來自海洋的濕熱氣流與來自陸地腹地的冷氣流相遇，則在鋒面上產(chǎn)生降水。隨著季節(jié)變化，兩種氣流互為消長，鋒面隨之推移。一般年份，四月份鋒面相遇于我國東南沿海一帶，這一帶雨季開始。六月，隨著海洋氣團(tuán)加強(qiáng)，鋒面穩(wěn)定于長江沿線，形成連綿不已的“黃梅雨”。七、八月間，隨著鋒面推進(jìn)到華北、東北南部及我國西部內(nèi)地，這一地區(qū)進(jìn)入雨季，南方雨量減少。秋季，蒙古高壓加強(qiáng)，夏威夷高壓減弱，西北季風(fēng)開始控制大陸，出現(xiàn)秋高氣爽的天氣。冬季，蒙古高壓強(qiáng)盛，形成多次寒潮。

東部季風(fēng)影響不能波及我國西部腹地。新疆西北部受大西洋氣流控制，雨季出現(xiàn)于五、六月間。青藏高原南部及云南高原則受西南季風(fēng)及印度洋季風(fēng)影響，六至九月為雨季。 由于季風(fēng)氣候的控制，旱季、雨季分明，降水集中使我國水資源在時間上分配相當(dāng)不均勻。雨季降水豐沛，是水文循環(huán)積極進(jìn)行時期。即使是較干旱的地區(qū)，由于全年降水絕大部 中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）環(huán)境學(xué)院 《水文地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)》課程組 13

分集中于短期內(nèi)降落，江、河、湖泊及其他地表水體的水量均得以補(bǔ)充，不少地區(qū)甚至江河漫溢，釀成洪澇災(zāi)害。地下水在此期間也獲得大量雨水入滲補(bǔ)給。旱季降水比較稀少，地表水及地下水都以或快或慢的速度流向海洋，或以不同的蒸發(fā)強(qiáng)度轉(zhuǎn)入大氣圈，補(bǔ)給量小于排出量，總水量逐漸消耗減少。

由于水文循環(huán)過程的不均勻性造成各地區(qū)水量隨時間變化，給用水帶來不利影響。降水集中的雨季過后，地表徑流迅速流走而不能充分利用。地下徑流速度比地表水緩慢得多，當(dāng)?shù)乇黹g歇河流已經(jīng)干涸，大小溪流流量急劇減少之際，地下水仍能保持一定的水量和水位高度，這樣，不但其本身仍保持供給相當(dāng)水量的能力，還能源源不斷地補(bǔ)充與其有聯(lián)系的地表水，使其保持一定的旱季流量。地下水對水文循環(huán)的滯緩，對于水量在時間上的分配起著調(diào)節(jié)作用，使之趨于較為均勻，對于水資源利用是很有利的。

我國水文循環(huán)的另一重要特征就是降水在空間分布上的不均勻性。例如東南沿海地區(qū)年均降水量均在1500mm以上，最大可達(dá)2000—3000mm；長江流域約1200mm，華北地區(qū)一般在600—800mm；而新疆塔里木盆地降水量僅在50mm以下，有的地方幾乎終年無雨。這就導(dǎo)致水資源在空間分布上的不均勻性。據(jù)最近公布的水資源資料，我國年地表徑流量約

2.78萬×108m3，長江流域及其以南地區(qū)占75％以上，華北、西北地區(qū)僅占10％。全國年地下徑流量約7000×108m3，長江流域及其以南地區(qū)占60％；華北及西北地區(qū)僅占20％。在這樣的水資源條件下，各地區(qū)水的需求的滿足程度不同。一般說來，長江流域及其以南地區(qū)，降水較為充沛，水文循環(huán)總量可滿足生產(chǎn)及生活的需要；但由于水量季節(jié)分配不均勻，某些地區(qū)在干旱季節(jié)，尤其干旱年份仍感到缺水。華北、東北地區(qū)，一般雨季水量不少，但干旱季節(jié)長，普遍感到缺水，總的說來水量不能滿足要求。西北干旱或沙漠地區(qū)，降水稀少，水資源貧乏，形成大范圍的荒漠，僅在盆地邊緣由于獲得山區(qū)冰川和積雪融化水補(bǔ)給，形成局部水源較為豐富的“綠洲”。如河西走廊的“綠洲”，即由祁連山冰雪融化水補(bǔ)給；天山南北沿塔里木、準(zhǔn)噶爾沙漠邊緣的“綠洲”也同樣以周圍山地高山融雪水為水源。

