水文地质学1Word下载.docx
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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。
2.2.1水文循环
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
3.1.1孔隙
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3.2.1结合水
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。
3.2.3毛细水（毛管水）
毛细水同时受毛细力和重力的影响。
3.2.4气态水、固态水及矿物中的水
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。
3.3.1容水度
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。
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。
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：
隔水层或相对隔水边界圈围的，内部具有统一水力联系的赋存地下水的岩系。
含水层和相对隔水层组合而成的含水系统是地下水的基本功能单元。
含水系统包容水的容器；
含水系统存在极次性。
不同地表水流系统形成的地质结构，构成高级次含水系统；
同一地表水流系统的沉积物，在时间和空间上发生变化，形成低级次地质结构，构成低级次含水系统。
同一含水系统中不同级次单元之间，存在不同程度的水力联系。
4.3潜水，承压水和上层滞水
饱和带的地下水，按其埋藏条件，可以划分为潜水，承压水和上层滞水；
按其含水介质，可划分为孔隙水，裂隙水和岩溶水。
4.3.1潜水
潜水：
饱水带中第一个具有自由表面而且有一定规模的含水层中的重力水。
潜水面到隔水地板的垂直距离为潜水含水层厚度。
潜水面到地表的垂直距离为潜水埋藏深度。
潜水含水层厚度和潜水埋藏深度，随着潜水面的升降而变化。
潜水面以上不存在隔水层。
潜水排泄方式：
以泉的形式溢流于地表，直接溢流于地表水，通过包气带向大气蒸发以及通过植物蒸腾，以越流或其他方式向相邻或下伏含水层排泄，通过水井、钻孔、坑道等人工排泄。
潜水水质取决于气候及地形。
潜水面的形状受地形控制，通常为缓于地形坡度的曲面。
潜水面任意一点的高程，为该点的潜水位。
潜水位相等的各点连线，可得潜水等水位线图。
等水位线图可以说明潜水流向以及与地表水的补给排泄关系。
4.3.2承压水
充满于两个隔水层之间的含水层中的水，称为承压水
承压含水层上部的隔水层称为隔水顶板，下部的隔水层称为隔水底板。
顶、底板之间的垂直距离为承压含水层厚度。
地质结构对于承压水的水量水质起着控制作用。
承压水的水质，取决于形成时的初始水质以及水交替条件。
开采承压水时，承压含水层的测压水位会发生显著下降。
原因是：
开采承压水时，只要水位没有降低到隔水顶板以下含水层厚度并不减少，只是测压水位下降。
开采承压含水层时释放出的水量主要来自：
1、由于减压而发生水体积弹性膨胀，以及由于有效应力增大而导致含水层微量压密。
2、单位面积单位水位下降时，承压含水层释出的水量要比潜水层含水层小1～3个数量级。
越流含水层或半承压含水层：
由弱透水层和含水层组成的承压含水系统，含水层之间可通过越流发生关系。
此含水层具有：
承压性；
含水层可通过弱透水层能够与相邻含水层以及外界发生联系。
开采半承压含水层释出的水量来自：
①水体积弹性膨胀②含水层压密③相邻弱透水层压密释水④相邻含水层通过弱透水层越流补给⑤含水层接受侧向补给
4.3.3上层滞水
上层滞水：
包气带局部隔水层之上积聚的具有自由表面的重力水。
上层滞水分布局限；
上层滞水水量有限而不稳定，易于污染，只能作为缺水地区的小型供水水源。
在多年冻土区，以固态水形式出现的多年冻土，构成隔水层；
浅表部分季节性融化而形成冻土层上水；
赋存于多年冻土层以下的冻土层下水，具有承压水的特点。
（承压水水交替缓慢，补给资源贫乏，再生能力差，不易污染，一经污染难以自净修复）
第5章地下水运动的基本规律
5.1渗流基本概念
渗流：
地下水在岩土空隙中的运动。
渗流场：
发生渗流的区域。
层流：
