水文学和水文地质

'水文学和水文地质 考试大纲1.水文学概念：河川径流泥沙测算流域水量平衡2.洪、枯径流:设计枯水流量和水位设计洪水流量和水位3.降水资料收集：暴雨公式洪峰流量 考试大纲4.地下水储存：地质构造地下水形成地下水储存地下水循环5.地下水运动：地下水流向丼稳定运动地下水流向丼不稳定运动6.地下水分布特征：河谷冲击层地下水沙漠地区地下水山区丘陵区地下水7.地下水资源评价：储量计算开采量评价 水文学基本概念河川径流流域泥沙测算降水和下渗河流的形成流域多年平均悬降水的定义和基本特征移质年输沙量流域基本特三要素水系征多年平均推移质年输沙特征表示方流域水量平量法衡流域平均降水量下渗 一、水文学基本概念水文学的含义：水文学是研究自然界中各种水体的形成、分布、循环和环境相互作用规律的一门科学。水文循环：水圈中的各种水体通过蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水文循环或水循环。分为两类：大循环：海陆之间的水文循环小循环：海洋或者陆地的局部水文循环。 一、水文学基本概念 一、水文学基本概念水文现象的基本规律：水文现象受上界面气象要素、下垫面因素和人类活动的影响。水文规律分为三类，成因规律、统计规律和地区综合规律。水文学基本研究方法：按不同的条件和要求，工程水文学的研究方法分为三类：成因分析法、数理统计法和地理综合法。 1.河川径流1.1.河流的形成和基本特征地面径流：在重力的作用下沿着一定的方向和路径流动，这种水流称为地面径流。河流是水文循环的主要路径。 1.1.河流的形成和基本特征河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口。 1.1.河流的形成和基本特征注入海洋的河流，称为外流河；注入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流，称为内流河。 1.1.河流的形成和基本特征河流基本特征：河流的长度：河源至河口的距离河流的断面：纵断面、横断面、中泓线河道纵降比：任意河段两端水面或河底的高程差除以水平距离的百分数 1.河川径流1.2.水系干流：水系中直接流入海洋、湖泊的河流。支流：流入干流的河流称支流。斯特拉勒河流分级法。 2流域2.1.流域流域：汇集地面水和地下水的区域。分水线包围的区域。 2.1.流域闭合流域：当地面分水线与地下分水线相重合，称闭合流域。反之为不闭合流域。闭合流域也可以说是一个封闭的内陆水循环和水均衡的水文区域。 2.流域2.2.流域的基本特征流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面积。记为F，单位km2。河网密度：流域内河流干、支流总长度与流域面积的比值。单位1/km。流域的长度和平均宽度：流域长度就是流域轴长，记为L，单位km。流域平均宽度就是流域面积和流域长度之比。记为B，单位km。B=F/L。 2.流域2.2.流域的基本特征流域形状系数：流域平均宽度B与流域长度L之比称为流域形状系数。流域的平均高度和平均坡度。流域自然地理特征。流域的地理位置：经纬度。流域的气候特征：降水、蒸发、湿度等。流域的下垫面条件：地质构造、植被、湖泊。 2.流域2.3.流域的水量平衡水量平衡原理：对于任一地区在给定的时段内输入的水量与输出的水量之差，必等于区域内蓄水量的变化，这就是水量平衡原理。 2流域2.3.流域的水量平衡1>I-O=ΔWI给定时段内输入该流域的总水量；O给定时段内输出该流域的总水量；ΔW给定时段流域蓄水量的变化值，可正可负。 2.流域2.3.流域的水量平衡2>P+EI+RSI+RGI+S1=E0+RS0+RG0+q+S2降水量P；凝结量EI；地面径流入流量RSI；地下径流流出量RG；I总蒸发量E0；地面径流流出量RS0；地面径流流出量RG；时段内引用水量q；S01、S分别表示流域初始蓄水量和时段末流域2蓄水量。 2.流域2.3.流域的水量平衡闭合流域常用公式：不存在地面和地下径流的流入。PREP、R、E分别为流域多年平均降水量、多年平均径流量和多年平均蒸发量。 3泥沙测算河流中的泥沙，按运动形式可分为悬移质、推移质和河床质。 3泥沙测算表示输沙特性的指标：含沙量ρ，输沙率QS和输沙量W等。S含沙量：单位体积的浑水内所含泥沙的重量，称为含沙量，单位kg/m3。