無論地表水或地下水，都是自然界水文循環(huán)中的一個環(huán)節(jié)，均以大氣降水為其補(bǔ)給來源。因此，一個地區(qū)水資源的豐富程度主要取決于降水量的多寡。降水量大的地區(qū)，水資源較為豐富；反之，水資源貧乏。由于降水在時間上分配的不均勻，在總徑流量中占主要地位的地表徑流由于循環(huán)速度快，利用率受到限制；而地下徑流比較滯緩；分布也較廣泛，無論在時間上和空間上均可起到一定的調(diào)節(jié)作用；從而大大提高了地下水在水資源中的價值和地位。但是，我們必須充分認(rèn)識到，只有降水才是地下水補(bǔ)給的最主要來源。在某些降水十分稀少的干旱地區(qū)，甚至沙漠地區(qū)，有時也能發(fā)現(xiàn)一定數(shù)量的地下水。它們或者是從周圍高山冰雪融水獲得補(bǔ)充，實(shí)際上仍是固體降水的轉(zhuǎn)化補(bǔ)給；或者是在長期地質(zhì)歷史或歷史時期中集聚起來的，是多年水文循環(huán)的積累。而可以長期供給利用的水量，只能是該地區(qū)經(jīng)常參與水文循環(huán)的那部分水量。當(dāng)用水量超過參與水文循環(huán)的總水量時，實(shí)際上是在提取多年積存的地下水；這部分水量是難以短期恢復(fù)補(bǔ)充的，從實(shí)際應(yīng)用的角度而言，有時甚至是無法恢復(fù)的。因此，把地下水資源的形成作為自然界水文循環(huán)過程中的一個環(huán)節(jié)加以研究，是水文地質(zhì)學(xué)的一個基本出發(fā)點(diǎn)。

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第二章 巖石中的孔隙與水分

2．1 巖石中的空隙

地殼表層十余公里范圍內(nèi)，都或多或少存在著空隙，特別是深部http:///
一、兩公里以內(nèi)，空隙分布較為普遍。這就為地下水的賦存提供了必要的空間條件。按維爾納茨基（В．И．Вернадский）的形象說法，“地殼表層就好象是飽含著水的海綿”。

巖石空隙是地下水儲存場所和運(yùn)動通道�？障兜亩嗌�、大小、形狀、連通情況和分布規(guī)律，對地下水的分布和運(yùn)動具有重要影響。

將巖石空隙作為地下水儲存場所和運(yùn)動通道研究時，可分為三類，即：松散巖石中的孔 隙，堅(jiān)硬巖石中的裂隙和可溶巖石中的溶穴。

2．1．1 孔隙

松散巖石是由大小不等的顆粒組成的。顆�；蝾w粒集合體之間的空隙，稱為孔隙（參見圖2—1中l(wèi)—6）。

巖石中孔隙體積的多少是影響其儲容地下水能力大小的重要因素�？紫扼w積的多少可用孔隙度表示�？紫抖仁侵改骋惑w積巖石（包括孔隙在內(nèi)）中孔隙體積所占的比例①。 若以n表示巖石的孔隙度，V表示包括孔隙在內(nèi)的巖石體積，Vn表示巖石中孔隙的體積，則：

n=VnV 或 n=n×100% VV

孔隙度是一個比值，可用小數(shù)或百分?jǐn)?shù)表示。

孔隙度的大小主要取決于分選程度及顆粒排列情況，另外顆粒形狀及膠結(jié)充填情況也影響孔隙度。對于粘性土，結(jié)構(gòu)及次生孔隙常是影響孔隙度的重要因素。

為了說明顆粒排列方式對孔隙度的影響，我們不妨設(shè)想一種理想的情況，即構(gòu)成松散巖石的顆粒均為等粒圓球；當(dāng)其為立方體排列時（圖2—2，a）�？伤愕每紫抖葹�47.64％，為四面體排列時（圖2—2，b），孔隙度僅為25.95％。由幾何學(xué)可知，六方體排列為最松散排列，四面體排列為最緊密排列，自然界中松散巖石的孔隙度大多介于此兩者之間。

應(yīng)當(dāng)注意，上述討論并未涉及圓球的大小。如圖2—3所示，三種顆粒直徑不同的等粒巖石排列方式相同時，孔隙度完全相同。 另一種表示松散巖石中孔隙多少的參數(shù)是孔隙比。巖石的孔隙比(ε，簡稱隙比)是指某一體積巖石內(nèi)孔隙的體積（Vn）與固體顆粒體積（V）的比值，即ε

