水文地质学全册配套完整课件1

水文地质学全册配套完整课件1水文地质学2014.9教材与参考书水文地质学基础（工程地质专业）崔可锐、钱家忠编水文地质学基础王大纯等地质出版社地下水动力学陈崇希等中国地质大学出版社水文地球化学沈照理地质出版社专门水文地质学房佩贤地质出版社地下水流数值模拟陈崇希地质出版社水文地质手册工程地质及水文地质戚筠俊中国水利水电出版社工程渗流力学及应用苑莲菊等中国建材工业出版社教材及参考书目教学目的《水文地质学》是岩土工程、勘察技术、资源勘察、土木工程和建筑工程（岩土工程方向）等与地下水有关的专业必修课；通过课程学习，能够使大家系统地掌握水文地质学的基本知识和地下水的形成、分布、运移的基本理论；初步掌握运用所学知识，对与地下水有关的水文地质、工程地质、环境地质问题进行分析的基本方法和技能。

课程安排：讲课32学时

先修课程：数学、化学等数理基础课程，以及地质学基础、第四纪地质、水力学、构造地质学等考试方式：闭卷考试（80%）+平时成绩（20%）水文地质与工程地质关系？供水工程新疆吐鲁番坎儿井中国汉代凿龙首渠自贡盐井浙江余姚河姆渡古文化向家坝电站坝顶高程线大峡谷温泉向家坝水电站地热开发利用工程抗旱工程隧道等地下工程涌突水2008-6-17，连天暴雨后，重庆市内环高速上界立交高管处外，一片汪洋。高速路除防护栏等在水面上画出一条条优美弧线外，数百米长的一段路已藏身水底。过往车辆在“湖”两端排出两道长线。大量的地下水冒出地面涌入真武山隧道中，冲出两米多高基坑开挖中的地下水地下水开发引起的环境问题70年代以来，由于城市的迅速发展，城市供水量的日益增加，因过量开采地下水产生的环境地质问题(或负环境效应、或地质灾害)，如水量枯竭(表现为地下水位持续下降、大泉流量日减等)，地面变形(如地面沉降、岩溶塌陷、地裂缝等)、水质恶化(如海水入侵等)以及生态环境恶化等，引起人们广泛的重视，促进了水文地质学的发展，成为环境水文地质工作中的重要内容。

沼泽化与盐渍化1975-19801980-19951995-2000肃宁沧州黄骅19721972-19759.2148.6669.9990.4195.69沧州市深层水位降落漏斗

地裂缝地下水动力学课程组

地面沉降在我国无论是在北方还是在南方，对岩溶塌陷都进行了深入的研究，对岩溶塌陷的类型、特征、形成条件与形成机制进行了系统的分析和总结，提出了具体的防治措施，个别研究者还对岩溶塌陷的预测进行了尝试性研究。

岩溶塌陷海水入侵沿海地区海水入侵问题，在辽宁的大连、山东的莱州、龙口、烟台和青岛以及广西的北海等地开展了详细的勘查研究。在治理对策方面，提出了调整开采量、人工回灌、设置隔水帷幕等措施，除了调整滨海含水层地下水的开采量外，其它治理措施在国内付诸实践的并不多见。

天津市地面沉降水文地质与工程地质密不可分！水文地质学（hydrogeology）主要研究地下水的分布、运动和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源评价、开发及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。随着科学的发展和生产建设的需要，水文地质学又分为区域水文地质学、地下水动力学、水文地球化学、供水水文地质学、矿床水文地质学、土壤改良水文地质学等分支学科。近年来，水文地质学与地热、地震、环境地质等方面的研究相互渗透，又形成了若干新领域，如环境水文地质学、地下水资源管理、同位素水文地质学等。学科简介绪言教学目的：（1）掌握水文地质学的研究对象、内容；（2）掌握地下水的作用；（3）了解水文地质学科发展现状（4）了解水文地质与工程地质的关系水文地质学的概念水文地质学的研究内容水文地质学的发展与展望水文地质学的学科基础水文地质学的概念

——Hydrogeoloy水文学+地质科学水文学(hydrology)是地球物理学和自然地理学的分支学科。研究存在于大气层中、地球表面和地壳内部各种形态水在水量和水质上的运动、变化、分布，以及与环境及人类活动之间相互的联系和作用地质学(geology)：地质学是对地球的起源、历史和结构进行研究的学科。主要研究地球的物质组成、内部构造、外部特征、各圈层间的相互作用和演变历史。在现阶段，由于观察、研究条件的限制，主要以岩石圈为研究对象，并涉及水圈、大气圈、生物圈。水汽输送蒸发

降水蒸发降水植物蒸腾湖地表径流地下径流海洋下渗水文学研究内容

研究存在于大气层中、地球表面和地壳内部各种形态水在水量和水质上的运动、变化、分布，以及与环境及人类活动之间相互的联系和作用地质学研究内容主要研究地球的物质组成、内部构造、外部特征、各圈层间的相互作用和演变历史。水文地质学的概念地下水：埋藏和运动于地表以下不同深度的土层和岩石空隙中的水（地表以下约10Km范围）。地下水的功能主要包括：资源、生态环境因子、灾害因子、地质营力与信息载体。水是人类赖以生存的宝贵资源生活用水农业用水工业用水环境用水水是生态环境的敏感因子水是生命的源泉水是农业的命脉水是工业的血液水的开发利用给人类带来的危害土壤次生盐渍化、荒漠化、沙漠化、地面沉降、海水入侵、水质恶化等地下水是一种宝贵资源地下水是一种很活跃的地质营力传递应力水库诱发地震等通过观测地下水动态监测预报地震地下水的作用会加剧地质灾害的发生，如滑坡地下水是一种很活跃的地质营力

——地壳内能量、热量及化学组分的传输者地下水是地球内部地质演变的信息载体

由于是应力传递者，同时又在流动——

地球是个天然热库——在地质循环和水文循环中传输地壳内部的能（热）量的传输者，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

强的溶剂：在地质循环和水文循环中化学组分

溶解，传递到适宜的部位沉淀（沉积）：

这一结果（和信息）可以指导找矿、找油，或研究地震和地质演变水文地质学的发展简史四个时期：1856年以前的萌芽时期，1856年至20世纪中叶的奠基时期，20世纪中叶至今的发展时期，21世纪的转变时期。萌芽时期：由逐水而居到凿井取水——大转折奠基时期：1856年，达西定律出现，标志可进行地下水渗流的定量计算（奠定了水文地质学的基础）发展阶段：二次世界大战后，科学技术推动生产迅猛发展及人口急剧增长泰斯非稳定流理论提出，对地下水资源量的认识—革命计算机技术的发展，在地下水模拟、规划管理等推进转变时期：核心内容的转变，可持续发展观的提出水文地质学的发展正向“地下水科学”的转变——坎儿井发展趋势

