1、序 言 学习目的和要求： 通过绪言的学习，使学生掌握水文地质学的概念、研究对象及研究内容；了解水文地质学在国民经济建设中的作用及水文地质学的发展概况。重点掌握地下水的主要作用（功能），使学生深刻理解学习本课程的意义。 明确水文地质学的研究对象和任务，了解 水 文地质学在国民经济建设中的作用 ，以及水文地质学的发展历史和学科分支。 水文地质学 是研究地下水的科学。 水文地质学从其构词上属于地质学的范围，同时也包括了许多水文学的问题。它是研究地下水的形成和分布、物理的化学性质、运动规律、开发利用与保护的科学。 普通 水文地质学是研究水文地质学的基本理论和基本概念的科学。 地下水：埋藏于地表以下的各
2、种形式的重力水。地下水仅是地球上水的一部分，大气水、地表水及地下水本来是密切联系的。 历来人们习惯上这样的划分：研究大气水是气象学的重点；研究地表水是水文学有重点；研究土壤水是土壤学的重点；水文地质学则将研究地下水作为其研究对象。 一 水文地质学研究的对象和任务 水文地质学研究的对象 研究岩石圈、水圈、大气圈、生物圈，以及人类活动相互作用下，地下水水量和水质的时空变化规律。 水文地质学的任务 从水文地质学定义可以看出，其任务是研究地下水的形成和分布、物理和化学性质、运动规律、开发利用和保护，同时还要研究有效防止并消除地下水危害的措施。目的是：运用这些规律兴利除害，为人类服务。 从任务可以看出包
3、含两个方面有意思：一是理论性问题，即要认识自然；二是技术方法问题，即在认识自然的基础上，要改造自然。 二 水文地质学在国民经济建设中的作用 水文地质学其所以能形成一门独立的科学，是因为它在国民经济建设中具有重要的作用。水是人类赖以生存的不可缺少的宝贵资源。地下水由于其水质良好，分布 广泛，变化稳定及便于利用，因此是理想的供水水源。在我国北方（华北、西北）地下水是主要的生活，以及工农业生产的供水水源。 地下水是宝贵的水资源 水资源包括地表水、地下水、大气水，地下水只是整个水资源的一个组成部分。之所以说它是宝贵的水资源，是因为与地表水比较，具有如下优点： (1) 地下水资源在内陆分布广泛 地下水多
4、呈面状分布，在没有河流的地方，没有地表水，但只要有补给来源，有储水条件，一般有地下水。即使八水绕长安，但其地表河流所占面积必竞还是很小，而在西安其地下水却是普遍分布。 (2) 不易受污染，水质较好 地下水埋藏于地下，上部水在下渗过程中，经过过滤及其它物理、化学作用，水质得到净化，因而地下水不象地表水那样易受污染，世界上大部分水资源主要是地下水。 (3) 供水时间长。水量相对稳定 因地下水是一种空隙介质流，在岩土空隙中径流缓慢，储存于地下阶段时间比较长，决定了其供水时间长，供水量相对稳定。用于城市供水或农灌。 正因为上述原因，地下水成为宝贵的水资源，特别是在干旱地区，地下水有时成为唯一水源。 地
5、下水是重要的液体矿产和矿水资源 地下水埋藏与运 移于岩石空隙之中，必然和周围的岩石发生作用，岩石中的部分成分要进入地下水中，而各种元素在水中富集都与其所处的环境有关，在条件许可时，可成为有价值的矿床。如埋深较大的水中，有时稀有元素如 等富集，成为有工业价值的矿床，我国四川早在 2000 年前，因远离海滨，舟车艰难，人民莫过于苦于淡食，秦昭王时，蜀守李冰造都江堰，开稻田，蜀地省时沃野千里，无水旱灾，穿广都，“盐井诸波池，”人民无淡食之忧，富绕无比，即早在 2000 年前，李冰就揭开了四川开发侏罗系和三迭系深层盐水的序幕。 另外，本草纲目将泉水分成硫磺泉，砂 泉含水金属物、雄黄泉、砒石泉，说明了不
6、同水质的医用价值。水文地质工作者将具有医疗保健作用的地下水称作矿水。 地下水是良好的载热介质能源 地球是一个巨大的热库，而水又具有较大的比热，大约是岩石的倍，因而其热容量大，水是液体，易于开采，因而说水是良好的载热介质。 高温热水可用于发电，如新西兰怀来基地热发电站，从 1958 年建成使用，总装机容量约15.7 万等到千瓦，每年输入全国电网的电力约 11亿度。我国从 70年代对西藏羊八井进行勘探，在 80 年代也建起我国征候第一个地热能电站， 1993 年 11月初 ，在羊八井北部一个钻孔孔深 2006 米，取得了 262.3 度的高温。羊八井 1993 年发电量超过 1亿度。 有效的找矿标
