04 第四章地下水

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04第四章地下水-文档资料-课件

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第二节地下水的物理性质与化学成分
地下水的物理性质：
温度：随埋藏深度而异，埋藏越深，水温越高。按温度分 5 种。颜色：由于某种离子含量较多，或者富集悬浮物和胶体物质。透明度：取决于地下水中的固体与悬浮物的含量。按透明度分4级气味：含有某些离子或某种气体时，可以散发出特殊的臭味。味道：含有其他化学成分如一些盐类或气体时，会有一定的味感。密度：决定于水中所溶盐分的含量多少。导电性：取决于其中所含电解质的数量和质量。放射性：在特殊储藏环境下，受到放射性矿物的影响，具有一定
较大；3、潜水面形状受地形
影响；4、潜水的排泄方式主
要有垂直排泄和水平排泄两种
地下水埋藏示意图
方式。
1－沙层; 2－隔水层; 3－含水层;4－潜水面; 5－基准面；T-
潜水埋藏深度;M-含水层厚度;H-潜水位
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二、潜水潜水等水位线图：潜水面的形状可用等高线图表示
可解决如下问题：
1 确定潜水流向 2 确定潜水的水力坡度 3 确定潜水的埋藏深度 4 确定潜水与地表水的关系
蒸发形式或向隔水底板边缘排泄。动态变化很不稳定。
工程意义：常始料不及涌入基坑。
供水意义不大。在寒冷地区易引起道路冻胀和翻浆。
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二、潜水
潜水（phreatic water）
埋藏在地面以下第一个稳定隔水层之上具有自由水面的
重力水。
特征：1、与大气相通，具
自由水面，一般补给区与分布
区一致；2、动态受气候影响
的放射性。
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二、地下水的化学成分
地下水常见的化学成分：
气体成分 O2 N2 H2S CO2
离子成分 ClSO42HCO3Na+ K+ Ca2+ Mg2+

地下水的物理性质和化学成分ppt课件

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-
地下水化学成分的性质
• 氢离子浓度地下水的酸性和碱性的程度，取决于水中氢离子的浓
度大小大多数地下水的pH值在6.5-8.5之间，北方地区多为
pH=7-8的弱碱水
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-
地下水化学成分的性质
• 硬度总硬度：地下水中所有Ca2+、Mg2+离子的总含量暂时硬度：将水加热至沸腾周，由于形成碳酸盐沉淀
第四章地下水的物理性质和化学成分
1
-
4.1 地下水的物理性质
2
-
地下水的物理性质、化学成分特征是地下水与环境（自然地理、地质背景及人类活动）长期作用的结果。地下水的化学性质为认识和了解地下水形成的地质历史条件和过程提供依据
地下水在岩石的孔隙、裂隙或溶洞中储存和运动时，溶滤和溶解着岩石的可溶成份，使地下水变成了含有各种矿物质的天然溶液，而且随着运动环境和运动过程的变化，地下水的化学成分也不断地更迭着
(6) 镁离(Mg2+)
-
泥石
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地下水化学成分的性质
• 总含盐量与总溶解固体(TDS) 总含盐量：存在于地下水中的离子、分子和微粒(不
包括气体)之总含量总溶解固体(TDS)：通常在105-110℃温度下将水样蒸
干后所得干涸残余物的总量
TDS ≈总含盐量-1/2HCO3TDS是反映地下水化学成分的主要指标：TDS含量低的淡S要O水成42-为以分主HC要O3成-为分主；要T成DS分含；量T高DS的含盐量水中和等卤的水盐常质以水C常l-为以主
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-
地下水在运动过程中的各种作用
(2)水中阳离子的浓度水中某种阳离子浓度越大，则其交替吸附能力就越强，
甚至可以发生吸附能力小的交替岩土颗粒表面吸附能力大的阳离子

水文地质学基础第四章地下水运动的基本规律.

第四章地下水运动的基本规律
1.渗透与渗流
渗透：地下水在岩石空隙中的运动
渗流是一种假想水流。
假想水流应满足下列条件：（1）性质（如密度、粘滞
性等）和真实地下水相同；（2）充满含水层的整个空
间；（3）运动时，在任意岩石
体积内所受的阻力与真实水流相同；
（4）通过任一断面的流量及任一点的压力或水头均和实际水流相同。渗流区或渗流场：假想水流所占据的空间。
• 流线：是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：则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流条件下，流线与迹线重合。
一、均质各向同，流线与等水头线构成正交网格。 • 分析均质各向同性介质中的稳定流网。 • 徒手绘制定性流网
地下水的运动绝大多数服从Darcy定律。
二、非线性渗透定律—哲才（Chezy）定律
地下水在较大的空隙中运动且流速较大时，呈紊流运动，此时的渗流服从哲才定律。有：
1
Q KI 2
1
V KI 2
即此时渗透流速V与水力梯度I的1/2次方成正比.
4.2 流网
• 流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线与流线组成的网格.
2.层流和紊流
层流运动：水质点作有秩序的、互不混杂的流动. 紊流运动：水质点无秩序的、互相混杂的流动.
地下水在岩石空隙中的运动速度一般较慢，大多为层流运动。只有在大裂隙、溶洞中地下水流速大，才可能出现紊流运动。此外，在抽水井附近小范围内，当降深很大时，流速增大，也可出现紊流现象。
3. 稳定流和非稳定流
实际流速，ω有：
Q Kw h KwI Vw L
Q＝ ω／·u＝ ω·ne·u＝

