不同空隙岩层中的地下水.pptx

第第9 9章章 不同含水介质中的地下水不同含水介质中的地下水9.1 孔隙水孔隙水9.2 裂隙水裂隙水9.3 岩溶水岩溶水9.4 泉泉本章教学内容：本章教学内容：9.1 9.1 孔隙水孔隙水9.1.1 9.1.1 洪积扇中的地下水洪积扇中的地下水9.1.2 9.1.2 冲积物中的地下水冲积物中的地下水9.1.3 9.1.3 湖积物中的地下水湖积物中的地下水9.1.4 9.1.4 黄土中的地下水黄土中的地下水9.1.5 9.1.5 孔隙含水系统实例分析孔隙含水系统实例分析 赋存于松散岩类孔隙中的水称为孔隙水。赋存于松散岩类孔隙中的水称为孔隙水。孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物的颗孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物的颗粒之间，是沉积物的组成部分。粒之间，是沉积物的组成部分。不同成因类型的松散沉积物，受不同水动不同成因类型的松散沉积物，受不同水动力条件的控制，显示出不同的水文地质特征。力条件的控制，显示出不同的水文地质特征。从回溯挽近时期地质发展史，恢复沉积时从回溯挽近时期地质发展史，恢复沉积时的水动力条件，是掌握松散沉积物沉积规律并的水动力条件，是掌握松散沉积物沉积规律并借以认识孔隙水形成与分布规律的关键所在。借以认识孔隙水形成与分布规律的关键所在。9.1.1 9.1.1 洪积物中的地下水洪积物中的地下水 1 1、洪积物的沉积特征：、洪积物的沉积特征：洪积物多分布于洪积物多分布于山前平原和山间盆地，是山前平原和山间盆地，是暂时性水流暂时性水流（洪流）（洪流）流出山口形成的，地貌特征为洪积扇。洪积流出山口形成的，地貌特征为洪积扇。洪积物的颗粒由山前向平原逐渐变细。物的颗粒由山前向平原逐渐变细。洪积扇洪积扇昌昌马马洪洪积扇积扇玉门市坐落在一个如银杏叶般的洪洪积扇东北边缘。玉门油田粒度统计分析方法在青藏高原隆升研究中的运用及效果粒度统计分析方法在青藏高原隆升研究中的运用及效果 _以昌马洪积扇为例以昌马洪积扇为例太行山（北段）冲积扇造就的城市带祁连山冲积扇造就的城市带新疆哈密新疆哈密洪洪水水来来势势汹汹汹汹，冲冲出出山山口口后后，由由于于坡坡度度骤骤降降，水水流流变变得得缓缓而而分分散散，丝丝丝丝细细流流漫漫无无目目的的地地流流淌淌开开来来，仿仿佛佛一一束束被被解解开开的的辫辫子子。每每一一次次洪洪水水所所携携带带的的物物质质堆堆积积沉沉淀淀下下来来，逐逐渐渐形形成成了了厚厚厚厚的洪积扇。的洪积扇。典型地区洪积扇沉积物的分带性洪积扇岩相分带洪积扇岩相分带(沉积特征沉积特征)：扇顶相、扇形相、滞水相扇顶相、扇形相、滞水相 扇扇顶顶相相 以以巨巨砾砾、砾砾石石等等粗粗粒粒沉沉积积物物为为主主，夹夹有有细细粒粒沉沉积积透透镜镜体体，巨巨砾砾间间为为后后续续水流细粒充填，发育急流交错层理水流细粒充填，发育急流交错层理。扇扇形形相相 为为沉沉积积砂砂砾砾卵卵石石、漂漂砾砾组组成成。粗粗粒粒沉沉积积物物成成条条状状由由扇扇顶顶伸伸入入，剖剖面面上上呈呈各各种种透透镜镜状状(又又称称填填谷谷粗粗粒粒沉沉积积物物)，常常与与细细粒粒沉沉积积物物交交互互，呈呈现现不不连连续续层层状状，称称“多多元元结结构构”。滞滞水水相相 又又称称边边缘缘相相，进进入入平平原原或或盆盆地地，主主要要由由亚亚砂砂土土、亚亚粘粘土土组组成成，具具有有由由粉粉砂砂与与亚亚粘粘土组成的土组成的“纹泥状纹泥状”薄层理。薄层理。以以上上各各岩岩性性带带在在平平面面和和剖剖面面上上都都呈呈过过渡渡关关系系。洪洪积积物物岩岩相相离离山山口口的的距距离离取取决决于于气气候候和和新新构构造造运运动动对对洪洪流流作作用用的的影影响响，有有时时离离山山口口近近，有有时时远远离离山山口口伸伸入入平平原原(或或盆盆地地)较较远远。