水文地质学

《水文地质学基础》读书报告

一、地球上的水及其循环

地球上的水的分布可分为浅部层圈水与深部层圈水。浅部层圈水：从大气圈到地壳上半部，包括大气水、地表水、地下水以及生物体中的水，以液态为主，也呈气态与固态形式存在。深部层圈水：分布于地壳下部到下地幔，以被压密的气水溶液的形式存在。浅部层中自由态的水与深部层中的特殊高温高压下离解状态下的水以及地壳矿物内部的结合水相互转化相互联系，因此广义上的水圈包括地球各圈层中以各种不同状态存在且相互转化的所有的水。

地球上的水循环即地球上各圈层中的水相互联系相互转化的过程，可分为水文循环和地质循环。

水文循环的对象为浅部层圈水中的大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水。循环过程为蒸发（海洋蒸发、水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等）→大气中水汽转移→降水→入渗→地表径流或地下径流→蒸发。水文循环按循环途径长短可分为大循环和小循环。海洋与之间的水分交换为大循环；海洋或内部的水分交换为小循环。是分子态水的转换，更替速度较快。

地质循环为地球浅层圈与深层圈之间水的相互转化过程。常伴有水分子的分解与合成，转换速度缓慢。

与水文循环有关的气象因素包括大气圈的结构（主要因素是对流层的物理状态和运动规律）、大气的热源（太阳短波辐射以及地表长波辐射）、主要的气象要素(气温、气压、湿

度、蒸发、降水)。水文因素主要是径流。表征地表径流的特征值有：流量；径流总量；径流模数;径流深度;径流系数。

我国水文循环概况：由于季风的控制，我国大部分地区旱季雨季分明，降水集中。我国水资源在时间上分配不均。雨季降水丰沛，旱季降水稀少。此外，我国降水在空间上分布也不均匀，从东南沿海向西北内陆递减。降水是地下水补给的最重要来源，因此一个地区地下水资源的丰富程度通常决定于该地区降水量的多寡。一个地区地下水资源通常是多年水文循环的结果，我们在研究一个地区的地下水状况时必须从整个地球或某个较大尺度区域的水文循环角度出发，从整体上把握地下水形成、流动以及污染物迁移转化的复杂性。

二、岩石中的孔隙与水分

“地壳表层就好像是饱含水的海绵”。岩石的空隙为地下水提供了多样的储存通道和场所。自然界中的岩石空隙主要分为三大类：松散岩石中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙以及可溶岩石的溶穴。

松散岩石中孔隙的体积影响其储容地下水能力，孔隙的体积用孔隙度表示(n=Vn/V)。孔隙度的大小主要取决于分选程度、颗粒排列情况以及颗粒形状和胶结充填情况。不同岩石的孔隙度的大小关系：粘土>粉砂>砂>砾石。一般来说，孔隙度较大的储水能力较好，因此以粘土为主的土壤含水量多，土质较好。

坚硬岩石包括沉积岩、岩浆岩和变质岩主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。按裂隙的成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

溶穴是指可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀下会产生

的空洞。溶穴体积的大小用岩溶率（Kk=Vk/V）来表示。

自然界中岩石的空隙发育状况往往比较复杂，某种岩石一般都同时具有两种或两种以上空隙类型。在研究特定区域的岩石发育状态时一定要注意综合观察与分析。此外，岩石中的空隙，必须以一定的方式连接起来构成空隙网络，才能成为地下水有效的储容空间和运移通道。

岩石空隙中的水的形式有多种。根据固相岩石表面对水分子的引力与水分子自身重力大小的关系可分为结合水以及重力水。前者大于后者的那部分水为结合水，后者大于前者的为重力水。由于固相表面对水分子的引力由内向外逐渐减弱，因此由固相表面向外水的形式依次为强结合水、弱结合水和重力水。松散岩石中细小的孔隙通道中广泛存在毛细水，有地下水面支持的称为支持毛细水，在一定条件下细土层中保留与地下水面不想接的毛细水为悬挂毛细水。岩石中的水还包括岩石空隙中的气态水和固态水以及矿物中的水。

与水的储容及运移有关的岩石性质

容水度：岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。一般来说与孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。