7、志和预报地震的手段 地下水赋存于岩石空隙之中，是一种空隙介质流，因而就要和介质发生物理化学作用，介质中的化学成分会在地下水中反映出来，如果测定水的化学成分，有时会追溯到矿床。 地震是地质营力集中到一定程度之后的一种突然的能量释放，在此过程中，地下水环境发生了变化或水位的突变，人们可以通过对地下水的监测来预报地震。 地下水是矿坑和地下工程充水的重要因素 灾害因子之一 1935 处 5 月，山东淄博煤矿矿坑突水，使井下 500 多名矿工淹死。 地下采矿或进行各种地下工程：需要排除地下水，煤矿的突水事故； 地下水有时是工程效益降低的主要原因 灾害因子之二 由于地下水的参与，导致滑坡、水库诱发地震、岩
8、溶塌陷等工程地质问题。 (1) 由于地下水的溶蚀作用而引起的工程效益降低 (2) 地下水的润滑作用 岩土在干燥状态下力学强度较高。而遇水后，强度降低，使原来干燥状态下下的稳定状态遇水后受到威胁。如意大利的马利昴水库失事，就是如此。 (3) 地下水位上升后的浸没作用 地下水是 破坏土壤肥力的重要因素 灾害因子之三 在一些干旱区，有些地方地下水埋藏较浅，由于蒸发，使水分蒸发，而盐分留下，长此下去，使土地发生盐渍化，如西北一些地方、河南的兰考等，如地下水位再上升就会形成沼泽，甚至形成地表湖泊，如乾县一些地方。 地下水是某些生物致病的因素 灾害因子之四 地方病：地下水中缺少某种人体必需的元素或过量富集
9、某种元素而不宜饮用，缺碘地区：甲状腺肥大，饮用高氟水：骨质疏松症； 在变质岩、岩浆岩分布区，常见大骨节骨质有病。 9 地下水变化影响生态系统与地质环境系统的天然平衡 植被退 化，土地沙化等；过量开发地下水，使地下水位大幅度下降，造成地面沉降；海水入侵：沿海地区海水入侵地下淡水；土壤盐渍化；地下水污染：生活污水的排放，不适当的使用化肥、农药以及工业排放的大量废水废料等污染地下水。 总之，地下水的功能主要包括：资源、生态环境因子、灾害因子、地质营力与信息载体。 三 水文地质学的发展简况及趋势 在我国，水文地质学真正发展是 50 年代开始， 60 年代以地质学为基础， 70 年代引进了水文学，成为我
10、国独立的体系。 从整个世界来看，水文地质学的发展是比较快的，但水文地质学从 1856 年奠基，到本 世纪 1935 年才开始有一个飞跃发展。 分三个时期：（ 1） 1856 年以前的萌芽时期；（ 2） 1856 年 - 本世纪中叶的奠基时期；（ 3）本世纪中叶 现在的发展时期。 具体地， 1856-1935 稳定流 统治 80 年 1935-60年代 非稳定流统治 30年 60 年代以后 数值法 1 发展趋势 50-60 年代 大范围 小比例尺 定性研究 现在 小面积 大比例尺 定量研究 研究内容：渗流场 化学场 温度场（参考张仁权论文 当代水文地质学发展趋势） 要 扩大水文地质研究对象 有人
11、提出陆壳水圈，这样研究对象就要扩大，研究会逐渐深入。 现在水资源研究作为整体研究，统一规划、统一开发、统一管理，以便合理开发利用地下水资源，因而出现了地下水资源管理。 应用现代科学技术 如 电网络、水电比拟、电子计算机的应用等等 2 水文地质学的分支 地质学与水文学交叉渗透水文地质学。 基础性学科：水文地质学基础，地下水动力学，水文地球化学，水文地质调查方法等。 专门性学科：供水水文地质学，矿床水文地质学，同位素水文地质学， 环境水文地质学，农田水文地质学，土壤改良水文地质学等。 第一章 自然界的水循环 第一节 自然界的水循环 学习目的和要求：了解地球上的总水量，中国水资源的概况。重点掌握自然
12、界的水循环（水文循环）的概念，以及水均衡要素。了解我国水文循环的概况。 一 地球上的总水量 据 1977 年联合国会议有关文件，全球总水量约 1386 1015 立方米， 其中：水源 水 量 百 分 数 海 洋 1338 1015 96.5% 冰 川 24.064 1015 1.74% 地下水 13.4 1015 1.7% 河 流 0.00212 1015 0.0002% 湖 泊 0.1764 1015 0.013% 沼 泽 0.01147 1015 0.0008% 大气水 0.0129 1015 0.006% 总淡水 35.029 1015 2.53% 地下淡水 10.53 1015 30.
