路重力水。
二、形成上层滞水的条件
1.较厚砂层中夹有粘土或亚粘土透镜体时，降水或下渗的地下水受到透镜体阻挡而滞留于其上。
2.在裂隙发育、透水性好的基岩下有裂隙发育程度较差的相对隔水层.
3.在岩溶发育的岩层中夹有局部非岩溶化的岩层. 4.在黄土中夹有钙质板层时，其上形成上层滞水。 5.在酷寒地带有永久冻土层时，夏季地表解冻后永冻层起到局部隔水层的作用。 三、 上层滞水的特征
1 、 补给：接受大气降水的补给 2 、 排泄：通过蒸发或向隔水底板( 弱透水层底板) 的边缘下渗排泄 3 、 基本特征：
1 ） 一般水量小，动态不稳定，水量、水位季节性变化明显。 2 ） 一个局部隔水层上的上层滞水与其他含水层之间无水力联系，无统一水位。
3 ） 埋藏浅，径流短，矿化度低，容易污染。 4、 包气带中的上层滞水对其下部的潜水的补给与蒸发排泄，起到一定的滞后调节作用。
供水意义：因水量小，动态变化显著，只有在缺水地区才能成为小型供水水源或暂时性供水水源。
§3.5 潜水
一、 基本定义：
1、潜水：饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水。
2、潜水面：潜水的第一个自由表面称为潜水面。 3、潜水埋藏深度：潜水面到地面的铅直距离。D 4、潜水含水层的厚度：从潜水面到隔水底板的距离。M 5、潜水位：潜水面上任一点的标高称为该点的潜水位。将潜水位相等的各点连线即得到潜水等水位线图。 6、潜水湖与潜水流
7、潜水的水力梯度：在潜水流的渗透途径上，任意两点的水位差除以该两点的水平渗透距离叫做潜水水力梯度。
8、潜水的分布区：潜水含水层的分布范围。
潜水的补给区：大气降水入渗补给潜水的地区。 潜水的排泄区：潜水出流的地区。 二、 特征 1、要素：
2、补给：在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给 。
3、排泄：流入其它含水层，径流排泄（泉、泄流），蒸发排泄。
4、径流：在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制。
5、水质：主要取决于气候、地形及岩性条件，容易受到污染
三、 潜水面形状
潜水面形状的意义：反映外界因素对潜水的影响，和潜水自身的特征如流向、水力梯度、含水层厚度等。
四、 潜水面的表示方法 1、 剖面图表示法
2、 平面图表示法—潜水等水位线图 3、 绘制方法：
1）在调查区内布置一定数量的水文地质点（包括人工露头和天然露头）；布置点有技巧。
2） 进行水准测量和水位测量。如何测水位？（地面标高减去潜水埋藏深度）
3）按照内插法绘制等水位线图。
注意：等水位线图上应注明水位测得时间，各个点的水文资料应在相同时间内测得，否则精度不能保证。
五、 等水位线的实际用途： 1、确定地下水的流向
2、确定潜水面的坡度（水力梯度） 3、确定潜水的埋藏深度 4、确定流量
5、推断含水层厚度和岩性变化
§3.6 承压水
一、定义：
1、承压水：充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水量中的水。
2、承压含水层的厚度：隔水顶底板之间的距离。 3、初见水位：钻孔揭穿顶板后刚见到承压水时的水面高程。H1
4、静止水位（稳定水位、测压水位、承压水位）：由于承压性，承压水含水层被揭穿后水位不断上升，达到一定高度后稳定下来时的水面高程。H2
5、测压水位面：承压含水层各点的测压水位所连成的面即该含水层的测压水位面。
6、承压水位埋藏深度：地面向下距测压水位的铅直距离叫做承压水位埋藏深度。
7、承压水头：由隔水顶板到测压水面之间的垂直距离。h
图3—6 基岩自流盆地中的承压水
1—隔水层；2—含水层；3—潜水位及承压水测压水位；4—地下水流向；5—泉；