含水量：松散岩石孔隙中所含水的重量与干燥岩石重量的比值，Wg=Gw/Gs。体积含水量：含水的体积与包括孔隙在内的岩石体积的比值，Wv=Vw/V。孔隙充分饱和时的含水量为饱和含水量Ws。饱和含水量与实际含水量之间的差值为饱和差，实际含水量与饱和含水量的比为饱和度。

给水度μ：地下水下降一个单位深度，从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石

柱体，在重力作用下释放的水的体积。给水度的大小与岩性，初始地下水埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关。

持水度Sr：μ+Sr=n。

透水性：岩石允许水透过的能力，定量指标是渗透系数。孔隙直径越小，透水性越差。当孔隙直径小于两倍结合水层厚度时，在一般情况下不透水。只有在孔隙大小达到一定程度时，孔隙度才对透水性起作用。孔隙度越大，透水性越好。岩石的透水能力并不取决于平均孔隙直径而是最小孔隙直径。此外，岩石的分选程度对透水性的影响比孔隙度大。

根据太沙基有效应力原理我们可得知，由于抽水使地下水位下降，孔隙水压力降低而总应力不变的情况下，使作用于固体颗粒之上的有效应力会增加，使岩石颗粒压密，其孔隙度，给水度，渗透系数等会变小。当孔隙水压力恢复时，对砂层来说能大体上恢复原状，但对粘性土来说这种变化是不可逆的。因此地下水的抽取有一定的限度，一旦超过这个限度会导致土壤的岩性遭到不可逆转的破坏，使土壤的含水量减少。

三、地下水的赋存

包气带和饱水带：地表以下一定深度上，岩石中的空隙被重力水所充满，这个深度所形成的水面称地下水面。以地下水面为界限，以上称作包气带，以下称作饱水带。包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带。

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，不透水层则是隔水层。隔水层和含水层的概念不是一定的，在不同的情况下应具体分析。在利用与排除地下水实际工作中区分含水层与隔水层，应当考虑岩层所能给出水的数量大小是否具有

实际意义。在严格意义上的隔水层中，有一类是弱透水层。自然界中并没有绝对不发生渗透的岩层，只不过渗透性特别低。从岩层之所以透水还取决于时间尺度，如果时间尺度相当长，任何岩层都是可渗透的。

广义的地下水是指赋存于地面一下岩石空隙中的水，包含包气带以及饱水带所有岩石空隙中的水。

按照地下水的埋藏条件可讲地下水分为包气带水、潜水以及承压水。

饱水带中第一个具有自由表面的的含水层的水称作潜水，由于潜水与包气带直接连通，因而潜水的全部部分都可以接受大气降水、地表水的补给。潜水面是潜水的自由表面，是向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致，潜水面上任意一点的高程称为该点的潜水位。等水位线与潜水流向互相垂直，流向方向从高潜水位指向低潜水位。

问题：此处潜水的等水位线和渗流场中的等水头线有什么区别？有等水位线和地形图可确定各处潜水埋藏深度，由第四章可知由等水头线和潜水面可确定井的深度，这两者有没有联系？

充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水叫做承压水。承压高度是指钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离。测压水位是指井中静止水位的高程。

在接受补给和排泄时承压水和潜水的不同：潜水补给和排泄时，随着水量增加和减少，潜水位抬高或降低，含水层厚度加大或变薄。承压水接受补给时，增加的水量通过水的密度加大及含水介质空隙的增加而容纳，排泄时，减少的水量表现为含水层中水的密度变小以及含水介质空隙缩减。

参照潜水含水层的给水度定义，我们定义承压含水层的贮水系数为测压水位下降或上升一个单位深度，单位水平面积含水层释出或储层水的体积。在形式上这两者一致，但机理不同。承压含水层的贮水系数较潜水含水层小，因此开采承压含水层往往会形成大面积测压水位大幅度下降。

潜水与承压水作为地下水的分类，界限是非常严格的。但是在复杂的自然界中，潜水与承压水的转化是到处可见的。所有承压水最终都是由潜水转化而来或由补给区的潜水侧向流入，或通过弱透水层接受潜水的补给。承压水也可因为承压水头过高通过弱透水层越流补给潜水。

