第五章 地下水的結(jié)構(gòu)與運(yùn)動(dòng).ppt

1、第五章 地下水的結(jié)構(gòu)與運(yùn)動(dòng),地下水是存在于地表以下巖（土）層空隙中的各種不同形式水的統(tǒng)稱。 地下水主要來(lái)源于大氣降水和地表水的入滲補(bǔ)給；同時(shí)以地下滲流方式補(bǔ)給河流、湖泊和沼澤，或直接注入海洋；上層土壤中的水分則以蒸發(fā)或被植物根系吸收后再散發(fā)入空中，回歸大氣，從而積極地參與了地球上的水循環(huán)過程，以及地球上發(fā)生的溶蝕、滑坡、土壤鹽堿化等過程。 地下水系統(tǒng)是自然界水循環(huán)大系統(tǒng)的重要亞系統(tǒng)。,第一節(jié)、地下水系統(tǒng)的組成與結(jié)構(gòu),地下水的貯存空間 地下水流系統(tǒng) 地下水系統(tǒng)垂向結(jié)構(gòu),地下水的貯存空間,含水介質(zhì)、含水層和隔水層 含水介質(zhì)的空隙性與水理性 蓄水構(gòu)造,含水介質(zhì)、含水層和隔水層,含水介質(zhì):通常把既能透

2、水，又飽含水的多孔介質(zhì)。 含水層:是指貯存有地下水，并在自然狀態(tài)或人為條件下，能夠流出地下水來(lái)的巖體。這類含水的巖體大多呈層狀，如砂層、砂礫石層等。 (含水帶、含水體或含水巖組)。 隔水層:對(duì)于那些雖然含水，但幾乎不透水或透水能力很弱的巖體。,含水介質(zhì)的空隙性與水理性,含水介質(zhì)的空隙性 ： 通常，將松散沉積物顆粒之間的空隙稱為孔隙; 堅(jiān)硬巖石因破裂產(chǎn)生的空隙稱裂隙; 可溶性巖石中的空隙稱溶隙（包括巨大的溶穴，溶洞等）。,1）孔隙率（n）：又稱孔隙度，以孔隙體積（Vn）與包括孔隙在內(nèi)的巖土體積（V）之比值來(lái)表示，即n=Vn/V100。 2）裂隙率（KT）：裂隙率即裂隙體積（VT）與包括裂隙在內(nèi)巖

3、石體積（V）之比值：KT=VT/V100。 3）巖溶率（KK）：溶隙的體積（Vk）與包括溶隙在內(nèi)的巖石體積（V）之比值：Kk=Vk/V100。,含水介質(zhì)的水理性質(zhì),與水分的貯容、運(yùn)移有關(guān)的巖石性質(zhì)，稱為含水介質(zhì)的水理性質(zhì)， 它包括巖土的容水性、持水性、給水性、貯水性、透水性及毛細(xì)性等。 1）容水性指在常壓下巖土空隙能夠容納一定水量的性能，以容水度來(lái)衡量。 容水度（Wn）定義為巖土容納水的最大體積Vn與巖土總體積V之比，即Wn=Vn/V100。,2）持水性：飽水巖土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力。 持水性在數(shù)量上用持水度表示。 持水度Wr定義為飽水巖土經(jīng)重力排水后所

4、保持水的體積Vr和巖土總體積V之比。即Wr=Vr/V100 3）給水性指飽水巖土在重力作用下能自由排出水的性能，其值用給水度（）來(lái)表示。 給水度定義為飽水巖土在重力作用下，能自由排出水的體積Vg和巖土總體積V之比，即=Vg/V100。,巖土持水度和給水度之和等于容水度（或孔隙度），即 Wn=Wr+或n=Wr+。 式中n為孔隙度。,容水度,4）透水性指在一定條件下，巖土允許水通過的性能。 透水性能一般用滲透系數(shù)K值來(lái)表示。其值大小首先與巖土空隙的直徑大小和連通性有關(guān)，其次才和空隙的多少有關(guān)。 5）貯水性：當(dāng)水頭變化為一個(gè)單位時(shí)，從單位面積含水介質(zhì)柱體中釋放出來(lái)的水體積，稱為釋水系數(shù)（s），它是一

5、個(gè)無(wú)量綱的參數(shù)。大部分承壓含水介質(zhì)的s值大約從10-5變化到10-3。,巖石的透水性,蓄水構(gòu)造,蓄水構(gòu)造，是指由透水巖層與隔水層相互結(jié)合而構(gòu)成的能夠富集和貯存地下水的地質(zhì)構(gòu)造體。,一個(gè)蓄水構(gòu)造體需具備以下3個(gè)基本條件: 第一，要有透水的巖層或巖體所構(gòu)成的蓄水空間 第二，有相對(duì)的隔水巖層或巖體構(gòu)成的隔水邊界 第三，具有透水邊界，補(bǔ)給水源和排泄出路,蓄水構(gòu)造主要有：?jiǎn)涡毙钏畼?gòu)造、背斜蓄水構(gòu)造、向斜蓄水構(gòu)造、斷裂型蓄水構(gòu)造、巖溶型蓄水構(gòu)造等。 根據(jù)沉積物的成因類型，空間分布及水源條件，區(qū)分為山前沖洪積型蓄水構(gòu)造、河谷沖積型蓄水構(gòu)造、湖盆沉積型蓄水構(gòu)造等。,地下水流系統(tǒng),地下水流系統(tǒng)的基本特征 地下水

6、域,地下水流系統(tǒng)的基本特征,空間上的立體性 流線組合的復(fù)雜性和不穩(wěn)定性 流動(dòng)方向上的下降與上升的并存性（如圖）,地下水域,地下水域就是地下水流系統(tǒng)的集水區(qū)域。 地下水域要受巖性地質(zhì)構(gòu)造控制，并以地下的隔水邊界及水流系統(tǒng)之間的分水界面為界，往往涉及很大深度，表現(xiàn)為立體的集水空間。,通常，每一個(gè)地下水域在地表上均存在相應(yīng)的補(bǔ)給區(qū)與排泄區(qū)， 補(bǔ)給區(qū)由于地表水不斷地滲入地下，地面常呈現(xiàn)干旱缺水狀態(tài)； 排泄區(qū)則由于地下水的流出，增加了地面上的水量，因而呈現(xiàn)相對(duì)濕潤(rùn)的狀態(tài)。如果地下水在排泄區(qū)以泉的形式排泄，則可稱這個(gè)地下水域?yàn)槿颉?黃山泉水,地下水系統(tǒng)垂向結(jié)構(gòu),地下水垂向?qū)哟谓Y(jié)構(gòu)的基本模式 地下水不同層

