地质大水文地质学课件第9章 地下水流动系统

第一节流网第二节

地下水径流第三节地下水流动系统第九章地下水流动系统

第一节

流网(Flownet)

>>流网——渗流场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。

>>流网包括：剖面流网、平面流网。

>>精确地绘制定量流网需要充分掌握有关的边界条件及参数，但在实测资料很少的情况下，也可徒手绘制定性流网(信手流网)。

>>尽管这种信手流网并不精确，但往往可以提供我们许多有用的水文地质信息。1均质各向同性介质中的流网1.1流网特点>>均质各向同性介质中，流线与等水头线垂直，组成一系列正交网格。>>按一定规则绘制的：等水头线—相邻两条等势线间的势差为常量，流线—相邻两条流线间的通量为常量。1.2流网绘制方法与步骤

>>作流网时，首先根据边界条件绘制容易确定的等水头线、流线。

>>流线总是由源指向汇的，因此根据补给区(源)和排泄区(汇)可以判断流线的趋向。>>画出渗流场周边流线；中间内插画其它流线。>>根据流线与等水头线正交的规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分。>>等单宽流量控制流线根数，等水头差确定等水头线间隔，则流线的疏密反映地下径流强度，等水头线的疏密则说明水力梯度的大小。1.3流网的绘制实例以河间地块的信手流网为例。隔水底板水平的均质各向同性河间地块，地表均匀稳定入渗，两河排泄地下水，两河水位相等且保持不变。绘制其流网。1.4流网的应用从这张简单的流网图可以获得以下信息：

>>由分水岭到河谷，流向从由上向下到接近水平再向上；>>在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井水位则随井深加大而抬升；>>由分水岭到河谷，流线愈来愈密集，流量增大，地下径流加强；由地表向深部，地下径流减弱；

>>由分水岭出发的流线，渗透途径最长，平均水力梯度最小，地下水径流交替最弱，近流线末端河谷下方，地下水的矿化度最高。2层状非均质介质中的流网2.1流线折射现象

地下水在非均质多孔介质中运动，当水流通过渗透系数突变界面的时候，水流会发生折射(图4-7、8)。

图4-7流线折射现象图4-8绕流和汇流2.2流线折射原理及其特点分析图4-6，地下水流线折射现象应该满足

图4-6地下水流线折射现象

它具有如下特点：>>当K1≠K2，且a1≠0时，为了满足渗流连续性原理，而改变渗流断面的面积；>>当K1=K2，且a1=a2时，说明在均质岩层中流线无折射现象；K1K2a2a1K1K2K1K2>>当K1≠K2时，若a1=0°，则a2=0°；若a1=90°，则a2=90°。也就是说，当水流平行或垂直岩层界面时，流线不发生折射而仍然平行或垂直于岩层界面流动(图4-5)。因此，只有当0°<a<90°时，才有折射现象产生。图4-5地下水平行和垂直岩层界面流动时的流网3流网的用途

>>流网能集中反映渗流场地下水运动的水动力特征，因此对流网的分析可以了解地下水运动方向及补排关系。>>流网的研究对水文地质计算方法的选择有重要意义。

>>流网特征的分析还可以确定渗流场的边界性质。

>>精确的流网可用来计算渗流区的渗流速度、渗流量以及区内任意点的水力坡度。对于不稳定的流场，可以分别作出不同时间的流网图，即可用来分析水文地质条件的变化，也可求得各渗流要素随时间的变化。>>利用流网还可以追踪污染物质的运移；根据某些矿体溶于水中的标志成份的浓度分布，结合流网分析，可以确定深埋于地下的盲矿体的位置。

因此，流网有很重要的实用意义。实际工作中往往只画示意流线便足以说明问题!径流方向：>>地下水径流方向是从地下水补给区向排泄区汇集，并沿着路径中阻力最小方向前进，即自势能高处向势能较低处运动，反映在平面上，地下水流方向，总是垂直于等水位线的方向。

>>地下水的排泄区总是分布于地表相对低下的地方，因此，地形的高低对其影响很大，总体上说地下水是从高处向低处流动。尤其是潜水，天然情况下其径流受地形控制明显。>>实际上，地下水径流是相当复杂的，很少具有单一的径流方向。以我国华北平原为例，在总的地势控制下，由山前向滨海地下水做纵向流动；同时，山前下降的潜水流在平原中某些部位上升；在局部地形的控制下，浅层潜水由地上河及古河道下降，越流补给深层水，而在河间洼地则由深部向浅部做上升越流运动。但不管地下水具体的径流路径如何复杂，都可以通过编制地下水等水位线图或等水压线图来分析研究。第二节