上层滞水：包气带中存在局部隔水层之上的具有自由水面的重力水。

本章内容主要介绍了从实际意义角度的划分地下水区域类型（包气带和饱水带），岩层类型（隔水层、含水层和弱透水层），以及地下水类型（包气带水，潜水和承压水）。重点介绍了潜水和承压水的特点及其相互转化。从这几对概念的阐述中，我认识到水文地质学的理论是非常严谨的，但因为大自然的复杂性，但在具体应用中是非常灵活的。因此在以后的研究过程中，如涉及到相关概念须用发展的运动的眼光分析问题，才能更好的把握事物发展变化的本质与规律。

四、地下水运动的基本规律

基本概念：渗流；渗流场；层流运动；紊流运动；稳定流；非稳定流。

重力水运动的基本规律达西定律： Q=KwI=Kwh/L。通过某一断面的流量Q等于流速V与过水断面w的乘积，因此V=KI。

V为渗透流速或达西流速。W指的是过水断面面积，水流实际流过的面积是w’=w*ne。ne为有效孔隙度（给水度μ<有效空隙度<孔隙度n）。V=ne*u(u为实际流速)。

水力梯度I可理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能，也可理解为克服摩擦阻力使水以一定速度流动的驱动力。在求解有关水力梯度的问题时，水头差必须与相应的渗透途径相对应。松散岩石的渗透系数：粘土>砂土>砾石>卵石。达西定律又称作线性渗透定律，适用于绝大多数地下水运动。

流网中基本概念：等水头线；流面；流线；迹线；流网。

在均质各项同性介质中，在作流网时，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（河渠湿周为等水头线）、隔水边界（无水流通过，平行隔水边界可绘出流线）、地下水面边界（若无入渗补给和蒸发排泄、有侧向补给的稳定流，地下水面为流线；若有入渗补给则两者都不是）。然后根据等水头线和流线构成正交网络的规则绘制其他部分。流线的疏密可反应地下径流强度，等水头线的疏密可反应水力梯度的大小。

从河间地块的流网所得信息中，在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带随井深加大而抬升。分析得知，井中水位会等于潜水面上某点的潜水位，这点与井底所在点在同一等水头线上，即这两点的水头一致。因此，由图中可看出，分水岭地带井深增加，井底所在等水头线与潜水面的交点越低，水位越低；而河谷地带井深增加，井底所在等水头线与潜水面的交点越高，水位越高。

层状非均质介质中的流网：1）渗透系数为K1和K2（K2=3*K1）的两岩层水平叠加，两层厚度相等，流线平行于层面流动，两层等水头线间隔一致，但K2层中流线密度是K1

的3倍；2）上述两层竖直并列，长度相等，流线垂直于层面，通过两层的流线数相等，K1层的等水头线是 K2层的3倍；3）流线与岩层线斜交，地下水流线如同光线发生折射现象。强透水层中流线接近于水平，弱透水层中流线接近于垂直层面。当含水层存在强渗透性透镜体时，流线将其汇聚；存在弱渗透性透镜体时，流线将其绕流。

饱和粘性土的渗透通常也服从达西定律。

五、毛细现象与包气带水的运动

毛细现象的实质是将半径为r的毛细管插入水中，毛细管的水形成凹进的弯液面。凹形弯液面产生的附加压强是负压强，称为毛细负压。包气带中，最大毛细上升高度与毛细管的直径成反比（砂土<粘土）。

包气带中水的运动与饱水带相比具有的特点：1）包气带同时存在重力势和毛细势，而饱水带只有重力势；2）包气带的压力水头和渗透系数都是含水量的函数，而饱水带是定值。

六、地下水的化学成分及其形成作用

地下水的成分：

气体成分：氧气、氮气、硫化氢、甲烷、二氧化碳。

离子成分：氯离子、硫酸根离子、重碳酸根离子、钠离子、钾离子、钙离子、镁离子。

其他成分：次要离子（氢离子等）、微量元素（溴、碘等）、胶体、有机质、微生物等。

地下水化学成分的形成作用：溶滤作用、浓缩作用、脱炭酸作用、脱硫酸作用、阳离子交替吸附作用、混合作用。

地下水主要成因类型：溶滤水、沉积水、内生水。

七、地下水的补给与排泄

地下水的补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程。

地下水补给来源：

1）大气降水：大气降水的入渗机制有活塞式下渗和捷径式下渗。沙砾质土中主要为前者，粘性土总则是两者同时发生。大气降水落到地面，强度超过入渗能力的那一部分转化为地表径流，同时也可蒸发返回大气。渗入到地面以下的水一部分滞留于包气带中构成土壤水，一部分蒸发返回大气。土壤水的消耗造成土壤水分亏缺，降水补足全部水分亏缺后才能补给地下水。因此落到地面的降水综合起来有三个去向：地表径流、蒸发返回大气、下渗补给地下水。