《水文地质学》第4章地下水的化学成分及其形成

•地下水的化学特征•地下水化学成分的形成作用•地下水化学成分的基本成因类型•地下水化学成分的分析内容与分类图示1、地下水中主要气体成分氧、氮、硫化氢、二氧化碳2、地下水中气体成分及其反映的地球化学环境（1）地下水中溶解氧含量越多，说明其所处的地球化学环境愈有利于氧化作用进行；（2）氮气的单独存在，常可说明地下水起源于大气并处于还原环境；（3）硫化氢的出现说明地下水处于缺氧的还原环境；（4）地下水中二氧化碳愈多，其溶解碳酸盐类的能力以及对结晶岩类进行风化作用的能力愈强。

1、地下水中主要离子成分氯离子、硫酸根离子、重碳酸根离子、钠离子、钾离子、钙离子、镁离子2、离子成分与矿化度的变化（1）矿化度发生变化，地下水中占主要地位的离子成分也随之发生变化。

低矿化度水中常以碳酸根离子、钙离子与镁离子为主；（2）高矿化水则以氯离子与钠离子为主；（3）中等矿化水中，阴离子常以硫酸根离子为主，主要阳离子可以是钠离子，也可以是钙离子。

1、微量成分Br、I、B、Sr、Ba等；2、胶体Fe(OH)3、Al(OH)3、SiO2及有机质胶体；3、微生物（如硫细菌、脱氧细菌等）；4、物理性质（如温度、透明度、颜色、放射性等）。

1、地下水的总矿化度（g/L）地下水中所含各种离子、分子与化合物的总量成为总矿化度；2、库尔洛夫式1、溶滤作用：在水与岩土相互作用下，岩土中的一部分物质转入地下水中，即为溶滤作用；溶滤作用结晶作用2、影响溶滤作用强度的因素（1）组成岩土的矿物盐类的溶解度；（2）岩土的空隙特征；（3）水的溶解能力；（4）水中二氧化碳、氧气等气体成分的含量决定着某些盐类的溶解能力。

水中二氧化碳含量愈高，溶解碳酸盐及硅酸盐的能力愈强，氧气的含量愈高，水溶解硫化物的能力愈强；（5）水的流动状况。

3、溶滤作用在时间上的阶段性（1）溶滤作用是一种与一定的自然地理与地质环境相联系的历史过程。

（2）首先易溶物质如氯化物由岩层转入水中，成为地下水中主要化学成分，并被水流带走而逐渐贫化；然后相对易溶物质如硫酸盐溶入水中，成为地下水的主要成分；随着溶滤作用的长期持续，岩层中保留下来的几乎只是难溶的碳酸盐和硅酸盐，地下水的化学成分也就以碳酸盐和硅酸盐为主。

第4章地下水的物理性质和化学成分

第四章
地下水的物理性质和化学成分
地下水有哪些物理性质和化学成分？地下水物理性质和化学成分形成的原因？研究地下水物理性质和化学成分的意义和方法。
本章内容
第一节第二节第三节第四节第五节第六节第七节
地下水的物理性质地下水的化学成分地下水主要化学性质地下水化学成分的形成地下水化学成分的基本成因类型地下水化学成分研究方法煤矿区地下水化学特征
阴离子：HCO3-、SO42-、Cl-
阳离子：Ca2+、Mg2+、K+、Na+
次要离子：CO32-、NO3-、NO2-、H+、NH4+、Fe2+、Fe3+、Mn2+
岩浆岩
含钠类矿物含钾类矿物含钙类矿物含镁类矿物
K+ Na+
Ca2+
碎屑岩类
含钠类矿物（钠长石）含钾类矿物（钾长石）
盐岩类
含钙类矿物含镁类矿物
地表
生物残骸
Mg2+
其它
岩浆岩
含氯类矿物含氯类矿物
SO42-
碎屑岩类
长石类分解成HCO3
硫化物
石膏盐岩类石灰岩含氯类矿物酸雨人工污染其它
ClHCO31-
地表
海水
采空区
主要离子构成的盐类溶解度有关：
碳酸盐类 < 硫酸盐类 < 氯化物常见离子在水中的相对含量与地下水中的总固体溶解物（TDS）——或矿化度有关：矿化度(g/L) :低(<1) 阴离子: 阳离子: HCO3Ca2+ 中(1-10) SO42Ca2+,Mg2+ 高(10-30) ClNa+,K+

