第2章水资源的形成及开发利用状况.docx
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第2章水资源的形成及开发利用状况
第2章水资源的形成及开发利用状况
2.1水资源的形成
2.1.1地表水资源的形成与类型
地表水亦称陆地水,包括河流、冰川、湖泊和沼泽四种水体,它是人类生活用水的重要来源之一,也是各国水资源的主要组成部分。
陆地表面的基本水源来自大气降水。
从海洋上蒸发的水汽,被气流输送到陆地上空,其中一部分从陆地上空流走,形成过境气流;另一部分在陆地上空冷凝,形成固、液形态的大气降水。
大气降水落到地表,除一部分被截留、蒸发和渗入地下外,共余在地表形成冰川、湖泊、沼泽和河流天然等形式的地表水,此外还有极小一部分组成了生物水。
在闭合流域多年平均水量平衡方程中水资源量的收入项主要为降水,故对一定地域的水资源而言,其丰富程度是由降水量的多少来决定的;水资源量的支出项主要蒸发和径流(包括地表径流和地下径流),而人们所能利用的主要是河川径流。
降水、径流和蒸发是决定区域水资源状态的三要素,三者之间的数量变比关系制约着区域水资源数量的多寡和可供利用的数量。
2.1.1.1降水
降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、雹等现象的统称。
其中以雨、雪为主,就我国而言更以降雨最为重要。
降水是地表径流的本源,亦是地下水的主要补给来源,决定着不同区域和时间条件下地表水资源的丰富程度和空间分布状态,制约着水资源的可利用程度与数量。
降雨在时间上的分布是不均匀的,常用年降水量的极值比Ka或年降水量的变差系数Cv值来表示降水量的年际变化程度。
1.年降水量的极值比Ka年降水量的极值比Ka可表示为:
(2-1)
式中:
xmax——最大年降水量;
Xmin——最小年降水量。
Ka值越大,表明降水量年际变化越大;Ka值越小,说明降水量年际变化小,降水量年际之间均匀。
就全国而言,年降水量变化最大的地区是华北和西北地区,丰水年和枯水年降水量相比一般可达3~5倍,部分干旱地区高达10倍以上。
南方湿润地区降水量的年际变化比北方要小,一般丰水年的降水量为枯水年的1.5~2.0倍。
2.年降水量变差系数Cv数理统计中用均方差与均值之比作为衡量系列数据相对离散程度的参数,称为变差系数Cv,又称离差系数或离势系数。
(1)均方差σ
均方差的表达式为:
(2-2)
σ——均方差;
——均值,其表达式为:
(2-3)
xi——观测序列值,i=1,2,···,n;
n——样本个数。
(2)变差系数Cv
(2-4)
年降水量变差系数Cv值越大,表示年降水量的年际变化越大;反之就越小。
在我国的西北地区,除天山、阿尔泰山、祁连山等地年降水量变差系数较小以外,大部分地区的Cv值在0.4以上,个别干旱盆地的年降水量Cv值高达0.7以上。
因此,广大西北地区的年降水量变差系数是全国范围内的高值区;次高值区是华北和黄河中、下游的大部地区,为0.25~0.35,黄河中游的个别地区也在0.4以上;东北大部地区年降水量Cv值一般为0.2左右,东北的西部地区Cv可高达0.3左右。
南方湿润地区是全国年降水量变差系数变化最小的地区,一般在0.2以下,但东南沿海某些经常遭受台风袭击的地区,受台风暴雨的影响,Cv值一股在0.25以上。
2.1.1.2径流
流域的降水,由地面与地下汇入河网,流出流域出口断面的水流,称为径流。
径流按其空间的存在位置,可分为地表径流和地下径流。
地表径流是指降水除消耗外的水量沿地表运动的水流。
若按其形成水源的条件,还可再分为降雨径流、雪融水径流以及冰融水径流等。
地下径流是指降水后下渗到地表以下的一部分水量在地下渗流流动的水流。
河流流动过程中,挟带水中的悬移质泥沙与沿河底滚动的推移质泥沙,这些泥沙的运动又称为固体径流。
1.径流的形成由降水到达地面时起,到水流流经出口断面的整个过程,称为径流形成过程。
