地下水文学

地下水水文学

1 自然界水的分布、循环与均衡

自然界水均衡 (water equilibrium)

水分循环三要素：蒸发(Z)、降水(X)和径流(Y)

水均衡：在一定时间、一定区域内，水分循环的三要素之间的数量关系

水均衡原理：对于任一地区(系统)，在任一时间内，收入的水量与支出的水量之间的差额必等于其蓄水量的变化。

在海洋：Z 0=X 0 + Y

在陆地：Z c =X c - Y

全球： Z 0 + Z c = X 0 + X c

水在岩土中的赋存形式

液态水

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

重力水：距离固相表面更远的、能在重力下运移的那部分水

毛细水：松散岩土中细小孔隙通道构成毛细管，在毛细力的 作用下，地下水沿着细小孔

隙上升到一定高度，这种既受重力又受毛细力作用的水。

支持毛细水

悬挂毛细水

孔角毛细水

气态水

固态水

其它：矿物结合水(沸石水、结晶水、结构水)

与水分贮存、运移有关的岩土性质

容水性：岩土能容纳一定水量的性能,常用含水率表示。

含水率θ：单位体积岩土中所含水的体积(water content; mositure content)

容水度(water capacity) C w ：岩土完全饱和时所容纳的最大水体积与岩土总体积之比。在数值上，一般与孔隙度(裂隙率、溶隙率)相等，但对于有膨胀性的岩土，由于充水后体积扩大，其容水度可大于孔隙度

饱和度(saturation) S ：含水率与容水度的比值。S =1表示饱和，0

%100⨯=V V w θ 或 n C S w θθ

== 式中—体积含水率

--含水体积 —包括孔隙在内的岩土总体积 --重量含水率 --含水的重量 --干燥岩土的重量

持水性(moisture retention)：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

持水度R e ：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，这时的岩土含水率也称为田间持水率。

给水性(specific yield)：含水岩土在重力作用下能自由释出一定水量的性能

给水度μ：指饱水岩土在重力作用下所释出的水体积与岩土总体积之比，在数值上它等于容水度减去持水度，也即岩土的饱和含水率与田间持水率之差。

e w R C -=μ

透水性(permeability )：岩土允许水体透过的性能决定岩土透水性好坏的主要因素是空隙的大小，其次才是空隙的数量。度量岩土透水性的指标是渗透系数K 。渗透系数愈大，表明岩土的透水性愈强，反之，则愈弱。

1.3不同埋藏条件下的地下水

潜水(phreatic water)：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，或只具有局部的隔水顶板，潜水的自由水面称为潜水面(water table)。潜水面上任一点的高程为该点的潜水位(phreatic water level)，潜水面到地表的铅垂距离为潜水的埋藏深度(简称埋深)。潜水在重力作用下由高处流向低处称潜流。在渗透途径上，任意两点的水位差与该两点的水平距离之比，称为水力梯度(hydraulic gradient)或水力坡度，通常用I 表示。

潜水的特征：①与降水和地表水了解密切，积极参与水循环。②分布区与补给区基本一致

③排泄方式：径流排泄：泉、渗流形式

蒸发(腾)排泄：失水分，留盐分 盐碱土

④动态的季节性变化显著(丰水，水位高，含水层厚)

⑤易受污染

等水位线图(phreatic water contour)：在潜水面上，将高程相同的点(即潜水位相同的点)相连，即为潜水面的等水位线图（参见教材P15图1-9）

承压水(confined water)：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。（参见教材P16图1—12）如未充满水则称为无压层间水。

1.4不同水介质中的地下水

孔隙水 ：冲积物中的孔隙水、洪积物中的孔隙水

岩溶水：特点：空间分布极不均匀，动态变化强烈，流动迅速，排泄集中。

2.地下水运动

2.1 地下水运动的基本方程

地下水的流态可用无量纲的雷诺数来判别νVd

R e =V —地下水渗流速度

d —含水层颗粒的平均粒径；ν—地下水运动粘滞系数

渗流的基本定律

达西定律：渗流量Q 与过水断面面积A 及上、下两测压管的水头差∆h 成正比，而与渗透途径长度L 成反比。即：A l

h K Q ∆= 适用范围：存在一个临界雷诺数R e 临，该值约在1～10之间，当R e < R e 临，即低雷诺数时，属低速流，这时有一个粘滞力(忽略惯性力)占优势的层流区域，该区域内达西定律是适用的。上述R e 临就是达西定律成立的上限。当R e 临< R e <20～60时，偏离了达西定律，此时计算不够准确。高雷诺数时为紊流，此时达西定律就失效了

2.2 包气带水运动的基本方程

水分特征曲线：包气带水的基质势或吸力是其含水率的函数，基质势ψm 或吸力S 与含水率θ关系的曲线即称为水分特征曲线(图2-5)。

包气带土壤水分特征曲线须由实验室测出，不同土壤质地的水分特征曲线不同(图2-5a)，即使是同一土壤由于结构不同、干容重不等，其水分特征曲线也不相同(图2-5b) 。

2.3 地下水的稳定流运动

基本方程：裘布依公式 --水力梯度，其中H 为水位或压力水头 式中：Q —稳定流流量 K —渗透系数 A--地下水流的过水断面