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第四章+地下水

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水文地质-地下水的运动

水文地质-地下水的运动

第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（2）抽水井流量与井径的关系
但实际情况远非如此,井径 对流量的影响比Dupuit公 式反映的关系要大得多。
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（3）水跃对裘布依公式计算结果的影响
在潜水的出口处一般都存 在渗出面。当潜水流入井 中时也存在渗出面,也称水 跃，即井壁水位hs高于井 中水位hw(图4一10)，而潜 水井的Dupuit公式并没有 考虑渗出面的存在。
H Z p

图4-5 流网示意图
在渗流场中，把水头值相等的点连成线或面就构成了等水 头线或等水头面。
流网是由等水头线和流线所组成的正交网格。流网直观地 描述了渗流场（或流速场）的特征。它可以是正方形、长 方形或曲边方形。
第二节 地下水运动规律
水流类型
一维流任意点的水力坡度均相等（
图4-6a）；
s1=1.00 m s2=1.75 m s3=2.50 m 求K？
Q1=4500 m3/d； Q2=7850 m3/d； Q3=11250 m3/d；
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
1、承压水非完整井 当α=1时，A=0，就变成 完整井公式，当α很小， A值很大，则公式变为：
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
2、潜水非完整井 潜水非完整井可以看做上段 是潜水完整井，下段是承压 水非完整井。这样可以近似 的看做总流量Q等于两段Q1 和Q2的和。
第三节 地下水向井的稳定运动
裘布衣假设：
天然水力坡度为0，井附近水力坡度<1/4； 含水层是均质各向同性的，含水层的底板

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

第四章地下水向完整井的非稳定运动一、填空题1．泰斯公式的适用条件中含水层为____________的承压含水层；天然水力坡度近为_______；抽水井为______________，井流量为_________；水流为_____________。

2．在泰斯井流中，渗流速度随时间的增加而_______，当时渗流速度就非常接近_________。

3．定降深井流公式反映了抽水期间井中水位___________，而井外水位_________，井流量随时间延续而___________的井流规律。

4．泰斯井流中没有“影响半径”这个概念，但通常取用“引用影响半径”，其表达式为____________。

5．潜水非稳定井流与承压井流比较，主要不同点有三点：⑴导水系数是__________；⑵当降深较大时___________不可忽略；⑶从含水层中抽出的水量主要来自___________。

6．博尔顿第一模型主要是考虑了____________；第二模型主要考虑了_________。

7．第一越流系统是指不考虑__________和忽略____________的越流系统；第二越流系统是指考虑____________而不考虑____________的越流系统；第三越流系统是指考虑____________而忽略____________的越流系统。

8．将泰斯公式近似地应用于潜水井流的条件是____________，当井流降深S＜0.1H0(含水层初始厚度)时,公式形式为____________;当0.1H0＜s＜0.3HO时,公式形式为____________。