洪洪积积物物厚厚度度最最大大处处在在中中部部；在在山山前前有有活活动动断断裂裂时时近近断断裂裂带最厚。带最厚。洪积扇岩相分带结构示意图洪积扇岩相分带结构示意图2、洪积物的水文地质特征：、洪积物的水文地质特征：带带-盐分溶滤带（径流带）：盐分溶滤带（径流带）：沉积物透水性好，利于吸收降水和地表水的沉积物透水性好，利于吸收降水和地表水的补给。潜水埋藏深，水力坡度大，径流途径短而补给。潜水埋藏深，水力坡度大，径流途径短而强烈；蒸发微弱，以径流排泄为主；溶滤强烈，强烈；蒸发微弱，以径流排泄为主；溶滤强烈，常形成低矿化水；地下水位动态变化大。常形成低矿化水；地下水位动态变化大。带带-盐分过路带（溢出带）：盐分过路带（溢出带）：沉积物透水性变差，径流受阻，潜水位沉积物透水性变差，径流受阻，潜水位接近地表形成泉或沼泽；径流途径加长；蒸接近地表形成泉或沼泽；径流途径加长；蒸发加强，水的矿化度增高；地下水位动态变发加强，水的矿化度增高；地下水位动态变化小。化小。带带-盐分堆积带（蒸发带）：盐分堆积带（蒸发带）：沉积物透水性较差，出现承压含水层，沉积物透水性较差，出现承压含水层，潜水埋深较潜水埋深较带增大，径流缓慢；以蒸发带增大，径流缓慢；以蒸发排泄为主，水的矿化度较高，易发生盐渍排泄为主，水的矿化度较高，易发生盐渍化。化。带带潜水位埋深由深变浅潜水位埋深由深变浅径流由强变弱径流由强变弱透水性由好变差透水性由好变差补给条件由好变差补给条件由好变差径流排泄转为蒸发排泄径流排泄转为蒸发排泄溶滤作用转为浓缩作用溶滤作用转为浓缩作用水位变幅由大变小水位变幅由大变小矿化度由小变大矿化度由小变大带带带带特征综述：特征综述：半干旱地区洪积扇水文地质示意剖面图半干旱地区洪积扇水文地质示意剖面图山前水位埋深深浅深浅 因新构造运动引起的洪积扇地下水位异常因新构造运动引起的洪积扇地下水位异常 洪积扇水化学分带在不同气候条件下很不洪积扇水化学分带在不同气候条件下很不相同。相同。干旱气候的祁连山山前倾斜平原干旱气候的祁连山山前倾斜平原，年降水量只有，年降水量只有50170mm，降水入渗补给地下水微乎其微，蒸发强烈，降水入渗补给地下水微乎其微，蒸发强烈，显示良好的水化学分带。显示良好的水化学分带。洪积扇顶部洪积扇顶部为矿化度小于为矿化度小于lgL的重碳酸盐水；的重碳酸盐水；中间过渡带中间过渡带为为13gL的重碳酸盐的重碳酸盐硫酸盐水和硫酸盐水和硫酸盐氯化物水；硫酸盐氯化物水；溢出带以下溢出带以下为矿化度大于为矿化度大于l0gL的氯化物水。的氯化物水。湿润气候的川西山前倾斜平原湿润气候的川西山前倾斜平原 年降水量高达年降水量高达1000mm以上，由洪积扇顶以上，由洪积扇顶部直到溢出带以下，均为矿化度小于部直到溢出带以下，均为矿化度小于0.5gL的重碳酸盐水，水化学分带很不明显。的重碳酸盐水，水化学分带很不明显。9.1.2 冲积物中的地下水冲积物中的地下水 1、冲积物的沉积特征、冲积物的沉积特征 冲积物分布于平原、山间盆地和山间谷冲积物分布于平原、山间盆地和山间谷地中，是地中，是经常性水流（河流）经常性水流（河流）所形成的沉积。所形成的沉积。地貌为：地貌为：河床、漫滩、阶地河床、漫滩、阶地。从上游到下游，沉积物由砂砾卵石层从上游到下游，沉积物由砂砾卵石层-细粉砂、砂砾石层细粉砂、砂砾石层-粉砂、亚砂土、亚粘土，粉砂、亚砂土、亚粘土，沉积规模由小到大，粒度由粗变细。沉积规模由小到大，粒度由粗变细。从河床（现代河道与古河道）到两侧漫从河床（现代河道与古河道）到两侧漫滩、阶地以及河间洼地，沉积物砂砾卵石滩、阶地以及河间洼地，沉积物砂砾卵石-粉细砂粉细砂-亚砂土、亚粘土，粒度由粗变细。亚砂土、亚粘土，粒度由粗变细。垂向上粗、细粒沉积物多呈透镜状犬牙交错垂向上粗、细粒沉积物多呈透镜状犬牙交错互相穿插。互相穿插。黄河冲积平原水文地质示意图黄河冲积平原水文地质示意图2、冲积物的水文地质特征、冲积物的水文地质特征上游：上游：为单一的潜水，沉积物透水性强，为单一的潜水，沉积物透水性强，降水补给，径流排泄，含水层分布窄，厚度小，降水补给，径流排泄，含水层分布窄，厚度小，水质好（水质好（HCO3-Ca型水），储量小。