水文地质学第一章至第十章知识点总结资料Word格式.docx
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b成岩作用、变质作用、风化作用等过程
水文循环图示与图解
a—海洋蒸发；
b—大气中水汽转移；
c—降水；
d—地表径流；
e—入渗；
f—地下径流；
g—水面蒸发；
h—土面蒸发；
i—叶面蒸发（蒸腾）
二．水文循环
1、天然水循环
1）循环原因：
内因：
固液气三相水可以相互转化；
外因：
太阳辐射使得水体蒸发，地球重力使水降落到地面。
2）循环环节：
蒸发－运移－降水－径流
3）循环类型：
a：
大循环（洋陆之间） b：
小循环 c：
内循环
5）水循环的作用（对水）：
促进天然水的更新；
b：
促进海洋和大气水的交换，也促进大陆内部不同流域内的水交换；
c：
促进各个圈层之间的交换（大气圈、生物圈、水圈、岩石圈）。
6）研究水循环的意义：
加强小循环，阻截大循环。
2、人为因素影响下的水循环
1）循环的过程：
在蒸发和径流两环节之间加入了人为因素。
2）人为活动影响的结局：
由于水量变化导致地下水量的变化；
天然水受到污染，水质发生变化；
打破了原有的生态系统平衡。
研究水文循环的意义：
降雨是参与水循环运动的有效水量，对于自然界和人类的生活和生产活动却有重大意义。
（1.直接影响气候的变化；
2.形成江、河、湖、沼等水体及各种地貌；
3.造成巨大的水利资源。
4.形成一切水文现象。
（思考：
水文循环和地质循环的区别）
1.3.1与水文循环有关的气象因素
1、气象因素：
影响地下水形成与动态的气候特征及其变化的要素（含：
气温、气压、湿度、蒸发、降水。
湿度：
1）绝对湿度：
e或m
2）相对湿度：
绝对湿度于饱和水汽含量的比值。
r=e/E=m/M
3）饱和湿度：
一定温度下空气中水汽的最大含量，E或M。
饱和差：
某温度下空气中的饱和水汽含量与实际水汽含量之差。
d=E-e。
降水：
空气中水汽含量达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态降落到地面，形成降水。
（高层降水，低层降水）
降水描述指标：
1降雨量（Rainfallamount）：
为一定时段内的降雨总量（一般用mm＝1000×
m3/m2表示）；
2降雨历时（Rainfallduration）：
一次降雨所经历的时间（day或h）；
3降雨强度（Rainfallintensity）：
为单位时间内的降雨量（mm/min或mm/h）；
降雨强度分级：
暴雨、大雨、中雨、小雨。
1.3.2与水文循环有关的水文因素
1、径流：
降落到地表的降水在重力作用下沿地表和地下流动的水流。
2、水系：
汇注于某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。
3、水系的流域:
一个水系的全部集水区域。
4、分水岭/线：
相邻两个流域之间地形最高点的连线即为分水线，又称分水岭。
5、流量（Q）：
系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。
流量Q等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速V的乘积，即：
Q=V·
F。
6、径流总量W（RunoffVolume）：
指一定的时段内通过河流某一断面的总水量（单位：
m3）。
可由下式求得：
W=Q·
T
7、径流模数（M）：
系指单位流域面积F（km2）上平均产生的流量，以L/s·
km2为单位，计算式为：
M=103Q/F
8、径流深度（Y）：
系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：
Y=W/F·
103
径流系数（ɑ）：
为同一时段内流域面积上的径流深度Y（mm）与降水量X（mm）的比值：
ɑ=Y/X。
蒸发系数（β）：
为同一时段内流域面积上的蒸发量Z（mm）与降水量X（mm）的比值：
β=Z/X。
1.4我国水文循环概况
一、循环系统（途径）[五大系统并不是独立存在的，相互之间产生干扰，水循环系统复杂。
]
1、太平洋水循环系统
2、印度洋水循环系统
3、南海水循环系统
4、东北鄂霍次克水循环系统
5、西北内陆水循环系统。
二、我国水文循环的基本特点（时空不均匀）
1、在降水时间上分布不平衡；
2、在降水空间上分布不均匀。
1.5全球的水均衡
1.海洋的蒸发量大于降水量；
2.大陆的降水量大于蒸发量；
3.大陆内陆区降水量和蒸发量基本相等。
Z－蒸发 X－降水 Y－径流
Z洋＝X洋＋Y陆 Z陆＝X陆－Y陆 Z洋＋Z陆＝X洋＋X陆
思考题：
1、何谓自然界的水循环？
水循环的作用？
研究意义？
