么是水文学.docx

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么是水文学

1、什么是水文学？

水文学是研究地球上水的性质、分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会之间相互关系的学科。

2、水文学的研究对象

是指各种水体：

江河、湖泊、冰川、海洋

地理水文学具有宏观性、综合性、区域性三大特点。

1、水文现象概念

2、水文现象的主要特点

水循环永无止尽；

水文现象在时间变化上即有周期性又有随机性；

水文现象在地区上分布既有相似性又有特殊性特点。

传统水文学研究方法有成因分析法、数理统计法和地理综合法三种。

3.大洋的密度分布和变化

密度的水平分布

1）随纬度的增加而变大，等密度线大致与纬度平行

2）海流存在的地方等密度线密集，密度梯度大

密度的垂直分布－稳定向下递增

3）密度的时间变化

1、水色

定义：

水体对光的选择吸收和散射作用的结果，以水色计测量。

水色计由21种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码1-21代表水色。

号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。

地理分布（海洋）：

1）大洋水色高，浅海反之。

2）大洋亚热带海区最高，热带、寒带次之

3）寒暖流水色明显不同，与原地海水性质有关

透明度是表示各种水体能见程度的一个量度，以透明度板测量。

天然水中各种元素的离子、分子与化合物的总量称为矿化度。

各种溶解质在天然水中的累积和转化，是天然水的矿化过程。

1、溶滤作用：

土壤和岩石中某些成分进入水中的过程。

2、吸附性阳离子交替作用：

天然水中离子从溶液中在转移到胶体上是吸附过程。

3、氧化作用：

围岩的矿物氧化和使水中有机物氧化。

4、还原作用：

天然水若与含有机物的围岩（油泥、石油等）接触，或受到过量的有机物污染，碳氢化合物可以使水中的硫酸盐还原。

5、蒸发浓缩作用：

在干旱地区，内陆湖和地下水正在经历盐化作用。

蒸发浓缩沉积顺序是Al、Fe、Mn的氢氧化物，Ca、Mg的碳酸盐、硫酸盐和磷酸盐，Na的硫酸盐，Na、K的氯化物，Ca、Mg的氯化物，最后为硝酸盐。

6、混合作用：

雨水渗入补给地下水，地下水补给河水，河水注入湖泊或大海，河口段的潮水上溯，滨海含水层的海水入侵等，都是天然水的混合。

大气水

化学成分和性质特点：

a、溶解气体含量近于饱和；b、降水普遍显酸性，c、矿化度最低。

降水中的物质来源：

①海面上浪花破碎等作用

②地面吹扬起的粉尘；

③火山爆发喷入大气的易溶物质及尘埃；

④人类活动向大气排放的废气和烟尘。

海水的盐度：

单位质量的海水中所含溶解物质的质量。

以电导测盐法进行研究。

1）绝对盐度（SA）定义为海水中溶解物质的质量与海水质量的比值。

2）实用盐度（S）在温度为15℃、压强为一个标准大气压下的海水样品的电导率，与质量比为32.4356×10-3的标准氯化钾（KCl）溶液的电导率的比值K15来定义。

当K15精确地等于1时，海水样品的实用盐度恰好等于35。

水资源是指水量中可为人类生存、发展所利用的水,指逐年可以得到更新的淡水.

水资源其应用价值表现为水量、水质及水能三个方面。

2、水资源的特性

（1）水资源的循环再生性与其有限性；

（2）时空分布的不均匀性；

（3）利用的广泛性和不可代替性；

（4）利与害的两重性。

3、河水化学成分的特点

1）河水的矿化度普遍低。

2）河水中各种离子的含量差异很大。

3）河水化学组成的空间分布有差异性。

4）河水化学组成的时间变化明显。

1、水文学、水文现象的概念。

2、水文现象的特点。

3、海水表面温度分布的特点及其成因

4、海水结冰困难的原因

5、天然水的矿化过程有哪些

6、水资源的概念、特性

7、我国水资源的时空特征

8、我国水资源条件和问题

总量多人均少

1.人均水资源不足

2.空间分布不均

3.年内、年际分布不均

4.水土流失问题

5.地下水的合理开发利用

6.浪费、污染现象严重

第二章

水循环：

是指地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过（5个基本环节）蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节,不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。

