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水文学-第五章 地下水的结构与运动2

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地下水运动的基本规律 PPT

地下水运动的基本规律 PPT
补充:水文地质学常用处理问题思路: 1、分段法进行分析,因为流量相等,可以用流量把几 个段相互关联起来。
5、2 达西定律得应用
2、水流优先通过渗透性好得含水层,处理时分别求各 个层得流量,最后合并起来计算。也是一种水文地质学处 理方法。
井流计算问题
井流又可称为径向流,即从抽水 问题逐步提出。潜水井一开始 抽水时水位下降很快,但随后逐 渐稳定,地下水最终形成降落漏 斗。
[★]
(2)实验证实 Re<1时,V和I线性相关, 1<Re<10时,V和I近于线性相关。 Re>10时,V和I非线性相关。 也既,自然界只有一部分层流满足达西 定律,也即Re<10时。 注意:裂隙水,岩溶水要特别注意,不能 简单使用达西定律。 (3)达西定律与运动方向无关(垂向、水 平均可)
地下水运动得本质
1、裘布依公式
A、假设条件(假设非常重要,没 有假设该公式无法使用)
(1) 含 水 层 为 一 圆 柱 体 , 周 围 是 定水头补给边界;
(2) 含 水 层 为 均 质 , 原 始 水 位 水 平,其隔水(顶)底板水平;
(3) 含 水 层 中 心 布 置 一 完 整 井 , 以一定流量抽水;
(4)水运动符合达西定律。
稳定流––––各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间 改变得水流运动。
非稳定流––––运动要素随时间变化得水流运动。
渗流场中任意点得流速变化只与空间坐标一个方向有关得 渗流,称为一维流,与空间坐标得两个和三个方向有关得,分 别称为二维或三维流。
[★]
5、1 重力水运动得基本规律
1、达西定律(Darcy’s Law)
1856年达西通过实验得到达西定律。实验在砂柱中进行(P33:图5—1),根据实 验结果(流量):

水 文 学 原 理(五土壤水)

水 文 学 原 理(五土壤水)
HHU
第五章
土壤水
本 章 内 容
1 2 3 4
土壤的质地结构及“三相”关系
土壤水的存在形态 土壤水的能量状态
土壤水运动的控制方程
“土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种 由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔 隙的散粒体，属多孔介质。 “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地 球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”， 全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3 ，约为河 道蓄水量的8倍。 在水文循环中，土壤起着十分重要的调节和分配 水量的作用。 问题：水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤 中的水分是怎样储存、变化和运动的?
2 土壤水分特性曲线
——吸力与土壤含水量的关系，称为土壤水分特性曲线

土壤水分特性曲线
获得土壤水分特性曲线可以有两种做法：一是从干燥土壤
开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开 始，在土壤脱水过程中测定。
实验表明，在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上
方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两 条曲线首尾大体重叠，但中间差别明显，犹如一个绳套。
3 非饱和水流运动的基本微分方程
V K ( )
V t
[ K ( ) ] [ K ( ) ] [ K ( ) ] t x x y y z z
只考虑垂向时：
[ K ( ) ] t z z
毛管断裂含水量： 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量 田间持水量： 土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量
饱和含水量： 土壤中全部孔隙都被水充满时的土壤含水量
最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达
到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又

