第一章 绪论

1.1  水文地质学的研究对象

水文地质学是研究地下水的科学，它是研究地下水在与岩石圈、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个圈层产生的影响，从而服务于人与自然相互协调的可持续发展。

1.2  地下水的功能

功能：资源、地质营力、致灾因子、生态环境因子和信息载体等。

1.2.1  宝贵的资源

富集某些盐类和元素的地下水，称工业矿水。

含有某些特殊组分、具有某些特殊性质，因而具有一定医疗保健作用的地下水，称为矿（质）水。

利用含水介储能途径：冬季向井灌注冷水，夏季抽取用于降温

1.2.2   重要的地质营力

地球内部的水是物质和热量传输及应力传递的载体，是各种地质作用的积极参与者，所有的地下水都是溶液。

1.2.3  不可忽视的致灾因子 

地下水既是地质营力，又是致灾因子，地下水可以引发地面沉降、地裂缝、岩溶塌陷、潜蚀管涌、矿坑与隧道突水、海水入侵含水层、石窟文物损坏等。

平原地区开采深层地下水，随着地下水位下降，随着地下水下降，空隙水压力降低，粘性土骨架会发生不可逆转的塑性压缩，引起地面沉降。

在沉积厚度急剧变化的边界，开采地下水使其两侧发生差异地面沉降，会产生地裂缝。

当土质堤坝两侧的水位差较大时，含水层中颗粒被水流带出，在堤坝中形成管涌通道，导致堤坝溃决。

在松散沉积物分布区开采疏干岩溶水，随着岩溶水水位降低产生地面塌陷。

1.2.4 活跃灵敏的生态环境因子

 生态环境是复杂的巨系统，地下水则是生态环境系统中一个最为活跃的子系统。一般情况下，气候、水、土壤与生物，处于相互作用的和谐动平衡状态，但在特定的自然环境下，会形成不良的生态环境；人类活动不恰当的干扰天然地下水，已经成为生态环境恶化的祸根个。

 不良的生态环境有：土地沙化、盐渍化、沼泽化、湿地退化、石漠化、动土退化、湖泊咸化、地表水基流减少或断流以及天然地下水质不良，地下水污染等。并进而导致植被退化、枯萎、动物消失，危及生物多样性与人类存在。

1.2.5 极有价值的信息载体

地下水及其赋存的岩土体，共同构成一个力学平衡体系，地震前，地下水为、水化学、气体和温度都可能产生突然变化。

地质作用：如风化  岩溶  成壤  成盐  岩浆  变质  地震  成矿 

1.4当代水文地质的特点

当代水文地质具有以下特点：1）核心课题转移：找水水文地质学—资源水文地质学—生态环境水文地质学。2）研究视野扩展：含水层的局部—整个含水层—含水系统及地下水流系统—生态环境系统—技术—社会系统。3）研究目标改变：由局部性的当前问题，转向全局性可持续发展的课题，转向构建人与自然协调的，两性循环的地下含水系统，水文系统，地质工程系统，地质环境系统以及地质生态系统等。 4）研究内容扩展：从地下水的水量研究为主，转向水量与水质的研究并重，从侠义地下水（饱和带水）的研究，扩大到广义地下水（含饱水带与包气水带），乃至地下水圈的研究。

5）研究思路的改变：以现象的规律为主，转向以机理为主的研究。

6）多学科交叉渗透成为主流：作为应用学科的水文地质学正在转化为与其他自然学科以及社会科学交叉渗透的地下水学科。

7）多技术手段的应用：计算机硬件及软件、遥感技术、同位素方法、地理信息系统等的引入，以及工程方向的扩展，增强了水文地质学解决理论与实际问题的能力。8 ）学科性质的转变：由单纯的应用性学科分支，转变为地球系统科学的应用性分支以及理论性基础学科分支。

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第二章  地球中水的分布与循环

2.1 地球中水的分布

地球浅表赋存大气水、地表水、地下水、生物体及矿物中的水，以自由态H2O分子形式存在，液态为主，部分为固态和气态，其中，咸水占97%以上，淡水不到3%，淡水中，固态水约占70%，其余30%是液态水，液态水中，地下水量约占99%。

地球深部的水以两种形式存在：矿物中的水  超临界状态水。

2.2地球中水的循环

地质循环发生于大气圈到地幔之间，转换交替缓慢。

2.2.1水文循环

水文循环是大气水、地表水和地壳浅表地下水之间的水分转换。

太阳辐射和重力是水文循环的一对驱动力。太阳辐射使液态水转换为气态，上升进入大气圈并随气流运移。在一定条件下，气态水凝结，在重力作用下，落到地面，渗入地下，以地表径流和地下径流方式运移。

水文循环对于保障生态环境以及人类生存与发展至关重要。一方面，通过不断转换，水质得以持续净化。另一方面，通过不断循环再生，水量得到持续补充。

海陆之间的水分交换称为大循环，海陆内部的水分交换称为小循环。增加陆地小循环的频率，以改善干旱地区的气候，是正在探索中的课题。

2.2.2  地质循环

发生于大气圈到地幔之间的水分交换称为水的地质循环。

矿物中的水脱出，转化为自由水，称为在生水。自由水可转化为矿物结晶水或结构水。沉积成岩时，也将排出水，或埋存在沉积物中，后者称为埋藏水。

2.3中国水资源概况

我国水资源具有以下特点：1）降水偏少，年总降水量比全球平均降水量少20%。2）人均水资源量偏低。3）空间分布不均匀，东部丰富，西部贫乏。4）季节及年际变化大，旱涝灾害频繁，5）水质污染较严重。

2.4  中国地下水概况 

2.4.1  地下水的供水意义

优点：1.分布广泛：河湖分布范围有限，地下水几乎随处都有。

2.变化稳定：季风气候下，我国河流流量季节及年际变化明显，地下水的变化相对稳定。

3.具有天然调节性：地表水需要修建水库进行丰枯调节。赋存地下水的含水岩系本身就是天然地下水库，以丰补欠，便于季节性和年际调节。

4.水质良好：地表水易于污染，地下水因地层过滤而保持良好水质。

5.易于开发利用：地表水开发利用需要比较复杂的工程措施，花费大。以井及钻孔开发地下水，简便易行，成本较低。

缺点：地下水隐藏于地下，查明分布规律才能利用，另外，虽然不易污染，但一旦污染，不像地表水那样容易自净修复，需要花费相当长时间和耗费昂贵成本。

2.4.2  中国地下水分区

分区：（1）东部湿润半湿润平原丘陵区（2）中部气候复杂高原山地盆地地区（3）西北干旱山地盆地荒漠区（4）青藏半干旱冻土高原区

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3.1.1孔隙

松散（半松散）岩层由大小不等的颗粒组成。颗粒及颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。

孔隙的多少，决定岩土储容水的能力，在一定条件下，还控制岩土滞留，释出和传输水的能力。

孔隙度是单位体积岩土中孔隙所占的比例。

n表示岩土孔隙度，V表示包括孔隙在内的岩土体积，Vn表示岩土中孔隙体积，则：

n=Vn/V或n=Vn/V×100%

孔隙度是一个比值，通常用百分比表示，也可用小数表示。 粗粒土孔隙度的大小，与颗粒大小无关，主要取决于颗粒分选程度，颗粒排列状况，颗粒形状以及胶结物的多少，也影响空隙度。

