水文地质复习资料课件

第一章地球上的水及其循环FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础CompanyLogo（1）定义

指发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中地下水之间的水循环。

水文循环示意图——环节或要素（2）水文循环的划分循环路径不同：大循环（海-陆）与小循环（海-海，陆-陆）时空尺度不同：全球水文循环，流域水文循环，水-土-生系统水文循环1.2水文循环Hydrologic-cycle水文循环-环节1、蒸发蒸发是水分通过热能交换从固态或液态转换为气态的过程，是水分从地球地面和水体进入大气的过程。2、水气输送水汽输送，是指大气中的水汽由气流携带着从一个地区上空输送到另一个地区的过程。3、凝结降水降水是水汽在大气层中微小颗粒周围进行凝结，形成雨滴，再降落到地面的过程。4、下渗下渗是指降落到地面上的雨水从地表渗入土壤内的运动过程。5、径流径流又称为河川径流，亦即地表径流和地下径流、壤中流之和。CompanyLogo水文循环的作用：通过循环—水的质量得以净化、水的数量得以再生水资源不断更新与再生，可以保证在其再生速度水平上的永续利用──也是可持续发展保证1.4水文循环的作用CompanyLogo

对水文循环有显著影响的气象、水文因素主要有:气温、气压、湿度、降水、蒸发、径流。

1.5.1气温（1）气温产生的原因

大气直接吸收太阳辐射热：仅占太阳辐射热的15%；大气吸收地表辐射能量：43%的太阳辐射到达地面，地表接受太阳辐射增温后、再向大气辐射能量，此部分能量绝大部分为大气吸收而增温。大气与地表直接接触：由于热传导、对流而升温这更是大气增温的主要原因。

1.5影响水文循环的气象、水文因素CompanyLogo1.5.1气温（2）气温的时空变化时间上的变化:昼夜变化、季节变化和多年变化；

空间上的变化:水平方向和垂直方向水平方向，同一高度上，从赤道向两极由高到低;垂直方向，同一地点,不同高度上气温不同,在对流层内,一般每升高100M,气温降低0.5℃。1.5影响水文循环的气象、水文因素CompanyLogo1.5.3湿度（1）概念指大气中的水汽含量。由于水汽既有重量，又有压力，因而其既可用重量单位表示，也可以用压力单位表示。（2）湿度的分类

绝对湿度和相对湿度绝对湿度：指某一地区在某时刻空气中的水汽含量。1.5影响水文循环的气象、水文因素1.5.3湿度（2）湿度的分类绝对湿度：指某一地区在某时刻空气中的水汽含量。

采用重量单位表示时,单位为g/cm3,常用代号m；

采用压力单位表示时,单位为mmHg，常用代号e。绝对湿度只能说明某一时刻空气中水汽含量的多少,而不能反映出空气中水汽含量达饱和的程度,于是又提出了相对湿度的概念。1.5影响水文循环的气象、水文因素CompanyLogo1.5.3湿度（2）湿度的分类相对湿度：指绝对湿度与饱和水汽含量之比，常用代号r。

式中：e、m代表绝对湿度；E、M代表饱和水汽含量。

饱和水汽含量：指某一温度条件下，空气中可以容纳的最大水汽数量。采用重量单位表示时，常用代号M；采用压力单位表示时，常用代号E；1.5影响水文循环的气象、水文因素

CompanyLogo1.5.3湿度（2）湿度的分类

露点

指当温度下降至某一值时，水汽含量达饱和，亦即=100%=1，此时的气温就叫露点，若温度继续下降，则空气中过剩的水汽将凝结形成不同形式降水。

1.5影响水文循环的气象、水文因素

CompanyLogo1.5.4蒸发（1）概念指常温下，水由液态变为气态进入大气的过程。（2）类型有土面蒸发、水面蒸发和叶面蒸发（蒸腾）。通常用水面蒸发量的大小表示一个地区的蒸发强度。气象部门测定蒸发量的方法是：用蒸发皿装上水，测定一定时期内的蒸发水量，并用水柱高度的mm数表示，如：北京的多年平均年蒸发量为1102mm。气象部门提供的蒸发量只反映一个地区蒸发的相对强度，而不能代表一个地区的实际蒸发水量，因为一个地区不全是水面，且用小直径蒸发皿测得的蒸发量比实际水面蒸发量又偏大许多。1.5影响水文循环的气象、水文因素

CompanyLogo1.5.4蒸发（3）影响水面蒸发速度、强度的因素主要有气温、气压、湿度、风速等，其中主要取决于气温与绝对湿度的对比关系，更具体地讲，主要取决于相对湿度的大小，相对湿度越小，饱和差越大，则蒸发速度越快。

饱和差：饱和水汽含量与绝对湿度之差。

公式：d=E-e饱和差越大，则蒸发越大。

风速是影响蒸发的另一重要因素，风将水面上蒸发出的水汽带走，从而可以大大加快蒸发的速度与强度。1.5影响水文循环的气象、水文因素

CompanyLogo1.5.5降水（3）天气、气候的概念

天气：指某地区在某时刻（或短暂的时间段内如1小时，几小时，1天等）各种气象因素综合影响所决定的大气物理状态

气候：指某区域的天气平均状态，一般指多年平均状态，并以气象要素的多年平均值表征，称为该区域的气候。

CompanyLogo1.5.6径流

（1）有关概念

径流：指降落于地面的降水在重力作用下，沿地表或地下流动的水流，分为地表径流与地下径流。

水系：指汇注于某一干流的全部河流的总体构成的一个地表径流系统。

流域：指一个水系的全部集水区域，流域范围内的降水通过各级支流汇注于干流。

分水岭：指相邻两个流域之间地形最高点的连线，这是地表水的分水岭。

地表水系、流域和分水岭同样可用于地下水。

CompanyLogo1.5.6径流

（2）径流要素（主要针对地表径流，但对地下径流也可以适用）

流量（Q）：单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s，公式为：Q=F·V式中：F：断面面积V：断面的平均流速

径流总量（W）：某时段T内，通过河流某一断面的总水量，单位为m3W=Q·T式中：Q：流量（m3/s）；T：时间（s）

1.5影响水文循环的气象、水文因素

CompanyLogo1.5.6径流

（2）径流要素（主要针对地表径流，但对地下径流也可以适用）

径流系数（）

：同一时间段内流域面积上的径流深度Y（mm）与降水量X（mm）的比值。

（以小数或百分数表示）的大小可以反映流域内降水转化为地表径流的效率。

1.5影响水文循环的气象、水文因素

第二章地下水的赋存规律主讲教师：王涛FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础2.1岩石中的空隙

