水文地质学基本知识

水文地质学基本知识水循环一、水循环基本过程1水循环概念水循环是指地球上各种形态的水体，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、入渗及径流等环节，不断地发生相态转变、能量交换的周而复始的运动过程。HydrologicCycle河川调蓄地下水储蓄土壤水储蓄植被截留不透水面陆地表面蒸散发云云植物散发土壤蒸发地下水蒸发

入渗地下径流

海洋地表径流壤中流地表径流降水入渗渗透毛管水降水降水蒸发

蒸发

降水水面蒸发水汽输送云水循环过程分解水汽蒸发水汽输送凝结降水水分入渗地表和地下径流2水循环机理水循环服从质量守衡定律。(2)太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力。(3)液、气、固三相变化的特性是水循环的前提条件。(4)水循环涉及整个水圈、并深入到大气圈、岩石圈和生物圈。(5)全球水循环是一闭合系，但局部水循环则是个开放系统。(6)地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解并携带部分物质一起运动，最后在海洋中形成沉积。3水循环基本类型大循环小循环4水体更替周期全球各种水体更替周期4水体更替周期水体更替周期特点A全球不同水体的更替周期都不相同。B水体更替周期是反映水循环强弱的重要指标，也是反映水体水资源可利用的基本参数。5水循环的环境效应（1）水循环参与了地球圈层构造（3）水循环影响地貌形态及地壳运动（2）水循环影响全球气候水量平衡一、水量平衡概念

是指任意选定的区域（或水体），在任意时间段内，其收入的水量与支出水量之差等于该时间段内区域（或水体）内蓄水量的变化量，即水在循环过程中，从总体上来说收支是平衡的。二、水量平衡方程

式中：I为水量收入项；Q为水量支出项；s为研究区域的储水量；t为时间；△s研究区域研究时段内储水量的变化量。世界各大洋水量收支

全球水量平衡情况名称水量平衡要素（mm）备注降水蒸发径流陆地720470250

海洋11401240100河流流入水全球10201020-

注：此表按加权平均计算世界各种水体动态变化降水1概念

降水是液态或固态的水汽凝结物，从云中下降至地面的现象。雨、雪、霰、雹等都是降水现象。2降水要素降水量:

一定时段内降落在某一面积上的总水量。降水历时：一场降水自始至终所经历的时间。降水面积：降水所笼罩的面积。降水强度：单位时间内的降水量。地下水的结构与运动1地下水定义地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的总称。大气河流、湖泊、沼泽地下水大气降水地表水入渗蒸发渗流2地下水在水循环中的作用3地下水开发利用概况农业用水、工业用水和居民生活用水的比例约为7：2：1。北方地下水开采量约占全国的80％，其中又以华北地区开采量最大。作为城市供水水源，主要依靠地下水的占35％。含水介质含水层隔水层地下水存在的首要条件。贮存有地下水，并在人为条件下，能够流出地下水来的岩体。虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的岩体。地下水贮存空间二、岩石空隙孔隙裂隙溶隙孔隙率裂隙率溶隙率1孔隙疏松岩石和未完全胶结的沉积岩，在其颗粒或颗粒结合体之间所存在的空隙一般称为孔隙。（1）定义（2）孔隙度（n）

孔隙的体积与包括孔隙在内的整个岩石的体积之比。式中：Va为孔隙体积；V为岩石体积。（3）决定孔隙度的因素岩石颗粒的排列形式颗粒的分选程度：组成岩石的大小颗粒所占的比重颗粒的形状2裂隙由于岩浆的冷凝作用、内力的褶皱断裂作用和外力的风化剥蚀作用而在岩石中产生的各式各样的裂缝，称为裂隙。（1）定义（2）裂隙率（KT）

裂隙的体积与包括裂隙在内的整个岩石的体积之比。式中：VT为裂隙体积；V为岩石体积。3溶隙水流溶解了某些可溶性岩石（石灰岩、石膏、岩盐等）而在岩石中形成的洞穴，称为溶隙。（1）定义（2）岩溶率（KK）