输沙率：单位时间流过河流某断面的泥沙重量，称为输沙率，单位kg/s。 3泥沙测算3.1多年平均悬移质年输沙量3.1.1有长期实测泥沙资料情况。n1WSWsini1Ws——多年平均悬移质年输沙量(kg)；Wsi——第i年的悬移质年输沙量(kg)；n——实测泥沙资料的年数。 3.1多年平均悬移质年输沙量3.1.2实测泥沙资料不足。长期年径流量资料插补延长悬移质年输沙量资料；汛期径流量与悬移质年输沙量的相关关系；设计断面与上游（下游）观测站悬移质年输沙量相关关系。 3.1多年平均悬移质年输沙量3.1.2实测泥沙资料不足。设计断面悬移质实测资料系列很短。WQSSQ——多年平均年径流量（或多年平均汛期径流量）（m3）；S——实测各年的悬移质年输沙量与年径流量（或年汛期径流量）之比值得平均值。 3.1多年平均悬移质年输沙量3.1.3缺乏实测泥沙资料的情况。1>侵蚀模数分区图。侵蚀模数：流域单位面积的输沙量。WSMSFMS——多年平均悬移质侵蚀模数；2F——流域面积（km）；WS——多年平均悬移质年输沙量（t）。 3.1多年平均悬移质年输沙量3.1.3缺乏实测泥沙资料的情况。2>沙量平衡法WWWWSS下S上S支S区WWS上、S下——某河干流上游站和下游站的多年平均年输沙量；WWS支、S区——上下游两站间较大支流断面和除去较大支流以外的区间多年平均年输沙量；S——上下游两站间河岸的冲刷量（正值）或淤积量（为负值）。 3.1多年平均悬移质年输沙量3>经验公式法410J3——多年平均含沙量（g/m）；J——河流平均比降；——侵蚀系数。 3.2多年平均推移质年输沙量系数法WWbSWb——多年平均推移质年输沙量（t）；W——多年平均悬移质年输沙量（t）；S——推移质输沙量与悬移质输沙量的比值。从已建水库淤积资料中，根据泥沙的颗粒级配，推算出推移质的数量。 4.降水和下渗4.1降水的定义是指大气中的水分以各种形式降落到地面。 4.降水和下渗4.2降水的三要素常用降水量、降水历时、降水强度、降水面积和暴雨中心等来描述降水特征。降水量：一定时段内降落在某处或某面积上的总水量（mm）。降水历时：降水所经历的时间（a,d,h,min）。降水强度：单位时间内的降水量（mm/min,mm/h） 4.降水和下渗4.3降水的特征表示方法降水累积曲线、降水过程线、等雨量线4.4流域平均降水量雨量站观测的降雨量只代表那一点的降雨，而形成河川径流的则是整个流域上的降雨量，对此，可用流域平均雨量（或称面雨量）来反映。主要有算数平均法、等雨量线法、泰森多边形法。 4.降水和下渗4.5下渗下渗是指地面上的雨水从地表渗入土壤的运动过程。充分供水条件下的下渗率为下渗能力。 4.降水和下渗下渗的物理过程可分为三个阶段：渗润阶段、渗漏阶段、渗透阶段。下渗能力曲线是指地面充分供水条件下下渗率随时间的变化过程线。 径流径流的径流的设计年设计枯水文测量形成过表示方径流水流量和信息采程法和度分析计集分析计算量单位目的内容算水位流量、径有较长资产流过程有实测资流量料时设计年径流频料时的分流量析计算径流深率分析汇流过程短缺资料短缺实测水文流量径流模数时设计年资料时的关系曲线径流频率分析计算的延长径流系数分析设计年径流的时程分配 二、径流径流：降水所形成的沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。 二、径流地面径流：沿地面流动的水流；地下径流：沿土壤岩石孔隙流动的水流；河川径流：在重力作用下沿河槽流动的水流。径流过程是水文循环中的重要一环。 1径流的形成过程径流形成过程：流域内自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个过程，分为产流过程和汇流过程。径流形成过程可概括为：降雨过程扣除损失净雨过程流域汇流流量过程。 1径流的形成过程其中降雨转化为净雨的过程称为产流过程。净雨转化为河川流量的过程称为汇流过程。 1径流的形成过程1.1产流过程净雨：降雨扣除损失后的雨量。产流过程：降雨转化为净雨的过程。产流量=净雨量损失量：降雨不能产生径流的那部分降雨量。降雨损失量包括雨期蒸发、植物截留、填洼、补充土壤缺水的下渗量。 1.1产流过程植物截留：降雨过程填洼：超渗雨会形成中一部分滞留在植物地面积水，它积蓄于枝叶上的水量。地面上的坑洼称填洼。消耗于蒸发和下渗。