第四章地下水资源评价

抽水季节可选在枯水期，抽水时间可灵活掌握，以达到目的为原则。可能的话时间要尽量长一些。
②确定单井涌水量(Qp)和影响范围(f)
经常遇到的情况有两种：
a.抽水达到稳定状态
当主孔和观测孔的水位达到稳定状态时，表明抽水流量等于抽水时的补给量。此时的实际抽水量就是Qp，影响范围可根据观测孔的观测数据用图解法或外推法求出R后，由下式算出。
一、补给量
包括天然补给量和开采条件下补给增量。
1.天然补给量
降水入渗量：Q降水＝αPF 河流补给量：W河＝(Q下－Q上)( 1－λ)L/L‘ 侧向径流补给：Q侧入＝KIF 灌溉回渗量：Q渠＝β渠Q渠灌
Q井＝β井Q井灌 β＝μΔH/h灌
2.开采条件下补给增量
主要来自以下几个方面： ①侧向径流补给量增量，由于开采时分水岭外移引起。 ②河流入渗补给增量，由于开采时地下水位下降，水位差增大引起。 ③越流补给增量，由于开采层水位下降，与相邻含水层水位差加大引起。各项补给增量的计算，到目前为止还没有好的解决办法。解析法多用粗略估算的方法，数值解更合理一些。计算的关健是正确地分析开采时的条件。
一般用于区域性地下水资源计算，尤其是在研究程度较差的地区。
(1)适用条件
含水层分布较为均匀的地区,如松散含水层分布区,较为均匀的裂隙水分布区。岩溶水分布区一般不适用。
(2)计算步骤
抽水试验；确定单井涌水量(Qp)和影响范围(f)；计算全区允许开采量。
①抽水试验
可在有代表性的地点施工或选择一眼完整井,并在与地下水流向成45º的方向上布置3眼观测孔。观测孔距主孔的距离为：第一个可取2～20m，一般多为10 ～15m；第三个观测孔可结合影响半径的经验值来确定。
计算均衡要素

第四章地下水化学成分的分类和分带概论

游离离子
复杂络合物（离子对）：有机，无机
无机组分i 的总浓度
C i =∑C（游离离子）+ ∑C（无机络合物） ∑C （有机络合物）
主要取决于: (1) 元素的离子性质（化学性质）
元素/离子
离子在水中同H+争夺O2-的能力
存在形式
电价低的较大阳离
弱
子（碱金属、碱土
金属）
电价高的小阳离子
强
(Cr, Al)
型（ pH =6.5~8.5）
中性和弱碱性氯化物— 标型离子是Cl-、SO42-和Na+
硫酸盐型
中性和弱碱性石膏型标型离子是Ca2+和SO42碱性苏打型（pH ﹥8.5）标型离子是HCO3-，Na+
根据水迁移元素的组成，水迁移环境可划分为6个类型
根据水迁移元素组成划分的水迁移环境类型
水迁移环境
标型离子
强酸型(pH ﹤4)
标型离子是H+，局部为SO42-，Fe3+等，主要为硫化矿床氧化带的水
酸型（ 4﹤ pH ﹤6.5）标型离子是H+，有机酸阴离子中性和弱碱性重碳酸钙标型离子是Ca2+和 HCO3-
➢ 岩体染成红、棕、黄色；
➢ Eh值一般﹥0.15 V
无硫化氢还原 ➢ 水中不含自由氧或其它强氧化剂或只含少量氧
环境
（﹤3 mg/L), 不含H2S（﹤1 mg/L），含CO2；
➢ Fe, Mn处于低价态（ Fe2+, Mn2+），易移动；
➢ 岩体呈淡绿色、灰色和兰色；
标型元素
氧
二氧化碳；有的地方还有甲烷
（一）元素在地下水中存在形式
（复习）水按所含成分的颗粒大小分类（复习）地下水中溶解组分的存在形式

地质大水文地质学课件第4章地下水的赋存

4.1.2.1 包气带的特点
>>岩石空隙未被水充满；
>>固、液、气三相介质并存；
>>水的存在形式多样：结合水、毛细水、重力水(过路重力水、上层滞水)等。以各种形式存在于包气带中的水统称为包气带水。
>>包气带的垂直分带：土壤水带、中间带(过渡带)，毛细水带。
4.1.2.2 饱水带的特点：
图3-1 包气带与饱水带
地下水位
包气带水
上层滞水
饱水带水
潜水
承压水
图3-3 地下水的赋存示意图
地下水位
4.2.3 小结
任何分类都不可能不带有某些人为性，因而不可能完全概括复杂的自然现象。削足适履，力图将一切客观的事物套到简单的分类中，是不足取的！
第四章地下水的赋存
4.1 岩层依渗透性分类 4.2 地下水分类 4.3 包气带水 4.4 潜水 4.5 承压水 4.6 本章小结
降雨
泉含水层
潜水面
潜水埋深
潜水
河含水层厚度
隔水层
图3-4 潜水
>>埋藏在地表以下第一个稳定隔水层之上，饱水带中第一
个具有自由表面的含水层称为潜水含水层。
降雨
泉含水层
潜水面
潜水埋深
潜水
河含水层厚度
隔水层
图3-4 潜水
>>埋藏在地表以下的第一个稳定隔水层称为隔水底板。潜
水只有隔水底板。
降雨
泉含水层
>>岩石空隙被水完全充满，是固、液二相介质； >>空隙中水的存在形式：①重力水，②结合水。
4.1.3 包气带水的特点
>>包气带水的来源：大气降水的入渗，地表水体的渗漏，由地下水面通过毛细上升输送的水分，地下水蒸发形成的气态水。