可溶性岩石中溶隙的体积与包括溶隙在内的整个岩石的体积之比。式中：VK为裂隙体积；V为岩石体积。三、岩石的水理性质岩石的容水性岩石的给水性岩石的持水性岩石的透水性1岩石的容水性在自然充水条件下，岩石所具有的容纳外来液态水分的性能。式中：Vn为岩土能容纳水的最大体积；V为岩土总体积。定义表示方式－－容水度（Wn）容水度与孔隙度2岩石的持水性饱水岩土在重力作用下，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力。式中：Vr为饱水岩土经重力排水后所保持水的体积；V为岩土总体积。定义表示方式－－持水度（Wr）3岩石的给水性饱水岩土在重力作用下能自由排出水的性能。式中：Vg为饱水岩土在重力作用下能自由排出水的体积；V为岩土总体积。定义表示方式－－给水度（u）容水度、持水度与给水度关系4岩石的透水性在一定条件下，岩土允许水通过的能力。定义表示方式－－渗透系数（K）影响因素岩土孔隙直径大小和连通性孔隙多少四、地下水流系统定义在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部地下水流，构成一个相对独立的水文系统，称为地下水流系统。四、地下水流系统特点（1）空间上的立体性（2）流线组合的复杂性和不稳定性（3）流动方向上的下降与上升的并存性河间地块各向同性介质中的近似水流型式四、地下水流系统地下水域（1）定义地下水流系统的集水范围（2）与地表水流域的区别A边界B范围四、地下水流系统蓄水构造（1）定义由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体（2）构成蓄水构造的基本条件A要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间B有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界C具有透水边界，补给来源和排泄出路地下水运动

线性渗透定律－达西定律式中：Q－为单位时间内透过的水量；F－为渗透水流过水断面面积；L－为渗透路线长度；△H－为渗透路径长度上的水头损失。

令比值，I为水头梯度（单位渗透长度上的水头损失量）。则有：线性渗透定律－达西定律即：渗透速度与水头梯度成正比。

达西定律适用于层流时，地下水在其它类型透水岩石中的运动不仅适用于垂直方向，也适用于其它方向的运动对于地下水而言，V并不是单个水质点的流速，而是流量相同，过水断面全部被水充满条件下的平均流速线性渗透定律－达西定律

渗透系数（K）与介质性质有关（粒度成分、颗粒排列状况等）

渗透系数（K）与流体物理性质有关，特别是流体的粘滞性

K=k0/

非线性渗透定律

地下水呈紊流或流速较大时，渗透速率与水力坡度间已不是1次方关系，而变成非线性关系。

Q=kmAI

1/m

或V=kmI

1/m

式中：km为随变化的含水层的渗透系数，1/m为流态指数，其范围为1/2～1。

线性渗透定律在地下水计算中的应用潜水完整井稳定运动时涌水量的计算基本假设：含水层为均质且各向同性R外侧保持常水头水井位于圆柱状含水层轴心处，抽水前地下水静止缓变流，同一过水断面上，水头相等

地下水动态与平衡

影响地下水动态的因素1自然因素

A气象气候因素

B水文因素

C地质地貌因素

D生物与土壤因素2人为因素

地下水动态1地下水动态的地区特征

地下水动态的地带性分异规律

我国自南到北，地下水动态变化呈现明显的地域分异规律。

地下水动态的地带性分异规律华南地区

降水量大，年内分配比较均匀，因此地下水水位过程线起伏次数多，但起伏幅度不大，呈现锯齿状的多峰形态。

地下水动态的地带性分异规律华北地区

降水稀少，且比较集中（在7～9月），冬春降雨稀少。地下水水位过程线为不对称的单峰形式，水位差异较大，低水位出现在春夏之交，高水位出现在8－9月份。

地下水动态的地带性分异规律东北地区

降水多于华北，但冬季较长，冰雪期长达5－6个月，存在季节性冻土层，地下水动态过程线表现为较缓的单峰形式。

2地下水动态的垂直分异规律主要在我国西北内陆地区有明显的表现。主要受地表高差和气候的影响

地下水动态的多年变化特性具有一定的准周期性与降水量变化有关，但具有滞后的特点

地下水动态类型渗入－蒸发型：干旱、半干旱平原与山涧盆地（井灌）渗入－径流型：山麓冲积扇、山前地带（截流建筑物）过渡型：气候比较湿润的平原地区

地下水平衡基本概念

平衡区：进行平衡计算研究的一个完整地下水流系统。

平衡期：进行平衡计算的起止时间。

正平衡

负平衡

地下水类型

地下水类型包气带水饱水带水孔隙水裂隙水岩溶水潜水承压水结合水毛管水重力水贮存埋藏条件贮水孔隙的差异

地下水垂向结构基本模式示意图包气带水特点含水率及其剖面分布易受外界条件影响空间上含水率的变化主要体现在垂直剖面上的差异含水率变化与岩土层本身结构和岩土颗粒的机械组成有关