降水的形式不同,径流的形成过程也各异。
我国的河流以降雨径流为主,冰雪融水径流只是在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。
河流径流形成过程是一个极为错综复杂的物理过程,如图2-1所示,现概述如下:
(1)降水阶段流域上的降水过程是径流形成的重要环节,因为每次降水的量在空间和时间上都是变化的,某次降水可以笼罩全流域,而另一次降水则可能是只在流域的局部地段。
此外,降水强度在流域的各地可能是完全不同的。
这些都直接影响河流径流的大小和变化过程。
(2)蓄渗阶段降雨初期,除小部分(一般不超过5%)降落在河槽水面上的雨水直接形成径流外,大部分降水并不立即产生径流,而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸发。
植物截留量与降水量、植被类型及郁闭程度有关。
森林茂密的植被,年最大截留量可达年降水量的20~30%,截留的雨水最终消耗于蒸发。
下渗发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的地方。
下渗强度的时空变化很大。
在降雨过程中,当降雨强度小于下渗能力时,雨水将全部渗入土壤中。
渗入土中的水,首先满足土壤吸收的需要,一部分滞蓄于土壤中,在雨停后耗于蒸发,超出土壤持水力的水将继续向下渗透。
当降雨强度大于下渗能力时,超出下渗强度的降雨(也称超渗雨),形成地面积水,蓄积于地面洼地,称为填洼。
地面洼地通常都有一定的面积和蓄水容量,填洼的雨水在雨停后也消耗于蒸发和下渗。
平原和坡地流域,地面洼地较多,填洼量可高达100毫米,一般流域的填洼水量约10毫米左右。
(3)坡地漫流阶段随着降雨继续进行,满足填洼后的水开始形成坡面的细小水流,即开始坡地漫流阶段。
流域内各地的坡面漫流并不是同时开始的,首先发生在土壤透水性能较差和地面坡度较陡的地方,然后随着蓄渗面积的增大,坡面漫流范围逐渐增大,直至扩展到全流域。
当坡面漫流的水流填满大小坑洼之后,就会在重力作用下侵入小沟、溪涧而进入河槽集流阶段。
(4)河槽集流阶段进入河槽的水流沿河槽纵向流动,在流动过程中沿途汇集了各干、支流的来水,最后流经出口断面,这就是径流形成的最终环节。
2.河流径流的补给河流的补给又称河流的水源。
河流补给的类型及其变化,决定着河流水情要素的变化。
此外,在国民经济建设中,开发和利用某一地区河流的水资源时,必须仔细研究河流的补给条件,才能从根本上认识河流的特性。
因此,研究河流补给具有重要的意义。
大多数河流的补给,主要是流域上的大气降水。
由于降水形式不同,以及其向河流运动的路径不同,一般把河流的补给分为雨水补给,地下水补给,冰川、雪水补给以及湖泊、沼泽水补给等。
(1)雨水补给雨水补给是河流的最重要的补给类型,是当降雨强度大于土壤入渗强度后产生地表径流,雨水汇入溪流和江河之中从而使河水流量得到补充的过程。
由于降雨本身是间断的,降雨对河流的补给也是不连续的。
另外因为降雨的集中性,特别是暴雨降雨强度大,历时短,损耗少,汇入河流的流量大,故此雨水补给较其他的补给类型对河流的补给过程要相对迅速和集中。
(2)地下水补给地下水补给主要指从流域地面以下获得的水量补给,它是河流水量可靠而经常的来源。
我国冬季降水稀少,这时河流几乎全靠地下水补给。
从水源上分析,地下水同样来自大气降水补给,但与降水对河川补给的最大差异在于地下水补给是经过地下水的调节作用以后再对河川径流的补给。
(3)冰川、雪水补给冬季在流域表面的积雪、冰川,至次年春季随着气候转暖而融化成水,补给河流而形成春汛。
此种补给类型在全国所占比重不大,水量有限,但主要发生在春季,这时正是农业生产上需水的季节,尤其对于北方地区春季农业用水有着重要的意义。
(4)湖泊、沼泽水补给位于流域内山地的湖泊,较常成为河流的源头,而位于河流中下游地区的湖泊,则汇集湖区许多河流的来水,又转而补给干流水量。