影响粗粒土空隙度因素：

颗粒大小俞悬殊的松散岩土，空隙度俞小；颗粒形状俞不规则，棱角俞明显，则排列不紧密，空隙度也俞大。

粘性土的空隙度较粗粒土大的原因：粘土颗粒表面带有电荷，沉积时粘粒聚合，形成架空的颗粒集合体，可以形成大于颗粒直径的空隙。此外，粘性土通常存在次生空隙，有时也有胶结物。

孔隙大小对岩土滞留  释放及传输水的能力影响很大。孔隙是形状复杂的网络，最宽大部分称为孔腹，最狭窄部分称为孔喉。

3.1.2  裂隙和溶穴

裂隙的成因：成岩裂隙  构造裂隙  风化裂隙及卸荷裂隙。

可溶性岩层，如岩盐  石膏  石灰石  白云岩等，原有的裂隙或孔隙，经过地下水溶蚀，可以扩大成为溶穴。

3.2  岩土中的水 

地壳岩土中的水分为：岩土“骨架”中的水（矿物结合水文地质学）  和岩土空隙中的水

岩土“骨架”中的水分为 沸石水  结晶水  结构水  

岩土空隙中的水分为  结合水  矿物表面结合水   液态水  固态水  气态水  3.2.1结合水

颗粒及岩土空隙表面都带有电荷，而水分子是偶极体，因此，固相表面能够吸附水分子。根据库仑定律，电场强度与距离平方成反比，因此，距固相表面近的水分子，受静电引力强烈吸引；随着距离加大，吸引降低。固相表面引力大于自身重力的水，便是结合水。

结合水与自由水（重力水，毛细水）的区别是具有有抗剪强度（距固相表面愈近，抗剪强度越大），不能在自身重力作用下运移，随着施加外力由小到大，发生运移的结合水厚度也愈大。

3.2.2  重力水 

固体表面结合水层以外的水分子，受重力的影响大于固体表面吸引力，在重力作用下运移，便是重力水。

靠近固体表面的重力水，依然受到固体表面吸引力的作用，分子排列较为整齐，流动时呈层流运动。距离固体表面更远的水分子，单纯受重力作用，流速到达一定程度，将转为紊流状态。

3.2.3毛细水（毛管水）

毛细水同时受毛细力和重力的影响。

3.2.4气态水、固态水及矿物中的水

未饱和的岩土空隙中存在气态水。

低于冰点时，岩土空隙中的水转为固态水。

矿物结晶内部和晶体间也存在水，如：沸石水、结晶水和结构水。

在一定温度压力下，矿物中的水和岩土空隙中的水，可以相互转化。

3.3.1容水度

容水度是指岩土完全饱和水时所容纳的水的体积与岩土体积的比值。容水度可用小数或百分比表示。通常，容水度与孔隙度（裂隙率，岩溶率）相等。对于具有膨胀性的粘性土，容水度可大于孔隙度。

3.3.2 含水量 

含水量是松散岩土孔隙中所包含的水与岩土的比值。

岩土孔隙含水重量（Gw）与干燥岩土重量（Gs）的比值，为重量含水量（Wg）。岩土孔隙含水体积（Vw）与包含孔隙在内的岩土体积（V）的比值，为体积含水量（Wv）。

取水的相对密度为1，岩土干容量为γα，也重量含水量与体积含水量的关系为：Wv=Wg×γα。

3.3.3  给水度 

给水度是指地下水为下降单位体积时，释出水的体积和疏干体积的比值，记为μ，用小数表示。

影响水分的释出的因素：①结合水不释出②孔角毛细水也不会释出③地下水位快速下降时，一部分水以悬挂毛细水形式滞留于非饱和带。

松散岩土的给水度取决于颗粒的大小   分选  粗细颗粒成层分布状况及地下水位下降速度。

3.3.4  持水度 

持水度：地下水位下降时，滞留于非饱和带中而不释出的水的体积与单位疏干体积的比值，用小数表示。

给水度   持水度  孔隙度的关系：μ＋Sr=n

3.3.5  渗透性 

渗透性：岩体传输或其他流体的性能。

影响松散岩土渗透性的因素：孔隙大小。孔隙愈大，透水性愈好。寻常条件下，孔隙细小时，不透水或微弱透水。当孔隙大到能够透水时，孔隙度愈大，透水性愈好。

3.4  有效应力原理与岩土体变形破坏

3.4.1  有效应力原理

有效应力：岩土骨架所承受的应力。在封闭条件下，上覆载荷的总应力（σ），由饱水岩土骨架应力与孔隙水压力共同承受：σ=σ'＋μ

岩土体任意水平面上，饱水岩土骨架承受的应力，等于总应力减去孔隙水压力：σ'＝σ－μ

强调：①孔隙水压力是连续的，因此，对于岩土体任意水平面都适用②对于饱水含水层，封闭是孔隙水压力形成的必要前提③有效应力原理不仅适用于土体，也用于岩体。

3.4.3  地下水位变化引起岩土体位移破坏

天然因素（降水  河水位抬身）  人为原因（水库蓄水）使得不连续面的地下水位抬升时，孔隙水压力增加，有效应力降低，不连续面的抗剪力降低，岩土体可能因重力作用，发生滑坡或崩塌等。[NextPage]

第四章  地下水的赋存

地表以下一定深度，岩土的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地表到地下水面这一部分，称为包气带，或非饱和带。地下水面以下为饱水带。

4.1  含水层   隔水层 与弱透水层

饱水带的岩土层 分为：含水层  隔水层  弱透水层。

含水层：饱水并能传输与给出相当数量水的岩层。

常见：松散沉积物中的砂砾层、裂隙发育的砂岩以及岩溶发育的碳酸岩盐。

隔水层：不能传输与给出相当数量水的岩层。

常见：裂隙不发育的岩浆及泥质沉积岩。

弱透水层：本身不能给出水量，但垂直层面方向能够传输水量的岩层。

常见：粘土、重亚粘土等。

同一岩层，在不同场合下，可以归为含水层，也可以归为隔水层。裂隙极不发育的基

岩，对于供水还是矿坑排水，都是隔水层；对于核废料处置，是含水层。

4.2  含水系统含水系统：隔水层或相对隔水边界圈围的，内部具有统一水力联系的赋存地下水的岩系。

含水层和相对隔水层组合而成的含水系统是地下水的基本功能单元。

含水系统包容水的容器；含水系统存在极次性。不同地表水流系统形成的地质结构，构成高级次含水系统；同一地表水流系统的沉积物，在时间和空间上发生变化，形成低级次地质结构，构成低级次含水系统。同一含水系统中不同级次单元之间，存在不同程度的水力联系。

