水文地质-地下水的运动
水文地质第四章1
3、当抽水井是建在无充分就地补给（无定 水头）广阔分布的含水层之中。若观测孔中 的s值在s-lgr曲线上能连成直线，则可根据 观测井的数据用裘布依型公式来计算含水层 的渗透系数
4、在取水量远小于补给量的地区，可以先 用上述方法求得含水层的渗透系数，然后 再用裘布依公式大致推测在不同取水量的 情况下境内及附近的地下水位降值
只有当雷诺数小于1~10时地下水运动才服 从达西公式。 大多情况下地下水的雷诺数一般不超过1； 例如，地下水以u=10m/d的流速在粒径为 20mm的卵石层中运动，卵石间的孔隙直径 为3mm（0.003m），当地下水温为15℃时， 运动粘滞系数γ=0.1m2/d，则雷诺数为？
（二）非线性渗透定律
当地下水在岩石的大孔隙，大裂隙，大溶洞中及取 水构筑物附近流动时，Re>10，紊流。 紊流运动的规律称为谢才公式（哲才公式）
D、地下水径流从水位高处向低处流动
达西定律要满足条件为（ ） A、地下水流的雷诺数Re<1～10 B、地下水流的雷诺数1～10<Re<20～60 C、地下水流的雷诺数Re>20～60 D、地下水流的雷诺数可以为任何值
一潜水含水层均质，各向同性，渗透系数 为15m/d，其中某过水断面A的面积为 100m2，水位为38m，距离A断面100米的 断面B的水位为36m，则断面A的日过流量 是（ ）m3
裘布依公式推导的假设条件
1、水力坡度：天然水力坡度等于零，抽水时为了 用流线倾角的正切代替正弦，则井附近的水力坡 度不大于1/4。 2、含水层是均质各向同性的，含水层的底板是隔 水的。 3、边界条件：抽水时影响半径的范围内无入渗， 无蒸发，每个过水断面上流量不变；在影响半径 范围以外的地方流量为零；在影响半径的圆周上 为定水头边界。 4、抽水井内及附近都是二维流（即抽水井内不同 深度处的水头降低是相同的。
水文地质学基础 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＝
4.水文地质学基础-地下水的基本运动规律
4.1 重力水运动的基本规律
渗透系数（K）的影响因素：
d0 —— 孔隙直径；γ——水的重率；μ——动力粘滞系数
K与岩石空隙性质、水的某些物理性质有关。
（1）孔隙直径大则渗透性强，取决于最小孔隙直径。 （2）圆管通道：形状弯曲而变化时，渗透性较差。 （3）颗粒分选性：比对孔隙度的影响要大。 （4）水的物理性质：粘滞性大的液体K<粘滞性小的液体
4.1 重力水运动的基本规律
4.1.4渗透系数 渗透系数（K）是水力梯度等于1时的渗透流速,单位：m/d,cm/s. 关系： V = K I 1）I为定值时，K大，V大；K小，V小（V＝KI）； 2）V为定值时，K大，I小等水位线疏；K小，I大等水位线密。 渗透系数可定量说明岩石的渗透性：K大→渗透性强；K小→渗 透性弱。
Q K ω I K M 1 I H H H H b a b K a 2 L K 2 2 Ha H b 2L
4.2 流 网
流线（flow line, stream line）是渗流场中某一瞬时的一条 线，线上各个水质点在此时刻的流向均与此线相切。 迹线（path line）是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动 轨迹。
h1 0
K
M
h2
0’ L
dh dx 单宽流量为： v K dh dh q v K M 1 KM dx dx
qdx KMdh
L
0
qdx KMdh
h1 L h2 0 h1
h2
分离变量并积分：
q dx KM dh h1 h2 q KM KMI L
0 h1 L h2
h1 h2 h1 h2 qK KM I 2 L
6水文地质学-地下水运动规律
而公式推导关键在于如何确
定水头i和过水断面积ω。
过水断面实际为一系列弯曲
程度不同的曲面，但是根据
井附近的水力坡度不大于1/4
的假设，可以认为过水断面
为一系列垂直于含水层底板
的圆柱面。
ω=2πxy。 i=sinα=dy/dL≈tgα=dy/dx。
dy dL α
dx
r
R
P Hy
x
y
x P[x，y]