第五章 地下水 ppt课件

第五章 地下水 ppt课件

图5-6 洪积物中地下水分布示意图
Ⅰ—深埋带 Ⅱ —溢出带 Ⅲ—垂直交替带
1— 砾卵石 2—砂 3—粉质粘土及粉土 4— 基岩 5—水位
PPT课件
33
2） 裂隙水
埋藏分布极不均匀
埋藏于基岩裂隙中的 地力水。
特征 透水性各个方向呈各向异性
分类
动力性质比较复杂
风化裂隙水
主要接受大气降水的补给，常 以泉的形式排泄于河流中。
学
以碳、氢、氧为主的有机质，经常以胶体方
成
式存在于地下水中。很难以离子状态溶于水
分 胶体成分 的化合物也往往以胶体状态存在地下水中，
其中分布最广的是Fe(OH)2 、Al(OH)3及
SO2。PPT课件
16
地下水的水质
气体成分
O2 H2S CO2
离子成分
ClSO4-2 HCO3Na+ K+ Ca+2 Mg+2
表5-1 松散岩石孔隙度参考数值
岩石名称
砾岩
砂
粉砂 粘土
孔隙度变化区间（％） 25～40 25～50 35～50 40～70
PPT课件
9
2. 裂隙
裂隙：岩石受地壳运动及其他内外地质应力作用影响产生的空隙。 裂隙的发育程度除与岩石的受力条件有关，还与岩性有关。
成岩裂隙 裂隙按成因分类 风化裂隙
构造裂隙
连通性好
分布不均匀
连通性差
PPT课件
8
1. 孔隙
孔隙：岩土颗粒之间的空隙。 孔隙度：孔隙的发育程度，又称孔隙率。
n = vn × 100% v
式中 n ─ 孔隙度
vn ─ 岩土中孔隙的体积 V ─ 包括孔隙在内的岩土总体积

第5章 地下水运动

第5章 地下水运动
在实际应用中，不再区分总水头和测压管水头，统称为水 头或水位，用H表示。
能量守恒定律：单位质量液体的总机械能又称为总水头。
流体的总机械能：位能、压能和动能，表示为：
p 1 E m gz m g m u2 g 2
m－流体微元的质量；u－流体质点的实际流速；
理想液体的伯努利方程
p u2 z 常数 g 2 g
一般松散岩土颗粒越细，渗透系数越小
Hale Waihona Puke 达西定律的适用范围 层流：雷诺数Re<2000-3000；紊流：Re>2000-3000
达西定律适用范围：Re＜1－10之间某一数值的层流运
动。 起始水力梯度问题
Re
uD

u－圆管中液体的断面平均流速； D－圆管的直径； －水的运动粘滞系数；
达西定律的应用
一、求断面流量
单宽流量指的是单位宽度上河流或输 水管的输水流量。
已知某均质含水层，剖 面如右图所示，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。 根据达西定律：
Q K I K M 1 I Ha Hb Ha Hb K 2 L K 2 Ha H b2 2L
是渗流场内水头值相同的各点连成 的面。 3、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。（某时刻各点流向的连线）。
4、迹线
渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。（水质点运 动过程，稳定流条件下，流线与迹线重合）。 5、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 组成的网格。
3、动能（流速水头 u2/2g） u—地下水实际流速 4、测压水头Hn

水文地质基础-地下水运动

水文地质基础-地下水运动

运动状态
潜水的运动状态较为简单，主要是水 平运动，同时也可以有垂直运动。
形成过程
潜水主要通过地下水位以上的包气带 水和地表水的入渗形成。
承压水
定义
特点
承压水是指承受静水压力的地下水，通常 存在于地下水位以下的含水层中。
承压水的水位和水量相对稳定，受外界影 响较小，同时具有较大的水压力。
运动状态
形成过程
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地下水运动
地下水循环
指地下水在蒸发、下渗、流动和排泄 等环节中不断循环的过程，是维持地 下水补给和动态平衡的重要机制。
指地下水在重力作用下的流动现象， 包括水平流动和垂直流动。
02 地下水类型
包气带水
定义
包气带水是指位于地表的土壤 和岩石层中，与大气相接触的
地下水。
特点
包气带水的水位和水量受季节 和气候条件影响较大，同时与 地表水有密切的水力联系。
要点一
总结词
三维模型考虑了地下水在三维空间中的流动，是最复杂的 模型。
要点二
详细描述
三维模型考虑了地下水在三维空间中的流动，包括水平流 动和垂直流动。这种模型适用于描述复杂的地下水流动系 统，例如在多层次地层中的流动。三维模型可以用来预测 地下水在空间中的流动趋势，以及评估地下水资源的整体 分布和储量。三维模型需要更多的数据和计算资源，因此 在实际应用中可能会受到限制。
湿度
湿度大小影响土壤含水量，进而影响地下水的补给和运动。
风速风向
在干旱地区，风速风向对地下水的蒸发和补给有重要影响。
06 地下水运动的应用
水资源管理
1 2
地下水资源评估
通过研究地下水运动规律，评估地下水资源的量、 质量和分布情况，为水资源开发利用提供科学依 据。