超渗雨：当降雨强度大于下渗强度时，雨水按下渗能力下渗，超出下渗的雨水称为超渗雨。 1.1产流过程地面径流：降雨持续，满足填洼的地方开始产生地面径流，形成地面径流的雨水，叫地面净水。继续下渗的雨水，沿着土壤孔隙流动，一部分会从坡侧土壤孔隙流出，注入河槽形成径流，称表层流或壤中流；另一部分继续向深处下渗，到达地下水面后，以地下水的形式补给河流，称地下径流。 1.2汇流过程净雨沿坡面从地面和地下汇入河网（坡地汇流），然后再沿着河网汇集到流域出口断面（河网汇流），这一完整过程称为流域汇流过程。 1.2汇流过程坡地汇流分3种：坡面漫流：超渗雨满足了填洼后产生的地面净雨沿坡面流到附近河网的过程。表层流径流：表层流沿坡面侧向表层土壤孔隙流入河网。坡地地下汇流（基流）：地下净雨向下渗透到地下潜水层或深层地下水体后，沿水力坡度最大的方向流入河网。 1.2汇流过程河网汇流过程：各种成分径流经坡地汇流注入河网，从支流到干流，从上游向下游，最后流出流域出口断面。涨水阶段、退水阶段构成了河槽调蓄作用。降雨形成径流过程中，损失包括了植物截留、下渗、填洼和蒸发。 2.径流的表示方法和度量单位2.1.流量Q单位时间通过河流某一断面的水量称为流量，单位m3/s、L/s。2.2.径流量W指在时段T内通过河流某一断面的总水量。常用单位为m3等。W=QT 2.径流的表示方法和度量单位2.3.径流深R将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度称为径流深，单位mm。我国年径流深：自东南向西北递减。QTR1000F2F——流域面积（km）。 2.径流的表示方法和度量单位2.4.径流模数M流域出口断面流量与流域面积之比值称为径流模数，单位L/(s·km2)。1000QMF2.5.径流系数某一时段的径流深R与相应时段内流域平均降雨深度P之比值称为径流系数，记为α。α=Y/P 3.设计年径流年径流量：一年内通过河流某一断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。径流的年际变化：丰水年、平水年和枯水年。径流的年内变化：洪水期和枯水期，或汛期与非汛期。设计年径流量：设计频率标准下的年径流量。 3.设计年径流3.1设计年径流分析计算的目的和内容目的：衡量工程规模和确定水资源利用程度的重要指标。内容：a.基本资料信息的搜集和审查；b.年径流量的频率分析计算；c.对设计年径流的时程进行分配；d.对成果进行合理性的检查。 3.设计年径流设计年经流量的推求有长期观测资料适线法；资料不足相关分析法+适线法；缺乏资料水文比拟法或参数等值线图法。 3.设计年径流3.2.有较长资料时（不小于20年）设计年径流频率分析计算1）“三性”分析a.资料可靠性审查：鉴定资料的可靠程度水位资料的审查、水位流量关系曲线的审查、水量平衡的审查。 3.设计年径流1）“三性”分析b.年径流系列一致性分析：指应是在同样的气候条件、同样的下垫面条件和同一测流断面上获得的。人类活动会影响下垫面的变化，是影响一致性的主要原因。下垫面性质改变，使得蒸发量增加，年径流量减小。设计年径流分析计算，把短系列资料展延成长系列也可增加系列的一致性。 3.设计年径流1）“三性”分析c.年径流系列的代表性分析。年径流系列的代表性，是指该样本对年径流总体的接近程度，如接近程度较高，则系列的代表性越好。 3.设计年径流3.2.有较长资料时（不小于20年）设计年径流频率分析计算2）年径流的频率分析根据我国大多数河流的年径流频率分析，可以采用P—Ⅲ型频率分布曲线。P—Ⅲ型年径流频率曲线有三个参数：均值x采用矩法计算；均方差σ；变差系数CV；偏态系数C，C=(2~3)C。SSV 3.设计年径流均值x：表示系列的分布中心，代表随机n1变量系列的平均水平。xxini1均方差σ：反映系列中各变量集中或离散的程度。均方差越大，系列越分散，数值变化越大。变差系数CV：衡量系列的相对离散程度。偏态系数CS：衡量系列的不对称程度。32xx2xk1ki1iiiCkiCvsn3C3n1xn1v 3.设计年径流3.3.资料短缺时设计年径流的频率分析计算1）有较短（n<2）年径流系列时：延长年径流系列的长度。2）缺乏实测径流资料时：a.参数等值线图法b.经验公式法c.水文比拟法。 3.设计年径流3.4.设计年径流的时程分配1）代表年法：原则是年径流量与设计值接近，对工程较为不利。