7、次的力學(xué)結(jié)構(gòu) 地下水體系作用勢(shì),地下水垂向?qū)哟谓Y(jié)構(gòu)的基本模式,地下水垂向的層次結(jié)構(gòu)，則是地下水空間立體性的具體表征。 自地表面起至地下某一深度出現(xiàn)不透水基巖為止，可區(qū)分為包氣帶和飽和水帶兩大部分。 其中包氣帶又可進(jìn)一步區(qū)分為土壤水帶、中間過渡帶及毛細(xì)水帶等3個(gè)亞帶； 飽和水帶則可區(qū)分為潛水帶和承壓水帶兩個(gè)亞帶。 從貯水形式來(lái)看，與包氣帶相對(duì)應(yīng)的是存在結(jié)合水（包括吸濕水和薄膜水）和毛管水；與飽和水帶相對(duì)應(yīng)的是重力水（包括潛水和承壓水）。,地下水不同層次的力學(xué)結(jié)構(gòu),地下水在垂向上的層次結(jié)構(gòu)，還表現(xiàn)為在不同層次的地下水所受到的作用力亦存在明顯的差別，形成不同的力學(xué)性質(zhì)。 薄膜水:又稱弱結(jié)合水，它們受

8、分子力的作用，但薄膜水與巖土顆粒之間的吸附力要比吸濕水弱得多，并隨著薄膜的加厚，分子力的作用不斷減弱，直至向自由水過渡。 所以薄膜水的性質(zhì)亦介于自由水和吸濕水之間，能溶解鹽類，但溶解力低。,土壤顆粒表面的分子吸持的汽態(tài)水,毛管水:當(dāng)巖土中的空隙小于1毫米，空隙之間彼此連通，就象毛細(xì)管一樣，當(dāng)這些細(xì)小空隙貯存液態(tài)水時(shí)，就形成毛管水。 重力水:當(dāng)含水層中空隙被水充滿時(shí)，地下水分將在重力作用下在巖土孔隙中發(fā)生滲透移動(dòng)，形成滲透重力水。 綜上所述，地下水在垂向上不僅形成結(jié)合水、毛細(xì)水與重力水等不同的層次結(jié)構(gòu)，而且各層次上所受到的作用力亦存在差異，形成垂向力學(xué)結(jié)構(gòu)。,地下水體系作用勢(shì),所謂“勢(shì)”是指單位

9、質(zhì)量的水從位勢(shì)為零的點(diǎn)，移到另一點(diǎn)所需的功，它是衡量地下水能量的指標(biāo)。 地下水體系的作用勢(shì)根據(jù)其力源性質(zhì)，可分為重力勢(shì)、靜水壓勢(shì)、滲透壓勢(shì)、吸附勢(shì)等分勢(shì)，這些分勢(shì)的組合稱為總水勢(shì)。,重力勢(shì)（g）指將單位質(zhì)量的水體，從重力勢(shì)零的某一基準(zhǔn)面移至重力場(chǎng)中某給定位置所需的能量，并定義為g=Z，式中Z為地下水位置高度。 靜水壓勢(shì)（p）連續(xù)水層對(duì)它層下的水所產(chǎn)生的靜水壓力，由此引起的作用勢(shì)稱靜水壓勢(shì)。 滲透壓勢(shì)（0）又稱溶質(zhì)勢(shì)，它是由于可溶性物質(zhì)在溶于水形成離子時(shí)，因水化作用將其周圍的水分子吸引并作走向排列，并部分地抑制了巖土中水分子的自由活動(dòng)能力，這種由溶質(zhì)產(chǎn)生的勢(shì)能稱為溶質(zhì)勢(shì)。,總水勢(shì) 總水勢(shì)就是上述

10、分勢(shì)的組合，即=g+p+0+a， 但處于不同水帶的地下水其作用勢(shì)并不相等，對(duì)于包氣帶中地下水而言，其總的作用勢(shì)N為N=g+p+o+a 式中，p為負(fù)的靜水壓力勢(shì)。 對(duì)于位于地下飽水帶中地下水來(lái)說(shuō)，p為正靜水壓力勢(shì)，而滲透壓勢(shì)o和吸附勢(shì)均可不考慮，所以其總勢(shì) s=g+p,地下水類型,地下水基本類型的劃分 包氣帶水 潛水 承壓水 孔隙水 裂隙水 巖溶水,地下水基本類型的劃分,按地下水的貯存埋藏條件分類 1.包氣帶水 結(jié)合水（分吸濕水、薄膜水） 毛管水（分毛管懸著水與毛管上升水） 重力水（分上層滯水與滲透重力水） 2.飽水帶水 潛水 承壓水（分自流溢水與非自流溢水）,按巖土的貯水空隙的差異分類 1.孔

11、隙水 2.裂隙水 3.巖溶水,包氣帶水,貯存在地下自由水面以上包氣帶中的水，稱為包氣帶水。 包氣帶水包括吸濕水、薄膜水、毛細(xì)水、汽態(tài)水、過路的重力滲入水以及上層滯水。,包氣帶水的主要特征,其一多雨季節(jié)，雨水大量入滲，包氣帶含水率顯著增加；干旱月分，土壤蒸發(fā)強(qiáng)烈，包氣帶含水量迅速減少，致使包氣帶水呈現(xiàn)強(qiáng)烈的季節(jié)性變化。 其二包氣帶在空間上的變化，主要體現(xiàn)在垂直剖面上的差異，一般規(guī)律是愈近表層，含水率的變化愈大，逐漸向下層，含水率變化趨于穩(wěn)定而有規(guī)律。 其三包氣帶含水率變化還與巖土層本身結(jié)構(gòu)，巖土顆粒的機(jī)械組成有關(guān)，因?yàn)轭w粒組成不同，使得巖土的孔隙大小和孔隙度發(fā)生差異，從而導(dǎo)致了含水量的不同。,包

