地下水结构与运动
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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
地下水的运动规律
工程地质
地下水在岩层空隙中流动的现象称为渗流。在岩层 空隙中渗流时，水的质点有秩序的、互不混杂的流动， 称为层流运动。在具有狭小空隙的岩土（如砂、裂隙不 大的基岩）中流动时，重力水受到介质的吸引力较大， 水的质点排列较有秩序，故做层流运动。水的质点无秩 序的、互相混杂的流动，称为紊流运动。做紊流运动时， 水流所受阻力作用比层流状态作用大，消耗的能量较多。 在宽大的空隙中（大的溶穴、宽大裂隙及卵砾石孔隙 中），水的流速较大时，容易出现紊流运动。
时间内渗流量为
q V /t
图5-9 达西渗透试验装置图
同时读取断面1-1和断面2-2处的侧压管水头值 h1 和 h2 ，h h1 h2 为两断面之间的水头损失。 达西分析了大量试验资料，发现土中单位时间内渗透的渗流量q与圆筒断面积A及水头损失h
成正比，与断面间距l成反比，即
q kA h kAi l
地下水运动时，其运动规律服从达西定律或非线性 渗透ห้องสมุดไป่ตู้律。
地下水在土体孔隙中渗透时，由于渗透阻力的作用，运
动时必然伴随着能量的损失。为了揭示水在土体中的渗透规律，
法国工程师达西（H. Darcy）做了大量的试验研究，于1856年
总结得出渗透能量损失与渗透速度之间的相互关系，即达西定
律。达西渗透试验的装置如图5-9所示。
装置中的①是横截面积为A的直立圆筒，其上端开口，在
其侧壁装有两支相距为l的侧压管。筒底以上一定距离处装一
滤板②，滤板上填放颗粒均匀的砂土。水由上端注入圆筒，多
余的水从溢水管③溢出，使筒内的水位维持一个恒定值。渗透
过砂层的水从短水管④流入量杯⑤中，并以此来计算单位时间
内渗流量q。设 t 时间内流入量杯的水体体积为V，则单位
地下水在岩层空隙中流动的现象称为渗流。在岩层 空隙中渗流时，水的质点有秩序的、互不混杂的流动， 称为层流运动。在具有狭小空隙的岩土（如砂、裂隙不 大的基岩）中流动时，重力水受到介质的吸引力较大， 水的质点排列较有秩序，故做层流运动。水的质点无秩 序的、互相混杂的流动，称为紊流运动。做紊流运动时， 水流所受阻力作用比层流状态作用大，消耗的能量较多。 在宽大的空隙中（大的溶穴、宽大裂隙及卵砾石孔隙 中），水的流速较大时，容易出现紊流运动。
时间内渗流量为
q V /t
图5-9 达西渗透试验装置图
同时读取断面1-1和断面2-2处的侧压管水头值 h1 和 h2 ，h h1 h2 为两断面之间的水头损失。 达西分析了大量试验资料，发现土中单位时间内渗透的渗流量q与圆筒断面积A及水头损失h
成正比，与断面间距l成反比，即
q kA h kAi l
地下水运动时，其运动规律服从达西定律或非线性 渗透ห้องสมุดไป่ตู้律。
地下水在土体孔隙中渗透时，由于渗透阻力的作用，运
动时必然伴随着能量的损失。为了揭示水在土体中的渗透规律，
法国工程师达西（H. Darcy）做了大量的试验研究，于1856年
总结得出渗透能量损失与渗透速度之间的相互关系，即达西定
律。达西渗透试验的装置如图5-9所示。
装置中的①是横截面积为A的直立圆筒，其上端开口，在
其侧壁装有两支相距为l的侧压管。筒底以上一定距离处装一
滤板②，滤板上填放颗粒均匀的砂土。水由上端注入圆筒，多
余的水从溢水管③溢出，使筒内的水位维持一个恒定值。渗透
过砂层的水从短水管④流入量杯⑤中，并以此来计算单位时间
内渗流量q。设 t 时间内流入量杯的水体体积为V，则单位
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＝
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＝
第三章地下水运动的基本规律
3、3 流 网
四、层状非均质中得流网