影响大气降水补给地下水的因素主要有年降水总量、降水特征、包气带岩性和厚度、地形。植被等。在分析实际区域的降水补给地下水因素时，不能狭隘的考虑其中的某个因素，应将其看作是一个相互制约的整体，进行综合分析和讨论。

2）地表水：河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化。河水补给地下水时，补给量大小取决于过水断面、河床透水性（渗透系数）、河水位与地下水位的高差以及河床过水时间。用达西定律公式可以进行分析。

地表水补给与大气降水补给相比较而言，空间分布上地表水属于线状补给，大气降水属于面状补给；时间分布上地表水持续时间长而大气降水持续时间有限。地表水的来源是大气降水，对地下水来说，前述的两个最重要的补给因素最终取决于大气降水，因此一个地区地下水资源的丰富程度取决与大气降水的多寡。

潜水在整个含水层的分布面积上都能接受补给，而承压水的补给仅在含水层出露地表活鱼地表联通处才能获得补给，且与地质构造与地形的配合关系有关。

大气降水及河水补给地下水水量的测定：①平原区大气降水入渗补给量=年降水量*入渗系数*补给区面积。确定入渗系数时需要考虑植被的变化。②山区降水与河水入渗量：通过测定地下水排泄量反求其补给量。

3）凝结水的补给

4）含水层之间的补给：相邻含水层之间通过弱透水层发生水量交换，称作越流，越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。由达西定律分析可知，相邻含水层之间水头差越大，弱透水层厚度越小且垂向透水性越好，则单位面积流量越大。

5）人工补给地下水：水库、灌溉、工业和生活废水的排放。采用的方式有地面、河渠、坑池蓄水渗补、井孔灌注。

地下水的排泄：

径流排泄：特点是盐随水走。1）泉：地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。泉可分为上升泉和下降泉。上升泉由承压含水层补给，下降泉

由潜水或上层滞水补给。根据出露原因，下降泉可分为侵蚀泉、接触泉和溢流泉。上升泉按其出露原因可分为侵蚀泉。断层泉和接触带泉。地下水集中排泄于河、湖或海的底部时便形成水下泉。2）泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。

蒸发与蒸腾：特点是水走盐流。低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原和盆地中，蒸发和蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。蒸发分为两种：一种是与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发，一种是饱水带-潜水的蒸发。影响潜水蒸发，从而决定土壤与地下水盐化程度的因素是气候、潜水埋藏深度、包气带岩性以及地下水流动系统的规模。

补给排泄结合起来，地下水循环可分为两大类，一是渗入-径流型，多发生在山区，发生结果是使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展；一是蒸发型，多发生在干旱、半干旱平原，发生结果是使补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区地下水盐化，土壤盐渍化。

八、地下水系统

有关系统的概念：系统是由相互作用和相互依赖的若干组成部分结合而成的具有特定功能的整体。系统内部各要素相互联系和作用的方式便是系统的结构。一个系统，不仅内部诸要素存在着相互作用，而且还与外部环境发生相互作用。系统接受环境的物质、能量或信息的输入，经过系统的变换，再向环境产生物质、能量或信息的输出。环境的对系统的作用称之为激励，系统在接受激励后对环境的反作用称之为响应。

地下水系统：地下水系统包括两个部分：地下水含水系统和地下水流动系统。含水系统指由隔水或相对隔水岩层圈闭的的，具有统一水力联系的含水岩系。流动系统是指由源

到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体。上述两个系统的概念都揭示了地下水赋存与运动的整体性。前者体现于它具有统一的水力联系，即存在于同一含水层系统中的水是个统一的整体，在系统的任一部分加入或排除水量，其影响均将波及整个含水系统。后者体现于它具有统一的水流，沿着水流方向，盐量、热量与水量发生有规律的演变，呈现统一的时空有序结构。两个系统都具有级次性。任一含水系统或流动系统都可能包含不同级次的子系统。在同一空间中，两个系统的边界是相互交叠的。流动系统在认为影响下会发生很大变化。