12、氣帶的類型,厚型包氣帶比較厚，即使在地下水自由水面較高的雨季，帶內(nèi)毛管上升高度亦不能到達(dá)地表，整個(gè)包氣帶可以進(jìn)一步區(qū)分出土壤水帶、中間過渡帶以及毛管上升帶等3個(gè)亞帶 。,土壤水帶從地表到主要植物根系分布下限，通常只有幾十厘米的厚度。除水汽與結(jié)合水外，水分主要以懸著水形式存在于土壤孔隙之中，所以又稱為懸著水帶。 當(dāng)土壤孔隙中毛細(xì)懸著水達(dá)到最大含量時(shí)，稱此含水率為“田間持水量”。,毛管懸著水達(dá)到最大時(shí)的土壤含水量稱為田間持水量，通常作為灌溉水量定額的最高指標(biāo)。,中間過渡帶處于懸著水帶與毛管上升帶之間。其本身并不直接與外界進(jìn)行交換，而是一個(gè)水分蓄存及傳送帶。 它的厚度變化比較大，主要取決整個(gè)包氣帶的

13、厚度，如包氣帶本身很薄，中間帶往往就不復(fù)存在。 特點(diǎn)是水分含量不僅沿深變化小，而且在時(shí)程上也具有相對(duì)穩(wěn)定性，水分運(yùn)行緩慢，故又名含水量穩(wěn)定帶。,毛管上升帶位于潛水面以上，并以毛管上升高度為限，具體厚度視顆粒的組成而定。 顆粒細(xì)、毛管上升高度大，本帶就厚，反之則薄。在天然狀態(tài)下，毛管上升帶厚度一般在12米左右。 毛管上升帶內(nèi)的水分分布的一般規(guī)律是： 其含水率具有自下而上逐漸減小的特點(diǎn)，由飽和含水率逐步過渡到與中間過渡帶下端相銜接的含水量。 對(duì)于干旱的土層，則以最大分子持水量為下限。而且對(duì)于給定的巖土層，這種分布具有相對(duì)的穩(wěn)定性。,薄型,薄型的包氣帶其厚度往往不到1米，有的只有幾十厘米，包氣帶內(nèi)只

14、有毛細(xì)上升帶的存在，沒有中間過渡帶。 毛細(xì)上升水可以直接到達(dá)地表，地下潛水蒸發(fā)迅速。 反之由于包氣帶薄，降水入滲補(bǔ)給地下水的途徑亦短，雨后地下潛水面上升快。 因而薄型包氣帶之下的潛水季節(jié)變化強(qiáng)烈。,過渡型,渡型包氣帶之厚度介于上述兩類之間，并存在明顯的季節(jié)性變化。 在雨季，地下水面上升，包氣帶變薄，只存在毛細(xì)上升帶；到了旱季，地下水面下降，整個(gè)包氣帶又可區(qū)分出3個(gè)亞帶。 我國(guó)東部平原地區(qū)的地下包氣帶大多屬于這種類型。,包氣帶的水分交換與動(dòng)態(tài),包氣帶中的水分，不僅垂向上存在明顯差異，而且在時(shí)程上亦不斷變化。 這種變化一方面是由于和外界發(fā)生水分交換而引起的，另一方面是通過內(nèi)部水分的再分配和內(nèi)排水過

15、程而發(fā)生的。,造成包氣帶水分增長(zhǎng)途徑有兩個(gè)， 一是通過上界面得到降水與地表水的補(bǔ)給； 二是通過下界面來(lái)自飽和水帶的補(bǔ)給。,包氣帶中水分的消退亦是在它的上、下界面上進(jìn)行的。 其中土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)是造成上層水分消退的主導(dǎo)因素， 內(nèi)排水則是水分通過下界面的主要消退方式。,包氣帶水份消退量可采用三段模式進(jìn)行計(jì)算： 式中，i為土壤實(shí)際含水量；f為田間持水量；a為最大分子持水量；E為實(shí)際蒸發(fā)量；Ep為蒸發(fā)能力，k為系數(shù)；c為常數(shù)。,包氣帶中水分增長(zhǎng)、消退及各有關(guān)參數(shù)的定量關(guān)系，可借助于水量平衡原理來(lái)表達(dá)，即在某一給定時(shí)段（t）內(nèi)包氣帶內(nèi)水分變化量W可用下式表達(dá)： W=I-E-Rss-Fd 式中，I為時(shí)段

16、內(nèi)地面入滲水量；E為蒸發(fā)量；Rss為土壤中側(cè)向凈流出量；Fd為深層下滲量。計(jì)算單位均以毫米表示。,降雨期間由于E=0，則W=I-Rss-Fd，W為正值，是包氣帶水分增長(zhǎng)期。 在無(wú)雨期，I=0，則W=-E-Rss-Fd，W為負(fù)值，是水分消退期。 式（54）中的時(shí)段地面入滲量I，可由包氣帶上界面以上，大氣系統(tǒng)水量平衡方程求出。 I=P-In-Rs-Sd 式中，P為時(shí)段降水量；In為植物截流量；Rs為地表徑流量；Sd為填洼水量。,如In及Sd可忽略不計(jì)，則有I=P-Rs，并代入式（54）則： W=P-Rs-E-Rss-Fd 上式即為大氣-土壤系統(tǒng)的水量平衡方程式，它是表達(dá)產(chǎn)流量與各參數(shù)關(guān)系的基本方程

17、。,潛水,潛水的概念和主要特征 潛水面形狀及其表示方法 潛水與地表水之間的互補(bǔ)關(guān)系,潛水的概念和主要特征,飽水帶中自地表向下第一個(gè)具有自由水面的含水層中的重力水，稱為潛水。 表征潛水特性的參數(shù)有： 潛水位（h）是指潛水面上任一點(diǎn)的海拔高程（米）； 潛水埋深（T）是指潛水面距地表的鉛直距離（米）； 含水層厚度（H）指潛水面至隔水底板的距離（米）； 潛水流水力坡度：是指潛水面上任意兩點(diǎn)的水位差與該兩點(diǎn)的滲透距離之比。,潛水在重力作用下自水位高處向水位低處流動(dòng)，形成潛水流。 如遇大面積的不透水底板呈下凹狀態(tài)，潛水面坡度近于零，潛水幾乎靜止不動(dòng)，可形成潛水湖。,潛水的兩大基本特點(diǎn)： 第一，由于潛水面上