层状非均质介质就是指介质场内各岩层内部渗透 性为均质各向同性,但不同层介质得渗透性不同。水流 折射定律:
K1 tan1 K 2 tan 2
式中:K1--地下水流入岩层(K1层)得渗透系数; K2--地下水流出岩层(K2层)得渗透系数; θ1--地下水流向与流入岩层(K1层)层界法线之间
1、 等水位(压)线——潜水位(测压水位)相等得各点 得连线,称为等水位(压)线。 2、 流线——渗流场中某一瞬间得一条曲线,曲线上各水 质点在此瞬间得流向均与此线相切。 3、 流网——在渗流场得某一典型剖面或切面上由一系 列等水头线与流线所组成得网络。
3、3 流 网
二、渗流场性质
(一)渗流场介质类型 均质—非均质;各向同性—各向异性
(2)根据边界条件绘制容易绘制得流线或等水头线
a、 定水头边界:相当于等水头线,等水头面。 b、 隔水边界:相当于流线。 c、 潜水面边界:无入渗补给时为流线
有入渗补给时,水面即不就是流线也不为等水头线
(3)按照“正交”原则,等间距内插其它得流线或等水头线。
3、3 流 网
河间地块流网
河间地块流网
3、1 地下水运动得基本特点
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得渗流,近似 地瞧作稳定流。
3、2 达西定律
一、实验条件
H、Darcy—法国水力学家,1856年 (以实验为基础研究时期)通过大量得室 内实验得出了达西定律。
3、2 达西定律
2、 求水平等厚承压含水层流量与承压水头线。 承压含水层由均质等厚得砂组成,隔水底板水平,地下水做水平稳定
地下水运动
压力势能
A
Z
位置势能
0
0'
• 单位重量液体的总机械能之和称为总水头，常用 H表示。即：
• 总水头=动能+势能 • 总水头=流速水头+位置水头+压力水头
• 由于天然状态下地下水运动很缓慢，流速水头（
即单位液体的动能）很小，可以忽略不计（如当v
=1cm/s=864m/d，流速水头约为0.0005cm） 。
• 该断面是整个岩石截面，既包括空隙面积，也 包括岩石颗粒所占据的面积。
• 当渗流平行流动时，过水断面是平面，弯曲流 动时，则为曲面。
• 单位时间内通过过水断面的水体积称为渗透流量， 又称渗流量，简称流量，通常以Q表示，单位一般 为m3/d。
• 单位过水断面的渗流量称为渗流速度，又称渗透流 速，即：
地下水的运动
地下水运动的 基本概念及基本规律
• 一、基本概念
• 1.静止液体的位置高度、测压管高度、测压管水头
• 结论：静止液体中各点的测压管水头为一常数，其 数值等于液面到基准面的距离。
测压管高度 位置高度
基准面
测压管高度
测 压 管 水 头
位置高度
• 2.渗流与渗流场
• 渗流——是一种假想水流。即假想地下水不但 充满于含水层空隙空间，也充满于岩石颗粒所 占据的空间。
• 6.层流与紊流
• 层流与紊流可由雷诺实验验证（雷诺数Re＜ 10时为层流）。
• 7.一维流、二维流、三维流 • 一维流（线状流）——单向运动 • 二维流（平面流）——平面运动 • 三维流（立体流）——空间运动
• 注意：地下水运动的维数，与所选取的坐标系 有关。
• 例如，在轴对称条件下，若选用直角坐标系， 潜水向完整抽水井的运动是三维运动，但在柱 坐标系下，则变为二维运动。
A
Z
位置势能
0
0'
• 单位重量液体的总机械能之和称为总水头，常用 H表示。即：
• 总水头=动能+势能 • 总水头=流速水头+位置水头+压力水头
• 由于天然状态下地下水运动很缓慢，流速水头（
即单位液体的动能）很小，可以忽略不计（如当v
=1cm/s=864m/d，流速水头约为0.0005cm） 。
• 该断面是整个岩石截面，既包括空隙面积，也 包括岩石颗粒所占据的面积。
• 当渗流平行流动时，过水断面是平面，弯曲流 动时，则为曲面。
• 单位时间内通过过水断面的水体积称为渗透流量， 又称渗流量，简称流量，通常以Q表示，单位一般 为m3/d。
• 单位过水断面的渗流量称为渗流速度，又称渗透流 速，即：
地下水的运动
地下水运动的 基本概念及基本规律
• 一、基本概念
• 1.静止液体的位置高度、测压管高度、测压管水头
