工程地质水文地质--第二章-水文地质课件(PPT 113页)

1、第二章 水文地质第一节 概述第二节 地下水的赋存环境与赋存特征第三节 地下水分类第四节 地下水的补给、径流与排泄第1页，共113页。一、研究任务 水文地质是研究地下水的科学。 它的任务是研究与岩石圈、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分布特征和迁移转化规律，并研究如何运用这些特征和规律去兴利除害，为人类服务。第一节 概述第2页，共113页。二、水文地质在国民经济建设中的作用 水文地质学在国民经济发展中的作用是与地下水及其赋存的介质的功能有关。1、宝贵的资源 理想的供水水源重要的矿水资源第3页，共113页。2、敏感的环境因子 地下水是极其重要的环境因子。地下水的变化

2、往往会打破原有的环境平衡状态，使环境发生变化可能是有益的，也可能是有害的。 第4页，共113页。地下水污染人类活动对地下水的影响污染物进入地下水过量补充地下水过量抽取地下水水岩力学平衡破坏渗流场破坏水文循环平衡破坏与地下水有关的环境退化人类活动主要通过三种方式干扰地下水，造成一系列不良后果第5页，共113页。 过量开发与排除地下水地下水位下降地表径流衰减、沼泽湿地消失、土地沙化、海(咸)水入侵等； 过量补充地下水地下水位升高土地的次生盐渍化、次生沼泽化； 地下水位下降导致的粘土压密释水释放有害离子、化肥农药的不适当使用、废弃物的无序排放 地下水恶化、污染； 地下水位的变动会破坏其与周围岩土构成

3、的统一的力学平衡，而产生某种效应地面沉降与地裂缝、岩溶塌陷、地下洞室垮塌或突水、滑坡、岩崩、水库诱发地震、渗透变形。第6页，共113页。 这些地质灾害与地质环境问题严重地危及了人民的生命财产安全，大大降低了我们的生活质量，极大地增加了社会经济发展的成本。 可见，地下水与其周围的环境，是相互依存的、有着内在联系的统一体，打破一个环节就会引起或正或负的反馈(报复)。 因此，与地下水有关的地质灾害与地质环境问题都需要水文地质学知识来解决！第7页，共113页。3、活跃的地质营力 水是一种最常见的溶剂与载体。因而，分布于地表以下各层圈中的地下水在其活动过程中广泛地与周围物质进行各种物理和化学作用，从而不

4、断地改造着周围的地质环境，同时也改造着地下水本身，这种水与环境介质相互作用的过程及结果即是地下水的地质作用。 地下水的主要作用是传递应力、传输热量和化学组分、溶蚀和潜蚀等。第8页，共113页。4、重要的信息载体 由于地下水是应力传递者，同时又是在流动，所以地下水水位，水量，水温，水化学等的变化或异常可以提供埋藏在地下的许多信息，如找矿、地震预报、地质演变。第9页，共113页。1、地球上的水地球的结构示意图莫霍面谷登堡面 整个地球不是一个均质体，而是具有明显的圈层结构。地球每个圈层的成分、密度、温度等各不相同。 三、地球上的水及其循环第10页，共113页。（1）地球上水的来源 地球上的水源来自太

5、空和地球内部： 水从太空来到地球有三个途径：一是来自落在地球上的陨石；二是来自太阳的质子形成的水分子；三是来自太空频繁光顾地球携带有水的彗星和小行星。 地球上的水是在原始地壳形成以后，在整个地质时期内从地球内部不断逸出而起源的。第11页，共113页。（2）地球上水的分布地球是个富水行星，赋存于各个层圈。根据地球各层圈水的分布及其存在状态，地球上的水可分为浅部层圈水、深层圈水两大类。 深层圈水分布于地壳下半部直到下地幔这一范围。在地壳下部深约15-35km处，地温高达400以上，压力也非常大，这里的水不可能以普通液态水或气态水形式存在，而以非自由态的形式存在，为被压密的气水溶液。浅部层圈：水从大

6、气圈到地壳上半部属于浅部层圈水，其中分布有大气水、地表水、地下水以及生物体中的水，这些水以自由态形式存在，液态为主，气态、固态也存在。地球浅部层圈中水的体积约为13.86108km3。第12页，共113页。2、自然界的水循环地球深层圈的水和矿物结合水与地球浅层圈中自由态的水相互转化，地球各圈层中以各种形式存在的水是一个相互联系、相互转化的整体，即水圈或水系统。在这个整体内的水相互联系、相互转化的过程即是自然界的水循环。第13页，共113页。（1） 水文循环 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。水文循环通常发生于地球浅层圈中，是H2O分子态水的转换、更替较快；水文循

