水文地质学第一章至第十章知识点总结

1、第一章绪论1、研究对象：地下水(与岩石圈、水圈、大气圈以及人活动相互作用的地下水水量和水质的时空变化规律。)2、研究内容： 1）地下水的形成、埋藏、赋存、分布；2）地下水的运动；3）地下水的补给、径流、排泄；4）物理化学性质、成份及形成原因；5）地下水的起源、循环、转化规律。3.与地下水有关的问题1、地下水水位变动破坏原有的岩土与地下水的力学平衡系统，以及产生的各种效应。最典型的是斜坡稳定问题。2.土壤盐渍化。3、矿坑涌水、充水问题。4、土壤盐渍化或沼泽化等导致的农业生产问题。5.沙漠化、荒漠化面积不断扩大，草地退化和沙化面积逐年增加。6、地下水和地表水水质问题河湖萎缩、干涸、水质遭受严重污染

2、。7、地下水水资源保护、管理、合理开发利用问题。，水文地质学在国民经济建设中作用1、地下水是一种宝贵的资源； 2、地下水是重要的液体矿产和矿水资源； 3、地下水是良好的载热介质和能源； 4、是有效的找矿标志，预报地震的手段； 5、是地下矿坑和地下工程突水的重要因素；6、地下水是有些工程效益降低的主要原因： 溶解作用；润滑作用；侵蚀作用。7、地下水是破坏土壤肥力的重要因素； 8、地下水是某些地方性疾病的致病原因；9、地下水引起的公害：地面沉降，地下水污染等。第二章 地球上的水及其循环1.1 地球上的水存在空间：浅部层圈水，深部层圈水。1.2 自然界的水循环水循环：自大气圈到地幔的地球各个圈层中的

3、水构成的系统中水相互联系、相互转化的过程叫做自然界的水循环。自然界的水循环分为水文循环和地质循环两类。（水在循环过程中与地球表面圈层之间发生相互作用的水资源、生态与环境、水旱灾害等都与水循环有关。）地质循环图示与图解1来自地幔岩的初生水； 2返回地幔的水；3岩石重结晶脱出水（再生水)；4沉积成岩时排出的水5和沉积物一起形成的埋藏水；6与热重力和化学对流有关的地内循环7蒸发和降水（小循环）； 8蒸发和降水（大循环）；9地下径流；10地表径流。一地质循环1、定义：地球浅层圈和深层圈之间水的相互转化过程叫做地质循环。2、过程有二： a上地幔软流圈上升流区、下降流区b成岩作用、变质作用、风化作用等过程

4、 水文循环图示与图解a海洋蒸发；b大气中水汽转移；c降水；d地表径流；e入渗；f地下径流；g水面蒸发；h 土面蒸发；i叶面蒸发(蒸腾)二水文循环1、天然水循环1）循环原因： 内因：固液气三相水可以相互转化；外因：太阳辐射使得水体蒸发，地球重力使水降落到地面。2）循环环节：蒸发运移降水径流3）循环类型：a：大循环（洋陆之间） b：小循环c：内循环5）水循环的作用（对水）： a：促进天然水的更新；b：促进海洋和大气水的交换，也促进大陆内部不同流域内的水交换； c：促进各个圈层之间的交换（大气圈、生物圈、水圈、岩石圈）。6）研究水循环的意义：加强小循环，阻截大循环。2、人为因素影响下的水循环1）循环

5、的过程：在蒸发和径流两环节之间加入了人为因素。2）人为活动影响的结局： a：由于水量变化导致地下水量的变化；b：天然水受到污染，水质发生变化；c：打破了原有的生态系统平衡 。研究水文循环的意义：降雨是参与水循环运动的有效水量，对于自然界和人类的生活和生产活动却有重大意义。（1.直接影响气候的变化；2.形成江、河、湖、沼等水体及各种地貌；3.造成巨大的水利资源。4.形成一切水文现象。）(思考：水文循环和地质循环的区别)1.3.1 与水文循环有关的气象因素1、气象因素：影响地下水形成与动态的气候特征及其变化的要素（含：气温、气压、湿度、蒸发、降水。）湿度： 1）绝对湿度：e 或m 2）相对湿度：绝

6、对湿度于饱和水汽含量的比值。r=e/E=m/M 3）饱和湿度：一定温度下空气中水汽的最大含量，E或M。 饱和差：某温度下空气中的饱和水汽含量与实际水汽含量之差。d=E-e。降水：空气中水汽含量达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态降落到地面，形成降水。（高层降水，低层降水）降水描述指标：1 降雨量（Rainfall amount）：为一定时段内的降雨总量（一般用mm1000×m3/m2表示）； 2 降雨历时（Rainfall duration）：一次降雨所经历的时间（day或h）； 3 降雨强度(Rainfall intensity)：为单位时间内的降雨量（mm/mi

7、n或mm/h）； 降雨强度分级：暴雨、大雨、中雨、小雨。1.3.2 与水文循环有关的水文因素1、径流：降落到地表的降水在重力作用下沿地表和地下流动的水流。2、水系：汇注于某一干流的全部河流的总体构成一个地表径流系统，称为水系。3、水系的流域:一个水系的全部集水区域。4、分水岭/线：相邻两个流域之间地形最高点的连线即为分水线，又称分水岭。5、流量(Q)：系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。流量Q等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速V的乘积，即：Q= V·F 。6、径流总量W (Runoff Volume)：指一定的时段内通过河流某一断面的总水量(单位：m3)。可由

