来自海洋的湿热气流与来自陆地腹地的冷气流相遇，则在锋面上产生降水。随着季节变化，两种气流互为消长，锋面随之推移。一般年份，四月份锋面相遇于我国东南沿海一带，这一带雨季开始。六月，随着海洋气团加强，锋面稳定于长江沿线，形成连绵不已的“黄梅雨”。七、八月间，随着锋面推进到华北、东北南部及我国西部内地，这一地区进入雨季，南方雨量减少。秋季，蒙古高压加强，夏威夷高压减弱，西北季风开始控制大陆，出现秋高气爽的天气。冬季，蒙古高压强盛，形成多次寒潮。
东部季风影响不能波及我国西部腹地。新疆西北部受大西洋气流控制，雨季出现于五、六月间。青藏高原南部及云南高原则受西南季风及印度洋季风影响，六至九月为雨季。 由于季风气候的控制，旱季、雨季分明，降水集中使我国水资源在时间上分配相当不均匀。雨季降水丰沛，是水文循环积极进行时期。即使是较干旱的地区，由于全年降水绝大部 中国地质大学（武汉）环境学院 《水文地质学基础》课程组 13
分集中于短期内降落，江、河、湖泊及其他地表水体的水量均得以补充，不少地区甚至江河漫溢，酿成洪涝灾害。地下水在此期间也获得大量雨水入渗补给。旱季降水比较稀少，地表水及地下水都以或快或慢的速度流向海洋，或以不同的蒸发强度转入大气圈，补给量小于排出量，总水量逐渐消耗减少。
由于水文循环过程的不均匀性造成各地区水量随时间变化，给用水带来不利影响。降水集中的雨季过后，地表径流迅速流走而不能充分利用。地下径流速度比地表水缓慢得多，当地表间歇河流已经干涸，大小溪流流量急剧减少之际，地下水仍能保持一定的水量和水位高度，这样，不但其本身仍保持供给相当水量的能力，还能源源不断地补充与其有联系的地表水，使其保持一定的旱季流量。地下水对水文循环的滞缓，对于水量在时间上的分配起着调节作用，使之趋于较为均匀，对于水资源利用是很有利的。
我国水文循环的另一重要特征就是降水在空间分布上的不均匀性。例如东南沿海地区年均降水量均在1500mm以上，最大可达2000—3000mm；长江流域约1200mm，华北地区一般在600—800mm；而新疆塔里木盆地降水量仅在50mm以下，有的地方几乎终年无雨。这就导致水资源在空间分布上的不均匀性。据最近公布的水资源资料，我国年地表径流量约
2.78万×108m3，长江流域及其以南地区占75％以上，华北、西北地区仅占10％。全国年地下径流量约7000×108m3，长江流域及其以南地区占60％；华北及西北地区仅占20％。在这样的水资源条件下，各地区水的需求的满足程度不同。一般说来，长江流域及其以南地区，降水较为充沛，水文循环总量可满足生产及生活的需要；但由于水量季节分配不均匀，某些地区在干旱季节，尤其干旱年份仍感到缺水。华北、东北地区，一般雨季水量不少，但干旱季节长，普遍感到缺水，总的说来水量不能满足要求。西北干旱或沙漠地区，降水稀少，水资源贫乏，形成大范围的荒漠，仅在盆地边缘由于获得山区冰川和积雪融化水补给，形成局部水源较为丰富的“绿洲”。如河西走廊的“绿洲”，即由祁连山冰雪融化水补给；天山南北沿塔里木、准噶尔沙漠边缘的“绿洲”也同样以周围山地高山融雪水为水源。
无论地表水或地下水，都是自然界水文循环中的一个环节，均以大气降水为其补给来源。因此，一个地区水资源的丰富程度主要取决于降水量的多寡。降水量大的地区，水资源较为丰富；反之，水资源贫乏。由于降水在时间上分配的不均匀，在总径流量中占主要地位的地表径流由于循环速度快，利用率受到限制；而地下径流比较滞缓；分布也较广泛，无论在时间上和空间上均可起到一定的调节作用；从而大大提高了地下水在水资源中的价值和地位。但是，我们必须充分认识到，只有降水才是地下水补给的最主要来源。在某些降水十分稀少的干旱地区，甚至沙漠地区，有时也能发现一定数量的地下水。它们或者是从周围高山冰雪融水获得补充，实际上仍是固体降水的转化补给；或者是在长期地质历史或历史时期中集聚起来的，是多年水文循环的积累。而可以长期供给利用的水量，只能是该地区经常参与水文循环的那部分水量。当用水量超过参与水文循环的总水量时，实际上是在提取多年积存的地下水；这部分水量是难以短期恢复补充的，从实际应用的角度而言，有时甚至是无法恢复的。因此，把地下水资源的形成作为自然界水文循环过程中的一个环节加以研究，是水文地质学的一个基本出发点。
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第二章 岩石中的孔隙与水分
2．1 岩石中的空隙
地壳表层十余公里范围内，都或多或少存在着空隙，特别是深部http:///
一、两公里以内，空隙分布较为普遍。这就为地下水的赋存提供了必要的空间条件。按维尔纳茨基（В．И．Вернадский）的形象说法，“地壳表层就好象是饱含着水的海绵”。
岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。
将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔 隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。
2．1．1 孔隙