2、我国水循环特点？
第三章岩石中的空隙与水分
§
2.1岩石中的空隙
岩石的空隙是地下水储存和运移的先决条件，空隙的多少、大小、形状、联通状况和分布规律，决定着地下水的埋藏、分布和运动。
将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：
松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。
2.1.1孔隙
1、孔隙：
在松散堆积物中或胶结不好的沉积岩中以及部分喷出岩中，组成岩石的颗粒或颗粒集合体之间能存在的多孔状的空隙。
2、孔隙性：
岩土孔隙的大小、分布规律、数量、形状、性质、联通情况等的总称。
3、孔隙度：
岩石孔隙体积与岩石总体积之比。
n=Vn/V
4、影响孔隙度大小的因素：
1）分选程度；
2）颗粒排列状况（排列方式相同但颗粒直径不同的等粒岩石，其孔隙度完全相同）；
3）颗粒形状；
4）胶结充填情况。
2.1.2裂隙
固结的坚硬岩石，包括：
沉积岩、岩浆岩、变质岩，一般不存在或只是保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。
（fissure）--hardrock
按照成因分类：
成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙
裂隙率：
裂隙体积与岩石总体积之比。
Kr=Vr/V野外研究裂隙时，还应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况。
2.1.3溶穴
1、溶穴：
起因于水的溶蚀，在可溶岩（白云岩、岩盐、石膏、石灰岩等）中形成的空洞（溶隙）。
2、岩溶率：
Kk=Vk/V
特点：
岩溶率的变化范围很大，且在相邻很近地点处岩溶率完全不同，同一地点的不同深度处岩溶率也有很大变化。
四、岩石中的空隙小结
1、岩石中的空隙是研究地下水的基础，按岩层的空隙类型分为三种类型地下水：
①孔隙水；
②裂隙水；
③岩溶水。
2、分布特点：
孔隙主要分布于松散堆积物中，分布广泛，联通均匀；
裂隙分布于坚硬岩石中，分布不均；
溶穴分布可溶性岩石中，分布不均。
3、孔隙度，运用范围广；
裂隙率、岩溶率受到地区限制，运用不广，代表性不强。
三者定义也各不相同。
但裂隙率和岩溶率可以直接评价赋水性，孔隙度加孔隙大小才可评价。
2.2岩石中水的存在形式
岩石空隙中水的存在形式有：
①结合水；
②重力水；
③毛细水；
④固态水和气态水及岩石骨架中的水（矿物结合水）。
一、结合水
1、强结合水（吸着水）：
2、弱结合水（薄膜水）：
结合水区别于普通液态水的最大特征是：
具有抗剪强度，即必须施加一定的力方能使其发生变形，施加的外力越大，发生流动的水层厚度也越大。
二、重力水
水文地质研究的主要对象
三、毛细水
１、支持毛细水
２、悬挂毛细水
３、悬留孔角毛细水（触点毛细水）
四、气态水、固态水以及矿物中的水
气态水在一定温度、压力条件下，与液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。
五、岩石空隙中的水小结：
1、重力水是水文地质研究的主要对象，毛细水是消耗地下水水量的，结合水影响地下水的运动。
2、在大孔隙中以重力水为主，细小孔隙中以结合水为主，裂隙、溶穴中几乎全部为重力水。
2.3与水储容及运移有关的岩石性质
一、容水性
1、容水性：
岩石的孔隙具有容纳地下水的性质。
2、容水度：
岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积之比。
Sc=Vw/V。
一般说来，容水度在数值上于孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。
3、含水量：
某时刻岩石孔隙中的实际水量与岩石的比值。
说明松散岩石实际保留水份的状况。
1）重量含水量：
Wg=Gw/Gs（空隙含水重量/干燥岩土重量）
2）体积含水量：
Wv=Vw/V（孔隙含水体积/岩土总体积）
3）当水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重量）为γα时，重量含水量与体积含水量的关系为：
Wv=Wg*γα
二、给水性
1、给水性：
含水岩石在重力作用下能释放出水的性质。
2、给水度：
在重力作用下岩石所能释放出水体积与岩石总体积的比值。
μ＝Vw/V。
野外识别：
地下水水位下降一个单位深度，从地下水水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释出水的体积，称为给水度。
注意：
野外地层的给水度为一变值，室内试验中给水度为定值。
3、给水度的影响因素：