地下水径流径流强度：>>地下水的径流强度通常用单位时间内通过单位过水断面的水量——渗透流速来表征。

>>对于潜水而言，显然，根据达西定律，地下水径流强度的大小与含水层的透水性、补给区到排泄区之间的水位差成正比，与补给区到排泄区之间的距离成反比：*在含水层透水性愈好、地形切割愈强烈且相对高差愈大、补给量愈丰富的地段，地下径流愈发育。如，湿润山区的潜水，径流强烈，入渗补给的水在径流过程中溶滤岩土，最终水、盐共同在排泄区排出，使整个含水层的水不断趋于淡化。*侵蚀基准面以上潜水径流最为强烈，水的矿化度很低。相反，在干旱地区细土堆积平原的潜水，径流缓慢，由于蒸发排泄的结果，水分及盐分输送到排泄区后，水分蒸发耗失，盐分就地积聚，土壤发生盐渍化。*含水层透水性的差异可以导致径流分配的差异。在水力坡度相同的情况下，透水性越好的地方，径流越通畅，径流强度越大，径流量也相对集中。因此，在大河的下游堆积平原中，在河流边岸附近及古河床分布地段，冲积物颗粒较粗，透水性较好，潜水径流条件也较好，是地下径流相对集中的地段，在这样的地段常常可以找到水量丰富、水质较好的地下水源。

由上可知，潜水的径流速度，不仅关系着地下水的水量，而且，对水质也有深刻的影响。因此，径流强度的不同往往表现为水质的变化；反之，根据水质情况也可以分析径流强度。>>对承压水而言，还与蓄水构造的开启与封闭程度有关：*承压水的径流条件比潜水更多地受地质构造因素控制。对于基岩山区的承压水盆地来说，构造的开启程度对径流有较大影响(图6-12)。*断块构造盆地中的承压含水层，其径流条件在很大程度上取决于断层的导水性(图3-12a、b)。径流量：>>地下水的径流量就是地下水流经过水断面(垂直水流)的流量。

>>径流量的大小取决于含水层厚度和地下水的补给、排泄条件。补给量越大，其径流量也越大：*在山区，地下径流畅通，以水平排泄为主，因此其径流量、补给量和排泄量三者接近相等。可以通过确定潜水排泄量(泉的总流量与潜水向河流排泄量的总和)来确定潜水的径流量。

*平原地区，如果有潜水等水位线图及渗透系数等资料，可利用达西定律直接进行计算，并据此求算地下水径流模数：

→地下水径流模数(M)表示每平方公里含水层分布面积上地下水径流量。→年平均地下水径流模数可用下式求算：式中：F---为含水层分布面积，km2；

Q---为地下水流量，m3/a。

→地下水径流模数也称地下径流率。它说明一个地区或一个含水层以地下径流形式存在的地下水量的大小。→径流条件可以在人为因素影响下改变。如在大规模开采与排除地下水等人类活动中，含水系统的水头重新分布，径流方向随之改变，形成新的径流系统，原先的补给区与排泄区甚至也会相应变化。径流类型：

地下水的更新交替和循环是通过补给、径流与排泄这三个环节来实现的。

由于补给和排泄方式的不同，地下水的径流类型也不同，有的有明显的径流过程，有的侧向径流则非常微弱，地下水在获得补给之后又以蒸发的形式排泄了。

地下水径流类型分为以下五类：(1)畅流型；(2)汇流型；(3)散流型；(4)缓流型；(5)滞流型。(1)畅流型

畅流型的地下水流线近于平行，水力坡度较大，水平方向的径流运动占绝对优势，补给排泄条件良好，径流通畅，地下水循环积极，因而水的矿化度低，水质好。(2)汇流型

汇流型地下水的流线呈汇集状，水力坡度常由小变大：>>对于汇流型潜水盆地，其水循环特点是中间部位垂向交替所占的比重大，降水入渗后主要以蒸发形式排泄，径流过程微弱；而盆地边缘以侧向径流为主。>>对于承压水则主要表现为侧向补给、排泄为主，有明显的径流过程。汇流型的地下水循环交替积极，常形成可资利用的地下水资源。(3)散流型

散流型的特点是流线呈放射状，水力坡度由大变小，呈现集中补给，分散排泄。水循环过程包括垂向的补给与排泄和侧向的补给与排泄两部分，以侧向为主，径流过程由强变弱，表现为水化学水平分带规律，通常干旱地区山前洪积扇中的潜水是此类型的代表。(4)缓流型

缓流型地下水面近于水平，水力坡度小，水流缓慢，水交替徽弱，以垂向补给和排泄交替为主，通常矿化度较高，水质欠佳。沉降平原中的孔隙水及排水不良的自流水盆地，是此类的代表。(5)滞流型