8、下式求得：W=Q·T 7、径流模数(M)：系指单位流域面积F（km2）上平均产生的流量，以L/s·km2为单位，计算式为： M=103 Q/F 8、径流深度(Y)：系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：Y=W/F·103 径流系数()：为同一时段内流域面积上的径流深度Y (mm)与降水量X(mm)的比值： =Y/X。蒸发系数（）：为同一时段内流域面积上的蒸发量Z (mm)与降水量X(mm)的比值： =Z/X。1.4 我国水文循环概况一、循环系统（途径）五大系统并不是独立存在的，相互之间产生干扰，水循环系

9、统复杂。1、太平洋水循环系统2、印度洋水循环系统3、南海水循环系统4、东北鄂霍次克水循环系统5、西北内陆水循环系统。二、我国水文循环的基本特点（时空不均匀）1、在降水时间上分布不平衡；2、在降水空间上分布不均匀。1.5 全球的水均衡1.海洋的蒸发量大于降水量；2.大陆的降水量大于蒸发量；3.大陆内陆区降水量和蒸发量基本相等。Z蒸发X降水Y径流Z洋X洋Y陆Z陆X陆Y陆Z洋Z陆X洋X陆思考题：1、何谓自然界的水循环？水循环的作用？研究意义？ 2、我国水循环特点？第三章 岩石中的空隙与水分§2.1 岩石中的空隙岩石的空隙是地下水储存和运移的先决条件，空隙的多少、大小、形状、联通状况和分布规

10、律，决定着地下水的埋藏、分布和运动。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1、孔隙：在松散堆积物中或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能存在的多孔状的空隙。2、孔隙性：岩土孔隙的大小、分布规律、数量、形状、性质、联通情况等的总称。3、孔隙度：岩石孔隙体积与岩石总体积之比。n=Vn/V4、影响孔隙度大小的因素： 1）分选程度；2）颗粒排列状况（排列方式相同但颗粒直径不同的等粒岩石，其孔隙度完全相同）；3）颗粒形状；4）胶结充填情况。§2.1.2 裂隙

11、固结的坚硬岩石，包括：沉积岩、岩浆岩、变质岩，一般不存在或只是保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。（fissure）- hard rock 按照成因分类：成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙裂隙率：裂隙体积与岩石总体积之比。Kr=Vr/V 野外研究裂隙时，还应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况。§2.1.3 溶穴1、溶穴：起因于水的溶蚀，在可溶岩（白云岩、岩盐、石膏、石灰岩等）中形成的空洞（溶隙）。2、岩溶率：Kk=Vk/V 特点：岩溶率的变化范围很大，且在相邻很近地点处岩溶率完全不同，同一地点的不同深度处岩溶率也有很大变化。四、岩石中的空隙小

12、结1、岩石中的空隙是研究地下水的基础，按岩层的空隙类型分为三种类型地下水：孔隙水； 裂隙水；岩溶水。2、分布特点：孔隙主要分布于松散堆积物中，分布广泛，联通均匀；裂隙分布于坚硬岩石中，分布不均；溶穴分布可溶性岩石中，分布不均。3、孔隙度，运用范围广；裂隙率、岩溶率受到地区限制，运用不广，代表性不强。三者定义也各不相同。但裂隙率和岩溶率可以直接评价赋水性，孔隙度加孔隙大小才可评价。§2.2 岩石中水的存在形式岩石空隙中水的存在形式有： 结合水； 重力水； 毛细水； 固态水和气态水及岩石骨架中的水（矿物结合水）。一、结合水1、强结合水（吸着水）： 2、弱结合水（薄膜水）： 结合水区别于普

13、通液态水的最大特征是： 具有抗剪强度，即必须施加一定的力方能使其发生变形，施加的外力越大，发生流动的水层厚度也越大。二、重力水水文地质研究的主要对象三、毛细水、支持毛细水、悬挂毛细水、悬留孔角毛细水（触点毛细水）四、气态水、固态水以及矿物中的水气态水在一定温度、压力条件下，与液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。五、岩石空隙中的水小结：1、重力水是水文地质研究的主要对象，毛细水是消耗地下水水量的，结合水影响地下水的运动。2、在大孔隙中以重力水为主，细小孔隙中以结合水为主，裂隙、溶穴中几乎全部为重力水。§2.3 与水储容及运移有关的岩石性质一、容水性1、容水性：岩石的孔隙具有容纳地下水

14、的性质。2、容水度：岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积之比。Sc=Vw/V。一般说来，容水度在数值上于孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。3、含水量：某时刻岩石孔隙中的实际水量与岩石的比值。说明松散岩石实际保留水份的状况。1）重量含水量：Wg=Gw/Gs （空隙含水重量/干燥岩土重量）2）体积含水量：Wv=Vw/V （孔隙含水体积/岩土总体积）3）当水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重量）为时，重量含水量与体积含水量的关系为： Wv=Wg*二、给水性1、给水性：含水岩石在重力作用下能释放出水的性质。2、给水度：在重力作用下岩石所能释放出水体积与岩石总体积的比值。Vw/V。野外识

15、别：地下水水位下降一个单位深度，从地下水水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释出水的体积，称为给水度。注意：野外地层的给水度为一变值，室内试验中给水度为定值。3、给水度的影响因素： 1）岩性：主要是孔隙的大小与多少； 2）初始地下水埋藏深度；3）地下水下降速率；4）地下水下降幅度。三、持水性1、持水性：饱水岩石在重力作用下失水，依赖静电引力和毛细力依然能保持水的性质。2、持水度（Sr）：地下水水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量。 3、给水度、持水度与孔隙度(容水度)的关系： Sr=n四、透水性1、透水性：岩石允许水透过的能力叫做透水性(