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假想水流
等效平均直线水流 方向和水流通道
采用充满整个含水层的假想水流代替仅在空隙中运动 的实际水流的前提条件。
假想水流通过任一过水断面的流量必需等于实际水 流通过同一过水断面的流量。
假想水流在任一过水断面上的水头必需等于实际水 流在同一过水断面上的水头。
假想水流在流动过程中所受的阻力必需等于实际水 流在渗流过程中所受的阻力。
颗粒形状 颗粒堆积程度 颗粒分选性
在研究地下水运动规律时，不可能研究每个实际渗流
通道中的水流运动，而是研究等效平均直线水流通道
中的水流运动。
也就是说，采用充满整个含水层【包括空隙和岩土颗
粒所占据的全部空间】的假想水流，代替仅在空隙中
运动的实际水流。
空袭中实际水流 方向和水流通道
水文地质学中的地下水循环过程
水文地质学中的地下水循环过程地下水循环是指水文地质学中地下水在地下环境中的循环过程。
地下水循环是地表水和大气水循环过程的延伸和补充，对维持地下水资源的供应与调控起着重要作用。
下面将对地下水循环的主要过程进行详细介绍。
地下水的形成：地下水的形成主要是通过大气降水和地表径流的入渗作用，将水分输送到地下，形成地下水。
地表径流主要是指雨水在地表流动，未被植物吸收和蒸发的水。
径流水通过渗透过程形成地下水。
地下水的补给：地下水的补给主要有两种方式：自然补给和人工补给。
自然补给主要通过大气降水和地表水的入渗作用补给地下水。
大气降水是地下水的重要补给源，是地下水循环的驱动力之一、而地表水的入渗作用是指地表水渗透到地下形成地下水而补给地下水。
人工补给是指人类活动产生的废水经过净化后引入地下层，增加地下水的含水量。
地下水的储存：地下水主要储存在地球表面以下一定深度的岩层中，这些岩层被称为含水层。
地下水的储存主要依赖于地下岩层的孔隙和裂隙中的水贮存。
地下岩层通常具有不同的透水性，透水性好的岩层被称为含水层。
地下岩层一般分为三种状态：饱和带、过渡带和不透水带。
饱和带是指岩石孔隙或裂隙中被水填充的区域，水饱和度为100%；过渡带是指饱和带上方逐渐由水饱和向气相逐渐过渡的区域；不透水带是指介于饱和带和地下水层以下，岩层中含水饱和度较低或完全无水的区域。
地下水的运动：地下水的运动是指地下水随着地表水和大气水进行水循环的运动。
地下水通过孔隙和裂隙的连通性进行流动，主要包括渗流和流通两种方式。
渗流是地下水通过水文岩层中的孔隙和裂隙，在重力的作用下，向下渗透并汇集到深层，形成水块或水冠。
流通是指地下水沿着相对连通的岩层间空隙或裂隙，由高压区流向低压区的过程。
地下水的排泄：地下水排泄通常通过泉水和井泉来实现。
泉水是地下水自然排出地表的方式，泉水包括冒泉、流泉和涌泉等形式。
井泉是人工开凿或钻探的地下水源，通过井泉可以将地下水抽取到地表供人们使用。
4水文地质学地下水运动
达西 过水 断面 （ω）
A 颗粒
孔隙
实际 过水 断面 ω’
B
故有
ω’= ω ne ne－有效孔隙度 若按实际过水断面面积ω’与实际流速u计算流量为： 若按实际过水断面面积ω’与实际流速u计算流量为： ω’与实际流速
Q = ω'u
上式与达西公式计算的流量要相等，则有： 上式与达西公式计算的流量要相等，则有：
地下水中雷诺数的计算公
γ
地下水的渗透速度
d 含水层颗粒的平均粒径
地下水的运动粘滞系数
地下水由层流转变为紊流时的临界雷诺数 临界雷诺数为 60－ 地下水由层流转变为紊流时的临界雷诺数为：60－ 150范围内。 150范围内。 范围内
2
1
2 1
图3
部分岩土渗透系数k 部分岩土渗透系数k值 表 岩 土 种 类 K(cm/s) 岩 土 种 类 K(cm/s)
0.01混有粘土的砂土 0.01-5×10-3 经夯实的密实粘土 10-7-10-1 纯砂土 1.0 - 0.01 10-4-10-7 砾石（d = 2-4mm） 砾石（ 2-4mm） 粘 土 3 砂质粘土 砾石（ 4-7mm） 5×10-3-10-4 砾石（d = 4-7mm） 3.5
γ/μ） （2）K与流体物理性质有关K ∝（γ/μ） 与流体物理性质有关
一般情况下液体物理性质对K的影响不显著， 一般情况下液体物理性质对K的影响不显著，只有 进行卤水、热水的运动研究时才需考虑。 进行卤水、热水的运动研究时才需考虑。