2）年径流时程分配计算。 4.设计枯水流量分析计算4.1有实测水文资料时的枯水流量计算按年最小选样原则，选取一年中最小的时段径流量。采用P—Ⅲ型频率曲线。4.2短缺水文资料时的枯水流量计算主要借助相似区内，有长期观测资料的若干个观测站，延长其系列或直接进行成果移植。 5.水文测量和信息采集5.1水位河流某时刻在某断面的自由水面相对于某一基面的高程。全国统一基面：黄河基面水位=水尺零点高程+水尺读数5.2流量流量测量包括过水断面测量、流速测量和流量计算三部分。 5.水文测量和信息采集5.3水文流量关系曲线的延长最高水位或最低水位的流量缺测下，需将水位流量关系曲线作高、低水部分的外延。根据水位面积、水位流速关系外延根据水力学公式外延水位流量关系曲线的延长：一般要求高水部分不应超过当年实测流量所占水位变幅的30%，低水部分延长不应超过10%。 设计洪水由暴雨资料推求设计洪由流量资料推求设计洪水水直接法推求设计面暴设计洪峰、洪量的雨量推求间接法推求设计面暴雨量设计洪水过程线的推求设计暴雨时程分配的计算 三、设计洪水1.由流量资料推求设计洪水设计洪水包括设计洪峰流量、不同时段设计洪量及设计洪水过程线三要素。1.1设计洪峰流量的计算步骤。1.1.1.资料的审查：审查其可靠性、一致性和代表性。1.1.2.样本选取：采用年最大值原则选取洪水系列。 1.1设计洪峰流量的计算步骤。1.1.3.特大洪水的处理主要是重现期的确定和经验频率计算。重现期是指某随机变量的取值在长时期内平均多少年出现一次，又称多少年一遇。特大洪水的重现期一般根据历史洪水发生年代推估：从发生年代至今为最大：T=设计年份-发生年份+1；从调查考证的最远年份至今为最大：T=设计年份-调查考证期最远年份+1 1.1设计洪峰流量的计算步骤。重现期T的表示方法：a.实测水文系列（洪峰流量、洪水位、暴雨）由最大值组成时，设计频率P标准<50%。1TP如某洪峰流量的频率为1%，那么此洪峰流量的重现期是100年，则称平均100年出现一次大于等于该洪峰流量的事件，或者叫百年一遇。百年一遇也非每100年一定会遇上一次，而是指相当长时间里平均100年出现一次。 1.1设计洪峰流量的计算步骤。重现期T的表示方法：b.实测水文系列由最小值组成时（研究枯水流量、枯水位、发电、灌溉），设计频率标准>50%，有1T1-P如某枯水位频率为p=95%，那么此枯水位的重现期T=20年。则称平均20年中有一年的水位低于该枯水位，或称二十年一遇。 1.1设计洪峰流量的计算步骤。1.1.3特大洪水的处理一般洪水的经验频率mPmn1m——实测系列由大至小排列的序号；n——实测系列的年数。 1.1设计洪峰流量的计算步骤。d.频率曲线线型的选择我国采取皮尔逊-Ⅲ型曲线作为洪水频率计算的依据。e.频率曲线参数估计：经验适线法。不连续系列时，假设均值和均方差与除去特大洪水后的值相等。f.推求设计洪峰、洪量。g.设计洪水估计值的抽样误差h.计算成果的合理性检查。 1.2设计洪水过程线的推求设计洪水过程线是指具有某一设计标准的洪水过程线。目前仍采用放大典型洪水过程线的方法，使其洪峰流量和时段洪水总量的数值等于设计标准的频率值。1.2.1典型洪水过程线选择：选择峰高量大的过程线；具有代表性；选择对工程防洪运用较不利的大洪水典型，比如峰形比较集中，主峰靠后。 1.2设计洪水过程线的推求1.2.2放大方法：分为同频率放大法、同倍比放大法。洪峰放大适用于堤防、桥梁调节性能低的水库；洪量放大适用于调节性能高的水库、分洪滞洪区 1.2设计洪水过程线的推求1.2.2放大方法：1>同频率放大法：要求放大后的设计洪水过程线的峰和不同时段的洪量均分别等于设计值。适用于洪峰洪量均对水工建筑物防洪安全起控制作用的工程。2>同倍比放大法：按洪峰或洪量同一个倍比放大典型洪水过程线的各纵坐标值。按峰的倍比，则洪峰放大至设计洪峰。按量的倍比，则洪量放大至设计洪量。 2.由暴雨资料推求设计洪水当流量资料不足时，也可由暴雨资料推求设计洪水。由暴雨资料推求设计洪水时，一般假定设计暴雨的频率等于设计洪水的频率。暴雨资料推求设计洪水分为3大步骤：1.对暴雨资料进行收集、审查与延长2.由点暴雨量推求流域设计面暴雨量，并对设计暴雨进行时程分配3.由设计暴雨过程推求设计净雨过程，再进行汇流计算得到设计洪水 2.1直接法推求设计面暴雨量a.