这种位于中下游地区并与河流相通的湖泊,由于湖面广阔,深度较大,对河流水量起凋节作用。
河流水量较大时,部分洪水进入湖内;河流水量减少时,湖水又流入干流,这样使河流的洪峰流量大为削减,河流水量年内变化趋干均匀。
沼泽水补给,对河流水量的调节作用不明显,补给的水量也比较小。
我国河流主要靠降雨补给。
在华北、西北及东北的河流虽也受融雪水补给,但仍以降雨补给为主,可称为混合补给。
只有新疆、青海等地的部分河流是靠冰川、融雪水补给,该地区的其它河流仍然是冰川、雪水与降雨的混合补给类型。
3.径流时空分布
(1)径流的区域分布受年降水量时空分布变动的影响,以及地形及地质条件的综合影响,年径流量的区域分布既有地域性的变化,又有局部的变化。
从全国范围看,年径流深度分布的总体趋势是由东南向西北递减。
(2)径流量的动态变化年径流量的多年变化一般用年径流量的变差系数Cv值来表示。
年径流量的多年变化主要取决于年降水量的多年变化,还受到径流补给类型及流域内的地貌、地质和植被等条件的综合影响。
相比较而言,降水补给的河流Cv值大于冰川、融雪和降水混合补给的河流Cv值,而后者的Cv值又大于地下水补给的河流Cv值。
我国年径流量变差系数Cv值的地区分布大体是:
秦岭以南年Cv值在0.5以下,淮河流域大部分地区在0.6~0.8之间;华北平原地区可超过1.0,个别河流高达1.3以上,是我国年径流量变差系数最大地区;东北地区山地年径流的Cv值一股在0.5以下,松辽平原和三江平原较大,在0.8以上;黄河流域除甘肃省北部、宁夏回族自治区和内蒙古自治区的Cv值较大外,一般在0.6以下,上游更小,但近几年来,黄河下游地区有变大的趋势;内陆河流域、山区的Cv值一般在0.2~0.5之间,盆地在0.6~0.8之间,内蒙古高原西部一般大于1.0,最大可达1.2以上。
径流量的年际变化有丰枯交替的特点,连续丰估的情况更值得注意。
黄河(陕县站)曾出现1922~1932年连续11年的枯水段。
海河近60年的连旱连丰更为频繁。
永定河(官厅站)在1926~1933年连续8年出现偏旱。
因此在分析径流量多年变化时,除了变差系数的大小和区域分布外,也应对系列的代表性、丰枯周期进行必要的探讨,这对水资源的治理利用及连续枯水时的对策研究具有重要意义。
(3)径流量的季节变化河流径流一年内有规律的变化,叫河流径流的季节变化,它同河流补给密切相关。
以雨水补给为主的河流。
主要随降雨量的季节变化而变化。
以冰雪和冰川融水补给为主的河流,主要是随气温变化而变化。
径流季节变化大的河流,容易发生洪涝灾害和用水紧张,因而修建水利工程、调节径流的季节变化,是保证人们生产和生活用水的必要措施。
4.河流径流表示方法由于影响河流径流因素很多,致使径流的变化十分复杂,为了研究分析它的变化,必须拟定某些具有一定物理意义的特征值,用以反映径流变化的尺度,最常用的特征值有如下几种:
(1)流量Q单位时间内通过的河流过水断面积的水量,以m3/s为单位。
流量有瞬时流量、日平均流量、月平均流量、年平均流量和多年平均流量之分。
(2)径流总量W在一定时段内,通过河流过水断面积的总水量,称为这个时段的径流总量,单位为m3或108m3。
其计算公式为:
W=QT(2-5)
式中:
T为时段长(如日、月、年、多年等)(s);Q为T时段内的平均流量(m3/s)。
(3)径流模数M单位径流面积上产生的水量,称为径流模数(L/s.km2)。
计算式为:
(2-6)
式中:
Q为流量(m3/s),可以是瞬时流量,也可以是某时段的平均流量;F为流域面积(km2)。
径流模数因为与流域面积大小无关,所以便于不同河流进行比较和绘制等值线图。
(4)径流深度Y把径流总量均匀的分布在径流面积上所得的水深,称为径流深度(mm)。
其计算公式为:
(2-7)
式中:
W为径流总量(m3);F为流域面积(km2)。
(5)径流系数α任意时段内的径流深度Y(或径流总量W)与同时段内的降水深度X(或降水总量)的比值,称为径流系数。
