第二章 地下流体及其基本特征(1)
地下水动力学第二章
2.1.3 渗流连续性方程
连续性方程就是质量守恒方程，也称为水均衡方程 水均衡的基本思想：
对某一研究对象，流入－ 流出＝V 研究对象可以是大区域的，也可以是微分单元体
大区域的水均衡计算经常用于区域的水资源评价 本课程基于微分单元体做水均衡，推导渗流连续性方程。
为反映含水层地下水运动的普遍规律，我们选定在各向 异性多孔介质中建立地下三维不稳定流动连续性方程。
渗流连续性方程推导
( v)| x (xx,y,z,t)
X方向流入流出差
(v x )|(x ,y ,z ,t) y z t (v x )|(x x ,y ,z ,t) y z t
y方向流入流出差
(v y ) |( x ,y ,z , t ) x z t (v y ) |( x ,y y ,z , t ) x z t
V
V0 V0
( p0
p)
V V0
( p0
p)
水的压缩方程
dp 1 dV
V
V p
V0
由于V~V0变化不大，故 V p
由于V
m
V
d(m)
dV V
m
d ( 1 ) d
dp 1d
d
dp
多孔介质的压缩方程
假定多孔介质近似地符合弹性变形，依虎克定律，有
d 1 dVb Vb
t
(n z ) ( ze ) z( e e ) t t 1 e 1 e t t
根 据 e(1e)和 dp dH ,得 eep(1e)H
p
t pt
t
根d据 和 dp dH ,得 pH
dp
t pt
t
(nz) z [(1e)HeH]
t 1e
地下流体总复习概要课件
04 地下流体资源开发与利用
地下水资源开发
地下水资源定义
地下水资源是指在一定条件下，能够通过自然净化作用，持续不断地供给人类直接饮用或 进行工农业生产、生态平衡和地质环境调节所需用的地下淡水天然补给量或开采条件下能 持续供给的地下淡水量。
地下水按含水性质分类
可分为淡水和咸水等类型。
地下流体的物理性质
温度
地下流体的温度随深度增加而升 高，不同地区和不同深度的地下
流体温度存在差异。
压力
地下流体具有一定的压力，其压力 大小与地下水的埋藏深度、含水介 质的透水性和孔隙率等因素有关。
运动状态
地下流体处于动态平衡状态，其运 动状态受到地形、地质、气象等多 种因素的影响。
是指赋存于地表以下岩土 孔隙中具有一定压力和流 动性的水体，是地下流体 的一种。
地下水类型
根据地下水的赋存状态和 含水介质的不同，可以将 地下水分为孔隙水、裂隙 水和岩溶水等类型。
地下流体的分类
地下水按含水介质分类
可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水等类型。
地下水按埋藏条件分类
可分为上层滞水、潜水、承压水等类型。
THANKS
包括利用地下水进行排水、利用地下水进行注浆等 。
地下流体在矿产资源开发 中的影响
合理利用地下流体资源，可以有效降低矿产 资源开发成本，提高矿产资源的利用率，同 时也可以保护矿区生态环境。
05 地下流体监测与环境保护
地下流体监测技术
中国石油大学（华东）油田开发地质学考试复习知识总结
中国⽯油⼤学（华东）油⽥开发地质学考试复习知识总结油⽥开发地质学复习重点总结（⽯⼯学院40学时）第⼀章：油⽓⽥地下流体的基本特征1、名词术语（1）⽯油：是储存于地下深处岩⽯孔隙和裂缝中的、天然⽣成的、以液态烃为主的可燃性有机矿产。
（2）油⽥⽔：油、⽓⽥区域内与油⽓藏有密切联系的地下⽔，⼀般指直接与油层连通的地下⽔。
（3）天然⽓：地质条件下⽣成、运移并聚集在地下岩层中、以烃类为主的⽓体。
（4）⽯油的荧光性：⽯油及其衍⽣物（⽆论其本⾝还是溶于有机溶剂中）在紫外线的照射下，产⽣荧光的特性。
（5）⽯油的旋光性：当偏振光通过⽯油时，使偏光⾯发⽣⼀定⾓度旋转的特性。
2、原油的主要元素和化合物、组分组成（1）主要元素：碳、氢、硫、氮、氧碳、氢占绝对优势，主要以烃类形式存在，是组成⽯油的主体；氧、氮、硫主要以化合物形式存在。
（2）化合物：烃类化合物（碳、氢）、⾮烃类化合物（碳、氢、硫、氮、氧）①烃类化合物（按结构分类）：烷烃（正构烷烃、异构烷烃）、环烷烃、芳⾹烃②⾮烃类化合物：含硫化合物（元素硫、硫化氢、⼆硫化物、硫醇、硫醚等）、含氮化合物（吡啶、吡咯、喹啉、钒卟啉、镍卟啉等）、含氧化合物（环烷酸、脂肪酸、酚、醛、酮等）。
（3）组分组成：根据⽯油不同化合物对有机溶剂和吸附剂具有选择性溶解和吸附性能划分。
①油质：⽯油的主要组分，淡⾊粘性液体，由烃类化合物组成；溶解性强、可溶解的有机溶剂很多，不被硅胶吸附（评价⽯油质量的标志）；②胶质：胶质—粘性玻璃状半固体或固体，淡黄、褐红到⿊⾊，由芳烃和⾮烃化合物组成。
溶于⽯油醚，能被硅胶吸附；③沥青质：沥青质—脆性固体，暗褐⾊到深⿊⾊，由稠环芳烃和⾼分⼦⾮烃化合物组成。
不溶于⽯油醚，能被硅胶吸附。
注意：（1）异构烷烃中类异戊⼆烯型烷烃可能来⾃叶绿素的侧链，卟啉同系物也存在于动物⾎红素和植物叶绿素中，均可作为⽯油有机成因的标志；（2）油质主要指烷烃、环烷烃和芳⾹烃等烃类物质，胶质和沥青质指含有氮、硫、氧的⾮烃物质及不饱和的芳⾹烃。
地下水动力学讲义第2章(全)2009-11
q1 = K
右河得到的补给量：
2 h12 − h2 Wl − 2l 2
q2 = K