水文学(黄锡荃)第五章 地下水的结构与运动

水文学(黄锡荃)第五章 地下水的结构与运动

6
地下水的取水建筑物
斜井：倾角20-40°，
斜长：50-200 m， 垂直深度一般 ＜100m。
7
地下水的取水建筑物
坎儿井：干旱地区利用地下渠道截引
砾石层中的地下水，引至地面
开挖时先打一眼竖井，称定位井。 发现地下水后沿拟定渠线向上下 游分别开挖竖井，作为水平暗渠 定位、出渣、通风和日后维修孔 道。 暗渠首段是集水部分,中间是输 水部分,出地面后有一段明渠和 一些附属工程。
裂隙类型：成岩裂隙 风化裂隙 构造裂隙
48
裂隙水的特点
• 与孔隙水相比，裂隙水具有以下特点
o 裂隙水埋藏与分布极不均匀 o 裂隙水的动力性质比较复杂 o 基岩裂隙的发育具有明显的分带性，通常由地 表向下随着深度的增加，裂隙率迅速递减
49
孔隙水与裂隙水的比较
50
岩溶水
• 济南泉城
o 蕴育滋养了济南的文明与发展
第五章 地下水的结构与运动
• 地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙 中的各种不同形式水的统称
2008年水资源公报数据
1
地下水水文学的发展历史
• 1856年前的萌芽时期
o 由逐水而居到凿井取水，开始认识并积累地下 水知识。
• 1856年到二十世纪中叶的奠基时期
o 1856年，法国水力工程师达西提出了著名“达 西定律”，为地下水定量计算提供了理论依据
• 二十世纪中叶以后
o 主要标志是泰斯非稳定流理论的提出，及计算 机技术的应用 o 地下水水流系统的提出；地下水与环境
2
地表水与地下水
地下水 地下广阔的含水介 空间分布 地表稀疏的水文网 质 季节变化性大；需要 具有天然调节功能 时间调节 筑坝建库人工调节 的地下水库 不易受污染；不易 水质 易受污染；易恢复 恢复 预先进行水质处理； 把地下水提升至地 可利用性 修建管道 表消耗能量 补给速度快，水资源 补给速度慢，深层 补给速度 可利用量大 含水层的补给更慢