暴雨资料收集审查及统计选样：“三性”审查，统计逐年不同时段的年最大面雨量。b.面雨量的插补展延。c.特大值的处理：主要是确定重现期，重现期可以根据当地历史文献中的记载分析。d.面雨量频率计算：适线法，P-Ⅲ型。e.设计暴雨量合理性检查。 2.2间接法推求设计面暴雨量a.设计点暴雨量。b.设计面暴雨量：点面关系折算。定点定面关系：点面折减系数0/0F0F、——某时段固定面及固定点的暴0雨量。点面折减系数随流域面积的增加而减小。 2.2间接法推求设计面暴雨量动点动面关系：以暴雨中心点面关系代替定点定面关系，即以流域中心设计点暴雨量及地区综合的暴雨中心点面关系去求设计面暴雨量。 2.3设计暴雨时程分配的计算一般用典型暴雨同频率控制缩放2.3.1典型暴雨选择：在暴雨特性一致的气候区选择有代表性的面雨量过程。如暴雨核心部分出现在后期，形成洪水的洪峰出现较迟。2.3.2缩放典型过程，计算设计暴雨的时程分配。 地下水储存不同埋藏条件下的地下水储存概述地下水岩土中的空隙和水包气带水水在岩石中的存在形潜水式承压水与水分储存运移有关的岩土性质含水层及隔水层 四、地下水储存1.地下水储存概述1.1岩土中的空隙和水岩土中的空隙分为三类：松散岩土中的孔隙；坚硬岩石中的裂隙；可溶性岩石中的溶隙。 1.1岩土中的孔隙和水1.1.1孔隙：松散岩土颗粒之间普遍存在孔状空隙，称为孔隙。孔隙度：某一体积岩土（包括孔隙在内）中孔隙体积所占比例。VVn——孔隙体积。nn100%VV——含孔隙在内岩土体积。 1.1岩土中的孔隙和水孔隙度的大小取决于颗粒大小、颗粒排列情况及颗粒分选程度。颗粒大小越悬殊，孔隙度越小，反之越大。颗粒形状越不规则，棱角越明显，孔隙度越大。 1.1岩土中的孔隙和水1.1.2裂隙:坚硬岩石中，主要发育各种应力作用下岩石破裂后形成的裂缝状空隙，称为裂隙。裂隙按成因分为风化裂隙、成岩裂隙和构造裂隙。 1.1岩土中的孔隙和水1.1.3溶隙：可溶性岩石（岩盐、石膏、石灰岩等）在地表水和地下水长期溶蚀下会形成空洞，这种空隙称为溶隙。 1.2水在岩石中的存在形式岩土空隙中的水按其形态分为液态水、气态水和固态水。1.2.1液态水根据水分子受力情况又可分为结合水、重力水和毛细水。 1.2水在岩石中的存在形式a.结合水：受到固相表面的吸引力大于其自身重力的那部分水，称为结合水。最接近固相表面的称强结合水，其外层称弱结合水。结合水区别于普通液态水的最大特征是具有抗剪强度，需要外力作用才能使其发生运动 1.2水在岩石中的存在形式 1.2水在岩石中的存在形式b.重力水：重力对其影响大于固相表面对其吸引力，能在重力作用下运移，这部分水称为重力水。重力水存在于较大的岩土空隙中。 1.2水在岩石中的存在形式c.毛细水：既受重力又受毛细力作用的水，称毛细水。支持毛细水：水从地下水面沿细小岩土空隙上升到一定高度，形成毛细水带，称为支持毛细水。支持毛细水通常是越靠近地下水面含水率越大。 1.2水在岩石中的存在形式悬着毛细水：地表上层由于降雨或灌水，靠毛细管作用保持的那一部分地表入渗水分叫悬着毛细水。悬着毛细水通常是越靠近地表含水量越大，悬着毛细水深度也随地表水补给量增加而加大。 1.2水在岩石中的存在形式1.2.2气态水指以水蒸气状态存在于非饱和含水岩土空隙中的水。1.2.3固态水当岩土温度低于0℃时，岩土空隙中的液态即凝结为固态水，此时储存地下水的岩土称为冻土。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质在空隙中，从空隙壁面向外，依次分布着强结合水、弱结合水和重力水。空隙越大，重力水占得比例越大，反之，结合水占得比例越大。岩土性质分为容水性、持水性、给水性、储水性及透水性。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.1容水性岩土能容纳一定水量的性能称为容水性。用含水率表示。在数值上与孔隙度（裂隙率、岩溶率）相等。VW100%Vθ——体积含水率VW——含水体积V——包括孔隙在内的岩土总体积。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.2持水性含水岩土在重力作用下释水时，由于固体颗粒表面的吸附力和毛细力的作用，使在其空隙中能保持一定水量的性能，称为持水性。