第四章地下水向完整井的非稳定运动

第四章地下水向完整井的非稳定运动§1、承压含水层中的完整井流一、定流量抽水时的Theis(泰斯公式)假定条件：（1）含水层均质各向同性、等厚，侧向无限延伸，产状水平；（2）抽水前天然状态下水力坡度为零；（3）完整井定流量抽水，井径无限小；（4）含水层中水流服从Darcy 定律；（5）水头下降引起的地下水从贮存量中的释放是瞬时完成的。

教学模型的建立和求解：抽水形成以井轴为对称轴的下降漏斗，将坐标原点放在含水层底板抽水井的井轴处，井轴为z 轴，建立坐标系。

则以降深表示的微分方程为：教学模型为：其解为：其中：s —抽水影响范围内，任一点任一时刻的水位降深；Q —抽水井的流量； T —导水系数；t —自抽水开始导计算时刻的时间； r —计算点到抽水井的距离； u —含水层的贮水系数。

利用上述W(u)和u 的关系制定P 93表，W(u)可查表得。

首先由计算出u 値，然后查表得相应的W(u)，再求r 处的s 値。

tsT urs r rs ∂∂=∂∂+∂∂*221⎪⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎪⎨⎧-=∂∂>=∂∂=∞∞<<=∞<<>∂∂=∂∂+∂∂→∞→T r s r t r s t s r r s r t t s T u rs r r s r r π2Qlim 00,0),(00)0,(0,010*22()()⎰∞-===uy dy y e u W Tt u r u u W T Q s 44*2πTtu r u 4*2=二、流量变化时的计算公式流量随时间的变化，可分为阶梯变化和连续渐变，相应的流量过程线为台阶状和连续光滑的曲线。

连续光滑的曲线应概括成阶梯状折线。

概化的原则：矩形面积等于曲线与横坐标所围成的面积。

每一个阶梯视为定流量，用Theis 公式计算降深,然后将各降深叠加起来，得流量变化的总降深値。

如图，连续抽水，概括为4个阶梯，若求t 时刻的水位降深，则可分解为四个亚问题，第一个亚问题以Q 1流量抽水从t 0→t ；第二个亚问题以Q 2－Q 1流量抽水，从t 1→t ；第三个亚问题以Q 3－Q 2流量抽水从t 2→t ；第四个亚问题以Q 4－Q 3流量抽水从t 3→t 。

4第四章地下水的赋存

第四章地下水的赋存地表到地下水面称为––––包气带，或非饱和带（unsaturated zone)。

地下水面以下称为––––饱水带，或饱和带（saturated zone ）。

包气带水将在第6章讨论，本章讨论饱水带地下水的赋存。

4．1 含水层、隔水层与弱透水层岩层按其传输及给出水的性质分为：含水层––––饱水并能传输与给出相当数量水的岩层；隔水层––––不能传输与给出相当数量水的岩层。

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。

1．含水层（aquifer ）––––饱含水的透水层。

既含水又透水。

2．隔水层（aquifuge 既不含水也不透水；aquiclude 含水不透水）––––不透水层。

构成含水层的条件：a. 岩层发育有储水空隙；b. 有隔水层阻挡；c. 有水的补给来源；d. 适当的地形地貌条件。

研究水的运动规律––––土壤水动力学研究水的运动规律––––地下水动力学含水层饱含水；能够透过水；并能给出相当数量水的岩层。

砂、砂砾石层，石灰岩、白云岩等。

含水层与隔水层是相对的。

含水层与隔水层的定义取决于运用它们的具体条件：1）同一岩层，在有些地方作为含水层，而在另外一些地方作为隔水层（用水量不同）；2）同一岩层，当涉及某一问题时作为含水层，而涉及另外一些问题时作为隔水层（涉及问题不同）。

如：大型供水与小型供水：亚砂土；矿山排水与小型供水：相对于O岩溶水，C－P砂页岩作为隔水层；在缺水地区，C－P中的砂岩可作为含水层。

3．弱透水层(aquitard)在相当长一个时期内，人们把隔水层看作是绝对不透水的，20世纪40年代雅可布（C.E. Jacob）提出越流概念后，人们才逐渐认识到性质上介于隔水层与透水层之间的–––弱透水层。

