【地下地理】什麼是地下水？軟流層的形態屬於固態還是液態？

地下水從哪裡來？

地下水開始於雨水和融雪滲入地下。滲入地下的水量因地表類型的不同而有很大差異。在水容易滲透的多孔表面物質中，如沙子或礫石，大約 20% 的雨水和融雪可能滲入地下。在滲透性較差的表面物質中，滲漏速度要慢得多，可能有 5% 會滲入地下。其餘的雨水和融雪從陸地表面流入溪流或通過蒸發返回雲層。

土壤滲流也受季節的強烈影響。在溫暖的月份，蒸發量更大，包括通過植物葉片的蒸發，即蒸騰作用。在寒冷的月份，地面可能被凍結，阻礙了水的滲透，蒸發較少。

飽和帶

滲入地下的雨水和融雪在重力的作用下繼續向下，直到到達一定深度，水填滿了土壤或岩石中的所有開口(孔隙)。這被稱爲飽和帶。飽和帶通常包括基岩上層的許多充滿水的裂縫。較深的基岩層可能很少或沒有水可以穿透的裂縫。

地下水位

飽和帶的頂部稱爲地下水位。地下水位根據一年中的季節以及降雨和融雪的數量而上升和下降。它通常在早春較高，在夏末較低。然而，強降雨或乾旱條件可能導致典型模式的變化。

非飽和帶

地下水位和地表之間通常存在一個區域，在這個區域中，土壤中的開口或孔隙只有部分被水填滿。這是非飽和帶。水通過它向下滲透到下面的地下水位。植物根系可以吸收通過這一區域的水分，但它不能爲水井提供水。

滲透性

滲透性是衡量水通過土壤或岩石中相連的開口的速度。非滲透性是指不允許水通過的土壤或岩石。給水量是指通過重力流從飽和土壤或岩石中流出的實際水量。它不會完全排幹，因爲一些水會形成一層膜，附着在土壤和岩石上。滲透性對供水至關重要；如果土壤或岩石中所含的水不能排出，就不能用於水井。(參見孔隙度)。

孔隙度

土壤或岩石保持水分的能力稱爲孔隙度。飽和砂含水約20%；礫石，25%；粘土佔48%。裂縫較少的飽和基岩通常含水不足1%。儘管粘土含水量或孔隙率很高，但它並不是一種好的水源，因爲微觀粘土顆粒之間極小的開口會產生摩擦，從而有效地阻止水的流動。飽和粘土實際上是不透水的。

含水層

能夠產生可用水量的含水土壤或岩層稱爲含水層。混合粘土、沙子、礫石和由大陸冰川(冰磧)沉積的細顆粒產生少量的水。分成不同層的物質會從粗粒度的沙子和礫石中產生大量的水，而從細粒度的沙子、粉沙或粘土中產生少量的水。如果基岩含水層有大的開口或裂縫，則會產生大量的水，但如果岩石中開口很少，則會產生少量的水。

補給

水滲入含水層被稱爲補給。這種情況會在和緊接雨雪融化期間間斷性地發生。補給發生在可滲透的土壤或岩石使水容易滲入地下的地方。這些區域被稱爲補給區。發生補給的滲透性土壤或岩層可能只佔很小的面積或延伸到許多平方英里。山谷含水層也可以從山坡上的徑流或從山坡上流下的溪流中獲得補給，除了直接落在含水層上的陸地表面上的雨雪之外。

承壓或自流含水層

地下水被困在不透水的土壤或岩石下，可能會受到壓力。這被稱爲承壓或自流含水層。鑽穿承壓含水層的井稱爲自流井。承壓含水層中的水壓會使井中的水上升到含水層以上。井中的水上升到的最高水位被稱爲潛勢面，或潛在水位。如果這比井口高，井水就會溢出來。

非承壓或潛水含水層

不受壓力約束的含水層稱爲無約束含水層或潛水含水層。井裡的水位和井外的地下水位是一樣的。

地下水排泄點

地下水在補給區進入地下，在排泄點離開地下。只要在排泄點上方有足夠的水，就可以連續排放。排泄點通常發生在滲入溼地、湖泊和溪流的地方。泉水是地表可見的排泄點。如果地下水位在生長季節接近地表，植物的蒸騰作用可能會吸收大量地下水。

