水文地质学杨伊博

《水文地质学》读书报告学院：计算机科学与技术专业：软件工程.NET班级：1201姓名：杨伊博学号：311209070126序号：02-38任课老师：王素玲引言：水文地质学研究的是：地下水在于岩石圈、地幔、水圈、大气圈、生物圈和人类活动相互作用下其水量与水质在时间和空间上的变化，以及对各种圈层产生的影响，从而服务于人与自然相互协调的可持续发展。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。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。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。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。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。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（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：渗透系数为K1和K（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；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；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。当含水层存在强渗透性透镜体时，流线将其汇聚；存在弱渗透性透镜体时，流线将其绕流。饱和粘性土的渗透通常也服从达西定律。五、毛细现象与包气带水的运动毛细现象的实质是将半径为r的毛细管插入水中，毛细管的水形成凹进的弯液面。凹形弯液面产生的附加压强是负压强，称为毛细负压。包气带中，最大毛细上升高度与毛细管的直径成反比（砂土粘土）。包气带中水的运动与饱水带相比具有的特点：1）包气带同时存在重力势和毛细势，而饱水带只有重力势；2）包气带的压力水头和渗透系数都是含水量的函数，而饱水带是定值。六、地下水的化学成分及其形成作用地下水的成分：气体成分：氧气、氮气、硫化氢、甲烷、二氧化碳。离子成分：氯离子、硫酸根离子、重碳酸根离子、钠离子、钾离子、钙离子、镁离子。其他成分：次要离子（氢离子等）、微量元素（溴、碘等）、胶体、有机质、微生物等。地下水化学成分的形成作用：溶滤作用、浓缩作用、脱炭酸作用、脱硫酸作用、阳离子交替吸附作用、混合作用。地下水主要成因类型：溶滤水、沉积水、内生水。七、地下水的补给与排泄地下水的补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程。地下水补给来源：1）大气降水：大气降水的入渗机制有活塞式下渗和捷径式下渗。沙砾质土中主要为前者，粘性土总则是两者同时发生。大气降水落到地面，强度超过入渗能力的那一部分转化为地表径流，同时也可蒸发返回大气。渗入到地面以下的水一部分滞留于包气带中构成土壤水，一部分蒸发返回大气。土壤水的消耗造成土壤水分亏缺，降水补足全部水分亏缺后才能补给地下水。因此落到地面的降水综合起来有三个去向：地表径流、蒸发返回大气、下渗补给地下水。影响大气降水补给地下水的因素主要有年降水总量、降水特征、包气带岩性和厚度、地形。植被等。在分析实际区域的降水补给地下水因素时，不能狭隘的考虑其中的某个因素，应将其看作是一个相互制约的整体，进行综合分析和讨论。2）地表水：河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化。河水补给地下水时，补给量大小取决于过水断面、河床透水性（渗透系数）、河水位与地下水位的高差以及河床过水时间。用达西定律公式可以进行分析。地表水补给与大气降水补给相比较而言，空间分布上地表水属于线状补给，大气降水属于面状补给；时间分布上地表水持续时间长而大气降水持续时间有限。地表水的来源是大气降水，对地下水来说，前述的两个最重要的补给因素最终取决于大气降水，因此一个地区地下水资源的丰富程度取决与大气降水的多寡。潜水在整个含水层的分布面积上都能接受补给，而承压水的补给仅在含水层出露地表活鱼地表联通处才能获得补给，且与地质构造与地形的配合关系有关。3）大气降水及河水补给地下水水量的测定：平原区大气降水入渗补给量=年降水量*入渗系数*补给区面积。确定入渗系数时需要考虑植被的变化。山区降水与河水入渗量：通过测定地下水排泄量反求其补给量。结合水的补给。4）含水层之间的补给：相邻含水层之间通过弱透水层发生水量交换，称作越流，越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。由达西定律分析可知，相邻含水层之间水头差越大，弱透水层厚度越小且垂向透水性越好，则单位面积流量越大。5）人工补给地下水：水库、灌溉、工业和生活废水的排放。采用的方式有地面、河渠、坑池蓄水渗补、井孔灌注。地下水的排泄：径流排泄：特点是盐随水走。1）泉：地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。泉可分为上升泉和下降泉。上升泉由承压含水层补给，下降泉由潜水或上层滞水补给。根据出露原因，下降泉可分为侵蚀泉、接触泉和溢流泉。上升泉按其出露原因可分为侵蚀泉。断层泉和接触带泉。地下水集中排泄于河、湖或海的底部时便形成水下泉。2）泄流：当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。蒸发与蒸腾：特点是水走盐流。低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原和盆地中，蒸发和蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。蒸发分为两种：一种是与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发，一种是饱水带-潜水的蒸发。影响潜水蒸发，从而决定土壤与地下水盐化程度的因素是气候、潜水埋藏深度、包气带岩性以及地下水流动系统的规模。补给排泄结合起来，地下水循环可分为两大类，一是渗入-径流型，多发生在山区，发生结果是使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展；一是蒸发型，多发生在干旱、半干旱平原，发生结果是使补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区地下水盐化，土壤盐渍化。