包气带类型－厚型包气带厚，带内毛管上升高度不能到达地表有土壤水带，中间过渡带和毛管上升带三个亚带

厚型包气带水分垂直分带示意图

包气带类型－薄型包气带厚度不到1m，只有毛管上升带和悬着水带，无中间过渡带地下水潜水蒸发迅速，潜水季节变化强烈

包气带类型－过渡型有明显的季节变化雨季，只存在毛细上升带；旱季，有3个亚带存在

包气带的水分交换与动态补给来源

降水与地表水补给饱水带补给影响因素

土壤水分势梯度土壤水力传导特性

包气带的水分交换与动态水的消退途径

上界面：土壤蒸发和植物散发（主要途径）下界面：内排水消退量的计算（三段模式）

式中：i为实际土壤含水量；f为田间持水量；a为最大分子持水量；E为实际蒸发量；Ep为蒸发能力；K为系数；c为常数

潜水－基本概念潜水潜水位潜水埋深含水层厚度潜水流水力坡度

潜水－特点潜水面不承受静水压力潜水含水层有明显的季节变化

潜水面－形状

潜水面表示方法

水文地质剖面图

潜水面等水位线图

确定潜水流向确定潜水面的水力坡度确定地下水的埋藏深度确定潜水与地表水关系布设取水井和排水沟

潜水面

潜水与地表水的互补关系周期性水力联系位于大中型河流中下游冲积、淤积平原上。河槽底部位于潜水含水层之间，从而提供了周期性水力联系的条件（双向联系）。单向水力联系

位于山前冲积扇、河网灌溉区、干旱沙漠区。河流水位常年高于地下潜水位，河流常年补给底下水。间歇性水力联系

位于丘陵和低山区含水层较厚的地区。隔水层的位置介于洪枯水位之间。洪水期可以建立水力联系，但枯水期就没有水力联系。无水力联系

承压水－基本概念初见水位（H1）承压水头（h）承压水位（H2）自流水承压水－特点承压性分布区与补给区不一至动态变化相对稳定水质类型多样，变化大

承压水－形成取决于地质构造条件，只有适合的地质构造，无论空隙水、裂隙水还是岩溶水，都可以成为承压水。最适宜形成承压水的地质构造是向斜构造和单斜构造。

孔隙水－特点含水层内水力联系密切地下水具有统一水面其透水性、给水性的变化运动呈层流状态

孔隙水－分类山前倾斜平原孔隙水河谷地区的孔隙水冲击平原孔隙水山间盆地孔隙水黄土地区孔隙水沙漠地区的孔隙水

裂隙水埋藏与分布极不均匀动力性质比较复杂基岩裂隙的发育具有明显的分带性

岩溶水分布上的不均匀性地下径流动态不稳定地表径流与地下径流，无压流与有压流相互转化

地下水的补给来源降水入渗补给地表水补给地下水的人工补给凝结水补给其它含水层降水入渗补给补给过程薄膜下渗毛管下渗重力下渗分子力毛管力重力降水入渗补给－补给量计算对于一场降雨，补给量Xr为：

Xr

=P-Rr-Wv

式中：P为降水量；Rr为地表径流量；Wv为土层的蓄水能力Wv

=（-hn）×（Wmax-W0）

式中：为降雨前地下水埋深，hn为地下水面以上毛管水上升高度，Wmax为田间持水量，W0为土层雨前平均含水量。降水入渗补给－补给量计算

根据入渗系数计算（）

Q＝×F×P式中：为降水入渗系数；F为接受降水入渗的地表面积（m2）；P为多年平均的年降水量（m/a）地表水补给主要取决于河水位和地下水位相对高低关系。在上游没有补给作用，在中下游则存在较大的补给作用呈线状补给，补给面较窄人工补给人类修建水库、引水灌溉农田、城市工矿排放工业废水及生活污水，因渗漏而补给。为有效保护和改善地下水资源，改善水质、控制地下水漏斗及地面沉降而采用的有计划的人工回灌。地下水排泄点状排泄（泉）线状排泄（向河流泄流）面状排泄（蒸发）

泉排泄上升泉：承压含水层排泄承压水的一种方式。下降泉：无压含水层排泄地下水的一种方式。蒸发排泄潜水蒸发：潜水在土水势作用下运移至包气带并蒸发为水汽的现象。计算方法（经验公式法）

E=E0（1-H/H0）n

式中：

E0为地表蒸发能力，H0为潜水蒸发的极限埋深，n为经验指数。极限深度：当潜水埋藏深度超出土壤毛管上升高度及植物根系吸水深度时，潜水蒸发量接近零，该潜水埋藏深度为极限埋深。泄流排泄地下水通过地下途径直接排入河道或其他地表水体。地下水径流－特点