地下水文学复习知识点

1、学习好资料欢迎下载一、自然界水的循环：1.水文循环2地质循环1、水文循环：地球浅部层圈中的水，即大气水、地表水及地壳浅部地下水相互间的交替转换。水文循环的速 度较快，途径较短。水文循环的动力主要为太阳辐射和地球引力。大循环（外循环）：水分从海洋蒸发，以固态或液态的形式降落到陆面，最后又以地表和地下径流的形式再回 到海洋。小循环（内循环）： 水从海洋表面蒸发，又降落到海洋表面或者水从陆地上的湖泊、河流。植被叶面和地下水 蒸发，重新降落回到陆地，这种局部性的水循环）加强小循环是改变当地自然条件和增加地下水资源的有效途径。2、地质循环：地球浅部层圈水域深部层圈水之间的相互转化过程。一般属于间接循环。

2、二、地下水开发利用带来的环境问题1、地面沉降；2、地面塌陷；3、海（咸）水入侵；4、土壤次生荒漠化三、 根据泉水的出漏原因可将泉水分为：1、侵蚀泉；2、接触泉；3、溢流泉；4、断层泉；5、接触带泉。三、水文循环的动力主要来源是太阳辐射和地球引力。四、岩土的水理性质：1、溶水性；2、给水性；3、持水性；4、透水性名称溶水性给水性持水性透水性含义岩土能容纳一定 水量的性质饱和岩土在重力作用下自由排出水的性质饱水岩土在重力是谁后仍能保持水的能力岩土允许中丽水透过的能力度量指标容水度Sc给水度卩持水度Sr渗透系数K主要影响因素空隙多少空隙大小、空隙多少与岩土颗粒大小有关（主要为结合水）空隙大小，岩 土

3、胶结情况在供水中的意义溶水性好表明可 能的供水意义大给水性越好表明供水的意义越大持水性越好表明供水的意义越小通水性越好越 容易获得补给六、 地下水的补给来源包括：1、大气降水的补给；2、地表水对地下水的补给；3、凝结水的补给；4、含水层之间的补给；5、其他补给来源：侧向补给，人类活动造成的地下水补给，融雪水、融冻水补给。七、 反应地下水环境状态的指标：1、化学需氧量；2、生化需氧量；3、总有机碳；4、氧化还原电位。八、承压水特征：1、承压性；2、承压水的补给区和分布区不一致；3、承压水的动态比较稳定，其资源具有多年调节能力；4、承压水的化学成分一般比较复杂；5、承压含水层的厚度，一般不随补给量

4、的增减而发生变化；6、承压水一般不易受污染。九、 岩土中的空隙：1、孔隙；2、裂隙；3、溶隙特征孔隙裂隙溶隙孔隙类型空隙的形成松散沉积物中空隙相 互连通并呈孔状与裂隙成因有关;隙、构造裂隙、成岩裂风化裂隙可溶性岩石在含侵蚀性CO2的地下水作用下形成分布特征分布于松散岩土的颗粒之间，比较均匀分布于坚硬不可溶岩石中，具有方向性，不均匀分布于可溶性岩石中，极不均匀数量指标孔隙度裂隙率岩溶率影响因素排列形式、分选程度、颗粒形状及胶结情况裂隙的成因岩石的可溶性、透水性； 水的侵蚀性、流动性连通性连通性良好连通性较差一般不连通各项异性各向异性不显著各向异性明显各向异性明显地下水的运动特征地下水分布与流通都

5、比较均匀地下水相互联系较差，分 布与流动性往往不均匀地下水的分布与流通通常 极不均匀十、导水系数：T=KM,在数值上，等于渗透系数与含水层厚度之积；物理含义：在水力坡度等于1时，通过整个含水层厚度上单宽流量，量纲时L2T-1,单位常用m2/d。导水系数的概念仅适用于一维、二维的地下水流，对三维水流没有意义。十一、地下水动态预测方法：1、确定性模型：（1）解析法（2）物理模型法（3）数值模拟；2、随机性模型：（1）回归分析模型（2）频谱分析模型（3）模糊数学模型（4）灰色模型（5）组合模型（6）时间序列模型（7） 人工神经网络模型（8）随机微分方程模型十二、影响地下水径流的因素： 1、含水层的空

6、隙性；2、地下水的埋藏条件； 3、补给量；4、地形；5、地下 水的化学成分；6、人为因素十三、地下水交替：垂直交替、侧向交替、混合交替十四、流线：水质点运动额轨迹线。十五、1、稳定流：指水在渗流场内运动过程中各个运动要素（水位，流速，流向等）不随时间改变的水流运 动；2、非稳定流：若流动系统中各物理量的大小不仅随位置变化、而且随时间变化，则称为不稳定流动。十六、地下水动态：在各种因素的综合影响下，地下水的水位、水量、水温及化学成分等要素随时间的变化， 称为地下水动态。十七、1、含水层：贮存地下水，并在自然状态或认为条件下，能够流出地下水的岩体；2、隔水层：虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的