岩石——水文地质学中指坚硬的岩石及松散的土层

空隙——岩、土中各种类型的空洞的总称

空隙—是地下水赋存场所（places）和运移通道（conduits）空隙类型孔隙（pore）--松散土层（unconsolidatedsoil）

裂隙（fissure）--坚硬岩石（hardrock）溶穴（cavity）--可溶岩石（dissolublerock）下面讨论描述空隙特征的有关概念，参数（指标）和分析方法。CompanyLogoa—砾石(模型)b—砂土样品c—砂砾混合样品孔隙与粒径关系CompanyLogo立方体排列与四面体排列DdDd立方体排列四面体排列d′CompanyLogo2.1.1孔隙2、砂砾石的孔隙度（porosity）及其影响因素

完全混合试样：孔隙度n混=n砾×n砂（请自己推导证明）具体指当某种岩石由两种大小不等的颗粒组成，且粗大颗粒之间的孔隙，完全为细小颗粒所充填时，则此岩石的孔隙度等于由粗粒和细粒单独组成时的岩石的孔隙度的乘积。

总结

影响砂砾石孔隙度大小的主要因素是颗粒的分选程度及排列情况。颗粒形状、胶结与充填也会影响孔隙度。

颗粒形状愈不规则，孔隙度愈大。分选程度差，颗粒大小愈悬殊，孔隙度愈小。CompanyLogo自然界中松散岩石的孔隙度与上述讨论的还有些不同P17表2-1表2--1松散岩石孔隙度参考数值

矛盾之一：与粒径的关系不是愈大则愈大？矛盾之二：孔隙度超过最疏松排列的47.64%—达到70%2.1.1孔隙CompanyLogo3、粘性土的孔隙与孔隙度粘土颗粒粘性土是指土体颗粒＜0.005mm的直径“粘性土由于颗粒细小，比表面积大，连结力强粘粒在悬浮推移互相接触时，就会连结起来形成粘粒团”细小粘粒集合（团）构成（称为）颗粒集合体。集合体与集合体结合构成粘性土的沉积结构特征粘土孔隙：孔隙大小除与颗粒大小及排列有关，还与结构孔隙、次生孔隙有关。孔隙度可以超过最大理论孔隙度？粘性土如同海绵、峰窝或絮状结构结构孔隙——集合体与集合体、粘粒与粘粒之间次生孔隙——虫孔、根系孔、裂隙裂痕等2.1.1孔隙CompanyLogo裂隙（fissurefracture）固结的坚硬岩石中，一般仅残存很小部分孔隙，而存在有各种内外力作用下产生的裂缝（缝隙）

裂隙类型：风化（卸荷）裂隙、成岩裂隙、构造裂隙裂隙形态：空间形态是两向延伸长，横向延伸短的“饼状”空隙，单个裂隙是孤立的裂隙岩体：从水的赋存与运移角度来看，裂隙的描述包括：1)裂隙的连通性（组数、产状、长度和密度）2)张开性（裂隙宽度）3)裂隙率等2.1.2裂隙CompanyLogo裂隙率裂隙多少用裂隙率表示，有如下三种：①体裂隙率（KV）：一般用于室内测定

式中：VV裂隙体积；V包含裂隙在内的岩石体积。②线裂隙率KL

：一般用于野外测定指与裂隙走向垂直方向上单位长度内裂隙所占的比例。式中：bi：沿裂隙走向方向第i条裂隙的宽度L：与裂隙走向垂直方向上代表性测量线段的长度2.1.2裂隙CompanyLogo裂隙率裂隙多少用裂隙率表示，有如下三种：③面裂隙率（Ka）：一般用于野外测定指单位面积岩石上裂隙所占的比例。

式中：F：代表性露头地段岩石面积bi：第i条裂隙宽度Li：第i条裂隙长度2.1.2裂隙CompanyLogo溶穴（cavity）cavern在裂隙基础，水流对可溶岩进一步作用的结果——是扩大了的裂隙溶穴：溶蚀的裂隙，有溶孔、溶隙、溶洞等岩溶岩体：要描述裂隙特征及岩溶发育特征（裂隙+溶洞）1）岩溶发育方向2）溶蚀率--钻孔岩溶发育程度3）溶洞（方向、规模等）2.1.3溶穴溶穴（cavity）cavern岩溶率Kk

：为溶穴的体积（VK

）与包括溶穴在内的岩石体积（V

）的比值。式中：VK：溶穴体积V：包含溶穴在内的可溶岩体积。2.1.3溶穴CompanyLogo空隙特征的比较

含水介质——由各类空隙所构成的岩石称为含水介质（孔隙含水介质、裂隙含水介质、溶穴含水介质）

。含水介质的空间分布与连通特征是不同的，三种主要类型的含水介质比较：

连通性—孔隙介质最好，其它较差

空间分布—孔隙介质分布最均匀，裂隙不均匀，溶穴极不均匀。孔隙大小均匀，裂隙大小悬殊，溶穴大小极悬殊

空隙比率—孔隙介质最大，裂隙最小

空隙渗透性—孔隙介质-各向同性，裂隙与溶穴-各向异性造成空隙介质上述差异的主要原因：沉积物形成和空隙形成的环境2.1.4空隙特征的对比CompanyLogo2.2岩石空隙中的水存在形式：气态固态液态

设想实验：材料（小石子、细管）+水（水杯）（1）在小石子之上滴上几滴水，小石子上就会有残留水？（2）在饱水试样中，小石子上和小石子上孔隙间的水？（3）将玻璃细管插入水中，取出，管中残留水？通过上述3例及图示→空隙中水的存在形式：

结合水——（absorbedwater,boundwater）

重力水——（gravitationalwater;bulkwater）

毛细水——（capillarywater）CompanyLogo2.2.1结合水结合水（absorbedwater,boundwater）（1）定义附着于固体表面，在自身重力下不能运动的水（2）类型

强结合水：离固相颗粒表面非常近的水；

弱结合水：离固相颗粒表面较远的水。（3）性质结合水具有固态和液态水的双重性质，即在自身重力作用下不能运动，在外力作用下能够移动（运动）及变形，也可以说其具有一定的抗剪强度。？抗剪强度的产生与大小与什么有关？