7、环对地球的气候、水资源、生态环境等影响显著，与人类的生存环境有直接的密切联系；水文循环是水文学与水文地质学研究的重点。自然界的水循环根据循环途径长短、循环速度的快慢以及涉及层圈的范围，分为水文循环、地质循环两类。第14页，共113页。(2) 地质循环 水的地质循环即地球浅部与深部层圈之间水的相互转化过程。在软流圈上升流区，上地幔熔融物质进入地壳或喷出地表时，地幔岩中的水分也随之上升与分异，转化为地球浅层圈的水。由地幔熔岩物质直接分异出来的水，称为初生水。在软流圈下降流区，含有大量水的地壳岩块俯冲沉入地幔，使地幔得到浅层圈水的补充。矿物结合水的形成和脱出也是水地质循环的一部分。在成岩、变质、风化

8、作用等地质过程中，不仅有分子态的水进入矿物或从矿物中脱出，同时还有伴有水分子的分解和合成。第15页，共113页。一、岩石中的空隙岩石是天然产出的具有一定结构构造的矿物集合体，是地质作用的产物。在水文地质学中，指自然界中各类岩土体，包括坚硬的岩石及松散的沉积物。空隙岩、土中各种类型的空洞的总称。自然界中不含空隙的岩石是不存在的。介质一种物质存在于另一种物质之中，后者就是前者的介质。第二节 地下水的赋存环境与赋存特征第16页，共113页。3、岩石空隙的分类 各类岩石中的空隙千差万别，空隙性质也极不相同，其本质决定因素是岩石空隙的成因。 根据空隙成因，可把岩石中的空隙分为三类： 孔隙(pore)主要

9、存在于各种成因的松散沉积物； 裂隙(fissure)主要存在于各种非溶性坚硬岩石； 溶隙(cavity)主要存在于各种可溶性坚硬岩石。 第17页，共113页。4、孔隙 松散岩石是由大小不等的颗粒组成。颗粒和颗粒集合体之间的空隙，分布均匀、相互连通成小孔状，称为孔隙。描述孔隙性质的术语主要有分布大小形状多少连通第18页，共113页。风化(卸荷)裂隙构造裂隙成岩裂隙裂隙按成因可分为：5、裂隙(fissure, fracture) 固结的坚硬岩石中，一般仅残存很小部分孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。 裂隙的多少以裂隙率表示：体积裂隙率面裂隙率线裂隙率第19页，共113页。6、溶

10、隙 可溶岩，在地下水的溶蚀作用下会产生空洞，这种空洞称为溶隙。 溶隙的多少以岩溶率表示。 溶隙形态：溶蚀裂隙、溶孔、溶洞、落水洞、地下暗河、地下湖，等等。 溶隙特征：规模十分悬殊，分布极不均匀。从水的赋存与运移角度来看，调查岩溶岩体： 描述岩溶发育特征(溶洞形态、规模、充填情况、连通程度、数量、分布特征等)； 岩溶率。第20页，共113页。地壳岩石中的水固态水气态水结晶水岩石“骨架”中的水（矿物结合水）结构水沸石水岩石空隙中的水(矿物表面)结合水液态水强结合水弱结合水毛细水重力水二、岩石中水的存在形式第21页，共113页。重力水(gravitational water，bulk water)

11、岩石颗粒表面的水分子增大到一定厚度，水分子受固相表面吸引力的影响极其微弱，而主要受重力影响，因此在重力影响下可以自由运动，这部分水就是重力水。第22页，共113页。 重力水存在于较大的岩石空隙中，具有液态水的一般特征，可自由流动，能够传递静水压力，并具有溶解岩石中可溶盐的能力。 地层内岩石空隙中如果存在一定的重力水，就可以通过泉或井流出(抽出)。 重力水是水文地质学研究的主要对象。第23页，共113页。含水层(Aquifer)：能够透过并给出相当数量水的岩层。如各类砂土、砂岩、裂隙或岩溶发育的岩层等。 隔水层(Aquiclude)：不能透过与给出水，或透过与给出的水量微不足道的岩层。如裂隙不发