径流系数说明在降水量中有多少变成了径流,它综合反映了流域内自然地理要素对降水-径流关系的影响,其计算公式为:
(2-8)
式中:
Y为径流深度(mm);X为同一时段内的降水量(mm)。
(6)径流特征值之间的关系上述的Q、W、Y、M、α都是描述河川径流的特征值,它们之间存在着一定的关系,并且可以互相转换。
例如取时段为一年,即T=31.54×106s。
因W=QT,而
即
故
又因
故
则Y=31.54M
2.1.1.3蒸发
蒸发包括水的汽化和从径流表面或水坑表面的损失,蒸发主要取决于暴露表面的面积与状况,就与温度、阳光辐射、风、大气压力和水中的杂质质量有关。
平均年蒸发量从寒冷潮湿地区的200mm到热带干燥地区的2000mm。
高峰蒸发率可达0.3mm/h。
表面的蒸发速度还取决于地表的形式和性质,如铺砌地表、多孔渗水地表或植物地表。
流域某一区域的蒸腾损失与相同地区自由表面的蒸发损失经常有相同的数量级。
虽然蒸发率与降雨强度相比很小,但是蒸发过程连续发生,所以对大流域或长汇水时间的流域,总损失可能会非常大。
2.1.2地下水资源的形成与运动规律
2.1.2.1地下水的形成
1.岩石中水的存在形式
岩石中存在岩石“骨架”中的水(也称矿物结合水),其主要形式为沸石水、结晶水和结构水,矿物结合水本身就是岩层矿物的组成成分;岩石孔隙中的水,主要形式有结合水(吸着水和薄膜水)、重力水、毛细水、固态水和气态水,岩石孔隙中的水构成地下水资源的主体。
1)吸着水
在分子引力及静电引力的作用,水分子被牢固地吸附在岩石的颗粒表面,并在颗粒周围形成极薄的一层水膜,称为吸着水。
这种水在颗粒表面结合的非常紧密,其吸附力达一万个大气压,因此,亦称它为强结合水。
在一般情况下很难用机械方法把它与颗粒分开,只有当空气中的饱和差很大或温度高达105℃时,蒸发时的分子扩散力才可使吸着水离开颗粒表面。
由于吸着水在颗粒表面吸附的很牢固,使它不同于一般的液态水而近于固态水,其特征可归纳力:
不受重力支配,只有当它变为水汽时才能移动;冰点降低至-78℃以下;不能溶解盐类、无导电性、不能传递静水压力;具有极大的粘滞性和弹性;密度很大,平均值为2.0g/cm3。
当岩石空隙中空气的湿度相当太时(相对湿度高达90%),则颗粒表面全部吸满水分子,达到最大吸着量。
吸着水在颗粒周围所包围的厚度仅相当于几个水分子直径,约千万分之一厘米。
其水量很小,不能取出亦不能为植物所吸收。
2)薄膜水
在紧紧包围颗粒表面的吸着水层的外面,还有很多水分子亦受到岩石颗粒引力的影响,吸附着第二层水膜,这个水膜就称为薄膜水。
随着吸附水层的加厚,水分子距离颗粒表面渐远,使吸引力大大减弱,因而薄膜水又称为弱结合水。
这种水可以当空气的相对湿度达到饱和状态时形成,亦可以由滴状液态水退去以后形成。
薄膜水的特点是:
两个质点的薄膜水可以相互移动,由薄膜厚的地方向薄处转移,这是由于引力不等而产生的;不受重力的影响;不能传递静水压力;薄膜水的密度虽和普通水差不多,但粘滞性仍然较大;有较低的溶解盐的能力。
薄膜水的厚度可达几千个水分子直径;其外层可以被植物吸收。
吸着水与薄膜水统称为结合水,都是受颗粒表面的静电引力作用而被吸附在颗粒表面,它们的含量主要取决于岩石颗粒的表面积大小,岩石颗粒越细,其颗粒表面的总面积就越大,结合水的含量也越多;颗粒粗时则相反。
例如在颗粒细小的粘土中所含的吸着水与薄膜水分别为18%和45%,而砂中其含量分别还不到0.5%和2%,因此.对具有裂隙和溶隙的坚硬岩石来说,吸着水与薄膜水的含量更小。
3)毛细水
地下水面以上岩石细小空隙中具毛细管现象,形成一定上升高度的毛细水带。
毛细水不受固体表面静电引力的作用,而受表面张力和重力的作用,称半自由水。
当两力作用达到平衡时,便保持一定高度滞留在毛细管孔隙或小裂隙中。
由于毛细管水的上升,在潜水面以上形成一层毛细管水带,毛细管水面可以随着潜水面的升降和补给、蒸发作用而发生变化,但其毛细管上升高度却是不变的,它只能进行垂直运动,可以传递静水压力。