16、定量指标：渗透系数)。五、小结： 1、一般情况下，孔隙越小，持水度越大，给水度越小。2、一般不能用容水性来评价水资源，因为容水性同时包括有重力水、结合水和毛细水。真正能利用的只有重力水。2.4 有效应力原理与松散岩土压密（见书页）思考题：1、影响孔隙度的因素？（按主次叙述） 影响孔隙大小的主要因素有哪些？（按主次） 2、岩土中水的主要存在形式有哪些？其各自的特点？ 3、影响透水性的主要因素？第四章 地下水的赋存§3.1 包气带与饱水带一、包气带、饱水带定义（书25页）二、包气带与饱水带界面的划分标准：以初见地下水水位为依据。三、包气带形态、分带以及研究意义1、形态：不同部位、不同时间

17、运动方向、速度都在变化，受到气象因素影响严重。2、分带： 1）土壤水带；2）中间带；3）毛细水带3、研究意义： 1）降水要经过包气带下渗，地下水蒸发排泄也必然经过包气带。2）包气带水盐的形成及其运动规律对饱水带水的形成有重要意义。4、包气带中水的几种形式：结合水、毛细水、气态水、过路重力水四、饱水带的特征1、饱水带中岩石的空隙完全被液态水充满。2、饱水带中水是连续分布的，可以传递静水压力，在水头差的作用下可以发生连续运动(打井要打到饱水带)。饱水带中的重力水是开发利用或排除的主要对象。§3.2 含水层、隔水层与弱透水层一、定义1、按照渗透性可以分为透水层和不透水层。2、含水层：能够透

18、过并给出相当数量水的饱水岩层。3、隔水层：不能透过与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。不透水层通常称为隔水层。4、弱透水层：在越流场很有意义。二、含水层的构成条件（三个） 1、岩土体必须具备饱含重力水的空隙空间问题。2、具有有利于地下水聚集和储存的地质构造1）含水层下要有隔水层，使得水不能向下渗漏； 2）在地下水流动方向上要有阻水构造，使得水不能排空。3、要有充足的补给来源。 三、含水层和隔水层的相对性（意味着可以相互转化）1、隔水层的相对性：1）没有绝对隔水的岩层； 2）粘土层也可以含水； 3）石英岩在多数地区是富水的，但是在华北震旦系的石英岩又是隔水的；4）不同岩性组合时，隔水层

19、是相对的。如细砂层。2、含水层划分的相对性1）释出多少水就是含水层并无定量绝对指标，要根据供水意义和研究目的来区别；2） 地表的亚粘土覆盖在砂砾石层上，两种情况。四、野外如何判断含水层1、仔细研究岩性，不同岩性的储水空间也不同。2、研究岩层的组合关系。3、地质构造条件的分析。4、地貌条件分析。五、含水层概念的回顾1、孔隙含水层称为含水层比较符合实际。2、裂隙称为含水带，因不同部位裂隙的成因不同，裂隙发育情况不同。3、岩溶称为含水系统较为合适。因其不均匀性比裂隙带更严重。§3.3 地下水分类一、广义地下水:指赋存于地面以下岩土体空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩土体空隙中的水均属之

20、。狭义地下水:仅指赋存于饱水带岩土体空隙中的水。二、按照含水介质分类： 1、孔隙水；2、裂隙水；3、岩溶水。三、按照埋藏条件分类：1、潜水；2、承压水；3、上层滞水。四、综合两种条件分类：含水介质埋藏条件孔隙水裂隙水岩溶水包气带水土壤水，局部粘性土隔水层上季节性存在的重力水（上层滞水）、过路重力水及悬留毛细水裂隙岩层潜部季节性存在的重力水及毛细水裸露岩溶化岩层上部岩溶通道中季节性存在的重力水潜水各类松散沉积物浅部的水裸露于地表各类裂隙岩层中的水裸露于地表的岩溶化岩层中的水承压水山间盆地及平原松散沉积物深部的水组成构造盆地、向斜构造或单斜断块的被掩覆的各类裂隙岩层中水组成构造盆地、向斜构造或单斜

21、断块的被掩覆的岩溶化岩层中的水§3.4 上层滞水一、1、狭义：包气带中局部隔水层（弱透水层）上面积聚的具有自由水面的重力水。2、广义：同包气带水，包括有毛细水，结合水和过路重力水。二、形成上层滞水的条件1.较厚砂层中夹有粘土或亚粘土透镜体时，降水或下渗的地下水受到透镜体阻挡而滞留于其上。 2.在裂隙发育、透水性好的基岩下有裂隙发育程度较差的相对隔水层. 3.在岩溶发育的岩层中夹有局部非岩溶化的岩层. 4.在黄土中夹有钙质板层时，其上形成上层滞水。5.在酷寒地带有永久冻土层时，夏季地表解冻后永冻层起到局部隔水层的作用。三、上层滞水的特征1、补排：接受大气降水的补给，通过蒸发或向隔水底板

