1、地面沉降、塌陷地面沉降是由于超量集中开采地下水，造成地下水水位的大幅度下降，含水介质压密所至。地面塌陷主要发生在岩溶水分布地区，特别是城市地下水集中开采局部地段较为多见。地地 裂裂 缝缝过量开采地下水使浅层地下水位大幅度下降后，会疏干原有的沼泽湿地；在干旱地区浅层地下水位大幅度下降，原有的绿洲会变成沙漠，还会引发地表开裂等。海海 水水 入入 侵侵主要是由于大量开采地下水以后，引起海入回灌，造成水质损害，减少可利用的地下水资源。问题比较严重的地区主要有辽宁的大连市、河北的秦始岛市，山东的青岛市、福建的厦门市以及广西的北海等。地下采矿或进行各种地下工程（隧洞，地下厂房）时，地下水的涌入常使施工困难
2、，成本增高，甚至造成毁灭性事故。地下工程渗漏水问题地下工程渗漏水问题宜万铁路野三关隧道突水宜万铁路野三关隧道突水由于降雨等原因，引起岸坡地下水位上升，从而导致滑坡、水库诱发地震等。滑滑 坡坡深基坑排水深基坑排水本世纪30年代起，提出电流模拟地下水，物理模拟；颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙可能恶化施工环境，对施工机具设备具有腐蚀作用或造成不良影响，可能对混凝土衬砌具有腐蚀作用等。沼泽湿地 消失，绿州变沙漠以传输物质为目的的地下工程（如水工隧洞中的输水隧洞）；一、包气带与饱水带：地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。NHD strea
3、m network暴露于地表的岩石，在温度变化和水、空气、生物等风化营力作用下形成风化裂隙。NHD stream networkMichigan water wells成岩裂隙是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；这种模式在各种地下工程中较为常见，即地下工程穿越地层在地下水位影响带内，而隧道围岩为缓慢流渗流系统，且岩溶蓄水构造的水头不高，主要表现为地下水沿地下工程的隧（巷、坑）道壁汇集，成股或成点滴落或流下，一般不会对地下工程造成很大的排水压力，对地下工程的衬砌也不会产生很大的水压力，且大多数为静储量消耗型，排水量呈衰减趋势。与外界联系差，水循环缓慢，水的含盐量
4、就高。风化裂隙水一般为潜水，被后期沉积物覆盖的古风化壳可赋存承压水。GIS-BASED GROUNDWATER MODELING Michigan water wellsNHD stream networkConceptual modelNumerical model,IGW 可以利用GIS数据库，直接导入各种数据，快速建立复杂数学模型INTEGRATED 3DGROUNDWATER VISUALIZATION IGW 可以模拟各种复杂地层、剖面及动态显示水位、流速、污染物运移等STOCHASTIC GROUNDWATER MODELINGIGW 可以模拟随机地下水问题 水文循环是发生于大气水
5、、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环，水文循环的速度较快，途径较短，转换交替比较迅速。际上最受欢迎的地下水模拟软件。裂隙的多少以裂隙率表示：非稳定流：运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流在一定程度上刻划出了优先流的现象，能较为全面地反映裂隙岩体的渗流特征；因此，赋存于可溶岩石中的地下水分布与流动通常极不均匀。导水断层带是有特殊水文地质意义的水文地质体，它可以起到贮水空间、集水廊道与导水通道的作用。岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。接触部位石灰岩受热液作用及断层构造影响，裂隙岩溶发育，为地下水的储存和运动提供了条件。纵裂隙与构造线（岩层走向）大体平行，野外一般表现为延伸较长，在褶
6、皱翼部为压剪性，在褶皱核部为张性，特别是在背斜核部常形成延伸几十米至上百米、张开宽度达1mm 以上的大裂隙密集带。MODFLOW(Modular three dimensional finite difference groundwater flow model)是由美国地质调查局(U.黄土的粉土含量大于60，富含钙质，结构较为疏松。给水度、持水度与孔隙度的关系是：裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等都对水的运动具有重要影响。地下水位变化破坏岩土体的力学平衡含水层（Aquifer）：是能够透过并给出相当数量水的岩层各类砂土，砂岩等水文循环分为小循环与大循环。海洋与大陆之间的水分交换为大循环。