水质点做有序的、水流所受阻力的流动。
紊流：
水质点做无秩序、相互混杂的流动。
水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变时，称为稳定流。
运动要素随时间变化的水流运动，称为非稳定流。
地下水都属于非稳定流。
渗流场中任意点的流速变化只与空间坐标一个方向有关渗流，称为一维流，与空间坐标的两个和三个方向有关的，分别称为二维流或三维流。
地下水是从能量较高处流向能量较低处，能态差异是地下水运动的驱动力。
地下水的机械能包括动能和势能，水力学中用总水头H表示
H=z+p/ρg+u2/2g式中，z为位置水头（重力势），p/pg为压力水头（压力势），p为压强，ρ为水的密度，g为重力加速度，u2/2g为流速水头（动能）。
水总是从总水头高的地方流向总水头低的地方。
一般情况下，渗流速度很小，地下水具有的动能相对于势能可忽略不计，地下水的能量状态可用它的总势能表示：
H=z+p/ρg
5.2.1达西定律
达西定律公式：
Q＝KA（H1－H2）/L＝KAL
式中：
Q为渗透流量（出口处流量，即通过砂柱各断面的体积流量）；
A＝πD2/4为过水断面的面积（砂柱的横断面积，包括砂颗粒和空隙面积）；
H1、H2分别为上、下游过水断面的水头；
L为渗透途径（上、下游过水断面的距离）；
I为水力梯度；
K为渗透系数。
通过过水断面A的流量Q＝vA，则渗透流数v为：
v＝Q/A
及Q=νA得：
v=KI
这是达西定律的另一种表达形式：
渗透流数与水力梯度的一次方成正比，及线性渗透定律，K为其线性比例系数，称为渗透系数。
5.2.2渗透流速与实际流速
水流实际过水断面是扣除结合水所占范围以外的孔隙面积An，即An＝ANe式中Ne为有效空隙度。
有效孔隙度Ne为重力水流动的孔隙体积与岩石体积之比。
有效孔隙度Ne小于孔隙度n，大于给水度μ，即Ne≈μ≈n
渗透流速相当于渗流在包括骨架与空隙在内的断面A上的平均流速，称为达西流速或比流量。
据流量相等原理有：
vA＝uAn＝Q
渗透流速与实际流速：
v＝uAn/A＝uNe
5.2.3水力梯度
等水头面：
渗流场中水头相等的各点连成的面。
水力梯度：
沿等水头面法线方向的水头变化率。
记为I，即I＝－dH/dn
式中n为等水头面的外法线方向，也是水头降低的方向。
在各向同性介质中，水力梯度I为沿水流方向单位长度渗透途径上的水头损失。
5.2.4渗透系数与渗透率
渗透系数K，也称为水力传导率。
渗透系数愈大，岩石的渗透能力愈强。
水流在岩石空隙中运动，需要克服隙壁与水及水质点之间的摩擦阻力，渗透系数不仅与岩石的空隙性质（大小多少）有关，还与物理性质（容重粘滞性）有关。
渗透率k表征岩层对不同流体的固有渗透性能，它取决于岩石的空隙性质，与流体的液体无关。
渗透系数与渗透率的关系：
K＝ρgk/μ式中：
ρ为液体密度，g为重力加速度，μ为液体动力粘滞系数，k的单位μ㎡或c㎡。
渗透系数与水的粘滞系数成反比，渗透系数随温度增高而增大；
在地下水矿化度显著增高时，水的比重和粘滞系数均增大。
计，地下水的能量状态可用它的总势能表示：
5.3流网
流网：
在渗流场中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络。
流线：
渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点在此瞬时的流向均与此线相切。
迹线：
渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。
流线是同一时刻水质点运动的摄影，迹线是水质点运动过程的录像。
在稳定条件下，流线和迹线重合。
5.2重力水运动的基本规律
第六章包气带水
包气带是固液气相同时存在打复杂系统。
包气带：
大气水和地表水同饱和带地下水进行水分与能量交换的枢纽，是地表污染物进入地下水的通道。
6.1毛细现象和毛细水
6.1.1毛细现象的实质
毛细现象：
将细小的玻璃管插入水中，水会在管中上升到一定高度才停止，便是固液气三相界面上产生的毛细现象。
弯液面产生的附加压强称毛细压强，同样记为Pc，在此液面的圆周状边线上都存在着作用于液层的表面张力，其合力为α2πR，垂直于面积为πR2。
表面张力所引起的pc＝α2πR/πR2＝2α/R
当毛细管不是圆形时，形成的弯液面并非圆球面，任何形状的弯液面所产生的Pc用拉普拉斯公式
Pc＝α（1/R1+1/R2）R1R2为弯液面的两个主要曲率半径。