地下水含水系统：

控制含水系统发育的主要是地质结构。在松散沉积物以及坚硬基岩等具有不用特征的含水系统中，要通过各种途径查明含水层之间的水力状况后再正确圈划含水系统。

地下水流动系统：

制地下水流动系统发育的主要是水势场。地下水流动系统理论，实质上是以地下水流网为工具，以势场及介质场的分析为基础，将渗流场、化学场与温度场统一于新的地下水流动系统。

流动系统的水动力特征：

驱动水的主要能量是重力势能。通常情况下地形控制着重力势能的分布，地形低洼处通常是低势区-势汇，地形高处通常为势源。在流动水体中，势源处流线下降，任意一点的水头小于静水压力；在势汇处流线上升，任意一点的水头均小于静水压力；在中间地带，流线水平延伸，垂直断面各处水头等于静水压力。因此，这一结论就打破了传统的只有承

压水在具有超过静水压力的水头的观点。潜水上升流在一定的地形条件下也具有承压水的特点，同样可以打出自流井。

问题：关于地下水流动系统的物理机制方面，不同级次的流动系统之间在某些部位相邻的流线方向相反，是否意味着其间有一个速度趋于零的滞留层？

同一介质场中存在两个或更多的地下水流动系统时，势能梯度越大，透水性愈好，流动系统所占空间愈大。

流动系统的水化学特征：

在地下水流动系统中，任一点的水质取决于下列因素：（a）输入水质；（b）流程；（c）

流速；（d）流程上遇到的物质及其可迁移性；（e）流程上经受的各种水化学作用。局部流动系统的水，流程短，流速快，地下水化学成分相应地比较简单，矿化度较低。区域流动系统的水，流程长，流速慢，接触的岩层多，成分复杂，矿化度也高。补给区由于流程短，矿化度并不高。排泄区的矿化度最高。在地下水流动系统的不同部位，发生的主要化学作用也不同。

流动系统的水温度特征：

由于地下水流动系统的存在，补给区的等温线下降，且间距变大（地温梯度变小）。排泄区上抬，且间隔变小（地温梯度变大）。

在研究一个地区的水文地质条件时，通过地下水流动系统这个大的框架，同时通过分析流动系统的水动力、水化学和水温度特征，从而把握该地区地下水环境的整体情况，并

且通过该系统的不同组分的相互联系可以验证各组分数据资料的可靠性。

九、地下水的动态与均衡。

地下水的动态：在与环境相互作用下，含水层各要素（如水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化。地下水动态是含水层（含水系统）对环境施加的激励所产生的响应，也可理解为含水层（含水系统）将输入信息变换后产生的输出信息。

影响地下水动态的因素:

分为两类，一类是环境对含水层（含水系统）的信息输入，如降水、地表水对地下水的补给，人工开采或补给地下水，地应力对地下水的影响等；另一类则是变换输入信息的因素，主要涉及赋存地下水的地质地形条件。1)气象（气候）因素对潜水动态影响最为普遍。2)河水对地下水动态的影响一般为数百米至数公里，此范围以外，主要受气候因素的影响。3)地质因素：降水补给地下水时，水位历时曲线形态与包气带厚度与岩性有关；潜水存储量的变化是给水度与水位变幅的乘积；河水引起潜水位变动时，含水层的透水性愈好，厚度愈大，含水层的给水度愈小，则波及范围愈远。对于承压含水层来说，承压含水层埋藏愈深，构造封闭性愈好，与外界的水力联系愈弱，则由于大气圈及地表水圈变化而引起的动态变化愈微弱。承压含水层的水位变动还可以由于固体潮、地震等引起，这时地质因素成为环境对地下水的输入。

地下水天然动态类型：潜水及松散沉积物浅部的水：蒸发型（干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地）、径流型（山区或山前）、弱径流型（气候湿润的平原或盆地）。承压水均属径流型。

人类活动对地下水动态的影响：

方式：人工采排，包括钻孔采水、矿坑、渠道排水、灌溉、修建水库等。

结果：1）新增的补给量及减少的天然排泄量与人工排泄量相等，含水层水量收支达到新的平衡。2）采排量过大，天然排泄量天然排泄量的减量与补给量的增量的总和，不足以偿补人工排泄量时，则将不断消耗含水层储存水量，导致地下水位持续下降。3）灌溉水过多使地下水动态为蒸发型地区地下水位升高引起土壤盐渍化，使弱径流地区土壤沼泽化。