1）岩性：
主要是孔隙的大小与多少；
2）初始地下水埋藏深度；
3）地下水下降速率；
4）地下水下降幅度。
三、持水性
1、持水性：
饱水岩石在重力作用下失水，依赖静电引力和毛细力依然能保持水的性质。
2、持水度（Sr）：
地下水水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量。
3、给水度、持水度与孔隙度（容水度）的关系：
μ＋Sr=n
四、透水性
1、透水性：
岩石允许水透过的能力叫做透水性（定量指标：
渗透系数）。
五、小结：
1、一般情况下，孔隙越小，持水度越大，给水度越小。
2、一般不能用容水性来评价水资源，因为容水性同时包括有重力水、结合水和毛细水。
真正能利用的只有重力水。
2.4有效应力原理与松散岩土压密（见书２３页）
1、影响孔隙度的因素？
（按主次叙述）影响孔隙大小的主要因素有哪些？
（按主次）
2、岩土中水的主要存在形式有哪些？
其各自的特点？
3、影响透水性的主要因素？
第四章地下水的赋存
3.1包气带与饱水带
一、包气带、饱水带定义（书25页）
二、包气带与饱水带界面的划分标准：
以初见地下水水位为依据。
三、包气带形态、分带以及研究意义
1、形态：
不同部位、不同时间运动方向、速度都在变化，受到气象因素影响严重。
2、分带：
1）土壤水带；
2）中间带；
3）毛细水带
3、研究意义：
1）降水要经过包气带下渗，地下水蒸发排泄也必然经过包气带。
2）包气带水盐的形成及其运动规律对饱水带水的形成有重要意义。
4、包气带中水的几种形式：
结合水、毛细水、气态水、过路重力水
四、饱水带的特征
1、饱水带中岩石的空隙完全被液态水充满。
2、饱水带中水是连续分布的，可以传递静水压力，在水头差的作用下可以发生连续运动（打井要打到饱水带）。
饱水带中的重力水是开发利用或排除的主要对象。
3.2含水层、隔水层与弱透水层
一、定义
1、按照渗透性可以分为透水层和不透水层。
2、含水层：
能够透过并给出相当数量水的饱水岩层。
3、隔水层：
不能透过与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。
不透水层通常称为隔水层。
4、弱透水层：
在越流场很有意义。
二、含水层的构成条件（三个）
1、岩土体必须具备饱含重力水的空隙——空间问题。
2、具有有利于地下水聚集和储存的地质构造[1）含水层下要有隔水层，使得水不能向下渗漏；
2）在地下水流动方向上要有阻水构造，使得水不能排空。
3、要有充足的补给来源。
三、含水层和隔水层的相对性（意味着可以相互转化）
1、隔水层的相对性：
1）没有绝对隔水的岩层；
2）粘土层也可以含水；
3）石英岩在多数地区是富水的，但是在华北震旦系的石英岩又是隔水的；
4）不同岩性组合时，隔水层是相对的。
如细砂层。
2、含水层划分的相对性
1）释出多少水就是含水层并无定量绝对指标，要根据供水意义和研究目的来区别；
2）地表的亚粘土覆盖在砂砾石层上，两种情况。
四、野外如何判断含水层
1、仔细研究岩性，不同岩性的储水空间也不同。
2、研究岩层的组合关系。
3、地质构造条件的分析。
4、地貌条件分析。
五、含水层概念的回顾
1、孔隙含水层称为含水层比较符合实际。
2、裂隙称为含水带，因不同部位裂隙的成因不同，裂隙发育情况不同。
3、岩溶称为含水系统较为合适。
因其不均匀性比裂隙带更严重。
3.3地下水分类
一、广义地下水:
指赋存于地面以下岩土体空隙中的水；
包气带及饱水带中所有含于岩土体空隙中的水均属之。
狭义地下水:
仅指赋存于饱水带岩土体空隙中的水。
二、按照含水介质分类：
1、孔隙水；
2、裂隙水；
3、岩溶水。
三、按照埋藏条件分类：
1、潜水；
2、承压水；
3、上层滞水。
四、综合两种条件分类：
含水介质
埋藏条件
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（上层滞水）、过路重力水及悬留毛细水
裂隙岩层潜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
潜水
各类松散沉积物浅部的水
裸露于地表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
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
3.4上层滞水
一、1、狭义：
包气带中局部隔水层（弱透水层）上面积聚的具有自由水面的重力水。
2、广义：
同包气带水，包括有毛细水，结合水和过路重力水。
二、形成上层滞水的条件
1.较厚砂层中夹有粘土或亚粘土透镜体时，降水或下渗的地下水受到透镜体阻挡而滞留于其上。
2.在裂隙发育、透水性好的基岩下有裂隙发育程度较差的相对隔水层.