22、(弱透水层底板) 的边缘下渗排泄。3、基本特征： 1） 一般水量小，动态不稳定，水量、水位季节性变化明显；2） 一个局部隔水层上的上层滞水与其他含水层之间无水力联系，无统一水位；3） 埋藏浅，径流短，矿化度低，容易污染。4、包气带中的上层滞水对其下部的潜水的补给与蒸发排泄，起到一定的滞后调节作用。供水意义：因水量小，动态变化显著，只有在缺水地区才能成为小型供水水源或暂时性供水水源。§3.5 潜水一、基本定义： 1、潜水：饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水。2、潜水面：潜水的第一个自由表面称为潜水面。3、潜水埋藏深度：潜水面到地面的铅直距离。D 4、潜水含水层的厚度：从潜水面到隔

23、水底板的距离。M 5、潜水位：潜水面上任一点的标高称为该点的潜水位。将潜水位相等的各点连线即得到潜水等水位线图。6、潜水的水力梯度：在潜水流的渗透途径上，任意两点的水位差除以该两点的水平渗透距离叫做潜水水力梯度。7、潜水的分布区：潜水含水层的分布范围。潜水的补给区：大气降水入渗补给潜水的地区。潜水的排泄区：潜水出流的地区。二、特征1、补给：在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给。2、排泄：流入其它含水层，径流排泄（泉、泄流），蒸发排泄。3、径流：在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制。4、水质：主要取决于气候、地形及岩性条件，容易受到污染。三、潜水面形状潜水

24、面形状的意义：反映外界因素对潜水的影响，和潜水自身的特征如流向、水力梯度、含水层厚度等。四、潜水面的表示方法1、剖面图表示法2、平面图表示法潜水等水位线图3、绘制方法： 1）在调查区内布置一定数量的水文地质点（包括人工露头和天然露头）；布置点有技巧。2） 进行水准测量和水位测量。如何测水位？ （地面标高减去潜水埋藏深度） 3）按照内插法绘制等水位线图。注意：等水位线图上应注明水位测得时间，各个点的水文资料应在相同时间内测得， 否则精度不能保证。五、等水位线的实际用途： 1、确定地下水的流向2、确定潜水面的坡度（水力梯度） 3、确定潜水的埋藏深度4、确定流量：（渗透系数，水力梯度，面积）5、推断

25、含水层厚度和岩性变化6、分析地表水和地下水的相互补排关系。7、帮助选择取水和排水工程设施的位置。8、确定泉水出露点和沼泽化的范围（在地形等高线与等水位线相交且标高相等时必为泉水出漏点）§3.6 承压水一、定义： 1、承压水：充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水量中的水。2、承压含水层的厚度：隔水顶底板之间的距离。3、初见水位：钻孔揭穿顶板后刚见到承压水时的水面高程。H1 4、静止水位（稳定水位、测压水位、承压水位）：由于承压性，承压水含水层被揭穿后水位不断上升，达到一定高度后稳定下来时的水面高程。H25、测压水位面：承压含水层各点的测压水位所连成的面即该含水层的测压水位面。6、承压

26、水位埋藏深度：地面向下距测压水位的铅直距离叫做承压水位埋藏深度。7、承压水头：由隔水顶板到测压水面之间的垂直距离。h二、特征1、承压性2、要素：上下各一个隔水板。3、补给：补给区(潜水分布区)获得补给，越流补给。4、排泄：通过范围有限的排泄区，以泉或其它径流方式向地表或地表水体泄出，越流排泄。5、径流：主要受构造控制。三、形成条件1、常形成承压水的岩层组合：不透水层覆盖在透水性好的岩层上，且含水层下部还应有稳定的隔水底板。2、适宜形成承压水的地质构造（1）向斜盆地（2）单斜构造（承压斜地） a、透水层和隔水层相间分布的承压斜地b、含水层相变或尖灭形成的承压斜地c、含水层被断层阻隔形成的承压斜地

27、d、含水层被侵入体阻截形成承压斜地潜水和承压水对比潜水承压水基本定义在饱水带中第一个具有自由水面的含水层中的地下水充满于两个隔水层之间含水层中的地下水要素一个隔水底板，潜水面，潜水位含水层厚度：水面隔水底板埋藏深度：地面到潜水面一个隔水底板，一个隔水顶板，测压面，测（承）压水位含水层厚度：隔水顶底板之间距离。埋藏深度：地面到含水层顶板的距离。埋藏条件埋藏浅控制埋藏条件：岩性地貌埋藏深控制埋藏条件：岩性构造向斜盆地，单斜盆地基本性质无压力，具有自由水面水表面所受压力P0（大气压）， 与时间、位置无关，是常量P0承压性水面任意点压力P=f(x,y,t)，与时间、位置有关，且P>P0储水性质水

28、是不可压缩的液体（储水时潜水含水层体积有增减）承压含水层中的水是具有弹性的液体（含水层体积不变）补给、排泄大气水、地表水可通过包气带直接入渗，补给区与分布区一致，可直接在本区排泄在无压区补给，补给区与排泄区一般不一致。径流运动在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制由高位置（补给区），流向低位置（排泄区），主要受构造控制。动态季节性。动态变化大调节周期长，季节影响小。动态较稳定水质大气水，地表水补给，故潜水一般是淡水，受污染影响大， 容易污染水质变化复杂，深度不同，矿化度不同；受污染较小，但是，一旦污染，处理难度极大水资源季节调节，调节能力较小；容易恢复多年调节，调节能力较大；不易恢