故孔隙度與孔隙比之間有如下關(guān)系：ε①=Vn/Vs或ε=(Vn/Vs)×100%。因?yàn)?，=n。松散巖石壓縮（或膨脹變形）時，孔隙體積（Vn）1?n

發(fā)生變化，而顆粒體積（Vs）不變，故孔隙比與孔隙體積變化成正比，在涉及變形時，采用孔隙比方便些：而涉及水的儲容與流動時，則采用孔隙度。

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圖2—1 巖石中的各種空隙

〔據(jù)邁因策爾修改補(bǔ)充〕

1—分選良好，排序疏松的砂；2—分選良好，排列緊密的砂；3—分選不良的，含泥、砂的礫石；4—經(jīng)過

部分膠結(jié)的砂巖；5—具有結(jié)構(gòu)性孔隙的粘土；6—經(jīng)過壓縮的粘土；7—具有溶隙及溶穴的可溶巖

圖2-2 顆粒的排列形式(參照格雷通)

A—立方體排列；B—四面體排列

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圖2-3 不同粒度等粒巖石的孔隙度與孔隙大小

〔轉(zhuǎn)引自�。�Н．Семихатов，1954〕

自然界中并不存在完全等粒的松散巖石。分選程度①愈差，顆粒大小愈懸殊的松散巖 石，孔隙度便愈小。細(xì)小顆粒充填于粗大顆粒之間的孔隙中，自然會大大降低孔隙度（圖2—1中3）。當(dāng)某種巖石由兩種大小不等的顆粒組成，且粗大顆粒之間的孔隙，完全為細(xì)小顆粒所充填時，則此巖石的孔隙度等于由粗粒和細(xì)粒單獨(dú)組成時的巖石的孔隙度的乘積。

自然界中的巖石的顆粒形狀多是不規(guī)則的。組成巖石的顆粒形狀愈不規(guī)則，棱角愈明顯，通常排列就愈松散，孔隙度也愈大。

粘土的孔隙度往往可以超過上述理論上最大孔隙度值。這是因?yàn)檎惩令w粒表面常帶有電荷，在沉積過程中粘粒聚合，構(gòu)成顆粒集合體，可形成直徑比顆粒還大的結(jié)構(gòu)孔隙（圖2—1中5和6）。此外，粘性土中往往還發(fā)育有蟲孔、根孔、干裂縫等次生空隙。

表2—1列出自然界中主要松散巖石孔隙的參考數(shù)值。

表2—1 松散巖石孔隙度參考數(shù)值〔據(jù)弗里澤等，1987〕 巖 石 名 稱

孔隙大小對地下水運(yùn)動影響很大�？紫锻ǖ雷罴�(xì)小的部分稱作孔喉，最寬大的部分稱作孔腹（圖2—4）；孔喉對水流動的影響更大，討論孔隙大小時可以用孔喉直徑進(jìn)行比較。

孔隙大小取決于顆粒大�。▓D2—3）。對于顆粒大小懸殊的松散巖石，由于粗大顆粒形成的孔隙被細(xì)小顆粒所充填，孔隙大小取決于實(shí)際構(gòu)成孔隙的細(xì)小顆粒的直徑（圖2—1，3）。

顆粒排列方式也影響孔隙大小。仍以理想等粒圓球狀顆粒為例，設(shè)顆粒直徑為D，孔喉直徑為d，則作立方體排列時，d=0.414D②（圖2—4，圖2—5，a）；作四面體排列時，d=0.155D（圖2—5b）。 礫 石 砂 粉 砂 粘 土 孔隙度變化區(qū)間％－40％％－50％％－50％％－70％

圖2-4 孔吼（直徑為d）與孔腹（直徑為d＇） 圖2-5 排列方式與孔隙大小關(guān)系

通過孔隙通道中心切面圖 a—立方體排列；b—四面體排列

假定顆粒為等粒球體（直徑為D）作立方體排列

①在顆粒成分累積曲線上，取累積含量為60％處的顆粒直徑d60，除以累積含量為10％處的顆粒直徑系數(shù)②f=d60/d10，此系數(shù)可表征松散巖石的分選程度。 此時孔腹直徑d′=0.732D，參見圖2—4。

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顯然，對于粘性土，決定孔隙大小的不僅是顆粒大小及排列，結(jié)構(gòu)孔隙及次生空隙的影響是不可忽視的。

2．1．2 裂隙