表面引力（固相表面与水分子间静电引力）—服从库仑定律，随固体表面的距离加大而减弱

结合水与重力水CompanyLogo结合水与重力水CompanyLogo

表面引力—服从库仑定律，随固体表面的距离加大而减弱结合水与重力水结合水CompanyLogo重力水（gravitationalwater;bulkwater）

远离固相表面，水分子受固相表面吸引力的影响极其微弱，主要受自身重力影响。在自身重力影响下可以自由运动的水叫重力水地层内岩石空隙中如果存在一定的重力水，就可以通过泉，或井流出（抽出）重力水是水文地质学研究的主要对象，也是勘察的主要对象2.2.2重力水结合水与重力水CompanyLogo毛细水（capillarywater）

1、基本概念毛细现象：①根据细小管插入水中，水上升至一定高度停下来②在土层中挖个洞，在洞内放个接渗皿，能否接到水?—北方地窖，陕北的窑洞毛细力：毛细水：受到表面吸引力，重力，还有另一种力—称毛细力的作用，产生毛细现象我们可以把毛细力归纳为3点：2.2.3毛细水毛细水空隙中的水毛细水CompanyLogo毛细力：

毛细力的产生：是在三相界面上内弯液面引起——液面弯曲产生的。

毛细力的方向：作用方向始终指向弯曲液面的凹侧（p44）毛细力的大小：毛细力大小与弯液面的曲率成正比（曲率大,毛细力大;曲率小，毛细力小）

一根毛细管子，管径越小，毛细力越大；反之亦然

毛细力大，毛细上升高度也越大2.2.3毛细水毛细水CompanyLogo2、毛细水的存在形式（statesforms）在岩石空隙中，毛细水的存在形式可分为三种：a)支持毛细水（supportingcapillarywater）在地下水面支持下存在的（附着水面上的），随地下水升降而升降。上升高度与水面上部的岩石孔隙性质有关b)悬挂毛细水（suspensioncapillarywater）脱离水面，岩石细小孔隙中保留的水分，称为悬挂毛细水上细下粗砂砾试样的例子。？悬挂毛细水的高度c)孔角毛细水（触点毛细水）（cornerwater,contiguitywater?）孔角毛细水与悬挂毛细水是不同——？悬挂毛细水似串珠状且连续分布的，孔角毛细水是孤立的

2.2.3毛细水支持与悬挂毛细水小结CompanyLogo2.3岩石的水理性质

一、定义指岩石与水接触过程中表现出来的控制水分活动的各种性质。就水文地质学来说，主要涉及是与水分储容、释出与运移有关的性质包括：容水度、含水量、持水度、给水度

二、水理性质

1、容水度和孔隙度（porosity）-nr

岩石完全饱水时，所能容纳的最大水体积与岩石总体积之比

（反映岩石最大含水能力）孔隙度——n;容水度——nr

？两者有何关系2.3岩石的水理性质二、水理性质

1、容水度和孔隙度（porosity）-nr

孔隙度——n;容水度——nr

？两者有何关系一般情况下，容水度在数值上与孔隙度（裂隙率、岩溶率）相等，但在如下情况下，二者不相等：对于吸水后体积发生收缩或膨胀的土粒：吸水后膨胀时，nr>n吸水后收缩时，nr<n

2、含水量（watercontent）-w岩石实际保留水分的状况（是某岩样某时的含水状态），又称岩石的天然含水量1）重量含水量（Wg）：岩石孔隙中所含水份的重量（Gw）与干燥岩石重量（Gs）之比。2.3岩石的水理性质二、水理性质2、含水量（watercontent）-w2）体积含水量（Wv）：岩石孔隙中含水体积与岩石总体积之比。

3）Wg与Wv间的关系

在水的比重为1时，若岩石的干容重（单位体积干燥岩石的重量）为，则有：Wg·=Wv

4）饱和含水量、饱和差、饱和度的概念

饱和含水量：孔隙充分饱水时的含水量，用Ws表示。

饱和差：饱和含水量与实际含水量的差值。

饱和度：实际含水量与饱和含水量之比值。2.3岩石的水理性质二、水理性质3、持水度（specificretention）-Sr岩石的持水能力——最大保持水分的能力

定义1：饱水岩石在重力作用下释水，岩石中保持住的水体积与饱水岩石总体积之比。定义2：地下水位下降一个单位深度，单位水平面积饱水岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量（体积）。保持下来的水主要是什么水？

影响因素：与给水度的影响因素相同，在下面介绍。CompanyLogo二、水理性质

4、给水度（specificyield）——

（1）、定义

定义1：饱水岩石在重力作用下给出的水的体积与饱水岩石总体积之比。

定义2：当地下水位下降一个单位高度时，单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出来的水体积，称为给水度。当水位下降一个单位，土层孔隙中是否所有的水都流出来？在土层中会保留什么形式的水？结合水(膜)，孔角毛细水，有时悬挂毛细水与支持毛细水2.3岩石的水理性质均质土包气带水分分布CompanyLogo二、水理性质

4、给水度（specificyield）——

（2）影响给水度——μ值的因素？砾石、粗砂、细砂、砂砾混合样相比较，哪种样给水度大？

1)岩性：空隙大的样品，给水度大，μ≈n

砾＞粗砂＞…＞粉砂——（与粒径有关）颗粒细小者，比表面积大，结合水与孔角毛细水残留多，除岩性外，同一岩层中其它原因也可造成μ不同，为什么？2.3岩石的水理性质CompanyLogo二、水理性质

4、给水度（specificyield）——

（2）影响给水度——μ值的因素

2)地下水位初始埋深（H0）当初始地下水位埋深小于最大毛细上升高度时H0＜＜hc

时，原重力水大多转化为支持毛细水，土层给水量大大降低，μ变小。当地下水位初始埋深大于支持毛细水带高度时H0＞＞hc,可达最大μ值土层含水量曲线分析：当水位埋深足够大时，土层给水度不发生变化（为定值），此时给水度—也是最大理论给水度2.3岩石的水理性质CompanyLogo二、水理性质（2）影响给水度——μ值的因素