13、1% 冰川冰盖 24.064 1015 68.7% 永冻底冰 0.3 1015 0.86% 湖 泊 0.091 1015 0.26% 上表说明全球总水量不少，但淡水不多，仅占 2.53%，而在总淡水中，冰川、冰盖占淡水量达 68.7%，这部分淡水好看不好用，其次就是地下淡水资源，占全球淡水资源的 30.1%。 从上表也反映出水分布在各圈层中，大气、地表、地下，实际这些圈层中的水是不断运动，相互作用，相互转化，紧密联 系，构成一个宏大的统一的水文体系。 二 天然水循环 天然水循环过程 图 1 水文循环示意图 水循环 是地球上或某一地区内在太阳辐射和重力作用下，水分通过蒸发、水汽输送、降水、入渗、
14、径流等过程不断变化、迁移的现象。亦即地球上各个层圈系统内的水相互联系、相互转化的过程。包括水文循环和地质循环。 水文循环 是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的循环。 水文循环包括：（ 1）大循环：海洋与大陆之间的水分交换；（ 2）小循环：海洋或大陆内部的水分交换。 地质循环 地球浅层圈和深层圈之 间的水的相互转化过程。研究较少。 每年从地球深部溢出地表的初生水约 2 108t。 2水循环原因 循环环节 水循环产生的作用 水循环类型 研究水循环的意义 通过调节小循环条件可以改变局部的干旱气候。目前人力仍无法改变大循环的条件。 水循环：一方面通过不断的转化水质得以净化；另一方面，水
15、通过不断循水量得以更新再生。 三 人为因素影响下的水循环 在天然水循环时，生态系统在天然状态下是处于平衡状态的，人为改变水循环途径，生态系统水文、地质地形、气候、气象等等的平衡将被打破 ，对整个生态系统产生深刻的影响。 人类影响下的水循环对社会经济正反两方面影响的指标尚未认识。从一个水域中增加人为配水，水域水量发生变化，对天然水循环产生影响，另外人类用水尽管回归污水，经过处理，亦对水质有影响。 人类活动影响的结果： (1) 流域水量发生变化，导致了地下水的变化； (2) 天然水质受到污染，小范围可能淡化； (3) 打破了原有的生态系统平衡。 第二节 我国水循环概况 一 循环途径 (系统 ) 我
16、国水循环主要有五个途径，即太平洋水循环系统，印度洋水循环系统，南海水循环系统，鄂霍茨克海水循环系 统，内陆水循环系统。 太平洋水循环系统 占全国总面积的 56.71%，降水 912 毫米，蒸发 517 毫米。 我国海岸线为太平洋，太平洋上蒸发的水分，特别是太平洋里有一股暖流沿我国东部海岸线流过，暖流温度较高，蒸发旺盛，上部空气湿度大。太平洋上空明暖湿空气的存在，在东南季风和台风影响下，把水分带到大陆内，遇冷降水，所以降水从东南到内陆，时间逐渐推迟。降水量分布也不平衡，东南沿海降水量大，向内陆逐渐减少。所形成的降水通过河流再回归大海，完成了一个大的水文循环。 印度洋水循环系统 影响面积占全国 的
17、 6.52%，降水量平均 800 毫米，蒸发 281 毫米。 印度洋是我国西南的主要水分来源，印度洋冬季有一个湿舌，从孟加拉湾伸进我国西南，使该区冬季降水，在春季印度低压的发展，盛行西南风，湿舌扩散，把大量的水气输送到我国西南、中南、华东、以及河套以北地区。由于它是一支深厚而潮湿的气流，成为我国西南地区的河流如怒江，雅鲁藏布江返回印度洋，另一部分则参与太平洋水循环。 南海水循环系统 在南海一带除受东南季风 西南季风影响外，还受到热带辐合带影响，把水气带到华南地区，降水形成地表径流，在珠江三角洲完成水循环 。 东北鄂霍茨克海水循环系统 其影响范围很小，在春季到夏季之间，东北季风把鄂霍茨克海和日本