12、育的基岩、页岩、板岩、致密粘土等。弱透水层(Aquitard)：渗透性相当差，在一般的供排水中所能给出的水量微不足道；但在较大水力梯度作用下，具有一定的透水能力的岩层。松散沉积物中的粘性土，坚硬基岩中裂隙稀少而狭小的岩层(如砂质页岩、泥质粉砂岩等)都可以归入弱透水层之列。三、含水层与隔水层岩层按其渗透性可分为透水层 含水层弱透水层不透水层 隔水层第24页，共113页。含水层依赖隔水层的存在，没有隔水层的滞水作用，含水层是不能构成的!定义中“相当水量，微不足道，较大水力梯度”是模糊的。这说明含水层与隔水层的划分是相对的。实际工作中，区分含水层与隔水层应考虑岩层给出水的数量是否具有实际意义。从理论

13、意义来看，岩层是否透水还取决于时间尺度。第25页，共113页。埋藏条件含水介质类型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、悬留毛细水及重力水裂隙岩层浅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饱水带水潜水各类松散沉积物浅部的水裸露于地表的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层间无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的水组成构造盆地、向斜构造或单斜断块的被掩覆的岩溶化岩层中的水第三节 地下水分类第26页，共113页。一、按含水介质类型分类按含水介质类型将地下水分

14、为孔隙水、裂隙水、岩溶水。1、孔隙水：指赋存于第四系松散沉积物孔隙中的地下水。第27页，共113页。扇顶部过渡带扇缘砾石、卵石、漂砾砾石、砂为主，并出现粘土层砂和粘土互层分选性差有一定的分选性分选性好透水性好，地形坡度大，颗粒粗，透水性好，地下水径流强烈。地下水动态变化大。地形变缓，颗粒变细，透水性变差，地下水径流受阻，水位接近地表，成泉或沼泽。地下水动态变化小。地形平坦，岩性变细。蒸发等排泄，水埋深有所增加。半干旱地区洪积扇水文地质剖面图第28页，共113页。冲积平原中地下水的基本特征 由地势高、堆积粗粒沉积的现代河道与近代河道，到地势低洼、堆积粘性土的河间洼地，显示着良好的微地貌-岩性-地

15、下水分带。冲积平原水文地质剖面示意图第29页，共113页。不同位置古河道、现代河道河间洼地地形高低岩性(粒度)粗细地下水埋深深 浅补给条件好差排泄方式径流蒸发排泄水化学作用溶滤作用 浓缩作用矿化度(TDS)HCO3-、TDS Cl-、DS冲积平原中地下水的基本特征第30页，共113页。2、裂隙水 赋存并运移于基岩裂隙系统中的水，称为裂隙水。基岩裂隙含水系统第31页，共113页。裂隙水的特点：裂隙水空间展布具有方向性渗透性不均匀、各向异性：一般第三方向不发育，裂隙水空间分布不均匀，局部发育，呈脉状分布，导致同一岩层中相距很近的钻孔，水量悬殊；有的地方打井有水，有的地方无水。裂隙含水系统通常具有树

16、状或脉状结构，一些大的导水通道作用突出，使裂隙水表现出明显的不均匀性，有时表现突变性： 在整个岩体中，裂隙通道所占的比例很低，一般为千分之几至千分之十几，水流只发生在组成导水网络的各裂隙通道内，因此，渗流场实际上是不连续的，很难形成统一的含水层。第32页，共113页。3、岩溶水 水对可溶岩石进行化学溶解，并伴随以冲蚀作用及重力坍塌，在地下形成大小不等的空洞，在地表造成各种独特的地貌现象以及特殊的水文现象，上述作用及由此产生的各种现象称为岩溶(喀斯特)。 赋存并运移于岩溶化岩层中的地下水称为岩溶水。第33页，共113页。第34页，共113页。岩溶水的特征岩溶含水介质具有很大的不均一性：既有规模巨

17、大、延伸长达数十km的管道溶洞，也有十分细小的裂隙和孔隙(包括沉积物中的孔隙)。岩溶水的补给：灌入式，入渗系数大(南方：6080%，北方：30%)；排泄：集中的排泄大泉；动态：非常不稳定，岩溶化程度愈高，愈不稳定。 处于不同演化阶段的岩溶水具有不同的特征：处于演化初期的岩溶水系统往往与裂隙水系统没有很大的区别； 处于演化后期的岩溶水系统，管道系统发育，大范围内的水汇成一个完整的地下水河系，某种程度上带有地表水的特征，空间分布极不均匀，时间上变化强烈，流动迅速，排泄集中。第35页，共113页。地下水的赋存示意图包气带水地下水位地下水位饱水带水承压水潜水上层滞水二、按含水介质类型分类按埋藏条件可将