3)与地下水位下降速度有关地下水位下降快慢会影响到μ的大小——（下降快μ<μ理、下降慢μ→μ理）这是因为释水滞后，而导致的释水减量

4)土层结构均质土特征与上述讨论一致岩土层为层状非均质土时，往往会影响μ值，多层状土的特征而言，上粗下细，上细下粗结构影响是不同的。2.3岩石的水理性质CompanyLogo给水度小结——野外实际测定时：均质土，当地下水位初始埋深大于hc，降速缓慢，μ=WS-W0初始埋深小于hc时，埋深愈浅，μ↓水位降速愈快，μ↓一般而言，层状土μ小于均值土。给水度、持水度与孔隙度三者间关系：

μ+Sr=n给水度小结CompanyLogo二、水理性质

5、透水性（permeability）——（先自学一下）反映岩土透过水的能力后续讲“地下水的运动”时再讨论岩石空隙直径越大—透水能力越强—透水性越好！

2.3岩石的水理性质地下水类型地下水埋藏类型上层滞水(perchgroundwater)包气带中聚集在局部隔水层之上的重力水.特征：接近地表，接受大气降水补给，以蒸发形式或向隔水底板边缘排泄。动态变化很不稳定。在寒冷地区易引起道路冻胀和翻浆.潜水(phreaticwater)1－砂层2－隔水层3－含水层4－潜水面5－基准面

埋藏在地面以下第一个稳定隔水层之上具自由水面的重力水。特征：与大气相通，具自由水面，补给区与分布区一致，动态受气候影响较大。潜水面形状受地形影响。潜水的埋藏特点：1）潜水面以上，一般无稳定的隔水层，潜水通过包气带与地表相通，所以大气降水和地表水直接渗入而补给潜水，成为潜水的主要补给来源；2）潜水埋藏深度及含水层的厚度是经常变化的，而且有的还变化甚大，它们受气候、地形和地质条件的影响，其中以地形的影响最显着；3）潜水具有自由表面，为无压水。4）潜水的排泄有以泉的形势排泄和通过蒸发的方式进行排泄。一个是水平方向上的，一个是垂直方向上的。潜水等水位线图可解决如下问题：1）决定潜水的流向；2）求潜水的水力坡度；3）确定潜水的埋藏深度；4）提供合理的取水位置；5）推断含水层岩性或厚度变化；6）确定地下水和地表水的相互补给关系；7）确定泉水出露点和沼泽化范围。虚线－潜水等水位线实线－地形等高线潜水与地表水的关系潜水补给河流河流补给潜水单侧补给承压水(pressurewater)充满于两个隔水层之间的含水层中承受水压力的重力水。A－补给区B－承压区C－排泄区

特征：1）承压水的分布区和补给区是不一致的。2）地下水面承受静水压力，非自由面。3）承压水的水位、水量、水质及水温等受到气象水文因素季节变化的影响不显着。4）任一点的承压含水层的厚度不变，不受降水季节变化的支配。承压含水层局部H1－初见水位H2－承压水位H－承压水头h－承压水位埋深承压水等水位线图如图中A点：地形标高103m，承压水位91m，含水层顶板标高83m。则承压水位埋深为：103－91＝12m承压水头为91－83＝8m

含水层埋深为：103－83＝20m承压水等水位线图可确定下列重要指标：承压水位埋深承压水头大小含水层埋深（初见水位）FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础第三章地下水的运动

ThemovementofG.W主讲教师：王涛第三章地下水的运动地下水运动的几个基本概念（1）渗流与渗流场

渗流（渗透

）：指地下水在岩石空隙中的运动。渗流场：指发生渗流的区域。（2）层流运动与紊流运动

层流运动：在岩石空隙中渗流时，水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。紊流运动：在岩石空隙中渗流时，水的质点无秩序地、互相混杂的流动。从流态来看，地下水多为层流（除岩溶管道外）第三章地下水的运动地下水运动的几个基本概念（3）稳定流与非稳定流稳定流：指水在渗流场内运动，各个运动要素(水位、水量、流速、流向等)不随时间变化的水流运动。非稳定流：指各个运动要素随时间变化的水流运动。

严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。CompanyLogo3.1

达西定律（Darcy’slaw）达西定律—线性渗透定律（linearlaw）

H.Darcy—法国水力学家，1856年通过大量的室内实验得出的。3.1.1实验条件：装置图—P36，图4-11）等径圆筒装入均匀砂样（uniformsand），断面为ω2）上（下各）置一个稳定的溢水装置——保持稳定水流3）实验时上端进水，下端出水——示意流线4）砂筒中安装了2个测压管5）下端测出水量（outflow）—Q3.1.1达西试验装置OO’断面1断面2LH1H2hω达西试验装置_两种2—变水头装置1—常水头装置3.1.2

达西定律（Darcy’slaw）通过变水头，多次实验得出：出水端的流量Q与砂柱、测压管水头之间的关系为：（1）

Q——渗流量；ω——砂柱断面面积；

h

——水头损失（m）；L——渗流途径；

K——与试样有关的比例常数。由水力学中水动力学基本原理：（2）Q=KIωCompanyLogo3.1.2

达西定律（Darcy’slaw）渗透流速根据水力学，流速与流量的关系对上式转化：

Q=ω

·V与（2）式比较

V=K·I

（3）V称为渗透流速（seepagevelocity\Darcyvelocity）达西定律中由此看出：渗透流速与水力梯度是一次方成正比故达西定律又称为线性渗透定律V—I关系图转下页V——I曲线砂样12V=K·I——（3）CompanyLogo3.2达西定律讨论3.2.1渗透流速（V）与过水断面（ω）

Q=KωI=ωV过水断面与水力学中的水流过断面是否一致？否过水断面——ω，假想的断面实际孔隙断面——ωn

孔隙度实际水流断面——ωne

有效孔隙度

Q/ω=V比照水力学，实际流速Q/ω′=u，ω′=ω

ne

关系：地下水渗透流速V=une

渗透流速V：是假设水流通过整个岩层断面（骨架+空隙）时所具有的虚拟的平均流速。意义：研究水量时，只考虑水流通过的总量与平均流速，而不去追踪实际水质点的运移轨迹——简化的研究过水断面比较CompanyLogo过水断面ω与实际过水断面ω’过水断面（ω）实际过水断面（ω’）ω’＝ω

ne

(1)有效空隙度ne为重力水流动的空隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积比。有效空隙度ne<孔隙度n。（2）有效孔隙度ne>给水度μ

？

CompanyLogo过水断面ω与实际过水断面ω’