二、判断题1．根据Theis公式，降深S随井函数自变量u的增大而增大。

（）2．当涌水量Q为定值时，Theis公式中的降深与井半径成正比。

（）3．经过一定的抽水时间之后，在一定的径距范围内，承压漏斗曲线平行地下降。

（）4．非稳定抽水条件下，通过抽水井周围任一圆柱形过水断面的流量都等于抽水量。

水文地质第四章1

水文地质第四章1

3、当抽水井是建在无充分就地补给（无定 水头）广阔分布的含水层之中。若观测孔中 的s值在s-lgr曲线上能连成直线，则可根据 观测井的数据用裘布依型公式来计算含水层 的渗透系数
4、在取水量远小于补给量的地区，可以先 用上述方法求得含水层的渗透系数，然后 再用裘布依公式大致推测在不同取水量的 情况下境内及附近的地下水位降值
只有当雷诺数小于1~10时地下水运动才服 从达西公式。 大多情况下地下水的雷诺数一般不超过1； 例如，地下水以u=10m/d的流速在粒径为 20mm的卵石层中运动，卵石间的孔隙直径 为3mm（0.003m），当地下水温为15℃时， 运动粘滞系数γ=0.1m2/d，则雷诺数为？
（二）非线性渗透定律
当地下水在岩石的大孔隙，大裂隙，大溶洞中及取 水构筑物附近流动时，Re>10，紊流。 紊流运动的规律称为谢才公式（哲才公式）
D、地下水径流从水位高处向低处流动
达西定律要满足条件为（ ） A、地下水流的雷诺数Re<1～10 B、地下水流的雷诺数1～10<Re<20～60 C、地下水流的雷诺数Re>20～60 D、地下水流的雷诺数可以为任何值
一潜水含水层均质，各向同性，渗透系数 为15m/d，其中某过水断面A的面积为 100m2，水位为38m，距离A断面100米的 断面B的水位为36m，则断面A的日过流量 是（ ）m3
裘布依公式推导的假设条件
1、水力坡度：天然水力坡度等于零，抽水时为了 用流线倾角的正切代替正弦，则井附近的水力坡 度不大于1/4。 2、含水层是均质各向同性的，含水层的底板是隔 水的。 3、边界条件：抽水时影响半径的范围内无入渗， 无蒸发，每个过水断面上流量不变；在影响半径 范围以外的地方流量为零；在影响半径的圆周上 为定水头边界。 4、抽水井内及附近都是二维流（即抽水井内不同 深度处的水头降低是相同的。

地下水的物理性质和化学成分ppt课件

地下水的物理性质和化学成分ppt课件
19
-
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
20
-
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
18
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
36
-
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

地下水的分类

地下水的分类

4.1地下水的分类原则及方法
4.1地下水的分类原则及方法
4.2按埋藏条件分类的各类地下水特征
按埋藏条件分为：上层滞水、潜水、承压水
一、上层滞水 指包气带中局部隔水层之上具有自由水面的重力 水。 形成条件 包气带中有局部的隔水层 岩层的倾角不宜太大，分布范围不能太小 特点：直接依靠大气降水和地表水的补给，受季 节性变化；矿化度低，水质容易受到污染。
4.1地下水的分类原则及方法
• 地下水的赋存特征对其水量、水质时空分布有决 定意义，其中最重要的是埋藏条件与含水介质类 型。 • 所谓地下水的埋藏条件，是指含水岩层在地质剖 面中所处的部位及受隔水层（弱透水层）限制的 情况。据此可将地下水分为包气带水、潜水及承 压水。按含水介质（空隙）类型，可将地下水区 分为孔隙水、裂隙水及岩溶水.
• b、含水层发生变相或 尖灭形成的承压斜地
c、含水层被断层所阻形成承压
斜地 d、倾入体阻截承压斜地
隔水顶板是承压含水层上部的隔水层。 隔水底板是承压含水层下部的隔水层。 承压含水层的厚度（为隔水顶板、底板之间的距离。 测压水位是井孔中静止水位的高程。 承压高度是指揭穿承压含水层的钻孔中承压水位到承压含 水层顶面之间的距离，亦为作用于隔水顶板的以水柱高 度表示的附加压强。从静止水位到承压含水层顶面的垂 直距离。 自流区是测压水位高于地表面的范围，又称为承压水的 自溢区。
4.2按埋藏条件分类的各类地下水特征
潜水等水位线图：是由同一时间潜水位相同的各点连线而 成 作用： 1.决定流向 2.水力梯度 潜水面坡度 3.埋深 4.取水位置（取水点在地下水流汇集的地方） 5.推断含水层的岩性或厚度变化（透水性越好，等水位线 越密；含水层厚度越大，等水位线越疏） 6.确定地表水与地下水的补给关系 7.确定泉水出漏点和沼泽化的范围（出现在潜水位和地形 等高线相等处）

《水文地质学》第4章 地下水的化学成分及其形成

《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。

第四章地下水资源评价

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 地下水的循环

第四章 地下水的循环

二、地下水渗流运动的基本规律
相关物理量
1、过水断面A与实际过水断面Au: Au=A*ne 其中，ne为有效孔隙度。实际参与渗流的那部分孔隙度。
二、地下水渗流运动的基本规律
2、渗透流速（V）与实际流速（u）
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。 地下水渗透流速 V=u ne，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（平均）要大于渗透速 度 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。
一、地下水的补给
（4）人工补给地下水：采用有计划的人为
措施补充含水层的水量。
① 补充与储存地下水资源，抬升地下水位； ② 储存热源、冷源； ③ 控制论地面沉降； ④ 防止海水倒灌、咸水入侵；
人工补给地下水的方式有： ① 地面，② 河渠，③ 坑池蓄水渗补，④ 井孔灌注。
一、地下水的补给
六、其他含水层的补给
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。
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。 2. 为了便于计算，常将某些运动要素变化微小，或实际考 虑时间尺度内某些运动要素变化变化不大的渗流，近似地 看作稳定流。
含水层或含水系统失去水量的过程称为排泄。
地下水排泄方式：泉、向河流排泄、蒸发、蒸腾、人
工排泄等。