2 h12 − 时，它的渗漏量由于存在入渗而减少，减少量等于整 个库渠间入渗量的一半，即 Wl 。因此，在选择库址时，除了要考虑岸边岩石的渗透系数
1 2
K 和河渠(库)之间的宽度 l 外，还要考虑入渗量 W 的大小等，以预测水库蓄水后分水岭存
(2-17)
式中 h1，h2——为断面 1 和 2 上的潜水流厚度，m； K1，K2——相邻两种岩层的渗透系数，m； l1，l2——断面 1 和 2 到岩层分界面的距离，m。 2.1.4 承压水-无压流的稳定运动 在地下水坡度较大的地区，若上游为承压水，下游由于水头降至隔水底板以下转为无 压水的情况，形成承压—无压流，见图 2-6。
地下水动力学
图 2-1 计算出的潜水面与实际潜水面的比较
取垂直于地下水流动方向的单位宽度进行研究，其数学模型如下：
式中,h——距离左端起始断面 x 处的潜水含水层厚度，m； h1，h2——上游断面（左端起始断面）1、下游断面 2 处的潜水含水层厚度，m； K——含水层的渗透系数，m/d。 对（2-1）式分离变量积分，得
（2-8）
式（2-8）为单宽流量公式。 若已知两个断面上的水位值，可以用它来计算两断面间任一断面的流量。应该指出的 是，因沿途有入渗补给，所以 qx 随 x 而变化。
当含水层上部没有入渗或蒸发，即 W=0 时， （2-5）式和(2-8)式可简化为:
2 h12 − h2 h =h − x l 2 h 2 − h2 q=K 1 2l 2 2 1
（2-20）
上式中的 l，a 都是待求量，可同(2-19)式结合起来，用试算法解出合理间距 l。其方法 为：按分水岭移动规律给出 a 值，由（2-19）式算出 l 值；再代入(2-20)式，看是否满足等 式。如不满足，重复上述过程，直到满足条件。此时 l 即为所求的合理间距。 在两渠水位相等的特殊条件下，即 hl=h2=hw，分水岭位置 a=l/2，这时（2-20）式可简 化为：
地下流体重点
地球流体：地球上一切可流动的物质。
水圈中的水，大气圈中的气体，赋存并活动于上地幔与下地壳中的岩浆，岩石圈中的气体与水。
地下流体：赋存并活动于地表以下岩石圈中的，特别是地壳中的流体。
油，气，水。
地下流体的分类：地壳浅层流体，地壳深层流体地震地下流体学及其主要任务：地震地下流体观测，是以捕捉地震前兆为主要目的的地下流体动态观测，自上世纪60年代开始，已成为地震监测预报的主要技术之一，经过30多年的努力，我国已建成了规模宏大的地震地下流体观测网，积累了大量的观测资料，在地震监测预报中发挥积极的作用。
地下储水空间：空隙，裂隙，溶隙饱水带：从地面向下挖井时可以看到，井的上部往往是干燥的，含水很少；向下岩土逐渐变湿，但井中仍然没有水；再向下挖，就见到井壁及井底有水渗出，井里很快出现了一个水面，这就是地下水面。
地下水面以上称做包气带，以下称做饱水带含水层:含有重力水的岩层称为含水层。
(当土壤水分超过田间持水量时，多余的水分不能被毛管所吸持，就会受重力的作用沿土壤的大孔隙向下渗透，这部分受重力支配的水称重力水)隔水层：指不允许重力水自由流动的岩层。
越流含水层：岩层能起隔水作用，但岩层中仍含有一定的水量，甚至可以透水，但透水能力极其微弱的岩土层。
含水层类型：按赋存地下水的空隙类型可分为：孔隙水层，裂隙水层，溶岩水层；断裂储水构造：断裂使岩层产生破裂，发生位移，形成破碎带，破碎带有比较发育的裂隙和孔隙，是地下水的贮存空间，断裂带两侧的未破裂的岩层是相对隔水边界，在适当的条件下，可以聚集地下水，形成断裂储水构造。
地下水的分类：按地下水的埋藏条件可将地下水划分为上层滞水、潜水、承压水。
裂隙水的特点：①裂隙水分布不均匀；②裂隙水一般形成带状循环，埋深较大；③按照构造裂隙水与下伏含水层的沟通程度可分为导水断裂、储水断裂；④大的裂隙（或断裂带）中的地下水动态变化很稳定。
承压水的特点：水具有压力；补给区、径流区、排泄区不一致；由于上部有稳定的隔水层，与大气、地表水的联系较弱；人为影响明显小于潜水，越深层的承压水，人为影响越小；承压水的动态变化明显小于潜水，动态变化较稳定；承压水的水质较好。
地下水运动
堆积物毛细管上升水上升高度与孔隙大小的关系
松散堆积
粗砂
中砂
细砂
砂粘 土
亚粘 土
粘土
孔隙直径 （mm）
2.0― 1.0
1.0― 0.5
0.5― 0.25
0.25― 0.10
0.10― 0.05
0.05― 0.01
毛细管水上升 高度（cm）
2―4
12― 35
35―12 0
120―2 50
300―3 50
(4) 达西定律
达西(Henry Darcy)研究含水层中水从一处向另一处渗流 的速率(单位时间通过单位面积的水量，Q/F)，发现其值与这 两个地点之间的垂直高程差(h1-h2=△h)成正比，与水移动的 水平距离(L)成反比;同时,发现与含水层的渗透率密切相关,即 渗透率越大，水的流动也越快， Q= —K· F· （h1-h2）/L= —K· F· △h/L=K· F· I 或V=Q/F=KI（层流） 式中 I 为水力坡度，表示渗流沿程克服阻力所产生的 水头损失 ( △ h) 与渗流水平距离 (L) 之比值，取负值表示水 位随渗流流远而降低。这就是所谓的达西定律，它适用于 渗流速度小于3×10-3m/s。 该式表明，渗透速度与水力坡度的一次方成正比，故 达西公式称之为线性渗透定律。