29、复表示方法潜水等水位线图；潜水埋藏深度图承压水等水压线图§3.7 潜水与承压水的相互转化除了封闭构造条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有的承压水最终都是由潜水转化而来的，或者由补给区的潜水测向流入，或者通过弱透水层接受潜水的补给。 思考题：1、构成含水层的条件？ 潜水含水层的构成要素及主要特征？ 承压含水层构成要素及主要特征？ 2、潜水等水位线图的实际用途？ 潜水等水位线是否能正交穿越河流？ 3、说明隔水层的相对性和含水层划分上的相对性？ 第五章地下水运动的基本规律§4.1概述、地下水运动的基本形式一、研究对象及其特征1、岩石中水的存在形式： 结合水，液态水（重力水、毛

30、细水）， 固态、气态水2、地下水与地表水最大区别在于储存和运移：地下水的运动通道非常复杂，地表水（河流）是占满整个过水断面，而地下水水流通过的断面小于地质断面。（注意区别：过水断面（总岩体横截面）与实际过水断面（岩体中孔隙截面）。）3、假想水流的性质： （1）任一断面上假想水流的流量与实际水流的流量相等。（2）任一断面上假想水流的水位与实际水流的水位相等。（3）假想水流和实际水流所克服的阻力相等。4、渗流：符合以上三条的地下水在岩土体空隙中的运动称为渗流。发生渗流的空间区域叫做渗流场。二、重力水运动的形式1、地下水流态的类型（1） 层流运动：在岩土体空隙中渗流时，水质点作有秩序的、互相不混杂的

31、运动。（2） 紊流运动：当流速加大，水质点作无秩序的、互相混杂、流线极不规则的运动。一般空隙狭小重力水受介质的吸引力较大，多作层流运动。只有当裂隙发育或岩溶发育地带，水的流速大，呈紊流运动。另外，在抽水井附近小范围内，当井内水位降落很大时，地下水的流速很大，也呈紊流运动。2、地下水运动的类型（1）稳定流：在渗流场内各个运动要素不随时间改变。（2）非稳定流：在渗流场中任意点的运动要素都随时间而变化。 （运动要素：地下水水流方向，运动速度， 流量等。）§4.2 重力水运动的基本规律一、线性渗透定律达西定律（Darcys law） Q=KFI=KFh/L 又流量Q=VF 可得V=KI公式中

32、各项的物理意义： 1、渗透流速V(与实际流速u)：u>V 2、水力梯度（）（1） 沿着渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。（2） 单位长度渗透途径上为克服摩擦阻力所耗失的机械能。（3） 驱动力。3、渗透系数（）（1）单位与速度相同，但是不等于速度单位。（2）可以定量说明岩石的透水性能，是表征透水性能的定量指标。（3）渗透系数与液体的性质有关，与容重和粘滞性有关。根据渗透系数大小，可将岩石分类渗透系数(m/d) 岩性强透水>10 粗砂、砾、卵石、岩溶发育透水101 细砂、中砂微透水10.01 亚砂、粉砂透水极弱0.010.001 亚粘土、粘土、淤泥不透水<0.001 粘土

33、、淤泥、泥岩、致密坚硬基岩. 与水储容及运移有关的岩石性质：透水性1、透水性：岩石允许水透过的能力叫做透水性。2、定量指标：渗透系数3、影响透水性的因素： 1）空隙的大小和联通情况，特别是最小空隙直径的影响，平均孔隙直径。2）孔隙度：粘土和砂砾石孔隙度的区别。3）颗粒的分选性，决定孔隙的变化和曲折性。二、达西定律的适用范围1、并非任何渗流都适用。Re雷诺数介于110 的层流运动才符合达西定律。2、天然情况下，绝大多数的地下水流是服从达西定律的。3、不仅适用于垂直运动，也适用于其它任意方向的地下水运动。三、达西定律应用举例1、计算单宽流量；2、分析等水位线图；3、判断岩石透水性或含水层厚度的变化

34、；4、其它公式的基础§4.3 流网Flow net 一、基本定义1、流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上， 由一系列等水头线与流线组成的网格。2、流线：渗流场中某一瞬间的一条线，线上各个水质点在此瞬时的流向均与此线相切（拍照定格） 3、迹线：渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。（连续摄影）二、按照渗透系数是否随空间位置变化划分：均质含水层，非均质含水层。1)均质含水层：整个渗流场中渗透系数处处相等，即渗透系数不随空间位置变化而变化。K=常量。2)非均质含水层：渗流场中渗透系数不相等，随空间位置而变化。K=f(x,y,z)三、按照渗透系数是否随渗流方向改变划分为：各向同性，各向异

35、性（1） 各向同性：同一地点不同方向上渗透系数均相等， 即渗透系数不随渗流方向而变化。Kx=Ky=Kz（2)各向异性：同一地点不同方向上渗透系数都不相等，即渗透系数随方向变化。Kx Ky Kz 。典型例证：黄土。四、均质各向同性介质中的流网1、流网的绘制（步骤有四） （1） 绘制地形线，地表水轮廓线，隔水层与含水层的界线，潜水含水层的浸润曲线。（2） 根据边界条件，绘制容易确定的等水头线或流线。（河渠的周边，隔水底板近旁的流线；分水岭线） （3） 插补流线（4） 根据正交原理，绘制等水头线。 流网图包含的信息(l)由分水岭到河谷，流向从由上向下到接近水平再向上；(2)在分水岭地带打井，井中水位