人类开发利用地下水的历史

我国最古老的水井－浙江余姚河姆渡水井，C－14测定，修建于公元前3710年左右。古波斯时期德黑兰附近的坎儿井。约公元前250年四川采地下卤水开凿的自流井。世界凿井历史上第一口超深井是我国自贡燊海井。自贡燊海井自贡燊海井坐落在大安区阮家坝山下，占地面积3亩，井位海拨341.4米。该井开钻于清代道光十五年（公元1835年），历时13年，方始凿成。井深1001.42米，既产卤，又产气。燊海井燊海井井盐生产现场水的来源萌芽时期(1856以前)：渗入说、凝结说、沉积说等。公元前1世纪，古罗马建筑师MV波得奥提出渗入说，认为地下水是雨水和雪水渗入地下形成的。美国的兰、戈登，俄国的安德鲁索夫埋藏水(沉积水)的存在。这些水是与沉积物堆积同时存在于岩石孔隙之中的，粘性土固结压密时也可能将水释入周围含水层中。

18世纪德国水文学家福利盖尔反对渗入说，提出了凝结说，认为水汽冷凝为液态水是地下水的主要来源。后遭反驳而被放弃。1907～1919期间，俄国的列别捷夫通过观测与实验，在新的基础上恢复了凝结说。与此同时，法国的帕利西、中国的徐光启和法国的马略特，先后指出了井泉水的来源，马略特还提出了含水层与隔水层的概念。

在此期间，人们对地下水的起源提出了一些新的看法。1902年，奥地利的修斯初生水学说，认为地下水来源于岩浆冷凝时析出的水。后来，因为得不到证实而逐渐被人们冷落。前苏联水文地质学家卡明斯基内生说，内生水主要由岩浆及变质(由地球内力作用收起岩石改造与变化)起源的水、汽组成。是人们对地下水起源问题认识上的一个新的突破。奠基时期(1856-1945)：

我国的李时珍在《本草纲目》中按成分进行了泉的分类［沈照理等，1986］。19世纪，油田地下水的研究积累了大量水化学资料。1930年，前苏联的伊利茵(B．C．Hxbuu)提出了苏联潜水化学分带规律。随后，前苏联学者伊格纳托维奇提出了自流盆地的水化学分带。本世纪中叶，前苏联学者奥弗琴尼科夫建立了水文地质学的一个新分支——水文地球化学。

1912年，德国人凯尔哈克(K，Keilhaek)进行了地下水和泉的分类，总结了地下水的埋藏条件和排泄条件。本世纪20年代至30年代，美国人迈因策尔(O．E．Meinzer)对美国地下水作了总结性描述，并对一系列水文地质概念和术浯进行了探讨。他还在1923年对于1915年提出的安全抽水量重新下了定义[柴崎达雄，1988]，在实质上提出了地下水资源的概念。由此可见，大致在20世纪中叶，有关地下水赋存、运动、补给、排泄．起源、水化学以及水量评价等方面，已有了一套比较完整的理论与研究方法，水文地质学已经确立为一门成熟的学科了。1856年法国水力工程师达西达西定律。达西定律提供了地下水定量计算的依据，奠定了作为学科分支的水文地质学的基础。

1863年法国人裘布依地下水稳定井流公式。

886年奥地利的福希海默绘制了地下水流网。

1935年美国人泰斯地下水非稳定井流方程——泰斯公式。使地下水定量计-算向实用方向推进厂一大步。实际上早在1925年，在奥地利土力学家太沙基(K．Texzaghi，1883—1963)所提出的土的一维固结理沦中已经蕴含了地下水非稳定流的解法，但因“隔行如隔山”，11年后水文地质学家另行独立地提出地下水非稳定流方程。

越流水文地质模拟技术。发展时期(1946-1999)：转变时期(2000至今)：

核心课题、视野、目标、内容、思路多学科交叉渗透、服务方式。

我国水文地质学的发展历史，可划分为四个阶段：①萌芽阶段（20世纪前）；②初始阶段（1900－1950年），开始应用地质学的基本理论研究地下水；③奠基阶段（1950－1970年），主要有前苏联学术思想影响下，奠定水文地质的理论基础，是区域水文地质学与农业水文地质学的开创时期；④成长时期（1970－2000年），是水资源水文地质学与环境水文地质学的发展时期，主要受西方科学技术思想影响，如系统论、系统工程、计算机技术等新理论、新技术的输入，使我国的传统水文地质学，发展到一个以研究水资源与环境问题为重点的现代水文地质学。

五十年来我国水文地质学的演变与发展

A、50年代―区域水文地质学的开创时期

B、60年代―农业水文地质学的开创时期

C、70年代―环境水文地质学的开创时期

D、80年代―水资源水文地质学的开创时期

E、90年代―信息水文地质学的开创时期地下水系统理论的提出

环境水文地质学的诞生

基于3S技术的地下水科学

地下水污染的控制与处理的发展

深部水文地质学的诞生20世纪水文地质学重要研究领域多相流理论研究

地下水模型的非确定性研究

含水层污染控制与恢复治理

点源污染场地地下水污染的研究

3S技术及网络的应用地下水资源的可持续利用全球环境变化及人类活动对地下水的影响21世纪水文地质科学展望天然状态下的地下水转向人类活动影响下的地下水；饱水带的含水层转向包气带及隔水层；表层地下水转向深层地下水。发展趋势：地下水的利用——坎儿井，近3000年历史地下水的形成和分布与地质环境有密切联系。水文地质学以地质学为基础，同时又与岩石学、构造地质学、地史学、地貌学、第四纪地质学、地球化学等学科关系密切。工程地质学是与水文地质学是同时相应发展起来的，因此两者有不少内容相互交叉。地下水积极参与水文循环，一个地区水循环的强度与频率，往往决定着地下水的补给状况。因此，水文地质学与水文学、气象学、气候学有密切关系，水文学的许多方法也可应用于水文地质学。地下水运动的研究，是以水力学、流体力学理论为基础的，并应用各种数学方法和计算技术。水文地质学基础水文地球化学地下水动力学专门水文地质学工程水文地质专题相关学科：水文学、水力学、地质学、构造地质学、地貌学等。水文地质学科分类水文地质学的研究内容

水文地质学是从寻找和利用地下水源开始发展的，围绕实际应用，逐渐开展了理论研究。目前已形成了一系列分支。

地下水动力学是研究地下水的运动规律，探讨地下水量、水质和温度传输的计算方法，进行水文地质定量模拟。这是水文地质学的重要基础。

水文地球化学是水文地质学的另一个重要基础。研究各种元素在地下水中的迁移和富集规律，利用这些规律探讨地下水的形成和起源、地下水污染形成的机制和污染物在地下水中的迁移和变化、地下水与矿产形成和分布的关系，寻找金属矿床、放射性矿床、石油和天然气，研究矿水的形成和分布等。供水水文地质学是为了确定供水水源而寻找地下水，通过勘察，查明含水层的分布规律、埋藏条件，进行水质与水量评价。合理开发利用并保护地下水资源，按含水系统进行科学管理。