• 结论：静止液体中各点的测压管水头为一常数，其 数值等于液面到基准面的距离。
测压管高度 位置高度
基准面
测压管高度
测 压 管 水 头
位置高度
• 2.渗流与渗流场
• 渗流——是一种假想水流。即假想地下水不但 充满于含水层空隙空间，也充满于岩石颗粒所 占据的空间。
• 6.层流与紊流
• 层流与紊流可由雷诺实验验证（雷诺数Re＜ 10时为层流）。
• 7.一维流、二维流、三维流 • 一维流（线状流）——单向运动 • 二维流（平面流）——平面运动 • 三维流（立体流）——空间运动
• 注意：地下水运动的维数，与所选取的坐标系 有关。
• 例如，在轴对称条件下，若选用直角坐标系， 潜水向完整抽水井的运动是三维运动，但在柱 坐标系下，则变为二维运动。
第3章 地下水的运动
3. 毛细水运动的水文地质意义
影响地下水入渗与蒸发过程、地下水面形状及水流方 向和速度
3. 毛细水运动的水文地质意义
导致污染渗流模式复杂化、污染扩展范围增大
二、包气带水分的分布及其运动特征
饱水带 总水头 H=Z+h
式中Z — 位置水头
h — 压力水头 包气带 任一点水头 H=Z-hc 式中hc — 毛细水头
第三节 包气带水的运动规律
一、毛细水运动
将细小的玻璃管插入 水中，水会在管中上 升到一定高度才停止， 这便是固、液，气三 相界面上产生的毛细 现象。
毛细现象的产生，与 表面张力有关。
设想切取—个半径为R的半圆球形液面；显然，在此液面的 圆周状边线上都存在着指向液层内部的表面张力：其合力 为a·2πR，垂直于面积为πR 2的投影圆面。由此，表面张 力所引起的附加表面压力Pa为：
v
2
2g
总水头 测压水头 速度水头 位置水头Z：渗流场中某一点位置至基准面的高度； P 压强水头 ：该点压强的液柱高度；二者之和称为测压水头。
由于ν2/2g 很小,而被忽略
H 1 Z1
p1
水力坡度的测定，有实测法和计算法。 差分法：观测三角形顶点三个钻孔的水位，孔 1、孔2、孔3之间的间距都为60m，将孔1 至孔2的距离三等分，标出各点水位，绘出该 地段的地下水等水位线图。在水流方向上任 取两点，此两点的地下水位差与距离之比， 即为该地段的水力坡度。
比较： HA与HB IA与IB vA与 vB
A
B
由图可知：
(1)由分水岭到河谷，流向由向下到接近水平再向上；
(2)在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井水 位则随井深加大而抬升；
5第五章 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 渗流基本概念渗流––––地下水在岩石空隙中的运动称为渗流（渗透，地下径流）。
渗流场––––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––––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。
地下水总是从能量较高处流向能量较低处。
能态差异是地下水运动的驱动力。
地下水的机械能包括动能和势能，水力学中用总水头(hydraulic 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’s Law）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(H1-H2)/L=KAI（5.1）式中：Q为渗透流量(出口处流量，即通过砂柱各断面的体积流量)；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)；H1 H2分别为上、下游过水断面的水头；L为渗透途径(上、下游过水断面的距离)；I为水力梯度；K 为渗透系数。
由水力学：Q=vA得到 v=Q/A(对地下水也适用) (5.2)达西定律也可以另一种形式表达（流速）： 由公式（5.1）及Q=V A 得：v=KI (5.3)式中：V ––––渗透流速，m/d ，cm/s ；K ––––渗透系数，m/d ，cm/s ； I ––––水力梯度，无量纲（比值）。