作紊流运动时，水流所受阻力比层流状态大，消耗的 能量较多。在宽大的裂隙中 ( 大的溶穴、宽大裂隙及卵砾 石孔隙中)，水的流速较大时，容易呈紊流运动。
4.稳定流和非稳定流
地下水在流动时，其各运动要素（流速、流量、 水位等）不随时间变化时，称为稳定流。如果，地下水各 运动要素随时间变化时，称为非稳定流。地下水在自然界 绝大多数情况下为非稳定流运动。
渗透速度或渗流速度
地下水渗流的基本规律
Dip towards recharge area – high relief
Effect of Pinchouts on Flow Patterns
High K below recharge area
High K below discharge area
（3）流网绘制
定量方法—精确流网 定性方法—信手流网 边界条件：定水头边界、隔水边界、潜水面 边界等 源、汇：源—发散流线，汇—吸收流线 分水线：虚拟隔水边界—流线
意流线
（2）圆筒中上、下断安装测压管——测 定两个断面的水头，水头差为h；两断面 相距L （5）下端出口测定流量为Q。
达西试验装置—两种
2.2.1 达西定律（Darcy’s law）
2.2.1 达西公式中各项的物理意义
（1）渗透流速： 根据水力学流速与流量的关系，上式可转化：
Q = ω ·V
与（2）式比较 V = K· I （3）
（1）基本概念
渗流场：地下水流动（运动）的空间.
流网是描述渗流场中地下水流动状况的有效工具 .
流网：渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线 （ equipotential lines ）与流线（ flow lines ）组成的网格， 称流网（flow net）. 流线：某时刻在渗流场中画出的一条空间曲线，该曲线上各个水 质点的流速方向都与这条曲线相切（某时刻各点流向的连线）
裂隙介质：含有裂隙的岩层，裂隙发育的花岗岩、石灰 岩等。
渗流——地下水在岩石空隙中的运动称为渗流 。
发生渗流的区域称为渗流场。
渗流场由固体骨架和岩石空隙中的水两部分组成。 渗流只发生在岩石空隙中。
地下水在岩石孔隙中的运动（渗流）
普通水流与渗流
第二章 地下流体及其基本特征(3)
一、 基本概念
1 渗流
渗流：对实际的地下水进行概化，概化后的地下水流 称为渗流。所占据的空间区域称为渗流区（渗流场）。
特定：（1）通过任意断面。 概化方法：不考虑含水层中固体颗粒的存在，认为含水 层完全被水所充满；不考虑实际流向的多变性，只考虑 单向流。
一、 基本概念
3 稳定流与非稳定流
稳定流——地下水的各个运动要素（水位、流速、流向 等）不随时间 改变。 非稳定流——地下水的各运动要素随流程、时间等不断
发生变化的水流。
一、 基本概念
注意：
1. 自然界中地下水都属于非稳定流。
⑴ 补给水源受水文、气象因素影响大，呈季节性变化； ⑵ 排泄方式具有不稳定性； ⑶ 径流过程中存在不稳定性。 2. 为了便于计算，常将某些运动要素变化微小，或实际考 虑时间尺度内某些运动要素变化变化不大的渗流，近似地 看作稳定流。
一、 基本概念
2、地下水流形态类型
根据流速大小，渗流分两种流态：层流、紊流 层流——在岩石空隙中渗流时，水质点作有秩序的、 互不混杂的流动。流速小，一般岩石空隙； 紊流——水质点无秩序地、互相混杂的流动 。流速大， 岩石大空隙（砾石层、溶洞）。
绝大多数情况下， 地下水属于层流，如第四系松散介质孔隙、细小 裂隙中的流水，但在大的岩溶洞穴、大裂隙中的地下水流则属于紊流。
V KI
Q V
哲才定律适用于含水层中水流运动为紊流时
V KI
1 2
Q V
式中，V为水流速度，Q为水流量，ω为过水断面大小， K为含水层的渗透系数，I为含水层的水力梯度。
二、地下水渗流运动的基本规律
4、渗透系数K——水力传导率
定义：
地下水的地质作用课件
隙系统）
地下热水分布区常是地热异常区；出露地表即成为温泉。
西藏羊八井、南京汤山、西安临潼华清池；冰岛、新西兰、美国黄
石Yellow Stone老实泉(Old Faithful)
地下热水的成因：与断裂有关、与地热有关、与水文地质条件有关。
◆物理性质
主要有透明度、颜色、嗅味及味感等。
◆地下水的流动状态
1)渗流地下水沿岩石空隙的这种缓慢运动，称为渗流。其运 动场所称为渗流场。 2)当重力水在岩石的狭小空隙中渗流时，受介质的吸引力影 响较大，水的质点排列较为有序，水作层流运动。 3)当地下水在一些宽大的空隙中(溶洞或裂缝)流动时，受介 质的影响较小，水的流速较大，水的质点呈无序地、互相 混杂地流动，形成紊流。 4)地下水在渗流场内运动，当其运动要素(水位、流速和 流向等)在一定时间内稳定不变时，则称为稳定流。
●吸湿水 又称强结合水，水分子与岩土颗粒表面之间的分子吸引力可达到几千甚 至上万个大气压，因此不受重力的影响，不能自由移动，密度大于1，不溶解盐 类，无导电性，也不能被植物根系所吸收。 ●薄膜水 又称弱结合水，它们受分子力的作用，但薄膜水与岩土颗粒之间的吸 附力要比吸湿水弱得多，并随着薄膜的加厚，分子力的作用不断减弱，直至向自 由水过渡。 ●毛管水 当岩土中的空隙小于1毫米，空隙之间彼此连通，就象毛细管一样，当 这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。 ●重力水 当含水层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中 发生渗透移动，形成渗透重力水。饱和水带中的地下水正是在重力作用下由高处 向低处运动，并传递静水压力。