4第四章 地下水的赋存

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。

水文地质学基础第四章

水文地质学基础第四章

（一）基本概念
• 同一点各方向上渗透性相同的介质称为各向同性介质 （isotropy）； • 同一点各方向上渗透性不同的介质称为各向异性介质 （anisotropy）； • 均质（homogencity）、非均质（inhomogencity）：指渗 透系数K与空间坐标的关系，即不同点的渗透系数K是否 相同； • 各向同性、各向异性：指同一点不同方向的渗透系数K是 否相同； • 均质与非均质及各向同性与各向异性是两组互相独立的 概念。在实际问题中，它们之间的任何一种组合都可能 存在，即均质各向同性、均质各向异性及非均质各向同 性、非均质各向异性多孔介质都可能存在。
4.1 渗流基本概念及地下水的运动形态
• 水头：水流中空间上某点所具有的总势能。根据水力学原理
，水流运动中任意点总水头可表示为：
在渗流场中：
4.2 重力水运动的基本规律
（一）达西定律
• 达西(1856年):法国水力学家 ，通过大量实验得到线性渗透 定律。 • 实验：装有砂的圆筒（图)。
水由筒的上端加入,流经砂柱,由
V = KI
水在多孔介质中的渗透流速与水力梯度 的一次方成正比——达西定律（线性渗透定律）。
（二）渗透流速（V）
• 过水断面ω：指砂柱的横断面积
在该面积中,包括砂颗粒所占据的面积及空隙
所占据的面积，而水流实际流过的面积是扣除结
合水所占据的范围以外的空隙面积 ,即:
ne
式中: n — 有效空隙度。 e
转化定律在地下水流运动中的具体体现。
注意：
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。
（四）渗透系数(K) 渗透系数的概念： • 渗透系数—表征岩石渗透性能的定量指标。 • 渗透系数的单位：一般采用m/d、cm/s • 渗透系数的物理意义： 由达西公式(V = KI）可知：