具体到实际问题：计算流量：LH H KwQ 21-=（单位一般为：m 3/d ，L/s ） 微分形式：dxdHKv -= 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→低；而水力梯度方向：由等水位线低→高。
在三维空间中（向量形式）：KgradH k zHK j y H K i x H K V z y x-=∂∂-∂∂-∂∂-= 或H K V ∇-=，式中：K ––––为渗透系数张量；H k zHj y H i x H gradH ∇=∂∂+∂∂+∂∂=。
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。
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§5.3 地下水的补给与排泄
• 地下水的补给来源 • 地下水径流 • 地下水排泄
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一 地下水补给 3.地下水的人工补给
二 地下水径流
1.地下水径流方向与径流强度 方向呈平面式、放射式、纵向或横向运动;强度即地下水的流动 速度,与透水性、水力坡度成正比,承压水还与蓄水构造的开启与封 闭程度有关。
地下水流系统的集水区域,为立体的集水空间。地下
水域范围变化快,在地表上均存在相应的补给区与排泄区.
三、地下水系统垂向结构
1.地下水垂向层次结构的基本模式
包气带:土壤水带、中间过渡带及毛细水带等3个亚带;
存在结合水(包括吸湿水和薄膜水)和毛管水；
饱和水带:潜水带和承压水带两个亚带,存在重力水(包
括潜水和承压水)。
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3.蓄水构造 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。主要有：单斜蓄水结构、背斜 蓄水结构、向斜蓄水结构、断裂型蓄水结构、岩溶型蓄水 结构等。
二、地下水流系统
地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它象地 表上河流湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内的 地下水流，构成相对独立的地下水流系统。
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二 包气带水
1.包气带水的特征与包气带的类型 (1)包气带水的主要特征 包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响； 包气带在空间上的变化主要体现在垂直剖面上的差异; 包气带含水率变化与岩土层本身、岩土颗粒的机械组成 有关; (2)包气带的类型 厚型:土壤、中间和毛管带. 薄型:厚度不到1米 过渡型: 2.包气带的水分交换与动态
一、地下水基本类型的划分
从地理水文学角度来说，特别重视如下的分类： 1.按地下水的贮存埋藏条件分类 (1)包气带水
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 潜水 承压水（分自流溢水与非自流溢水） 2.按岩土的贮水空隙的差异分类 (1)孔隙水 (2)裂隙水 (3)岩溶水
2.地下水径流类型
(1)畅流型;(2)汇流型;(3)散流型;(4)缓流型;(5)滞流型.
三 地下水的排泄
1.泉排泄 2.蒸发排泄 3.泄流排泄
第14页/共35页
§5.4 地下水运动
• 结合水运动 • 毛管水运动 • 重力水运动
第15页/共35页
地下水在岩土空隙中的运动现象统称为“渗流”.分 饱和渗流和非饱和渗流.前者指饱水带的潜水和承压水在 重力作用下运动;后者是指包气带中的毛管水和结合水在 毛管力和骨架吸引力的控制运动,两种渗流的运动规律不 同.