3.渗透系数的确定方法 3.渗透系数的确定方法
（1）经验法，查P36表5.1、5.2及下表 经验法， P36表5.1、5.2及下表
h 上式中令 I = L
I-水力梯度
水文地质学中的地下水循环过程
水文地质学中的地下水循环过程地下水是指在地层内以不流动状态存在着的水，是重要的自然资源之一。
地下水的形成、分布与运动是水文地质学的研究对象之一。
地下水循环过程是水文地质学中的一个重要概念，是指地下水在不同地质介质间的循环流动过程。
阐述地下水循环过程对于我们了解地下水的分布、物质的运移、水文地质环境演化等方面都有重要的学术价值。
历史上，曾出现过“地下河”的概念，指地下有河流般流动的水。
但严谨的地质学研究发现，地下水的运动是个高度复杂的过程，存在多种形式。
受地形、地质结构和地下水的特性等因素影响，成为多源、多周期、多路径和多储层的复杂水系。
因此，明确和了解地下水的循环过程对地下水开发和保护有着重要的意义。
地下水循环过程可以大致分为地表水入渗地下水、地下水浸出水源、地下水径流、地下水补给等过程。
下面本文将分别介绍这四个环节的地下水循环机制。
一、地表水入渗地下水地表水入渗地下水是地下水循环中阶段性的重要过程，通俗的形容就是通常所说的砂漏作用。
地表水经历一系列的物理、化学及生物变化后，大部分进入地面，其中大部分水分析出现在生物体和土壤中，少部分则在地表下逐渐下渗渗入地下水系。
流入地下水系统的降水量称为地下水补给量，地下水是许多生态系统的重要组成部分，也是海洋的重要水源之一。
地表水入渗地下水的物质和能量转移是通过多种途径和作用进行的，如大气降水直接入渗地下水，也有部分通过地表蒸发沉默为大气湿度，再经导致地面或水体蒸发为地下水起到一定的供水作用。
总之，地表水入渗地下水是漫长的历程中的阶段性重要过程。
二、地下水浸出水源地下水浸出水源是一个复杂的过程，它是由地下水中的物质在不同介质之间运移和还原来实现，通俗而言，就是地下水的物质运动和迁移。
地下水在地下储层中经过数年乃至几百年的时间，不断与地下储层中的矿物和流场相互作用，使储层中的细小孔隙、裂隙和缝隙不断变化、发生运移，从而形成复杂的地下水流动通道。
这些通道深入地下，连接着各种水体，受地质构造的影响，构成了地下水系统。
【水文学与水文地质学】10第十章 地下水的渗流运动
8、地下水流向井的运动-井抽水个公式的应用 （1）计算水位和降深 （2）评价地区开采量 （3）估算水文地质参数
参见水文地质手册P546
第十章 地下水的渗流运动
注意：更正公式错误
第十章 地下水的渗流运动
9.地下水流向井不稳定运动 地下水流向井非稳定运动，在抽水过程中地下水的运动状态是随时间而变化, 即动水位不断下降，降落漏斗不断扩大，直至含水层的边缘或补给体，其相应的计
第十章 地下水的渗流运动
2、达西定律 渗流速度与实际流速的关系
实际流速
渗流速度
第十章 地下水的渗流运动
2、达西定律
渗透系数（K） 渗透系数——水力梯度等于1时的渗透流速。
关系： （１）I为定值时，K大，V大；K小，V小（V＝KI）； （２）V为定值时，K大，I小←→等水位线疏；K小，I大←→等水 位线密。
第十章 地下水的渗流运动
5、地下水流向井的运动-潜水完整井稳定流公式
地下水通过任意断面（距离井心为r）的流量：
第十章 地下水的渗流运动
5、地下水流向井的运动-潜水完整井稳定流公式
此为潜水完整井裘布依公式：
写成降深形式：
第十章 地下水的渗流运动
5、地下水流向井的运动-完整井稳定流承压井井群抽水
承压水井群抽水：任意一点A处的降深SA
本节内容结束
第十章 地下水的渗流运动
1、渗流的基本概念 渗透：水在岩石空隙中的运动叫渗透； 渗透性：岩石具有被水透过的性质，叫渗透性。
渗流三个条件： （1）断面流量相等假设 （2）断面水头/压力相等假设 （3）所受阻力相等相等假设
第十章 地下水的渗流运动
2、达西定律Leabharlann 1856年达西通过实验得到达西定律。
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。
工程地质与水文地质-第3章 水的地质作用--地下水