7、海洋或大陆内部的水分交换称为小循环。无论地表水或地下水，都是自然界水文循环中的一个环节，均以大气降水为其补给来源 水的地质循环发生于地球浅层圈与深层圈之间，常伴有水分子的分解与合成，转换速度缓慢，过去常被人们所忽视。随着对各种成岩、成矿地质作用认识的深化，水参与各种地质作用过程的意义不断被人们所认识。研究水的地质循环，对于深入了解水的起源，水在各种地质作用过程乃至地球演化过程中的作用，都具有重要意义。岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚
8、硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。双重介质模型的优点是：1863 年裘布依提出地下水稳定井流公式；均质各向异性含水层：某些黄土，垂直方向的渗透系数大于水平方向的渗透系数，而不同点相同方向的渗透系数又是相等的，因此叫均质各向异性；一般从理论分析可知，当高水头管道或裂隙网络和施工隧道之间存在着相对弱导水的水力屏障时，在巨大水头压力作用下，可能导致局部岩体变形甚至劈裂破坏，从而使水头压力得到释放。承压含水层接受补给时，由于隔水顶板的限制，不通过增加含水层厚度而容纳增加的水量。风化裂隙水一般为潜水，被后期沉积物覆盖的古风化壳可赋存承压水。可溶岩石的溶穴是一部分原有裂隙与原生孔缝溶蚀扩大而成的，空隙大小
9、悬殊且分布极不均匀。含水层（Aquifer）：是能够透过并给出相当数量水的岩层各类砂土，砂岩等裂隙的多少以裂隙率表示：该软件核心程序编制良好，且具有互动、实时、可视化分析和监测等综合功能。容水度nr：容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。非稳定流：运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流在我国，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。纵裂隙的走向与岩层层面一致。IGW 可以模拟各种复杂地层、剖面及动态显示水位、流速、污染物运移等 溶穴的规模十分悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十乃至百余米，长达几至几十公里，而小的溶孔直径仅几毫米。岩溶发育带
10、岩溶率可达百分之几十，而其附近岩石的岩溶率几乎为零。容水度容水度nrnr：容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。反应岩石最大含水能力。可用小数或百分数表示 含水量含水量：松散岩石实际所含水的重量与干燥岩石重量之比。孔隙充分饱水时的含水量称作饱和含水量，饱和含水量与实际含水量之间的差值称为饱和差。实际含水量与饱和含水量之比称为饱和度。岩石空隙大小、多少、连通程度及其分布的均匀程度，都对其储容、滞留、释出以及透过水的能力有影响。对于均质的颗粒较细小的松散岩石，只有当其初始水位埋藏深度足够大、水位下降速率十分缓慢时，释水才比较充分，给水度才能达到其理论最大值。所有影响给水
11、度的因素也就是影响持水度的因素决定透水性好坏的主要因素是孔隙大小；只有在孔隙大小达到一定程度，孔隙度才对岩石的透水性起作用岩石的透水能力并不取决于平均孔隙直径,而在很大程度上取决于最小的孔隙直径分选程度对于松散岩石透水性的影响，往往要超过孔隙度.因为颗粒分选性，除了影响孔隙大小，还决定着孔隙通道沿程直径的变化和曲折性地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地下水面以上称为包气带；地下水面以下称为饱水带纵裂隙与构造线（岩层走向）大体平行，野外一般表现为延伸较长，在褶皱翼部为压剪性，在褶皱核部为张性，特别是在背斜核部常形成延伸几十米至上百米、张开宽度达1mm 以上的大裂隙密集带
12、。因此在层面裂隙的共同作用下，纵裂隙的延伸方向往往就是岩层导水能力最大的方向；岩石的透水能力并不取决于平均孔隙直径,而在很大程度上取决于最小的孔隙直径纵裂隙与构造线（岩层走向）大体平行，野外一般表现为延伸较长，在褶皱翼部为压剪性，在褶皱核部为张性，特别是在背斜核部常形成延伸几十米至上百米、张开宽度达1mm 以上的大裂隙密集带。孔隙充分饱水时的含水量称作饱和含水量，饱和含水量与实际含水量之间的差值称为饱和差。该软件还把GIS数据库嵌入程序当中，可以通过调用GIS数据直接建模。紊流：在宽大的空隙中（大的溶穴、宽大裂隙)，水的流速较大时，水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。岩层透水性由好