1.地下水流系统的基本特征 在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部 水流，自成一个相对独立的地下水流系统，又称地下水流 动系。与地表水系相比较具有如下的特征:空间上的立体 性;流线组合的复杂性和不稳定性;流动方向上的下降与上 升的并存性; 区域范围一般第3比页/共较35小页 。
2.地下水域
五、空隙水
1.孔隙水 埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。透水性、给水性的 变化小，运动呈层流状态。 2.裂隙水 存在于岩石裂隙中的地下水。埋藏与分布极不均匀， 动力性质比较复杂，基岩裂隙的发育具有明显的分带性。 3.岩溶水 在溶隙中贮存、运动的地下水称.分布不均匀, 径流动 态不稳定.地表与地下径流及无压流与有压流相互转化。
2.地下水不同层次的力学结构
分子力、毛细力和重力。
3.地下水体系作用势
重力势、静水压势、渗透压势、吸附势等分势组合为
总水势。
第4页/共35页
第5页/共35页
§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)
第6页/共35页
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。
1.承压水的主要特征
承压性、分布区与补给区不同、动态变化相对稳定、水
质类型多样。
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2.承压水的形成 主要取决于地质构造条件, 最适宜的是向斜构造和 单斜构造. 3.承压水等水压线 某一含水层中承压水位相等的各点的连线。
外界水分交换和内部水分的再分配及内排水过程,发 生在上、下界面上.
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三、潜水
1.潜水的概念和主要特征 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，称为潜水. 潜水位(h)是指潜水面上任一点的海拔高程(m)； 潜水埋深(T)是指潜水面距地表的铅直距离(m)； 含水层厚度(H)指潜水面至隔水底板的距离(m)； 潜水流水力坡度:是指潜水面上任意两点的水位差与 该两点的渗透距离之比。
潜水面上无隔水层,与大气相通,压强等于大气压强, 不承受静水压力,潜水分布区与补给区基本一致。
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。
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2.潜水面形状及其表示方法 (1)潜水面的形状:倾斜、抛物线形和水平等多种形状; (2)潜水面表示方法:水文地质剖面图和平面图。 3.潜水与地表水之间的互补关系 潜水与地表水之间的这种相互补给和排泄关系，称为水 力联系。 (1)具有周期性水力联系; (2)具有单向的水力联系; (3)具有间歇性水力联系.
§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
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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。
一、地下水的贮存空间
1.含水介质、含水层和隔水层 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。所谓含水层是指贮存有地下 水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩 体。对于那些虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的 岩体，称为隔水层。 2.含水介质的空隙性与水理性 含水介质的空隙性:裂隙率(KT)、岩溶率(Kk)与孔隙率 (n) 。含水介质的水理性质 :与水分的贮容、运移有关的岩 石性质称为含水介质的水理性质，包括岩土的容水性、持 水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。
§5.3 地下水的补给与排泄
• 地下水的补给来源 • 地下水径流 • 地下水排泄
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一 地下水补给 3.地下水的人工补给
二 地下水径流
1.地下水径流方向与径流强度 方向呈平面式、放射式、纵向或横向运动;强度即地下水的流动 速度,与透水性、水力坡度成正比,承压水还与蓄水构造的开启与封 闭程度有关。
地下水流系统的集水区域,为立体的集水空间。地下
水域范围变化快,在地表上均存在相应的补给区与排泄区.
三、地下水系统垂向结构
1.地下水垂向层次结构的基本模式
包气带:土壤水带、中间过渡带及毛细水带等3个亚带;
存在结合水(包括吸湿水和薄膜水)和毛管水；
饱和水带:潜水带和承压水带两个亚带,存在重力水(包
括潜水和承压水)。
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3.蓄水构造 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。主要有：单斜蓄水结构、背斜 蓄水结构、向斜蓄水结构、断裂型蓄水结构、岩溶型蓄水 结构等。
二、地下水流系统
地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它象地 表上河流湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内的 地下水流，构成相对独立的地下水流系统。
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二 包气带水
1.包气带水的特征与包气带的类型 (1)包气带水的主要特征 包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响； 包气带在空间上的变化主要体现在垂直剖面上的差异; 包气带含水率变化与岩土层本身、岩土颗粒的机械组成 有关; (2)包气带的类型 厚型:土壤、中间和毛管带. 薄型:厚度不到1米 过渡型: 2.包气带的水分交换与动态
一、地下水基本类型的划分
从地理水文学角度来说，特别重视如下的分类： 1.按地下水的贮存埋藏条件分类 (1)包气带水
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 潜水 承压水（分自流溢水与非自流溢水） 2.按岩土的贮水空隙的差异分类 (1)孔隙水 (2)裂隙水 (3)岩溶水
2.地下水径流类型
(1)畅流型;(2)汇流型;(3)散流型;(4)缓流型;(5)滞流型.