纯水无臭味，但当水中含有某些气体或有机质时就有了某种气味 （5）口味
主要决定于水中化学成分
三 地下水的物理性质和化学性质
（6）比重
地下水比重决定于水温和溶解盐类。溶解的盐分越多，比重就 越大。地下淡水比重常常接近于1 盐水的比重可用波美度来表示，即一升水含有10克氯化钠，则 盐度相当于1波美度。波美度与地下水比重之间的关系如下表：
量）
Vg
V
4 透水性
定义：透水性是岩石允许水透过的性能。
影响透水性的因素
孔隙大小的影响：当孔隙度一定而孔隙直径愈大，则圆管通道的数量愈 少，但有效渗流断面愈大，透水能力就愈强；
理想圆管状空隙中重力水流速分布 （阴线部分代表结合水，箭头长度代表重力水质点实际流速）
理想化孔隙介质
4 透水性
影响透水性的因素
水的波美度与比重的关系
三 地下水的物理性质和化学性质
（7）导电性 地下水的导电性取决于溶解于地下水中的盐量 Ke=1/R Ke为水的导电率； R为水的电阻率。 地下淡水的导电率为33×10-5至33×10-3之间
（8）放射性 由地下水中的气态镭射气（氡）及少量放射性盐量引起的
三 地下水的物理性质和化学性质
5 包气带
包气带分三带 中间带 过渡带，介于土壤水带和 毛细水带之间。厚度变化 大，从零米到几百米不等。 •中间带的土壤含水量，随 深度逐步降低。
5 包气带
包气带分三带
毛细带 由于空气和水界面上的表
面张力作用，水可沿地下水 面上升形成支持毛细水，在 包气带底部构成毛细水带。 毛细带内颗粒物大小不同， 毛细上升高度也各不相同， 因此毛细水带上缘常成不规 则形状。
2.2 地下水的运动
然后，根据流线跟等水头线正交这一规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分。如果我们规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映地下径流强度（流线密代表径流强，疏代表径流弱），等水头线的密疏则说明水力梯度的大小。下面以河间地块的信手流网绘制为例说明。图4—4表示了一个下部为水平隔水底板的均质各向同性河间地块，有均匀稳定的入渗补给，两河排泄地下水，河水位相等且保持不变。此时大体上可按图4—4上所标的顺序绘制流网。在地下分水岭到河水位之间引出等间距的水平线，从该水平线与潜水面的交点引出各条等水头线。
现在我们再来看第三种情况。如图4—6所示，流线与岩层界线既不平行，也不垂直，而以一定角度斜交。这种情况下，当地下水流线通过具有不同渗透系数的两层边界时，必然像光线通过一种介质进入另一种一样，发生折射，服从以下规律：
式中θ1是流线在K1层中与层界法线间的夹角；θ2是流线在K2层中与层界法线间的夹角。
从物理角度不难理解上述现象。为了保持流量相等（Q1=Q2），流线进入渗透性好的K2层后将更加密集，等水头线的间隔加大（dl2>dl1）。也就是说，流线趋向于在强透水层中走最长的途径，而在弱透水层中走最短的途径。结果，强透水层中流线接近于水平（接近于平行层面），而在弱透水层中流线接近于垂直层面 （图4—7）。
同理，当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇聚；存在弱渗透性透镜体时，流线将绕流（图 4—8）。
2.1.3饱和水粘性土中的运动规律
不少研究者曾进行了饱水粘性土的室内渗透试验，并得出了不同的结果﹝Kufilek，1969；Milleretal.，1963；Olsen，1966﹞。根据这些试验结果，粘性土渗透流速V与水力梯度I主要存在三种关系；
地质学中的地下水运动
地质学中的地下水运动地下水是指储存在地下的水资源。
它是地球上最重要的淡水资源之一，对地球生态系统和人类生活都起着重要作用。
地下水运动是指地下水在地下岩石中的流动和迁移过程。
在地质学中，地下水运动是一个复杂而又有趣的研究领域，它涉及到水文地质学、水文学和地下水工程等多个学科。
地下水运动的原因有多种。
首先，降雨是地下水形成和运动的主要来源之一。
当降雨发生时，一部分水会渗透到地下，填充地下岩石中的空隙和裂缝，形成地下水。
其次，地下水运动还与地下岩石的渗透性和地形地貌有关。
渗透性较好的岩石，如砂岩和砾岩，可以形成较大的地下水储层，促进地下水的运动。