矿床水文地质学是研究采矿时地下水涌入矿坑的条件，预测矿坑涌水量以及其他与采矿有关的水文地质问题。

农业水文地质学的内容主要包括两方面，一方面为农田提供灌溉水源进行水文地质研究；另一方面为沼泽地和盐碱地的土壤改良，防治次生土壤盐碱化等问题进行水文地质论证。地热是一种新的能源，如何利用由地下热水或热蒸汽携至地表的地热能，用来取暖、温室栽培或地热发电等，以及地下热水的形成、分布规律，以及勘察与开发方法等，是水文地热学的研究内容（地源热泵和地温空调）。

区域水文地质学是研究地下水区域性分布和形成规律，以指导进一步水文地质勘察研究，为各种目的的经济区划提供水文地质依据。

古水文地质学是研究地质历史时期地下水的形成、埋藏分布、循环和化学成分的变化等。据此，可以分析古代地下水的起源与形成机制，阐明与地下水有关的各种矿产的形成、保存与破坏条件。新技术新方法环境同位素应用(一)地下水年龄测定(二)研究地下水的起源和形成(三)示踪研究地下水运动及水文地质过程的机理(四)测定水文地质参数

环境遥感技术在水文地质中的应用地下水数值模拟地下水运动数值模拟地下水中污染物运移模拟地下水地球化学模拟一、MODFLOW

(modularthree-dimensionalfinite-differenceground-waterflowmodel)

二、VisualMODFLOW三、VisualGroundwater四、FEFLOW

(finiteelementsubsurfaceflowsystem)

水文地质学的发展趋势“当代水文地质学发展趋势与对策”《水文地质工程地质》2005.第1期，51-56，张人权等核心课题转移：找水水文地质学→资源…→生态环境…视野扩展：含水层→地下水系统→水文-生态环境→技术-社会系统。目标改变：由当前的问题转向长期的可持续发展…内容扩展：从地下水的水量为主，转向水量与水质的研究并重；从狭义地下水，扩大到广义地下水,乃至地下水圈…思路的改变：从成生角度，加强过程与机理研究…多学科交叉渗透成为主流：地下水科学与其它自然科学以及社会科学交叉渗透，以多学科方式研究与处理问题服务方式转变：…方式发生了很大改变，如何使水文地质工作成果转化为生产力，成为一个急需解决的重大课题水文地质学的发展与趋势——任务目前任务：§正确地预测在人类活动干预下地下水的变化§正确地评价、开发、管理与保护地下水资源§保护与地下水有关的生态环境，成为当务之急§正确地预测矿产开发的地下水问题，避免地下水害§。。。预测地下水的污染与保护措施调用纯净水应急2005.11.26日污染高峰过哈尔滨城市全城380余井，成为城市供水主源，城市应急系统启动并紧急打井（开采地下水）

2005年11月吉林中石化爆炸，100余吨硝基笨进入松花江，导致哈尔滨城市供水系统瘫痪4天，11月27日恢复供水,市700余万人经历了用水危机。2007年初夏江苏无锡太湖的水环境问题

2007年5月底～6月,无锡太湖蓝藻暴发,造成水源地水体污染，市民生活用水受到严重影响.政府启动了紧急事件应对措施,太湖事件进一步促进对水环境保护与水资源危机”意识”的认识。防范煤矿特大突水事故—2005年事故特点

2005年，死亡10人以上事故13起，总人数357人同期上升160%、233.6%；占总特大事故20.5%乡镇煤矿水害事故多，84.6%老空水是水害的主要水源

老空透水—69.2%底板透水—15.4%岩溶突水—15.4%水文地质学*

西南科技大学环境与资源学院2014.9——地质工程专业第一章自然界的水循环与水均衡

Hydrologic-cycle本章主要内容：1.1自然界的水循环

1.2自然界的水均衡1.3我国的水循环概况1.1自然界的水循环

自然界中水的分布

地球上的水以气态、液态和固态形式分布于大气圈、地球表面和地壳中，分别称为大气水、地表水和地下水。这些水组成地球的水圈。绝大部分的水分布于海洋中，占96.5％，只有3.499％的水分布于陆地上。地球上浅部层圈水的分布

水体体积(km3)%大气水129000.001地表水海洋133800000096.5冰川和永久积雪240641001.74湖泊1764000.013沼泽114700.0008河流21200.0002地下水包气带水165000.001饱和带水234000001.7永久冻土带固态水3000000.022合计1385983490100水文循环及地质循环自然界的水循环包括：地质循环：水参与沉积、变质与岩浆作用过程，地壳浅表的水与地壳深部乃至地慢的水发生交换，循环途径长，循环速度缓慢。此类水循环是在地质历史进程中进行的。水文循环：发生于大气、水、地表水与地壳浅部地下水之间，循环速度相对迅速。水文循环的动力：太阳热能和重力的作用循环过程：海洋中的水分蒸发成为水汽，进人大气圈；水汽随气流运移至陆地上空，在适宜的条件下，重新凝结下降。降落的水分，一部分沿地面汇集于低处，成为河流、湖泊等地表水；另一部分渗入土壤、岩石，成为地下水。地球上各部位、各层圈都存在着水各部位的水是相互联系、相互转化的整体也称为水圈──水系统水文循环的运动规律海洋的蒸发量大于降水量陆地的降水量大于蒸发量大陆输入水汽量与输出水量基本平衡水循环的作用：通过水循环水质得以净化、水量得以更新再生。水资源不断更新与再生，可以保证在其再生速度水平上的永续利用——是可持续发展的保证。大循环与小循环

根据水循环的途径不同，自然界的水循环可分为大循环与小循环。大循环：发生于海洋与陆地之间的水循环，称为大循环。小循环：在陆地或海洋表面蒸发的水分，最终降落回到陆地或海洋表面，这种局部的水循环，称为小循环。水汽输送蒸发

降水蒸发降水植物蒸腾湖地表径流地下径流海洋下渗水文循环径流径流是水循环的重要环节和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。径流可分为地表径流和地下径流，两者具有密切联系。

水系、流域、分水岭水系：地表径流和地下径流均有按系统分布的特点。汇注于同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。流域：一个水系的全部集水区域称为该水系的流域。分水岭：相邻两个流域之间地形最高点的连线即为称分水岭。山口沉积作用山口沉积作用河口沉积作用流域与封闭流域径流要素在水文学中常用流量、径流总量、径流深度、径流模数和径流系数等特征值来说明地表径流。水文地质中也采用相应的特征值来表征地下径流。各特征值的换算关系1.2自然界的水均衡1.2.1地下水均衡的概念

应用质量守恒定律研究水循环中各要素之间的关系就是水均衡研究。地下水均衡是研究某个地区在某一时间内地下水水量（盐量、热量）的补给与消耗之间的数量关系。均衡区：进行均衡计算所选定的地区。均衡期：进行均衡计算的时间段。