地下水力学知识点总结归纳

地下水力学知识点总结归纳

地下水力学知识点总结归纳
1. 地下水的定义和形成
地下水是指地下岩石或土壤中的水分。

它形成于降水渗入地下
之后，在孔隙中积聚而成。

2. 地下水的循环
地下水循环是指地下水与大气水之间的相互关系。

降水渗入地
下形成地下水，一部分地下水存在于大气中以水蒸气的形式，形成
蒸发。

蒸发的水蒸气升入大气形成云，最终降下为降水，从而完成
地下水的循环。

3. 地下水的运动
地下水的运动主要是通过渗流和地下水流的方式。

渗流是指地
下水通过孔隙和裂隙进行渗透和运动，而地下水流则是指地下水在
流域中的流动。

4. 地下水的储量和补给
地下水的储量是指地下岩石或土壤中可利用的水的总量。

地下
水的补给主要是通过降水补给、地表水补给和人工补给等方式实现。

5. 地下水对环境的影响
地下水对环境有着重要的影响。

它可以维持湿地生态系统的稳定，提供饮用水和灌溉水资源，同时还参与了地质作用和地下水污
染等过程。

6. 地下水的开发和利用
地下水的开发和利用是指将地下水用于人类活动和生产的过程。

它涉及到地下水资源的勘探、开采和利用技术等方面。

以上是对地下水力学知识点的一些总结和归纳。

地下水作为重
要的水资源和自然现象，对我们的生活和环境有着重要的影响和作用。

在地下水开发和利用的过程中，我们需要注重科学合理的管理
和保护，以确保地下水资源的可持续利用。

《水文地质第五章》PPT课件

《水文地质第五章》PPT课件
• 我国十个多山国家，山地占我国国土面积的33% • 山区与山间盆地交界的山麓倾斜地带也有一样特征
天山 昆仑山
阿尔泰山
阴山 祁连山
秦岭
喜马拉雅山
横断山
大兴安岭 长白山
太行山
软件
冲洪积扇
• 冲洪积扇构成了山前倾斜平原地下水含水层的 主体
• 洪积扇：含大量松散固体碎屑的洪流——出山 口——地势开阔、坡度变缓——洪积层
• 3、在物质分选性和磨圆度方面〔在水平方向上〕：粗粒 层表现较差----分选和磨圆度也逐渐增高
一、冲洪积扇中的地下水
• 以北京南口冲洪积扇为例，分析冲洪积扇中的地下 水在水质，水位，水量方面的特点
• 扇宽，10km，长20km
• 1、上部砂砾石带：有埋藏较深的潜水，直承受地表水和大气降水渗 入补给；含水层透水性强，厚度大，地形坡度大，径流条件好，地下 水水质好，总溶解固体较低。
• 山前倾斜平原：山区和平原相接的地带，常由 河流流出山口形成的冲积-洪积扇和山麓的坡积 -洪积裙彼此相连，形成沿山麓分布的山前倾斜 平原。
• 山前倾斜平原的规模大小不等，宽由数公里甚至可达 数十公里，长由数公里至数十公里，甚至可达数百公 里。
• 洪积扇出山口部位叫扇顶，扇的外围边缘局部叫扇缘， 从扇顶到扇缘之间地带叫扇中
水质好，与河水关系密 切，但厚度不大，分布 范围小，水位季节变化
其上通常没有细粒粘土
大。
质的覆盖层
雅鲁藏布江
2、河流的中游
• 在河流中游的低山丘陵区，以侧方侵蚀作用为主， 河床内横向环流冲刷凹岸，使粗大的砂卵石被搬 运到凸岸一边河底沉积下来，渐形成滨河浅滩。
• 洪水期滨河浅滩会沉积一些细粉砂和粘土物质， 便形成了河漫滩下粗上细的二元构造

水文地质学基础(第六版)第5章 地下水的运动

水文地质学基础(第六版)第5章 地下水的运动

Q ——渗流量； ω——砂柱断面面积； h ——水头损失（m）；L ——渗流途径；
K——与试样有关的比例常数。
由水力学中水动力学基本原理：
h I J 水力梯度 L
（2）
Company Logo
hydraulicgradient
Q=KIω
5.3 流网（Flow net）
5.3.1 基本概念 • 二维流网图：
– 平面流网：潜水等水位线图，承压水等测压水位线图 – 剖面流网：含水层厚度较大时，常需要刻画剖面的水 流
• 流网特点：
① 在均质各向同性介质中，流线与等水头线正交；在 均质各向异性介质中，流线与等水头线斜交 ② 稳定流的流网不随时间发生变化，而非稳定流的流网 随时间发生变化
（b）有效孔隙度ne>给水度μ ？
5.2.3 达西定律讨论
1）渗流流速（V）与过水断面（ω ） Q=KωI=ωV
• 过水断面与水力学中的水流过断面是否一致？ – 过水断面——ω，假想的断面
– 实际孔隙断面——ωn 孔隙度 – 实际水流断面——ωne 有效孔隙度 Q/ω =V 比照水力学，实际流速 Q/ω′= u ，ω′= ω ne • 关系：地下水渗透流速 V= u ne
5.3.2 定性流网绘制
均质各向同性介质中的流网 – 在许多实际工作中，绘制定性流网分析问题很重要
– 精确流网受许多条件（资料不足等）制约，很难办到
• 思考： – 边界条件？有哪几类？
– 流线起点和终点？等水头线如何控制？
– 等流量如何确定？ – “源”—resource – “汇”—sink – “地下分流线”—divide line（分水或分流处的“流 线”）
5.2.3 达西定律讨论