18、地下水分为包气带水、潜水、层间无压水、承压水。第36页，共113页。1、包气带水（1）包气带与饱水带的划分 地下水面地下一定深度岩石中的空隙被重力水所充满，形成的一个自由水面。 地下水面之上称为包气带(unsaturated zone)，之下称为饱水带(saturated zone)。第37页，共113页。（2）包气带和饱水带的特点包气带 岩石空隙未被水充满； 固、液、气三相介质并存； 水的存在形式多样：结合水、毛细水、重力水(过路重力水、上层滞水)等。以各种形式存在于包气带中的水统称为包气带水。饱水带 岩石空隙被水完全充满，是固、液二相介质； 空隙中水的存在形式：重力水，结合水。第38页，共

19、113页。毛细水带： 包气带底部由地下水面支持的毛细水构成毛细水带，毛细水带的高度与岩性有关。 毛细水带的下部也是饱水的，即毛细饱水带。但是受毛细负压作用，其压强比大气压强小，因此，毛细饱水带中的水是不能进入井中。毛细饱水带第39页，共113页。中间带： 介于土壤水带与毛细水带之间，厚度变化很大，当地下水面高达地表或接近地表时，中间带厚度为0；当地下水面埋深很大时，中间带的厚度可达几百米。 中间带的水为气态水、结合水、毛细水及重力水等。第40页，共113页。4、包气带水的特点包气带水的来源：大气降水的入渗，地表水体的渗漏，由地下水面通过毛细上升输送的水分，地下水蒸发形成的气态水。包气带水的赋存

20、和运移受毛细力和重力的共同影响：重力使得水分下移，毛细力则将水分输向空隙细小的与含水量低的地方。包气带的水、溶质的时空分布及迁移转化规律受边界条件影响很大：气象因素，天然和人工植被、人类的生活和生产。第41页，共113页。 包气带水是水文循环的一个重要通道：饱水带地下水通过包气带获得降水、地表水的入渗补给(补充)，又通过包气带将水分传输，蒸发，消耗出去。因此，研究包气带水及其中的溶质的迁移转化规律和时空分布特征对阐明饱水带水的形成具有重要意义。第42页，共113页。2 潜水含水层厚度潜水含水层隔水层潜水面潜水埋深泉河蒸发潜水-地表以下第一个具有自由表面的含水层中的水。基本要素：潜水面、潜水位、

21、潜水埋深、含水层厚度第43页，共113页。潜水面： 潜水含水层具有自由水面，该自由界面即为饱水带的上界面，称作潜水面。 潜水面通常是个起伏的面，其形状与含水层的补给、排泄和渗透性能有关，一般情况下，潜水面是指向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致而较缓和。强大的人类活动正日益改变着潜水面的形状。潜水面的升降和高低与含水层内储水量的变化一致。第44页，共113页。潜水埋深：潜水面到地面的距离为潜水的埋藏深度。含水层厚度：从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面埋藏深度与含水层厚度随潜水面的升降而发生相应的变化。第45页，共113页。潜水主要特征： 补给：其它含水层，降水入渗，河湖水入渗

22、。 排泄：其它含水层，泉，河，腾发。 动态：含水层接收补给或排泄，使厚度变化而储水与释水！受气象、水文因素影响明显，变化快(水量、水位、水质季节性变化)，受人为因素影响也显著，易污染。 水循环：交替迅速，水循环周期短，更新恢复快，资源缺乏调节性。第46页，共113页。3、承压水(Confined Water)（1）定义:充满于2个隔水层(弱透水层)间含水层中的水。隔水底板隔水顶板第47页，共113页。（2）基本要素 承压含水层：赋存承压水的岩层； 隔水顶板； 隔水底板； 承压含水层厚度(M)； 承压高度(H)：含水层某点的承压高度等于该点的测压高度； 测压水位线(面)：测压水位的连线(面)，此