18、海湿冷空气输送到我国东北，最后黑龙江注入鄂霍茨克海完成水循环。 西北内陆水循环系统 影响内陆流域面积 36.24%，降水 197 毫米，蒸发 164 毫米。 西北深居内陆之中，上述几个系统均对其影响很小，受大西洋影响，在盛行西风和气旋出现时，大西洋水汽可东移到我国新疆伊犁，最远可达到乌鲁木齐，使之降水。 此外，还有阿勒泰的额尔齐斯河参与北冰洋水循环。 二 我国水循环的基本特征 我国幅员广大，南 北跨度大，约 50 度，东西 61 度，内陆高差达 9000 米，气候变化大，降水差异大具体特征为： 1 降水在时间上分配不平衡。 2 降水在空间上分布不均匀。 3 上述几个系统相互干扰，水循环系统复杂
19、。地表水、地下水均以大气降水为其补给来源，只有降水才是地下水补给的最主要来源。一个地区水资源的丰富程度主要取决于降水量的多寡。把地下水资源的形成作为自然界水文循环过程的一个环节加以研究，是水文地质学的一个基本出发点。 第三节 全球水均衡 从大循环考虑，多年海平面并没有发生高度变化，可以说，全球水处于均衡状态， 据质量守衡定律，可以建立平衡方程式。 Z 洋 X 洋降 +Y 大陆径 (1) Z 陆 = X 陆降 -Y 陆径 (2) Z 洋 +Z 陆 =X 洋 +X 陆 (3) Z 洋 =505000km3 Z 陆 =72000km3 X 洋 =458000km3 X 陆 =119000km3 Z
20、洋 -X 洋 =505000 458000 47000km3 (4) X 陆 -Z 陆 =119000 72000=47000km3 (5) 由此可知， 1大陆、大洋水量处于平衡状 态； 2大陆降水的一部分来自大洋； 3大陆大洋通过地表地下径流完成水量交换； 4自然界水资源是一个统一体。 第四节 水均衡要素 一 降水 1 降水 是大气中的水分以各种形态落到地面的总称，是由于空气中水汽含量达到饱和而使水汽凝结产生的。表示降水多少的指标是降水量。降水量是指降水在平面是的水层厚度， 能够形成降水一般情况下是由于水汽含量达到饱和而形成，水在空气中含量的多少一般用湿度表示，湿度又有绝对湿度和相对湿度之分
21、。 2 绝对湿度 某一时刻单位体积空气中所含水分的重量，也有用水银柱及毫巴表示 的。 3 饱和湿度 指一定湿度下空气中水汽最大含量。 4 相对湿度 绝对湿度与饱和湿度的比值。 5 饱和差 饱和湿度减去绝对湿度 二 蒸发 水由液态转化为气态的过程。 1 蒸发量是指由于蒸发作用损失的水层厚度。气象部门一般用 601 蒸发皿测量蒸发量，是水面蒸发，实际蒸发时有水面蒸发，也有土面蒸发，而陆面蒸发受自身含水量变化很大，水文地质常用到的蒸发量资料来自气象部门，为了区别陆面蒸发，故一般将气象部门提供的水面蒸发量称为蒸发度。 2 蒸发作用的结果使被蒸发水分淡化，能量增大，但残留水分盐分浓缩。 三 地面径流 在
22、重力作用下沿地表由高到低流动的水流。 1 流量 单位时间通过河流某一过水断面所流出的水量 2 径流总量 指某一时段内，通过河流某一断面水的体积。 3 径流模数 单位流域面积上平均产生的流量。 4 径流深度 某一时段内径流总量均匀分布在测流断面之上流域面积的平均水层厚度。 5 径流系数 同一时段，同一流域面积上径流深度与降水量的比值。 上述几个量如何换算，可自己推导。 对于闭合流域，蒸发量等于降水量减去径流深。 第二章 岩石中的空隙和水分 第一节 岩石中的空隙 学习目的和要 求：了解岩石中空隙的类型，掌握孔隙度、孔隙比、裂隙率、岩溶率的概念。了解结合水、重力水、毛细水的概念。掌握容水度、重量含水