地下水的均衡：某一时间段内某一地段内地下水水量（盐量、热量、能量）的收支状况。

某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水量（或盐量、热量）的收入大于支出，表现为地下水储存量（或盐储量、热储量）增加，称作正均衡；反之，支出大于收入，地下水储存量（或盐储量、热储量）减少，称作负均衡。

陆地上某一地区天然状态下总的水均衡方程式为：

（X +Y1 +W 1+Z1）−(Y 2+W2 +Z2 ) = Δω

或X−(Y2−Y1 )−(W2−W1 )−(Z2−Z1 ) = Δω。

其中：X-大气降水量 Y1-地表水流入量 Y2-地表水流出量 W1-地下水流入量 W2-地下水流出量 Z1-水汽凝结量 Z2-蒸发量Δω-均衡期水的储存量。均衡期水的储存量也可以用地表水变化量、包气带水变化量、潜水变化量以及承压水变化量的总和来表示。潜水变化量是潜水含水层给水度或饱和差与潜水位变化值的乘积，承压水变化量是承压水层弹

性给水度和承压水测压水位变化值的乘积。

将潜水含水层单独考虑，也可得出潜水的均衡方程式。

需注意的问题：1）在对开采条件下的孔隙承压含水系统进行地下水均衡计算时，需将地面沉降考虑进去。2）进行大区域水均衡研究时，必须仔细查清上下游，潜水和承压水，地表水与地下水之间的水量转换关系，否则将导致水量重复计算，人为地夸大可开采利用的水量。

十三、地下水资源

地下水资源与地表水资源相比较：

1） 地下水在空间分布上比地表水范围大，且弥补了地表水的不均匀性。

2） 地下水循环速度较地表水缓慢，具有时间调节性

3） 地下水比地表水洁净，水温恒定，不容易被污染。但一旦遭受污染，净化比地表水要困难。

4） 地下水的利用一次性投资比地表水低。但不适当开发地下水会造成严重的环境问题，且地下水管理较地表水困难。

地下水盆地安全抽水量：能从某一地下水盆地中连续地、不至于引起不良结果地抽取的地下水量。

地下水资源具有系统性，可恢复性及调节性。

对于一个含水系统，有着性质不同的两类水量：一类是经常与外界交换的水量，另一类是保持于含水系统中的水量；我们把前者称为补给资源，把后者称为储存资源。

在正常的供水实践中，被消耗利用的水量乃是补给资源，并不消耗储存资源。在干旱季

节与年份动用部分储存资源是为了调节供水水量使之在时间上保持稳定均衡。被动用的那部

分储存资源原则上应当在一定时期内予以偿补；这样才能经常保持含水系统的调节能力，长

期保证供水的均衡稳定。

十四、十五 地下水与环境、水文地质学研究方法

生态环境系统的整体性，退化的滞后性与不可逆性，决定了生态环境问题格外敏感与复杂。

过量开发或排除地下水，过量补充地下水都会引起水文循环平衡破坏、水岩力学平衡破坏以及渗流场平衡破坏，产生地面沉降、咸水入侵、土壤沼泽化、土壤盐渍化等环境问题。人类排放大量污染物质会造成地下水污染。为了避免地下水遭受污染，首先要控制污染源，力求污染物质经处理后再行排放。其次，要根据岩性以及地下水流动系统分析污染条件，尽量将可能发生污染的工矿企业安置在不易污染地下水的部位。

对一个地区地下水的研究应当从回溯该区的地质历史开始，以查明区域地质历史对地下水水量与水质形成与分布的控制作用。

关于水文地质学的研究方法。首先，应正确处理概念、定性分析与定量模拟的关系。只有在物理概念定性分析基础上建立的定量关系才是有意义的。其次，学会用综合的、系统的、历史的、动态的眼光去分析地下水与环境的相互作用。最后，关于研究方法，有意识的应用假设-演绎法，根据少量经验事实，根据理论的逻辑矛盾，或者根据直觉，提出一些先行的假设，根据假设推演出应有的现象，然后再去观察这些现象是否存在。