23、线是虚拟的； 补给区和排泄区； 承压区； 自溢区测压水位线与地形等高线的交点连接区。第48页，共113页。（3）主要特征 补给与排泄：有限区域与外界联系，水循环交替慢，平均滞留时间长(年龄老)，可恢复性差。 水化学特征：变化较大，可以是淡水，也可能是卤水。不易污染，一旦污染，很难净化！ 动态变化：较稳定，如果分布面积大，厚度稳定，则调节能力很强。第49页，共113页。第四节 地下水的补给、径流与排泄一、地下水的补给地下水的补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。 补给获得水量后，含水层或含水系统内地下水位上升，增加了势能，使地下水保持不停的流动；而由于构造封闭或气候干旱，含水层长期

24、得不到补给，地下水的流动将停滞。补给除了获得水量，还获得了一定的盐量或热量，从而使含水层或含水系统的水化学与水温发生变化。第50页，共113页。地下水的补给来源大气降水补给地表水补给凝结水补给与人类活动有关的补给第51页，共113页。1、大气降水对地下水的补给松散沉积物组成的包气带是大气降水对地下水补给的枢纽，包气带的岩性结构和含水量状况对降水入渗补给起着决定性作用。 松散沉积物的降水入渗有两种方式： 活塞式(piston/diffuse)、捷径式(bypass)。第52页，共113页。（1）“活塞式”入渗 产生条件 入渗过程湿润锋面第53页，共113页。降水入渗速率第54页，共113页。入渗

25、特点 发生在空隙均匀的岩土体中； 入渗水湿润面整体向下推进，犹如活塞的运移； 年龄新的水推动年龄老的水下移，“老”水在前，“新”水在后，始终是“老”水先到达含水层。第55页，共113页。（2）“捷径式”下渗 产生条件 入渗过程潜水面湿润锋面第56页，共113页。入渗特点： 发生在空隙大小悬殊的介质中； 新水可以超过老水，优先达含水层； 包气带未必达到饱和时即可补给下方含水层。第57页，共113页。2、地表水对地下水的补给（1）地表水补给地下水的必要条件 有水力联系； 地表水水位高于地下水水位。（2）地表水体补给地下水的特点 因地而异，因时而异具有不同的补排关系。 第58页，共113页。山区河谷

26、深切,河水常常低于地下水位，起着排泄地下水的作用，洪水期则河水补给地下水。第59页，共113页。山前，由于河流的堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水。第60页，共113页。冲积平原与盆地的某些河流的某段，河水与地下水的补给排泄关系，随季节而定。第61页，共113页。而在某些冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水。第62页，共113页。 汛期开始，河水湿润包气带并发生垂直入渗，潜水面处形成水丘。 河水不断下渗，水丘水位不断抬高，与河水连成一体。 汛期结束，河水撤走，水丘逐渐趋于平，使一定范围内潜水位普遍抬高。（3）地表水对地下水补给的过程以间歇河流为例第6

27、3页，共113页。含水层的补给区和汇水区(d)ffF潜水的补给受汇水面积控制第64页，共113页。Ff含水层的补给区和汇水区(b)出露低洼处在汇水面积内获补给。第65页，共113页。fF含水层的补给区和汇水区(c)通过导水断层获补给。第66页，共113页。含水层的补给区和汇水区(a) 高出出露点获补给。第67页，共113页。3、凝结水的补给 饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，空气中的绝对湿度与饱和湿度相等，若温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。 一般情况下，凝结形成的水相当有限。但在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定的意义

28、(敦煌壁画受到凝结水的破坏)。第68页，共113页。补给过程：夏季的白天，大气和土壤都吸热增温；到夜晚，土壤散热快而大气散热慢。当地温降低到一定程度，在土壤孔隙中的水汽达到饱和，便凝结成水滴，那么土壤中水气的绝对湿度随之降低。由于此时气温较地温高，近地面大气的绝对湿度较土中的绝对湿度大，因此，水汽从大气向土壤孔隙运动。如此不断补充，不断凝结，当形成足够的液滴状水时，便下渗补给地下水。第69页，共113页。4、人类活动导致的地下水补给 地下水可以从人类某些活动中获得补给第70页，共113页。二、地下水的排泄 含水层(含水系统)向外界排出水量的过程称为排泄。 排泄方式： 点状排泄泉 线状排泄向地表