2、水循环机理

第一，水循环服从于质量守恒定律。

水循环乃是物质与能量的传输、储存和转化过程.（巨大的水量和能量输送）

第二，太阳辐射与重力作用,是水循环的基本动力.（外因）固、液、汽三相的转化是水循环的前提。

（内因）

第三，水循环广及整个水圈,并深入大气圈、岩石圈及生物圈。

（复杂的巨系统）

第四，全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。

第五，地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解并携带着某些物质一起运动，这些物质不可能象水分那样，构成完整的循环系统，所以通常意义上的水文循环仅指水分循环，简称水循环。

1、水循环的基本类型

（1）大循环发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程，由于广及全球，故名大循环，又称外循环。

（海—陆—海）

大循环的主要特点：

a、垂向与横向水分交换

b、海陆之间维持水量平衡

C、由无数小循环组成

（2）小循环是指发生于海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程。

小循环又称内部循环，前者又可称为海洋小循环，后者称陆地小循环。

水体的更替周期：

是指水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一次所需的时间，通常可用下式作近似计算：

T为更替周期（年或日、时）；

W为水体总贮水量（米3）；

ΔW为水体年平均参与水循环的活动量（米3/年）。

2、水循环与全球气候

水循环一方面受到全球气候变化,尤其是大气环流活动的影响,另一方面它又深入大气系统内部，极其深刻地制约了全球气候。

3.水循环与地貌形态及地壳运动

重新塑造了全球的地貌形态而且还影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震，甚至引起地壳运动的重要原因。

4.水循环与生态平衡

5.水循环与水资源开发利用

6.水循环与水文现象以及水文学科的发展

水循环是水文现象的根源,没有水循环就不会发生蒸发、降水、径流。

水量平衡，是指任意区域的任意时段内，其收入与支出的水量差等于该时段区域的蓄水变量

蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。

由于蒸发需要一定的热量，因而蒸发不仅是水的交换过程,亦是热量的交换过程,是水和热量的综合反映。

水面蒸发：

是在充分供水条件下的蒸发。

有效蒸发量：

从分子运动论的观点看，通常所指的蒸发量E，是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值，称为有效蒸发量。

2）影响因素

水汽压差、风速、辐射、温度、气压、水深等。

蒸发潜热：

单位质量的水，从液态变为气态时所吸收的热量，称为蒸发潜热

土壤蒸发：

土壤中所含水分以水汽的形式跃入大气的现象。

影响因素

土壤结构，土壤色泽，地势，糙度等。

植物散发植物在生长期间，土壤水分经过植物枝干及页面散逸至大气中的过程。

（2）影响因素

植物种类、土壤含水量、辐射、温度及风等。

可能最大暴雨量Pm计算公式：

P为选定的高效暴雨，Wm、W为当地可能最大暴雨的可降水量和当地典型的可降水量

（2）径流总量（W）:

指T时段内通过某一断面的总水量。

以m3为单位。

W= QT 

（3）径流深度（R）:

指将径流总量（QT）平铺在整个流域面积（F）上所求得的水层深度，以mm为单位。

R=QT/F

（4）径流模数（M）:

指流域出口断面流量与流域面积F的比值。

以L/s·km2为单位.M=1000Q/F

5.径流系数（a）:

指某一时段的径流深度R与相应的降水深度P之比值.Q=R/p

上述四种产流机制共同规律：

1）供水：

i、f

i>fA超滲地面径流；fA>fB壤中径流

i>fB饱和地面径流；fC>rss（或fc）地下径流

3）饱和带－－壤中径流、地下径流

全层饱和－饱和地面径流

4）侧向运行力：

水力坡度（水流归槽）

5）包气带不同界面（控制界面）：

上界面－超滲地面径流

中界面－壤中流

下界面－地下径流、饱和地面径流

球度系数

某颗泥沙的实际表面积与同体积的球体表面积之比。

等容粒径

与泥沙颗粒体积同等的球体之直径。

平均粒径

指颗粒的长轴、中轴、短轴的算术平均值。

沉降粒径

在标准条件下，与泥沙颗粒沉降速度相等的球体的直径。

颗粒级配曲线

能反映沙样中不同粒径组合状况的曲线。

湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，是湖盆、湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。