而地形地貌的变化，如山脉、丘陵和平原等，也会影响地下水的流动方向和速度。
地下水运动的过程可以分为两种类型：一种是自由地下水运动，另一种是受约束地下水运动。
自由地下水运动是指地下水在无限制的情况下自由流动。
它主要发生在地下岩石的裂缝和孔隙中，如砂砾层和含水层。
受约束地下水运动是指地下水受到地下岩石层的限制而流动。
这种情况下，地下水的运动速度较慢，主要通过岩石的渗透性来进行。
地下水运动对地球生态系统和人类生活有着重要影响。
首先，地下水是地球上最重要的淡水资源之一。
它不仅可以供给植物的生长和生物的生存，还可以用于农业灌溉、城市供水和工业生产等方面。
其次，地下水运动对地下岩石的侵蚀和溶解有着重要作用。
随着地下水流动，它会与地下岩石中的矿物质发生反应，形成溶解洞和地下河道等地质现象。
这些地质现象对地下水资源的保护和管理具有重要意义。
在地质学研究中，地下水运动的模拟和预测是一个重要课题。
通过建立数学模型和地质模型，可以模拟和预测地下水的流动和迁移过程。
这对于地下水资源的管理和保护具有重要意义。
同时，地下水运动的研究还可以揭示地球内部的地质过程和构造演化。
地下水的运动速度和方向可以反映地下岩石的渗透性和断裂带的分布，从而为地质学家提供重要的地质信息。
总之，地下水运动是地质学中一个重要而又复杂的研究领域。
地下水基础—第四章 地下水的运动
非均匀流——如果沿水流方向质点流速的大小或方向发 生变化，这种水流则称为非均匀流：
缓变流——在实际水流中，流线之间的交角很小，流线 间接近平行，且各流线的曲率半径很大，使得沿流程方 向质点的流速不论大小和方向都是很缓慢的。显然，在 缓变流中，质点的时变加速度等于零，位变加速度很小 趋向于零，为近似的均匀流。
头头 头
伯诺里能量方程
Z——从某一基准面算起的单位位置势能，其大小与基准
面的选取而变化；
p——水体本身所形成的压强势能，其大小与基准面的选
取无关；
u2 ——过水断面的平均单位动能，大小仅与水流速度的大
2g
小有关；
Z
p
——单位水具有的总势能，称为测压水头。
等水头线（equipotential lines）——在某时刻，渗流 场中水头相等各点的连线，表征水势场的分布。
地下水在较大的岩石空隙中运动且流速相当大时，则呈 紊流运动。此时的渗透服从哲才定律：
K
达西定律与哲才定律应用条件的区别仅在于水的流动状 态，即层流还是紊流。地下水的流态主要取决于渗透速度， 流速较小时，一般称层流运动，在层流范围内的最大允许流 速称为临界流速Vc。若流速大于临界流速，地下水则呈紊流 运动。
第四章 地下水的运动
4.1 基本概念 4.2 地下水运动的特点 4.3 地下水运动的研究方法 4.4 重力水运动的基本规律 4.5 流网
4.2 地下水运动的特点
地下水的渗流与地表水或管槽 中的水流相比有许多的不同之处：
►不论哪一类含水介质，其通道一般 都是不规则的，它是由大小不等、形 状不同的孔隙、裂隙、溶隙（或溶穴 连接组合而成的。因此，实际的水流 通道的空间形态与方向是相当复杂的。 这就使得地下水沿程流动时水质点运 动的速度的大小与方向都在不断地变 化着（右图）。
水文地质知识点总结
水文地质知识点总结作为水文地质学的一个重要分支，水文地质知识点涉及地下水的形成和储集、地下水的运动与水文地质条件、地下水的利用及保护等方面。
下面我们将就水文地质知识点进行总结。
一、地下水的形成和储集地下水是指在地下岩石裂隙、岩洞、岩溶缝隙中的自然水源。
地下水主要由大气降水、地表水渗漏和地下岩石中的储水层组成。
地下水是地表水向地下渗漏产生，也可以是通过降水、河流渗漏、湖泊、沼泽、水库等地表水渗漏到地下所形成。
一般情况下，地下水多集聚在地下含水层中。
地下含水层是地下水运动中的一种特征变质，是由吸水能力很强的岩石层构成的一个地下水储集地。
地下水的形成和储集是受到多种因素的影响，例如岩层的渗透性、受压缩水层的特性、地下水的抬升，还有地下水循环和地下水固有的水源特性等。
二、地下水的运动与水文地质条件地下水是一种天然资源，它的运动与水文地质条件密切相关。
水文地质条件是指通过地质条件的影响，使得地下水形成与分布的状况。
地下水的运动与水文地质条件主要包括地下水的水位、地下水流动的方向、流速等。