13、到差，地下水位埋深由大而小，补给条件由好到差；水流仅在空隙中运动，在整个介质中不连续；IGW 可以模拟随机地下水问题一般从理论分析可知，当高水头管道或裂隙网络和施工隧道之间存在着相对弱导水的水力屏障时，在巨大水头压力作用下，可能导致局部岩体变形甚至劈裂破坏，从而使水头压力得到释放。非均质岩层有两种类型，一种类型的透水性是渐变的，如某些古河道沉积物由上向下颗粒逐渐变粗，透水性逐渐增强；若介质中存在两种导水能力相差悬殊的空隙，可采用双重介质方法。颗粒分选良好，层理细密，岸边浅水处沉积砂砾等粗粒物质，向湖心逐渐过渡为粘土。隧道与地下工程的渗漏问题不仅影响使用，而且治理渗漏的费用也很大。据地下水的赋存
14、特征可将地下水分为包气带水、潜水及承压水。狭义的地下水指饱水带中的水。按含水介质（空隙）类型，可将地下水区分为孔隙水、裂隙水及岩溶水。充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水，叫作承压水。承压含水层上部的隔水层（弱透水层）称作隔水顶板，下部的隔水层（弱透水层）称作隔水底板。隔水顶底板之间的距离为承压含水层厚度。承压含水层与潜水含水层释出（或储存）水的机理比较：水位下降时潜水含水层所释出的水来自部分空隙的排水。而测压水位下降时承压含水层所释出的水来自含水层体积的膨胀及含水介质的压密（从而与承压含水层厚度有关）。显然，测压水位下降时承压含水层以此种形式释出的水，远较潜水含水层水位下降时释出的
15、为小。一般，承压含水层的贮水系数为0.0050.00005，常较潜水含水层小l3 个数量级。由此不难理解，开采承压含水层往往会形成大面积测压水位大幅度下降。普通水流与渗流 有效孔隙度实际流速渗透流速enuv 因此，Re10 为达西定律的上限2.达西定律在粘性土中的应用流体的粘滞系数平均颗粒直径流体的密度ddeR起始水力坡降00)(IIIKV渗透系数 K（coefficient of permeability）又称水力传导率（hydraulic conductivity）定义：水力梯度为1时的渗透流速（V=KI），一般采用 m/d 或 cm/s 为单位。KMT 渗透系数K虽然能说明岩层的透水性，
16、但它不能单独说明含水层的出水能力。导水系数：量纲L2T-1非均质岩层有两种类型，一种类型的透水性是渐变的，如某些古河道沉积物由上向下颗粒逐渐变粗，透水性逐渐增强；一种类型的透水性是突变的，如在砂层中夹有一些小的粘土透镜体。均质与非均质的概念是指岩层透水性和空间坐标的关系，各向同性与各向异性的概念是指岩层透水性和水流方向的关系。均质各向异性含水层：某些黄土，垂直方向的渗透系数大于水平方向的渗透系数，而不同点相同方向的渗透系数又是相等的，因此叫均质各向异性；非均质各向同性含水层：某些巨厚砂层中夹有粘土透镜体，砂和粘土分别都是各向同性，而两者透水性差异很大，因此含水层是非均质的。各向异性介质中地下水
17、流的达西定律第四章 地下水的补给与排泄 地下水经常不断地参与着自然界的水循环。含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。因此，补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布。地下水的补给来源有大气降水、地表水、凝结水，来自其它含水层或含水系统的水等。与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给。大气降水对地下水的补给渗入地面以下的水，不等于补给含水层的水。其中相当一部分将滞留于包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面蒸腾的方式从包气带
18、水直接转化为大气水。降雨入渗系数：称为降水入渗系数，即每年总降水量补给地下水的份额，常以小数表示。通常变化于0.20.5 之间，我国南方岩溶地区 可高达0.8 以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。影响大气降水补给地下水的因素比较复杂，其中主要有年降水总量、降水特征、包气带的岩性和厚度、地形、植被等。地表水对地下水的补给 河水补给地下水时，补给量的大小取决于下列因素：相当于过水断面河床透水性（渗透系数）河水位与地下水位的高差（影响水力梯度）河床过水时间，对此可以用达西定律进行分析。潜水和承压水含水层接受降水及地表水补给含水层之间的补给：两个含水层之间存在水头差且有联系的通路，则水头较高的含水层