实际过断面（ω’）过水断面（ω）地下水实际流线基于渗透流速的流线4.2.2

水力梯度水力梯度（I）（hydraulicgradient）水力学中水力坡度（J）:单位距离上的水头损失是沿渗流途径上的水头损失与相应的渗流长度之比

物理涵义上来看I：代表着渗流过程中，机械能的损失率，由水力学中水头的概念加以分析：在地下水渗流研究中任意点的水头表达式总水头测压水头速度水头机械能势能动能水力梯度（I）在达西实验中：

3.2.2

水力梯度其原因是u2/2g很小而忽略在地下水渗流研究中常：总水头测压水头

(包括位置水头和测压高度)我们仍然用△H=H1-H2

代表该程L1—2上的总水头损失，I—则为总能量损失率渗流过程中总机械能的损耗原因（与水力学相近）流体的粘滞性引起的——内摩擦阻力（分子间）固体颗粒表面与水流之间的摩擦阻力3.2.2

水力梯度水力梯度（I）

从达西公式:V=KI来看：当I增大时，V也愈大；即流速V愈大，单位渗流途径上损失的能量也愈大;反过来，水力梯度I愈大时，驱动水流运动与速度也愈大注意：水头损失一定要与渗流途径相对应3.2.3

渗透系数渗透系数K（coefficientofpermeability）在有些教科书中也称为水力传导系数

（hydraulicconductivity）定义：水力梯度为I=1时的渗透流速（V=KI）单位为m／d或cm／s由公式V=KI分析当I一定时，岩层的K愈大，则V也愈大，Q大因此，渗透系数K是表征岩石透水性的定量指标V—I关系图CompanyLogo3.2.3

渗透系数渗透系数K影响因素：——以松散岩石等径孔隙为例来分析γ-水的比重；μ-动力粘滞系数;d0-孔径从公式即得出：K与岩石性质有关K∝（d02，ne）与流体物理性质有关K∝（γ/μ）表3-1列出常见岩石渗透系数的参考值CompanyLogo3.2.3

渗透系数渗透系数K表3-1松散岩石渗透系数参考值松散岩石名称渗透系数（m/d）松散岩石名称渗透系数（m/d）亚粘土0.001~0.1中砂5~20亚砂土0.1~0.5粗砂20~50粉砂0.5~1.0砾石50~150细砂1.0~5.0卵石100~500FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础第四章地下水的理化特征及其形成作用主讲教师：王涛4.1地下水的物理特征一、温度：1、地温梯度：一般在1.5-4.0℃/100m之间，一般为3℃/100m。2、地下水温的简单规律：1）变温带的水温呈现微小的季节变化；2）常温带中的地下水温与当地年平均气温接近（±1℃）；3）增温带中的水温随其赋存于循环深度的增加而升高。3、温度的控制因素：大气温度及埋藏深度；水温超过20℃称为温水，20-37℃称为低温水，42℃以上的称为高温水。如华清池为43℃，长白山的抚松温泉为61℃，海南的官塘温泉为79-90℃，而西藏的羊八井温度则高达150-160℃。4、温度计算：某一深度H处地下水温（T）的计算公式：T=t+（H-h）r其中T：地下水水温；H:地下水循环深度；t：年平均气温；r：地温梯度；h：年常温带深度。4.1地下水的物理特征二、颜色：水本无色，太深时才显示出淡蓝色；含有其他离子、分子之后才会显示出不同的颜色，如氧化铁为暗红色，氧化亚铁为浅蓝绿色，有机质为莹黄色、灰黄色，硫化氢为翠绿色。三、味道：地下水味道有苦有涩有甜，主要取决于化学成分和气体成分的种类和含量。如二氧化碳或碳酸钙时清凉可口，硫酸钙为涩味，氯化镁为苦味。四、透明度：主要决定于水中固体和胶体悬浮物的含量。4.1地下水的物理特征五、气味：地下水中含有不同成分的气体及有机质时，地下水便具有不同的气味；如硫化氢为臭鸡蛋味，腐殖质多则有霉草味，氧化亚铁为铁腥味。六、比重：温度在4℃时比重为1。当水中的溶解的盐类成分的数量增多时，水的比重增大。七、导电性能：的大小决定于水中所含电解质种类、浓度大小及地下水的温度高低。一般用电导率表示，电导率为电阻率的倒数，单位是S/cm(西门子每厘米)。4.1地下水的物理特征地下水中气体成分的研究意义：

气体成分——指示地下水所处的地球化学环境

氧化环境—oxidation

还原环境—deoxidation

气体成分—可以增加水对盐类的溶解能力促进水→岩的化学反应，相互作用溶滤作用—水岩相互作用时发生浓缩作用—蒸发排泄时发生脱碳酸作用—在温度与压力发生变化时发生脱硫酸作用—在还原环境下发生：SO42-→H2S↑阳离子交替吸附作用—岩土表面吸附的阳离子与水中阳离子发生交换混合作用—

2种不同类型地下水混合时发生人类活动的作用——影响越来越大理想模式图CompanyLogo丘陵倾斜平原区低平原浓缩作用水流迟缓矿化度高、Cl--Na过渡区矿化度中、SO4--MgCa

溶滤作用水交替迅速矿化度低、HCO3--Ca由于地下水化学成分形成作用受区域自然地理与地质条件的影响，地下水的化学特征往往具有一定的分带性（空间上的）。全国地下水污染防治规划——调查指标矿化度或总溶解固体(TDS）

（totaldissolvedsolids，totaldissolvedsalt)库尔洛夫式:FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础第五章地下水系统及其循环特征主讲教师：王涛5.1.1系统与系统方法系统：由相互作用和相互依赖的若干组成部分结合而成的具有特定功能的整体相互作用，相互依赖→不是各部分或零部件的简单堆积，而是有规则的组织。整体→功能大于局部（要素）之和系统方法：用系统思想去分析与研究问题方法系统思想：就是把研究对象看作一个有机整体，从整体角度去考察、分析与处理问题的方法系统目标：系统整体功能的最优化（不是局部的）1、地下水系统的概念（1）地下水含水系统Groundwateraquifersystem（2）地下水流动系统Groundwaterflowsystem

地下水含水系统是指有隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系

地下水流动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2、地下水含水系统与地下水流动系统的比较(1)两者的共同点:

突破了把单个含水层作为功能单元的传统，力求以系统的观点去考察、分析与处理地下水体潜水承压含水层流网图(2)两者的不同点

含水系统

流动系统

根本不同—一个是静态系统一个是动态系统分类依据

根据储水构造划分根据水的流动特征

—以介质场为依据

—以渗流场为依据系统发育史

共同的地质演变历史共同的地下水演变历史

—地层形成史一致

—水的补给径流统一边界性质

相对隔水的地质边界流面(分水线)—水力边界

—地质上的零通量面

—水力零通量面系统的可变性边界固定不变边界可变,系统规模数目可变

—静态的系统

—是可干扰的动态系统统一性

统一的或潜在统一的水量、盐量、热量时空演变统一

水力联系水流

研究意义有助于从整体上研究有助于研究水量、水质水量、盐量、热量的均衡水温的时空演变（3）两者的关系：①通常，一个大的含水系统可以包含若干个流动系统②两者都可以进一步划分为子系统——分层次的子系统是不同、大的系统是一致的

③流动系统在人为因素影响下，规模、数量均会发生变化，但新的流动系统受到大的含水系统边界的制约，通常不会越出大的含水系统边界两者的关系一、地下水含水系统概念（p84~85）地下水含水系统——是指有隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系二、不同类型的含水系统-（图8-5）松散沉积物基岩——裂隙岩层、岩溶地层CompanyLogo5.3.1地下水流动系统（GFS）概念地下水流动系统——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。早在1940年，赫伯特（Hubbert）正确地画出了河间地块流网。A图只考虑水平运动；B还考虑垂直运动。河间地块流网图（1）区域水力连续性从较长的时间尺度与较大的空间尺度来考察问题，大范围内的地下水存在着水力联系→时间因素（2）控制地下水流动的是“势”-地形，不是地质条件从水力学角度看，地下水体的天然单元是地形盆地，而不是地质盆地驱动水流的势来自区域地形高处，水从地形高处向地形低处运动GFS的水动力特征高势区（势源）—地形高处：地下水由上至下运动低势区（势汇）—地形低处：地下水由低向上运动垂向运动中：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，水平运动区域流动系统图GFS的水化学特征地下水流动系统的水力特征决定了水化学特征在流动系统中，水质取决于空间位置：①入渗水质；②流程—流径长度；③流速；④流动过程中物质补充及迁移性；⑤流程中经受的水化学作用局部：流程短，流速快（交替快），TDS低，水型简单，氧化环境，溶滤作用。区域：流程长，流速慢（交替迟缓），TDS高，水型复杂，浅部氧化环境，深部还原环境，溶滤作用、脱硫酸作用，脱碳酸作用，阳离子交替吸附作用。垂直与水平分带性水化学积聚区→相汇处

，水动力圈闭带，相背处→准滞流带，矿化度，水型与水学形成作用方式，与水力特征相关一致区域流动系统图局部：流程短，流速快（交替快），TDS低，水型简单区域：流程长，流速慢（交替迟缓），TDS高，水型复杂垂直与水平分带性水化学积聚区→相汇处

，水动力圈闭带，相背处→准滞流带GFS的水温度特征

地温分布曲线受水流作用影响排泄区，上升水流使地温梯度变大补给区，下降水流使地温梯度变小地下水流动系统理论其实质是以地下水流网为工具，以势场介质场的分析为基础。将渗流场、水化学场、温度场统一于新的地下水流动系统概念框架之中将传统认为互不相关联的地下水各方面的表现联系在一起，纳入到一个有序的地下水空间与时间连续演变的结构之中，有助于人们从整体上把握地下水质与量特征、地下水系统与环境之间联系

--→这一分析方法叫做地下水系统方法地下水流动系统图

CompanyLogo5.4.1大气降水对地下水的补给讨论：入渗机制？影响因素？？补给量的确定？？？1、大气降水入渗机制包气带是降水对地下水补给的枢纽，包气带的岩性结构和含水量状况对降水入渗补给起着决定性作用目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式：均匀砂土层——活塞式(piston/diffuse)含裂隙的土层——捷径式(bypass)活塞式:指入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞式的运移。捷径式：指入渗水通过大的孔隙通道优先入渗的情况。CompanyLogo1、大气降水入渗机制“活塞式”入渗——适用条件：均匀的砂土层降水初期

t1：土层干燥，毛细负压很大，吸水能力很强，雨水下渗快，下渗速率大降水延续

t2：土层达到一定的含水量，毛细力与重力共同作用，下渗趋于稳定——渗润阶段——渗漏与渗透阶段降水再持续：当土层湿锋面推进到支持毛细水带时，含水量获得补给，潜水位上升CompanyLogo2、降水补给的影响因素P=Rs+E+ΔS+qS气候因素（P，E）：降水总量,降水强度,降水频率；降水延续时间总量大，强度适中，间隔短，时间长的绵绵细雨最有利。温度适中，温差较小，相对湿度大，蒸发强度小。地形:

高与低，陡与缓包气带岩性:

渗透性愈大则愈有利包气带厚度或地下水位埋深：深与浅其他：植被RsEPSqs5.4.1大气降水对地下水的补给5.4.1大气降水对地下水的补给3、补给量的确定方法平原区一般采用入渗系数法（α）降水入渗系数多用年平均值表示由经验与实验等方法得出全年降水入渗补给量：Q=P·α·F·1000

m3/a，mm，无量纲，km2降水入渗系数可用入渗试验仪、地中渗透仪来测定CompanyLogo5.4.2地表水对地下水的补给地表水对地下水的补给（要求以自学为主）地表水体（河、湖、水库等）都可以成为地下水的补给来源河流补给:因地而异（空间上），不同部位补排关系；因时而异（时间上），不同季节补排关系比较长年性河流与季节性河流对地下水的补给的异同点？河流补给的主要影响因素有哪些？透水河床长度与浸水周界的乘积、透水性、水位差、过水时间等。如何确定河水对地下水的补给量？上下游断面流量测定。地表水补给地下水的必要条件有哪些？有水力联系；地表水水位高于地下水水位潜水与承压水接受大气降水与地表水的差异？CompanyLogo越流（Leakage）：具有一定水头差的相邻含水层，通过其间的弱透水岩层发生水量交换的过程经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层越流量如何计算？CompanyLogo5.5地下水的排泄地下水排泄的研究包括：排泄方式、影响因素、排泄量的确定排泄方式：泉（点状排泄）向地表水体泄流（河流—线状）向相邻含水层的排泄蒸发（面状排泄）前三种排泄方式称为径流排泄，与蒸发排泄的区别：径流排泄：水分（盐分）呈液态同时排出,盐随水去。蒸发排泄：水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留。CompanyLogo5.5.1泉spring泉的定义：是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点，地下水出露成泉，多为“点”状，属径流排泄。泉的类型：据补给泉的含水层性质可将泉划分为上升泉、下降泉两大类。1.下降泉(出露潜水含水层中的泉）—根据出露条件又将下降泉分为：侵蚀泉：地形切割到潜水面接触泉：地形切割至隔水底板溢流泉：水流在前方受阻，水位抬升，而溢流成泉下降泉CompanyLogo下降泉