地下水的水位是指地下水位于岩层中的位置情况。
地下水流动的方向是指地下水在地下的流动方向。
而地下水流速是指地下水流动的速度。
地下水的运动与水文地质条件是地下水资源的重要组成部分。
通过水文地质条件，可以掌握地下水的流动和分布状况，提高地下水资源的有效利用率。
三、地下水的利用及保护地下水是人类生活和生产中不可缺少的重要水资源。
地下水是一种取之不尽用之不竭的自然水源。
地下水的利用主要包括饮用水、工业水、农业水、城市供水等方面。
对地下水的利用，需要合理的开采和利用，保护地下水资源。
地下水的保护主要包括减少地下水污染和地下水补给。
地下水污染是指在地下水的运动过程中，因为人类活动或其他原因，导致地下水中的各种物质浓度增高，直接或间接影响到地下水的水质。
地下水的补给是指地下水的源头水源，减少地下水补给，会影响地下水资源。
以上是水文地质知识点的一个简要总结，希望可以帮助大家更加深入的了解水文地质知识。
水文地质学---地下水运动的基本规律
（以此种情况居多）
说明：只要施加微小的水力梯度，结合水就会流动，但 此时的V十分微小；随着I加大，曲线斜率（K）逐渐增大，然
后趋于定值
较多的学者认为，粘性土（包括相当致密的粘土在内）中
的渗透，通常仍然服从达西定律。例如，奥尔逊曾用高岭土作
渗透试验，加压固结使高岭土孔隙度从58.8％降到22.5％，施 加水力梯度I =0.2～40，结果得出V - I 关系为一通过原点的直
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.6 达西定律的适用范围 1＜Re＜10，层流，适用，地下水低速运动，粘 滞力占优势； 10＜Re＜100，层流，不适用，地下水流速增大， 为过渡带，由粘滞力占优势的层流转变为以惯性 力占优势的层流运动； Re＞100，紊流，不适用。
达西定律是描述层流状态下渗透流速与水头损失关系的 规律，即渗流速度V与水力坡度I成线性关系只适用于层流范 围。在水利工程中，绝大多数渗流，无论是发生于砂土中或 一般的粘性土中，均属于层流范围，故达西定律均可适用。 但以下两种情况可认为超出达西定律适用范围。
第四章 地下水运动的基本规律 ①从微观角度研究地下水运动的难度有两个方面：
A）要获得微观角度每一个空间点的水流运动参数，首 先必须获得空隙的几何参数（查明每一个空隙与固体颗粒 之间的边界位置等） B）从微观角度来看地下水流在空间上是不连续的。固 体颗粒部分是没有水流的，因此从微观角度地下水的运动 参数在空间上是不连续的，有很多地方运动参数是零。 也就是说描述水流运动的物理量是非连续函数，因此 基于连续函数的许多微积分方法无法应用。
普通水流的流向是从总水头高的地方流向总水头低的地方 水流量的大小取决于水头差和水头损失 地下水水的流向也是从高水头流向低水头 流量的大小也取决于水头差和水头损失 普通水流在管道中运动取决于管道大小、形状及管壁的粗糙度 渗流运动取决于多孔介质空隙大小、形状以及其连通性
水文地质与地下水动力学
水文地质与地下水动力学水文地质与地下水动力学是一个重要的研究领域，它关注的是地下水的形成、分布、流动和质量变化等方面的问题。
它对于地下水资源的合理利用和保护具有重要的意义。
本文将从水文地质和地下水动力学两个方面进行探讨。
一、水文地质1. 地下水的形成地下水是由降水通过渗透、渗流等过程进入地下所形成的。
在地下，水与岩石、土壤颗粒之间形成水分子膜和水分子间隙，形成不同类型的地下水储库。
2. 地下水的分布地下水的分布受地质构造、地下水补给和排泄条件等因素影响。
不同地区的地下水分布具有很大的差异，有些地方地下水丰富，而有些地方则缺乏地下水资源。
3. 地下水的流动地下水的流动是指地下水在地下储层中经过渗流、渗透等途径的运动过程。
地下水的流动方向和速度受到多种因素的制约，如水头差、渗透性等。
地下水的流动对于地下水资源的利用和污染的扩散都具有重要意义。
二、地下水动力学1. 地下水的动力学特征地下水动力学研究地下水的运动规律和特性，包括地下水的流速、流量、水头、渗透性等。
地下水动力学模型可以用来描述地下水的流动过程，并预测地下水的变化趋势。
