；而地下水流系统往往自地表面起可直指地下几百上千米深处，形成空间立体分布，并自上到下呈现多层次的结构，这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一 。2.流线组合的複杂性和不稳定性 地表上的江河水系，一般均由一条主流和若干等级的支流组合而成有规律的河网系统 。而地下水流系统则是由众多的流线组合而成的複杂的动态系统，在系统内部不仅难以区别主流和支流，而且具有多变性和不稳定性 。这种不稳定性，可以表现为受气候和补给条件的影响呈现周期性变化；亦可因为开採和人为排泄，促使地下水流系统发生剧烈变化，甚至在不同水流系统之间造成地下水劫夺现象 。