沼泽是地表土壤层水过饱和的地段。

它是一种特殊的自然综合体，具有三个基本特征：

①地表经常过湿或有薄层积水：

②其上生长湿生植物或沼生植物：

③有泥炭积累或无泥炭积累，但有潜育层存在

沼泽地段的自然条件一般是地势低平、排水

不畅、蒸发量小于降水量，地表组成物质粘

重不易渗透。

故主要分布在冷温或温湿地带。

其形成大致可分两种情况：

1、水体沼泽化：

主要是指海滨沼泽化、湖泊

沼泽化和河流沼泽化。

2、陆地沼泽化：

森林沼泽化和草甸沼泽化

（二）沼泽水文特征：

1、沼泽水的存在形式大都以重力水、毛管水、薄膜水等形式存在于泥炭和草根层中

2、沼泽水的运动：

较少有表面流，

3、沼泽水量平衡：

蒸发量大、径流量小是沼泽水量平衡的重要特点

4、沼泽的温度、冻结和解冻

5、沼泽水的水质特征：

沼泽水富含有机质和悬浮物，一般矿化度较低

一、入海河口的水文特征

1、入海河口：

指河流与海洋相结合的地段

2、潮区界：

潮汐影响的上限（潮差为零处）

3、潮流界：

涨潮流上溯的上界，也是涨潮流速为零处

4、河口分类

根据地貌形态

三角洲河口和三角港河口

根据径流和潮流强弱的对比

强潮河口、缓潮河口、弱潮河口和无潮河口

咸淡水混合情况

强混合型河口、缓混合型和口和弱混合型河口

什么叫感潮河段：

入海河口在潮区界以下的河段。

潮差的变化

受河槽断面、摩擦阻力和径流顶阻影响

波形的变化

长波，波峰水深明显大于波谷，波峰线的传播速度大于波谷，潮波形状发生变形

水位、流速相位关系的变化

前进方向遇阻碍时，一部分反射回去，一部分继续前进

（二）河口的盐淡水混合：

1混合类型h=一个潮流期内的径流量

涨潮期的进潮量

弱混合型

混合指数大于0.7，径流比重大，咸淡水分层清楚，垂直方向有盐度差，水平方向盐度差小

缓混合型

混合指数在0.2～0.5之间。

咸淡水无明显界限，水平和垂直方向均由密度梯度存在。

强混合型

混合指数小于0.1，潮汐作用占主导地位，垂向盐度差异小，水平方向盐度差异大。

2咸淡水混合对河口水流的影响

对流速的影响

涨潮流期间，加大潮流流速；落潮流期间，减小潮流流速；转流期间，起控制作用。

对河口水量影响

径流主要从表面排走，底部水流总水量是涨潮大于落潮，产生净的向上流

优势流

（三）河口环流与河口锋

1.河口环流：

如果将周期性的潮流除去，则其余部分统称为余流，如风海流、密度流等。

在河口地区由余流产生的环流，称为河口环流，它包括由咸淡水交会的密度流、风海流及岸线和河底形态变化引起的回流、涡流等。

2.河口锋：

锋主要是指两种不同性质水团的界面。

二、径流向海汇集效应

（一）径流补给对近岸海区的冲淡效应

（二）泥沙向海输入陆地不断延伸

（三）陆地元素不断向大海迁移

1、包气带水的特点

含水率及其剖面分布易受外界条件影响

空间上含水率的变化主要体现在垂直剖面上的差异

含水率变化与岩土层本身结构和岩土颗粒的机械组成有关

2、包气带类型

1）、厚型

包气带厚，带内毛管上升高度不能到达地表

有土壤水带，中间过渡带和毛管上升带三个亚带

2）、薄型

包气带厚度不到1m，只有毛管上升带和悬着水带，无中间过渡带

地下水潜水蒸发迅速，潜水季节变化强烈

3）、过渡型

有明显的季节变化

雨季，只存在毛细上升带；旱季，有3个亚带存在

3、包气带的水分交换与动态

补给来源

降水与地表水补给

饱水带补给

影响因素

土壤水分势梯度

土壤水力传导特性

水的消退途径

上界面：

土壤蒸发和植物散发（主要途径）