23、量、体积含水量、给水度、持水度的概念，相互间的关系及其影响因素。重点掌握给水度的有关概念。理解太沙基有效应力原理。 地下水是存在和运移于地面以下岩石空隙中的天然水。含有地下水的空隙介质岩石是一个三相体，即固体、液体、气体。水和空气是在岩石的空隙中运动，可以说空隙是地下水赋存的场所、运动的空间，其与固体界面是水获得化学成分的交换面。空隙的大小多少，对地下水的容纳及运动的畅通程度起着十分重 要的作用。因而研究岩石的空隙性就成为研究地下水的形成及其水的运动的基础。 空隙性 岩石空隙大小、数量、性质、连通程度、分布规律等的统称。 空隙按其性质可分为松散岩石中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙、可溶岩石中的溶穴。
24、 一 孔隙 在松散堆积物中，或在胶结不好的沉积岩中，以及部分喷出岩中，组成岩石的颗粒或颗粒集合体之间所存在多孔状的空隙称为孔隙。 在水文地质学中，衡量孔隙发育程度的指标是孔隙度。 孔隙度（ n） 指某一体积岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例； 孔隙比（） 指某一体积岩石内孔隙的体积 （ Vn）与固体颗粒体积（ Vs）之 比。两者之间的关系为： =n/(1-n)。 上述两种表达方式说明孔隙度可用小数也可以用百分数来表示。 2 影响孔隙度的因素 影响孔隙度大小的主要因素有颗粒的排列情况及分选程度，另外，颗粒的形状、堆积时间的长短，胶结情况、以及颗粒大小也都影响空隙度的大小。 (1) 颗粒的排
25、列 等粒球体呈四面体排列时，其孔隙度 25.95%，等粒球体呈立方体排列时孔隙度 47.64%。 从推导过程可以说明，等粒球体的孔隙度与颗粒大小无关，仅仅与排列有关，实际情况是颗粒越小，孔隙度 越大。 另外上述两种排列是两种极端排列，是最松散堆积和最紧密堆积，实际堆积物中是两种排列均有，因此孔隙度一般介于 25.9547.64%之间。此外，完全等粒的情况在松散堆积物中很难找到，往往是颗粒大小不等的堆积在一起。这就是分选问题。 (2) 分选性 前面从理论推导过程中，如为等粒与粒径无关，如果不是等粒，而是颗粒有大有小，且大小悬殊，这时就会出现小的颗粒充填到大空隙中去，使原来的大空隙被小颗粒占据，空
26、隙体积减小，孔隙度降低。如果有两种粒径相差悬殊的颗粒组成堆积物，细小的岩土颗粒完全充满大颗粒之间的 大孔隙，这时孔隙度等于两个孔隙度的乘积。 (3) 磨圆程度 磨圆度对孔隙度的影响比较复杂，既可由其棱角分明相互支撑，使其排列松散，也可以使一些棱角插入某些孔隙之中而使孔隙度减小。一般时代较老，将减小孔隙度，时代较新可能使孔隙度增大。再者磨圆度越差，一般搬运距离越短，分选性越差，孔隙度小，但矿坑冒顶除外。 (4) 充填胶结 道理与分选性相同。 (5) 粘土颗粒的表面能 由于粘土颗粒表面常带有负电荷，具有表面能，颗粒电荷相同时相斥，而不能达到紧密堆积。表面能大小取决于颗粒粒径。 3 影响孔隙大小的因
27、素 孔隙度的大小只能反映岩石容纳水能力的大小，并不能说明水流运动是否就能畅通。人们取水时，总希望水大一些，决定水流快慢的主要因素是孔隙大小，当然还有坡度。 (1) 颗粒愈大，则孔隙大，水流阻力愈小。 (2) 分选性越差孔隙越小，主要是大孔隙比小颗粒所占据。 (3) 排列 越松散，孔隙大，越紧密，孔隙小。 (4) 不同部位，大小不同，如孔腹和孔喉。 另外，影响水流运动不仅与孔隙大小。多少有关，还有孔隙的形态等。 野外往往并不直接观察孔隙，而是从颗粒大小，分选程度，密度来间接反映孔隙。 二 裂隙 指岩石中的裂缝。 主要是岩石中的裂缝，由于侵入岩由岩浆缓慢冷凝分异而成，基本没有孔隙，沉积岩中化学堆积