弱透水层往往过水断面较大→交换水量也较大。

自然界中不存在绝对不发生渗透的岩层。

同时还要考虑时间尺度，如在含水层中抽水时，有的岩层短期内透水性不明显，但长时间抽水时，水位下降，透水明显。

第四章地下水运动的基本规律

5.作流网
1）根据边界条件绘制容易确定的等水头线或流线。 a.定水头边界：地表水体的断面一般可看作等水头面，因此，河渠的湿周必定是一条等水头线。 b.隔水边界：无水流通过（通量为零），而流线本身就是“零通量”边界，因此，平行隔水边界可绘出流线。 c.地下水面边界：边界比较复杂。当无入渗补给及蒸发排泄，有侧向补给，作稳定流动时，地下水面是一条流线；当有入渗补给时，它既不是流线，也不是等水头线。
等水头线、流线与各类边界的关系 1-含水层 2-隔水层 3-潜水面 4-等水头线 5-流线 6-河渠水面 7-降水入渗
2）流线总是由源指向汇的，因此，根据补给区（源：发散流线处）和排泄区（汇：吸收流线处）可以判断流线的趋向。渗流场中具有一个以上补给点或排泄点时，首先要确定分流线，分流线是虚拟的隔水边界（分水或分流处为流线）。 3）根据流线跟等水头线正交这一规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分。如果我们规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映地下径流强度（流线密代表径流强，流线疏代表径流弱），等水头线的密疏则说明水力梯度的大小（等水头线密代表水力梯度大，等水头线疏代表水力梯度小）。
承压含水层和潜水含水层的渗透压强来自水头6.水头（H）和水力梯度（I） 1）水头（H） a.水力学中的水头为： H=Z+P/r+ɑu2/2g Z：位置高度；ɑ动能修正系数；g：重力加速度; u:地下水的实际速度。 b.地下水总水头（H）地下水实际流速很小，因此水力学中的ɑu2/2g与前两项相比微不足道，可以忽略不计。因此地下水总水头（H）在数值上就等于测压管水头，即：H≈Z+P/r。 2）水力梯度（I）地下水在渗透过程中，不断克服阻力而消耗机械能，出现水头损失。水力梯度（I）为沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值，即： I=h/L，h：水头差，h=H1-H2 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水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。因此，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。既然机械能消耗于渗透途径上，因此求算水力梯度I 时，水头差必须与相应的渗透途径相对应。

第四章地下水运动的基本规律

4.2 饱水带重力水运动的基本规律-达西定律
一、线性渗透定律-达西定律 1.达西定律 H.Darcy—法国水力学家，1856年通过大量的室内实验得出的线性渗透定律实验条件 1）等径圆筒装入均匀砂样，断面为ω 2）上下各置一个稳定的溢水装置——保持稳定水流 3）实验时上端进水，下端出水——示意流线 4）砂筒中安装了2个测压管 5）下端测出水量-Q 根据实验结果，得到下列关系式：
第四章地下水运动的基本规律
4.1 地下水运动-渗流运动要素 4.2 饱水带重力水运动的基本规律-达西定律 4.3 流网 4.4 饱水粘性土中结合水的运动规律
4.1 地下水运动-渗流运动要素
一、地下水存在及运动
1.岩石空隙介质：三种。 2.地下水在岩石空隙介质中的存在形式：强、弱结合水；毛细水；重力水。
Q-渗透流量（出口处流量，即为通过砂柱各断面的流量）； ω-过水断面（在实验中相当于砂柱横断面积）； h -水头损失（ h = H1 − H2 ，即上下游过水断面的水头差）； L -渗透途径（上下游过水断面的距离）； I -水力梯度（相当于h / L ，即水头差除以渗透途径）； K -渗透系数
2）水力梯度（I）
地下水在渗透过程中，不断克服阻力而消耗机械能，出现水头损失。水力梯度（I）为沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值，即： I=h/L，h：水头差，h=H1-H2
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水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。因此，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。既然机械能消耗于渗透途径上，因此求算水力梯度I 时，水头差必须与相应的渗透途径相对应。

第四章地下水的补给、排泄和动态

第四章地下水的补给、排泄和动态地下水的循环是指地下水的补给、径流与排泄过程。

地下水以大气降水、地表水、人工补给等各种形式获得补给，在含水层中流过一段路程，然后又以泉、蒸发等形式排出地表，如此周而复始的过程便叫做地下水的循环，其中资源量的增减正是补给与排泄不平衡所致。

第一节地下水的补给含水层或含水系统从外界获得水量的过程即为地下水的补给，其补给来源有：大气降水入渗、地表水入渗、凝聚水入渗、其他含水层或含水系统越流补给和人工补给等。

一、降水入渗补给大气降水包括雨、雪、雹，在许多状况下大气降水是地下水的主要补给方式。

当大气降水降落在地表后，一部分变为地表径流，一部分蒸发重新回到大气圈，剩下一部分渗入地下变为地下水。

一般状况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的20~50%,其余的水量通过各种途径耗失了。

L降水入渗补给地下水的机制大气降水抵达地表便向土壤孔隙渗入，假如土壤初始含水率很小，则入渗水首先形成薄膜水，到达最大薄膜水后，又连续充填毛细孔隙形成毛细水，只有当土壤含水率超过最大持水量时，才形成重力水下渗补给地下水。

一般的降水入渗过程可划分为两个阶段：前期属于受供水强度掌握阶段；后期为受入渗力量掌握阶段。

降雨后包气带水的下渗方式一般认为有两种，即活塞式(PiSton type)及捷径式(short-circuit type)o活塞式是指上部新的入渗水推动下部较老的水作面状下移，此类下渗主要发生于比较均质的砂层中。

捷径式指水流不作面状推动，而沿着某些通路优先下渗，例如在粘性土中下渗水往往沿着某些大孔道——根孔、虫孔及裂隙发生的移动。

⑴均质土的活塞式下渗：入渗水的湿锋面整体向下推动，如同活塞的运移。

分两个入渗阶段：①土壤吸水阶段:降水入渗水用于补充水分亏缺，由于表土干燥，毛细负压大，毛细率很大；②稳定入渗阶段:湿锋面下渗到肯定深度，重力水力梯度起主要作用，毛细水力梯度渐渐变小，入渗率趋于稳定值。