下界面：

内排水

潜水－特点

具有自由水面，潜水面不承受静水压力

补给区与分布区大体一致

受气候等外界影响，含水层动态变化大

埋藏浅，分布普遍，易开采，但无隔水顶板，易污染。

潜水与地表水的互补关系

周期性水力联系：

洪水、枯水期补给关系相反

单向水力联系：

地表长期补给潜水

间歇性水力联系：

洪水时，地表间歇性补给潜水，枯水期断绝联系

无水力联系：

地下潜水长期补给地表水

承压水－特点

承压性

分布区与补给区不一至

动态变化相对稳定

水质类型多样，变化大

不易污染，水量稳定

淡水是良好的供水水源

承压水－形成

取决于地质构造条件，只有适合的地质构造，无论空隙水、裂隙水还是岩溶水，都可以成为承压水。

最适宜形成承压水的地质构造是向斜构造和单斜构造。

孔隙水是指埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。

孔隙水既可以是承压的，也可以是非承压的。

孔隙水－特点

含水层内水力联系密切

地下水具有统一水面

其透水性、给水性的变化较裂隙、岩溶含水层为小。

运动呈层流状态

在可溶性岩石（如石灰岩、白云岩、石膏等）的溶隙中贮存、运动的地下水称岩溶水。

岩溶水—特点

分布上的不均匀性

地下径流动态不稳定

地表径流与地下径流，无压流与有压流相互转化。

地下水的补给来源

降水入渗补给

地表水补给

地下水的人工补给

凝结水补给

其它含水层

地下水径流

1、特点

地下水径流流向呈现复杂多变的特点，受沿程地形、含水层条件影响。

但总的流动方向是自势能高处向势能低处流动，流向总是垂直于等水位线的方向。

径流强度则与含水层的透水性、补给区与排泄区间的水力坡度成正比，对承压水来说，还和蓄水构造的开启和封闭程度有关。

2、地下水径流－地下水循环途径

垂向交替：

以内陆盆地最典型，以蒸发形式排泄，径流过程微弱

侧向交替：

补给来源多样，地下水的交替基本上在水平方向上进行，径流比较发育

混合交替：

介于上述两类之间的一种交替形式

3、地下水径流－类型

1）、畅流型

流线近于平行，水力坡度较大，测向交替为主，补给排泄条件良好，径流畅通，交替积极，矿化度小，水质好。

2）、汇流型

流线呈汇集状，水力坡度由小变大，因地形不同，交替形式也有一定差异，一般交替比较积极，可形成能够利用的地下水资源。

3）、散流型

流线呈放射状，水力坡度由大变小，呈现集中补给，分散排泄的状态，呈混合交替，以侧向为主，强度沿途逐渐减弱。

4）、缓流型：

地下水面近于水平，水力坡度小，水流缓慢，交替微弱，属以垂向交替为主的混合型，矿化度较大，水质不好。

5）滞流型：

水力坡度趋于零，径流停滞。

以垂向补给和排泄为主，矿化度很高，多为盐卤水或油田水。

三、地下水排泄

点状排泄（泉）

线状排泄（向河流泄流）

面状排泄（蒸发）

1、泉排泄

上升泉：

承压含水层排泄承压水的一种方式。

下降泉：

无压含水层排泄地下水的一种方式。

2、蒸发排泄

潜水蒸发：

潜水在岩土水势作用下运移至包气带并蒸发为水汽的现象。

计算方法（经验公式法）

3、泄流排泄

地下水通过地下途径直接排入河道或其他地表水体。

4、地下水运动

结合水运动

毛管水运动

重力水运动

渗流：

地下水在岩土空隙中的运动现象统称为“渗流”.分饱和渗流和非饱和渗流.

饱和渗流：

指饱水带的潜水和承压水在重力作用下运动;

非饱和渗流：

是指包气带中的毛管水和结合水在毛管力和骨架吸引力的控制运动。

两种渗流的运动规律不同.