6—钻孔，虚线为进水部分；7—自喷孔；8—大气降水补给；H—承压高度；M—含水层厚度
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二、特征 1、承压性
2、要素：上下各一个隔水板。
3、补给：补给区(潜水分布区)获得补给，越流补给。 4、排泄：通过范围有限的排泄区，以泉或其它径流方式向地表或地表水体泄出 ，越流排泄。 5、径流：主要受构造控制。 三、形成条件
1、常形成承压水的岩层组合：不透水层覆盖在透水性好的岩层上，且含水层下部还应有稳定的隔水底板。 四、论述题 1、说明隔水层的相对性和含水层划分上的相对性？ 2、潜水含水层的主要特征？ 3、承压含水层的主要特征？
4、说明下图地下水与河流的补排关系？
第四章 地下水运动的基本规律
§4.1概述（地下水运动的基本形式）
一、研究对象及其特征 2、适宜形成承压水的地质构造 （1） 向斜盆地
a、 透水层和隔水层相间分布的承压斜地 （2）单斜构造（承压斜地）
b、 含水层相变或尖灭形成的承压斜地 c、 含水层被断层阻隔形成的承压斜地 d、 含水层被侵入体阻截形成承压斜地 2005.5.3 趵突泉胜景
四、承压水的测压水位面和等水压线图 1、测压水位面（注意事项） 2、等水压线图 潜水和承压水对比 潜水和承压水对比
§3.7 潜水与承压水的相互转化
除了封闭构造条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有的承压水最终都是由潜水转化而来的，或者由补给区的潜水测向流入，或者通过弱透水层接受潜水的补给。
第三章 复习参考题 一、关键概念
包气带；饱水带；含水层；隔水层；弱透水层；上层滞水；承压水；潜水 二、简答题
1、构成含水层的条件？
2、潜水含水层的构成要素？ 3、承压含水层的构成要素？ 4、上层滞水的特点？
5、潜水等水位线图的实际用途？
6、潜水等水位线是否能正交穿越河流？ 三、绘图题
绘制水平的承压水含水层，含水介质为砂层，顶底板隔水层为粘土层，要求在图上表示出测压水位面，初见水位，承压水位，承压水位埋藏深度，承压水头，并用H1、H2、h等字母表示。
1、岩石中水的存在形式： 结合水
液态水（重力水、毛细水） 固态、气态水
2、地下水与地表水最大区别在于储存和运移；地下水的运动通道非常复杂，地表水（河流）是占满整个过水断面，而地下水水流通过的断面小于地质断面。
注意区别：过水断面与实际过水断面。 一 3、假想水流的性质：
（1） 任一断面上假想水流的流量与实际水流的流量相等。 （2 ） 任一断面上假想水流的水位与实际水流的水位相等。
（3 ） 假想水流和实际水流所克服的阻力相等。 4 、渗流：符合以上三条的地下水在岩土体空隙中的运动称为渗流。 渗流场：发生渗流的空间区域叫做渗流场。
二、重力水运动的形式 1、地下水流态的类型
（1） 层流运动：在岩土体空隙中渗流时，水质点作有秩序的、互相不混杂的运动。
（2） 紊流运动：当流速加大，水质点作无秩序的、互相混杂、流线极不规则的运动。
一般空隙狭小重力水受介质的吸引力较大，多作层流运动。只有当裂隙发育或岩溶发育地带，水的流速大，呈紊流运动。另外，在抽水井附近小范围内，当井内水位降落很大时，地下水的流速很大，也呈紊流运动。 2、地下水运动的类型
（1）稳定流：在渗流场内各个运动要素不随时间改变。
（2）非稳定流：在渗流场中任意点的运动要素都随时间而变化。
运动要素包括：地下水水流方向，运动速度，流量等。
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§4.2 重力水运动的基本规律
１８５２――１８５６年 四年的实验
二、线性渗透定律—达西定律 Q=KFI=KFh/L 流量Q=VF 比较两式 V=KI