◆温度
地下水的温度受地温控制，变温带地下水水温有较小的季节 性变化；常温带地下水水温与当地平均气温接近；增温带地下 水随地温梯度的增加而增加。通常情况下，地下水的温度接近 或低于当地年平均气温称为冷水，温度高于当地年平均气温称 为地下热水
第二章 地下流体及其基本特征(5)
二、氡气及其特性
氡气的溶解系数与温度的关系
t (℃ ) 0 5 10 20 30 40 50 60 70 80 90
ω
0.510
0.420
0.351 0.254 0.195 0.159
0.138
0.125
0.117
0.112
0.110
随着水温度升高，氡的溶解系数减小。所以， 相同条件下，冷水含氡量高于热水。 此外，氡溶解系数随矿化度升高而减小。
水中H2的浓度，一般是在很小的范围内波动，但在较大的地震前表现 出几倍至几十倍于下沉背景的起伏，异常是非常显著的。 H2的动态不稳 定，但随着井深的增大其相对起伏幅度变弱。 CO2的来源多样。地下水中的CO2溶解度较高，且随温度的升高而增大， 随压力的增大而降低。正常情况下，井水中CO2的动态也不平稳，但随着 井孔深度的增大起伏相对变小，震前的CO2异常多表现为上升型异常。 H2S是地下水中的常见气体，尤其是较深层封闭的含水层中。 H2S的化 学性质活泼，易溶于水，其溶解度随温度的升高而降低。 CH4是深层地下水中可见的气体，特别是赋存于油气田中，一般认为 CH4是生物化学成因的气体。
当t趋近于30天时， e―λt趋近于0，1―e―λt趋近于1，水中氡
的浓度接近于最大值。
二、氡气及其特性
5. 氡的迁移
氡射气在地下水体中的迁移是一个复杂 的过程,大量的试验和研究表明,氡射气的迁移 经历了两个过程:
1.原始迁移：氡从岩石进入到水中的过程； 2.二次迁移：氡在水中的迁移。二次迁移是氡的迁 移的主要形式。
二、氡气及其特性
氡的衰变规律公式: Ct = Co ·e―λt
Ct : t 天后,水中氡的浓度;
Co : 水脱离岩石时的氡的浓度; e―λt : 氡的衰变函数值。
地下流体总复习概要
第二章 地下流体动态特征
二、井水位固体潮效应
➢含水层在日、月起潮力作用下，产生固体潮体应变的 反映，含水层的体应变使其孔隙中的流体压力产生潮汐 波动，迫使水在井孔与含水层之间产生潮汐渗流，从而 形成了井孔内水位的潮汐变化。
井潮潮差—固体地球产生潮汐变形而引起的井水位变 化幅度，是表征井孔水位潮汐效应大小的主要指标。
➢观测技术系统干扰（仪器设备运行环境、日常管理）
➢观测环境变化的干扰（井区自 然环境、井区人类活动、地质动 力活动）
✓ 地表水体引起的干扰异常
✓ 地下水开采引起的干扰异常 ✓ 地下注水引起的干扰异常 ✓ 矿山采矿活动引起的干扰异常 ✓ 其它环境干扰异常
➢观测条件改变的干扰（观测 井、其它）
a、观测井管老化开裂引起的干扰异常 b、井口装置改变引起的干扰异常 c、泄流口堵塞引起的干扰异常 d、观测操作不当引起的干扰异常
溶滤作用
➢地下水化学成 分的形成作用
蒸发浓缩作用 混合作用 阳离子交替吸附作用
脱硫酸作用 脱碳酸作用
第一章 地下流体的基本特征
十二、地下热水
➢地下热水的气体成分
地下热水中的O2的含量微小，以CO2、CH4、H2S等 气体组分为主，He、H2等含量也较多。
➢地下热水的化学成分
地下热水中除含有冷水中常见的7种离子 外，还含有较多的微量元素，如：F、Br、 I、B、Sr、Li、Rb、Cs、Hg、As等。
四、地下流体观测场地勘选与基本要求
➢观测区资料齐全，地质―水文地质条件清楚 ➢观测点应选择在对应力应变敏感的构造部位 ➢观测点还可选择在有深部物质上涌的部位 ➢观测区应发育承压性和封闭性好的含水层 ➢尽量避开观测环境干扰
第三章 地下流体观测台与观测网
地下流体对地震前兆作用的综述
地下流体对地震前兆作用的综述1. 引言地震，这个大家耳熟能详的话题，真的是让人又爱又恨。
想象一下，正当你在家里看电视，突然一阵晃动袭来，简直就像是电视剧的高兴部分！可是，地震可不是电视剧，里面没什么“重启”按钮。
随着科学的发展，越来越多的研究发现，地下流体的运动和变化，竟然可能和地震的发生有着千丝万缕的关系。
今天，我们就来聊聊这地下流体和地震之间的故事。
2. 地下流体的基础知识2.1 什么是地下流体？地下流体，简单说就是藏在地底下的水、气体或者其他液体。
它们就像是大地的“隐形朋友”，有时候默默无闻，有时候却能掀起轩然大波。
这些流体的存在，不仅对我们的自然环境有影响，还可能成为地震的“预告员”。
2.2 地下流体的来源这些流体的来源可复杂了，有的来自雨水渗透，有的是地下水库的积累，还有一些是地球内部的热液。
如果把地下水比作一个“水库”，那么这些流体就像是流动的小溪，四处游荡。
有些流体在地壳深处的高压下不断移动，形成了各种复杂的水流网络，真的是一幅让人想象力爆棚的画面。
3. 地下流体与地震的关系3.1 地下流体如何影响地震这地下流体与地震的关系，可以说是“相辅相成”。