正均衡；负均衡1.2.2通用水均衡方程

通用水量平衡方程：区域—时间段—要素

I=O+(W1--W2)=O+△W其中，I：时段内输入区域的各种水量之和

O：时段内输出区域的各种水量之和△W=W1-W2：区域内时段始末的储水量不同区域、不同研究对象可以写出具体的水量平衡方程式大循环的水均衡分析降水

蒸发

径流

水汽输送入渗

蒸发

降水

水汽输送收入项（I）：大气降水量（X）地表水流入量（Y1）地下水流入量（W1）水汽凝结量（Z1）支出项（O）：地表水流出量（Y2）地下水流出量（W2）蒸发量（Z2）陆地上某一地区天然状态下的水均衡分析：I=O+(W1--W2)=O+△W△W＝X+（Y1-Y2

）+（W1-W2

）

+（Z1-Z2

）1.2.3我国水量平衡1.2.4全球水量平衡降水降水强度蒸发水面蒸发、陆面蒸发径流径流是指大气降水落到地表后在重力作用下于地表和地下形成的水流。（1）流量Q

单位时间内通过河流某一断面的水量。单位：（2）径流总量W

某一时间段T内通过河流某一断面的水量。单位：（3）径流深度Y

某一时间段内径流总量均匀分布于过水断面以上的整个流域面积上所得到的水层厚度。单位：

1.2.5水均衡要素

（4）径流模数M

单位流域面积上平均产生的流量。单位：（5）径流系数某一时段内的径流深度与同一时段内的降雨量的比值。1.3我国的水循环概况

地理位置：我国位于世界最大陆地欧亚大陆东缘，南北地跨亚热带、温带及亚寒带。西部是世界上最高大的青藏高原，东濒世界界最大水体太平洋。我国地区气候我国绝大部分地区均为季风气候，一年中雨季与旱季分明，降水的时空分布很有规律。对我国气候起控制作用的是两个高气压中心：形成于海洋的夏威夷亚热带高压中心，带来暖湿气流；形成于大陆腹地的蒙古寒带高压中心，带来干寒气流。冬季，大陆因太阳辐射减少，急剧降温，空气冷却，密度增大，蒙古高压中心增强；而海洋降温慢，空气密度相对较小，夏威夷高压减弱；此时，我国大部分地区盛行西北季风，寒流所及，天气干冷晴朗。夏季，太阳辐射增强，陆地增温强烈，蒙古高压迅速衰退，海洋温度相对较低，夏威夷高压相对强盛，我国大部盛行东南风。我国季风气候类型我国气温分布水资源在时间上分配相当不均匀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的间上分配相当不均匀。雨季降水丰沛，是水循环积极进行时期。降水在空间分布上的不均匀性东南沿海地区年均降水足均在1500mm以上，最大大可达2000~3000mm；长江流域约1200mm；华北地区一般征600~800mm；而新疆塔里木盆地降水量仅在50mm；有的地方几乎终年无雨。我国降雨量分布大气圈结构图水圈结构图98第二章地下水的赋存99本章内容2.1

岩石中的空隙2.2空隙中的水2.3

岩石的水理性质2.4

地下水的垂直分布2.5

含水层与隔水层2.6

含水层的类型1002.1岩石中的空隙Intersticesinrocks岩石—水文地质学中指坚硬岩石及松散的土层。空隙—岩、土中各种类型空洞的总称。

空隙—是地下水的储存场所（places）和运移通道(conduits)。空隙可分为：孔隙（pore）:松散岩石颗粒间的空隙（第四系地质学）裂隙（fissure）:坚硬岩石破裂产生的空隙（构造地质学）溶穴（cave）:可溶性岩石被溶蚀后产生的空隙（岩溶地质学）以下以孔隙为例，重点讨论描述空隙特征的有关概念，参数（指标）和分析方法。101松散砂土孔隙

粘土孔隙裂隙溶隙102孔隙溶隙裂隙103岩石中的空隙孔隙性能容纳水的性质渗透性能让水通过的性能VS1042.1.1孔隙（pore，viod）松散岩石颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。土体孔隙的描述内容包括：

孔隙的大小、多少、形状、连通程度与分布规律松散土体宏观上可以分为2大类：砂性土与粘性土105a—砾石(模型)

b—砂土样品c—砂砾混合样品孔隙与粒径关系2.1.1孔隙——与粒径关系1、砂砾石孔隙大小及其影响因素106与颗粒大小有关岩石颗粒愈粗，孔隙愈大；颗粒愈细，孔隙愈小!2.1.1孔隙——与粒径关系107砂样与砾石样混合时，砾石样中孔隙体积变小，因此孔隙度变小。当粗细颗粒完全混合时，混合样的孔隙度：n混=n粗×n细因此影响孔隙度大小的主要因素是试样的分选程度，分选愈差，孔隙度愈小！2.1.1孔隙——与分选的关系1082.1.1孔隙——与分选的关系109颗粒排列——等径圆球最疏松与最紧密立方体排列四面体排列2.1.1孔隙——与颗粒排列的关系1102.1.1孔隙——孔腹和孔喉立方体排列与四面体排列——孔腹和孔喉立方体排列的理想等径园球颗粒孔隙大小的描述：孔喉(d)d=0.414D孔腹(d’)d’=0.732D111孔隙大小对地下水运动影响很大孔喉(d)与孔腹(d’)孔隙通道最细小的部分称作孔喉;最宽大的部分称作孔腹孔喉对水流影响更大，讨论孔隙大小可用孔喉直径进行比较。112理想的情况：构成松散岩石的颗粒均为等粒圆球立方体排列时，孔隙度为47.64％四面体排列时，孔隙度仅为25.95％六方体排列为最松散，四面体排列为最紧密，自然界中松散岩石的孔隙度大多介于此两者之间。2.1.1孔隙——与颗粒排列的关系(紧密与疏松)113孔隙度(porosity)及其影响因素（1）孔隙度的概念孔隙度是描述松散岩体中孔隙体积的多少的指标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。A、定义：某一体积岩石（包括颗粒骨架与孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。通常用n

表示或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114思考：孔隙度的大小与什么有关？（1）与颗粒大小有关（2）与排列方式有关——紧密与疏松（3）与分选程度有关下面试样哪个孔隙度大？哪个小？

试样：①砾石②砂石③混合样

完全混合试样时，孔隙度n混=n砾×n砂影响孔隙度大小的主要因素是试样的分选程度。孔隙度(porosity)及其影响因素115不同颗粒大小的试样——孔隙度？不同排列的试样——孔隙度？理想最疏松孔隙为47.64%，最紧密排列孔隙为25.95%。D

dDd立方体排列四面体排列孔隙度(porosity)及其影响因素116（4）与颗粒形状有关（5）与胶结充填程度有关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。胶结充填程度愈差，孔隙愈大。117自然界中主要松散岩石孔隙的参考数值118粘性土的孔隙与孔隙度粘土颗粒（指直径<0.005mm的颗粒）；粘性土颗粒细小，比表面积大，连结力强；颗粒表面带电，粘粒在悬浮、推移、互相接触时，易连结起来形成粘粒团，细小粘粒集合（团）构成颗粒集合体。颗粒集合体在重力作用下沉积下来，形成峰窝或絮状结构。粘土孔隙