图4—2 过水断面ω（斜阴线部分）与实际过水断面ω'（直阴线部分）
颗粒边缘涂黑部分为夸大表示的结合水 三、公式中各项的物理意义：
1、渗透流速V(与实际流速u)：u>V 2、水力梯度
（1） 沿着渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。 （2 ） 单位长度渗透途径上为克服摩擦阻力所耗失的机械能。
（3 ） 驱动力。 3、渗透系数
（1）单位与速度相同，但是不等于速度单位。
（2）可以定量说明岩石的透水性能，是表征透水性能的定量指标。
（3）渗透系数与液体的性质有关，与容重和粘滞性有关。
根据渗透系数大小，可将岩石分类： 四、达西定律的适用范围
1、并非任何渗流都适用。Re雷诺数介于1～10的层流运动才符合达西定律。
2、天然情况下，绝大多数的地下水流是服从达西定律的。
3、不仅适用于垂直运动，也适用于其它任意方向的地下水运动。
五、非线性渗透定律—折才定律 六、达西定律应用举例 1、计算单宽流量 2、分析等水位线图
3、判断岩石透水性或含水层 厚度的变化 4、其它公式的基础
§4.3 流网
一、基本定义
1、流网：在渗流场的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。
2、流线：渗流场中某一瞬间的一条线，线上各个水质点在此瞬时的流向均与此线相切。（拍照定格）
3、迹线：渗流场中某一时间段内某一水质点的运动
轨迹。（连续摄影） 二、含水介质的类型：
按照岩土体渗透系数大小划分：
三 ２、按照渗透系数是否随空间位置变化划分：均质含水层，非均质含水层。
（1） 均质含水层：整个渗流场中渗透系数处处相等，即渗透系数不随空间位置变化而变化。K= 常量。
（2 ） 非均质含水层：渗流场中渗透系数不相等，随空间位置而变化。K=f(x,y,z)
三 3、按照渗透系数是否随渗流方向改变划分为：各向同性，各向异性
（2)各向异性：同一地点不同方向上渗透系数都不相等，即渗透系数随方向变化。Kx ≠ Ky ≠ Kz 。典型例证：黄土。 非均质含水层
四、均质各向同性介质中的流网 1、流网的绘制（步骤有四）
（1） 绘制地形线，地表水轮廓线，隔水层与含水层的界线，潜水含水层的浸润曲线。
（2 ） 根据边界条件，绘制容易确定的等水头线或流线。（河渠的周边，隔水底板近旁的流线；分水岭线）
（3 ） 插补流线
（4 ） 根据正交原理，绘制等水头线。 流网图
流网图包含的信息 (l)由分水岭到河谷，流向从由上向下到接近水平再向上；(2)在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井中水位则随井深加大而抬升；(3)由分水岭到河谷，流线愈来愈密集，流量增大，地下径流加强；(4)由地表向深部，地下径流减弱；(5)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。 五、非均质各向同性介质中的流网
1、层状非均质：介质场内各个岩层内部渗透性均为均质各向同性的，但不同介质的渗透性不同。 2、有典型的三种情况：
（1） 非均质层上下水平叠置，上下没有水量交换，流线平行于层面流动。
（2） 渗流前进方向上渗透系数改变，若流量不变，则水力梯度随渗透系数改变而改变，K 变小
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则I 变大。
（3） 地下水流线通过具有不同渗透系数的两层边界时，流线发生折射，并服从以下规律： 五 3、规律：
（1） 流线趋于在强透水层中走最长的途径，而在弱透水层中在最短的途径。结果是：强透水层中流线接近于平行于层面，而在弱透水层中流线接近于垂直于层面。