2. 地下水的污染与修复地下水资源的过度开发和人类活动的影响导致地下水的污染问题日益严重。
地下水动力学研究可以帮助我们了解地下水污染的传输和扩散机制，并制定相应的修复措施。
3. 地下水与地表水的互动地下水和地表水之间存在着紧密的联系，地下水补给地表水、地表水渗入地下水等过程对水文地质和地下水动力学的研究都具有重要意义。
通过研究地下水与地表水的互动关系，可以科学地管理和保护水资源。
总结：水文地质和地下水动力学是研究地下水的形成、分布、流动和质量变化等方面的重要学科。
它们对于地下水资源的合理利用、保护和污染修复等方面有着重要意义。
通过深入研究水文地质和地下水动力学，我们能够更好地认识和利用地下水资源，提高地下水管理和保护的水平。
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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
是隔水的； 抽水时影响半径范围内无渗入、无蒸发，
每个过水断面流量相同，影响半径以外的 区域流量为0，影响半径的圆周上是定水头 边界； 抽水井内及附近都是二维流。
第三节 地下水向井的稳定运动
——泰斯公式—— 建立泰斯公式的简化假定条件 1. 含水层为各向同性的均质体且等厚度、侧向无限
延伸、产状水平。 2. 抽水之前，含水层水力坡度为零【初始条件】。 3. 对含水层定流量抽水。 4. 抽水过程中，含水层中水的渗流服从达西定律。 5. 抽水时，因水头下降而引起含水层释放弹性水量
是瞬时完成的。
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（4）井的最大流问题
用 代替 应
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 当过滤器的长度L>0.3M，对 于这种情况，不仅要考虑隔 水顶板的影响，还要考虑隔 水底板的影响，因此采用马 盖斯公式进行计算。
曼宁公式 丁祖荣. 谁是19世纪实验流体力学的代表人物——纪念亨利·达西诞辰210周年
第二节 地下水运动规律
达西实验
水由定水头供水容器向砂柱内 注入，在砂土中渗流，渗流通 过砂土的能量损失，可由与筒 内壁连通的测压管测得。 调节改变供水容器高度进行多 次实验，单位时间接水器皿量 出水量获得流量，每次实验流 出的水量不同时，测压管上反 映出的水头差也不相同。 这些点连线呈大致直线
上节回顾
第四章 地下水的运动
第四章 地下水的运动
第一节 地下水运动特点
第一节 地下水运动的特点
1、曲折复杂的地下水通道
地下水储存并运动于岩 石颗粒间像串珠管状的 孔隙和岩石内纵横交错 的裂隙之中，由于这些 空隙形状、大小和连通 程度的变化，造成地下 水水流通道十分复杂。
2、迟缓的流速
地表水流速通 常以m/s来计算，其 流速通常大于s ，而地下水在曲折 的地下通道中运行 ，受到非常大的阻 力，因而流速非常 缓慢，常以m/d来表 示。
第一节 地下水运动特点
3、层流和紊流
地下水的运动形式 一般分为两种：一 种是层流运动，一 种是紊流运动。地 下水在岩石空隙中 的运动速度比地表 水慢得多，除了在 宽大裂隙或空洞中 具有较大速度而成 为紊流外，一般都 为层流。
第一节 地下水运动特点
第一节 地下水运动特点
4、非稳定、缓变流运动
❖ 稳定流运动－渗流场中地下水各运动要素不随时间 而变化的运动。
渗透：地下水在岩土空隙中的运动称为 渗透。
第二节 地下水运动规律
第二节 地下水运动的基本规律
一、渗透水流
实际水流
渗透水流
第二节 地下水运动规律
一、渗透水流
两个假设:
（1）不考虑渗流途径的迂回曲折，只考虑地下 水流的主要流向。
（2）不考虑岩土的颗粒存在，假想渗透水流充 满全部空间（包括骨架）。
第二节 地下水运动规律
第三节 地下水向井的稳定运动 3、直线补给边界附近的完整井 为了取得更大的水量，常常将井布置在河流的附近，如图所示：
a. 承压水完整井
b. 潜水完整井
第四节 地下水向井的非稳定运动
第四节 地下水向井的非稳定运动
图4-17表示无充分补给的 抽水井形成的非稳定流运 动。 ①表示t1时刻的下降漏斗 ，由于无法及时补充漏斗 不断扩大，经过一段时间 后，漏斗面变为②的位置 ，最后一直扩大到含水层 ，漏斗区率越来越小。