地下水流速

地下水從補給區流向排泄點的速度非常緩慢。含水層的流速通常以英尺/每天爲單位測量。在有大的岩石開口或裂縫的地方(通常在石灰岩中)和鬆散的土壤中，如粗礫石中，流速要快得多。地下水可能需要數年、數十年甚至數百年才能通過一些含水層長距離移動。然而，地下水可能只需要幾天或幾周就能在鬆散的土壤中移動一小段距離。地下水通常沿平行路徑(即層)移動，很少混合，因爲地下水移動緩慢，不會產生足夠的湍流導致混合發生。這成爲污染物進入地下水的位置和運移的一個重要因素。

獲得水流

接受地下水排泄的河流正在獲得水流。這條小溪的水位是在鄰近含水層的地下水位。對於接收地下水排泄的湖泊和溼地也是如此。在乾旱時期，一些河流的總流量的一半以上可能來自地下水排泄。

水井貢獻區

作爲井水源的地下水補給區被稱爲貢獻區或集水區。這可能只包括較大含水層補給區的一部分。位於凹陷錐上的水井抽水影響區域可能超出貢獻區。從井抽取的誘導補給使地下水流向井中，而這些地下水通常情況下不會流向井中而提供水。

地下水排水區

無承壓含水層中的地下水，在含水層和地表之間沒有不透水的土壤或岩層，通常流入其所在的同一溪流流域。存在於較深的承壓或自流含水層可能是與地表排水不一致的區域地下水流動系統的一部分。

地下水的誤區

誤區：這裡有巨大的地下湖泊和河流。

事實：雖然這些確實存在於洞穴，主要是在石灰岩基岩中，但它們很罕見。大多數地下水都是緩慢地滲入地下的。

誤區：地下水與溪流、湖泊和溼地是分開的。

事實：地下水是維持溪流、湖泊和溼地供水的排水系統的一部分。

軟流層又叫軟流圈，位於上地幔上部岩石圈之下，深度在50～250km之間，是一個基本上呈全球性分佈的地內圈層。軟流層的分佈具有明顯的區域性差異，總的規律是大洋之下位置較高（一般在60km以下），大陸之下位置較深（深度在120km以下）。

研究表明，地震波在地幔中的傳播速度基本上都是隨深度而增加的，但在相當軟流層的深度上即地下50~250km深處，波速卻一反常態，比上層還低5~10%，縱波由每秒8.1km減少到每秒7.8km，橫波則由每秒4.6km減小到每秒4.4km，成爲一個地震波低速帶或低速層（稱古登堡低速帶)）。地震波速度的降低正說明這一層的物質與上下層物質有所不同。譚老師地理工作室綜合整理

據地震波的傳播可以推測：軟流層的物質從總體上看仍是固態的，因爲縱波、橫波都能通過；然而波速的降低又說明該層的物質較岩石圈的岩石要軟要熱些，這裡軟硬的差異是冷熱的必然結果。所謂“熱些”是說物質溫度比較接近其熔點，雖未熔化，但其可塑性和活動性卻大大增強了;所謂“軟些”是說該層的物質有點象兒童玩具中的“橡皮泥”，在較長時間的作用下就可以表現出可蠕動或可流變的性質即說物質是固態的，但又因爲溫度較接近熔點表現出可以緩慢移動與對流的特性，這種特殊狀態稱爲“潛柔狀態”。由於軟流層離地殼很近當上覆壓力減小時，物質就會由這種不穩定的潛柔狀發生相變而轉化爲液態的岩漿，軟流層有些地方橫波不能通過正說明該部位已產生局部熔融(溫度高於熔點，潛柔狀態轉爲液態)。

有人曾根據岩石的導熱性推測軟流層的溫度，結果發現在100km深度上溫度可達1300°C左右，這個溫度與從火山口流出的熔岩的溫度十分接近，這似乎證明:火山熔岩就來自於軟流層，換句話說軟流層似乎就是岩漿的發源地。

總結一下，軟流層的物質應當具有流動性的可塑性固態。軟流層所在深度溫度、壓力極大，強大的壓力下，巖面處於一種潛在融熔態，就像燒紅的玻璃，既不是液態，又有可塑性，以岩漿形式噴出時，由於壓力減小，這種可塑性岩石轉化成固態。

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