水文地质学1.docx

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水文地质学1

水文地质学基础要点总结

第一章绪论

1.1水文地质学的研究对象

水文地质学是研究地下水的科学，它是研究地下水在与岩石圈、地幔、水圈、大气圈、生物圈和人类活动相互作用下，其水量与水质在时间和空间上的变化以及对各个圈层产生的影响，从而服务于人与自然相互协调的可持续发展。

1.2地下水的功能

功能：

资源、地质营力、致灾因子、生态环境因子和信息载体等。

1.2.1宝贵的资源

富集某些盐类和元素的地下水，称工业矿水。

含有某些特殊组分、具有某些特殊性质，因而具有一定医疗保健作用的地下水，称为矿（质）水。

利用含水介储能途径：

冬季向井灌注冷水，夏季抽取用于降温

1.2.2重要的地质营力

地球内部的水是物质和热量传输及应力传递的载体，是各种地质作用的积极参与者，所有的地下水都是溶液。

1.2.3不可忽视的致灾因子

地下水既是地质营力，又是致灾因子，地下水可以引发地面沉降、地裂缝、岩溶塌陷、潜蚀管涌、矿坑与隧道突水、海水入侵含水层、石窟文物损坏等。

平原地区开采深层地下水，随着地下水位下降，随着地下水下降，空隙水压力降低，粘性土骨架会发生不可逆转的塑性压缩，引起地面沉降。

在沉积厚度急剧变化的边界，开采地下水使其两侧发生差异地面沉降，会产生地裂缝。

当土质堤坝两侧的水位差较大时，含水层中颗粒被水流带出，在堤坝中形成管涌通道，导致堤坝溃决。

在松散沉积物分布区开采疏干岩溶水，随着岩溶水水位降低产生地面塌陷。

1.2.4活跃灵敏的生态环境因子

生态环境是复杂的巨系统，地下水则是生态环境系统中一个最为活跃的子系统。

一般情况下，气候、水、土壤与生物，处于相互作用的和谐动平衡状态，但在特定的自然环境下，会形成不良的生态环境；人类活动不恰当的干扰天然地下水，已经成为生态环境恶化的祸根个。

不良的生态环境有：

土地沙化、盐渍化、沼泽化、湿地退化、石漠化、动土退化、湖泊咸化、地表水基流减少或断流以及天然地下水质不良，地下水污染等。

并进而导致植被退化、枯萎、动物消失，危及生物多样性与人类存在。

1.2.5极有价值的信息载体

地下水及其赋存的岩土体，共同构成一个力学平衡体系，地震前，地下水为、水化学、气体和温度都可能产生突然变化。

地质作用：

如风化岩溶成壤成盐岩浆变质地震成矿

1.4当代水文地质的特点

当代水文地质具有以下特点：

1）核心课题转移：

找水水文地质学—资源水文地质学—生态环境水文地质学。

2）研究视野扩展：

含水层的局部—整个含水层—含水系统及地下水流系统—生态环境系统—技术—社会系统。

3）研究目标改变：

由局部性的当前问题，转向全局性可持续发展的课题，转向构建人与自然协调的，两性循环的地下含水系统，水文系统，地质工程系统，地质环境系统以及地质生态系统等。

4）研究内容扩展：

从地下水的水量研究为主，转向水量与水质的研究并重，从侠义地下水（饱和带水）的研究，扩大到广义地下水（含饱水带与包气水带），乃至地下水圈的研究。

5）研究思路的改变：

以现象的规律为主，转向以机理为主的研究。

6）多学科交叉渗透成为主流：

作为应用学科的水文地质学正在转化为与其他自然学科以及社会科学交叉渗透的地下水学科。

7）多技术手段的应用：

计算机硬件及软件、遥感技术、同位素方法、地理信息系统等的引入，以及工程方向的扩展，增强了水文地质学解决理论与实际问题的能力。

8）学科性质的转变：

由单纯的应用性学科分支，转变为地球系统科学的应用性分支以及理论性基础学科分支。

第二章地球中水的分布与循环

2.1地球中水的分布

地球浅表赋存大气水、地表水、地下水、生物体及矿物中的水，以自由态H2O分子形式存在，液态为主，部分为固态和气态，其中，咸水占97%以上，淡水不到3%，淡水中，固态水约占70%，其余30%是液态水，液态水中，地下水量约占99%。