度量指标为持水度，即指饱水岩土在重力作用下，经过2~3天释水后，岩土空隙中尚能保持的水体积与岩土总体积之比。此时的岩土含水率也称为田间持水率。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.3给水性含水岩土在重力作用下能自由释出一定水量的性能，称为给水性。度量给水性的指标为给水度。是指饱水岩土在重力作用下释出的水体积与岩土总体积之比，在数值上等于容水度减持水度，即岩土的饱和含水率与田间持水率之差。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.3给水性粗颗粒松散岩土、宽大裂隙及溶穴的坚硬岩石，持水度低，给水度接近于容水度黏土及具有闭合裂隙的岩石，给水度低，持水度接近于容水度。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.4储水性含水层弹性释放的水包括2种：含水层空隙中水由于水压力降低而膨胀释放出来的重力水；含水层由于骨架变形空隙变小而被挤出来的重力水。 1.3与水分储存运移有关的岩土性质1.3.5透水性岩土允许水体透过的性能。主要取决于岩土空隙的尺度、数量及连通性。决定岩土透水性优劣的主要因素是空隙的大小，其次是空隙的数量。 1.4含水层和隔水层含水层：指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层：可以储存有水但是不能透过和给出水，或透过和给出水的数量很小的岩层。透水层：只是透水而不储存水的岩层。 1.4含水层和隔水层 2.不同埋藏条件下的地下水地下水的埋藏条件是指含水层在地质刨面中所处的部位及所受隔水层限制的情况。分为包气带水、潜水及承压水。 2.不同埋藏条件下的地下水包气带：在距地表以下一定深度存在着饱水的地下水面，而地下水面以上的岩土空隙为非饱和状态，包含有与大气相连通的气体，称包气带。包气带水：储存于包气带中的水。 2.不同埋藏条件下的地下水饱水带：地下水面以下的岩土空隙则全部为液态水所充满，既有结合水，也有重力水。 2.不同埋藏条件下的地下水 2.1包气带水包气带：地表以下，地下水面以上的岩土层，空隙中包含有部分空气，称包气带。包气带水：储存于包气带中的水。上层滞水：指在包气带中存在隔水层时，其上部可积聚具有自由水面的重力水。 2.2潜水潜水是地表以下埋藏在饱水带中第一个具有自由水面的重力水。潜水没有隔水顶板（或局部隔水顶板）潜水的基本特征是与大气水和地表水的联系密切，埋藏位置浅，积极参与水循环，动态变化明显。潜水因直接与包气带、大气相通，所以可接受大气降水、地表水和凝结水的补给。潜水出流的方式，一种是在重力作用下的径流排泄，一种是在蒸腾作用下的蒸发排泄。 2.3承压水承压水是充满于两个隔水层之间的含水层中具有静水压力的重力水。承压含水层有上下两个稳定的隔水层，上为隔水顶板，下为隔水底板。承压含水层能明显的区分出补给区、承压区及排泄区。承压水与地表水联系较弱，故水动态稳定。主要来源是大气降水入渗和地表水入渗。 地下水运动地下水运动的基本方程地下水向丼的运动渗流的概念向丼的稳定流运动渗流的基本定律向丼的非稳定流运动 五、地下水运动1.地下水运动的基本方程1.1渗流的概念根据岩土空隙的形状、尺度等，可分为层流和紊流两种。根据地下水运动要素、时间变化特征，可分为稳定流和非稳定流运动。自然界的地下水运动始终处于非稳定流状态,稳定流是在特定条件下，由于变化幅度小，近似的把非稳定流运动当成稳定流处理。描述地下水的运动规律的是达西定律，地下水运动的基本方程亦是由达西定律和质量守恒原理推导得来。 1.2渗流的基本定律达西定律：揭示水在多孔介质中的渗流规律。水头H，渗透速度V，水力梯度I，渗透流量Q，介质渗流长度L，过水断面A，上下两侧压管的水头差Δh，渗透系数K。hhQKAIllVKIQVA 1.2渗流的基本定律并非所有地下水层流运动都服从达西定律。达西定律适用于：0.00005<水力梯度I<0.05或1<雷诺数Re<10渗透速度V永远小于实际平均流速。 2.地下水向丼运动丼分为完整丼和非完整丼。完整丼：水井打穿了整个含水层，而且在整个含水层的厚度上都安置了滤水管的丼。 2.地下水向丼运动非完整丼：水井只打穿了部分含水层或只在部分含水层中下了滤水管的丼。 完整丼非完整丼 2.地下水向丼运动降深：当水井抽水时，丼中心的水位下降值S称为降深。