4.3潜水，承压水和上层滞水

饱和带的地下水，按其埋藏条件，可以划分为潜水，承压水和上层滞水；按其含水介质，可划分为孔隙水，裂隙水和岩溶水。

4.3.1  潜水

潜水：饱水带中第一个具有自由表面而且有一定规模的含水层中的重力水。

潜水面到隔水地板的垂直距离为潜水含水层厚度。潜水面到地表的垂直距离为潜水埋藏深度。潜水含水层厚度和潜水埋藏深度，随着潜水面的升降而变化。

潜水面以上不存在隔水层  。

潜水排泄方式：以泉的形式溢流于地表，直接溢流于地表水，通过包气带向大气蒸发以及通过植物蒸腾，以越流或其他方式向相邻或下伏含水层排泄，通过水井、钻孔、坑道等人工排泄。

潜水水质取决于气候及地形。

潜水面的形状受地形控制，通常为缓于地形坡度的曲面。潜水面任意一点的高程，为该点的潜水位。潜水位相等的各点连线，可得潜水等水位线图。等水位线图可以说明潜水流向以及与地表水的补给排泄关系。

 4.3.2承压水

充满于两个隔水层之间的含水层中的水，称为承压水

承压含水层上部的隔水层称为隔水顶板，下部的隔水层称为隔水底板。顶、底板之间的垂直距离为承压含水层厚度。

地质结构对于承压水的水量水质起着控制作用。

承压水的水质，取决于形成时的初始水质以及水交替条件。

开采承压水时，承压含水层的测压水位会发生显著下降。原因是：开采承压水时，只要水位没有降低到隔水顶板以下含水层厚度并不减少，只是测压水位下降。

开采承压含水层时释放出的水量主要来自：1、由于减压而发生水体积弹性膨胀，以及由于有效应力增大而导致含水层微量压密。2、单位面积单位水位下降时，承压含水层释出的水量要比潜水层含水层小1～3个数量级。

越流含水层或半承压含水层：由弱透水层和含水层组成的承压含水系统，含水层之间可通过越流发生关系。

此含水层具有：承压性；含水层可通过弱透水层能够与相邻含水层以及外界发生联系。

开采半承压含水层释出的水量来自：①水体积弹性膨胀②含水层压密③相邻弱透水层压密释水④相邻含水层通过弱透水层越流补给⑤含水层接受侧向补给

4.3.3  上层滞水

上层滞水：包气带局部隔水层之上积聚的具有自由表面的重力水。

上层滞水分布局限；上层滞水水量有限而不稳定，易于污染，只能作为缺水地区的小型供水水源。在多年冻土区，以固态水形式出现的多年冻土，构成隔水层；浅表部分季节性融化而形成冻土层上水；赋存于多年冻土层以下的冻土层下水，具有承压水的特点。（承压水水交替缓慢，补给资源贫乏，再生能力差，不易污染，一经污染难以自净修复）[NextPage]

第五章  地下水运动的基本规律

5.1  渗流基本概念

渗流：地下水在岩土空隙中的运动。渗流场：发生渗流的区域。

层流：水质点做有序的、水流所受阻力的流动。

紊流：水质点做无秩序、相互混杂的流动。

水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变时，称为稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称为非稳定流。地下水都属于非稳定流。

渗流场中任意点的流速变化只与空间坐标一个方向有关渗流，称为一维流，与空间坐标的两个和三个方向有关的，分别称为二维流或三维流。

地下水是从能量较高处流向能量较低处，能态差异是地下水运动的驱动力。

地下水的机械能包括动能和势能，水力学中用总水头H表示

H=z+p/ρg+u2/2g式中，z为位置水头（重力势），p/pg为压力水头（压力势），p为压强，ρ为水的密度，g为重力加速度，u2/2g为流速水头（动能）。

水总是从总水头高的地方流向总水头低的地方。

一般情况下，渗流速度很小，地下水具有的动能相对于势能可忽略不计，地下水的能量状态可用它的总势能表示：H=z+p/ρg

5.2.1达西定律

 达西定律公式：

     Q＝KA（H1－H2）/L＝KAL

式中：Q为渗透流量（出口处流量，即通过砂柱各断面的体积流量）；A＝πD2/4为过水断面的面积（砂柱的横断面积，包括砂颗粒和空隙面积）；H1、H2分别为上、下游过水断面的水头；L为渗透途径（上、下游过水断面的距离）；I为水力梯度；K为渗透系数。

  通过过水断面A的流量Q＝vA，则渗透流数v为：v＝Q/A

及Q=νA得：v=KI

这是达西定律的另一种表达形式：渗透流数与水力梯度的一次方成正比，及线性渗透定律，K为其线性比例系数，称为渗透系数。

5.2.2  渗透流速与实际流速

水流实际过水断面是扣除结合水所占范围以外的孔隙面积An，即An＝ANe式中Ne为有效空隙度。

有效孔隙度Ne为重力水流动的孔隙体积与岩石体积之比。

有效孔隙度Ne小于孔隙度n，大于给水度μ，即Ne≈μ≈n

渗透流速相当于渗流在包括骨架与空隙在内的断面A上的平均流速，称为达西流速或比流量。

据流量相等原理有：vA＝uAn＝Q

渗透流速与实际流速：v＝uAn/A＝uNe

5.2.3  水力梯度

等水头面：渗流场中水头相等的各点连成的面。水力梯度：沿等水头面法线方向的水头变化率。记为I，即I＝－dH/dn

式中n为等水头面的外法线方向，也是水头降低的方向。

在各向同性介质中，水力梯度I为沿水流方向单位长度渗透途径上的水头损失。

5.2.4  渗透系数与渗透率

渗透系数K，也称为水力传导率。渗透系数愈大，岩石的渗透能力愈强。

水流在岩石空隙中运动，需要克服隙壁与水及水质点之间的摩擦阻力，渗透系数不仅与岩石的空隙性质（大小  多少）有关，还与物理性质（容重  粘滞性）有关。

渗透率k表征岩层对不同流体的固有渗透性能，它取决于岩石的空隙性质，与流体的液体无关。

渗透系数与渗透率的关系：K＝ρgk/μ式中：ρ为液体密度，g为重力加速度，μ为液体动力粘滞系数，k的单位μ㎡或c㎡。

渗透系数与水的粘滞系数成反比，渗透系数随温度增高而增大；在地下水矿化度显著增高时，水的比重和粘滞系数均增大。计，地下水的能量状态可用它的总势能表示：H=z+p/ρg

5.3  流网

流网：在渗流场中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络。

流线：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：渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。

流线是同一时刻水质点运动的摄影，迹线是水质点运动过程的录像。在稳定条件下，流线和迹线重合。5.2重力水运动的基本规律[NextPage]