4)重力水
如前所述,当薄膜水的厚度不断增大时,颗粒表面静电场的引力逐渐减弱,当引力下能支持水的重量时,液态水在重力作用下就会向下运动。
在饱气带的非毛细管孔隙中形成的能自由向下流动的水叫重力水;换言之,当岩石的全部空隙为水饱和时,其中能在重力作用下自由运动的水都是重力水。
重力水只受重力作用的影响,可以传递静水压力,有冲刷、侵蚀作用,能溶解岩石。
因此重力水是供水水文地质的主要研究对象。
5)气态水以水蒸气状态存在于末饱和的岩石空隙中,它可以是地表大气中的水汽移入的,也可以是岩石中其他水分蒸发形成的。
气态水与大气中的水汽联系紧密,可随空气流动而运动,即使是空气不流动时,也可以在水汽压力差作用下由绝对湿度大的地方向绝对湿度小的地方运动。
气态水在一定的温度、压力条件下,与液态水相互转化,保持动态平衡,如当岩石空隙中水汽增多达饱和时,或当周围温度降低至露点时,气态水开始凝结成液态水而补给地下水;反之,岩石空隙中的液态水也可以转化为水汽水。
由于气态水的凝结不一定在蒸发地点进行,因此会影响地下水的重新分布。
气态水本身不能直接开采利用,也不能被植物所吸收。
6)固态水当岩石的温度低于水的冰点时,储存于岩石空隙中的水便冻结成冰,而成当为固态水。
在我国黑龙江、内蒙古自治区及青藏高原的某些地区,地下水终年以固态的形态存在,大多数情况下,固态水是一种暂时存在形式。
地下水在地表下运动和储藏的空间可分为两个带,即包气带和饱水带,如图2-2所示,上述各形态的水有规律地分布其中。
在饱水带中,岩土的所有空隙均被水所充满。
在饱水带上界面与地表之间的岩土层中,大多数情况下都存在着一个包气带,包气带与饱水带的界限、厚度不是固定不变的,而是随着地下水的运动而改变。
一般情况下,包气带的岩土空隙,除一部分被水所占据外,还有部分空隙被空气占据,所以为水的不饱和带。
其贮存的水主要有毛细水、结合水和气态水。
毛细水、结合水和气态水在重力作用下不能运动。
因此,常用取水构筑物无法取用这部分地下水,但它却能被植物吸收。
由于大气降水和地表水下渗或是地下水蒸发排泄,都必须通过包气带,所以包气带的厚度、饱水程度、渗透性能对大气降水和地表水的入渗、补给以及地下水的蒸发、排泄是非常重要的。
饱水带中的水主要是重力水,它在重力作用下能自由运动。
重力水具有向由水面,在重力作用下从高水位向低水位流动。
取水构筑物取用的水或从泉中流出的水都是重力水。
通常所说的地下水,实际上指的就是岩土层中可以取用的重力水。
2.地下水形成的条件
(1)岩层中有地下水的贮存空间岩层要构成含水层,首先要有能储存地下水的空间,也就是说应当具有孔隙、裂隙或溶隙等空间。
当有这些空隙存在时,外部的水才有可能进入岩层形成含水层。
可见岩层的空隙性是构成含水层的先决条件。
然而,有空隙存在并不一定就能构成含水层,如粘土层其孔隙度可达50%以上,但它的孔隙几乎全被结合水或毛细水所占据,重力水很少,所以它仍然是不透水的隔水层。
透水性好的砾石层、砂层的孔隙度较大,孔隙也大,水在重力作用下可以自由出入,所以往往形成储存重力水的含水层。
至于坚硬岩石只有发育有未被填充的张性裂隙、张扭性裂隙和溶隙时,才可能构成含水层。
1)岩石的孔隙性地下水形成及贮存的最重要和基本条件是:
岩土层必须具有相互连通的空隙,地下水可以在这些空隙中自由运动。
无论是松散的土层还是坚硬岩石,都具有大小不一、或多或少、形状各异的空隙,它们是地下水贮存和运动的场所。
通常把岩土空隙的大小、多少、形状、连通程度以及分布状况等性质统称为岩土的空隙性。
根据岩土空隙的成因,将空隙分为孔隙、裂隙和溶隙三大类,如图2-3所示。
①孔隙松散沉积物颗粒之间的空隙称作孔隙,如图2-3(a)、(b)所示。
衡量孔隙多少的定量指标称为孔隙率(度),可用下式表示:
(2-9)
式中n——岩石孔隙率,%;
Vn——岩石孔隙体积,m3;
V——岩石总体积,m3。
孔隙率用百分数表示。