3.在岩溶发育的岩层中夹有局部非岩溶化的岩层.
4.在黄土中夹有钙质板层时，其上形成上层滞水。
5.在酷寒地带有永久冻土层时，夏季地表解冻后永冻层起到局部隔水层的作用。
三、上层滞水的特征
1、补排：
接受大气降水的补给，通过蒸发或向隔水底板（弱透水层底板）的边缘下渗排泄。
3、基本特征：
1）一般水量小，动态不稳定，水量、水位季节性变化明显；
2）一个局部隔水层上的上层滞水与其他含水层之间无水力联系，无统一水位；
3）埋藏浅，径流短，矿化度低，容易污染。
4、包气带中的上层滞水对其下部的潜水的补给与蒸发排泄，起到一定的滞后调节作用。
供水意义：
因水量小，动态变化显著，只有在缺水地区才能成为小型供水水源或暂时性供水水源。
3.5潜水
一、基本定义：
1、潜水：
饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水。
2、潜水面：
潜水的第一个自由表面称为潜水面。
3、潜水埋藏深度：
潜水面到地面的铅直距离。
D
4、潜水含水层的厚度：
从潜水面到隔水底板的距离。
M
5、潜水位：
潜水面上任一点的标高称为该点的潜水位。
将潜水位相等的各点连线即得到潜水等水位线图。
6、潜水的水力梯度：
在潜水流的渗透途径上，任意两点的水位差除以该两点的水平渗透距离叫做潜水水力梯度。
7、潜水的分布区：
潜水含水层的分布范围。
潜水的补给区：
大气降水入渗补给潜水的地区。
潜水的排泄区：
潜水出流的地区。
二、特征
1、补给：
在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给。
2、排泄：
流入其它含水层，径流排泄（泉、泄流），蒸发排泄。
3、径流：
在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制。
4、水质：
主要取决于气候、地形及岩性条件，容易受到污染。
三、潜水面形状
潜水面形状的意义：
反映外界因素对潜水的影响，和潜水自身的特征如流向、水力梯度、含水层厚度等。
四、潜水面的表示方法
1、剖面图表示法
2、平面图表示法—潜水等水位线图
3、绘制方法：
1）在调查区内布置一定数量的水文地质点（包括人工露头和天然露头）；
布置点有技巧。
2）进行水准测量和水位测量。
如何测水位？
（地面标高减去潜水埋藏深度）
3）按照内插法绘制等水位线图。
等水位线图上应注明水位测得时间，各个点的水文资料应在相同时间内测得，否则精度不能保证。
五、等水位线的实际用途：
1、确定地下水的流向
2、确定潜水面的坡度（水力梯度）
3、确定潜水的埋藏深度
4、确定流量：
Ｑ＝ＫＩＦ（渗透系数，水力梯度，面积）
5、推断含水层厚度和岩性变化
6、分析地表水和地下水的相互补排关系。
7、帮助选择取水和排水工程设施的位置。
8、确定泉水出露点和沼泽化的范围（在地形等高线与等水位线相交且标高相等时必为泉水出漏点）
3.6承压水
一、定义：
1、承压水：
充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水量中的水。
2、承压含水层的厚度：
隔水顶底板之间的距离。
3、初见水位：
钻孔揭穿顶板后刚见到承压水时的水面高程。
H1
4、静止水位（稳定水位、测压水位、承压水位）：
由于承压性，承压水含水层被揭穿后水位不断上升，达到一定高度后稳定下来时的水面高程。
H2
5、测压水位面：
承压含水层各点的测压水位所连成的面即该含水层的测压水位面。
6、承压水位埋藏深度：
地面向下距测压水位的铅直距离叫做承压水位埋藏深度。
7、承压水头：
由隔水顶板到测压水面之间的垂直距离。
h
1、承压性
2、要素：
上下各一个隔水板。
3、补给：
补给区（潜水分布区）获得补给，越流补给。
4、排泄：
通过范围有限的排泄区，以泉或其它径流方式向地表或地表水体泄出，越流排泄。
5、径流：
主要受构造控制。
三、形成条件
1、常形成承压水的岩层组合：