当地下流体的压力发生变化时，就像是一个气球快要爆炸前的状态，压力越大，地震的风险就越高。
流体的移动会改变地壳的应力分布，有时还会造成断层的滑动，这就是地震的“导火索”。
就像老话说的，“水能载舟，亦能覆舟”，这流体的变化，真是让人心惊胆战。
3.2 前兆现象的观察说到前兆现象，咱们就不得不提那些老早就开始“捉摸”这些变化的科学家们。
他们通过观察地下水位、气体释放、地电变化等，试图找到地震即将来临的蛛丝马迹。
这就像是“打仗之前的侦察”，只不过这个战场是地下，而敌人是突如其来的地震。
尽管研究仍在继续，但在某些地方，科学家们已经开始通过这些前兆现象，提前发出“地震预警”，希望能够帮助大家在危机来临时，保住自己的“家当”。
4. 结论总的来说，地下流体在地震前兆中扮演着一个非常重要的角色。
地下流体化学动态观测.doc
第二篇地下流体化学动态观测《地下流体观测》第二篇地下流体化学动态观测第一章预备知识第一节地下流体化学特性及其动态观测点一．水中组分的化学性质(一).地壳的化学成分某元素在地壳中的平均化学成分，称为该元素的丰度。
地球化学家克拉克最早提出比较完整的地壳丰度值，所以地壳丰度值又称为克拉克值。
地壳中元素丰度特征是：1．处于前三位的元素是O、 Si、 Al ；2．元素丰度随原子序数增加而减小；3．元素的克拉克值反映了地壳的平均化学成分，确定着地壳中各种地球化学背景，影响着元素地球化学过程的浓度。
如丰度值低而溶解度高的Br、I在水中的浓度总是低的，而丰度值高的K、Na在地下水中形成较高的浓度。
(二).天然水的的成分1．大气降水大气降水是海洋和陆地蒸发的水蒸汽凝结而成的，其成分主要取决于地区条件，因此其成分变化较大。
近海处的大气降水由于混入由风卷送的飞沫，成分中有Cl-、Na+,内陆可混入灰尘，细菌，以Ca2+、HCO32-为主，SO42-的含量也较高，PH值在5.5～5.7之间。
一般初降雨水中杂质较多，而长期降雨或湿润地区雨水的杂质较少。
2．河水河流是降水经地面径流汇集而成，它在发源地可能受高山冰雪补给，沿途可能与地下水相互交流，由于流域面积十分广阔，又是敞开流动水体，河水成分与地区、气候条件关系密切，而且受生物活动和人类活动影响最大。
河水广泛接触岩石、土壤，水质与地形、地质条件直接有关，不同地区矿物组成决定着河水的基本化学成分。
河水中一般均携带泥沙。
山区、林区沼泽流出的河水含有腐植质及藻质。
河水中的主要离子为：Na+、 K+、Ca2+、Mg2+、 Cl-、SO42-、HCO3-、NO-、Fe3+。
河水的总含盐量一般在100—200mg/L，不超过500mg/L，某些内陆河流可达到很高的矿化度。
世界河流平均含盐量为100mg/L ，我国为166mg/L。
一般情况下，河水化学成分有一定的稳定性，若出现异常，大多来自现代工业污染。
地下流体化学动态观测
第二篇地下流体化学动态观测《地下流体观测》第二篇地下流体化学动态观测第一章预备知识第一节地下流体化学特性及其动态观测点一．水中组分的化学性质(一).地壳的化学成份某元素在地壳中的平均化学成份，称为该元素的丰度。
地球化学家克拉克最先提出比较完整的地壳丰度值，因此地壳丰度值又称为克拉克值。
地壳中元素丰度特点是：1．处于前三位的元素是O、 Si、 Al ；2．元素丰度随原子序数增加而减小；3．元素的克拉克值反映了地壳的平均化学成份，确信着地壳中各类地球化学背景，阻碍着元素地球化学进程的浓度。
如丰度值低而溶解度高的Br、I在水中的浓度老是低的，而丰度值高的K、Na在地下水中形成较高的浓度。
(二).天然水的的成份1．大气降水大气降水是海洋和陆地蒸发的水蒸汽凝结而成的，其成份要紧取决于地域条件，因此其成份转变较大。
近海处的大气降水由于混入由风卷送的飞沫，成份中有Cl-、Na+,内陆可混入尘埃，细菌，以Ca2+、HCO32-为主，SO42-的含量也较高，PH值在～之间。
一样初降雨水中杂质较多，而长期降雨或湿润地域雨水的杂质较少。
2．河水河流是降水经地面径流聚集而成，它在发源地可能受高山冰雪补给，沿途可能与地下水彼此交流，由于流域面积十分广漠，又是放开流动水体，河水成份与地域、气候条件关系紧密，而且受生物活动和人类活动阻碍最大。
河水普遍接触岩石、土壤，水质与地形、地质条件直接有关，不同地域矿物组成决定着河水的大体化学成份。
河水中一样均携带泥沙。
山区、林区沼泽流出的河水含有腐植质及藻质。
河水中的要紧离子为：Na+、 K+、Ca2+、Mg2+、 Cl-、SO42-、HCO3-、NO-、Fe3+。
河水的总含盐量一样在100—200mg/L，不超过500mg/L，某些内陆河流可达到很高的矿化度。
世界河流平均含盐量为100mg/L ，我国为166mg/L。
一样情形下，河水化学成份有必然的稳固性，假设显现异样，大多来自现代工业污染。
地下水渗流的基本规律
常见的水文地质边界类型
第一类边界条件：给定水头边界条件，具有无限补给或排泄地 下水的能力，如与地下水具有水力联系的地表河流、湖泊等； 第二类边界条件：给定流量边界条件，典型的有隔水边界、地 下水分水岭。
等水头线、流线与各类边界的关系
地表水体—定水头边界: 河流湿周为等水头线
隔水边界—零流量边界： 流线 潜水面边界 —稳定的侧向补给：流线 —入渗补给：既不是流线 也不是等水头线
（1）基本概念
渗流场：地下水流动（运动）的空间.