孔隙率的大小取决于颗粒的排列形式、分选程度、颗粒形状、压密程度以及胶结状况等。
表2-1列出自然界中主要松散岩石孔隙率的参考值。
表2-1主要松散岩石孔隙率的参考值
岩石名称
砾石
砂
粉砂
粘土
孔隙率
25~40%
25~50%
35~50%
40~70%
②裂隙坚硬岩石受地壳运动及其他内外地质应力作用产生的空隙,称为裂隙,如图
2-3(d)所示。
衡量裂隙多少的定量指标称裂隙率,以百分数表示,计算公式如下:
(2-10)
式中KT——岩石裂隙率,%;
VT——岩石裂隙体积,m3;
V——岩石总体积,m3。
几种常见的岩石的裂隙率见表2-2。
表2-2常见岩石裂隙率的经验值
岩石名称
裂隙率
岩石名称
裂隙率
各种砂岩
3.2~15.2%
正长岩
0.5~2.8%
石英岩
0.008~3.4%
辉长岩
0.6~2.0%
各种片岩
0.5~1.0%
玢岩
0.4~6.7%
片麻岩
0~2.4%
玄武岩
0.6~1.3%
花岗岩
0.02~1.9%
玄武岩流
4.4~5.6%
③溶隙可溶性岩石(如石灰岩、白云岩、石膏等)中的裂隙经水流长期溶蚀扩展而形成的空隙,小的称作溶隙,如图2-3(c),大的称为溶洞。
岩溶的发育程度受到岩性、地质构造、地貌、地下水的性质及流动条件的控制。
衡量可溶性岩石溶隙发育程度的指标称岩溶率,用百分数表示,用下式计算:
(2-11)
式中KK——岩石岩溶率,%;
VK——可溶岩石空隙体积,m3;
V——可溶岩石总体积,m3。
溶隙与裂隙相比较,在形状、大小、分布、下均匀程度等方面变化更大。
岩溶率的变化范围很大,由小于百分之一到百分之几十。
地下水的运动不仅与岩土中孔隙率、裂隙率和岩溶率有关,而且还与空隙的大小、连通性和分布规律有关。
空隙大、连通性好,岩土透水性就好。
2)岩石的水理性质岩石空隙为地下水的储存和运动提供了空间条件,尤其是空隙的大小具有决定意义。
在一个足够大的空隙中,从空隙壁面向外,依次分布着强结合水(吸着水)、弱结合水(薄膜水)和重力水。
显然空隙愈大,重力水占的比例愈大,其供水意义也就愈大;反之,结合水占的比例就愈大;当空隙直径小于结合水层厚度的两倍时,空隙中全部充满结合水,而不存在重力水了。
如粘土的微细孔隙中或基岩的闭合裂隙中,几乎全部充满结合水;而砂砾石和具有宽大裂隙或溶隙的岩层中,重力水所占的比例很大,结合水的数量则微不足道。
因此空隙大小和数量不同的岩石与水作用,所表现出的容纳、保持、给水和透水性质称为岩石的水理性质。
①容水性岩石的容水性是指岩石能容纳一定水量的性能,在数量上用容水度来表示。
容水度(Wn)是岩有中所容纳水的体积(Vn)与岩石总体积(V)之比,即:
(2-12)
一般说来容水度在空隙被水完全饱和时在数值上与孔隙度(裂隙率、岩溶率)相当。
但实践中常会遇到岩石的容水度小于或大于空隙度的情况。
例如当岩石的某些空隙不连通,或因空隙太小在充滞液态水时无法排气,而使这些空隙不能容纳水,因此岩石的容水度值就小于空隙度值;对于具有膨胀性的粘土来说,由于充水后会发生膨胀,容水度便会大于原来的孔隙度。
②持水性在重力作用下,岩石依靠分子引力和毛细力在其空隙中能保持一定水量的性能。
持水性在数量上以持水度(Wm)表示,即在重力作用下岩石空隙中所能保持的水体积(Vr)与岩石总体积(V)之比,即:
(2-13)
根据保持水的形式不同,持水度可分为毛细持水度和分子持水度。
毛细持水度是毛细管孔隙被水充满时,岩石所保持的水量与岩石体积之比。
分子持水度是岩石所能保持的最大结合水量与岩石体积之比。
结合水是因岩石颗粒表面的吸引力而保持的,因此,颗粒的总表面积愈大,结合水量便愈大。
可见分子持水度受岩石颗粒大小的影响,岩石颗粒愈细小,分子持水度就愈大,其关系见表2-3。
具有裂隙或溶隙的基岩,由于其空隙的表面积很小,所以分子持水
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- 水资源 形成 开发利用 状况