水文地质学.docx

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水文地质学

水文地质学是研究地下水的科学，研究水量和水质的时空变化规律，研究如何运用这些规律兴利除害，为人类服务。

地下水的五大功能：

宝贵的自然资源

（1）供水水源

分布广泛

便于就地开采使用

水质普遍较优

动态比较稳定

供水量受气候变化影响较小

（2）液体矿产

地下水高含盐类或稀有元素，具工业开采价值。

医疗或健身功能的矿水。

疗养院、天然矿泉水厂、啤酒厂等需特殊功能的水资源。

地下热能利用

地球是个天然热库──可以供热，发电等。

重要的生态环境因子

地下水的变化会影响生态环境的天然平衡

地下水控制地表生态格局

地下水与环境相互依存，打破一个环节就会引起反馈打破原有生态平衡，会使环境发生变化。

过量开采地下水造成地面沉降，地面塌陷，海水入侵，地下水水质恶化等。

农业用水不当产生土壤沼泽化、盐渍化

过量开采造成地下水位下降从而引起土壤砂化、荒漠化，生态环境恶化等。

如河西走廊的民勤县，绿州沙漠化

灾害因子

城市垃圾堆放对地下水的污染

海（咸）水入侵

地下水过度开采造成的地面沉降

饱和砂土振动液化

裂隙孔隙水压作用、坡体含水量增加等因素触发斜坡变形与破坏

地下洞室、巷道等涌水、突水。

大型水利水电工程中的环境地质问题

核燃料废料环境污染

活跃的地质营力

地质作用过程

地下水是地壳内的应力传递者

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

地球内部信息载体

地下水位、水量、水温、水化学成分等的变化反映地下信息，为找矿、找油、地震火山滑坡预报、地质演变等的研究提供依据。

第二章

岩石—水文地质学中指坚硬的岩石及松散的土层。

空隙—岩、土中各种类型的空洞的总称。

岩石空隙—是地下水赋存场所和运移通道。

松散岩石中的孔隙--（第四纪地质学）

坚硬岩石中的裂隙--（构造地质学）

可溶岩石中的溶穴--（岩溶地貌学）

孔隙是指松散岩石中颗粒或其集合体之间的空隙。

特点：

①呈小孔状，②分布均匀且密集，③连通性好。

砂砾石的孔隙度（porosity）

孔隙度（n）是描述松散岩石中孔隙多少的指标。

定义：

某一体积岩石（包括颗粒骨架与空隙在内）中孔隙体积所占的比例。

孔隙度的影响因素

分选程度：

分选差时n小，大小混杂时n小

②颗粒排列：

立方体时n=47.64%，

四面体n=25.95%，

其余一般介于两者之间，菱面体排列n=26.795%≈37%。

③颗粒形状：

棱角多、松散的，n大。

④胶结充填：

充填物多时n小。

⑤结构及次生裂隙：

粘性土中有结构孔隙和虫孔、根孔等次生裂隙，均使n增大。

影响孔隙度大小的主要因素是试样的分选程度

空隙特征的对比

含水介质（介质场）——由各类空隙所构成的岩石称为含水介质。

含水介质的空间分布与连通特征的差异较大。

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

岩石中水的存在形式：

岩土中水的存在状态：

固态、液态、气态

结构水，以H+和OH-离子的形式存在于矿物结晶格架某一位置上的水。

结晶水是矿物结晶构造中的水，以H2O分子形式存在于矿物结晶格架固定位置上的水。

沸石水（zeolitewater）：

方沸石（Na2Al2Si4O12•nH2O）。

结合水：

强结合水：

最接近固相表面的结合水，为紧附于岩土颗粒表面结合最牢固的一层水，其所受吸引力可相当于一万个大气压。

其含量，在粘性土中为48%，在砂土中为0.5%。

特点：

①分子排列紧密②吸引力大，密度大（2g/l）③不受重力支持④无溶解能力，不能运动⑤不导电

弱结合水：

结合水的外层由于分子力而粘附在岩土颗粒上的水，又称薄膜水。

其含量，在粘性土中为48%，在砂土中为0.2%。

特点：

①分子排列不紧密，厚度较大，状态处于固态与液态之间②吸引力小，密度较大③溶解能力较低④有一定运动能力，在饱水带中，能传递静水压力，静水压力大于结合水的抗剪强度时能够运移⑤其外层可被植被吸收，有抗剪强度。