28、物基本没有孔隙，而碎屑岩类孔隙被胶结物充填，故对基岩，一般保留孔隙少，对水的容纳和运动有意义的仅仅是其中的裂隙。 裂隙按成因可分为：（ 1）成岩裂隙；（ 2）构造裂隙；（ 3）风化裂隙。 裂隙发育程度一般以裂隙率表示： 裂隙率（ Kr） 裂隙体积（ Vr）与包括裂隙在内的岩石体积（ V）的比值。 裂隙率的测定与孔隙度不同，对孔隙度我们可以取有代表性的原状样在室内测定，但人们很难搬动原状岩石来测定它的裂隙 率。如因为裂隙在岩石 内部的宽度、长度、又看不见。因此，野外条件下常采用面裂隙率和线裂隙率。即在划定的一个面上量取整个面的面积，再量这个面上各组裂隙的宽度、长度，然后计算出裂隙的面积，然后两个
29、面积之比就是面裂隙率；而线裂隙率则指垂直裂隙走向的方向上单位长度上每条裂隙宽度之和。野外研究裂时，要研究其成因、性质、方向、延伸长度、宽度、充填情况、面上和粗糙程度、相互切割情况及最为发育的方向。 三 溶穴 起因于水的溶蚀作用，在可溶岩中形成的孔洞。溶穴的发育程度用岩溶率来表示：岩溶率 (Kk) 指溶穴的体积 (Vk)与包括溶穴在内的岩石体积 (V)的比值。 影响岩溶发育的因素很多，但主要是岩性和地下水的运动，这部分内容将在后面的岩溶水中讨论。 第二节 岩石中水的存在形式 地壳岩石中存在着以下各种形式的水 岩石空隙中的水 结合水 强结合水 弱结合水 液态水 重力水 毛细水 固态水 气态水 岩石
30、骨架中的水 沸石水 结晶水 结构水。 水文地质学重点研究的是岩石空隙中的水。 一 结合水 土粒表面一般带有电荷，而组成水分子的两个氢原子并非以 180 度角对称分布于氧原子的两侧，其夹角 103 106 度，因此水分子是一个偶极体，即一端为正极，一端为负极。 由于与颗粒表面电荷的吸引，如引力大于水的重力，而被吸附于颗粒表面，这部分水称为结合水。简言之，结合水指与固相表面之间的实际静电引力大于自身重量的水称为结合水。 这里将受改为与指相互吸引，加上实际 指在离开固相表面的条件下，静电引力有真空与非真空之分。 根据库仑定律，静电引力随距离的增大而减弱，因而，紧靠固相表面的结合水其引力很大 ，远离表
31、面引力减弱，这样人们又把结合水分为强结合水和弱结合水。 强结合水又称吸着水，所受引力相当于一万个大气压，在这样大的压力下水分子，排列非常紧密，因而密度很大，由于密度很大，不能流动，具有固体的性质，即具有抗剪强度，水在压力增大 130 个大气压时，凝结温度降低度，引力相当于 10000 个大气压，所以其凝固温度在 78 度，强结合水的厚度一般认为相当于几个水分子的厚度，也有人认为可达几百个水分子厚度。水分子半径为 1.38 10-8厘米。 弱结合水双称薄膜水，处于强结合水的外层，由于远离固相表面，引力很快降低， 水分子排列不象强结合水那样紧密，密度变小，溶解盐类能力较低，弱结合水外层能被植物吸收利用。厚度几十、几百、几千个水分子的直径。 结合水与一般液态水的区别在于具有抗剪强度，与固态水的区别在于非结冰。结合水的厚度不同研究者结果不同，是与颗粒性质、大小有关，性质决定了电荷密度。而大小则反映了电量。结合水虽然一般不能参与普 通水的运动，但对地下水的运动意义是很大的，应 引起注意。 二 重力水 图 2- 1 结合水与重力水 左图：椭圆形小粒代表水分子，结 合水部分的水分子带正电荷一端朝向颗粒； 右图：箭头代表水分子所受合力方向