第六章  包气带水

包气带是固液气相同时存在打复杂系统。

包气带：大气水和地表水同饱和带地下水进行水分与能量交换的枢纽，是地表污染物进入地下水的通道。

6.1 毛细现象和毛细水

6.1.1  毛细现象的实质

毛细现象：将细小的玻璃管插入水中，水会在管中上升到一定高度才停止，便是固液气三相界面上产生的毛细现象。

弯液面产生的附加压强称毛细压强，同样记为Pc，在此液面的圆周状边线上都存在着作用于液层的表面张力，其合力为α2πR，垂直于面积为πR2。表面张力所引起的pc＝α2πR/πR2＝2α/R

当毛细管不是圆形时，形成的弯液面并非圆球面，任何形状的弯液面所产生的Pc用拉普拉斯公式

Pc＝α（1/R1+1/R2）R1  R2为弯液面的两个主要曲率半径。

将半径为R的毛细管插入水中，毛细管中的水形成凹形弯液面，并上升一个高度h。当毛细管为圆形足够细时，弯液面接近半圆球形面，即R1=R2＝R时Pc=4α/D  D为毛细圆管直径。

6.1.2 毛细负压及其测定方法 

毛细负压：水在孔隙中经常形成凹形弯液面，产生的Pc与大气压强作用于液面的方向相反。

若将Pc换算为水柱高度，即毛细上升高度或毛细压力水头，用hc表示，单位m

hc=Pc/ρg＝4α/ρgD≈0.03/D

式中表示毛细上升高度hc与毛细管直径成反比，称茹林定律。

在研究饱和带－非饱和地下水运动时，总水头统一表示为位置水头z和压力水头h之和，即H＝z+h

饱和带地下水面以下的压力水头为正（h＝hp），非饱和带压力水头为负（h＝－hc），潜水面处的压力水头为零。

6.1.3  毛细上升高度与悬挂毛细水

多孔介质中相互联通的孔隙网络可概化为毛细管。若取潜水面为基准面，则潜水面处水头值为：H＝z+hp＝0（z＝0  hp＝0）

6.2 土壤水势及其组成

土壤水势：单位数量的水具有的能量与其在参照状态下所具有的能量差。

总水势包括重力势  压力势  基质势  溶质势。

重力势：在恒温条件下将单位重要的水从参考基准面移到某一高度，纯自由水所做的功。重力势的大小与基准面的位置有关。

相对于大气压力所存在的势能差为压力势，潜水面处压力势为零，潜水面以下饱和带的压力势为正，潜水面以上的压力势为负，称为毛细管势和基质势。

基质势：非饱和基质对水的吸附力和毛细力产生的。其大小与岩性  含水量状况有关。饱和带的基质势为零。

溶质势：由于溶质溶于水后，因溶质对水分子的吸引力，降低了土壤溶液的势能。

溶质势（渗透势）：当土－水系统中存在半透膜时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液与纯水之间存在的势能差。溶质势恒为负值。

一般研究饱水带时主要考虑重力势和压力势，研究包气带主要考虑重力势和基质势，研究植物根系吸水考虑溶质势。

6.3包气带水的分布与运动规律

6.3.1包气带水的垂直向分布特征

在潜水面之上有一个含水量饱和的带，称为毛细饱和带。支持毛细水带是在毛细力作用下，水分从潜水面上升形成的，因此它与潜水面有密切的水力联系，随潜水面变动而变动。支持毛细水带中含水量向深部逐渐增加以达到饱和的原因是因为土中孔隙实际上是由大小不一的孔隙通道构成的网络，细小的孔隙通道毛细上升高度大，较宽大的孔隙通道毛细上升高度小。最宽大的孔隙通道也被支持毛细水充满的范围，便是毛细饱和带。

包气带中毛细负压水头hc（绝对值）随着含水量的变小而变大，是含水量的函数：hc=hc(W)

随着含水量降低，毛细水退缩到孔隙更加细小处，弯液面的曲率增大（曲率半径变小），造成毛细负压水头hc（绝对值）更大。饱水带中，任一 特定的均质土层，渗透系数K是常数；但在包气带中，非饱和渗透系数K是含水量的函数，随含水量降低而迅速变小：K=k(w)

原因是：（1）含水量降低，实际过水断面随之减少；（2）含水量降低，水流实际流动途径弯曲程度增加；（3）含水量降低，水流在更窄小的孔隙通道中流动，阻力增加。包气带的渗透系数与含水量呈非线性关系。[NextPage]

第8章  地下水的补给与排泄

8.1 概述

  地下水通过补给与排泄，与外界交换物质与能量，保持生生不息的循环交替，支撑相关水文系统和生态环境系统的运行。

  地下水补给是指饱水带获得水量的过程，水量增加的同时，盐量、能量等也随之增加。地下水排泄是饱水带减少水量的过程，减少水量的同时，盐量和能量也随之减少。

   地下水通过补给和排泄，不断活得和消耗水量，形成可再生资源，是人类永续利用地下水的前提；活得、消耗并重新分布能量，保持不断流动和循环交替；活得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力；保持不断流动循环，与外界发生水量、盐量和能量的交换，在内部，实现水量、盐量和能量的时空演变，对外部，支撑相关水文系统和生态系统。没有补给与排泄，地下水支撑的相关水文系统和生态环境系统将无法正常运行。

  地下水存在两类水质演变方向不同的排泄方式：1、盐随水去的径流排泄，导致地下水及土壤不断淡化 2、水去盐留的蒸散排泄，导致地下水及土壤不断盐化。地下水排泄去路包括：溢流地表成泉，向地表泄流，土面蒸发及植物蒸腾。

8.2地下水补给

8.2.1大气降水补给地下水

（1）大气降水入渗补给机制

大气降水落到地面后，部分被植被叶面截留而蒸发，部分积聚洼地而部分蒸发；剩余的水量，部分滞留与包气带，部分转换为地表径流，其余的成为地下水补给量。

地面的分流，取决于降水强度与（地面）入渗能力的关系：降水强度小于入渗能力时，降水全部入渗进入包气带；降水强度大于入渗能力时，超过入渗强度的部分形成地表径流。

包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。

大气降水最终转换为：地表径流量、蒸散量及地下水补给量。

入渗能力首先取决与包气带渗透性，沙砾等粗粒松散沉积物、裂隙和岩溶发育的基岩，具有良好入渗能力；渗透性弱的粘性土、裂隙岩溶不发育的基岩，入渗能力差。

通常，入渗能力随着降水延续而降低，最后趋于稳定。

降水入渗存在两种方式：活塞式入渗及捷径式入渗。前者的下渗水流犹如活塞推进，出现于均质岩土；后者下渗水流呈指状推进，存在快速移动的优先流，出现于发育虫孔、根孔和裂隙的粘性土，以及裂隙岩溶发育不均匀的基岩。