松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙（参见图2—1中l—6）。
岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例①。 若以n表示岩石的孔隙度，V表示包括孔隙在内的岩石体积，Vn表示岩石中孔隙的体积，则：
n=VnV 或 n=n×100% VV
孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。
孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。对于粘性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。
为了说明颗粒排列方式对孔隙度的影响，我们不妨设想一种理想的情况，即构成松散岩石的颗粒均为等粒圆球；当其为立方体排列时（图2—2，a）。可算得孔隙度为47.64％，为四面体排列时（图2—2，b），孔隙度仅为25.95％。由几何学可知，六方体排列为最松散排列，四面体排列为最紧密排列，自然界中松散岩石的孔隙度大多介于此两者之间。
应当注意，上述讨论并未涉及圆球的大小。如图2—3所示，三种颗粒直径不同的等粒岩石排列方式相同时，孔隙度完全相同。 另一种表示松散岩石中孔隙多少的参数是孔隙比。岩石的孔隙比(ε，简称隙比)是指某一体积岩石内孔隙的体积（Vn）与固体颗粒体积（V）的比值，即ε
故孔隙度与孔隙比之间有如下关系：ε①=Vn/Vs或ε=(Vn/Vs)×100%。因为 ，=n。松散岩石压缩（或膨胀变形）时，孔隙体积（Vn）1?n
发生变化，而颗粒体积（Vs）不变，故孔隙比与孔隙体积变化成正比，在涉及变形时，采用孔隙比方便些：而涉及水的储容与流动时，则采用孔隙度。
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图2—1 岩石中的各种空隙
〔据迈因策尔修改补充〕
1—分选良好，排序疏松的砂；2—分选良好，排列紧密的砂；3—分选不良的，含泥、砂的砾石；4—经过
部分胶结的砂岩；5—具有结构性孔隙的粘土；6—经过压缩的粘土；7—具有溶隙及溶穴的可溶岩
图2-2 颗粒的排列形式(参照格雷通)
A—立方体排列；B—四面体排列
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图2-3 不同粒度等粒岩石的孔隙度与孔隙大小
〔转引自А．Н．Семихатов，1954〕
自然界中并不存在完全等粒的松散岩石。分选程度①愈差，颗粒大小愈悬殊的松散岩 石，孔隙度便愈小。细小颗粒充填于粗大颗粒之间的孔隙中，自然会大大降低孔隙度（图2—1中3）。当某种岩石由两种大小不等的颗粒组成，且粗大颗粒之间的孔隙，完全为细小颗粒所充填时，则此岩石的孔隙度等于由粗粒和细粒单独组成时的岩石的孔隙度的乘积。
自然界中的岩石的颗粒形状多是不规则的。组成岩石的颗粒形状愈不规则，棱角愈明显，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过上述理论上最大孔隙度值。这是因为粘土颗粒表面常带有电荷，在沉积过程中粘粒聚合，构成颗粒集合体，可形成直径比颗粒还大的结构孔隙（图2—1中5和6）。此外，粘性土中往往还发育有虫孔、根孔、干裂缝等次生空隙。
表2—1列出自然界中主要松散岩石孔隙的参考数值。
表2—1 松散岩石孔隙度参考数值〔据弗里泽等，1987〕 岩 石 名 称
孔隙大小对地下水运动影响很大。孔隙通道最细小的部分称作孔喉，最宽大的部分称作孔腹（图2—4）；孔喉对水流动的影响更大，讨论孔隙大小时可以用孔喉直径进行比较。
孔隙大小取决于颗粒大小（图2—3）。对于颗粒大小悬殊的松散岩石，由于粗大颗粒形成的孔隙被细小颗粒所充填，孔隙大小取决于实际构成孔隙的细小颗粒的直径（图2—1，3）。
颗粒排列方式也影响孔隙大小。仍以理想等粒圆球状颗粒为例，设颗粒直径为D，孔喉直径为d，则作立方体排列时，d=0.414D②（图2—4，图2—5，a）；作四面体排列时，d=0.155D（图2—5b）。 砾 石 砂 粉 砂 粘 土 孔隙度变化区间％－40％％－50％％－50％％－70％
图2-4 孔吼（直径为d）与孔腹（直径为d＇） 图2-5 排列方式与孔隙大小关系
通过孔隙通道中心切面图 a—立方体排列；b—四面体排列
假定颗粒为等粒球体（直径为D）作立方体排列
①在颗粒成分累积曲线上，取累积含量为60％处的颗粒直径d60，除以累积含量为10％处的颗粒直径系数②f=d60/d10，此系数可表征松散岩石的分选程度。 此时孔腹直径d′=0.732D，参见图2—4。
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显然，对于粘性土，决定孔隙大小的不仅是颗粒大小及排列，结构孔隙及次生空隙的影响是不可忽视的。
2．1．2 裂隙
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