不透水层覆盖在透水性好的岩层上，且含水层下部还应有稳定的隔水底板。
2、适宜形成承压水的地质构造
（1）向斜盆地
（2）单斜构造（承压斜地）
a、透水层和隔水层相间分布的承压斜地
b、含水层相变或尖灭形成的承压斜地
c、含水层被断层阻隔形成的承压斜地
d、含水层被侵入体阻截形成承压斜地
潜水和承压水对比
基本定义
在饱水带中第一个具有自由水面的含水层中的地下水
充满于两个隔水层之间含水层中的地下水
要素
一个隔水底板，潜水面，潜水位
含水层厚度：
水面～隔水底板
埋藏深度：
地面到潜水面
一个隔水底板，一个隔水顶板，测压面，测（承）压水位
隔水顶底板之间距离。
地面到含水层顶板的距离。
埋藏浅
控制埋藏条件：
岩性地貌
埋藏深
岩性构造
向斜盆地，单斜盆地
基本性质
无压力，具有自由水面
水表面所受压力P0（大气压），与时间、位置无关，是常量P0
承压性
水面任意点压力P=f（x,y,t），与时间、位置有关，且P>
P0
储水性质
水是不可压缩的液体
（储水时潜水含水层体积有增减）
承压含水层中的水是具有弹性的液体（含水层体积不变）
补给、排泄
大气水、地表水可通过包气带直接入渗，补给区与分布区一致，可直接在本区排泄
在无压区补给，补给区与排泄区一般不一致。
径流运动
在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制
由高位置（补给区），流向低位置（排泄区），主要受构造控制。
动态
季节性。
动态变化大
调节周期长，季节影响小。
动态较稳定
水质
大气水，地表水补给，故潜水一般是淡水，受污染影响大，容易污染
水质变化复杂，深度不同，矿化度不同；
受污染较小，但是，一旦污染，处理难度极大
水资源
季节调节，调节能力较小；
容易恢复
多年调节，调节能力较大；
不易恢复
表示方法
潜水等水位线图；
潜水埋藏深度图
承压水等水压线图
3.7潜水与承压水的相互转化
除了封闭构造条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有的承压水最终都是由潜水转化而来的，或者由补给区的潜水测向流入，或者通过弱透水层接受潜水的补给。
1、构成含水层的条件？
潜水含水层的构成要素及主要特征？
承压含水层构成要素及主要特征？
2、潜水等水位线图的实际用途？
潜水等水位线是否能正交穿越河流？
3、说明隔水层的相对性和含水层划分上的相对性？
第五章 地下水运动的基本规律
4.1概述、地下水运动的基本形式
一、研究对象及其特征
1、岩石中水的存在形式：
结合水，液态水（重力水、毛细水），固态、气态水
2、地下水与地表水最大区别在于储存和运移：
地下水的运动通道非常复杂，地表水（河流）是占满整个过水断面，而地下水水流通过的断面小于地质断面。
（注意区别：
过水断面（总岩体横截面）与实际过水断面（岩体中孔隙截面）。
3、假想水流的性质：
（1）任一断面上假想水流的流量与实际水流的流量相等。
（2）任一断面上假想水流的水位与实际水流的水位相等。
（3）假想水流和实际水流所克服的阻力相等。
4、渗流：
符合以上三条的地下水在岩土体空隙中的运动称为渗流。
发生渗流的空间区域叫做渗流场。
二、重力水运动的形式
1、地下水流态的类型
（1）层流运动：
在岩土体空隙中渗流时，水质点作有秩序的、互相不混杂的运动。
（2）紊流运动：
当流速加大，水质点作无秩序的、互相混杂、流线极不规则的运动。
一般空隙狭小重力水受介质的吸引力较大，多作层流运动。
只有当裂隙发育或岩溶发育地带，水的流速大，呈紊流运动。
另外，在抽水井附近小范围内，当井内水位降落很大时，地下水的流速很大，也呈紊流运动。
2、地下水运动的类型
（1）稳定流：
在渗流场内各个运动要素不随时间改变。
（2）非稳定流：
在渗流场中任意点的运动要素都随时间而变化。
（运动要素：
地下水水流方向，运动速度，
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