影响半径：当抽水一点时间后，涌水量Q稳定，S不再下降，此时，从丼中心到漏斗边缘的距离R，称影响半径。 2.1地下水向丼的稳定流运动裘布依假设：a.潜水在缓变流动下，忽略地下水的垂向分速度，把达西定律推广进行计算。b.过水断面为近似圆柱体；c.过水断面上各点流速相同。 2.1.1地下水向潜水完整丼的运动。22HhoQKlnRro3式中Q——丼的出水量（m/d）;K——渗透系数（m/d）;H——含水层厚度（m）;h0——井中水位降落后的水层厚度（m）;r0——丼的半径（m）;R——影响半径（m）。 2.1地下水向丼的稳定流运动2.1.1地下水向潜水完整丼的运动。当有观测井时：22Hh1QKlnRr1r1——观测井与丼的水平距离（m）;h1——观测井中水位降落后的水层厚度（m）。 2.1地下水向丼的稳定流运动2.1.2地下水向承压水完整丼的运动因降深S0Hh0KMhhKMSS00Q2.732.73lgrrlgrr00式中，r——观测点至抽水井中心的距离；S——观测点的压力水位降深。 2.2地下水向丼的非稳定流运动承压水井非稳定流抽水时，含水层将发生弹性变形而释出弹性水量。泰斯公式：Q1uQSr,teduWu4Tuu4T 地下水分布特征孔隙水裂隙水岩溶水地下水循环洪积物中的地一般特岩溶现下水征象影响因素冲积物中的地下水不同成岩溶水排泄方式湖积物中的地因类型的特征下水裂隙中的地下滨海沉积物中水的地下水黄土中的地下水沙漠风沙层中的地下水 六、地下水的分布特征储存地下水的岩土称含水介质，按其性质可分为孔隙、裂隙和溶隙。相应的地下水也分为孔隙水、裂隙水及岩溶水。 1.孔隙水孔隙水主要储存于松散沉积物中。1.1洪积物中的地下水洪积物是由山区集中的洪流流出山口堆积而形成的，分布于山间盆地和山前平原。洪积扇：洪积物在地貌上呈现以山口为顶点的扇形或锥形。根据洪积扇组成物质不同，可将洪积扇分为砂砾石带、粗粒沉积交错过渡带、粘性细土带。 1.1洪积物中的地下水1.1.1砂砾石带（潜水深埋带）位于洪积扇上部，直接接受大气降水和地表水补给，含水层厚度大，透水性强，潜水埋藏较深，水交替强烈，蒸发作用微弱，水质良好。 1.1洪积物中的地下水1.1.2粗粒沉积交错过渡带（盐分过路带）位于洪积扇的中下部，潜水面接近地表，同时，由于径流途径加长，蒸发增加，水分含盐量增加。1.1.3黏性细土带位于洪积扇下部，径流条件差，蒸发极为强烈。水运动主要表现为垂直交换。 1.孔隙水1.1洪积物中的地下水总结分布规律:从山前到平原，地形坡度由陡变缓，岩性由粗变细，透水性由强变弱，含水层富水性由多变少，潜水埋深由大变小，矿化度由低变大，承压水头由小变大。 1.2冲积物中的地下水冲积物是由经常性的河流水流形成的沉积物。中上游沉积物多为粗大的卵砾石或砂砾石，透水性强，富水性好，与河水的联系密切。下游地区，河流流速变小，沉积物容易堆积，形成自然堤，久之便形成地上河。 1.孔隙水1.3湖积物中的地下水湖积物属于静水沉积，沉积物一般分选良好，层理细密，自岸边向湖心颗粒由粗变细。1.4滨海沉积物中的地下水 1.孔隙水1.5黄土中的地下水黄土是由风成、洪积、冲积、湖积等多种成因的沉积物。由于垂直方向上的裂隙和孔洞，使黄土在垂直方向上的渗透能力远较水平方向强。1.6沙漠风沙层中的地下水沙漠的补给来源：地表水的渗入、大气降水的渗入（主要来源）、凝结水的补给以及沙丘下伏淡水含水层自下而上的补给。 2.裂隙水坚硬的基岩在应力作用下形成各种裂隙，储存其间的水称为裂隙水。分布特征：层状裂隙水和脉状裂隙水。运动特征：在流动过程中水力联系呈明显的各向异性，往往顺着某个方向，裂隙发育程度好，沿此方向的导水性就强。裂隙水分为三类：风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水。 2.1风化裂隙水长期暴露地表的岩石，在温度、水、空气、生物等风化外力作用下，其结构、构造、成分将发生变化，并逐渐疏松破碎，从而在岩石中形成裂隙，叫风化裂隙。 2.1风化裂隙水大多为埋藏较浅的潜水，水里联系较好。易受气候、岩性及地形条件影响。在气候干燥而温差大的地区，岩石热胀冷缩及水的冻胀等物理风化作用强烈，有利于形成大而开张的风化裂隙水。 2.裂隙水2.2成岩裂隙水在岩石过程中受内部应力作用而产生的原生裂隙，如沉积岩的脱水收缩，岩浆岩的冷却凝固。 2.