水文地质学

《水文地质学基础》读书报告一、地球上的水及其循环地球上的水的分布可分为浅部层圈水与深部层圈水。

浅部层圈水:从大气圈到地壳上半部,包括大气水、地表水、地下水以及生物体中的水,以液态为主,也呈气态与固态形式存在。

深部层圈水:分布于地壳下部到下地幔,以被压密的气水溶液的形式存在。

浅部层中自由态的水与深部层中的特殊高温高压下离解状态下的水以及地壳矿物内部的结合水相互转化相互联系,因此广义上的水圈包括地球各圈层中以各种不同状态存在且相互转化的所有的水。

地球上的水循环即地球上各圈层中的水相互联系相互转化的过程,可分为水文循环和地质循环。

水文循环的对象为浅部层圈水中的大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水。

循环过程为蒸发(海洋蒸发、水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等)→大气中水汽转移→降水→入渗→地表径流或地下径流→蒸发。

水文循环按循环途径长短可分为大循环和小循环。

海洋与大陆之间的水分交换为大循环;海洋或大陆内部的水分交换为小循环。

是分子态水的转换,更替速度较快。

地质循环为地球浅层圈与深层圈之间水的相互转化过程。

常伴有水分子的分解与合成,转换速度缓慢。

与水文循环有关的气象因素包括大气圈的结构(主要因素是对流层的物理状态和运动规律)、大气的热源(太阳短波辐射以及地表长波辐射)、主要的气象要素(气温、气压、湿度、蒸发、降水)。

水文因素主要是径流。

表征地表径流的特征值有:流量;径流总量;径流模数;径流深度;径流系数。

我国水文循环概况:由于季风的控制,我国大部分地区旱季雨季分明,降水集中。

我国水资源在时间上分配不均。

雨季降水丰沛,旱季降水稀少。

此外,我国降水在空间上分布也不均匀,从东南沿海向西北内陆递减。

降水是地下水补给的最重要来源,因此一个地区地下水资源的丰富程度通常决定于该地区降水量的多寡。

一个地区地下水资源通常是多年水文循环的结果,我们在研究一个地区的地下水状况时必须从整个地球或某个较大尺度区域的水文循环角度出发,从整体上把握地下水形成、流动以及污染物迁移转化的复杂性。

二、岩石中的孔隙与水分“地壳表层就好像是饱含水的海绵”。

岩石的空隙为地下水提供了多样的储存通道和场所。

自然界中的岩石空隙主要分为三大类:松散岩石中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙以及可溶岩石的溶穴。

松散岩石中孔隙的体积影响其储容地下水能力,孔隙的体积用孔隙度表示(n=Vn/V)。

孔隙度的大小主要取决于分选程度、颗粒排列情况以及颗粒形状和胶结充填情况。

不同岩石的孔隙度的大小关系:粘土>粉砂>砂>砾石。

一般来说,孔隙度较大的储水能力较好,因此以粘土为主的土壤含水量多,土质较好。

坚硬岩石包括沉积岩、岩浆岩和变质岩主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。

按裂隙的成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

溶穴是指可溶的沉积岩,如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等,在地下水溶蚀下会产生的空洞。