19、便补给水头较低者相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。越流经常发生于松散沉积物中，粘性土层构成弱透水层。地下水的排泄地下水通过泉、向河流泄流及蒸发、蒸腾等方式向外界排泄；此外，还存在一个含水层（含水系统）向另一含水层（含水系统）的排泄；用井孔抽汲地下水，或用渠道、坑道等排除地下水，均属地下水的人工排泄。泉：泉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。根据补给泉的含水层的性质，可将泉分为上升泉及下降泉两大类。上升泉由承压含水层补给。下降泉由潜水或上层滞水补给黄土高原的地下水我国西部黄土高原普遍分布黄土。黄土的粉土含量大于60，富含钙质，结构较为疏松。黄土均
20、发育垂直节理，且多虫孔、根孔等以垂向为主的大孔隙。因此，黄土的垂向渗透系数常比水平方向大几倍到几十倍黄土高原地下水水量不丰富，地下水位埋深大，水质较差。这是岩性、地貌、气候综合影响的结果。裂隙在岩层中所能占有的赋存空间很有限裂隙在岩层中分布很不均裂隙通道在空间上的展布具有明显的方向性裂隙岩层一般并不形成具有统一水力联系、水量分布均匀的含水层裂隙介质及其等效多孔介质 层面裂隙的疏密对其它裂隙的长短、疏密和均匀程度存在较大影响。（也有人称之为弹性给水度e）可能恶化施工环境，对施工机具设备具有腐蚀作用或造成不良影响，可能对混凝土衬砌具有腐蚀作用等。沉积岩固结脱水、岩浆岩冷凝收缩等均可产生成岩裂隙。可
21、能恶化施工环境，对施工机具设备具有腐蚀作用或造成不良影响，可能对混凝土衬砌具有腐蚀作用等。潜水的动态有明显的季节变化特点裂隙的多少以裂隙率表示：这种模式在各种地下工程中较为常见，即地下工程穿越地层在地下水位影响带内，而隧道围岩为缓慢流渗流系统，且岩溶蓄水构造的水头不高，主要表现为地下水沿地下工程的隧（巷、坑）道壁汇集，成股或成点滴落或流下，一般不会对地下工程造成很大的排水压力，对地下工程的衬砌也不会产生很大的水压力，且大多数为静储量消耗型，排水量呈衰减趋势。侧向上分布广泛的粗粒的湖积含水砂砾层主要通过进入湖泊的冲积砂层与外界联系。与外界联系差，水循环缓慢，水的含盐量就高。接触部位石灰岩受热液作
22、用及断层构造影响，裂隙岩溶发育，为地下水的储存和运动提供了条件。处于不同演化阶段的岩溶水具有不同特征，处于演化初期的岩溶水系统往往与裂隙水系统没有很大的不同。对于均质的颗粒较细小的松散岩石，只有当其初始水位埋藏深度足够大、水位下降速率十分缓慢时，释水才比较充分，给水度才能达到其理论最大值。承压水充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水，叫作承压水。地貌上坡度由陡变缓，岩性上由粗变细；地面沉降、塌陷地面沉降是由于超量集中开采地下水，造成地下水水位的大幅度下降，含水介质压密所至。地面塌陷主要发生在岩溶水分布地区，特别是城市地下水集中开采局部地段较为多见。水流仅在空隙中运动，在整个介质中不连续
23、；湖积物通常有规模大的含水砂砾层，容易给人以赋存地下水丰富的印象。在一定程度上刻划出了优先流的现象，能较为全面地反映裂隙岩体的渗流特征；跨越各种自然或人工障碍物的地下工程（铁路、公路的越岭隧道）；若介质中存在两种导水能力相差悬殊的空隙，可采用双重介质方法。持水度Sr：地下水位下降时，一部分水由于毛细力（以及分子力）的作用而仍旧反抗重力保持于空隙中。实际含水量与饱和含水量之比称为饱和度。但其缺点是对实际资料的要求很高，计算复杂，要求用电网络模拟或计算机模拟。紊流：在宽大的空隙中（大的溶穴、宽大裂隙)，水的流速较大时，水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。水流仅在空隙中运动，在整个介质中不连续；1935 年美国人泰斯提出地下水非稳定井流公式；裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等都对水的运动具有重要影响。c）当地下水位下降速率大时，给水度偏小大气降水对地下水的补给8 以上，西北极端干旱的山间盆地则趋于零。黄土高原的地下水我国西部黄土高原普遍分布黄土。黄土的粉土含量大于60，富含钙质，结构较为疏松。黄土均发育垂直节理，且多虫孔、根孔等以垂向为主的大孔隙。因此，黄土的垂向渗透系数常比水平方向大几倍到几十倍黄土高原地下水水量不丰富，地下水位埋深大，水质较差。这是岩性、地貌、气候综合影响的结果。