第五章 地下水的结构与运动

第五章 地下水的结构与运动

包气带的水分交换与动态
• 包气带中的水分，不仅垂向上存在明显 差异，而且在时程上亦不断变化。 • 这种变化一方面是由于和外界发生水分 交换而引起的，另一方面是通过内部水 分的再分配和内排水过程而发生的。
• 造成包气带水分增长途径有两个， 一是通过上界面得到降水与地表水的补 给； 二是通过下界面来自饱和水带的补给。
• 地下水域就是地下水流系统的集水区域。
• 地下水域要受岩性地质构造控制，并以 地下的隔水边界及水流系统之间的分水 界面为界，往往涉及很大深度，表现为 立体的集水空间。
• 通常，每一个地下水域在地 表上均存在相应的补给区与 排泄区， • 补给区由于地表水不断地渗 入地下，地面常呈现干旱缺 水状态； • 排泄区则由于地下水的流出， 增加了地面上的水量，因而 呈现相对湿润的状态。如果 地下水在排泄区以泉的形式 排泄，则可称这个地下水域 为泉域。
黄山泉水
地下水系统垂向结构
• 地下水垂向层次结构的基本模式 • 地下水不同层次的力学结构 • 地下水体系作用势
地下水垂向层次结构的基本模式 • 地下水垂向的层次结构，则是地下水空间 立体性的具体表征。
• 自地表面起至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区 分为包气带和饱和水带两大部分。 • 其中包气带又可进一步区分为土壤水带、中间过渡带及 毛细水带等3个亚带； • 饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。 • 从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水（包 括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相对应的是 重力水（包括潜水和承压水）。
岩石的透水性
蓄水构造
• 蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层相 互结合而构成的能够富集和贮存地下水 的地质构造体。
• 一个蓄水构造体需具备以下3个基本条件: 第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间 第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界

第五章地下水的运动与结构(精)

第五章地下水的运动与结构(精)

第五章地下水的运动与结构
复习思考题
1、分析对比地下水系统与地表水系统之间的区别与联系。

2、何谓岩石的水理性质，它们对地下水的储存、运移有何影响？
3、分析包气带与饱水带之间的区别与联系。

4、试述吸湿水、薄膜水、毛管水及重力水之间的区别及受到的作用势。

5、对比分析潜水与承压水之间的主要区别。

6.分析地下水的主要补给来源，以及地下水与地表水之间互补关系。

7.说明地下径流过程的类型及各自的特点。

8.地下水排泄有几种方式，其特点如何？
9.试述结合水、毛管水运动的基本规律。

10.试列出达西渗透定律，以及裘布依方程，并分别说明其物理意义。

11.试分析影响地下水动态的主要因素。

12.试述地下水动态的地区特征、多年特征以及动态类型。

第五章 地下水的结构与运动

第五章 地下水的结构与运动

(二)包水带水
1. 潜水
(1)概念:饱和带中埋藏于地表以下,第一个不透水层之 上,具有自由水面的地下水.属于浅层地下水.
潜水埋深
潜水面
河流
潜水层厚度
(2)潜水特征
潜水面以上无稳定隔水层,大气降水和地表水可以 通过包气带补给潜水,潜水的分布区和补给区是一 致的. 潜水具有自由表面,不承受静水压力,其流向是在 重力下从潜水位高处流向低处. 一般埋藏于地表松散沉积物的孔隙中,或储藏于构 造裂隙或风化裂隙中,埋藏浅,便于开采,被广泛 用作供水水源. 埋藏深度及潜水层厚度在不同地区或不同季节变化 很大.
实验发现:渗流量(Q)与水位差(h1-h2),过水面 积(A)成正比,与渗透途径长度(ΔL)成反比:
h1 h2 Q = kA ΔL
根据流量,过水面积和流速之间的关系: Q=FV 令:h1-h2=Δh 则: V=Q/A 得:V=k Δh/ ΔL
式中, Δh/ ΔL 称水头梯度,用I表示,则: V=KI 上式为达西定律,其含意为地下水的渗透速度与水 头梯度的一次方成正比,因而称线性渗透定律.
三. 储水构造
概念:由透水岩层与隔水层相互结合构成的能够富 集和储存地下水的地质构造体 (一)储水构造的基本条件: 有透水岩层或岩体构成的储水空间 有相对隔水层或岩体构成隔水边界 有透水边界,补给水源和排泄通道 (二)主要储水构造: 基岩区:单斜,背斜,向斜,断裂,岩溶储水构造 等 松散沉积物区:山前冲洪积型,河谷冲积型,湖盆 沉积型等
三. 非线性渗透定律
达西公式适用于层流运动的地下水,而且要求雷诺数比 较小gt;10的层流态,达西定律就不适用了,这时可以采用非线性 渗透定律,即:
V = KI
1 m
式中,k为渗透系数,1/m为流态指数,其变化范围在1/2-1之 间: 当m=1时,属于速度较小的层流,符合达西定律 当m=2时,属于紊流状态,可以用谢才公式描述 当1<m<2时,属于速度较大的层流非线性流