将半径为R的毛细管插入水中，毛细管中的水形成凹形弯液面，并上升一个高度h。
当毛细管为圆形足够细时，弯液面接近半圆球形面，即R1=R2＝R时Pc=4α/DD为毛细圆管直径。
6.1.2毛细负压及其测定方法
毛细负压：
水在孔隙中经常形成凹形弯液面，产生的Pc与大气压强作用于液面的方向相反。
若将Pc换算为水柱高度，即毛细上升高度或毛细压力水头，用hc表示，单位m
hc=Pc/ρg＝4α/ρgD≈0.03/D
式中表示毛细上升高度hc与毛细管直径成反比，称茹林定律。
在研究饱和带－非饱和地下水运动时，总水头统一表示为位置水头z和压力水头h之和，即H＝z+h
饱和带地下水面以下的压力水头为正（h＝hp），非饱和带压力水头为负（h＝－hc），潜水面处的压力水头为零。
6.1.3毛细上升高度与悬挂毛细水
多孔介质中相互联通的孔隙网络可概化为毛细管。
若取潜水面为基准面，则潜水面处水头值为：
H＝z+hp＝0（z＝0hp＝0）
6.2土壤水势及其组成
土壤水势：
单位数量的水具有的能量与其在参照状态下所具有的能量差。
总水势包括重力势压力势基质势溶质势。
重力势：
在恒温条件下将单位重要的水从参考基准面移到某一高度，纯自由水所做的功。
重力势的大小与基准面的位置有关。
相对于大气压力所存在的势能差为压力势，潜水面处压力势为零，潜水面以下饱和带的压力势为正，潜水面以上的压力势为负，称为毛细管势和基质势。
基质势：
非饱和基质对水的吸附力和毛细力产生的。
其大小与岩性含水量状况有关。
饱和带的基质势为零。
溶质势：
由于溶质溶于水后，因溶质对水分子的吸引力，降低了土壤溶液的势能。
溶质势（渗透势）：
当土－水系统中存在半透膜时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液与纯水之间存在的势能差。
溶质势恒为负值。
一般研究饱水带时主要考虑重力势和压力势，研究包气带主要考虑重力势和基质势，研究植物根系吸水考虑溶质势。
6.3包气带水的分布与运动规律
6.3.1包气带水的垂直向分布特征
在潜水面之上有一个含水量饱和的带，称为毛细饱和带。
支持毛细水带是在毛细力作用下，水分从潜水面上升形成的，因此它与潜水面有密切的水力联系，随潜水面变动而变动。
支持毛细水带中含水量向深部逐渐增加以达到饱和的原因是因为土中孔隙实际上是由大小不一的孔隙通道构成的网络，细小的孔隙通道毛细上升高度大，较宽大的孔隙通道毛细上升高度小。
最宽大的孔隙通道也被支持毛细水充满的范围，便是毛细饱和带。
包气带中毛细负压水头hc（绝对值）随着含水量的变小而变大，是含水量的函数：
hc=hc（W）
随着含水量降低，毛细水退缩到孔隙更加细小处，弯液面的曲率增大（曲率半径变小），造成毛细负压水头hc（绝对值）更大。
饱水带中，任一特定的均质土层，渗透系数K是常数；
但在包气带中，非饱和渗透系数K是含水量的函数，随含水量降低而迅速变小：
K=k（w）
（1）含水量降低，实际过水断面随之减少；
（2）含水量降低，水流实际流动途径弯曲程度增加；
（3）含水量降低，水流在更窄小的孔隙通道中流动，阻力增加。
包气带的渗透系数与含水量呈非线性关系。
第8章地下水的补给与排泄
8.1概述
地下水通过补给与排泄，与外界交换物质与能量，保持生生不息的循环交替，支撑相关水文系统和生态环境系统的运行。
地下水补给是指饱水带获得水量的过程，水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。
地下水排泄是饱水带减少水量的过程，减少水量的同时，盐量和能量也随之减少。
地下水通过补给和排泄，不断活得和消耗水量，形成可再生资源，是人类永续利用地下水的前提；
活得、消耗并重新分布能量，保持不断流动和循环交替；
活得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力；
保持不断流动循环，与外界发生水量、盐量和能量的交换，在内部，实现水量、盐量和能量的时空演变，对外部，支撑相关水文系统和生态系统。
没有补给与排泄，地下水支撑的相关水文系统和生态环境系统将无法正常运行。
地下水存在两类水质演变方向不同的排泄方式：
1、盐随水去的径流排泄，导致地下水及土壤不断淡化2、水去盐留的蒸散排泄，导致地下水及土壤不断盐化。
地下水排泄去路包括：
溢流地表成泉，向地表泄流，土面蒸发及植物蒸腾。
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