侵蚀泉：a、b地形切割到潜水面

接触泉：c地形切割至隔水底板

溢流泉：d、e、f、g水流在前方受阻，水位抬升，而溢流成泉（透水性变弱、隔水地板隆起）abcdef上升泉2.上升泉（出露于承压含水层中的泉）

上升泉根据出露条件分为：侵蚀泉h，断层泉i，接触带泉j下降泉hijgCompanyLogo5.5.1泉spring3.研究泉的意义？

直接得到水文地质资料；间接分析出水文地质信息。通过泉的出露标高、流量、动态、温度、水化学，可以综合分析与泉水成因有关地质、水文地质条件：

①确定地下水位标高；②利用泉的流量大小，判别岩层的含水性（透水性），确定含水层和隔水层；③确定含水岩层的补给，地下水循环深度（泉的温度）；④判别地质构造、断层及其导水性；⑤根据泉流量大小或水化学，判别地下水补给与径流条件；⑥供水水源（直接利用）。CompanyLogo河流切割含水层时，地下水向河流的排泄，称为泄流地下水的泄流量可通过分割河流流量过程线的方法确定（选定一断面，定期测量河水流量）5.5.2泄流5.5.3蒸发和蒸腾

蒸发与蒸腾

evaporation&evapotranspiration土面蒸发：潜水通过包气带耗失水分叶面蒸腾：通过植物根系吸收潜水或包气带水转化为叶面水而蒸发消耗

（一株大的植物，犹如一台生物抽水机）5.5.3蒸发和蒸腾1、土面蒸发过程包气带水分直接耗失—降低包气带水分含量，加大亏损量，潜水通过支持毛细水带将水传输到包气带蒸发，使地下水位下降。毛细上升速度:

蒸发速度大于毛细水上升速度，则支持毛细水带下降，VC上升，至蒸发速度VE≈VC时，维持稳定的蒸发排泄，排泄的结果，水分不断消耗，地下水位下降，盐分不断积累在土层上部！5.5.3蒸发和蒸腾的影响因素1.气候因素：干燥，气温高，蒸发量愈大2.地下水位埋深：超过蒸发极限深度则蒸发→0如：华北地区，水位埋深>5m，基本不考虑蒸发干旱地区，极限水位埋深大；湿润地区极限埋深小3.包气带岩性：5.5.3蒸发和蒸腾的影响因素3.包气带岩性：

包气带岩性主要通过其对毛细上升高度与速度的控制而影响潜水蒸发蒸发与毛细上升速度Vc=KI有关

岩性砂砾石粉砂亚砂粘土K大中小极小hc小/极小中大很大Vc小大中小FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础第六章地下水动态与均衡主讲教师：王涛CompanyLogo6.1地下水的动态含水层（含水系统）经常与环境发生物质、能量与信息的交换，时刻处于变化之中—与时间有关地下水动态的概念

在与环境相互作用下，含水层（含水系统）各要素（如水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化，称之地下水动态。地下水动态的原因

含水层(含水系统)水量、盐量，热量、能量收支不平衡的结果。例如，当补给水量大于排泄水量时，储存水量增加，地下水位上升；反之，储存水量减少，水位下降。CompanyLogo6.1.1地下水动态的形成机制以地下水水位为例降水——补给地下水系统——水位上升激励：环境对系统的作用；响应：系统在接受激励后对环境的反应。地下水动态是含水层(含水系统)对环境施加的激励所产生的响应

激励—脉冲式的降水响应—波状信号的水位地下水水位对外界输入（降水）所产生的响应特点：（1）滞后和延迟现象（2）有叠加现象地下水位响应CompanyLogo降水补给引起地下水位响应——滞后-延迟-叠加CompanyLogo6.1.1地下水动态的形成机制以地下水水位为例因外界激励（或输入）而引起的系统响应（或输出）的变化幅度是含水系统内部结构作用的结果某要素（水位）随时间的变化程度用稳定性来衡量动态稳定——变化幅度小,承压水动态不稳定——变化幅度大，潜水地下水动态曲线CompanyLogo6.1.2地下水动态的影响因素1、气象（气候）因素特点：对潜水，大面积，普遍产生影响(主要有降水与蒸发因素)。气象因素表现：降水的年内季节性变化降水的多年变化（如10年周期）降水的昼夜变化与此相对应，地下水动态也有这三种周期性变化昼夜变化--在许多地区不明显多年变化--研究周期长，不太明显年内变化--最突出、明显地下水动态曲线6.1.2地下水动态的影响因素2、水文因素

指地表水体的变化对地下水动态的影响从右图中可以看出什么规律？与地表水体的距离有关思考？与潜水比较,受河水位影响承压水动态有何特点？CompanyLogo6.1.2地下水动态的影响因素3、地质因素地质因素是间接因素（相当于滤波器）气候与水文因素决定了一个地区地下水动态的总轮廓地质因素起修饰作用，滤波或削峰填谷的作用潜水位的埋深：埋深的大小影响滞后-延迟时间和变幅。包气带岩性：K起作用；饱水带岩性：K和μ均起作用地下水所处的空间部位：补给区，排泄区。一般而言，补给区较排泄区更不稳定4、人为因素包括开采、人工回灌、灌溉、库渠渗漏、污水排放等岩溶水动态特征CompanyLogo6.1.3地下水天然动态类型潜水、承压水由于排泄方式、交替程度不同，两者的动态特征也不同

1、潜水的动态类型——三种类型蒸发型——分布：主要出现在干旱半干旱地区，地形切割微弱的平原或盆地。动态特点：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明显，长期中地下水不断向盐化方向发展，并使土壤盐渍化