流网是描述渗流场中地下水流动状况的有效工具 .
流网：渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线 （ equipotential lines ）与流线（ flow lines ）组成的网格， 称流网（flow net）. 流线：某时刻在渗流场中画出的一条空间曲线，该曲线上各个水 质点的流速方向都与这条曲线相切（某时刻各点流向的连线）
水力学研究水在管、渠（明流）——流速快
地下水在多孔介质的细小空隙中流动，水流很缓慢——渗流 从流态来看——地下水多为层流（除岩溶管道外）,很少紊流 层流——水质点作有秩序、互不混杂的流动。 紊流——水质点作无秩序、互相混杂的流动。 本章讨论侧重于稳定流——（不讨论非稳定流）
2.1 基本概念
稳定流与非稳定流：
若流场中所有空间点上一切运动要素都不随时间改变时，称
为稳定流。否则称为非稳定流。 水头：水流中空间上某点所具有的总势能。根据水动力学原 理，水流运动中任意点总水头（总势能）可表示为： 在渗流场中，由于
故有
2.2 渗透的基本定律
达西定律 各项的物理意义 流网
2.2.1 达西定律（Darcy’s law）
High relief topography
地质流体类型及其特征
地质流体类型及其特征一地质流体地质流体（geofluid）是指在一定地质条件下、通过一定地质作用（包括构造活动、岩浆作用、变质作用、沉积作用、成矿作用、地表作用等）而形成的天然流体。
从地质流体的概念可以看出，地质流体是在一定的地质环境中地质作用的产物，因此，不同特征的地质流体记录了其形成地质环境条件，并代表了特定的地质作用事件和过程。
所以，地质流体在研究地质历史时期地质作用中都起到重要的媒介作用。
实际上，地质流体是地质作用中不可缺少的介质，它几乎参与所有的地质作用。
地质流体的成因与来源十分复杂，其运移和聚集与特定的地质构造环境条件和地质构造演化过程有着密切的联系（肖荣阁等，2001；陶于祥等，1994）。
通过研究地质流体特征，可以反演地质历史时期地质作用事件及其地质环境特征。
二地质流体分类及其特征前人从不同角度对地质流体进行了分类研究，包括根据来源、成因、成分和分布等对地质流体进行分类（J. Parnel，1994；肖荣阁等，2001；陶于祥等，1994）。
综合前人对地质流体的各种分类可以看出，主要从两个大的方面进行分析，即依据地质流体来源和天然产出特征分类和地质流体构造分类。
1. 地质流体来源和天然产出特征分类：一般地，根据流体来源和其天然产出地质特征，将地质流体分为以下几种类型：（1）大气降水：地表水蒸发再降落于地面的水，它直接参与了表层岩石的风化剥蚀、搬运及元素的分散、富集成矿等作用。
（2）海水：咸化度较高的卤水体系，聚集了自然界所有的元素；（3）成岩流体：沉积物在沉积成岩作用过程中产生的流体，包括地层水、沉积岩中有机质热演化形成的石油和天然气等。
地层水包括渗入地层的地表水和建造水及其混合水，建造水是在封闭于沉积物中的沉积水并与沉积物发生反应。
由于沉积盆地所处地理环境不同，建造水的成分类型有较大的差异。
内陆盆地环境建造水是地表大气降水集中封闭于沉积物中并经过一定的水岩反应，滨海盆地环境建造水是封闭在沉积物中的海水。
地下水流系统
目录页
PART TWO
地下水流系统的形成演变
地下水流系统的形成演变
➢ 地下水流系统概念→理论发展于20世纪80年代 • 1940年，Hubert正确地画出了河间地块流网 • 1963年，J.Tóth 用数学模型建立，提出地下水流系统的概念 • 1982年在荷兰召开了首届关于地下水系统的国际学术讨论会（50个国家的200多名代 表参加） • 1983年底荷兰水文与地质学家Engelen来华进行了讲学，“地下水系统”（在地大、正 定水文所、北京水文地质公司）。
水系统中的水属于统一整体，在含水系统的任一部分加入（接受补给 ）或排出（排泄）水量，其影响均将波及整个含水系统。含水系统作 为一个整体对外界的激励作出响应。
地下水流系统的整体性，体现于统一有序的水流；水流以不同级 次方式有序运移，水量、盐量、热量发生有规律的时空演变，呈现为时空 有序的结构。
含水系统及水流系统——两者异同
由上至下，势能除克服摩擦消耗部分能量外，势能→压能转化； 由下至上，部分储存的压能释放转化为势能 垂向运动的存在：传统的“承压”现象在潜水中也可以出现 流动方向的多样性：由上至下，由下至上，水平运动 流动特征的伴生现象----生态、环境的关系
地下水流系统的水动力特征
垂向运动中（Engelen等，1986 ）： ➢ 由上至下，势能→压能转化； ➢ 由下至上，部分储存的压能释放转化为势能 ➢ 垂向运动的存在：传统的“承压”现象在潜水盆地中也可以出现
含水系统与水流系统