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

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

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

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

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

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

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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根据总矿化度的大小，天然水可以分为五类：
淡水
残渣＜1 克/升
弱矿化水 1—3 克/升
中等矿化水 3—10 克/升
强矿化水 10—50 克/升
盐水
＞50 克/升
2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的 总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子的 重碳酸盐因失去CO2 而成为碳酸盐沉淀， 沉淀的部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂
（二）潜水（phreatic water）
潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上 具有自由表面的重力水。这个自由表面就是 潜水面。从地表到潜水面的距离称为潜水的 埋藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层 称为含水层，而隔水层就是含水层的底板。 潜水面以上通常没有隔水层，大气降水、凝 结水或地表水可以通过包气带补给潜水，所 以大多数情况下，潜水的补给区和分布区是 一致的。
2.氢离子浓度
氢离子浓度常用pH 值表示。pH=7 呈中性 反应，pH＜7 呈酸性反应，pH＞7 呈碱性反 应。某些化合物只有在一定的pH 值时，才能 从溶液中沉淀出来。因此，知道了水溶液的 pH 值后，就可以预测哪些元素已经析出，哪 些还残留在水溶液中。
3.离子成分和胶体物质 构成地下水中主要 离子成分的元素有
（3）化学成因的气体：一部分是在常温常 压下的天然化学反应中形成的，如CO2、 H2S 等；另一部分则是在岩石圈高温高压 下发生变质作用时形成的，如CO2、H2S、 H2、CH4、CO、N2、HCl 等。
（4）放射性成因气体：由放射性元素蜕变形 成，如He、Re、Th、Ar、Xe 等。氧和二氧 化碳是地下水中两种主要气体。氧主要是从大 气进入水中的，以溶解分子形式存在。氧的含 量随地下水深度增加而减少，在一定深度以下， 即不存在溶解氧。氧的存在形成了氧化环境， 使很多物质被氧化，从而引起一系列物理-化学 作用，对地下水化学成分和元素迁移带来巨大 的影响。
岩石的颗粒大小对持水度影响很大，泥炭、 粘土、亚粘土等持水度较高，泥灰岩、疏松砂 岩、粘土质砂和细砂持水度小，块状火成岩和 块状沉积岩、砾石和砂，几乎完全不持水。
（三）给水性
在重力作用下，饱水岩石能够流出一定水量 的性能，为岩石的给水性。流出的水的体积与 储水岩石体积之比，称为给水度。颗粒较粗的 岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。表 5-5 为某些松散沉积物的给水度。
（四）透水性
透水性就是岩石的透水性能。岩石空隙的大 小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着 明显的影响。粘土孔隙度有时虽然可达50％以 上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有30％， 但孔隙大，故透水性良好。同一岩石在不同方 向上的透水性能也不一样
三、地下水的运动
地下水的运动形式一般分为两种：一种是层 流运动，一种是紊流运动。地下水在岩石空隙 中的运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂 隙或空洞中具有较大速度而成为紊流外，一般 都为层流。地下水的这种运动称渗透。
二、岩石的水理性质
松散岩石存在着孔隙，坚硬岩石中有裂 隙，易溶岩石有孔洞。水以不同形式存在于 这些空隙中。岩石与水作用时，表现出不同 的容水性、持水性、给水性、透水性等，这 就是岩石的水理性质。
（l）容水性 指在常压下岩土空隙能够容纳一定水 量的性能。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容 水度（wn）来表示。容水度是在自然条件下（常温、 常压）单位体积的空隙岩石中所能容纳水分的最大 含量。也即是岩土容纳水的最大体积（vn）与岩土 总体积（v）之比：

潜水面的位置随补给来源的变化而发生季 节性升降。潜水面的形状可以是倾斜的、水 平的或低凹的曲面。
确定引水工程：为了最大限度的使潜水 流人水井和排水沟，则当等水位线凹凸不平、 稀密不均时，取水井应布置在地下水汇流处。 如下图所示。当等水位线由密变稀时，并应 布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平 行。截水沟应与等水位线平行布置。
（二）地下水的化学成分
1.气体 地下水中溶解的气体主要有CO2、O2、 N2、CH4、H2S，还有少量的惰性气体和H2、 CO、NH3 等，按其成因可以分为四类： （1）生物化学成因的气体：有机物和矿物在 微生物作用下分解形成CH4、CO2、N2、H2S、 O2 和重碳氢化合物等气体即属此类。 （2）空气成因的气体：由空气进入岩石圈和 地下水中形成，如N2、O2和惰性气体。
承压水（分自流水与非自流水）
成规模可以利用的主要有：上层滞水、潜水、 承压水
（一）上层滞水 (perched water) 上层滞水是存在于包气带中局部隔水层上
的重力水（下图）。它是大气降水或地表水 在下渗途中，遇到局部不透水层的阻挡后， 在其上聚积而成的地下水。
风化裂隙中的上层滞水主要是以季节性存 在的。而在岩溶地区，上层滞水的出现主要是 岩性变化的结果。当岩溶发育的岩层被比较厚 的非岩溶化岩层所隔开时，上下两层岩溶化岩 层可能各自发育一套溶洞系统。此时，上层的 岩溶水就具有上层滞水的性质。在松散沉积物 中，只有在沉积物能够形成局部不透水层时， 才可能出现上层滞水。冰水沉积物的分选不良 的透水层中，常常夹有细粒透镜体，有利于上 层滞水的存在。洪积冲积物中如有这类透镜体， 其上部也可形成上层滞水。
5.导电性 地下水导电性取决于其中所含电解质的 数量与性质。离子含量愈多，离子价愈高，则水 的导电性愈强。此外，温度对导电性也有影响。 测定了水溶液的电阻率，即可知道它的导电性
Ke=1/R 式中，Ke 为水的导电率，单位是欧姆-1·厘米-1； R 为水的电阻率，单位为欧姆·厘米。地下淡水的 导电率为33×10-5 至33×10-3 欧姆-1·厘米-1 之间。