（2）大气降水补给地下水的影响因素

大气降水补给地下水的影响因素大体上可以分为气候、地质、地形、植被、土地利用。影响大气降水补给地下水的诸因素是相互联系、相互制约的整体。

（3）大气降水补给地下水量的确定

大气降水补给地下水量的确定，大体上分为：水均衡法、地中蒸渗仪法、包气带水分通量法，利用环境组分求算，人工投放示踪剂求算，以及数值模拟。

山区大气降水补给地下水具有以下特点：

1、主要分布基岩，地面渗透能力的差别远大于平原松散沉积物。

2、地形起伏与地质结构相结合，地形高处的降水以坡流或河流形式汇流补给低处的地下水，汇流区的范围通常大于补水区。

（3）地表水与地下水都来源于本地的大气降水。

（4）地形切割强烈，地下水位埋藏深度大，包气带以重力水为主，截留水量通常不大，通过向泉或河流排泄。

汇水区地下水排泄量，可以通过不同的方法求取：

1）具有隔水边界的含水系统，以泉的形式集中排泄时，可通观测泉流量求取。

2）具有隔水边界的含水系统，以向河流泄流的形式分散排泄时，可通过水文学中流量过程分割激流的方式求取。

8.2.2地表水补给地下水

地表水补给地下水必须具备以下条件

1、地表水水位高于地下水

2、两者之间存在水力联系

8.2.3地下水的其他补给来源

昼夜温差大的干旱沙漠地带，凝结水有可能补给地下水，灌溉水渗漏、水库渗漏，以及输水管道渗漏都会增加地下水的补给。

（1）凝结水及其对地下水的补给

空气的湿度一定时，饱和温度随温度下降而降低，温度降到某一临界值，达到露点（绝对湿度与饱和湿度相等），温度继续下降，超过饱和湿度的那部分水汽，转化为液态水，这一过程便是凝结作用。

（2）灌溉水对地下水的补给

下渗补给地下水的那部分灌溉水，称为灌溉回归水。

灌溉渠道渗漏及田面入渗使地下水活得补给。

8.2.4地下水人工补给

地下水人工补给的含义是：采取有计划的认为措施，使地下水活得天然补给以外的额外补充。

人工补给地下水具有多种目的：利用含水层作为地下水库，调蓄其他水源，增加可利用水资源量；维护和改善生态环境（避免植被退化，维护湿地，防治土地沙漠化）；防治某些地质灾害（防治海水或咸水入侵地下淡水，避免地面沉降及地裂缝等）；利用含水层调蓄热能等。

人工补给地下水通常采用地面、河渠、坑塘蓄水渗补、井孔灌注等方式。

8.3  地下水排泄

地下水通过泉、向地表水泄流，土面蒸发，叶面蒸腾等方式，实现天然排泄，通过井孔，排水渠道，坑道等设施，进行人工排泄。

8.3.1 泉

泉分为：上升泉和下降泉。

前者是承压水的排泄，后者是潜水或上层泄水的排泄。

侵蚀泉：单纯由于地形切割地下水面而出露，包括切割潜水含水层及揭露承压水隔水顶板。

接触泉：地形切割使相对隔水底板出露，地下水从含水层与隔水底板接触处出露。

溢流泉：水流前方切割导水断裂，断裂带测压水位高于地面时出露形成泉。

接触带泉：岩脉或岩浆岩侵入体与围岩的接触带，地下水沿冷凝收缩形成的导水通道出露。

8.3.2  泄流

地下水补给地表水体时，除个别以水下泉形式集中排泄外，大多为分散的线状泄流。

8.3.3 蒸发与蒸腾

土面蒸发及叶面蒸腾是地下水转化为气态水向大气排泄的两种方式。

影响地下水蒸发的主要因素：气候  潜水埋藏深度及包气带岩性。

单纯测定蒸腾量：快速称重发  基于热平衡原理的茎流计 利用卫星遥感资料估测蒸腾量或总蒸散量。

8.3.4  地下水的人工排泄

用井孔开采地下水 矿坑疏干  开发地下空间排水  农田排水等，都属于地下水人工排泄。

8.4 含水层之间的补给与排泄

常见的含水层之间水力联系方式：含水层之间通过叠合接触部分发生补给，含水之间通过导水断裂发生补给，含水层之间通过穿越其间的井孔发生补给，含水系统内部通过弱透水层越流而形成统一水力联系。自考大专《水文地质学》(01542)复习资料由湖北自考大专网整理编辑，转载就注明出处。[NextPage]

10.2.2气象（气候）因素影响下的地下水动态

 在气象（气候）影响下，地下水动态呈昼夜变化、季节变化、年际变化及多年变化

 地下水位的昼夜变化，可由蒸发及植物蒸腾引起。

气候的周期变化控制地下水动态的多年变化，其中，周期约为11年的太阳黑子变化，影响最为明显。

大气压强可通过井孔影响周边小范围地下水位。大气压强引起的井孔水位变化，不能代表地下水真实水位变化，因此，也称之为“伪变化”。

10.2.3 水文因素影响的地下水动态

河流补给地下水时，随着远离河流，地下水位抬升的时间滞后和延迟增大，波形趋于平缓。

10.2.4 其他因素影响的地下水动态

 地震、固体潮、潮汐、外部荷载等都会引起地下水要素变化。

而要注意的是，地下水动态异常不一定是地震前兆，迄今为止，正确鉴别地下水异常是否地震前兆，仍有待解决。

10.2.5  人为活动影响下的地下水动态

人类活动增加新的补给来源或排泄去路，影响地下水天然均衡状态，从而改变地下水动态，影响水质演变方向。

井孔开采地下水是最常见的人工排泄。

修建水库、引用外来地表水灌溉等，都会增加新的人工补给，抬高地下水位。

地下水的人工补给或人工排泄，都有可能打破原有的地下水均衡，形成新的地下水均衡，进而影响地下水所支撑的水文系统及生态环境系统。

10.2.6  影响地下水动态的地质因素

因素：地质结构以及非变动性水文地质条件。

地下水流系统的不同部位，地下水的波动幅度不同：区域系统的补给区，地下水位变幅最大，排泄区变幅最小；局部系统的补给区，地下水位变幅较大，排泄区变幅较小。

原因在于：排泄区附近获得补给时，受排泄区高程限制，水力梯度显著增大，径流排泄明显加强，地下水位不可能明显抬升；补给区接受降水补给时，因远离排泄区，水力梯度无明显增加，径流增强也不大，水位得以累积抬升。