地球深部的水以两种形式存在：

矿物中的水超临界状态水。

2.2地球中水的循环

地质循环发生于大气圈到地幔之间，转换交替缓慢。

水文循环是大气水、地表水和地壳浅表地下水之间的水分转换。

太阳辐射和重力是水文循环的一对驱动力。

太阳辐射使液态水转换为气态，上升进入大气圈并随气流运移。

在一定条件下，气态水凝结，在重力作用下，落到地面，渗入地下，以地表径流和地下径流方式运移。

水文循环对于保障生态环境以及人类生存与发展至关重要。

一方面，通过不断转换，水质得以持续净化。

另一方面，通过不断循环再生，水量得到持续补充。

海陆之间的水分交换称为大循环，海陆内部的水分交换称为小循环。

增加陆地小循环的频率，以改善干旱地区的气候，是正在探索中的课题。

2.2.2地质循环

发生于大气圈到地幔之间的水分交换称为水的地质循环。

矿物中的水脱出，转化为自由水，称为在生水。

自由水可转化为矿物结晶水或结构水。

沉积成岩时，也将排出水，或埋存在沉积物中，后者称为埋藏水。

2.3中国水资源概况

我国水资源具有以下特点：

1）降水偏少，年总降水量比全球平均降水量少20%。

2）人均水资源量偏低。

3）空间分布不均匀，东部丰富，西部贫乏。

4）季节及年际变化大，旱涝灾害频繁，5）水质污染较严重。

2.4中国地下水概况

2.4.1地下水的供水意义

优点：

1.分布广泛：

河湖分布范围有限，地下水几乎随处都有。

2.变化稳定：

季风气候下，我国河流流量季节及年际变化明显，地下水的变化相对稳定。

3.具有天然调节性：

地表水需要修建水库进行丰枯调节。

赋存地下水的含水岩系本身就是天然地下水库，以丰补欠，便于季节性和年际调节。

4.水质良好：

地表水易于污染，地下水因地层过滤而保持良好水质。

5.易于开发利用：

地表水开发利用需要比较复杂的工程措施，花费大。

以井及钻孔开发地下水，简便易行，成本较低。

缺点：

地下水隐藏于地下，查明分布规律才能利用，另外，虽然不易污染，但一旦污染，不像地表水那样容易自净修复，需要花费相当长时间和耗费昂贵成本。

2.4.2中国地下水分区

分区：

（1）东部湿润半湿润平原丘陵区

（2）中部气候复杂高原山地盆地地区（3）西北干旱山地盆地荒漠区（4）青藏半干旱冻土高原区

松散（半松散）岩层由大小不等的颗粒组成。

颗粒及颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。

孔隙的多少，决定岩土储容水的能力，在一定条件下，还控制岩土滞留，释出和传输水的能力。

孔隙度是单位体积岩土中孔隙所占的比例。

n表示岩土孔隙度，V表示包括孔隙在内的岩土体积，Vn表示岩土中孔隙体积，则：

n=Vn/V或n=Vn/V×100%

孔隙度是一个比值，通常用百分比表示，也可用小数表示。

粗粒土孔隙度的大小，与颗粒大小无关，主要取决于颗粒分选程度，颗粒排列状况，颗粒形状以及胶结物的多少，也影响空隙度。

影响粗粒土空隙度因素：

颗粒大小俞悬殊的松散岩土，空隙度俞小；颗粒形状俞不规则，棱角俞明显，则排列不紧密，空隙度也俞大。

粘性土的空隙度较粗粒土大的原因：

粘土颗粒表面带有电荷，沉积时粘粒聚合，形成架空的颗粒集合体，可以形成大于颗粒直径的空隙。

此外，粘性土通常存在次生空隙，有时也有胶结物。

孔隙大小对岩土滞留释放及传输水的能力影响很大。

孔隙是形状复杂的网络，最宽大部分称为孔腹，最狭窄部分称为孔喉。

3.1.2裂隙和溶穴

裂隙的成因：

成岩裂隙构造裂隙风化裂隙及卸荷裂隙。

可溶性岩层，如岩盐石膏石灰石白云岩等，原有的裂隙或孔隙，经过地下水溶蚀，可以扩大成为溶穴。

3.2岩土中的水

地壳岩土中的水分为：

岩土“骨架”中的水（矿物结合水文地质学）和岩土空隙中的水

岩土“骨架”中的水分为沸石水结晶水结构水

岩土空隙中的水分为结合水矿物表面结合水液态水固态水气态水

颗粒及岩土空隙表面都带有电荷，而水分子是偶极体，因此，固相表面能够吸附水分子。

根据库仑定律，电场强度与距离平方成反比，因此，距固相表面近的水分子，受静电引力强烈吸引；随着距离加大，吸引降低。

固相表面引力大于自身重力的水，便是结合水。

结合水与自由水（重力水，毛细水）的区别是具有有抗剪强度（距固相表面愈近，抗剪强度越大），不能在自身重力作用下运移，随着施加外力由小到大，发生运移的结合水厚度也愈大。