5地下水运动的基本规律

5地下水运动的基本规律

第五章地下水运动的基本规律5. 1 港流基本概念渗流一地卞水在岩石空隙中的运动称为渗流（渗透，地下径流）。

渗流场一发生渗流的区域。

层流运动——水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。

紊流运动——水的质点无秩序的、互相混杂的流动。

稳定流一各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变的水流运动。

非稳定流——运动要素随时间变化的水流运动。

地卜•水总是从能量校高处流向能量较低处。

能态差异是地卜水运动的驱动力。

地下水的机械能包括动能和势能，水力学中用总水头（hydiaulic head）H表示，水总是从总水头高的地方流向总水头低的地方。

5. 2重力水运动的基本规律1.达西定律（Darcy'sLaw）1856年达西通过实验得到达西定律。

实验在砂柱中进行（P36：图4-1），根据实验结果（流量）：Q=KA（H r H2）/L=KAI（5.1）式中：Q为渗透流童（出口处流量，即通过砂柱各断面的体枳流量）：A为过水断面的面积（砂柱的横断面积，包括砂颗粒和孔隙面积）；Hi比分别为上、卜•游过水断面的水头：L为渗透途径（上、卜•游过水断面的距离）：图5. 1I为水力梯度;达西实验装置示意图（据Bear, 1979）K 为渗透系数。

由水力学：Q=vA达西定律也可以另一种形式表达（流速）: 由公式（5.1）及Q=\A 得：v=KI式中：£ ---- 渗透流速，m/d, cm/s ；K ----- 渗透系数，nVd, cm/s ：I —水力梯度，无量纲（比值）。

具体到实际问题：计算流最:H _ HQ =川F ----------- (单位一•般为：m 3/d, L/s)L微分形式:式中：负号表示水流方向与水力梯度方向相反，水流方向（坐标方向）：由水位高一 低: 而水力梯度方向：由等水位线低一高。

在三维空间中（向量形式）:■\v = -K x ^-i-K v ^- j-K,-51k = -KgradH dy dz或V = -KVH ,式中：K 一为渗透系数张量:gradH =更 i +更* 更 Amdy dz若用标量表示，V 的三个分最分别为:得到 v=Q/A（对地下水也适用）(5.2) (5.3)v=-KdH £Vy= ~K - dy—呻**■ dz2. 渗透流速（V ） （seepage velocity, Daicy velocity ）与实际流速（u ）渗透流速一水流通过整个过水断面（包括砂砾和孔隙）的流速。