第四节 地下水向井的非稳定运动
潜水给水度与弹性释水系数的区别
释水机理：潜水释水过程完全是重力释水； 而承压水是由于含水层骨架压缩和 地下水体膨状共同作用的释水。
第四节 地下水向井的非稳定运动
水位传导系数a
潜水含水层： 承压含水层：
第四节 地下水向井的非稳定运动
三、无越流含水层中水流向井的非稳定流动
❖ 非稳定流运动－渗流场中地下水运动要素随时间而 变化的运动。
❖ 缓变流动－流线弯曲度很小而近似直线、相邻流线 间夹角很小而近似平行、各过水断面近似平面、同 一过水断面上各点水头近似相等的地下水流动。
缓 变 流 动
过水断面 流线
第一节 地下水运动特点
介质：地下水赋存于岩土的空隙中，并 在其中运动。我们将赋存地下水 的岩土称为介质。
潜水完整井稳定流计算公式的推导
由达西公式：
Q K H1 H2 K I
L
过水断面： ω=2πx y 近似等于圆柱侧面积 水力坡度： I=dy /dx 地下水流动过程中为变量
则任意过水断面水量：Q=K·2 πx ·y ·dy /dx ，将上式分离 变量并积分
第三节 地下水向井的稳定运动
第二节 地下水运动规律
思 考：
地下水流运动的驱动力是什么？ 其流动的速度与什么有关？
第二节 地下水运动规律
二、达西定律
法国亨利•达西：建立管道流动达西公式 (1858 年)、渗流定律
(1856 年)及与巴赞一起设计和实施人工明渠实验 (1855-1857
年) 等
1、达西公式： 2、达西定律： 3、人工明渠实验
将上π值代入整理： 因为s=H-h，则有：
亦称裘布衣公式
承压水完整井稳定流计算公式可用来计算含水层渗透系数K和 预测出水量Q
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（1）抽水井流量与水位降升的关系 Dupuit公式中井径和流量的关 系,并不完全符合实际情况。实 际测得的水位降升是多重作用 的结果：
二维流中所有的流线都与某一固定
平面平行，与这平面平行的各个平 面特点均相同，研究了某一个平面 上渗流的变化时，整个渗流场的变 化就掌握了。如果这个平面是铅直 的面则称为剖面二维流（图ｂ）； 如果这个平面是水平的则为平面二 维流（图ｃ）；
三维流中找不到任何一个固定平面
能与所有流线平行。如在河转弯处 的潜水运动（图ｄ）。
第四节 地下水向井的非稳定运动
第四节 地下水向井的非稳定运动
潜水给水度μ
Q /(H A)
意义：潜水位上升(下降)一个单位时,从 单位面积含水层增加(减少)的水量。
第四节 地下水向井的非稳定运动
弹性释水系数μ*
* Q /(H A)
意义：水平面为一个单位面积，高为含水 层全厚度M 的含水层柱体中，当水 头降低一个单位时弹性释放出来的 水量。
第二节 地下水运动规律
实验结果： 渗流量或渗流速度与水力坡降成正比
Q K F H1 H2 K F H
L
L
K I F 或v K J
达西定律，又称线性渗透定律
第二节 地下水运动规律
用微分来表示，即： v K H L
此流速是假想水流的流速，实际水流的流 速，根据过水断面可得
第四节 地下水向井的非稳定运动
Theis（泰斯）公式 1、承压井计算公式
2、潜水井计算公式
第四节 地下水向井的非稳定运动
在Excel里面计算泰斯公式：
第五节 水文地质参数的确定
第五节 水文地质参数的确定
渗透系数K
导水系数T= KH
潜水给水度μ 弹性释水系数μ*
影响半径R
第五节 水文地质参数的确定
潜水完整井稳定流计算公式的意义： ① 求含水层渗透系数K； ② 预计潜水完整井出水量Q。
第三节 地下水向井的稳定运动
三、地下水流向承压完整井
承压水完整井稳定流计算公式的 推导假设条件与潜水基本相同。
承压水完整井稳定流计算公式的 推导
第三节 地下水向井的稳定运动
承压完整井稳定流计算公式的推导
将上式分离变量并积分
据渗流特点：渗流场中过水断面ω包括地下水实际流
过岩土空隙面积（ｎω ）和骨架所占的面积。而流 量Ｑ相同。渗流速度v和地下水实际速度ｕ，
二者关系为: v nu
u Q
n
v
Q
由于空隙度ｎ＜１，故v永远<ｕ。
第二节 地下水运动规律