2、 含水系统及水流系统 含水系统：是指有隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一 或潜在统一水力联系的赋存地下水的岩系。 地下水流系统——是指从源到汇的流面群构成的，具有统 一时空演变过程的地下水体
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张性断裂带内带：
储水能力取决于脉岩或外来物质充填程度及脉张裂程度较 大，富水性较强，可以成为地下水储存的良好场所。
张性断裂内带被外来物质或脉岩所充填时其富水 性与充填物及脉岩的性质有关。当充填完好、胶结 紧密或脉岩及充填物为非可溶性物质时，可起到隔 水作用。
火成岩
（1）孔隙水
孔隙水：赋存于松散沉积物中的地下水。
按含水层埋藏条件，孔隙水可分为孔隙潜水和孔隙承压水
特点：
1.层状分布，空间上均匀连续 2.含水层内部水力联系较好 3.垂向渗透性差，顺层渗透性好 4 、由于沉积物的类型、地质结构、地貌形态以及所处的地形 部位不同，孔隙水的分布、补给、径流、排泄都有一定的差 异性。
B、承 压 水
承压水：充满在两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。
基本要素与特征： 4.5.2 基本要素
① 承压含水层；② 隔水顶板；③ 隔水底板； ④ 承压含水层厚度（M）；⑤ 埋深（D） ⑥ 测压水位：井孔中静止水位的高程 ⑦ 测压水位线（面）：测压水位的连线 （面）——虚拟线（面） ⑧ 承压（测压）高度（H）：作用于含水层的 附加压强。 ⑨ 补给区；承压区；排泄区 ⑩ 自溢区—测压水位线与地形等高线的交点连 接区
基本要素
潜水面(water table)
潜水位(water level )
潜水含水层
含水层厚度
潜水埋深
潜水的特点：
潜水之上不存在稳定的隔水层，直接和大气相通； 可通过包气带接受大气降水、地表水等补给； 水位、水量、水质受气象、水文、等因素的控制； 丰水期水位抬升，枯水期水位下降； 潜水水位与地形的起伏相一致； 水的矿化度与地形、水的交替有关，地形切害强烈 的地区，矿化度低，水交替强烈的地区矿化度低； 潜水不适合做为地下水动态观测水点。
在可溶岩与下伏隔水层的接触面上易发育成层的溶洞。
(2)贮存运移于基岩裂隙中的水 ——裂隙水
裂隙
定义：固结的坚硬岩石中存在的各种应力作用下产生的裂缝。 裂隙类型（按裂隙成因）：
成岩裂隙是指岩石在成岩过程中由于冷凝收缩（岩浆岩）或固结干缩（ 沉积岩）而产生的裂隙。 构造裂隙是指岩石在构造变动中受力而产生的裂隙。具有方向性，大小 悬殊，分布不均匀。 风化裂隙是指岩石在风化营力作用下发生破坏而产生的裂隙。主要分布 于地表附近。 卸荷裂隙是指具有临空面的岩体，因天然地质作用或人为工程活动减载 卸荷形成。
拉张力作用下，母岩破坏范围不大，张性断
裂沿走向和倾向延伸不远。虽有一定的储水能 力，但富水性取决于汇水条件和地下水补给来 源。
B、压性断裂储水构造
压性断层性质 断层面波状起伏 断层带破碎物质出现片理 化、拉长或透镜体 断层带宽度大 断层一侧岩层常直立或倒 转，出现牵引褶皱
逆断层多属此类
压性断裂带内带：
越流含水层：岩层 能起隔水作用，但 岩层中仍含有一定 的水量，甚至可以 透水，但透水能力
粘土层 砂层
砂层 粘土层
极其微弱的岩土层。
粘土层
储存地下水的条件
构成含水层的 条件： 1.有储存地下水 的空间;
2.有储存地下水 的地质条件; 3.有一定的水量.
1.3 储 水 构 造
1、褶曲型储水构造
第二章
地下流体（水）及其基 本特征
1 地下水的赋存条件
1.1 地下水的储水空间
地壳介质（松散沉积物、
坚硬的基岩）具有大小不同、
多少不等和形状不一的空隙， 不含空的岩石很少。空隙是 地下水的储存场所和运动通 道。 岩石中的各种空隙： 孔隙、裂隙和溶隙（穴）
1、孔隙
孔隙：松散沉积物及某些胶结较差的岩石，在固体 颗粒或颗粒集合之间的空隙。 孔隙度：孔隙总体积与岩土总体积的比值。 n=Vn / V＊100%
张性断裂带中带：
储水能力和富水性较强。 张性断裂中带多为角砾岩，砾石常被后期物质胶 结，结构一般疏松，裂面常为锯齿状，粗糙不平， 有利于地下水的活动。当有较充足的地下水补给时， 可成为富水带。 当断裂中带的角砾岩胶结较好，且SiO2含量较高 或有其他脉岩充填时，则储水能力差，富水性弱。
张性断裂带外带：
几种岩石的近似孔隙度值
岩石名称
孔隙度n （%）
砾石
27
粗 砂
40
细 砂 砂质粘土 粘 土
42 47 50
泥炭土
80
2、裂隙
裂隙按成因可分为？
裂隙的特点：
裂隙分布不均匀； 构造裂隙沿构造带发育；
风化裂隙沿岩石的表面分布；
成岩裂隙均匀分布于整个岩层。
3、溶隙
溶隙：可溶性岩石中的各种裂隙，在地下水的长 期作用 下，经溶蚀而扩展，形成各种尺度、各种形态的溶隙，使 岩石的空隙性大大增强,扩大了岩石原有的不均匀性。 岩溶的形成： CaCO3+CO2 + H2O == Ca+2＋2HCO3 —