重力水：

特点：

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。

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。

毛细水：

毛细力

成因：

在三相界面上内弯液面引起—液面弯曲产生的。

表面张力作用。

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）。

毛细管管径越小，毛细力越大；反之亦然；毛细力大，毛细上升高度（hc）也越大。

毛细水:

是由于毛细管力作用而保存于包气带内岩层空隙中的地下水。

毛细管:

由松散岩石中细小的孔隙通道构成。

毛细水的存在形式：

悬挂毛细水似串珠状且连续分布，孔角毛细水孤立分布。

与水的储容及运移有关的岩石性质：

岩石的水理性质是与水的储容、运移及释出有关的岩石性质的总称。

容水性容水度

含水性含水量

给水性给水度

持水性持水度

渗透性渗透系数

容水度和空隙度（porosity）

容水性是指在常压下岩土空隙容纳一定水量的能力。

衡量指标为容水度。

容水度是反映岩石最大含水能力

容水度是指岩石完全饱和时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。

用小数或%表示，W0=V0/V×100%。

通常，容水度等于孔隙度。

对于膨胀土，容水度可大于孔隙度。

含水量（watercontent）

含水性是岩石实际保留水分的状况，反映的是某岩样在某时刻的含水状态。

用含水量W表示。

含水量（watercontent）是岩石空隙中所保留的水分的多少。

重量含水量（Wg）是松散岩石孔隙中所含水的重量（Gw）与干燥岩石重量（Gs）的比值，Wg=Gw/Gs×100%。

体积含水量（Wv）是岩石中所含水的体积（Vw）与包含孔隙在内的岩石体积（V）的比值，Wv=Vw/V×100%。

记岩石的干容重为gd，则有

Wv=gd•Wg。

饱和含水量（Ws）是岩石孔隙充分饱水时的含水量。

数值上在粗颗粒及宽裂隙岩石中接近于土或岩石的给水度。

饱和度是实际含水量与饱和含水量之比，亦即岩石孔隙中水的体积与孔隙体积之比，以百分数表示。

反映岩石中孔隙的充水程度。

饱和差（土壤饱和差）是岩石的饱和含水量与实际含水量之差，亦即岩石的容水度与天然湿度（含水量）之差。

给水度（specificyield）

给水性是饱和岩土在重力作用下能自由排出水的能力。

用给水度表示。

给水度：

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。

常用小数表示，无量纲。

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？

答:

不会。

结合水、孔角毛细水、悬挂水、支持毛细水

影响因素：

岩性，地下水位初始埋深，与地下水位下降速度有关，土层结构

岩性

空隙大的岩石其给水度大，μ≈n。

粒径有关：

砾＞粗砂＞…＞粉砂

颗粒细小，比表面积大，结合水与孔角毛细水残留多。

b）地下水位初始埋深

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

当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，土层给水量降低，μ值变小。

c）地下水位下降速度

地下水位下降快μ<μ理，下降慢μ→μ理

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：

上粗下细，上细下粗结构影响不同。

给水度小结：

均质土中，当地下水位初始埋深大于hc，降速缓慢,

初始埋深小于hc时，埋深愈浅，μ愈小。

水位降速愈快，μ愈小。

一般而言，层状土的μ值小于均值土的μ值。

持水度（specificretention）

岩石的持水能力——最大保持水分的能力。

持水度（Sr）定义：

地下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。

思考题

给水度、持水度、空隙度之间的关系？

岩石持水度的影响因素。

答：

渗透性（permeability）

岩石的渗透性（waterpermeability）是指岩石允许重力水透过的能力。

用渗透系数K表征。

岩石空隙直径越大—透水能力越强—透水性越好

岩石渗透性的影响因素有：

孔隙直径的大小。

透水能力很大程度上取决于最小的孔隙直径。

孔隙通道：

形状弯曲而变化时，渗透性较差。

颗粒分选性：

比对孔隙度的影响要大。

包气带与饱水带：

包气带与饱水带的划分

包气带（非饱和带Unsaturatedzone,vadoseZone）

是指地下水面以上至地表面之间的地带。

包气带是饱水带中地下水与大气圈、地表水圈联系（参与水文循环）必经的通道，“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。