⑵粘性土的捷径式下渗：当降水强度较大，细小孔隙来不及汲取全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿通道水分向细小孔隙集中。

地下水基础—第四章地下水的运动

显然，在均匀流中，质点的时变加速度和位变加速度都等于零。
非均匀流——如果沿水流方向质点流速的大小或方向发生变化，这种水流则称为非均匀流：
缓变流——在实际水流中，流线之间的交角很小，流线间接近平行，且各流线的曲率半径很大，使得沿流程方向质点的流速不论大小和方向都是很缓慢的。显然，在缓变流中，质点的时变加速度等于零，位变加速度很小趋向于零，为近似的均匀流。
头头头
伯诺里能量方程
Z——从某一基准面算起的单位位置势能，其大小与基准
面的选取而变化；
p——水体本身所形成的压强势能，其大小与基准面的选
取无关；
u2 ——过水断面的平均单位动能，大小仅与水流速度的大
2g
小有关；
Z
p
——单位水具有的总势能，称为测压水头。
等水头线（equipotential lines）——在某时刻，渗流场中水头相等各点的连线，表征水势场的分布。
地下水在较大的岩石空隙中运动且流速相当大时，则呈紊流运动。此时的渗透服从哲才定律：
K
达西定律与哲才定律应用条件的区别仅在于水的流动状态，即层流还是紊流。地下水的流态主要取决于渗透速度，流速较小时，一般称层流运动，在层流范围内的最大允许流速称为临界流速Vc。若流速大于临界流速，地下水则呈紊流运动。
第四章地下水的运动
4.1 基本概念 4.2 地下水运动的特点 4.3 地下水运动的研究方法 4.4 重力水运动的基本规律 4.5 流网
4.2 地下水运动的特点
地下水的渗流与地表水或管槽中的水流相比有许多的不同之处：
►不论哪一类含水介质，其通道一般都是不规则的，它是由大小不等、形状不同的孔隙、裂隙、溶隙（或溶穴连接组合而成的。因此，实际的水流通道的空间形态与方向是相当复杂的。这就使得地下水沿程流动时水质点运动的速度的大小与方向都在不断地变化着（右图）。

第四章地下水的循环

Darcy定律（线性渗透定律）
根据试验结果，得到关系式 Q = Kωh/l ----- （1）根据 I=h/l 可以推出： Q = Kω I ----- （2）根据水力学流速与流量的关系对上式转化： Q = ω ·V -----（3）与（2）式比较得 V = K· I ----- （4）称为渗透流速。
1）概述蒸发包括水面蒸发、土面蒸发和叶面蒸发(蒸腾)，通常统称为蒸散发。蒸散发量的确定比较困难，可采用水均衡、水分通量等方法确定。
三、地下水的排泄
土壤蒸发是土壤中的水分由液态变成气态进入大气的
过程，与气候、包气带岩性有关。
地下水蒸发是潜水以气体形式通过包气带向大气排泄水量的过程。潜水蒸发是潜水进入支持毛细水带，最后转化为气态形式进入大气的过程。可引起水中及土壤中积盐，产生盐渍化。蒸腾指叶面蒸发，指植物生长过程中经由根系吸收水分并在叶面转化为气态水而进入大气中的过程。
三、地下水的排泄
根据出露原因：侵蚀泉、接触泉、溢流泉和断层泉。

侵蚀泉是沟谷等侵蚀作用切割含水层而形成的泉。
接触泉是由于地形切割沿含水层和隔水层接触处出露的泉。
溢流泉是当潜水流前方透水性急剧变弱或由于隔水底板隆起潜水流动受阻而溢出地表的泉。

断层泉是地下水沿断层带出露的泉。
接触带泉是地下水沿着岩脉或岩浆岩入侵体与围岩的接触带出露成泉。
一、基本概念
3 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。
一、基本概念
注意：
1. 自然界中地下水都属于非稳定流。

第四章地下水资源评价

抽水季节可选在枯水期，抽水时间可灵活掌握，以达到目的为原则。可能的话时间要尽量长一些。
②确定单井涌水量(Qp)和影响范围(f)
经常遇到的情况有两种：
a.抽水达到稳定状态
当主孔和观测孔的水位达到稳定状态时，表明抽水流量等于抽水时的补给量。此时的实际抽水量就是Qp，影响范围可根据观测孔的观测数据用图解法或外推法求出R后，由下式算出。
第四章地下水资源评价
§4－1 概述 §4－2 地下水水量计算 §4－3 地下水质量评价
§4－1 概述
一、地下水资源的概念
地下水资源是指有使用价值的各种地下水的总称，其内涵包括质量和数量两方面。
二、地下水资源的特点
具有三个显著特点。
1.系统性
补给、径流和排泄组成一个完整的地下水系统。
2.复杂性
地下水的影响因素很多，有气候、水文、地质、地形地貌、构造和人为因素等。
典型年一般分为枯水年、中等枯水年、平水年和丰水年等，分别相当于保证率为95％、75％、50％、20％的年份。为了供证供水安全，常取保证率为75％的中等枯水年和平水年做为典型年。通常按河流流量或降雨量确定。
计算步骤：
a.计算各均衡要素(补给量、排泄量或叫消耗量和储存量的变化量) b.开采条件分析及预测，找出补给量、消耗量中可能会发生变化的量和变化规律，确定允许的水位降深。 c.计算允许开采量。
3.可恢复性
这是同其它资源最大的区别，开发利用后可得到恢复，但是有限度。由此可见地下水资源评价要以补给量为核心。
三、地下水资源分类
一般是单指水量，直接用地下水的各种量来表示。目前，我国采用的分类标准(供水水文地质勘察规范(GB 50027-2001)中将地下水划分为补给量、储存量和允许开采量。