岩溶含水质特点：空隙尺度大   空隙率小。

10.3  地下水动态类型

动态类型：入渗－－径流型、径流－－蒸发型、入渗－－蒸发型、入渗－－弱径流型。

10.3.1  入渗－－径流型动态

入渗－－径流型动态，接受降水及地表水补给，以径流方式排泄；地下水化学作用以溶滤为主。

分布：不同气候条件下的山区及山前。

特点：年水位变幅大而不均，由补给区到排泄区，年水位变幅由大到小。

10.3.2 径流－－蒸发型动态

径流－－蒸发型动态以侧向径流补给为主，以蒸发方式排泄；地下水化学作用以浓缩为主。

分布：干旱内陆盆地远山及盆地中心部位，地下水埋藏深度浅，岩性为细粒土。

特点：年水位变幅小而均匀，水质缺乏明显季节变化，水土向盐化方向演变。

10.3.3  入渗－－蒸发型动态

入渗－蒸发型动态，以接受当地降水补给为主，径流微弱，就地蒸发排泄；地下水化学作用为溶滤－浓缩间杂发生。

分布：半干旱平原和盆地内部。

特点：受季风影响，季节性干湿变化明显，在微地貌控制下，局部水流系统发育。时间上，溶滤和浓缩作用交替出现，空间上，溶滤作用和浓缩作用杂发生。

10.3.4  入渗－－弱径流型动态

入渗－－径流型动态，以接受当地降水补给为主，径流和蒸发均微弱，地下水化学作用以溶滤为主。

分布：我国湿润平原和盆地。

特点：气候湿润，降水丰富，地形高差小，径流及蒸发排泄均微弱，地下水位变幅小。

10.4  天然条件下的地下水均衡

10.4.1  均衡区与均衡期

均衡区：进行均衡计算所选定的地区。最好取具有隔水边界的完整地下含水系统。

均衡期：进行均衡计算的时间段，可以是一年，若干年，某段时间。

正均衡：某一均衡区，在一定均衡期内，地下水量的收入大于支出，表现为地下水储存量增加。

负均衡：支出大于收入，地下水储存量减少。

地下水动态：气候趋近平均状态地下水保持收支平衡，年内及年际，气候发生波动，地下水也经常处于不均衡状态，表现为地下水诸要素随时间发生有规律的变化。

10.4.2  水均衡方程式

收入项包括：大气降水量  地表水流入量   地下水流入量  水汽凝结量

支出项：地表水流出量  地下水流出量  腾发量

水储存量变化包括：地表水变化量  包气带水变化量  潜水位变化量   承压水变化量

潜水的收入项：降水入渗补给量   地表水入渗补给量  凝结水补给量   上游断面潜水流流入量  下伏半承压含水层越流补给潜水水量

潜水的支出项：潜水腾发量   潜水以泉或泄流形式排泄量   下游断面潜水流出量

10.5  人为活动影响的地下水均衡

以一个水文年为均衡期，经观测计算后得出以下结论：1、潜水表现为正均衡，一年中潜水位上升620mm，增加潜水储存量31mm，长期以来，潜水发量将不断增加，会产生土壤盐碱化。

2、灌溉水入渗是破坏原有地下水均衡、导致潜水位抬升的主要因素。

3、现有排水设施的排水能力太低，不能有效防止潜水位抬升。

4、为防止盐碱化，必须采取以下措施：或减少灌溉水入渗，或增大排水能力，或两者兼施，以消除每年31mm的潜水储存量增加值。

10.6  大区域地下水均衡研究中的一些问题

在开采条件下，含水系统内部及其与外界之间的水量均衡，将发生一系列变化。假定单独开采山前平原的潜水，则水量均衡将产生以下变化：

①随着潜水位下降，地下水不再溢出成泉，Qd＝0

②与冲积平原原间水头变小，山前平原流入冲积平原的水量W2减小

③随着水位下降，蒸发减弱，Zul减小

④与山区地下水水头差变大，山区地下水流入量W1增加

⑤地表水与地下水水头差变大，地表水入渗补给量Yfl增大

⑥潜水埋藏深度浅的地带水位变深，可能使降水入渗补给量Xfl增大

与此同时，对地表水以及邻区地下水均衡产生的影响：

①山区至冲积平原的地表水径流量减少

②冲积平原地下水侧向补给量以及深层水越流补给浅层水水量减少

③由山前平原流入冲积平原的地表径流量及坡流减少，从而使冲积平原接受地表水补给减少。

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第11章   孔隙水

11.1孔隙水的特征

孔隙水是赋存于松散沉积物中的地下水。

孔隙水呈层状分布，空间上连续均匀，含水系统内部水力联系良好，因此，在孔隙水系统中打井取水，成功率很高。

残积物是基岩就地风化产物，坡积物是斜坡片流及重力搬运所成，多不构成含水层，或者仅为农户供水之用的零星含水层。

分布最广,最有水文地质意义的是水流沉积物，包括洪积物,冲积物,湖积物,滨海三角洲沉积物，以及冰水沉积物等。

水流搬运与堆积颗粒的能力取决于流速。

11.2洪积物中的孔隙水

典型的洪积扇形成于干旱半干旱地区的山前地带。

⑴干旱半干旱气候下，洪积扇中地下水水量水质均呈明显分带性。

⑵洪积扇前缘，属潜水下沉带或盐分积聚带。

⑶由洪积扇顶部到盆地中心，显示良好的地貌-岩性-地下水分带。

在不同自然地理,地质背景下，洪积扇以及赋存其中呢孔隙水发育各不相同。

⑴干旱气候下，山前为暂时性水流堆积形成的洪积扇。⑵湿润半湿润地区，常年性水流形成的冲积物增多，形成冲洪积扇。⑶湿润气候下，水化学作用以溶滤为主，水化学分带不明显。

11.3冲积物中呢孔隙水

常年性河流堆积形成冲积物，上，中，下流特点不同。

河流上游多为切割强烈的峡谷，仅局部遗留阶地，沉积物分布范围小，厚度不大，但岩性多为砾石粗砂，赋存其中的地下水，可供居民点小规模用水。

河流中游，发育多个二元结构阶地，阶地下部粗粒物质是河流沉积，上部细粒物质为洪水期泛滥沉积。

河流下游的冲积物，以黄河下游泛滥冲积平原为典型。

黄河中游是广袤的黄土高原，粉土质为主，质地疏松的黄土，易于侵蚀带入黄河，黄河含砂量之高属世界之冠。

冲积平原中流速较大的河床堆积砂层，河床以外则以粘性土为主。

11.4湖积物中的孔隙水

湖积物的岩性呈不规则同心圆状分布，岸边浅水处沉积砂砾等粗粒物质，向湖心逐渐过渡为粘土。特点是单层厚度大，延伸广，颗粒分选良好。

湖积物的特点与其沉积动力环境有关。

气候与构造运动是改变湖盆沉积条件的两个主要因素。

11.5  干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域

盆地上部堆积全新世一中更新砂砾夹粘性土含水岩系，下部为渗透性较差的下更新世一中新世砂砾岩泥岩互层。受构造控制，两个盆地的上含水层，自南而北，厚度变薄，颗粒变细，渗透性变差。

地下水显示有规律的水化学分带。

石羊河流域地表水开发利用率高达89%，地下水开发利用率高达121%，在西北内陆河流域中高居榜首，绿洲呈现“土壤荒化，水质矿化，植被退化，生态恶化”的危机。

在人口压力下，掠夺性的水资源过量开发，破坏自然规律的水盐调度，是石羊流域水资源危机及生态危机的根源。

调整产生结构，压缩灌注面积，大力推进节水，将流域用水量降低到水资源承载力允许范围，上下游统一合理调配水源，是解决问题的方向。

11.6干旱半干旱黄土高原空隙水系统

 黄土中存在几类空隙：直径小于0.01mm的原生空隙；成壤过程形成的直径大于0.01mm的次生空隙；生物作用造成的根孔和虫孔，直径0.2~20mm（大者0.5~50mm），垂向为主，延伸数厘米至数米；延伸良好、等间距发育的、垂向为主的裂隙，一般认为是成岩裂隙。