18、沒有穩(wěn)定的隔水層，潛水面通過包氣帶中的孔隙與大氣相連通，潛水面上任一點(diǎn)的壓強(qiáng)等于大氣壓強(qiáng)，所以潛水面不承受靜水壓力。而且一般情況下，潛水分布區(qū)與補(bǔ)給區(qū)基本一致。 第二，潛水含水層通過包氣帶與地表水及大氣圈之間存在密切聯(lián)系，因此深受外界氣象、水文因素的影響，動(dòng)態(tài)變化比較大，呈現(xiàn)明顯的季節(jié)變化。 豐水季節(jié)潛水補(bǔ)給充足，貯量增加，潛水面上升，厚度增大，埋深變淺，水質(zhì)沖淡，礦化度降低；枯水季節(jié)，補(bǔ)給量減少，潛水位下降，埋深加大，水中含鹽量濃度增大，礦化度提高。,潛水面形狀及其表示方法,潛水面的形狀 它一方面反映外界因素對(duì)潛水的影響， 另一方面又可反映潛水本身的流向，水力坡度以及含水層厚度等一系列特性。

19、 潛水面雖然是一個(gè)自由水面，但由于受到埋藏地區(qū)的地形、巖性等因素的制約，可以呈現(xiàn)傾斜、拋物線形和水平等多種形狀。,總體上說(shuō)，潛水自補(bǔ)給區(qū)向排泄區(qū)匯集的過程中，其潛水面隨地形條件變化，上下起伏，形成向排泄區(qū)斜傾的曲面，但曲面的坡度比地面起伏要平緩得多。 此外含水層的巖性、厚度、隔水層底板的形狀以及人工抽水等均會(huì)影響到潛水面的形狀 。,潛水面表示方法,一是繪制水文地質(zhì)剖面圖， 即在研究區(qū)域內(nèi)選擇代表性剖面線，再將剖面線上各點(diǎn)的有關(guān)資料按一定的比例繪制在圖上，并將巖性相同的地層和各點(diǎn)的同一時(shí)期的潛水位相連，就可得潛水面的形狀。 另一種是以平面圖的形式表示， 即繪制等水位線圖。繪制方法類似于繪制地形圖

20、。它先以一定比例尺的地形圖作底圖，而后按一定的水位間隔，將某一時(shí)間潛水位相同的各點(diǎn)聯(lián)成等水位線。,潛水面示意圖,潛水等水位線圖具有重要的實(shí)用價(jià)值，它可以用來(lái)研究和解決如下問題： 確定潛水流向垂直于等水位線，并從高水位指向低水位的方向，即為潛水的流向； 確定潛水面的水力坡度沿水流方向取任意兩點(diǎn)的水位差，除以兩點(diǎn)間投影在平面上的直線距離，即可得出水力坡度。 此外在等水位線圖上還可查取地下水的埋藏深度，推斷含水層的巖性與厚度變化，確定潛水與地表水的互補(bǔ)關(guān)系，以及研究和布設(shè)引水、排水工程的位置等。,潛水與地表水之間的互補(bǔ)關(guān)系,在靠近江河、湖（庫(kù)）等地表水體的地區(qū)，地下潛水常以潛水流的形式向這些水體匯集

21、，成為地表徑流的重要補(bǔ)給水源。 但在洪水期，江河水位高于地下潛水位時(shí)，潛水流的水力坡度形成倒比降，于是河水向兩岸松散沉積物中滲透，補(bǔ)給地下潛水。 汛期一過，江河水位低落，貯存在河床兩岸的地下水，重又回歸河流。上述現(xiàn)象稱為地表徑流的河岸調(diào)節(jié)。,潛水與地表水之間的這種相互補(bǔ)給和排泄關(guān)系，稱為水力聯(lián)系。 一般可將潛水與地表水之間關(guān)系劃分為以下幾種類型： 1.具有周期性水力聯(lián)系 2.具有單向的水力聯(lián)系 3.具有間歇性水力聯(lián)系 4.無(wú)水力聯(lián)系,承壓水,承壓水是指充滿于兩個(gè)穩(wěn)定隔水層之間的含水層中的地下水。 倘若含水層沒有完全被水充滿，且象潛水那樣具有自由水面，則稱為無(wú)壓層間水。,承壓水的主要特征,1.承

22、壓性承壓水由于存在隔水層頂板而承受靜水壓力。這是承壓水的最基本特征。 2.承壓水的分布區(qū)與補(bǔ)給區(qū)不一致這是承壓水有別于潛水的又一特征 3.受外界的影響相對(duì)要小，動(dòng)態(tài)變化相對(duì)穩(wěn)定由于隔水層頂板的存在，在相當(dāng)大的程度上阻隔了外界氣候、水文因素對(duì)地下水的影響，因此承壓水的水位、溫度、礦化度等均比較穩(wěn)定。 4.水質(zhì)類型多樣，變化大承壓水的水質(zhì)從淡水到礦化度極高鹵水都有存在，可以說(shuō)具備了地下水各種水質(zhì)類型。,承壓水的形成,承壓水的形成主要取決于地質(zhì)構(gòu)造條件，只要有適合的地質(zhì)構(gòu)造，無(wú)論孔隙水、裂隙水或巖溶水都可以形成承壓水。 最適宜于承壓水形成的是向斜構(gòu)造和單斜構(gòu)造，分述如下：,1.向斜盆地構(gòu)造 圖512

23、即為典型的向斜盆地蓄水構(gòu)造，這種盆地又稱承壓盆地或自流盆地，它可以是大型的復(fù)式構(gòu)造，亦可以是單一的向斜構(gòu)造。 承壓區(qū)一般位于盆地中部，分布范圍較大，含水層的厚度往往因受構(gòu)造的影響而有變化，由于其上覆蓋有隔水層，含水層中的水承受靜水壓力，具有壓力水頭，如果承壓水頭高出地表，這時(shí)的水頭稱為“正水頭”，反之，稱為“負(fù)水頭”。 排泄區(qū)一般位于被河谷切割的相對(duì)低洼的地區(qū),2.承壓斜地構(gòu)造又稱自流斜地，它主要由單斜巖層組所組成。 它的重要特征是含水層的傾沒端具有阻水條件。,造成阻水條件的成因歸納起來(lái)主要有3種： 其一是透水層和隔水層相間分布，并向一個(gè)方向傾斜，地下水充滿在兩個(gè)隔水層之間的透水層中，便形成承