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地下水的主要化学性质
酸碱度（pH值）: 取决于水中氢离子浓度。根据pH分5类。
硬度: 取决于水中Ca2+, Mg2+。总硬度, 暂时硬度, 永久硬度。
硬度的表示法有两种：1、德国度；2、每升水中含有 Ca2+和Mg2+的毫摩尔数。1毫摩尔硬度＝2.8 德国度。
总矿化度：地下水中离子、分子和各种化合物的总量称总
多层承压含水层。
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五、裂隙水
裂隙水按成因：
•风化裂隙水 •成岩裂隙水 •构造裂隙水
按埋藏条件：
•面状裂隙水 •层间裂隙水 •脉状裂隙水
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六、岩溶水
岩溶水特点：空间分布极
不均匀，动态变化强烈，流动迅速，排泄集中。
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七、泉水
泉（fountain）：地下水出露于地表的天然露头。按水头性质分：
酸性侵蚀：pH值低的酸性水对混凝土具腐蚀性。
镁盐侵蚀：水中镁盐与混凝土作用后生成化合物溶解于水。
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第三节地下水的类型地下水埋藏类型
地下水埋藏示意图
1－承压水位; 2－潜水位; 3－隔水层; 4－含水层;
A-承压水井;B-自流水井;C-潜水井
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地下水埋藏类型
地下水的类型
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作业题
2. 某地区承压水等水位线图见下图. 试确定：图中C点承压水位埋深、承压水头大小、含水层埋深。
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作业题
3.已知承压水头H0=4m，坑底隔水层厚度H=1.0m，土的重度为 20kN/m3。
①判断基坑是否会发生突涌现象？
②如果发生突涌，计算基坑中心承压水位的降深；
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岩层的划分——依据各类岩石的水理性质
透水层（pervious layer）：
透水的岩土层。
滞水层（半透水层）：弱透水的岩土层。含水层（aquifer）：
当透水层被水充满时称含水层。
隔水层（interlayer）：
不透水但可含水的岩土层。
含水层的形成条件：岩土层有较大空隙；为隔水层所限；
有补给来源。
地面沉降是一个环境工程地质问题。
给建筑物、上下水道及城市道路都带来很大危害引起向沉降中心的水平移动，使建筑物基础、桥墩错动，铁路和管道扭曲拉断。
控制地面沉降的方法。
合理开采地下水对已发生的地区，对含水层回灌
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地面塌陷
地面塌陷是松散土层中所发生的突发性陷落，多发
生于岩溶地区。
危害
破坏农田、水利工程、交通线路引起房屋破裂倒塌、地下管道断裂
一、上层滞水
上层滞水（perch ground water）
包气带中聚集在局部隔水层之上的重力水。
特征：接近地表，分布范围有限，接受大气降水补给，以
蒸发形式或向隔水底板边缘排泄。动态变化很不稳
定。
工程意义：常始料不及涌入基坑。
供水意义不大。在寒冷地区易引起道路冻胀和翻浆。
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二、潜水
潜水（phreatic water）
T-潜水埋藏深度;M-含水层厚度;H-潜水位
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二、潜水潜水等水位线图：潜水面的形状可用等高线图表示
可解决如下问题：
1 确定潜水流向 2 确定潜水的水力坡度 3 确定潜水的埋藏ຫໍສະໝຸດ 度4 确定潜水与地表水的关系
虚线－潜水等水位线
实线－地形等高线
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二、潜水
潜水与地表水的关系
(a) 潜水补给河流
矿化度，简称矿化度。
地下水的侵蚀性：指地下水对混凝土及钢筋构件的侵蚀破
坏能力。
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二、地下水的化学成分地下水对建筑材料的腐蚀性
溶出侵蚀：混凝土中Ca(OH)2成分被水溶解。
碳酸侵蚀：含侵蚀性CO2的水溶解混凝土中的钙质而使
混凝土崩解。
硫酸盐侵蚀：水中SO42-与混凝土作用生成新的化合物，
由于体积膨胀而胀裂。
管涌与流砂
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基坑突涌
隔水层的安全厚度：
据 H W H 0
得
H
w H0
若不满足上述厚度，需降水，使基坑中心承压水位降深满足：
（H 0 S） W H
则：S H 0 H W
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地下水对混凝土的侵蚀性
溶出侵蚀碳酸侵蚀硫酸盐侵蚀一般酸性侵蚀镁盐侵蚀
主要内容第一节地下水的概念第二节地下水的物理性质和化学成分第三节地下水的类型及主要特征第四节地下水与工程建设
(b)河流补给潜水潜水与地表水之间的关系
(c)单侧补给
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三、承压水承压水 ( pressure water )
充满于两个隔水层之间的含水层中承受水压力的重力水。