3.2.2重力水

固体表面结合水层以外的水分子，受重力的影响大于固体表面吸引力，在重力作用下运移，便是重力水。

靠近固体表面的重力水，依然受到固体表面吸引力的作用，分子排列较为整齐，流动时呈层流运动。

距离固体表面更远的水分子，单纯受重力作用，流速到达一定程度，将转为紊流状态。

毛细水同时受毛细力和重力的影响。

未饱和的岩土空隙中存在气态水。

低于冰点时，岩土空隙中的水转为固态水。

矿物结晶内部和晶体间也存在水，如：

沸石水、结晶水和结构水。

在一定温度压力下，矿物中的水和岩土空隙中的水，可以相互转化。

容水度是指岩土完全饱和水时所容纳的水的体积与岩土体积的比值。

容水度可用小数或百分比表示。

通常，容水度与孔隙度（裂隙率，岩溶率）相等。

对于具有膨胀性的粘性土，容水度可大于孔隙度。

3.3.2含水量

含水量是松散岩土孔隙中所包含的水与岩土的比值。

岩土孔隙含水重量（Gw）与干燥岩土重量（Gs）的比值，为重量含水量（Wg）。

岩土孔隙含水体积（Vw）与包含孔隙在内的岩土体积（V）的比值，为体积含水量（Wv）。

取水的相对密度为1，岩土干容量为γα，也重量含水量与体积含水量的关系为：

Wv=Wg×γα。

3.3.3给水度

给水度是指地下水为下降单位体积时，释出水的体积和疏干体积的比值，记为μ，用小数表示。

影响水分的释出的因素：

①结合水不释出②孔角毛细水也不会释出③地下水位快速下降时，一部分水以悬挂毛细水形式滞留于非饱和带。

松散岩土的给水度取决于颗粒的大小分选粗细颗粒成层分布状况及地下水位下降速度。

3.3.4持水度

持水度：

地下水位下降时，滞留于非饱和带中而不释出的水的体积与单位疏干体积的比值，用小数表示。

给水度持水度孔隙度的关系：

μ＋Sr=n

3.3.5渗透性

渗透性：

岩体传输或其他流体的性能。

影响松散岩土渗透性的因素：

孔隙大小。

孔隙愈大，透水性愈好。

寻常条件下，孔隙细小时，不透水或微弱透水。

当孔隙大到能够透水时，孔隙度愈大，透水性愈好。

3.4有效应力原理与岩土体变形破坏

3.4.1有效应力原理

有效应力：

岩土骨架所承受的应力。

在封闭条件下，上覆载荷的总应力（σ），由饱水岩土骨架应力与孔隙水压力共同承受：

σ=σ'＋μ

岩土体任意水平面上，饱水岩土骨架承受的应力，等于总应力减去孔隙水压力：

σ'＝σ－μ

强调：

①孔隙水压力是连续的，因此，对于岩土体任意水平面都适用②对于饱水含水层，封闭是孔隙水压力形成的必要前提③有效应力原理不仅适用于土体，也用于岩体。

3.4.3地下水位变化引起岩土体位移破坏

天然因素（降水河水位抬身）人为原因（水库蓄水）使得不连续面的地下水位抬升时，孔隙水压力增加，有效应力降低，不连续面的抗剪力降低，岩土体可能因重力作用，发生滑坡或崩塌等。

第四章地下水的赋存

地表以下一定深度，岩土的空隙被重力水所充满，形成地下水面。

地表到地下水面这一部分，称为包气带，或非饱和带。

地下水面以下为饱水带。

4.1含水层隔水层与弱透水层

饱水带的岩土层分为：

含水层隔水层弱透水层。

含水层：

饱水并能传输与给出相当数量水的岩层。

常见：

松散沉积物中的砂砾层、裂隙发育的砂岩以及岩溶发育的碳酸岩盐。

隔水层：

不能传输与给出相当数量水的岩层。

常见：

裂隙不发育的岩浆及泥质沉积岩。

弱透水层：

本身不能给出水量，但垂直层面方向能够传输水量的岩层。

常见：

粘土、重亚粘土等。

同一岩层，在不同场合下，可以归为含水层，也可以归为隔水层。

裂隙极不发育的基

岩，对于供水还是矿坑排水，都是隔水层；对于核废料处置，是含水层。

4.2含水系统含水系统：

隔水层或相对