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

饱水带（saturationzone）

饱水带：

地下水面以下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。

含水层隔水层弱透水层：

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（Aquifer）：

能够透过并给出相当数量水的岩层。

如各类砂土，砂岩

含水带：

构造裂隙（断裂带）中，通过条带状的构造裂隙含（透）水

隔水层（Aquifuge）：

不能透过与给出水或透过与给出的水量微不足道的岩层。

如裂隙不发育的基岩、页岩、板岩、粘土（致密）

弱透水层（Aquitard）：

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。

如各种粘土，泥质粉砂岩

定义中的模糊概念—“相当水量，微不足道，较大水力梯度”等严格的“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,以满足需要为前提。

如在某处一口井出水量80m3/d，作为1万人的供水，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，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”。

思考：

构成含水层的条件？

答：

1.有储存地下水的空间;

有储存地下水的地质条件;

有一定的水量。

地下水的类型：

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）

含水介质三类，埋藏三分，组合共分为9类

地下水的埋藏条件

—含水层在地质剖面中所处部位及受隔水层（弱透水层）限制的情况

地质条件的复杂性决定了地下水埋藏条件的复杂性。

潜水与潜水含水层：

基本概念

潜水

埋藏在地面以下第一个稳定隔水层之上具自由表面的重力水。

（地表以下第一个具有自由表面的稳定含水层中的水）

注意：

自由表面—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。

基本要素

潜水面—潜水表面的自由水面

潜水埋深D—潜水面至地面的距离

潜水水位H—潜水面上任意一点的标准高程

含水层厚度M—潜水面至隔水底板的距离

主要特征

1.补给来源：

潜水直接与大气相通，可通过包气带接受降水、地表水等补给

2.动态特征：

受气象、水文因素影响明显，变化快（水量、水位季节性变化）。

受人为因素影响也显著，易污染。

3.循环交替：

水循环周期短，更新恢复速度快。

4.潜水面形态：

潜水面形状受地形影响，潜水水位与地形的起伏相一致而较缓和。

5.水化学特征：

水的矿化度与地形、水的交替有关。

湿润气候区，地形切割强烈、水交替强烈地区地下水矿化度低。

干旱气候区细颗粒组成的盆地平原易形成咸水。

小结：

潜水的基本特征

无隔水顶板

积极参与水循环（补给、排泄）

动态随季节变化明显

重力释水

易受污染

一般情况下，潜水面与地形起伏相一致

不适宜作为地震前兆观测对象

潜水等水位线图

确定潜水流向

判断与地表水的关系（补给、排泄）

判断地下分水岭的分布位置，与地形是否吻合。

结合地形图，确定潜水位埋深。

确定含水层厚度，推断含水层岩性和厚度的变化。

确定给水和排水工程位置

确定潜水面的坡度和潜水水力梯度。

思考：

潜水与地表水的相互转化关系？

水力坡度（I）—单位距离上的水头损失，是沿渗流途径上的水头损失与相应的渗流长度之比。

I=（HA-HB）/△L

承压水

充满于2个隔水层（或弱透水层）之间的含水层中的水

基本要素

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：

井孔中静止水位的高程

⑦测压水位线（面）：

测压水位线的连线（面）—虚拟线

⑧承压高度（H）：

作用于含水层的附加压强。

⑨补给区；承压区；排泄区

⑩自溢区—测压水位线与地形等高线的交点连接区

水头压力——承压含水层中任何一点都承受流体压力，因此当有一个钻孔打入含水层中时含水层中的地下水会在这种压力作用下流入钻孔并沿着井筒上升，上升到一定高度。

上升到一定高度的钻孔中的水柱，可以看作是含水层中某一点的一种水头或水头压力。