36、随井深加大而降低，河谷地带井中水位则随井深加大而抬升；(3)由分水岭到河谷，流线愈来愈密集，流量增大，地下径流加强；(4) 由地表向深部，地下径流减弱；(5)由分水岭出发的流线，渗透途径最长，平均水力梯度最小，地下水径流交替最弱，近流线末端河谷下方，地下水的矿化度最高。五、非均质各向同性介质中的流网1、层状非均质：介质场内各个岩层内部渗透性均为均质各向同性的，但不同介质的渗透性不同。2、有典型的三种情况：（1） 非均质层上下水平叠置，上下没有水量交换，流线平行于层面流动。（2） 渗流前进方向上渗透系数改变，若流量不变，则水力梯度随渗透系数改变而改变，K 变小则I变大。（3） 地下水流线通过具有

37、不同渗透系数的两层边界时，流线发生折射，并服从以下规律： 3、规律： （1） 流线趋于在强透水层中走最长的途径， 而在弱透水层中在最短的途径。结果是：强透水层中流线接近于平行于层面，而在弱透水层中流线接近于垂直于层面。（2） 含水层中存在其渗透性透镜体时，流线将向其汇聚（等水头线却变疏），当含水层中存在有弱渗透性透镜体时，流线将绕流（等水头线将变密）。（3） 各向异性介质中，流线与等水位线斜交。§4.4 饱水粘性土中结合水运动规律一、结合水运动的基本规律1、研究对象：弱结合水性质：结合水是非牛顿流体，不遵循牛顿的内摩擦定律，它是有抗剪强度的，必须是外力克服抗剪强度后才能产生流动。2、

38、罗查（戴）公式：V=K(II0) （1）I0：起始水力梯度，克服结合水的抗剪强度使结合水发生明显渗流时所必须具有的水力梯度； （2） 罗查公式所描述的结合水的运动规律：由于VI曲线通过原点，说明只有施加微小的水力梯度，结合水就会流动。但是I不超过I0时，结合水的渗透速度V非常微小，只有通过精密测量才能得到。随着I 加大，曲线斜率（表征渗透系数K）逐渐增加，然后趋于定值。注意：罗查公式在形式上与于达西定律相同，但是K是一个变量，受到岩性和水力梯度I的影响。3、隐渗流：渗透系数K趋于定值以前的渗流阶段叫做隐渗流。4、显渗流：K趋于定值以后的渗流称为显渗流。二、结合水运动与越流渗透传统观点认为：粘性

39、土不透水，是良好的隔水层。但是实际工作中常遇到粘性土的越流渗透现象。越流的产生正是结合水运动的结果。V=K(h/LI0) 当粘性土厚度较大，粘性土层上下含水层水头差较小是，则II0，V>0，就产生渗透。粘性土土层越薄，透水能力越大；含水层水头差越大，则渗透量就越大。越流渗透可以在任意两个相邻的含水层以及含水层与地表水体之间发生。§4.5 毛细现象的本质一、基本定义产生原因： 1、毛细现象：微细玻璃管插入水中，水会在管中上升到一定高度才会停止，这即是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。2、毛细力：由弯液面产生的向上的拉力称为毛细力。3、毛细现象产生的原因： （1）任何物体处于最低

40、能量状态最稳定。（2）任何液体都有力图缩小其表面的趋势，液滴总是力求为球状。原因是：同体积物体，球形表面积最小； （3）气液界面上不饱和，因而具有表面能，故表面积越小，表面能越小。4、毛细水存在范围： 土中毛细水主要存在于孔径为0.002 0.5mm的毛细孔隙中。这些孔隙多存在于粉细砂及粉土中。6、研究毛细现象的实践意义： 对由于地下水位变化而引起的地面沼泽化，盐渍化，建筑物地基土浸湿而造成的力学强度降低及附加沉降增加，冻土地带加剧冻胀作用等都有实践价值。二、评价土的毛细性的指标1、毛细负压（附加表面压强）：由分子引力和表面张力的合力在弯液面上产生的附加表面压强，因其方向与重力相反，故称为毛细

41、负压。2、附加表面压强总是指向液体表面的曲率中心方向，凸起的弯液面对液面内侧的液体附加一个正的（与重力同向的）表面压强；凹进的弯液面对液面内侧的液体，附加一个负的（与重力反向的）表面压强。3、水柱高度：表示水中某点所受的应力4、毛细上升高度第七章地下水的化学组分及演变§7.1 概述一、地下水是一种良好的溶剂。在地下水中，就其组分而言，有：有机物、无机物、气体、微生物和元素的同位素组分。就元素在水中的存在形式又有：单一离子、分子、复阴离子、化合物和络合物。就水溶液的类型，可以分为：真溶液、胶体溶液和悬浮液。所以说：地下水是一种复杂的溶液。二、研究地下水化学成分的意义1.帮助阐明地下水的

42、起源、形成和分布； 2.完善成矿理论； 3.找矿标志； 4.宝贵的液体矿产和矿水； 5.工农业及饮用水等都有水质要求。§7.2 地下水的物理、化学性质 地下水的物理性质包括： 水温temperature、颜色color、透明度transparence、味道taste、气味odor、比重、放射性、导电性electric conductivity等。§ 7.2.1 地下水的温度地壳表层有两个热能来源：太阳的辐射和来自地球内部的热流。根据受热源影响的情况，地壳表层可分为变温带、常温带及增温带。地下水的温度受其赋存与循环处所的地温控制。处于变温带中的浅埋地下水显示微小的水温季节变化