结构孔隙—集合体与集合体、粘粒与粘粒之间的空隙;如同海绵、峰窝，或呈絮状结构。

次生孔隙—虫孔、根系孔、干裂缝等。119粘性土的结构，不同比例电镜扫描片120影响孔隙度大小的因素主要有：颗粒排列方式分选程度胶结充填程度结构及次生孔隙分选愈好，排列愈疏松，胶结充填程度愈差，孔隙度愈大；反之愈小；粘性土的孔隙度还取决于其结构及次生孔隙。小结：121概念

固结的坚硬岩石中，一般仅残存很小部分孔隙，而主要发育各种内、外力作用下产生的裂缝（缝隙）。按成因分为：风化（卸荷）裂隙、成岩裂隙、构造裂隙裂隙的空间形态：两向延伸长、横向伸短的“饼状”从水的赋存与运移角度，裂隙描述内容包括：1)连通性（裂隙的组数、产状、长度和密度）2)张开性（裂隙宽度）3)裂隙率等(体积裂隙率Kr、面裂隙率Ka、线裂隙率Kl）2.1.2裂隙(fissure，fracture)122花岗岩风化裂隙123124砂岩岩芯中的空隙125在裂隙的基础上，水流对可溶岩进一步作用的结果——是扩大了的裂隙溶穴：可溶岩在地下水溶蚀作用下产生的空隙。

溶孔、溶隙、溶穴、溶洞等对可溶岩要描述岩溶发育特征（裂隙+溶洞）1）岩溶发育方向2）岩溶率--表示岩溶发育程度3）溶洞（方向、规模等）2.1.3溶穴(solutioncavity)cavern126含水介质——由空隙所构成的岩石称为含水介质。含水介质有三种：孔隙介质、裂隙介质、溶穴介质。介质的比较连通性—孔隙介质最好，其它较差空间分布—孔隙介质分布最均匀，裂隙不均匀，溶穴极不均匀；孔隙大小均匀，裂隙大小悬殊，溶穴极悬殊空隙率—孔隙介质最大，裂隙最小渗透性—孔隙介质属各向同性，裂隙与溶穴为各向异性造成空隙介质差异的主要原因：

沉积物形成和空隙形成的地质环境差异。空隙特征的比较127128思考题：（1）什么叫孔隙度？孔隙度大与孔隙大有区别吗？（2）粘性土孔隙度大——是含水层吗？129空隙特征的比较含水介质——由各类空隙所构成的岩石称为含水介质（孔隙含水介质、裂隙含水介质、溶质含水介质），也称为介质场。含水介质的空间分布与连通特征不同，三种主要类型的含水介质比较：连通性—孔隙介质最好，其它较差空间分布—孔隙介质分布最均匀，裂隙不均匀，溶穴极不均匀孔隙大小均匀，裂隙大小悬殊，溶穴极悬殊空隙比率—孔隙介质最大，裂隙最小空隙渗透性—孔隙介质-各向同性，裂隙与溶穴-各向异性造成空隙介质上述差异的主要原因：沉积物形成和空隙形成的环境

2.1.4空隙特征的对比1302.2岩石中的水水在岩土体中的存在形式岩石骨架中的水岩石空隙中的水沸石水结晶水结构水结合水液态水固态水气态水毛细水重力水弱结合水强结合水1312.2.1结合水定义附着于固体表面，在自身重力下不能运动的水。

具有抗剪强度（由内层向外层减弱），一般不能流动，必须施一定外力使其发生变形。

？抗剪强度的产生及大小与什么有关

表面引力—服从库仑定律，随固体表面的距离加大而减弱

性质

结合水具有固态和液态水的双重性质；即自身重力作用下不能运动，在外力作用下能够移动（运动）及变形意义

只要有固相表面就存在结合水，存在范围广，其量很小（结合水膜很薄），当孔隙直径小于2倍结合水膜厚度时，孔隙中只含有不能自由运动的结合水（又称无效空间）132结合水与重力水强结合水抗剪强度很大，不能流动，不被植物根系吸收特点弱结合水抗剪强度较小，施加一定外力能流动，被植物根系吸收133

表面引力—服从库仑定律，随固体表面的距离加大而减弱结合水与重力水134重力水

远离固相表面，水分子受固相表面吸引力的影响极其微弱，主要受重力影响。在自身重力影响下可以自由运动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，也是勘察的主要对象

2.2.2重力水特点：可传递静水压力，被植物根系全部吸收，可以自由流动135毛细水

1、基本概念

毛细现象：将细小管插入水中，水上升至一定高度停下来毛细力：毛细水：受到表面吸引力，重力，还有另一种力—称毛细力的作用，产生毛细现象2.2.3毛细水毛细水：在毛细力的作用下发生运动的水特点：传递静水压力，植物根系全部吸收，张力、重力、吸附力平衡136毛细水，孔角毛细水137毛细力：

毛细力的产生：是在三相界面上内弯液面引起——液面弯曲产生的毛细力的方向：作用方向始终指向弯曲液面的凹处凹凸弯液面是指相对于液相一侧而言的凹形弯液面—负的毛细压强（negative）如同真空吸力凸形弯液面—正的毛细压强（positive）

毛细力的大小：毛细力大小与弯液面的曲率成正比（曲率大,毛细力大;曲率小，毛细力小）

一根毛细管子，管径越小，毛细力越大；反之亦然

毛细力大，毛细上升高度也越大138CompanyLogo2、毛细水的存在形式

在岩石空隙中，毛细水的存在形式可分为三种：a)支持毛细水

在地下水面支持下存在的（附着水面上的），随地下水升降而升降。上升高度与水面上部的岩石孔隙性质有关b)悬挂毛细水

脱离水面，岩石细小孔隙中保留的水分，称为悬挂毛细水上粗下细或上细下粗砂砾试样的例子。c)孔角毛细水（触点毛细水）孔角毛细水与悬挂毛细水是不同——？

悬挂毛细水似串珠状且连续分布的，孔角毛细水是孤立的

139支持毛细水与悬挂毛细水地下水位下降140气态水、固态水、矿物结合水

气态水在未被饱和岩石空隙中，因水蒸气张力差而引起运动的水为气态水由张力大的地方向小的地方运动，可随空气流动，可与液态水转换概念特点141矿物结合水赋存于矿物结晶内部的水称矿物结合水，有结构水、结晶水、沸石水保存于矿物结晶骨架中，肉眼看不见，加热时可从矿物中分离出来固态水在低于冰点时岩石空隙中的水称为固态水多年中以固态的形式存在于岩石空隙中，温度低于0℃，不能流动概念特点概念特点142沸石水以H+和OH-形式存在于矿物结晶格架的某一位置上的水称为结构水。脱水温度高，如滑石四面体中的(OH)-高峰温度950℃。以H2O的形式存在于矿物结晶格架的一定位置上的水称为结晶水。一般低于500℃，有时可低到几十℃。以H2O的形式存在于矿物晶包和晶包之间的水称为沸石水。失水温度几十到110℃结构水结晶水143岩土的主要水理性质容水性含水性持水性给水性透水性2.3岩石的水理性质144岩石（包括骨架与空隙在内的总称）水理性质：就水文地质学主要涉及是与水分储容、释出与运移有关的性质包括：一、容水度和孔隙度（反映岩石最大含水能力）