滞流型的水力坡度趋近于零，径流停滞：>>对于潜水，表现为渗入补给和蒸发排泄，侧向的径流极其微弱；对于承压水，可以有垂直越流补给与排泄。>>某些平原地区局部洼地中封闭的潜水盆地和无排泄口的自流盆地，可作为此类代表。某些封闭良好的承压水，水分交替停止，多成为盐卤水、油田水。

在自然条件下，地下径流类型复杂多变，往往出现多种组合类型。一、地下水流动系统的特点：(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，广大范围内的地下水存在着水力联系。

(2)地下水在流动中必须消耗机械能以克服摩擦。地下水的补给提供了重力势能，驱动水运动。重力势能来源于地下水的补给。地形控制着重力势能的分布，而不是地质条件。Toth认为：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(图8-7)。第三节

地下水流动系统子系统边界流线中间GFS区域GFS局部GFS多源系统中易产生多级多个地下水流动系统。(3)地下水流动系统的水动力特征

>>水头分布：

*地形高处，为高势区(势源)；地形低处，为低势区(势汇)。

*垂向运动中，由上至下，势能除克服摩擦消耗部分能量外，势能向压能转化；由下至上，部分储存的压能释放转化为势能。

*水平运动中，由于上游的水头高度总要比下游高一些，因而也是通过水的体积膨胀释放势能的。

>>流动方向的多样性：>>系统的多级性：

*多源系统中易产生多级多个地下水流动系统；

*流动系统发育的规模与数目的控制因素：介质的渗透性，系统中不同源汇的势差有关(地形起伏)。

(4)在同一空间中，流动系统与所在的含水系统的边界是相互交叠的。

(5)在人为活动影响下，地下水流动系统会发生变化，但变化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(图8-4)。二、研究意义

>>突破了把单个含水层作为功能单元的传统思维，力求以系统的观点去考察、分析与处理地下水体：*地下水流动系统摆脱了传统的地质边界的制约，而以地下水流作为研究实体。

>>揭示了地下水赋存与运动的整体性：*地下水流动系统的整体性体现于它具有统一的水流，沿着水流方向，盐量、热量与水量发生有规律的演变，呈现统一的时空有序结构，可用来研究物质与能量时空演变的理想框架与工具。流动系统的控制因素

同一介质场中，存在两个或更多个地下水流动系统时，它们所占据的空间大小取决于以下两个因素：

>>介质的渗透性，透水性愈好，发育于其中的流动系统所占据的空间也愈大。

>>势能梯度，等于系统中源汇的势差除以源汇的水平距离。势能梯度愈大的流动系统占据的空间也愈大，反之亦然。

流动方向的多样性，由上至下，由下至上，水平运动；两条流线相背运动、相向运动、反向运动。

*地形高处，大气降水和地表水的补给使地下水位持续抬升，重力势能积累，为高势区(势源)。

*地形低处，地下水面达到或接近地表，地下水位抬升增加地下水的排泄(转化为地表水或大气水)，从而阻止地下水位不断升高，因此地形低洼处为低势区(势汇)。

*垂向运动中，由上至下，势能除克服摩擦消耗部分能量外，一部分势能向压能转化；由下至上，储存的压能释放转化为势能。垂向运动的存在使得传统的“承压”现象在潜水中也可以出现。

*水平运动中，由于上游的水头高度总要比下游高一些，因而也是通过水的体积膨胀释放势能的。

在静止的水体，各处的水头相等。在流动的水体中则不然：

>>势源处流线下降，沿着流线方向，愈来愈多的机械能消耗于粘滞性摩擦，因此，在垂直断面上自上而下水头愈来愈低，任一点的水头均小于静水压力。>>势汇处流线上升，沿着流线方向，在垂直断面上自下而上水头由高到低，任一点的水头均大于静水压力。>>在中间地带，流线呈水平延伸，垂直断面各点水头均相等，正好等于静水压力。

在地下水流动系统中，补给区的水量通过中间区输向排泄区。因此，以中间区为标准，补给是水分不足区，地表水稀少，地下水埋藏深度大，土壤含水量低，多分布耐旱植物；排泄区是水分过剩区，地下水埋深浅，土壤含水量增高，多沼泽、湿地与泉，多喜水植物。在干旱区则出现盐渍化地，多分布耐盐植物。在岩层透水性特别良好的岩溶发育区，这种水分分布不均匀现象优为突出。>>若流线和已知边界平行，说明没有水流通过该边界为不透水边界；

>>若流线和边界相正交，该边界为等水头边界；

>>假如流线和边界斜交，则它是属于非等水头的补给或排泄边界。不透水边界等水头边界