裂隙水2.3构造裂隙水岩石在构造运动中受地应力作用产生的。构造裂隙是分布广泛，在一定条件下还能大量富集，具有实际的开采价值。 3.岩溶水3.1岩溶现象岩溶又称喀斯特，是可溶性岩石在水的溶蚀作用下所形成的地表及地下各种地质现象的综合。可溶的透水岩层和具有侵蚀性的水流是岩溶发育所必须具备的条件。 3.岩溶水3.2岩溶水的特征极不均匀、各向异性、垂直分带性。岩溶水主要通过降水下渗补给。集中排泄是岩溶水排泄的最大特点。岩溶水在大洞穴中一般呈无压水流（紊流），在断面小的管路中一般呈有压水流（层流）。岩溶水水位、水量变比幅度大，对降水反映明显。 4.地下水循环地下水的补给、径流和排泄影响大气降水补给地下水的主要因素有：年降水总量、降水特征、包气带的岩性和厚度、地形、植被等。排泄方式：泉排泄、蒸发排泄和泄流排泄。 地下水资源评价地下水资源的组成地下水资源量的计算 七、地下水资源评价1.地下水资源的组成地下水资源由三部分组成，即补给量、消耗量及储存量。1.1补给量3指单位时间内汇入含水层的水量（m/d）。根据补给量形成条件不同，分为天然补给量和人为补给量。 1.地下水资源的组成1.2消耗量（排泄量）指单位时间内，从含水层中排出的水量。（m3/d）根据消耗方式，分为天然消耗量和人为消耗量。 1.地下水资源的组成1.3储存量按埋藏条件分为容积储存量、弹性储存量。按是否参加水的转换分为可变储存量（调节储量）、不变储存量。 2.地下水资源量的计算2.1储存量计算2.1.1容积储存量QFH容μ——含水层的给水度；2F——含水层分布面积（m）；H——含水层的厚度（m）。 2.地下水资源量的计算2.1储存量计算2.1.2弹性储存量QFh弹ee——弹性释水系数；2F——含水层分布面积（m）；h——承压水的压力水头高度（m）。 2.地下水资源量的计算2.1储存量计算2.1.3可变储存量（调节储量）QFh调μ——含水层变幅内平均给水度；2F——含水层分布面积（m）；Δh——地下水位变幅。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.1.垂直补给量计算a.降水入渗补给量QPF降α——降水入渗系数；P——降水量（m/a）；2F——含水层分布面积（m）。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.1.垂直补给量计算Kb.越流补给量QFH越mF——越流补给面积（m3/d）；H——弱透水层上下水头差；K——开采层与补给层之间的弱透水层的垂直渗透系数；m——弱透水层的厚度（m）。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.1.垂直补给量计算c.灌溉水入渗补给量Q（1-）Q渠3Q——灌溉渠系引水量（m/d）；η——渠系有效利用系数，由现场观测确定或利用经验值。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.2.侧向补给量计算QKIF侧K——含水层平均渗透系数（m/d）；I——地下水水力坡度；2F——过水断面面积（m）。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.3.河渠渗漏补给量LQQ-Q1-RC上下LQQ上、下——河渠上下游水文断面实测流量；L——两侧流断面之间的河渠长度；L——计算河渠长度；λ——修正系数，取0~0.2。 2.地下水资源量的计算2.2补给量的计算2.2.4.水库蓄水渗漏补给量QQPEQQ库补入0出QQ入出——年内水库流入和流出水库的量EP、0——湖库水面的年降雨量和年蒸发量Q——水库年蓄变化量。 2.地下水资源量的计算2.3天然消耗量的计算2.3.1.潜水蒸发量：ECE0nC10E——蒸发潜水量；E——水面蒸发量；0C——潜水蒸发系数；n——与土质有关的指数，n=1~3；Δ——潜水水位埋深（m）；——地下水蒸发极限深度（m）。0 2.地下水资源量的计算2.4允许开采量计算：水量均衡法hQQQWFKtctQ3K——可开采量（m/a）;Q、Q——含水层的侧向流入、流出量（m3/a）；ct3W——垂直方向上含水层的补给量（m/a）；μ——含水层的平均给水度；F——计算区面积（m2）；Δh——在Δt时段内含水层的水位平均变幅；Δt——计算时间，即均衡期（a）。'