24、壓水。 第二種是由于含水層發(fā)生相變或尖滅形成承壓斜地。含水層上部出露地表，下部在某一深度處尖滅，即巖性發(fā)生變化，由透水層逐漸轉(zhuǎn)化為不透水層，形成承壓條件。 第三種是由于含水層傾沒端被阻水?dāng)鄬踊蜃杷畮r體封閉，從而形成承壓斜地。,承壓水等水壓線,等水壓線，就是某一含水層中承壓水位相等的各點(diǎn)的連線。 將這些等水壓線繪制在同一圖上，可得出承壓水面。 鉆孔鉆到承壓水位處是見不到水的。必須鑿穿隔水頂板才能見到水，因此，通常在等水壓線圖上要附以含水層頂板等高線。,孔隙水,孔隙水是指埋藏于松散巖土孔隙中的重力水。 孔隙水由于松散巖層一般連通性好，含水層內(nèi)水力聯(lián)系密切，地下水具有統(tǒng)一水面，其透水性、給水性的變化

25、較裂隙、巖溶含水層為小，孔隙水的運(yùn)動(dòng)大多呈層流狀態(tài)。,孔隙水還可根據(jù)松散沉積物的成因類型以及地貌條件上的差異，可區(qū)分為： 山前傾斜平原孔隙水 河谷地區(qū)的孔隙水 沖積平原孔隙水 山間盆地孔隙水 黃土地區(qū)孔隙水 沙漠地區(qū)的孔隙水,對(duì)于典型沖洪積扇而言，自出山口至平原沿著縱向可分為3個(gè)水文地質(zhì)帶： 深埋帶，位于洪積扇上部，地面坡度大，沉積物粗，透水性好，來(lái)自大氣降水、山區(qū)河水的補(bǔ)給條件好，徑流條件亦好，由于地下水埋藏深，常達(dá)數(shù)十米，故稱深埋帶。,溢出帶，位于洪積扇中部，具有過渡特性，地形變緩，顆粒變細(xì)，透水性和潛水徑流明顯減弱，潛水埋深變淺，蒸發(fā)作用加強(qiáng)，水的礦化度增大，由于受透水性差的土層阻擋，常

26、有泉溢出，所以稱溢出帶。 垂直交替帶，位于洪積扇前緣，其邊緣常因沖積、湖積物交替沉積，形成復(fù)合堆積，透水性弱，徑流緩慢，地下潛水主要消耗于蒸發(fā)，故稱垂直交替帶。,裂隙水,裂隙水是指存在于巖石裂隙中的地下水。 裂隙水具有如下特征： 第一，裂隙水埋藏與分布極不均勻。 第二，裂隙水的動(dòng)力性質(zhì)比較復(fù)雜。 第三，基巖裂隙的發(fā)育具有明顯的分帶性 裂隙水主要分布于基巖廣布的山區(qū)，平原地區(qū)一般僅埋藏于松散沉積物所覆蓋之下的基巖中，在地表極少出露。,巖溶水,在可溶性巖石（如石灰?guī)r、白云巖、石膏等）的溶隙中貯存、運(yùn)動(dòng)的地下水稱巖溶水。 我國(guó)可溶性巖石廣布，尤其是廣大西南地區(qū)巖溶地貌發(fā)育，巖溶水分布極為廣泛，水文情

27、勢(shì)非常復(fù)雜。,巖溶水有如下基本特征： 第一，分布上的不均勻性。 第二，地下徑流動(dòng)態(tài)不穩(wěn)定。 第三，地表徑流與地下徑流，無(wú)壓流與有壓流相互轉(zhuǎn)化巖溶地區(qū)從分水嶺到河流各排水基面，一般均具有向地表徑流迅速轉(zhuǎn)化的趨勢(shì)。,從總體上看，巖溶地區(qū)的地下徑流總是趨向附近的排泄基面、向河谷或低洼處匯聚，以水平循環(huán)運(yùn)動(dòng)為主； 但在巖溶化地塊發(fā)育的溶蝕洼地，落水洞和漏斗成為地表水與地下水之間的聯(lián)系通道，水流以垂直運(yùn)動(dòng)為主，相互之間水力聯(lián)系很差。,當(dāng)?shù)叵聫搅饔蛇^水?dāng)嗝姹容^窄的裂隙處向開闊的溶洞發(fā)育地段匯聚時(shí)，承壓性質(zhì)的水流可轉(zhuǎn)化為無(wú)壓水流；反之無(wú)壓流又可轉(zhuǎn)化為有壓流。 此外，巖溶地區(qū)的地下水分水嶺與地表水的分水嶺一般

28、來(lái)說(shuō)不相重合，這主要是由于地表和地下的侵蝕營(yíng)力不同，侵蝕速率不同，尤其是可溶性巖的化學(xué)組成成分變異等所致。,1、吸著水水分子受靜電引力被吸附在碎屑顆粒和巖石的表面而成為吸著水。 2、薄膜水薄層狀的吸著水的厚度超過了幾百個(gè)水分子的直徑時(shí)，則為薄膜水。 3、毛細(xì)管水小空隙的巖石吸著水和薄膜水較多時(shí)，水受表面張力的作用而沿空隙上升，形成毛細(xì)管水。 4、重力水如果空隙較大，則水受重力的支配從高處往低處滲流，形成重力水。 5、泉水泉是地下水的天然露頭，為地下水流泄的方式之一。,地下水的補(bǔ)給與排泄,地下水的補(bǔ)給來(lái)源 地下水徑流 地下水的排泄,地下水的補(bǔ)給來(lái)源,含水層自外界獲得水量的過程稱為補(bǔ)給。 補(bǔ)給按來(lái)