（2） 含水层中存在其渗透性透镜体时，流线将向其汇聚（等水头线却变疏），当含水层中存在有弱渗透性透镜体时，流线将绕流（等水头线将变密）。 （3） 各向异性介质中，流线与等水位线斜交。
§4.4 饱水粘性土中结合水运动规律
一、结合水运动的基本规律 1、研究对象：弱结合水
性质：结合水是非牛顿流体，不遵循牛顿的内摩擦定律，它是有抗剪强度的，必须是外力克服抗剪强度后才能产生流动。
一 2、罗查（戴）公式：V=K(I－I0)
（1） I0—起始水力梯度，克服结合水的抗剪强度使结合水发生明显渗流时所必须具有的水力梯度； （2） 罗查公式所描述的结合水的运动规律：由于V-I曲线通过原点，说明只有施加微小的水力梯度，结合水就会流动。但是I不超过I0时，结合水的渗透速度V非常微小，只有通过精密测量才能得到。随着I加大，曲线斜率（表征渗透系数K）逐渐增加，然后趋于定值。
注意：罗查公式在形式上与于达西定律相同，但是K是一个变量，受到岩性和水力梯度I的影响。 一 3、隐渗流：渗透系数K趋于定值以前的渗流阶段叫做隐渗流。
4、显渗流：K趋于定值以后的渗流称为显渗流。 二、结合水运动与越流渗透
传统观点认为：粘性土不透水，是良好的隔水层。但是实际工作中常遇到粘性土的越流渗透现象。越流的产生正是结合水运动的结果。 V=K(Δh/L－I0) 当粘性土厚度较大，粘性土层上下含水层水头差较小是，则I≤I0，V>0，就产生渗透。粘性土土层越薄，透水能力越大；含水层水头差越大，则渗透量就越大。
越流渗透可以在任意两个相邻的含水层以及含水层与地表水体之间发生。
§4.5 毛细现象的本质
一、基本定义产生原因：
1、毛细现象：微细玻璃管插入水中，水会在管中上升
到一定高度才会停止，这即是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。 2、毛细力：由弯液面产生的向上的拉力称为毛细力。 3、毛细现象产生的原因：
（1）任何物体处于最低能量状态最稳定。
（2）任何液体都有力图缩小其表面的趋势，液滴总是力求为球状。原因是：同体积物体，球形表面积最小；
（3）气液界面上不饱和，因而具有表面能，故表面积越小，表面能越小。 4、毛细水存在范围：
土中毛细水主要存在于孔径为0.002～0.5mm的毛细孔隙中。这些孔隙多存在于粉细砂及粉土中。 6、研究毛细现象的实践意义：
对由于地下水位变化而引起的地面沼泽化，盐渍化，建筑物地基土浸湿而造成的力学强度降低及附加沉降增加，冻土地带加剧冻胀作用等都有实践价值。
二、评价土的毛细性的指标 1、毛细负压（附加表面压强）：由分子引力和表面张力的合力在弯液面上产生的附加表面压强，因其方向与重力相反，故称为毛细负压。
2、附加表面压强总是指向液体表面的曲率中心方向，凸起的弯液面对液面内侧的液体附加一个正的（与重力同向的）表面压强；凹进的弯液面对液面内侧的液体，附加一个负的（与重力反向的）表面压强。
3、水柱高度：表示水中某点所受的应力 4、毛细上升高度： Capillary 毛细现象
第四章 复习参考题 一 基本定义
层流，紊流，水力梯度，稳定流，非稳定流，渗透速度，流线，迹线，流网，均质，非均质，各向同性，各向异性，边界条件，初始水力梯度 二 论述题 1、 简述线性渗透定律，分析K、I、V的物理意义。 2、 简述渗透水流于实际水流的关系。 3、 比较分析V＝KI与V＝K（I－I0）。
第五章 地下水的化学成分（chemistry composition）及其形成作用
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本章是水文地质学课程的重点之一，要求学生通过本章的学习：
1.掌握地下水中主要化学成分及其与矿化度的关系； 2.掌握地下水的化学成分有哪些形成作用； 3.掌握不同水化学分类，重点是舒卡列夫分类。
§5.2 地下水的物理、化学性质(physical characteristic)