43、。常温带的地下水水温与当地年平均气温很接近。增温带的地下水随其赋存与循环深度的加大而提高，成为热水甚至蒸汽。§ 7.2.2 地下水的其它物理性质1.比重：纯水在4时比重为1。地下水的比重取决于溶解盐类的含量，溶解的盐类越多，比重就越大，一般地下水的比重常接近1， 海水、卤水、油田水的比重大于1。2.颜色： 3.透明度： 4.导电性：取决于其中所含电解质的数量及性质（即各种离子的含量及离子价）。5.放射性：一般地下水都是无色、无味、无气味、透明、低盐量的液体。当地下水中含有某些化学成分时，其物理性质就发生了变化。如含：H2S 绿色 臭鸡蛋味 Fe2+ 淡蓝绿色 淡墨水味 Fe3+ 淡红

44、褐色 铁腥味 腐植质 暗黄色或灰黑色 鱼腥味H2CO3 甜味有机质 甜味（不适于饮用） NaCl 咸味Na2SO4 涩味MgCl2或MgSO4 苦味 H2S+碳酸气 酸味地下水透明度的野外鉴定特征 分级 野外鉴定特征极混浊的：有大量悬浮物或胶体，似乳状，水深很小也不能清楚看见3mm的粗黑线混浊的：有较多的悬浮物，半透明状，小于30cm水深可见3mm的粗黑线微混浊的：有少量悬浮物，大于30cm水深可见3mm的粗黑线透明的：无悬浮物及胶体，60cm水深可见3mm的粗黑线§7.3 地下水的化学性质（化学成分总的特点：十分复杂）1.酸碱度PH： 研究意义： （1）酸性水对金属和混凝土有腐蚀作

45、用； （2）指导水化学找矿。2.硬度： 水中硬度是指除碱金属（K、Na）外，其它金属阳离子的含量。在地下水中碱土金属阳离子以Ca、Mg最高，所以硬度实际就是表示Ca、Mg 的含量，以mol/l或mg/l 表示。Ca、Mg的总含量就称为总硬度（当然如有Fe A等应加上）。暂时硬度：水加热沸腾时，出现沉淀的钙、镁离子含量。Ca2+HCO3-CaCO3+H2O+CO2 Mg2+HCO3-MgCO3+H2O+CO2 永久硬度：指水沸腾后仍留在水中的Ca、Mg含量。显然，永久硬度总硬度暂时硬度地下水按硬度分类（国标三类）： 1）软水：总硬度（CaCo3）150 2）硬水：总硬度（CaCo3）150-45

46、0 3）极硬水：总硬度（CaCo3）450 以前五类： 1）极软：总硬度（CaCo3）75 2）软水：总硬度（CaCo3）75-150 3）微硬水：总硬度（CaCo3）150-300 4）硬水：总硬度（CaCo3）300-450 5）极硬水：总硬度（CaCo3）450 我国饮用水标准规定总硬度应小于450mg/l。实际上极软水对人体危害亦很大。3.地下水的TDS（总矿化度） 溶解总固体:溶解在水中的无机盐和有机物的总和,不包括悬浮物和溶解气体等非固体组分。总矿化度：地下水中所含各种离子、分子、化合物的总量称之为总矿化度。包括溶解状态，胶体状态，但不包括游离气体成分。习惯上是以105110时将水

47、蒸干后的干涸残余物重量来表示，单位是g/l。或根据所有成分之和计算，则HCO3-含量相加时只加一半，这是因为蒸干时有近一半的HCO3-逸失。地下水按矿化度分类：淡水1.0 ；微咸水1.03.0 ；咸水3.010.0 ；盐水1050.0 ；卤水50.0 。 单位（g/l） 代号M 生活饮用水标准M1g/l4.腐蚀性和侵蚀性 （1）对混凝土的碳酸侵蚀和硫酸侵蚀； （2）对金属的酸性侵蚀。§ 7.4.1 主要气体成分（含量少）研究意义： 可以帮助弄清地下水赋存的环境； 对其它组分的存在影响很大。1.氧和氮来源： 主要来自大气，随大气降水和地表水的入渗一起进入地下；也有生物来源；对氮还有化学

48、来源。影响氧含量的因素： (1)淡水含量高。氧在水中的溶液度较大；（2）矿化度大的水、氧含量少。矿化度大的水，其它离子成分含量很高，氧作为一种氧化剂，易于氧化其它成分而消耗，海水的溶液氧仅为淡水的80。（3）地下水埋藏越浅，越容易获得大气中的氧，氧含量较大，否则则相反。（4）温度越高，溶解氧越少。反映的环境：地下水中氧的多少，表明了地下水所处的氧化还原的环境。非大气来源的氮用氩、氪、氙与氮的比值确定。大气中比值恒定（Ar+Kr+Xe）/N2=0.0118 实际比值0.0118 大气来源；0.0118 多，有非大气来源；0.0118 含放射性同位素2.H2S ：水中的H2S气体具有臭鸡蛋味。来源

49、：主要来自硫酸盐的还原，另外可来自火山喷发气体的析出。环境： H2S的生成说明：是在缺氧环境下；必须在脱硫细菌的作用下；并且有有机质的存在。H2S一般出现在封闭的地质构造中，H2S的大量出现，说明地下水循环不畅，补给量受到限制，一般地下水（浅层）基本不含H2S。H2S含量大于2mg/l的地下水为H2S矿水。 3.CO2： 来源：a.浅部有机物的氧化、分解； b.深部高温条件下CaCO3的分解； c.大气含量： 一般地下水CO2含量小于40mg/l，最大时也不超过150mg/l。但CO2含量有时很高， CO2含量随温度增高而降低。作用：碳酸矿水无色透明稍有辣味，饮用清凉舒适解渴，可作饮料矿水。水