29、源的不同可分為： 降水入滲補(bǔ)給 地表水補(bǔ)給 凝結(jié)水補(bǔ)給 來(lái)自其他含水層的補(bǔ)給 人工補(bǔ)給,降水入滲補(bǔ)給,補(bǔ)給的一般過程是： 如雨前土壤相當(dāng)干燥，則到達(dá)地面的降水先被土壤顆粒表面吸附力所吸引，形成薄膜水，可稱薄膜下滲。 當(dāng)土壤吸附的薄膜水達(dá)最大持水量時(shí)，繼續(xù)下滲的雨水將被吸入細(xì)小的毛管孔隙，形成毛管懸著水，形成毛管下滲， 當(dāng)包氣帶土層中的結(jié)合水、毛管懸著水達(dá)到極限以后，后續(xù)的雨水將在重力作用下，通過靜水壓力的傳遞，不斷而穩(wěn)定地補(bǔ)給地下水。,只有降水入滲量超過土層的蓄水能力，多余的降水才能補(bǔ)給潛水。 土層的蓄水能力以W。表示，則 Wv=(-hn)(Wmax-Wo) 式中，為降雨前地下水埋深（米）；h

30、n為地下水面以上毛管水上升高度（米）；Wmax為田間持水率，以體積比計(jì)；Wo為土層雨前平均含水率。,對(duì)于一次降水，其入滲補(bǔ)給量Xr為： Xr=P-Rr-(-hn)(Wmax-Wo) 式中，P為降水量（毫米）；Rr為地表徑流量（毫米）。 降水入滲系數(shù)，即是在同一面積上降水入滲量占降水量的百分?jǐn)?shù)。即a=Xr/P。,在有比較充足的地下水動(dòng)態(tài)觀測(cè)資料情況下，a值可用下式計(jì)算： 式中，H為降水前井孔中的水柱高度（米）；Hmax為降水后井孔中最大水柱高度（米）；h為降水前地下水位天然的平均降速（米/日）；t為井孔水柱從H增高到Hmax的時(shí)間（日）；為土層的給水度；Pi為觀測(cè)期間的降水量（米）。a亦可采用經(jīng)

31、驗(yàn)數(shù)值。,地表水入滲補(bǔ)給,地表上的江河、湖泊、水庫(kù)以及海洋，皆可成為地下水的補(bǔ)給水源。 河流對(duì)于地下水的補(bǔ)給，主要取決于河水位與地下水位的相對(duì)關(guān)系。 補(bǔ)給量的大小及持續(xù)時(shí)間，除了與河床的透水性能，河床的周界有關(guān)外，主要決定于江河水位高低以及高水位持續(xù)時(shí)間的長(zhǎng)短。,不同點(diǎn)： 江河的補(bǔ)給局限于河槽邊界，呈線狀補(bǔ)給，補(bǔ)給面比較窄；而且只要河水位高于兩岸地下水位，就可持續(xù)進(jìn)行。 降水補(bǔ)給呈面狀，在一次降水期間普遍而均勻，但雨停后，降水補(bǔ)給亦很快停止，所以時(shí)間上斷斷續(xù)續(xù)。,地下水的人工補(bǔ)給,人工補(bǔ)給可區(qū)分為兩大類： 一類是人類修建水庫(kù)、引水灌溉農(nóng)田，城市工礦企業(yè)排放工業(yè)廢水以及城鎮(zhèn)生活污水排放，因滲漏而

32、補(bǔ)給地下水 ； 另一類則是人類為了有效地保護(hù)和改善地下水資源，改善水質(zhì)，控制地下漏斗以及地面沉降現(xiàn)象的出現(xiàn)，而采取的一種有計(jì)劃、有目的的人工回灌。,凝結(jié)水的補(bǔ)給量有限，但對(duì)降水量稀少、晝夜溫差大的沙漠干旱地區(qū)，凝結(jié)水的補(bǔ)給具有重要意義； 來(lái)自其他含水層的補(bǔ)給，則是發(fā)生在地下水內(nèi)部的一種水量交換過程。,地下水徑流,地下水徑流是地下水循環(huán)系統(tǒng)的重要環(huán)節(jié)，它將地下水的補(bǔ)給區(qū)與排泄區(qū)緊密地聯(lián)系在一起，形成統(tǒng)一的整體。 徑流的強(qiáng)弱影響著含水層的水量與水質(zhì)的形成過程。,地下水徑流方向與徑流強(qiáng)度,當(dāng)含水層分布面積廣，大致水平，地下徑流可呈平面式的運(yùn)動(dòng)； 在山前洪積扇中的地下水則呈現(xiàn)放射式的流動(dòng)，具有分散多方

33、向的特點(diǎn)； 在帶狀分布的向斜、單斜含水層中的地下水，如遇斷層或橫溝切割，則可形成縱向或橫向的徑流。,地下水徑流類型,地下水是通過補(bǔ)給，徑流與排泄3個(gè)環(huán)節(jié)來(lái)實(shí)現(xiàn)交替循環(huán)的。 根據(jù)水的交替循環(huán)途徑的不同，可區(qū)分為垂向交替、側(cè)向交替和混合交替。,暢流型的地下水流線近于平行，水力坡度較大，側(cè)向交替占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，補(bǔ)給排泄條件良好，徑流通暢，地下水交替積極，因而水的礦化度低，水質(zhì)好。,匯流型地下水的流線呈匯集狀，水力坡度常由小變大。對(duì)于匯流型潛水盆地，其水交替屬混合型，邊緣以側(cè)向?yàn)橹?，中間部位垂向交替所占的比重增大 。,散流型特點(diǎn)是流線呈放射狀，水力坡度由大變小，呈現(xiàn)集中補(bǔ)給，分散排泄。,緩流型地下水面近于

34、水平，水力坡度小，水流緩慢，水交替微弱，屬于以垂向交替為主的混合型 。通常礦化度較高，水質(zhì)欠佳。,滯流型水力坡度趨近于零，徑流停滯 ，對(duì)于潛水表現(xiàn)為滲入補(bǔ)給和蒸發(fā)排泄，屬垂向交替；對(duì)于承壓水可以有垂直越流補(bǔ)給與排泄。,地下水的排泄,地下水失去水量的過程，就是地下水的排泄。 其排泄方式有點(diǎn)狀排泄（泉）、線狀排泄（向河流泄流）及面狀排泄（蒸發(fā)）3種。,泉排泄,泉是地下水的天然露頭，是含水層或含水通道出露地表發(fā)生地下水涌出之現(xiàn)象。,溫泉,按泉水出露時(shí)水動(dòng)力學(xué)性質(zhì)可將泉水分為兩大類: 上升泉一般是承壓含水層排泄承壓水的一種方式，泉水在靜水壓力的作用下，呈上升運(yùn)動(dòng)，相對(duì)來(lái)說(shuō)這種泉水的流量比較穩(wěn)定，水溫年