29、水体泄流 面状排泄腾发，人工排泄第71页，共113页。1、泉(spring) 泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉，多为“点”状。（1）泉的分类 根据补给泉的含水层类型可将泉划分为： 下降泉出露在潜水含水层中的泉 上升泉出露在承压含水层中的泉第72页，共113页。侵蚀泉接触泉根据出露条件，下降泉分为：溢流泉第73页，共113页。根据出露条件，上升泉分为：侵蚀泉断层泉接触带泉第74页，共113页。（2）泉的研究意义直接的水文地质资料，间接分析得出水文地质信息： 地下水位标高； 含水岩层的含水性(透水性)及导水性： 泉出露处断层的导水性； 补给条件，循环(交替)强度

30、； 泉的温度：地下水循环深度； 泉水的水质反映地下水的化学成分特征。第75页，共113页。2、泄流河流切割含水层时，地下水向河流的排泄，称为泄流。第76页，共113页。3、腾发(evaporation)在地势低平地区，尤其干旱半干旱气候下松散沉积物构成的平原和盆地，腾发往往成为是地下水的最主要排泄方式。地下水的腾发可以发生在土壤表面和植物体上： 土壤表面的蒸发称为土面蒸发； 植物生长过程中，经由根系吸收水分，在叶面转化成气态水而蒸发，这便是叶面蒸发，也称为蒸腾(transpiration)。第77页，共113页。蒸发过程 地下水蒸发所消耗的水分来自两部分，一部分是指直接消耗地下水面以上土层中的

31、水分，一部分消耗地下水，消耗地下水的蒸发称为潜水蒸发。 地下水的蒸发一方面取决于外界的蒸发能力，另一方面取决于土层从地下水面向地表水的能力，其输水能力大小一方面取决于土质条件，另一方面取决于土表的含水率。第78页，共113页。蒸腾 通过植物根系吸收潜水或包气带水转化为叶面水而蒸发消耗(一株大的植物，犹如一台生物抽水机)。 与表土蒸发、潜水蒸发不同，蒸发的深度受植物根系分布深度的控制。草原护田林对潜水位的影响第79页，共113页。4、人类活动导致的地下水排泄 人类活动生产和生活用水开采地下水； 人类活动农田不适当的灌溉地下水抬升潜水蒸发增强。第80页，共113页。三、含水层之间地下水的转化 如果

32、两个含水层(或含水系统)之间的地下水存在相互转化，那么对某一特定含水层而言是获得补给，而对另一个含水层来说则是排泄。转化条件：两个含水层(或含水系统)之间存在水头差而且有联系的通路，那么水头较高的含水层便补给水头较低的含水层。第81页，共113页。转化形式： *承压水补给潜水第82页，共113页。*潜水补给承压水第83页，共113页。松散沉积物和基岩中存在的“导水通道”而使含水层之间发生相互转化 第84页，共113页。MHAHBAB主含水层补给含水层*含水层通过弱透水层越流补给第85页，共113页。地下水的排泄，根据其对水质影响可分为两大类：径流排泄： 以泉、泄流、井等方式的排泄，其特点是水分

33、(盐分)呈液态排出，盐随水去。蒸发排泄： 以蒸发、蒸腾排泄方式的排泄，其特点是水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留。第86页，共113页。入渗径流山区潜水 渗蒸发干旱半干旱平原区潜水第87页，共113页。1、几个概念（1）渗流 渗流地下水在岩石空隙中的运动，又称渗透。 渗流场发生渗流的区域(地下水运动的空间)。地下水渗流示意图四、地下水的运动第88页，共113页。（2）流线与迹线流线渗流场中某一瞬时由所有流体质点组成的一条线，并且线上各流体质点在此瞬时的流向均与此线相切。地下水流线示意图流线的特点： 流线与流线不能相交； 流线不能是一条折线，它是一条光滑的曲线或直线。第89页，共113页。地

34、下水迹线示意图迹线渗流场中某一时段内某一质点的运动轨迹。迹线的特点： 对于每一个水质点都有一个运动轨迹，所以迹线是一簇曲线，而迹线只随质点不同而异，与时间无关。第90页，共113页。 流线和迹线都是流场中的一簇曲线，都与流体的运动有关，但各自代表了不同的概念： 流线反映的是某时刻流体的流速向量，迹线是反映流体中某一质点不同时间走过的轨迹；因此流线可看作水质点运动的摄影，迹线则可看作对水质点运动所拍摄的电影。第91页，共113页。（3）过水断面与流量垂直于所有流线的横截面，称为过水断面(渗流断面)。过水断面123单位时间内通过渗流断面的地下水体积称为渗透流量。第92页，共113页。（4）层流与紊