构造裂隙水
一、构造裂隙的形成
(1)岩性：
塑性→塑性变形→闭合裂隙，细小，切穿性能差→导水差 脆性→脆性变形→裂隙张开切穿性能好→导水能力强
(2)与应力场有关：
应力集中，裂隙发育，岩层透水性：背斜轴部常较两翼富水。断层 带附近往往格外富水。 层状岩石裂隙的发育方向、张开度和密集程度，与构造部位密切相 关。
压性断裂带外带
地下水的主要活动场所，储水能力和富水能 力较强。岩石发育有裂隙、劈理，同时岩石遭 受一定的机械破坏而又极度少发生质的变化， 极少发生重结晶作用和化学胶结作用，尤其是 脆性岩石中的压性断裂，其断裂外带的裂隙更 为发育，有利于地下水的汇集。如灰岩地区的 暗河、岩溶洞穴、泉，多位于压性断裂外带。
岩溶 : 水对可溶岩石进行化学溶解，并伴随以冲蚀作用和重
力崩坍，在地下形成大小不等的空洞，在地表造成各种独特
的地貌现象以及特殊的水文现象，分为地表岩溶、地下岩溶。 岩溶水(喀斯特水)：赋存并运移于岩溶化岩层中的水。
1、岩溶发育的基本条件
2、岩溶发育的影响因素
（1）可溶岩的成分与结构是控制岩溶发育的内因； （2）透水性：水流才能进入岩石进行溶蚀； （3）水的侵蚀能力：含有CO2或其它酸类，侵蚀能力才明 显增强；
坡度 粒径磨圆度 分选性 渗透性 地下水位
孔隙水中的冲洪积扇地下水 洪积扇中的地下水
总结
分析不同沉积物类型的地下水赋存、运动和水化学特征等 （简称水文地质条件），应从沉积物形成时的水动力场 到沉积物沉积规律，再到地下水的分带性特征来进行。
地表水动力 条件的分带
沉积作用 分带
地貌岩 性分带
地下水 分带
裂隙
玄武岩成岩裂隙
构造裂隙
卸荷裂隙
风化裂隙
裂隙分类（按规模）
微小裂隙：密集但延伸和张开性都很差→导水能力差，有 一定储水能力 中裂隙：一般 1-n 条 /m，延伸较远，张开性较好→贮水导 水能力相对较好 大裂隙（含断层）：数量少，但张开宽度大，延伸远，规 模较大→导水、贮水能力较强
裂隙网络
不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通构成导水裂隙网 络。风化、成岩、构造裂隙网络。
大的裂隙构成导水 通道，汇同周围较小
的裂隙，形成具有树
状结构（或脉状结构） 的网络。大裂隙起传
导地下水（导水）的
作用，小裂隙起贮存 地下水的作用，以及 时间上的调节作用。
裂隙水
定义：是指赋存并运移于坚硬基岩裂隙中的地下水。通常 可分为裂隙潜水和裂隙承压水（承压裂隙水）。
特点：不均匀性和各向异性。 基岩的裂隙率比较低，裂隙在岩层中所能占有的赋存空间很 有限；这一有限的空间在岩层中分布很不均匀； 裂隙通道在空间上的展布具有明显的方向性； 大的裂隙（或断裂带）中的地下水动态变化很稳定。
影响岩溶发育的因素：
气候、地形、水文、岩性、 构造等，往往是岩溶发育 过程中最活跃的因素。
可溶性岩石中的溶隙
1.2 含水层与隔水层
1、包气带和饱水带
饱水带：地下水位
出现在地表面以下一
定深度上.地下水位
以下的岩土层为饱水
带;
包气带：潜水位之上
的岩土层称为包气带。
2、含水层与隔水层
含水层：饱水带中， 能够给出并透过相当 数量水的岩层 隔水层：不能给出水 并透过水的岩土层; 含水带：构造裂隙 ( 断裂带 ) 中，通过条 带状的构造裂隙含(透) 水
（ 4 ）水的流动速度（交替速度）：水的流动是保证岩溶
发育的充要条件，水不流动，终究会达到饱和而停止发展 ； （5）其它因素：气候、构造作用。
3、易发生岩溶的部位：
褶皱轴部尤其是向斜轴部，往往张开裂隙发育，又是地 下水汇集的部位，流线在此密集，地下河系发育。 断层带往往是岩溶集中发育处，因此处导水好，流线密 集。
2、断裂带储水构造
1 、断层两盘的岩性及断层力学性质，控制着断层的导水、 贮水特征。 （1）脆性岩石中的张性断裂，中央及两侧常具有良好的 导水能力； （2）泥质塑性岩层中的张性裂隙，往往导水不良或隔水 ； （3）塑性岩层中的压性断裂，扭节理，通常是隔水的； （4）脆性岩层中的压性断裂，中央透水性差，两侧具有 开张性良好的扭张裂隙，成为导水带； （5）扭性断裂的导水性介于张性，压性断裂之间； （6）断裂带的复合部位往往成为地下水的富集地带.
1.4 地下水的类型
1、按照地下水的埋藏条件可将地下水划分为： 上层滞水;潜水;承压水。
A、潜
水
定义：地表以下，第一个具有自由表 面的稳定含水层中的水。
自由表面—即设有隔水层限制，与大气直接
相通，除大气压强外不受其它力。
稳定—具有一定的空间连续性（范围）以示
区分上层滞水
潜水含水层—赋存潜水的岩层
储水性较差。 挤压力作用形成，内带应力集中，承受压 多为破裂结构或压碎状态的碎裂泥、压碎岩、 角砾岩或糜棱岩等。后期由于被不溶物和泥质 充填，储水能力差，富水性弱，一般起隔水作 用。