35、變化較小； 下降泉是無(wú)壓含水層排泄地下水的一種方式，地下水在重力作用下溢出地表，水量、水溫等往往呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性變化。,蒸發(fā)排泄,潛水蒸發(fā)是淺層地下水消耗的重要途徑。 潛水蒸發(fā)主要是通過包氣帶巖土水分蒸發(fā)和植物的蒸騰來(lái)完成的。 氣候愈干燥，相對(duì)濕度愈小，巖土中水分蒸發(fā)便愈強(qiáng)烈，而且蒸發(fā)作用可深入巖土幾米乃至幾十米的深處。,潛水蒸發(fā)量的計(jì)算： 1.經(jīng)驗(yàn)公式法 ： 式中，E為潛水埋深為H時(shí)的蒸發(fā)強(qiáng)度，米/日； Eo為近地表處潛水蒸發(fā)強(qiáng)度，米/日； Ho為潛水蒸發(fā)的極限深度，米； n為經(jīng)驗(yàn)指數(shù)，一般取13。,葉水庭的指數(shù)公式： 式中，a為指數(shù)，其他符號(hào)同前。,aH,沈立昌雙曲線型經(jīng)驗(yàn)公式: 式中，a

36、、b為指數(shù)；k2為與巖性、植被、水文地質(zhì)條件有關(guān)的綜合系數(shù)；其他符號(hào)同前。,潛水蒸發(fā)經(jīng)驗(yàn)值,我國(guó)北方幾個(gè)地下水開發(fā)利用比較廣泛的省市，如北京市、河北省、山東省等，根據(jù)多年實(shí)際觀測(cè)與試驗(yàn)研究，得出了這方面的經(jīng)驗(yàn)數(shù)值，可直接供條件相類似的地區(qū)選用。,泄流排泄,地下水通過地下途徑直接排入河道或其他地表水體，稱為泄流排泄。 泄流只在地下水位高于地表水位的情況下發(fā)生， 泄流量的大小，決定于含水層的透水性能、河床切穿含水層的面積，以及地下水位與地表水位之間的高差。,地下水運(yùn)動(dòng),地下水在巖土空隙中的運(yùn)動(dòng)現(xiàn)象，統(tǒng)稱為“滲流”。 滲流按地下水飽和程度的不同，可分為飽和滲流和非飽和滲流。 前者包括潛水和承壓水，主

37、要在重力作用下運(yùn)動(dòng)； 后者是指包氣帶中的毛管水和結(jié)合水運(yùn)動(dòng)，主要受毛管力和骨架吸引力的控制 。,結(jié)合水運(yùn)動(dòng),結(jié)合水運(yùn)動(dòng)基本規(guī)律 結(jié)合水運(yùn)動(dòng)與越流滲透,結(jié)合水運(yùn)動(dòng)基本規(guī)律,結(jié)合水又分為強(qiáng)結(jié)合水（吸濕水）和薄膜水（弱結(jié)合水）兩種。 薄膜水的運(yùn)動(dòng)規(guī)律，羅戴近似表達(dá)式： 式中，k為滲透系數(shù)；Io為起始水力坡度。,V,當(dāng)I很小I=IA時(shí)，A點(diǎn)的切線截矩OA較小，斜率即滲透系數(shù)（k）也較??； 當(dāng)I加大到I=IB時(shí)，B點(diǎn)的切線截矩OB及斜率亦隨之加大。,起始水力坡度Io，是指為了克服薄膜水的抗剪強(qiáng)度o，使之發(fā)生流動(dòng)所必須具有的臨界水力坡度。,結(jié)合水運(yùn)動(dòng)與越流滲透,處在兩個(gè)含水層中間，由粘性土構(gòu)成的隔水層存在

38、著由下層含水層通過粘土層補(bǔ)給上層的現(xiàn)象，這種現(xiàn)象就稱之謂越流補(bǔ)給。(如圖),下層水由A點(diǎn)向上層B點(diǎn)滲透，其滲透途徑長(zhǎng)為L(zhǎng)，即是粘性土層的厚度。 A點(diǎn)的水頭為H1，B點(diǎn)的水頭為H2，粘性土垂向的滲透系數(shù)為k，則其滲透速度V為：,粘性土層越薄，透水能力越大； 含水層之間水頭差愈大，則滲透量就越大。 這種越流補(bǔ)給可在任意兩個(gè)相鄰的含水層及含水層與地表水體之間發(fā)生。,毛管水運(yùn)動(dòng),毛管力及毛管上升高度 包氣帶中毛管水的運(yùn)動(dòng),毛管力及毛管上升高度,使液體在管內(nèi)上升的濕潤(rùn)力就是毛管力。 毛管作用力可分解為沿管壁平行的力以及垂直于管壁的力，其中沿管壁的平行分力才是將液體提升的有效作用力 。,包氣帶中毛管水的運(yùn)

39、動(dòng),在巖土帶中毛管水的運(yùn)動(dòng)極為普遍。如取一砂柱并放置在水面上，砂柱孔隙中即出現(xiàn)彎液面，形成毛管水上升水。,重力水運(yùn)動(dòng),重力水運(yùn)動(dòng)的基本形式 線性滲透定律 滲透系數(shù)（k） 非線性滲透定律 線性滲透定律在地下水計(jì)算中的應(yīng)用,重力水運(yùn)動(dòng)的基本形式,從其流態(tài)的類型來(lái)說(shuō)可分為層流運(yùn)動(dòng)和紊流運(yùn)動(dòng)。 由于流動(dòng)是在巖土空隙中進(jìn)行，運(yùn)動(dòng)速度比較慢，所以在多數(shù)情況下均表現(xiàn)為層流運(yùn)動(dòng)； 只有在裂隙或溶隙比較發(fā)育的局部地區(qū)，或者在抽水井及礦井附近，井水位降落很大的情況下，地下水流速度快，才可能表現(xiàn)為紊流狀態(tài)。,從地下水流運(yùn)動(dòng)的空間變化來(lái)看，可分為3種類型： 線狀流又稱一維流，地下水在滲流場(chǎng)中任意點(diǎn)的速度變化只與空間坐