35、流 层流在岩石空隙中渗流时，水的质点作有秩序、平行而互不混杂的流动。层流示意图第93页，共113页。紊流在岩石空隙中渗流时，水的质点作无秩序、互相混杂、互相碰撞的流动。水作紊流运动时，水流所受到的阻力比层流状态大，消耗的能量较多。紊流示意图第94页，共113页。（5）水头过水断面上某一位置处单位重量水体所具有的机械能(H)表达为：伯诺里能量方程由于地下水的流速非常缓慢，速度水头相对于测压水头是微不足道的。因此，可忽略速度水头，而用测压水头代替总水头，即第95页，共113页。 含水层中的水头水头值的大小可用水柱高度表示，因而渗流场内任意水头值的大小可以从基准面到揭穿该点井孔(测压井)的水位处的垂

36、直距离来表示。研究地下水水头的时空分布规律是水文地质学的重要研究内容之一。第96页，共113页。2、地下水运动的特点地下水渗流与地表水流相比有许多的不同之处：不论哪一类含水介质，其通道一般都是不规则的，它是由大小不等、形状不同的孔隙、裂隙、溶隙(或溶洞)连接组合而成的。因此，实际的水流通道的空间形态与方向是相当复杂的。这就使得地下水沿程流动时水质点运动的速度大小与方向都在不断地变化着。地下水渗流示意图第97页，共113页。地下水的流线必须引进一个假想的水流代替真实的水流。这种假想水流的物理性质(如密度、粘滞性等)和真实的地下水相同；它是充满了整个多孔介质(包括空隙和固体部分)的连续体；而这种假

37、想水流的阻力与实际水流在任意岩石空隙体积内中所受的阻力相同；它的任意一点压强P和任一断面的流量Q与实际水流在该点周围一个小范围内的平均值相等。这就是在渗透阻力、渗透压强以及渗透流量保持等效的原则下，把实际渗流速度平均到包括固体颗粒骨架在内的整个渗流场中。第98页，共113页。实际就是用一种假想的渗流来代替复杂的实际渗流。这个假想的水流便是宏观水平的地下水流，我们称之为“渗流”，它所占据的空间称为“渗流场”。第99页，共113页。总之，假想的水流应有以下特点： (1)假想水流的物理性质(如密度、粘滞性等)和真实地下水相同； (2)假想水流充满含水层的整个空间； (3)假想水流运动时，在任意岩石体

38、积内所受的阻力等于真实水流所受的阻力； (4)通过任一断面的流量及任一点的压力或水头均和实际水流相同； (5)假想水流所占据的空间为渗流区或渗流场。第100页，共113页。3、地下水运动的基本规律达西定律达西实验装置图（1）达西定律的表达式达西定律是法国水利学家H.Darcy通过大量的实验，得到的线性渗透定律。达西实验条件与过程：(1)等径圆筒装入均匀砂样，断面面积A； (2)上游置一个稳定的溢水装置：保持稳定水头；(3)实验上端进水，下端出水：示意流线；(4)圆筒中上、下断安装测压管：测定两个断面的水头，水头差为h；两断面相距L；(5)下端出口测定流量为Q。00第101页，共113页。实验成

39、果： 获得达西定律表达式：水力学中：达西定律另一表达式：第102页，共113页。（2）达西公式中各项的物理意义1） 渗透流速(V)在达西定律表达公式中，渗透流速是一个宏观概念，并且它很容易测量。因此，必须把它与单个水质点在砂粒中寻路而曲折前进的微观的真实流速区别开来。微观真实流速是客观存在的，但它却无法测量。地下水渗流示意图第103页，共113页。从地下水运动的宏观概念出发，在达西定律表达公式中，过水断面(A)是垂直于地下水流动的含水层横断面，包括骨架和空隙在内的断面。这就是说，把由空隙与固体颗粒骨架构成的含水层断面视为统一的连续透水的断面。过水断面(A）第104页，共113页。因此，在达西定律表达公式中，过水断面(A)是假想的过水断面；而实际的过水断面面积(A)是扣除结合水所占据的范围以外的空隙面积。实际过水断面(A)第105页，共113页。2） 水力梯度(I)（hydraulic gradient） 水力学中水力坡度(J)：单位距离的水头损失。 水力梯度为沿渗透