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2020年2月1日
27
潜水面表示方法 ----绘制水文地质剖面图：在研究区域内选择代表性剖面线，在地质剖面 图上，将已知各点的潜水位联接而成,它可以反映潜水面形状与地貌、含 水层岩性及隔水底板的关系等。 ----绘制潜水等水位线图：潜水等水位线图就是潜水面的等高线图
2020年2月1日
28
（三）潜水与地表水之间的互补关系 潜水与地表水之间的互相补给和排泄关系称水力联系。一般可将
渗流 河流、湖泊、沼泽
2
§5.1 地下水系统的组成与结构 地下水的贮存空间 地下水流系统 地下水系统垂向结构
2020年2月1日
3
一、地下水的贮存空间
地下水的贮存空间
含水介质、含水层和隔水层 含水介质的空隙性与水理性 蓄水构造
含水介质的空隙性 含水介质的水理性质
孔隙率、裂隙率、岩溶率
容水性、持水性、给水性、 透水性、贮水性
（一）含水介质、含水层和隔水层 含水介质：通常把既能透水，又饱含水的多孔介质称为含水介质,这是 地下水存在的首要条件。 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20力20年梯2月度1日作用下，具有一定的透水能4力的岩层。如各种粘土，泥质粉砂
(3)流动方向上的下降与上升的并存性
地下水流方向在补给区表现为下降,但在排泄区则往往表现为上升
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（二）地下水域 地下水域就是地下水流系统的集水区域。 地表水的流动主要受地形控制，其流域范围以地形分水岭为界，主 要表现为平面形态， 地下水域则要受岩性地质构造控制，并以地下的隔水边界及水流系 统之间的分水界面为界。表现为立体的集水空间 每一个地下水域在地表上均存在相应的补给区与排泄区,其中,补给区 由于地表水不断地渗入地下,地面常呈现干旱缺水状态,而在排泄区则 由于地下水的流出,增加了地面上的水量,因而呈现相对湿润的状态
包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响,尤其是与降水、 气温等气象因素关系密切，呈现强烈的季节性变化。 包气带在空间上的变化,一般体现在垂直剖面上的差异.愈近地表含 水率变化愈大.逐渐往下层,含水率变化趋于稳定而有规律. 包气带含水率变化还与岩土层本身结构。岩土颗粒的机械组成有关。
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持水度:饱水和岩土经重力排水后所保持水的体积与岩石总体积之比. 岩石颗粒越细,空隙越小,持水度越大.
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----给水性 饱水岩土在重力作用下,能自由排出水的性能,用给水度来衡量. 给水度:饱水岩土在重力作用下能排出水的体积与岩石体积之比。
----透水性
在一定条件下,岩土允许水透过的能力,用渗透系数(K)表示.岩石透 水性能主要取决于岩石空隙的大小和连通程度,其次才和空隙的多少 有关.
异
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包气带水
饱水带水
孔隙水 裂隙水 岩溶水
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结合水 毛管水 重力水 潜水 承压水
在上述两种基本类型的基础上，将它们组合在一起，得到地下 水的组合类型：
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二、包气带水 贮存在地下自由水面以上包气带中的水，称包气带水。
（一）包气带的特征与包气带的类型 1、包气带水的主要特征
毛管水和一些过路的性质的重力水。
----中间带：界于土壤水带的下界与毛细水带之间。中间水带的水分形式
主要有气态水、结合水和毛管水。
----毛管水带：潜水面向上扩展，其厚度取决于岩土的性质和空隙大小
2、饱和带
----饱和带岩石的所有空隙空间均为水所充满，有重力水（潜水和承压
水）。
以上是地下水层次结构的基本模式,在具体的水文地质条件下,各地区地
通常将渗透系数K值小于0.001米/日的岩土，列入隔水层，大于
或等于此值的岩土属透水层。
----贮水性
对承压水含水介质而言，其贮水性能可用释水系数或贮水系数表
示。 释水系数（s）：当水头变化为一个单位时，从单位面积含水
介质柱体中释放出来的水体积，它是一个无量纲的参数。大部分承
压含水介质的s值大约从10-5变化到10-3。
（一）承压水的主要特征 ⒈承压性：承压水由于存在隔水层顶板而承受静水压力； ⒉承压水的分布区与补给区不一致； ⒊受外界的影响相对要小，动态变化相对稳定； ⒋水质类型多样，变化大
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3、潜水两大基本特点： 第一，由于潜水面上没有稳定的隔水层，潜水面通过包气带中的孔 隙与大气相连通，潜水面上任一点的压强等于大气压强，所以潜水面 不承受静水压力。而且一般情况下，潜水分布区与补给区基本一致。 第二，潜水含水层通过包气带与地表水及大气圈之间存在密切联系， 因此深受外界气象、水文因素的影响，动态变化比较大，呈现明显的 季节变化
水区域内的地下水流，构成相对独立的地下水 流系统。 （一）地下水流系统的基本特征 (1) 空间上的立体性
地下水流系统往往自地表面起可直指地下几百米上千米处,形成空间 立体分布,并自上到下呈现多层次的结构 (2)流线组合的复杂性和不稳定性