40、標(biāo)的一個(gè)方向有關(guān)。 平面流其特點(diǎn)是地下水在滲流場(chǎng)中任意點(diǎn)的速度變化，與空間坐標(biāo)上的兩個(gè)方向有關(guān)，所以平面流又稱二維流。 空間立體流顧名思義，這種流動(dòng)在空間3個(gè)方向上都發(fā)生變化，呈現(xiàn)三維流形式。,線性滲透定律,最早是由法國(guó)水力學(xué)家達(dá)西通過均質(zhì)砂粒的滲流實(shí)驗(yàn)得出的。 其數(shù)學(xué)表達(dá)式為： 式中，A為試驗(yàn)管的橫截面積（米2）；k為比例常數(shù)，即滲透系數(shù)（米/日）；L為土樣長(zhǎng)度，即滲透路徑長(zhǎng)（米）。,由上式可知，滲透流量Q與斷面積A成正比，與滲透路徑長(zhǎng)L成反比，所以可以認(rèn)為對(duì)一定的含水介質(zhì)而言，其滲透系數(shù)k是常數(shù)。,促使水流通過土體的是水柱的高以及高于基準(zhǔn)面的高度聯(lián)合作用的結(jié)果。 這個(gè)聯(lián)合作用的力稱地下水水

41、頭，或簡(jiǎn)稱水頭。,水頭定義： H=Z+P/g 式中，Z稱為幾何水頭（位頭），P/g稱為壓力水頭。 水勢(shì) ： （總勢(shì)）=g（重力勢(shì)）+p（靜水壓勢(shì)） 達(dá)西定律 ： 其單位為米/日,滲透系數(shù)（k）,滲透系數(shù)是表征含水介質(zhì)透水性能的重要參數(shù)，k值的大小 一方面取決于介質(zhì)的性質(zhì)，如粒度成分、顆粒排列等，粒徑越大，滲透系數(shù)k值也越大； 另一方面還與流體的物理性質(zhì)有關(guān)，其中尤其是流體的粘滯性有關(guān)。,表達(dá)式為： 式中，k0為內(nèi)在透水率；為水的重率（千克/米3）；v為水的粘滯性系數(shù)（米2/秒）。,非線性滲透定律,當(dāng)?shù)叵滤鞒饰闪鳡顟B(tài)，或即使是層流，但雷諾數(shù)(流體的粘滯系數(shù))較大，已超出達(dá)西定律適用范圍時(shí)，需要

42、應(yīng)用非線性滲透定律，其數(shù)學(xué)表達(dá)式為： Q=kmAI1/m， 或 V=kmI1/m 式中，km為隨1/m變化的含水層的滲透系數(shù)；1/m為流態(tài)指數(shù)，其范圍變化在1/21；其他符號(hào)同前。,線性滲透定律在地下水計(jì)算中的應(yīng)用,1.潛水完整井 凡是打穿了整個(gè)含水層的水井稱為完整井，反之稱為非完整井。 井中抽水后，井水位S逐漸下降，其中心處水位下降值最大，向四周逐漸減小，地下潛水面形成降落漏斗，如圖533所示。,2.承壓水完整井 穩(wěn)定運(yùn)動(dòng)涌水量計(jì)算對(duì)承壓含水層，如亦假設(shè)底平、均質(zhì)、各向同性，含水層分布范圍廣大，過水?dāng)嗝鏋閳A柱體的面積（2rM），（M）為含水層厚度 。,地下水的動(dòng)態(tài)與平衡,地下水動(dòng)態(tài)系指地下水

43、水位、水量、水溫和水質(zhì)等要素隨時(shí)間和空間所發(fā)生的變化現(xiàn)象和過程。 分析研究地下水在某一地區(qū)、某一時(shí)段內(nèi)水量的收支之間的數(shù)量關(guān)系，就是地下水平衡； 專門研究地下水的鹽量收支變化：則稱為地下水鹽平衡。,影響地下水動(dòng)態(tài)的因素 地下水動(dòng)態(tài) 地下水平衡,影響地下水動(dòng)態(tài)的因素,自然因素 人為因素,自然因素,氣象氣候因素 水文因素 地質(zhì)地貌因素 生物與土壤因素,氣象氣候因素,1、降水和蒸發(fā)直接參與了地下水的補(bǔ)給與排泄過程，是引起地下水各個(gè)動(dòng)態(tài)要素，諸如地下水位、水量以至水質(zhì)隨時(shí)間、地區(qū)而變化的主要原因之一。 2、氣溫的升降則影響到潛水蒸發(fā)強(qiáng)度變化，還會(huì)引起地下水溫的波動(dòng)，以及水化學(xué)成分的變化。,水文因素,主

44、要取決于地表上江河、湖（庫(kù)）與地下水之間的水位差，以及地下水與地表水之間的水力聯(lián)系類型。,地質(zhì)地貌因素,地質(zhì)構(gòu)造決定了地下水的埋藏條件； 巖性影響下滲、影響貯存及徑流強(qiáng)度； 地貌條件控制了地下水的匯流條件。,生物與土壤因素,土壤因素對(duì)地下水動(dòng)態(tài)的影響，除表現(xiàn)為通過影響下滲和蒸發(fā)來(lái)間接影響地下水的動(dòng)態(tài)變化外，還表現(xiàn)為對(duì)地下水的化學(xué)成份和水質(zhì)動(dòng)態(tài)變化上的影響。,人為因素,從人為因素自身來(lái)看，可分為兩大類： 一類是人們?yōu)榱酥苯佑绊懞涂刂频叵滤畡?dòng)態(tài)而采取的一系列措施，諸如打井抽水、人工回灌等。 另一類活動(dòng)雖然其出發(fā)點(diǎn)并非針對(duì)地下水動(dòng)態(tài)的，但是活動(dòng)的本身派生出對(duì)地下水動(dòng)態(tài)影響的效果來(lái)。諸如灌溉農(nóng)田，各種攔水、引水、蓄水與灌溉工程，以及排水工程等等。,地下水動(dòng)態(tài),地下水動(dòng)態(tài)的地區(qū)特征 地下水動(dòng)態(tài)的多年特征 地下水動(dòng)態(tài)類型,地下水動(dòng)態(tài)的地區(qū)特征,1、地下水動(dòng)態(tài)的地帶性分異可通過各地地下