地下水的物理性质包括：
水温temperature、颜色color、透明度transparence、味道taste、气味odor、比重、放射性、导电性electric conductivity等。 5.2.1 地下水的温度
地壳表层有两个热能来源：一个是太阳的辐射，另一是来自地球内部的热流。根据受热源影响的情况，地壳表层可分为变温带、常温带及增温带。 §5.1 概 述
一、地下水是一种良好的溶剂，是十分复杂的溶液solution
水是良好的溶剂，这是水最突出的特性。 地下水运移于岩石空隙中，由于水的这种特征，必然要和岩石发生相互作用，使岩石溶解，就此而言，水是一种良好的溶剂。
盐分进入地下水中，因而自然界的水是非单纯的纯净水，而成为一种溶液。由于在地下径流的过程中，环境不断地发生变化，物理化学条件不断改变，所以这种溶液也在不断的发生变化，最终使地下水的化学成分变得非常复杂。
在地下水中，就其组分而言，有：有机物、无机物、气体、微生物和元素的同位素组分。 就元素在水中的存在形式又有：单一离子、分子、复阴离子、化合物和络合物。
就水溶液的类型，可以分为：真溶液、胶体溶液和悬浮液。
所以说：地下水是一种复杂的溶液。 二、研究地下水化学成分的意义
1.帮助阐明地下水的起源、形成和分布； 2.完善成矿理论； 3.找矿标志； 4.宝贵的液体矿产和矿水； 5.工农业及饮用水等都有水质要求。 三、水化学成分形成作用研究方法的指导思想 以前学者们的研究偏重于分类，如阿廖金分类，舒卡列夫分类，及各种离子含量的比例。现在的研究趋势主要是从水岩体系来研究。水与岩石是相互作用的体系，我们把这归结为水文地球化学体系，在溶液与介质的化学场中，以热力学方法来研究溶液的平衡。1.地下水化学成分的形成是地质历史时期的产物，所以要从地质历史的角度去研究； 2.水中的化学组分的存在是与地下水的起源紧密联系在一起的，不同起源，组分不同； 3.组分在地下水中达到饱和的状态，要注意地下水的运动过程，运动使地下水不断更新，达到平衡而未达到饱和； 4.要注意后期的变化－－吸附、混合，使其再一次发生变化。 地下水的温度受其赋存与循环处所的地温控制。处于变温带中的浅埋地下水显示微小的水温季节变化。常温带的地下水水温与当地年平均气温很接近。增温带的地下水随其赋存与循环深度的加大而提高，成为热水甚至蒸汽。 5.2.2 地下水的其它物理性质
一般地下水都是无色、无味、无气味、透明、低盐量的液体。当地下水中含有某些化学成分时，其物理性质就发生了变化。如： 含H2S → 绿色 → 臭鸡蛋味 Fe2+ → 淡红褐色 → 铁腥味 Fe3+ → 淡蓝绿色 → 淡墨水味 腐植质 → 暗黄色 → 鱼腥味 H2CO3 → 甜味 有机质 → 甜味（不适于饮用） NaCl → 咸味 Na2SO4 → 涩味 MgCl2或MgSO4 → 苦味 H2S+碳酸气 → 酸味
§ 5.3 地下水的化学成分 § 5.3.1 主要气体成分 地下水中气体含量尽管很少，但对其研究： ①可以帮助弄清地下水赋存的环境； ②对其它组分的存在影响很大。 地下水中的气体成分： 空气来源 N2 O2 CO2 Ne(氖) Ar（氩） 生物来源 CH4 CO2 N2 H2S H2 O2 化学来源 CO2 H2S H2 CH4 CO N2 HCl HF SO2 Cl2 放射性和核反应来源的气体 He(氦) Rn（氡） 1.氧和氮 ①来源： 主要来自大气，随大气降水和地表水的入渗一起进入地下；也有生物来源；对氮还有化学来源。 ②影响氧含量的因素： (1)淡水含量高。氧在水中的溶液度较大，在15℃、101324.62Pa（一个大气压）下，每升蒸馏水可溶解氧10.06mg（7.04cm3/l）。
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