1.结合水运动基本规律

结合水又分为强结合水（吸湿水）和薄膜水（弱结合水）两种.其中强结合水不能流动,所以结合水运动指的是属于弱结合水的薄膜水运动。

弱结合水（薄膜水）以层流的状态运动，但它与一般液体不同，不服从牛顿内摩擦定律，必须有外力克服它所具有的抗剪强度（τ0）后，才能流动。

粘性土中弱结合水的渗透规律，在水力坡度I与渗透速度V的直角坐标系中，是一条通过原点、向I轴凸出的曲线（后图）。

这条曲线的任一段直线部分，可用A.A罗戴的近似表达式表示：

V=K（I-I0）

式中：

I0——起始水力坡度，k为渗透系数，I为水力坡度。

越流现象：

是指在一定水头差的作用下，含水层之间通过相对隔水层产生的渗透现象。

这种越流现象，正是结合水运动的结果。

上图，水由A点向B点渗透，粘性土层厚度L即为渗透长度，A点的水头为H1，B点的水头为H2，粘性土垂直方向的渗透系数为K，渗透速度V为：

V＝K[（H1－H2）/L-I0]

当粘性土厚度较大，上下两边的含水层水头差较小时，I＜I0，V＝0，不发生越流；当两个含水层的水头差增大，粘性土层厚度较小时，则I>I0，V>0，开始发生越流。

粘性土层厚度越薄，透水能力越大，含水层间水头差越大，则渗透量越大。

这种越流现象可发生在任意两个邻的含水层及含水层与地表水体之间。

A、毛细现象与毛细上升高度

将细小的玻璃管插入水中，水会在管中上升，并能够保持一定高度，这便是固、液，气三相界面上产生的毛细现象。

毛细现象的产生，是由于在液体与固体的交界面上存在着液体湿润现象。

毛细管中的水表面是一个弯月面，从而使其表面积增大，而一旦液面增大，水的表面张力和收缩作用，促使液面要恢复水平，于是使得毛管内水随之上升，以减少表面积。

这种使液体在管内上升的湿润力就是毛管力。

毛管力可分解为与管壁平行的力P以及与管壁垂直的力，其中与管壁平行分力是使管内液体上升的有效作用力，其值为：

P＝σcosθ

使水分上升的作用力为有效作用力P乘以管之圆周长2π，即2πrσcosθ。

如以H表示毛管水上升达到平衡时的水柱高度，则毛管力需要克服的重力为：

H*πr2*ρg

当毛管力与重力相平衡时，毛管水上升达到最高,

即2πrσcosθ=H*πr2*ρg

或H＝2σcosθ/rρg

式中：

r——毛管半径，m。

ρ----液体的密度，kg/m3

g-----重力加速度m/s2

σ----液体的表面张力牛顿/m

θ――为弯月面与毛管之间的夹角

当毛管完全湿润时，θ=0o,常温下σ=72.8×10－7牛顿/m,ρ＝1，g=9.8m/s2

则H＝15×10-6/r（m）

如果毛管力换算成以米为单位的水柱高度Pc，则不难得知，在数值上毛管力等于最大毛细上升高度H：

Pc=H

可见，毛管力与毛细管半径成反比，毛管愈细毛管力愈大，毛细上升高度愈高。

B、包气带中毛细水的运动

沙土中毛管水上升速度及上升高度决定于水力坡度，毛细水开始上升时，水力坡度I较大，故毛细水上升速度快，随毛细水上升高度增高，I逐渐减小，毛细水上升速度随之减慢。

当达到最大毛细上升高度时，I＝0，V＝0，毛细上升停止。

在粘性土中由于结合水的存在，有起始水力坡度的影响，此时渗透速度为：

V＝K（I－I0）＝K（（Pc-L）/L-I0）

由上式可知，当L很小时，I远大于I0，毛细水上升快，随L增大，I逐渐变小，并逐步接近I。

，当达至某一高度时，I＝I0,毛细水上升速度V=K（（Pc-L）/L一I0）=0

即（Pc-L）/L一I0=0

此时的L就是毛细上升高度H，代入上式得

H=Pc/（I0+1）或水力坡度I＝（Pc－H）/H

可见，粘土颗粒细小，起始水力坡度I0较大，毛管上升的最大高度与毛管力的差越大，反之，沙土由于I0=0，毛管上升的最大高度等于毛管力.