50、中CO2含量增多，产生侵蚀性CO2，加剧对砼、钢材的侵蚀。§ 7.4.2 地下水中主要离子成分1.C- 它不容易形成难溶矿物，即一般氯盐溶解度都比较高。氯离子不容易被土粒表面吸收。氯离子不能被生物所积累，一般不被植物或细菌吸收，即使吸收，不被积累，排放仍在水中。由于上述三个原因，因而决定了氯离子在水中含量可以很高，又因为它不易被吸附，不易沉淀，可以随水流的流动而蔓延，具有很强的迁移能力，因而决定了它在水中分布广泛。含量： 数毫克/升数百克/升在低矿化度水中含量很低，高矿化度水含量很高。地下水中Cl-常与Na+伴生，如果两者摩尔浓度相近，说明是溶解NaCl而来， 如果Cl-Na+，说明

51、Na+有其它来源， 一般高矿化度水中Cl-Na+ 这是因为MgCl2、CaCl2溶解度更高。来源： ANaCl与其它Cl- 的化合物的溶解； B含Cl-的矿物如方钠石、氯磷灰石的溶解； C沿海地区海水飞沫，海水入浸； D火山喷发物中，Cl2含量较多，到大气中， 随大气水入渗； E西北干旱地区地表常结了一层盐皮，随降水溶解带入地下； F工业污染、排放废水； G动物体中排出。（地下水中的氯离子含量往往比TDS更能表征地下水流程。）2.SO42- 来源： A.硫酸盐矿物的溶解； B.含硫金属矿物的氧化； C火山喷发及人类的大气污染，SO2氧化成SO42- ； D生活和工业废水，及H2S的氧化。含量：

52、 变化在数mg/l到数十g/l 因为SO42-常与Ca2+伴生，CaSO4溶解度相对较小。SO42-最高含量较C-低的原因a.硫酸盐类溶解度较氯化物低； b.硫是蛋白质和很多其他有机物的组成部分，植物可以消化SO42- 形成的硫，会被生物捕获； c.一般不被吸附，但天然水中Ca2+的存在抑制了SO42-的增大。d.环境不同， SO42- H2S可以转化。3.HCO3- 来源:A.碳酸盐溶解；B.CO2溶解。 含量：一般数毫克/l数百毫克/l。4.Na+来源：a.岩盐及其它钠盐溶解； b.海水； c.含钠硅酸盐。含量：变化幅度，数毫克100克/升。5.K+ 地下水中K+的含量远远小于Na+的原因

53、： a.动植物、有机质及粘土胶体从水中吸收K+ ； .K+容易参与形成不溶于水的次生矿物（水云母、绢云母、蒙脱石）。6.Ca2+低矿化度水主要阳离子。（1）来源：含钙矿物及胶结物的风化溶解；碳酸盐及石膏的溶解。 （2）含量：小于1g/升。7.Mg2+ 在地壳中含量不高，容易被岩土吸附和植物摄取，故很少有以Mg2+为主的地下水。（1） 来源：碳酸盐类、沉积岩等的风化分解、溶解。 （2）含量：一般小于钙。阴阳离子小结： 三种主要阴离子随矿化度变化的关系： 低矿化水中常以HCO3-及Ca、Mg为主；高矿化水则以Cl-及Na为主；中等矿化的地下水中，阴离子常以SO42-为主，主要阳离子则可以是Na，也

54、可以是Ca。三种主要阴离子绝对最高含量的变化：HCO3-几十毫克，SO42-几百毫克，Cl- 几十毫克一百克。§ 7.4.3 地下水中的其它成份1.微量元素成份。 2.胶体及有机质。4.地下水的放射线成份。§ 7.4.4 地下水化学成分表示式（一般以库尔洛夫式表示）库尔洛夫式：以类似数学分式形式表示单个水样化学成分的含意和组成的方法，表示成为： 分式前：特殊成份（g/l），气体成分（g/l），矿化度（g/l） ；分子：阴离子（毫克当量%>10%者由大到小） ；分母：阳离子（毫克当量%>10%者由大到小） ；分式后：水温（），涌水量（l/s）。必要时分式中可将毫克

55、当量%10者列入，用 表示。写库尔洛夫式时应注意的几个问题： 主要成份，阴离子在横线上，阳离子在下； 排列：多者在前，少者在后； 横线前：特殊组分在前，气体在后，最后矿化度，横线后是温度； 各元素原子数均在右上角，成分含量或在右下角； 横线前含量单位均为g/l，横线上下为毫克当量。§7.5 地下水化学成分的形成作用考虑现在水文地质条件和古水文地质条件和环境（地质环境和人为环境）。要以水岩体系考虑。1溶滤作用溶滤作用：在水和岩土相互作用下，岩土中一部分物质转入地下水中的作用。有狭义与广义之分，实际也是岩土成份转入水中有两种方式。（水文地质中所讲溶滤作用指广义溶滤作用）狭义的溶滤作用，在不破坏晶体结晶格架情况下，部分组分进入地下水中。如难溶的硅铝酸盐中的某些成分。广义的溶滤作用，包括了狭义溶滤作用，也包括了溶解作用。溶解作用破坏了矿物结晶格架，使矿物全部溶于水中，如N