自流盆地剖面图
A－补给区 B－承压区
C－排泄区
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三、承压水
承压水的埋藏类型
承压水的形成主要取决于地质构造
向斜构造
埋藏有承压水的向斜构造称为承压盆地或自流盆地。补给区：在自流盆地边缘出露于地表承压区：在自流盆地的中部，是主体，分布面积较大。排泄区：与承压区相连，高程较低，常位于低洼地区。
1. 上升泉 2. 下降泉
按出露原因分：
1. 2. 3. 4. 侵蚀泉接触泉溢出泉断层泉
按温度分：
1. 冷泉 2. 温泉
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作业题
1.某地区潜水等水位线图见下图。试确定 ①河水与潜水之间的补排关系； ②A、B两点间的平均水力坡降（A、B两点距离近似为60m）； ③若在C点处凿井，多深可见潜水面？
H1－初见水位 H2－承压水位
H－承压水头
h－承压水位埋深
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三、承压水
承压水等水位线图——承压水面上高程相等点的连线图
（a）等水压线图；
（b）水文地质剖面
1-地形等高线；2-承压含水层顶板等高线；3-等水压线；4承压水位线；5-承压水流向；6-自流区；7-井；8-含水层；9-隔水层；10-干井；11-非自流井；12-自流井
防治措施
在重大工程附近应严格禁止能引起地下水位大幅度改变的工程施工，如必须施工，应进行回灌。
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渗透变形——流砂、管涌
渗透变形 (seepage deformation)
管涌：单个土颗粒发生独立移动的现象。
多发生在不均匀的砂砾土中。
流砂：一定体积的土粒同时发生移动的现象。
多发生在均质砂土层和粉土层中。
埋藏在地面以下第一个稳定隔水层之上具有自由水面的重力水。特征：1、与大气相通，具自由水面，一般补给区与分布区一致；2、动态受气候影响较大；3、潜水面形状受地形影响；4、潜水的排泄方式主要有垂直排泄和水平排泄两种方地下水埋藏示意图式。 1－沙层; 2－隔水层; 3－含水层;4－潜水面; 5－基准面；
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第二节地下水的物理性质与化学成分
地下水的物理性质：
温度：随埋藏深度而异，埋藏越深，水温越高。按温度分 5 种。颜色：由于某种离子含量较多，或者富集悬浮物和胶体物质。透明度：取决于地下水中的固体与悬浮物的含量。按透明度分4级气味：含有某些离子或某种气体时，可以散发出特殊的臭味。味道：含有其他化学成分如一些盐类或气体时，会有一定的味感。密度：决定于水中所溶盐分的含量多少。导电性：取决于其中所含电解质的数量和质量。放射性：在特殊储藏环境下，受到放射性矿物的影响，具有一定
4. 管涌：不合理的地下水流动
5. 浮托作用：地下水对位于水位以下岩石、土层和建筑物
6. 基坑突涌：基坑下伏有承压含水层
7. 对混凝土的侵蚀性：地下水中的各种化学成分
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地面沉降
软土地区大面积抽取地下水，将造成大规模的地面沉降。
许多沿海城市如上海、宁波、天津前些年发生了严重的地面沉降。天津地面最大沉降量达2.16 m。
小结
第一节地下水的概念地下水的分类，地下水与经济活动的关系第二节地下水的物理性质和化学成分地下水的物理性质、化学成分、化学性质第三节地下水的类型及主要特征上层滞水、潜水、承压水、孔隙水、裂隙水、岩溶水、泉水第四节地下水与工程建设地下水对土木工程的不良影响
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第四章地下水
的放射性。
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二、地下水的化学成分
地下水常见的化学成分：
气体成分 O2 N2 H2S CO2 离子成分 ClSO42HCO3Na+ K+ Ca2+ Mg2+ 胶体成分
有机胶体无机胶体
有机成分细菌成分
生物遗体分解
病源菌非病源菌
Fe2O3 Al2O3 H2SiO4
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二、地下水的化学成分
单斜构造
埋藏有承压水的单斜构造称为承压斜地或自流斜地。形成自流斜地的构造条件： • 断层构造形成承压斜地 • 岩层尖灭形成承压斜地 • 山前承压斜地
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三、承压水
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三、承压水承压水特征
不具自由水面，并承受一
定的静水压力；
分布区和补给区不一致；动态变化较稳定；不易受地面污染。
裂隙：坚硬岩石受地壳运动及其他内外地质营力作用的
影响产生的空隙。裂隙的发育程度用裂隙率Kt 表示。
溶隙：可溶岩（石灰岩、白云岩）中的裂隙经地下水流
长期溶蚀而形成的空隙。这种地质现象称为喀斯特。溶隙的发育程度用溶隙率Kk 表示。
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水在岩土中的存在形式
结合水：强结合水
弱结合水
非结合水：液态水
四、孔隙水
洪积物中的地下水
潜水深埋带潜水溢出带潜水下沉带
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四、孔隙水
不同含水层空隙中的地下水

04 第四章地下水

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