钻孔水柱高度和测压水头与含水层某一点压强（P）的关系：

式中，为水的容重；Z为含水层中某一点（A）至基准面（含水层底板）的垂直距离；hn为水柱高度（测压水头）；Hn为水头。

地下水是流动的，某一点上承受的压力除了静水压强之外还有动水压强，因此总水头（Hd）：

式中，p为静水压强；v为实际水流速度。

含水层中实际水流速度很小，较重力加速度小得多，可忽略不计，在一般问题研究中，视测压水头与总水头相等。

分类

承压水主要受控于地质构造，其次是地形和岩性。

1.形成

最有利于形成承压水的构造是向斜（自流盆地）和单斜（自流斜地）。

2.根据构造和地形的关系分类

自流盆地中承压水：

正地形盆地，地形与构造形态一致

自流斜地中承压水：

排泄区一般为点状排泄，上升泉

特征

承压性

承压性－承压含水层水头高于隔水顶板

补给与排泄条件

有隔水顶板，参与水循环不积极（补给、排泄），超采后不易恢复

有限区域与外界联系，水循环迟缓些，水交替慢，平均滞留时间长（年龄老或长）——恢复性差。

水化学特征

不易受污染，水质变化大，矿化度一般要高点，可以保留“古老”水。

动态特征

动态随季节不变化明显，比潜水要稳定些，如果分布面积大，厚度稳定—则调节能力很强。

储水与释水特征

水量增加时测压水位上升，压强增大是含水层中水的密度增大；孔隙水压力增大，有效应力降低，含水层发生少量回弹，空隙度增大。

---增加的水量通过水的密度加大及含水介质空隙的增加而容纳。

承压含水层排泄时，减少的水量表现为含水层中水的密度变小及含水介质空隙缩减。

承压含水层的储水系数S

承压含水层中当测压水位下降（或上升）1个单位，单位水平面积含水层所释放（或储存）的水的体积。

测压水位降低导致

含水层孔隙水压力降低—水体积膨胀释水，水的膨胀系数约为1/20000

孔隙水压力降低，岩层颗粒间承受压力增加—骨架被压缩

颗粒不变—骨架压缩=空隙体积减小（排列改变）—发生释水（挤出来）水。

这两部水很有限，S与重力给水度μ相比要小10-1~10-3

承压含水层的弹性给水度：

从理论上来看：

弹性给水度是可以恢复的

实际上弹性是有限恢复的

越过含水层弹性范围（限定），将产生一次性的变形—即永久性不可恢复的变形

最终导致含水层的弹性给水与释水能力降低

承压水等水压线图

概念

将某一承压含水层测压水位相等的各点进行连线。

绘制与潜水等水位线图一致（注：

用同时间资料）

用途

①确定流向、水力梯度；

②结合地形图，确定承压水位的埋深、自溢区；

③结合含水层顶板等高线图，确定任一点承压高度，承压含水层的埋深、厚度和透水性变化。

地下水运动的基本特点

地下水在复杂的多孔介质中运动

渗透：

地下水在岩石空隙中的运动，水质点运动途径多变；流速多变。

渗流：

对实际的地下水进行概化，概化后的地下水流称为渗流，所占据的空间区域称为渗流区（渗流场）。

特征：

遵循水力学基本原理。

多孔介质，渗流通道复杂多变，空隙细小，所受阻力大，水流缓慢。

.概化方法：

不考虑含水层中固体颗粒的存在，认为含水层完全被水所充满；不考虑实际流向的多变性，只考虑单向流。

地下水流形态类型

根据流速大小，渗流分两种流态：

层流、紊流

层流——在岩石空隙中渗流时，水质点作有秩序的、互不混杂的流动。

流速小，一般岩石空隙；

紊流——水质点无秩序地、互相混杂的流动。

流速大，岩石大空隙（砾石层、溶洞）。

雷诺数是判别流态的重要参数（Re）——流体惯性力与粘性力的比值，无因次。

Re=Luρ/η

式中：

L—流体流束中的物体任意有代表性的长度；u—流体流速；η—动力粘度；ρ—流体密度。

雷诺数小，意味着流体流动时各质点间的粘性力占主要地位，流体各质点平行于管路内壁有规则地流动，呈层流流动状态。

雷诺数大，意味着惯性力占主要地位，流体呈紊流流动状态。

判断标准：

管道雷诺数Re＜2000为层流状态，

管道雷诺数Re＞4000为紊流状态，

管道雷诺数Re＝2000～4000为过渡状态。

稳定流与非稳定流

稳定流——地下水的各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变。

非稳定流——地下水的各运动要素随流程、时间等不断发生变化的水流。

注意：

自然界中地下水都属于非稳定流。

⑴补给水源受水文、气象因素影响大，呈季节性变化；

⑵排泄方式具有不稳定性；

⑶径流过程中存在不稳定性。

为了便于计算，常将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看作稳定流。