三 地下水的排泄
1.泉排泄 2.蒸发排泄 3.泄流排泄
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§5.4 地下水运动
• 结合水运动 • 毛管水运动 • 重力水运动
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地下水在岩土空隙中的运动现象统称为“渗流”.分 饱和渗流和非饱和渗流.前者指饱水带的潜水和承压水在 重力作用下运动;后者是指包气带中的毛管水和结合水在 毛管力和骨架吸引力的控制运动,两种渗流的运动规律不 同.
1.地下水流系统的基本特征 在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部 水流，自成一个相对独立的地下水流系统，又称地下水流 动系。与地表水系相比较具有如下的特征:空间上的立体 性;流线组合的复杂性和不稳定性;流动方向上的下降与上 升的并存性; 区域范围一般第3比页/共较35小页 。
2.地下水域
五、空隙水
1.孔隙水 埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。透水性、给水性的 变化小，运动呈层流状态。 2.裂隙水 存在于岩石裂隙中的地下水。埋藏与分布极不均匀， 动力性质比较复杂，基岩裂隙的发育具有明显的分带性。 3.岩溶水 在溶隙中贮存、运动的地下水称.分布不均匀, 径流动 态不稳定.地表与地下径流及无压流与有压流相互转化。
2.地下水不同层次的力学结构
分子力、毛细力和重力。
3.地下水体系作用势
重力势、静水压势、渗透压势、吸附势等分势组合为
总水势。
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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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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。
1.承压水的主要特征
承压性、分布区与补给区不同、动态变化相对稳定、水
质类型多样。
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2.承压水的形成 主要取决于地质构造条件, 最适宜的是向斜构造和 单斜构造. 3.承压水等水压线 某一含水层中承压水位相等的各点的连线。
外界水分交换和内部水分的再分配及内排水过程,发 生在上、下界面上.
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三、潜水
1.潜水的概念和主要特征 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，称为潜水. 潜水位(h)是指潜水面上任一点的海拔高程(m)； 潜水埋深(T)是指潜水面距地表的铅直距离(m)； 含水层厚度(H)指潜水面至隔水底板的距离(m)； 潜水流水力坡度:是指潜水面上任意两点的水位差与 该两点的渗透距离之比。
潜水面上无隔水层,与大气相通,压强等于大气压强, 不承受静水压力,潜水分布区与补给区基本一致。
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。
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2.潜水面形状及其表示方法 (1)潜水面的形状:倾斜、抛物线形和水平等多种形状; (2)潜水面表示方法:水文地质剖面图和平面图。 3.潜水与地表水之间的互补关系 潜水与地表水之间的这种相互补给和排泄关系，称为水 力联系。 (1)具有周期性水力联系; (2)具有单向的水力联系; (3)具有间歇性水力联系.
§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
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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。
一、地下水的贮存空间
1.含水介质、含水层和隔水层 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。所谓含水层是指贮存有地下 水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩 体。对于那些虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的 岩体，称为隔水层。 2.含水介质的空隙性与水理性 含水介质的空隙性:裂隙率(KT)、岩溶率(Kk)与孔隙率 (n) 。含水介质的水理性质 :与水分的贮容、运移有关的岩 石性质称为含水介质的水理性质，包括岩土的容水性、持 水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。