孔隙度——n;容水度——nr

？两者有何关系

岩石完全饱水时，所能容纳的最大水体积与岩石总体积之比二、含水量

岩石样实际保留水分的状况，（是某岩样某时的含水状态）又称岩石的天然含水量三、持水度__Sr

岩石的持水能力——最大保持水分的能力岩石的持水量（持水体积）与岩石总体积之比145四、给水度——(e

d)1、定义：当地下水位下降一个单位高度时，单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出来的水体积，称为给水度

思考：当水位下降一个单位，土层孔隙中是否所有的水都流出来？在土层中会保留什么形式的水？结合水(膜)，孔角毛细水，有时悬挂毛细水与支持毛细水146

均质土包气带水分分布1472、影响给水度——μ值的因素

？砾石、粗砂、细砂、砂砾混合样相比较，哪种样给水度大a)岩性：空隙大的样品，给水度大，μ≈n砾＞粗砂＞…＞粉砂——（与粒径有关）颗粒细小者，比表面积大，结合水与孔角毛细水残留多，除岩性外，同一岩层中其它原因也可造成μ不同，为什么？b)地下水位初始埋深（H0）当地下水位初始埋深大于支持毛细水带高度时H0＞＞hc,可达最大μ值H0＜＜hc时，地下水位下降1个高度时，原重力水大多转化为支持毛细水，土层给水量大大降低，μ变小。土层含水量曲线分析：当水位埋深足够大时，土层给水度不发生变化（为定值），此时给水度—也是最大理论给水度148给水度与地下水位埋深的关系149c)与地下水位下降速度有关

地下水位下降快慢会影响到μ的大小

——（下降快μ<μ理、下降慢μ→μ理）这是因为释水滞后，而导致的释水减量d)土层结构

均质土特征与上述讨论一致岩土层为层状非均质土时，往往会影响μ值，多层状土的特征而言，上粗下细，上细下粗结构影响是不同的。150无膨胀性岩石容水度在数值上与空隙度相当

有膨胀性岩石容水度大于孔隙度容水度与孔隙度的关系151给水度小结——野外实际测定时：

均质土，当地下水位初始埋深大于hc，降速缓慢，μ=ωS-ω0

初始埋深小于hc时，埋深愈浅，μ↓

水位降速愈快，μ↓

一般而言，层状土μ小于均值土。

给水度小结152五、透水性——反映岩土透过水的能力岩石空隙直径越大—透水能力越强—透水性越好！

2.3岩石的水理性质衡量指标为渗透系数K。

岩石透水性的好坏，首先决定于岩石空隙的大小，同时与空隙的形状、多少、连通程度有关。给水度的大小在很大程度上可以反映透水性的好坏。153

土的渗透系数参考表土的名称渗透系数(m/d)土的名称渗透系数(m/d)粘土＜0.001中砂5.00～20.00亚粘土0.001～0.10均质中砂35～50亚砂土0.10～0.50粗砂20～50黄土0.25～0.50圆砾石50～100粉砂0.50～1.00卵石100～500细砂1.00～5.00154

水利水电工程地质勘察规范1552.4地下水的垂直分布156包气带与饱水带地下水位157包气带与饱水带的划分

地下水面（水位）：

地下一定深度岩石中的空隙被重力水所充满，形成一个自由水面，以海拔高度表示称之地下水位

（一般通过打井，地下开挖来确定）158包气带

特点：

①岩石空隙未被水充满②是固、液、气三相介质并存介质水的存在形式（多样）结合水、毛细水（各种）、重力水、气态水包气带水的垂直分带

土壤水带，中间带（过渡带）支持毛细水带，毛细饱和水带包气带是饱水带中地下水参与水文循环的一个重要通道；“重力水”通过包气带获得降水、地表水的入渗补给（补充），部分水又通过包气带将水分传输，蒸发，消耗出去。159饱水带

岩石空隙被水完全充满→是二相介质（固相+液相水）空隙中水的存在形式：①重力水②结合水

重力水：连续分布（孔隙是连通）→传递压力→在水头差作用下，地下水（空隙中的水）可以连续运动。地下开挖，坑道，巷道，基坑，打井在此带均有重力水涌出来！1602.5含水层与隔水层一、基本概念

饱水岩层中，根据岩层给水与透水能力而进行的划分

含水层：是能够透过并给出相当数量水的岩层—各类砂土，砂岩等

隔水层：不能透过与给出水或透过与给出的水量微不足道的岩层——裂隙不发育的基岩、页岩、板岩、粘土（致密）

弱透水层：

渗透性很差，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——各种粘土，泥质粉砂岩161注意：概念的相对性定义中的模糊概念—“相当水量，微不足道，较大水力梯度”等不是严格的“是与非”的逻辑思维，在很多情况下是相对的和模糊的概念相对性的意义：

从实际应用角度来看，划分的相对的性——相当水量

满足需要就可以了。如在某处一口井出水量80m3/d，作为1万人的供水，为非含水层；作为饮料厂、装瓶生产则为含水层。又如一个小泉水流量0.11/s≈8.6m3/d，大厂——非，村用——是。

从理论意义来看——微不足道

微不足道，有时空尺度的制约。如华北平原早期地下水开采就是典型的例子，深层水与浅层水的开采有一粘土隔水层；后开采深层，水量大，水位降低快，浅层水向深层“越流”--粘土层成为“透水层”。现在进行水文地质计算、模拟时，不再简单二分了，而是用模糊学的研究方法，给个隶属度1，0之间，可以为0.8,0.7,…0.3,表示“透水性”162二含水系统—Groundwateraquifersystem

地下水含水系统：是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系含水系统：包含多个含水层和弱透水层，或局部隔水层含水系统：可以进行子系统划分含水系统的定义是从大的空间尺度研究含水层、隔水层、与弱透水层的组合关系，是从地质成因角度对岩层的水文地质特征进行划分的分析方法(或给出的概念)163含水系统层次划分—系统与子系统164冲洪积平原地下水含水系统丘陵

倾斜平原区

低平原

1652.6含水层的类型广义地下水：地表以下岩石空隙中的水(包气带、饱水带中的水)

狭义地下水：地表以下饱水带岩层空隙中的水—重力水

地下水分类：

主要依据——含水介质的类型（赋存空间）埋藏条件（赋存部位）

表2-2含水介质分三类，埋藏分三类，组合共分为9类孔隙水裂隙水岩溶水包气带上层滞水上层滞水上层滞水潜水孔隙潜水裂隙潜水岩溶潜水承压水孔隙承压水裂隙承压水岩溶承压水166潜水包气带水承压水167abc潜水(b)、承压水(c)、上层滞水(a)168潜水指埋藏于地表以下，第一个稳定隔水层之上具有自由水面的饱水带中的重力水。169