达西定律：

又称线性渗透定律，是指流体在多孔介质中遵循渗透速度（v）与水力梯度（I）呈线性关系的运动规律。

H.Darcy—法国水力学家，1856年（以实验为基础研究时期）通过大量的室内实验得出了达西定律

根据试验结果，得到关系式：

Q=Kωh/l

其中：

根据I=h/l可以推出：

Q=KωI

其中：

Q-渗透流量（L3T-1）；w-过水断面（L2）；h-水头损失（水头差，L）；l-渗透途径（L）；K-渗透系数（LT-1）；I-水力梯度（无量纲）。

渗透流速

根据水力学流速与流量的关系：

Q=ω·V

则Q=KωI可简化为V=K·I，称为渗透流速。

公式V=K·I，为单位面积上的流量，称比流量。

渗透流速与水力梯度是一次方成正比，故达西定律又称为线性渗透定律。

达西定律讨论

渗透流速（V）与过水断面（ω）

Q=KωI=ωV

过水断面ω，假想的断面；实际孔隙断面ωn；实际过水断面ωne。

思考：

n、ne、μ大小关系

地下水的实际渗流速度u=Q/ω’=KI/ne，地下水渗透流速V=une，渗透流速等于平均实际流速与有效空隙度的乘积。

实际流动速度要大于渗透速度：

Q=uωne

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。

水力坡度（I）（hydraulicgradient）

水力学中水力梯度（J）:

单位距离上的水头损失

是沿渗流途径上的水头损失与相应的渗流长度之比

水在空隙中运动时，必须克服水与隙壁以及流动快慢不同的质点之间的摩擦阻力（这种摩擦阻力随地下水流速增加而增大），从而消耗机械能，造成水头损失。

水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。

从另一个角度，也可以将水力梯度理解为驱动力，即克服摩擦阻力使水以一定速度流动的力量。

水力梯度（I）

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

渗透系数K-水力传导率

定义：

水力梯度为I=1时的渗透流速（V=KI）具有速度量纲L2T-1。

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

渗透系数K

影响因素：

以松散岩石等径孔隙为例来分析

γ—水的重率；μ—动力粘滞系数

从公式即得出：

K与岩石性质有关K∝（d02，ne）

与流体物理性质有关K∝（γ/μ）

渗透系数（K）的影响因素：

K与岩石空隙性质、水的某些物理性质有关。

孔隙直径大则渗透性强，取决于最小孔隙直径。

圆管通道：

形状弯曲而变化时，渗透性较差。

颗粒分选性：

比对孔隙度的影响要大。

水的物理性质：

粘滞性大的液体K<粘滞性小的液体

达西定律应用

求水平等厚承压含水层流量和承压水头线。

承压含水层由均质等厚的砂组成，隔水底板水平，地下水做水平稳定运动。

砂层中的渗流是缓慢的，属层流，符合达西定律：

设x（0,L）,并对应的测压水位为h，根据上式可写成如下两式：

结论：

均质水平等厚承压含水层的测压曲线是直线。

计算潜水含水层流量和潜水位曲线

有一潜水含水层由均质的砂组成，隔水底板水平，在平面上水流呈稳定平行流动。

由达西定律的单宽流量：

同样设x（0,L）,并对应的潜水位为h，可通过流量相等推导出潜水位曲线公式：

已知某均质含水层，含水层渗透系数为K，沿径流方向有两个水位观测孔，孔间距为L，两观测孔观测水位分别为Ha和Hb，求：

沿地下水流方向的单宽流量。

解：

流网

基本概念

等水位（压）线——潜水位（测压水位）相等的各点

的连线，称为等水位（压）线。

流线——渗流场中某一瞬间的一条曲线，曲线上各水质点在此瞬间的流向均与此线相切。

流网——在渗流场的某一典型剖面或切面上由一系列等水头线和流线所组成的网络。

流线的性质

流线不能相交（同一时刻不可能有两个流向）

流线光滑不能有急转折（若有转折，在转折点有两个流向）

流线相当于隔水边界（只能在其间运动，不能穿过流线运动）

流线的形状受控于边界的性质和形状（平行于隔水边界，垂直于供水边界）

渗流场性质

渗流场介质类型

均质—非均质；各向同性—各向异性

均质岩层——渗流场中所有点都具有相同参数（K）的岩层。

非均质岩层——渗流场中所有点不都具有相同参数的岩层，渗透系数K=K（x,y,z），为坐标的函数。

各向同性岩层——渗流场中某一点的渗透系数不取