黄土的垂向渗透性高于水平渗透性。

每个黄土地貌单元构成一个独立的地下水流系统，地下水由中心向四周辐射式流动，最终以泉的形式排泄于沟谷。

地貌是控制黄土高原地下水演变的中观_微观因素。

黄土塬切割较弱，平台宽广，含水层厚度大，有利于降水入渗而不利于迅速排泄，地下水比较丰富。地下水田塬的中心向四周辐射状散流，以泉的形式排泄于沟谷底部或相对含水层的顶部。

黄土梁、茆切割强烈，不利于降水入渗，地下水不丰富。

气候是控制黄土高原地下水水量水质演变的宏观因素。

11.7干旱半干旱空隙水系统：河北平原

平原普遍存在地下咸水，底洼处多盐碱地。河北平原分为三部分：山前冲洪积倾斜平原，中部冲积湖积平原，东部滨海平原。

山前平原，以砂砾层为主，间夹粘性土层，由山口向四周以及自深部向浅部，颗粒由粗变细，整体水力联系良好。

中部平原，自深而浅，由湖积物转为冲积物。

在沉积环境、微地貌、气候等综合影响下，中部平原地下水的形成、分布与循环，十分复杂。

根据水化学及环境同位素信息分析，山前冲洪积倾斜平原发育局部地下水流系统，在冲洪积扇前缘转为上升水流，使咸水抬什接近地表，在山前平原与中部平原交界处形成浅层咸水及大范围盐碱地。

中部平原，高位河道及古河道构成条状势源，局部水流系统在咸水层之上形成条带状浅层淡水。中间水流系统则由高位河道、古河道出发，穿越咸水层，终结于河间洼地。

目前，河北平原成为我国水资源开发强度最大、水资源供需矛盾最为突出、地下水位下降最强烈、地面沉降范围最大的地区。

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第十二章  裂隙水

12.1概述

 基岩在应力作用下产生各种裂隙：成岩过程中形成成岩裂隙，经历构造变动产生构造裂隙，风华作用产生风华裂隙；具有临空面的岩体，因天然地质作用或人为工程活动减载缷荷，可形成缷荷裂隙。赋存于裂隙基岩中的地下水为裂隙水。

与空隙水相比，裂隙水表现出更为强烈的不均匀性和各异向性。松散岩层中，空隙分布连续均匀，多构成具有统一水力联系、水量分布均匀含水系统。基岩裂隙率较低，裂隙在岩石中所占的空间很小，联通性较差，裂隙岩层一般不容易形成具有统一水力联系、水量分布均匀的含水层。裂隙局部发育地带，可形成带状裂隙含水系统。若干带状含水系统有可能相互交切沟通，构成网状含水系统，一个裂隙含水系统内部具有统一水力联系，水位受该系统最低出露点控制。

基岩地下水的空隙，比松散沉积物更加多样。

12.2 裂隙的成因类型及其中的地下水

按照裂隙成因，赋存其中的裂隙水可分为成岩裂隙水、风化裂隙水和构造裂隙水。

12.2.1成岩裂隙水

成岩裂隙是岩石在成岩过程中受内部应力作用而产生裂隙。沉积岩固结脱水、岩浆岩冷凝收缩等均可形成成岩裂隙。

12.2.2 风化裂隙水

 暴露于地表的岩石，在温度和水、空气、生物等风化营力作用下，形成风化裂隙。风化裂隙在成岩裂隙或构造裂隙的基础上进一步发育，形成密集均匀、无明显方向性、连通良好的裂隙网络。

风化裂隙的发育受岩性、气候及地形的控制。单一稳定的矿物组成的岩层风化裂隙很难发育。

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，有利于形成导水的风化裂隙。

地形比较平缓，剥蚀及堆积作用微弱的地区，有利于风化壳的发育与保存。

12.2.3构造裂隙水

     构造裂缝隙是岩石在构造应力作用下形成的，是最为常见.分布范围最广的裂隙，是构造裂隙水研究研究的主要对像。构造裂隙水具有强烈的非均匀性及各向异性。

        构造裂隙的张开宽度.延伸长度.密度.，以及由此决定的异水性等，很大程度上受岩层性质的影响。 

         纵裂隙与岩层走向大体平行，一般延伸较长，在褶皱翼部为压剪性，在褶皱核部为张性，在背斜核部，常形成延伸几十米至上百米的大裂隙密集带。纵裂隙方向与岩层走向一致，在层面裂隙的共同作用下，纵裂隙的延伸方向往往是岩层导水能力最大的方向。横裂隙一般是张性的，张开宽度最大，但一般延伸不远，呈两端尖灭的透镜体状。斜裂隙是剪应力形成的，延伸长度及张开性都相对差一些。

在构造应力作用下，岩性差异的层面发生错动并张开，因此，层面裂隙是沉积岩中延伸范围最广、连通性最好裂隙组，构成裂隙网络的主要连接性通道。岩层的单层厚度决定层面裂隙的密集度，从而决定其他各组裂隙发育程度。

应力集中的部位，裂隙常较发育，岩层透水性良好。

岩性无明显变化的岩体，裂隙发育及透水性通常随深度增大而减弱。

12.3裂隙介质及渗流

12.3.1裂隙及裂隙网络

单个裂隙可以概化为一个椭圆形饼状的三维空间：一个方向上延伸极短，另两个方向上延伸较长，延伸到一定距离后尖面，构成一个封闭空间。

单独一个裂隙，或若干个平行而互动切割的裂隙，不能构成连续的导水空间。

裂隙水总是运移于迂回曲折的三维通道之中。

在岩层中，不同规模、不同方向的裂隙通道，交切连通构成导水裂隙网络，形成裂隙含水系统。由于岩性变化和构造应力分布均匀，通常很难在整个岩层中形成分布均匀、相互连通的裂隙网络。

12.3.2裂隙水流的基本特征

 在裂隙含水系统中，一些大的、延伸长的裂隙，作为主要导水通道，使裂隙水表现出明显的不均匀性和突出性。在整个岩体中，裂隙通道所占的空间比例很低。

裂隙基岩的深切河谷地带，是各级地下水流系统的集中排泄区。

12.4  裂隙及裂隙水的研究方法

12.4.1 岩层（岩体）裂隙野外调查统计

构造裂隙（包括断层）的野外调查统计，根据具体研究目的而有所不同，通常包括以下内容：①裂隙产状统计及裂隙分组：利用天然露头和人工露头，选择一定的测量区域－统计窗，测量每条裂隙的产状；在利用赤平投影方法，把测量数据整理成裂隙极点密集图，然后根据产状集中的高度密集区进行裂隙分组。②统计每组裂隙的线密度：统计垂直方向上每米的裂隙数，其倒数就是裂隙的间距。③裂隙迹线长度统计：裂隙在二维露头上表现为一条或直或弯线，称为迹线。④裂隙宽度统计：一般利用专用的塞尺，将厚度不等的塞尺塞入裂隙及测定其宽度。⑤裂隙的导水能力：野外条件下要确定裂隙导水能力相当困难，通过地表露头或井下巷道或平硐近似测得裂隙的张开宽度，可推算裂隙导水能力。