地下水流系统由众多的流线组合而成的复杂的动态系统,在系统内部不 仅难以区别主流和支流,而且具有多变性和不稳定性
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（2）裂隙 裂隙（ fissure fracture ）：固结的坚硬岩石中存在的各种应力作用下 产生的裂缝 按裂隙的成因：风化（卸荷）裂隙、成岩裂隙、构造裂隙 裂隙岩体描述：
裂隙的连通性（组数、产状、长度和密度） 张开性（裂隙宽度） 裂隙率Kr（体积裂隙率、面裂隙率、线裂隙率）：裂隙的体积与包 括裂隙在内的整个岩石的体积之比。
下水的实际层次结构不尽一致.有的层次可能充分发育,有的则不发育。
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（二）地下水不同层次的力学结构
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§5.2 地下水类型 地下水基本类型的划分 包气带水 饱水带水(潜水和承压水) 空隙水(孔隙水、裂隙水和岩溶水)
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贮存 一 埋藏 、 条件 地 下 水 类 贮水孔 型 隙的差
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三、地下水系统垂向结构 （一）地下水垂向层次结构的基本模式
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自地表起至地下某一深度出现不透水层基岩为止,可区分为包气带和饱
和带两大部分。
1、包气带
----土壤水带：从地表向下直到植物的主根带,厚度随土壤和植物类型而变
化.土壤水是农作物根系供水的来源.土壤水带中的水分形式主要有结合水、
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（三）蓄水构造 （1） 定义：由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮 存地下水的地质构造体 （2） 构成蓄水构造的基本条件 A 要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间 B 有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界 C 具有透水边界，补给来源和排泄出路
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二、地下水流系统 地下水埋藏地下，存在集水区域，在同一集
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2、包气带类型 1）厚型：包气带厚，带内毛管上升高度不能到达地表。有土壤水带，中 间过渡带和毛管上升带三个亚带 2）薄型：包气带厚度不到1m，只有毛管上升带和悬着水带，无中间过 渡带。地下水潜水蒸发迅速，潜水季节变化强烈 3）过渡型：有明显的季节变化。雨季，只存在毛细上升带；旱季，有3 个亚带存在
（二）包气带的水分交换与动态 补给来源：降水与地表水补给、饱水带补给 影响因素：土壤水分势梯度、土壤水力传导特性 水的消退途径
上界面：土壤蒸发和植物散发（主要途径） 下界面：内排水
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三、潜水 （一）潜水的概念和主要特征 1、潜水：饱水带中自地表向下第一个具有自由水面的含水层中的重力水。 2、表征潜水特征的参数: 潜水位:潜水面上任一点的海拔高程(HA) 潜水埋深:潜水面距地表的垂直距离(h) 潜水含水层厚度:潜水面至隔水底板的距离(mA) 潜水面的水力坡度:潜水流动方向上单位距离的水位差
----容水性：指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能,以容水度来表 示
容水度:岩土空隙能够容纳水量的最大体积与岩土总体积之比。容水度 值的大小取决于岩土空隙的多少和水在空隙中充填的程度.
----持水性：饱水岩土在重力作用下排水后,在分子力和毛管力的作用下, 能在其空隙中保持一定水量的性能,用持水度来衡量.
潜水与地表水之间关系划分三种类型： 周期性水力联系：洪水、枯水期补给关系相反 单向水力联系：地表长期补给潜水 间歇性水力联系：洪水时，地表间歇性补给潜水，枯水期断绝联 系 无水力联系：地下潜水长期补给地表水
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四、承压水 承压水：是指充满于两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。倘 若含水层没有完全被水充满，且象潜水那样具有自由水面，则称为无 压层间水
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粘土层 砂层
砂层 粘土层 粘土层
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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
第5章 地下水的结构与运动 地下水系统的组成与结构 地下水类型 地下水的补给与排泄 地下水运动 地下水的动态与平衡
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