7、岩体。十八、什么事裂隙水及其与孔隙水不同之处：裂隙水是存在于岩层裂隙中的地下水。裂隙水的埋藏、分布和运动规律主要受到岩石的裂隙成因类型、裂隙性质以及裂隙发育程度的控制。与松散沉积物中的孔隙水相比，因裂 隙通道在空间上的展布具有明显的方向性，切裂隙岩层间的水力联系差、水量分布不均匀等特点，使得裂隙水具有强烈的不均匀性和各向异性。十九、大气降水补给地下水的计算方法：1、 地中渗透仪法： 首先调整水位调整管，使其水面与渗透仪中的设计地面（相当于潜水埋深）保持在同一高度上。当渗透仪中的土柱接受降水入渗或凝结水补给时，其补给量将会通过导水管流入接渗瓶内，可直接读出补给 水量；当土柱内的水面产生蒸发式，便

8、可由水位调整管供给水量，再从马利奥特瓶读出供水水量（即潜水蒸发消耗 量）。在测定凝结补给量时，应在渗透仪上方加棚，以隔离降水。该方法测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然 是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给条件。此方法只用于松散岩层，实测可靠性有待证实。2、 地下水动态分析法：利用地下水长期观测资料，通过降水入渗所引起的地下水位变化，来确定降水入渗补给量。（1）利用同一剖面上三个观测孔水位资料计算求得。（2）泰森对变形法：在典型地段不知观测孔组，并有一个水文年以上的水位观测资料时，可用差分方法计算均衡器的降水入渗补给量或潜水蒸发量，只要观测资料可靠，计算结果便有代表性。（3）利用降水前后地

9、下水观测资料估算。这种方法适用于地下水位埋藏深度较小的平原区。3、水量平衡法：因大气降水主要补给潜水，故根据质量守恒定律，建立研究区的潜水水量平衡方程，可确定 降水入渗补给量。4、 降水入渗系数法： （1）次降水入渗系数 a =卩（Hmax-HA Ht） /X a =卩（Hmax-H） /X; （ 2） 1）按地 下水埋深变化情况分别计算。年降水入渗系数阿尔法=（k刀i=1） Pi/X; 2）采用直线斜率法求解。 3）根据排泄量法 求解5、水文学法：在缺乏地下水长期观测资料，担忧河流流量字了得地区，可用水文学方法推求流域平均的降水 入渗量，主要有两种途径：水温分割法和总径流对比法。6、水分通量

10、法：水分通量法师计算降水入渗补给量的一种重要的物理方法。该方法无需考虑水分在土壤中的 实际运动过程，通过已知缎面的水分通量推求降水入渗补给量。水分通量法一般是零通量面法和定位通量法相结合 使用。学习好资料欢迎下载二十、地下水动态类型动态类型主要特征1降水入渗型1分布广泛，含水层埋藏浅，包气带渗透性较好；2地下水位及其他动态要素，均随着降水量变化而变化，水位峰值与降水峰值一致或少油之后，年内水位变幅值较大2蒸发型1主要分布与干旱、半干旱的平原地区，地下水埋深较浅（小于34m），地下水径流缓慢；2地下水位随蒸发量的加大及气温的升高而有明显下降，并随着干旱季节延长而缓慢下降，地下水位变化 比较平缓，

11、年变幅不打（一般小于23m）3人工开采型1主要分布在强开采地下水的地区；2地下水动态要素明显随着地下水开采量的变化而变化，在降水的高峰季节，地下水位上升不明显或有所下降，当开采量大于地下水的年补给量时，地下水出现 逐年下降4径流型1主要分布于地下水径流条件较高、补给面积辽阔、地下水埋藏较深或含水层上部有隔水层覆盖的 地区；2地下水位变化平缓，年变幅很小、水位峰值多滞后于降水峰值5.水文型：常年补给型季节补给型1主要分布在河、渠、水库等地表水体的沿岸或河谷中，地表水于地下水有直接水力联系，地表水 位咼于地下水位；2地下水位随地表水位升咼、流量增大、过流时间延长而上升，水位峰值和起伏 程度随远离地

12、表水体而逐渐减弱6灌溉入渗型1分布于引入外来水源的罐区，包气带有一定的渗透性，地下水埋藏深度适中；2地下水位明显随着灌溉器的到来而上升，年内高水位期常延续较长7冻结型1分布于有多年冻土层的高纬度地区或高寒山区；2冻结层下水：年内水位变化平缓，变幅不大，峰值滞后于降水峰值，或水位峰值不明显；冻结层上水：水位起伏明显，呈现与冻融期和雨期对应 的两个峰值8越流型1分布在垂直方向上含水层；与弱透水层相间的地区，一般在开采条件下越流性质才能表现明显； 2当开采含水层水位下降至低于相邻含水层时，相邻含水层（非开采层）的地下水将越流补给开采 含水层，水位动态亦随开采变化，但变幅较小，变化平缓。二一、 同上二十二、基流：在切割强烈的河流上、中游地段泄流现象较为常见。器械流量的大小取决于地下水位与河水位 的高差、含水层的透水性能以及河床切入含水层的深度与长度等因素。泄流不像泉那样集中，因此泄流量不便直接 测定。一般可在河流上选定断面，定期测定喝水流量，得出河流流量过程线，再从河流流量过程线中分割出地下水 泄流量的方式求得，这部分泄流量称为基流。直线平割法适用条件：适