裂隙长度是一个难以准确测量的参数，引起野外统计误差的原因有①在实际观测时，短小的裂隙往往被忽略，使统计得到的裂隙平均长度偏大，裂隙密度偏小。②大的裂隙在观测线或观测面上出现的概率大，使其统计值偏大。③野外或工程开挖面，往往难以满足范围足够大而有适合于测量裂隙完整长度的空间，这是裂隙统计长度缺乏可信性的最大原因。裂隙在观测面上有3种出露情况：第一种是裂隙的两个端点都落在观测窗范围 ；第二种是一个端点落在观测窗内，另一端被观测窗边界截断而不可见；第三种是两端均被观测窗边界截断，端点不可见。

12.4.2裂隙水的模型化方法

裂隙介质渗流模型化 主要分为3类：等效多孔介质方法，双重介质方法，非连续介质方法。

①等效多孔介质方法把裂隙介质近似概化成孔隙介质，采用多孔介质方法加以计算及模拟

②双重介质：为了比较准确的刻画此类介质，可分别用两种不同的介质近似刻画两类不同大小的孔隙。

③等效多孔介质网络方法和双重介质方法都是宏观、粗略处理裂隙介质的方法，对裂隙介质的内部结构没有详细刻画。

12.5  断层的水文地质意义

断裂带是应力集中释放造成的破裂形变，大的断层延伸十至数百千米，断层带宽达数百米，切穿若干岩层，构成具有特殊意义的水文地质体。

断层两盘的岩性及断层的力学性质，控制着断层的导水－贮水特征。

同一条断层，由于两盘岩性的以及力学性质的变化，不同部位的水的导水性可以很不同。

导水断层带是具有特殊意义的水文地质体，它可以起到贮水空间、集水走廊与导水通道的作用。

发育于透水岩层中的导水断层，不仅是贮水空间，还兼具集水廊道的功能。[NextPage]

第13章   岩溶水

13.1岩溶及其研究意义

岩溶地貌和岩溶水，是在特定的条件下，岩石圈，大气圈，生物圈和水圈相互作用的产物。

赋存并流动于岩溶化岩层中的水，称为岩溶水。介质的可溶性，岩溶水在流动过程中不断扩展改造介质，从而改变自身的补给，径流和排泄条件以及动态特征。岩溶水系统是一个通过水与介质不断相互作用，不断演化的自组织动力系统。

演化充分的岩溶水系统，介质改造为尺寸扩大而又不均匀的空隙体系，在一定条件下，洞穴管道系统贯通，构成地下河系。由于含水介质空隙扩展，渗透性能明显增强，地下水流迅速，导致地下水时空变化强烈。雨季地下水位迅速抬升，旱季地下水位急剧下降。补给区地下水埋藏深度大，河流漏失，导致缺水干旱；排泄区水流集中，水量丰富，易发洪涝。

13.2岩溶发育基本条件

岩溶发育需要具备四个基本条件:可溶岩的存在，可溶岩必须是透水的，具有侵蚀性的水，水的流动。

溶蚀是指具有侵蚀性的水将可溶岩的某些组转入水中，扩展可溶岩空隙的作用。

地质构造对岩溶水发育有重要的作用:构造的边界控制了地下水溯源溶蚀的范围，从而决定了岩溶水系统的边界；主要断裂带，背斜和向斜轴部，往往控制地下河系的发育部位与方向。新构造运动控制着水流的活动空间:新构造运动稳定时期，水流持续不断作用于同一部位，有利于形成贯通的地下管道系统，在构造边界之内形成统一的岩溶地下水系；构造不断隆升，水流不断向高程较低的部位移动，无法持续溶蚀同一部位，难以形成贯通的地下河系。

13.2.1 岩石的可溶性：碳酸盐岩的成分与结构

碳酸盐岩的可溶性，自大而小：石灰岩 白云岩 硅质灰岩 泥灰岩

12.2.2 可溶性岩的透水性

碳酸盐岩中存在两类空隙：一是与沉积同生的空隙，二是后期构造作用形成的裂隙，对碳酸盐岩的透水性以及岩溶发育起主要作用的是构造裂隙。

层后不同的碳酸盐岩，构造裂隙发育特点不同：中厚层至中薄层碳酸盐岩，构造裂隙密集，分布均匀，有利于形成溶蚀均匀的岩溶含水层，巨后层的纯灰岩，构造裂隙稀疏，宽长，分布极不均匀，有利于形成大型岩溶洞穴，岩溶发育极不均匀。

碳酸盐岩裂隙初始发育特征，控制着水流优先运移途径，从而导致差异溶蚀，初始裂隙愈发育 愈宽大的部位，溶蚀作用愈强烈 ，水流愈容易汇聚。碳酸盐岩的主要断裂带 裂隙发育的背斜和向斜，岩溶最为发育：在巨厚层碳酸盐岩中，这些部位发育为地下河系。

13.3.2 差异性水流与介质差异改造

张开裂隙构成的网络通道中，水流选择途径最短  宽度最大的优势通道流动，水流集中的优势通道，溶蚀作用强烈，裂隙溶蚀扩张迅速，扩张迅速的裂隙，发生优势溶蚀，优先出现紊流以及相应的机械侵蚀，优先发生重力崩塌，形成管道－洞穴系统。

表征水流强度的是渗透流速v，而V＝KI，在裂隙发育相近的条件下，沿着水流方向，，I最大，v最大，溶蚀最为强烈。

岩溶管道－洞穴在碳酸岩盐下伏隔水底板起着控制作用的仍是水流条件：隔水底板迫使水流汇聚其上，从而在隔水底板之上的可溶岩形成层状岩溶管道系统。

13.4.2 岩溶含水介质特征

岩溶发育相对均匀，成井率高，原因在于与岩性结构密集均匀，后期溶蚀不十分强烈，形成较为均匀的溶蚀裂隙含水介质。

13.4.4 岩溶水补给  径流及排泄特征

干旱缺水的北方岩溶区，大泉集中排泄地带，水源丰富，经济发达，地势高的山区往往缺水，成为连人畜饮水都有困难的贫困地带。

13.4.5 岩溶水动态特征

北方岩溶大泉动态稳定的原因在于：①汇水范围大，降水入渗从补给区流向排泄区流程长，溶蚀裂隙中水流速度缓慢，远源和近源入渗降水存在错峰作用②汇水区内不同部分降水不同步，时间上起错峰作用③补给区多有松散沉积覆盖，通过包气带入渗，起滤波作用。

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