径流型——分布：广泛分布于山区及山前。动态特点：年水位变幅大而不均(由分水岭到排泄区，年水位变幅由大到小)，水质季节变化不明显，长期中则不断趋于淡化

6.1.3地下水天然动态类型1、潜水的动态类型——三种类型弱径流型——分布：分布于气候湿润的平原与盆地，蒸发排泄有限，径流排泄为主，但径流微弱。动态特点：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明显，长期中向淡化方向发展。2、承压水的动态类型——径流型动态变化的程度取决于构造封闭条件。构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈，水质的淡化趋势愈明显。

CompanyLogo6.1.3地下水天然动态类型3、人类活动影响下的地下水动态

采排地下水

◆取水或矿坑排除地下水后，人工采排成为地下水新的排泄去路；◆含水层或含水系统原来的均衡遭到破坏，天然排泄量的一部或全部转为人工排泄量，天然排泄消失或减少（泉流量、泄流量减少，蒸发减弱），并可能增加新的补给量，影响动态。补给地下水◆修建水库，利用地表水灌溉等，增加了新的补给来源而使地下水位抬升，形成新的动态特征

CompanyLogo6.2地下水均衡定义：某一时间段、某一地段内，地下水水量（热量、盐量、能量）的收支状况，称为地下水均衡动态是均衡的外部表现9.2.1地下水均衡方程式—质量守恒定律均衡区：均衡计算所选定的区域（三维的）均衡期：均衡计算的时间段（一个水文年）均衡方程式一般表达形式：A-B=ΔW

A——收入项； B——支出项；ΔW——均衡期内，均衡区的水量变化量均衡结果（表现）：正均衡或负均衡潜水均衡CompanyLogo潜水均衡方程式Xf+Yf+Zc+Wu1+Qt

-(Zu+Qd+Wu2)

=μΔh几种条件下的潜水均衡方程式：干旱半干旱平原区：忽略Zc；地形切割微弱Qd→0；无越流时Qt=0；径流滞缓Wu1

Wu2→0；Xf+Yf

-Zu=μΔh

多年均衡条件下：μΔh=0，则

Xf+Yf=

Zu湿润山区潜水均衡Zu=0

Xf+Yf=Qd

强烈开采区Xf+Yf=Q开

CompanyLogo6.2.2区域地下水均衡堆积平原含水系统地下水均衡模式图

堆积平原含水系统地下水均衡模式分析分区（三段均衡区）分析：用含水系统分析，水量均衡方程：进行水均衡研究或计算，切忌避免重复；否则会人为地夸大地下水的可利用量，造成不可挽回的损失和后果第七章不同介质中地下水的基本特征FundamentalsofHydrogeoloy

水文地质学基础主讲教师：王涛

孔隙水赋存于松散沉积物颗粒构成的孔隙网络之中。在我国，第四系与部分第三系属未胶结或半胶结的松散沉积物，赋存孔隙地下水。下面主要讨论第四系松散沉积物中的孔隙水。

（1）典型地区洪积扇(Alluvialfan)的形成（2）洪积扇中地下水赋存条件与特征

从沉积物形成时的水动力条件入手，(控制沉积作用)分析沉积岩性的变化规律，(沉积作用控制岩性地貌)到地下水的赋存条件与特征。(岩性地貌控制地下水)7.1.1洪积物中的地下水CompanyLogo7.1.1.1典型地区洪积扇(Alluvialfan)的形成水动力条件水流集中分散流速快（高能区）慢（低能区）地形地貌地形高，陡（扇顶地形低缓（扇缘）山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo典型地区洪积扇沉积物的分带性

沉积物粒度粗（砾，粗砂）中砂细

极细、粘土

沉积特征分选差

中等

好山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo7.1.1.2地下水赋存条件与特征—赋存

透水性（K）好

差

水位埋深深浅

渐深（或承压）赋存（深埋区）（溢流区）

（下沉区）山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo7.1.1.2地下水赋存条件与特征—补给与排泄

补给

好

差流速水交替

V大，交替快

V小，交替慢

排泄径流排泄

蒸发排泄山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo7.1.1.2地下水赋存条件与特征—水化学

形成作用溶滤作用

蒸发浓缩作用

矿化度（TDS）

低

中

高

成分与类型HCO3

SO4

Cl山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo7.1.1.2地下水赋存条件与特征—动态与均衡

动态

变幅大

小

均衡

整体、统一的均衡区景观（环境）缺水区

泉，沼泽

盐渍化区山区平原扇顶扇缘（前）CompanyLogo西北某些新构造运动影响的洪积扇

山前水位埋深

深浅

深浅

水化学分带的异常：水化学分带的异常：西北地区较典型的水型分带HCO3-SO4-Cl华北平原水型分带HCO3-HCO3Cl-Cl华南地区水型无分带HCO3低矿化度水上述分带原因：主要与降水量及蒸发多少有关7.1.2冲积物（fluvialplain）中的地下水河流沉积物与洪积物相比：①经常性水流作用的结果②河流是线状或带状分布的，横向与纵向差异大；在冲积平原区往往发育有多条河流，呈交织状、发生改道且长期作用冲积平原砂层的几何形态特征冲积物的特征，从垂直河流横向切剖面来分析（郑州黄河中下游为例）：见后页图郑州剖面冲积平原中的河道变迁及砂层的几何形态A-A，B-B横切剖面砂层多为小透镜体C-C，D-D纵向剖面砂层可以延伸很长。

CompanyLogo7.1.2.1郑州黄河中下游剖面—水文地质剖面在冲积平原上，近期古河道与现代河道，地势最高，沉积颗粒较粗的砂，向外，随着地势变低依次堆积亚砂土、亚粘土，在河间洼地的中心部位则堆积粘土。由地势较高（堆积粗粒沉积）的现代与近代古河道，到地势低洼（堆积粘性土）的河间洼地，显示着良好的微地貌—岩性—地下水分带。

古河道河间洼地CompanyLogo7.1.2.2古河道——河间洼地：地形与岩性

古、现代河道—

河间洼地地形

高—

低岩性（粒度）

粗—

细现代河道河间洼地古河道CompanyLogo7.1.2.3古河道——河间洼地：地下水赋存、补给与排泄地下水埋深

深—

浅补给条件好—

差排泄径流—

蒸发排泄现代河道河间洼地古河道Compan