溶穴体积的大小用岩溶率(Kk=Vk/V)来表示。

自然界中岩石的空隙发育状况往往比较复杂,某种岩石一般都同时具有两种或两种以上空隙类型。

在研究特定区域的岩石发育状态时一定要注意综合观察与分析。

此外,岩石中的空隙,必须以一定的方式连接起来构成空隙网络,才能成为地下水有效的储容空间和运移通道。

岩石空隙中的水的形式有多种。

根据固相岩石表面对水分子的引力与水分子自身重力大小的关系可分为结合水以及重力水。

前者大于后者的那部分水为结合水,后者大于前者的为重力水。

由于固相表面对水分子的引力由内向外逐渐减弱,因此由固相表面向外水的形式依次为强结合水、弱结合水和重力水。

松散岩石中细小的孔隙通道中广泛存在毛细水,有地下水面支持的称为支持毛细水,在一定条件下细土层中保留与地下水面不想接的毛细水为悬挂毛细水。

岩石中的水还包括岩石空隙中的气态水和固态水以及矿物中的水。

与水的储容及运移有关的岩石性质容水度:岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。

一般来说与孔隙度(裂隙率、岩溶率)相当。

含水量:松散岩石孔隙中所含水的重量与干燥岩石重量的比值,Wg=Gw/Gs。

体积含水量:含水的体积与包括孔隙在内的岩石体积的比值,Wv=Vw/V。

孔隙充分饱和时的含水量为饱和含水量Ws。

饱和含水量与实际含水量之间的差值为饱和差,实际含水量与饱和含水量的比为饱和度。

给水度μ:地下水下降一个单位深度,从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体,在重力作用下释放的水的体积。

给水度的大小与岩性,初始地下水埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关。

持水度Sr:μ+Sr=n。

透水性:岩石允许水透过的能力,定量指标是渗透系数。

孔隙直径越小,透水性越差。

当孔隙直径小于两倍结合水层厚度时,在一般情况下不透水。

只有在孔隙大小达到一定程度时,孔隙度才对透水性起作用。

孔隙度越大,透水性越好。

岩石的透水能力并不取决于平均孔隙直径而是最小孔隙直径。

此外,岩石的分选程度对透水性的影响比孔隙度大。

根据太沙基有效应力原理我们可得知,由于抽水使地下水位下降,孔隙水压力降低而总应力不变的情况下,使作用于固体颗粒之上的有效应力会增加,使岩石颗粒压密,其孔隙度,给水度,渗透系数等会变小。

当孔隙水压力恢复时,对砂层来说能大体上恢复原状,但对粘性土来说这种变化是不可逆的。

因此地下水的抽取有一定的限度,一旦超过这个限度会导致土壤的岩性遭到不可逆转的破坏,使土壤的含水量减少。

三、地下水的赋存包气带和饱水带:地表以下一定深度上,岩石中的空隙被重力水所充满,这个深度所形成的水面称地下水面。

以地下水面为界限,以上称作包气带,以下称作饱水带。

包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带。

岩层按其渗透性可分为透水层与不透水层,饱含水的透水层便是含水层,不透水层则是隔水层。

隔水层和含水层的概念不是一定的,在不同的情况下应具体分析。

在利用与排除地下水实际工作中区分含水层与隔水层,应当考虑岩层所能给出水的数量大小是否具有实际意义。

在严格意义上的隔水层中,有一类是弱透水层。

自然界中并没有绝对不发生渗透的岩层,只不过渗透性特别低。

从岩层之所以透水还取决于时间尺度,如果时间尺度相当长,任何岩层都是可渗透的。

广义的地下水是指赋存于地面一下岩石空隙中的水,包含包气带以及饱水带所有岩石空隙中的水。

按照地下水的埋藏条件可讲地下水分为包气带水、潜水以及承压水。

饱水带中第一个具有自由表面的的含水层的水称作潜水,由于潜水与包气带直接连通,因而潜水的全部部分都可以接受大气降水、地表水的补给。

潜水面是潜水的自由表面,是向排泄区倾斜的曲面,起伏大体与地形一致,潜水面上任意一点的高程称为该点的潜水位。

等水位线与潜水流向互相垂直,流向方向从高潜水位指向低潜水位。

问题:此处潜水的等水位线和渗流场中的等水头线有什么区别?有等水位线和地形图可确定各处潜水埋藏深度,由第四章可知由等水头线和潜水面可确定井的深度,这两者有没有联系?充满于两个隔水层(弱透水层)之间的含水层中的水叫做承压水。