基本要素（专业术语）

潜水面潜水位潜水含水层

含水层厚度

潜水埋深

170（1）自由表面—即没有隔水层限制，与大气直接相通，除大气压强外不受其它力。稳定—具有一定的空间连续性（范围）以示区分上层滞水潜水含水层

赋存潜水的岩层1712

3

4

5

6

7

8

D

1

M

潜水与潜水含水层图1-潜水含水层2-隔水层3、4潜水面潜水位M-含水层厚度D-潜水埋深5-大气降水入渗6-蒸发7-流向8-泉

172⑵潜水面的起伏经常与地形一致，只是比地形起伏平缓一些；潜水面与地表面的形态具有相似性。地表地形的影响173⑶当含水层厚度变大时，潜水面坡度变缓；含水层厚度的影响174⑷当岩层透水性变好，潜水面坡度变缓。岩层透水性的影响175潜水等水位线图的用途⑵反映潜水与地表水的相互关系；⑶确定潜水的埋藏深度；⑷如有隔水层顶板标高，可以确定含水层的厚度⑴可以确定潜水的流向及潜水面的水力坡度；176177编制潜水等水位线图潜水由水位高处流向水位低处。潜水位线相当于含水层的测压水头线。一般根据等水位线图形状可判断潜水流向、潜水与地表水的关系、含水层岩性、隔水底板形状。潜水等水位线与地形等高线交点数值差即为潜水位埋深。潜水等水位线图的画法与地形等高线图相同。178图中线条为等水位线，数字为潜水位标高（m），箭头为潜水流向179如何编制潜水等水位线图目的：1．熟悉潜水等水位线图的编制方法。2．初步学会阅读和利用潜水等水位线图。内容：

1．根据有关资料，在图上编制沙河地区潜水等水位线图(水位等高距2m，取偶数)。

2．用箭头标出AB、CD两处的潜水流向，并计算水力梯度的近似值。

3．根据平面图上的资料，在剖面图上绘出潜水位线及潜水流向。

4．阅读沙河地区潜水等水位线图，回答下列问题：

(1)根据所作潜水等水位线图及所提供的有关资料，总结影响潜水面形状与潜水流向的因素。

(2)畜牧场要打一号饮水井，请在图上标出井位，并简要说明布井依据。180图1沙河地区水文地质平面图181图2沙河地区水文地质剖面图182潜水的补给⑴大气降水;⑵地表水的补给；⑶含水层之间的补给；

I.越流补给；II.直接补给⑷凝结水；⑸人工补给183潜水的补给——大气降水184河流补给潜水潜水的补给——地表水的补给185潜水的排泄——泉186潜水补给河流潜水的排泄——向地表水排泄187承压水埋藏并充满在两个隔水层之间的含水层中的地下水，是一种有压重力水。188承压水的基本要素与特征

①承压含水层；②隔水顶板；③隔水底板；④承压含水层厚度（H）；⑤埋深（D）⑥测压水位线（面）：测压水位线的连线（面）—此线是虚拟的（如图有压管）⑦承压高度；⑧补给区；⑨承压区；⑩排泄区⑾自溢区—测压水位线与地形等高线的交点连接区189①承压含水层②隔水顶板③隔水底板④承压含水层厚度（M）⑤埋深（D）⑥测压水位线（面）：⑦承压高度-H⑧补给区⑨承压区⑩排泄区⑾自溢区190最适宜形成承压水的地质构造有：向斜构造单斜构造承压盆地承压斜地承压水的形成：191此类承压水的水位受到气候及地形的控制，往往具有较好的径流条件。承压盆地192193断裂构造形成承压斜地承压斜地岩性变化形成承压斜地194承压含水层在同一区域内均可在不同深度有着若干层同时存在的情况，它们之间的水头高度与地形和构造二者有关。195承压水的补给——大气降水196当补给区位于河床地带时，地表水才可以成为补给来源。承压水的补给——地表水197当承压含水层补给区位于潜水之下，潜水可以泄入承压含水层中构成其补给源。承压水的补给——潜水198当排泄区上有潜水存在时，则可以排泄入潜水中。承压水的排泄——潜水199当侵蚀面下切达到承压含水层时，就以泉水形式排泄。承压水的排泄——泉200

导水断层切断含水层时，沿断层带，承压水也可以泉的形式排泄。承压水的排泄——泉201

河谷下切至含水层，则承压水向地表水排泄。承压水的排泄——地表水202思考题：

1.讨论包气带水、潜水、承压水它们在埋藏条件、补给、径流和排泄上的异同。第4章地下水的运动的基本规律4.1基本概念4.2重力水运动的基本规律

4.3结合水运动的基本规律

4.4饱水粘土中水的运动规律4.5毛细现象与包气带水的运动本章主要内容：4.1基本概念4.1.1渗透(渗流)

地下水受重力作用在岩石空隙中的运动称为渗透(渗流)

。地下水在岩石空隙中运动非常复杂（如下图），为了研究地下水的运动，将实际地下水流进行概化。

概化条件：不考虑骨架，骨架和空隙全部被水充满；不考虑地下水实际运动途径的迂回曲折，只考虑运动的总体方向。4.1.2渗透的运动要素1、实际流速与渗透流速：实际流速：实际水流通过单位空隙过水断面的流量称为实际流速。

u=Q/w′渗透流速：假想水流通过单位过水断面的流量称为渗透流速。V=Q/w松散岩石孔隙中的水示意图渗流必须满足下列条件：

1）通过任一断面的渗透流量等于通过该断面的实际流量；

2）作用于任一面积的渗透压力或水头等于作用于该面积的实际压力或水头；

3）渗透通过任一体积所受的阻力等于实际水流通过该体积所受到的阻力。实际流速(u)与渗透流速(V)的关系：V=ne×uu＞VV=（w′/w）×une有效孔隙度Q=u×w′

Q=V×w2、水头与水力梯度：

水头：渗流场内任一点的测压水头（Hn）是该点测压高度（hn）与此点到基准面距离（Z）之和。Hn=Z+hn=Z+P/γ；P--A点静水压强，γ--水的容重。

水力梯度：渗流通过A点单位渗流途径长度上的水头损失称为水力坡度。

I=dH/dL或I=（H1－H2）/L水力梯度示意图3、流线、迹线、等水头线和流网：流线：同一时间内不同液流质点的连线，这根连线上的各液流质点速度矢量都与这根连线相切。迹线：某一液流质点在某一时间段内的运动轨迹。等水头线：水头值相等点的连线。a)潜水等水位线：

潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位，潜水位相等的各点连线称为潜水等水位线。

从潜水等水位线图可获得如下信息：确定潜水流向、确定水力坡度、确定潜水与地表水之间的关系、确定潜水埋深，判断泉水、沼泽出露点。b）承压水等水压线：

承压含水层测压水头相等的各点的连线为承压水等水压线。

从承压水等水压线图可获得如下信息：

确定承压水流向、确定承压水水力坡度。等水位（压）线密，水力坡度大；等水位（压）线疏，水力坡度小。

流网：

在渗流场中，流线与等水头线组成的网格称为流网。

在各向同性介质中为正交网；

在各向异性介质中为斜交网。流网的类型：

a)均质各向同性介质中的流网

均质：在同一含水层中，各处的渗透系数相等。

各向同性：含水层中任一点的渗透系数在各个方向无变化。1）在河渠附近的流网：

地表水体的断面看作等水位面，地表水的湿周是一条等水位线。2）承压含水层：隔水边界无水量通过，流线平行隔水边界。3）无入渗补给和蒸发排泄时：潜水面是一条流线。4）有入渗补给时：潜水面既不是流线，也不是等水位线。均质各向同性介质中流网示意图b)层状非均质介质中的流网:

层状非均质：介质场内各岩层内部渗透性均为各向同性，不同层介质的渗透性不同。

两层平行等厚渗透系数分别为K1、K2的岩层，K2=3K1：等水位线间隔一致，流线密度K2为K1的三倍。

流线通过不同渗透性的两套地层K2=3K1，等水位线密度K1为K2的三倍，流线相等。非均质介质流网图

含水层中有强渗透性透镜体时：流线向其汇聚。含水层中有弱渗透性透镜体时：流线将绕流。非均质介质流网图河间地块流网图4.1.3渗流的分类1、有压流与无压流：有压流：渗流场中任一点处的压强都不为大气压强（一般大于大气压强）的渗流为有压流。无压流：具有自由表面且表面压强为大气压强的渗流为无压流。2、稳定流与非稳定流：

渗流场中任一点处的运动要素（水位、流速、流向等）不随时间变化的渗流称为稳定流。

例如水头：H=f(x,y,z)；

否则为非稳定流。例如水头：H=f(x,y,z,t)。3、层流与紊流：地下水在岩石空隙中渗流时，水的质点有秩序、互不混杂有规则的运动称为层流；否则为紊流。

4、一维流、二维流、三维流：

一维流：在渗流场中，速度向量与任一坐标轴相一致的渗流称为一维流。

二维流：渗流场中，速度向量与某一坐标平面平行的渗流称为二维流。

三维流：渗流场中，速度向量不与某一坐标平面或轴线平行的渗流为三维流。4.2重力水运动的基本规律4.2.1达西定律

1、实验原理和过程：渗流的基本定律是法国水力学家达西（Darcy）于1856年经过大量实验发现建立了地下水层流运动的基本规律。

达西实验装置图

实验过程：

实验结果：单位时间内通过筒中砂的流量Q与垂直水流方向的介质面积F及上下测压管的水头差ΔH成正比，与渗透长度L成反比。

Q=K×F×ΔH/L

因为：V=Q/FI=ΔH/LV=K×I4-3式

式中：K渗透系数（m/d），V渗透流速（m/d），I水力坡度

这就是著名的线性渗透定律达西定律。

渗透系数(K)：

是表示岩土透水性的指标，一般与岩土和渗透液体的物理性质有关的常数。渗透系数是含水层重要的水文地质参数之一。根据公式V=K×I可知，当水力坡度I=1时，渗透系数在数值上等于渗透流速。渗透系数K的单位和V的单位相同，以m/s或m/d表示。松散岩石渗透系数参考值见表4-1。岩土渗透性分级(GB50287-2006)。2、达西定律的讨论与适用范围

1)达西定律的讨论

公式：V=K×I

反映通过任一断面一维流的渗流速度与其水力坡度之间的关系式，这种关系的微分表达式：V=－K×dh/dL，对于二维流和三维流同样适用。达西定律是在稳定运动条件下得到的，当地下水为非稳定运动时，渗流中任一点处瞬时流速与水力坡度之间的关系仍可用上面关系表征，只是渗透流速和水力坡度随时间在变化。（1）渗透流速：根据水力学流速与流量的关系，上式可转化：

Q=W·V与（2）式比较

V=K·I

（3）称为渗透流速（seepagevelocity\Darcyvelocity\specificdischarge）上式为单位面积上的流量——称比流量。由此看出，达西定律中：渗透流速与水力梯度的一次方成正比，故达西定律又称为线性渗透定律渗透流速（V）与过水断面（F）Q=KFI=FV过水断面——F，假想的断面实际孔隙断面——F

×n，n为孔隙度实际水流断面——F×n’，n’为有效孔隙度Q/F=V比照水力学，实际流速Q/F’=u关系：地下水渗透流速V=une渗透流速V：是假设水流通过整个岩层断面（骨架+空隙）时所具有的虚拟的平均流速。意义：研究水量时，只考虑水流通过的总量与平均流速，而不去追踪实际水质点的运移轨迹——简化的研究过水断面：砂柱的横断面积，包括骨架和空隙在内的断面断面实际水流面积：扣除结合水所占据的范围以外的空隙面积实际断面（F′）与过水断面（F）过水断面：砂柱的横断面积，包括骨架和空隙在内的断面断面实际水流面积：扣除结合水所占据的范围以外的空隙面积A过水断面（水流可以穿越颗粒）

B实际过水断面（水流只沿孔隙运动）

实际断面（F′)与过水断面（F）（2）水力梯度（I）（hydraulicgradient）水力学中水力坡度（J）：单位距离的水头损失沿渗透途径上的水头损失与相应的渗流长度之比。即：物理涵义上来看I：代表着渗流过程中，机械能的损失率，由水力学中水头的概念加以分析：在地下水渗流研究中任意点的水头表达式（2）水力梯度（I）（hydraulicgradient）在达西实验中：其原因是u2/2g很小而忽略在地下水渗流研究中常：总水头≈测压水头渗流过程中总机械能的损耗原因（与水力学相近） 流体的粘滞性引起的——内摩擦阻力（分子间） 固体颗粒表面对水流的反作用力（2）水力梯度（I）（hydraulicgradient）从达西公式:V=KI来看：

当I增大时，V也愈大；

即流速V愈大，单位渗流途径上损失的能量也愈大;反过来，水力梯度I愈大时，驱动水流运动与速度也愈大注意：水头损失一定要与渗流途径相对应（3）渗透系数K（coefficientofpermeability）也称为水力传导率（hydraulicconductivity）定义：水力梯度为I=1时的渗透流速（V=KI）具有速度量纲L/T（m/d；cm/s）由公式V=KI分析

当I一定时，岩层的K愈大，则V也愈大，Q大因此，渗透系数K是表征岩石透水性的定量指标。（3）渗透系数K（coefficientofpermeability）影响因素：——以松散岩石,等径孔隙为例来分析，依据平行板水流理论可以推出：γ——水的重率；μ——动力粘滞系数从公式即得出：