重力水运动的基本规律

饱和带中地下水的运动，无论是潜水还是承压水，都表现为重力水在岩石空隙中的运动，其运动速度较慢，多数情况下表现为层流，只有在裂隙或岩溶发育地区，以及水力坡度很大时，才表现为紊流。

线性渗透定律

法国著名水力学家达西（Darcy）于1852～1856年，通过对均质沙粒的渗流试验后得出：

渗透流量与水位差成正比。

这就是达西定律，也称为线性渗透定律，其表达式为：

Q=F*V

=F*K（H1-H2）/L

＝F*K*I

式中：

Q――渗透流量，m3/d

K——渗透系数，m／d

F——过水断面面积，m2

H1、H2——断面1、2处的水头值，m

L——渗流长度（断面1、2间的距离），m

（H1-H2）/L=I,称为水力坡度，无因次。

由水力学已知，Q、V、F三者之间的关系为：

Q＝VF，所以有：

V＝Q/F=KI

式中：

V——渗透流速，m／d；Q——渗透流量，m3／d；F——过水断面面积，m2。

以上两式就是达西公式，它表明渗透流量或渗透速度与水力坡度的一次方成正比，所以称作线性渗透定律。

实际地下水流中，水力坡度是各处不同的，通常用达西公式的微分形式计算任一断面的渗透流速，即：

V＝K×dH/dL

dH/dL表示水头的沿程变化，即单位流程上水头的变化量。

达西定律适用于层流状态的水流，而且要求流速比较小（雷诺数Re<10）.在天然情况下，绝大多数的地下水运动是在岩石空隙中的渗透，流动速度较慢，服从达西定律。

渗透流速

达西公式中过水断面F，是垂直于渗流方向的含水层截面，它包括空隙和颗粒骨架所占的全部空间。

F2是岩土骨架所占的面积，F1是实际的过水断面（空隙所占面积），则F1=nF，其中n为孔隙度。

可见渗透速度V是一个假想的速度，是假定水流通过整个过水断面F时的平均流速。

地下水的实际流速是地下水流在岩石空隙中的实际平均流速：

u=Q/F1=Q/nF=V/n或V=nu

式中：

u——地下水的实际流速，m／d或cm／h

V——渗透速度，m／d或cm／h

F1——实际过水断面面积，m2

Q——渗透流量，m3／d

因为n＜1，所以用达西定律计算出的渗透速度小于实际流速。

3．渗透压强与测压管高度

概念：

在静水中有静水压强，动水中有动水压强、在地下水流中存在的压强（动水压强）称其为渗透压强。

渗透压强的大小用水柱高度表示，该高度称为测压高度hn，即：

hn＝P/γP＝hn×γ

式中：

P——渗透压强；γ——地下水的重率。

4．水头和水力坡度

在水力学中总水头H为：

H=Z+P/γ+αu2/2g

式中：

Z——位置高度；

α——动能修正系数；g——重力加速度；u——地下水实际流速。

公式中第一项为位置水头，第二项是压力水头，第三项是流速水头。

自然界地下水的实际流速很小，可以忽略不计，因此在研究渗流时，可以认为地下水的总水头在数值上等于测压水头，即

H=Z+P/γ

在实际应用中，不再区分总水头和测压管水头，统称为水头，用H表示。

地下水在渗透过程中，由于不断克服阻力而消耗机械能，出现水头损失。

沿渗流方向单位渗透途径上的水头损失叫水力坡度（I），通常用导数形式表示，即

I＝－dH／dS

由于水头沿水流方向不断下降，所以水力坡度I为负数。

S为渗透距离，I是一个无量纲值。

5．非线性渗透定律

当地下水流呈紊流状态，或仍属于层流但雷诺数较大，已超出达西定律的适用范围时，渗透速度与水力坡度的关系变成非线性关系，称为非线性层流定律，即：

Q＝KmFI1/m或V＝KmI1/m

式中：

1／m——流态指数，其范围在0.5～1

Km——随流态指数1／m变化的含水层的渗透系数

3、地下水的均衡方程

地下水的均衡状况是通过建立地下水均衡方程实现的。

其原理就是水量平衡原理。

地下水均衡一般表达式

⊿W=X+W1+Z1+Y1-Z2-W2-Y2

⊿W－－均衡期内地下水量的变化量。

X--大气降水的入渗补给量

W1--地下水流入量Z1--凝结水补给量

Y1--地表水入渗补给量W