承压高度是指钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离。

测压水位是指井中静止水位的高程。

在接受补给和排泄时承压水和潜水的不同:潜水补给和排泄时,随着水量增加和减少,潜水位抬高或降低,含水层厚度加大或变薄。

承压水接受补给时,增加的水量通过水的密度加大及含水介质空隙的增加而容纳,排泄时,减少的水量表现为含水层中水的密度变小以及含水介质空隙缩减。

参照潜水含水层的给水度定义,我们定义承压含水层的贮水系数为测压水位下降或上升一个单位深度,单位水平面积含水层释出或储层水的体积。

在形式上这两者一致,但机理不同。

承压含水层的贮水系数较潜水含水层小,因此开采承压含水层往往会形成大面积测压水位大幅度下降。

潜水与承压水作为地下水的分类,界限是非常严格的。

但是在复杂的自然界中,潜水与承压水的转化是到处可见的。

所有承压水最终都是由潜水转化而来或由补给区的潜水侧向流入,或通过弱透水层接受潜水的补给。

承压水也可因为承压水头过高通过弱透水层越流补给潜水。

上层滞水:包气带中存在局部隔水层之上的具有自由水面的重力水。

本章内容主要介绍了从实际意义角度的划分地下水区域类型(包气带和饱水带),岩层类型(隔水层、含水层和弱透水层),以及地下水类型(包气带水,潜水和承压水)。

重点介绍了潜水和承压水的特点及其相互转化。

从这几对概念的阐述中,我认识到水文地质学的理论是非常严谨的,但因为大自然的复杂性,但在具体应用中是非常灵活的。

因此在以后的研究过程中,如涉及到相关概念须用发展的运动的眼光分析问题,才能更好的把握事物发展变化的本质与规律。

四、地下水运动的基本规律基本概念:渗流;渗流场;层流运动;紊流运动;稳定流;非稳定流。

重力水运动的基本规律达西定律:Q=KwI=Kwh/L。

通过某一断面的流量Q等于流速V与过水断面w的乘积,因此V=KI。

V为渗透流速或达西流速。

W指的是过水断面面积,水流实际流过的面积是w’=w*ne。

ne 为有效孔隙度(给水度μ<有效空隙度<孔隙度n)。

V=ne*u(u为实际流速)。

水力梯度I可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,也可理解为克服摩擦阻力使水以一定速度流动的驱动力。

在求解有关水力梯度的问题时,水头差必须与相应的渗透途径相对应。

松散岩石的渗透系数:粘土>砂土>砾石>卵石。

达西定律又称作线性渗透定律,适用于绝大多数地下水运动。

流网中基本概念:等水头线;流面;流线;迹线;流网。

在均质各项同性介质中,在作流网时,首先根据边界条件绘制容易确定的等水头线或流线。

边界包括定水头边界(河渠湿周为等水头线)、隔水边界(无水流通过,平行隔水边界可绘出流线)、地下水面边界(若无入渗补给和蒸发排泄、有侧向补给的稳定流,地下水面为流线;若有入渗补给则两者都不是)。

然后根据等水头线和流线构成正交网络的规则绘制其他部分。

流线的疏密可反应地下径流强度,等水头线的疏密可反应水力梯度的大小。

从河间地块的流网所得信息中,在分水岭地带打井,井中水位随井深加大而降低,河谷地带随井深加大而抬升。

分析得知,井中水位会等于潜水面上某点的潜水位,这点与井底所在点在同一等水头线上,即这两点的水头一致。

因此,由图中可看出,分水岭地带井深增加,井底所在等水头线与潜水面的交点越低,水位越低;而河谷地带井深增加,井底所在等水头线与潜水面的交点越高,水位越高。

层状非均质介质中的流网:1)渗透系数为K1和K2(K2=3*K1)的两岩层水平叠加,两层厚度相等,流线平行于层面流动,两层等水头线间隔一致,但K2层中流线密度是K1的3倍;2)上述两层竖直并列,长度相等,流线垂直于层面,通过两层的流线数相等,K1层的等水头线是K2层的3倍;3)流线与岩层线斜交,地下水流线如同光线发生折射现象。

强透水层中流线接近于水平,弱透水层中流线接近于垂直层面。