n = Vn/V×100％
孔隙率的大小，取决于岩土颗粒本身的大
小，颗粒之间的排列形式、分选程度以及
颗粒的形状和胶结的状况等。
岩石孔隙种类
（二）持水性
在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力 在其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性， 以持水度表示。在重力影响下岩石空隙中所能 保持的水量与岩石总体积之比，就是岩石的持 水度。
谢谢
2.颜色 地下水一般是无色透明的，但有时 因含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质， 也可显出各种各样的颜色。例如含亚铁离 子或硫化氢气体的水为浅蓝绿色，含腐殖 质或有机物的带浅黑色，含黑色矿物质或 碳质悬浮物的为灰色，含粘土颗粒或浅色 矿物质悬浮物的为土色，等等。
3.透明度 地下水的透明度决定于水中所含 盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透
潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。
潜水剖面图 是在地质剖面图上， 将已知各点的潜水位 连接起来而成，它可 以反映出潜水面形状 与地形、隔水底板及 含水层岩性的关系等。
潜水等水位线图 就是潜水面各点水位 高程的等值线图。可 解决下列问题：
确定潜水的流向： 垂直于潜水等水位线 从高水位指向低水位 的方向，就是潜水的 流向。

wn＝vn / v ×100%
容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通
程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与孔隙
度、裂隙率或岩溶率相等。但对于具有膨胀性的粘
土来说，充水后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。
孔隙率（n）又称孔隙度，它是反映含水介 质特性的重要指标，以孔隙体积（Vn）与 包括孔隙在内的岩土体积（V）之比值来表 示:
地下水在绝大多数自然条件下，流速 较小，故多同层流运动。一般认为地下水 的平均渗透速度小于 l000m/d时，可视 为层流运动。只有在大裂隙、大溶洞中或 水位高差极大的情况下，地下水的渗透才 出现紊流运动。
四、地下水按埋藏条件的分类
（一）按岩土的贮水空隙的差异分类 1.孔隙水 在堆积物和岩石孔隙中流动的地下水 2.裂隙水 在堆积物和岩石裂隙（如节理）中流动的
时硬度即为永久硬度。表示水的硬度的方 法有两种：一是德国度，以1 升水中含10 毫克CaO 为1 度；一是用Ca2、Mg2的毫 克当量/升来表示，1 毫克当量硬度等于德 国度2.8°。
根据水的总硬度可以把水分为五类： 极软水＜1.5 毫克当量（＜4.2°） 软水1.5—3.0 毫克当量（4.2—8.4°） 弱硬水3.0—6.0 毫克当量（8.4—16.8°） 硬水6.0—9.0 毫克当量（16.8—25.2°） 极硬水＞9.0 毫克当量（＞25.2°）
第四节 地下水
一、地下水的物理性质和化学成分
（一）地下水的物理性质
1.温度 地下水的温度是因自然条件不同而变化 的。极地、高纬和山区的地下水温度很低、地 壳深处和火山活动区的地下水温度很高。地下 水温度通常与当地气温有一定的关系，温带和 亚热带平原区的浅层地下水，年平均温度比所 在地区年平均气温高1—2℃。
地下水 3.岩溶水 存在于可溶性岩石孔洞内的地下水 （二）按地下水的贮存埋藏条件分类 1.包气带水 存在于包气带中的地下水 结合水（分吸湿水、薄膜水） 毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水） 重力水（分上层滞水与渗透重力水）
2.饱水带水 存在于饱和带中的地下水 潜水 具有自由水面
Cl-、SO HCO3-2 CO NO Na- Ca2 Mg2 Al3 Fe2 Fe -3
（三）地下水的总矿化度和硬度
1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分 子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后 所得的残渣来确定，单位为g/l。水在蒸发时 部分离子被破坏，有机物被氧化，所以，残渣 总量与离子总量并不一致，计算时应考虑上述 因素，以便对分析结果作适当的订正。
渗透系数K (m/日），用以衡量岩石的渗透能 力。
重力水在岩土空隙中的运动，称为渗透或 渗流。它的运动形式，常随水流速度不同 而分为层流运动和紊流运动。
（1）层流运动 水在岩土空隙中流动时， 水质点有秩序地、互不混杂运动 水在岩土空隙中流动时， 水质点无秩序地、互相混杂的流动，称为 紊流运动。
（三）承压水（confined water）