型水），储量小。中游：中游：出现承压水，沉积物透水性强，降出现承压水，沉积物透水性强，降水、地表水补给，以径流排泄为主伴有蒸发，水、地表水补给，以径流排泄为主伴有蒸发，含水层厚度大，埋深较浅，水量丰富，多为淡含水层厚度大，埋深较浅，水量丰富，多为淡水。水。下游：下游：宽广的冲积平原，承压水和潜水宽广的冲积平原，承压水和潜水互层，沉积物透水性变差，降水、地表水补给，互层，沉积物透水性变差，降水、地表水补给，以蒸发排泄为主，含水层单层厚度变薄，薄层以蒸发排泄为主，含水层单层厚度变薄，薄层的粉细砂、亚砂土、亚粘土组成含水岩组。潜的粉细砂、亚砂土、亚粘土组成含水岩组。潜水埋藏较浅（水埋藏较浅（2-3m），水质变差。），水质变差。河床（古河道）：河床（古河道）：沉积物透水性强，降水、沉积物透水性强，降水、地表水补给，径流排泄，溶滤作用为主，水地表水补给，径流排泄，溶滤作用为主，水质好。质好。远离河床：远离河床：沉积物透水性减弱，潜水局部沉积物透水性减弱，潜水局部具承压性，降水、地表水补给，蒸发、径流具承压性，降水、地表水补给，蒸发、径流排泄，出现浓缩作用，水质变差。排泄，出现浓缩作用，水质变差。河间洼地：河间洼地：沉积物透水性较差，降水、地表沉积物透水性较差，降水、地表水补给，蒸发排泄，以浓缩作用为主，水质较水补给，蒸发排泄，以浓缩作用为主，水质较差（多为差（多为Cl型水，矿化度型水，矿化度10g/L）。）。.河谷剖面图（李正根P57图4-15，16）河北平原浅层古河道分布略图 武地院地貌P1353、冲积层的富水地段、冲积层的富水地段A 山区河谷：山区河谷：山区河流主支流交汇地段；山区河流主支流交汇地段；河谷开阔地段，呈袋状或葫芦状谷地；河谷开阔地段，呈袋状或葫芦状谷地；河流急转变段和河弯的凸岸。河流急转变段和河弯的凸岸。B 丘陵低山区：丘陵低山区：低阶地和阶地前缘；低阶地和阶地前缘；高阶地中河床砂砾石的沉积带；高阶地中河床砂砾石的沉积带；河漫滩地带。河漫滩地带。C 河流下游平原：河流下游平原：依据利于富水的地质构造条件和岩依据利于富水的地质构造条件和岩性特征予以圈定。性特征予以圈定。冲积平原地下水的分带性的特点9.1.3 湖积物中的地下水湖积物中的地下水1、湖积物的沉积特征：、湖积物的沉积特征：湖积物属于静水沉积（由动水到静水的沉湖积物属于静水沉积（由动水到静水的沉积）。岸边浅水处沉积砂砾石层，向湖心逐积）。岸边浅水处沉积砂砾石层，向湖心逐渐过渡为粘土（化学沉积）。渐过渡为粘土（化学沉积）。颗粒分选良好，层理细密。为环状沉积颗粒分选良好，层理细密。为环状沉积-湖盆。湖盆。青海湖碎屑沉积平面分布图青海湖碎屑沉积平面分布图青海湖青海湖中国最大的内陆咸水湖中国最大的内陆咸水湖青海湖青海湖青海湖青海湖中国最大的内陆咸水湖中国最大的内陆咸水湖高原明珠湖泊高原明珠湖泊-纳木措纳木措 纳木措是中国第二大咸水湖，也是世界上海纳木措是中国第二大咸水湖，也是世界上海拔最高的大湖。湖面海拔米。拔最高的大湖。湖面海拔米。高原明珠湖泊高原明珠湖泊-错高湖错高湖羊卓雍措、纳木措、玛旁雍措并称西藏三大圣湖羊卓雍措、纳木措、玛旁雍措并称西藏三大圣湖高原明珠湖泊高原明珠湖泊-羊卓雍措羊卓雍措 湖湖泊泊碎碎屑屑沉沉积积受受湖湖泊泊规规模模、湖湖浪浪冲冲蚀蚀、波波浪浪作作用用和和湖湖水水位位变变化化影影响响。湖湖泊泊的的动动力力与与沉沉积积环环境分带，导致湖泊沉积物的环带状分布。境分带，导致湖泊沉积物的环带状分布。分为：分为：.湖滨带湖滨带.过渡带过渡带.湖心带湖心带 I湖滨带湖滨带 湖湖滨滨带带是是受受湖湖浪浪冲冲蚀蚀与与波波浪浪作作用用的的动动能能较较高高地地带带，深深度度近近于于浪浪基基面面。此此带带宽宽度度取取决决于于湖湖岸岸水水下下坡坡度度。此此带带以以粗粗粒粒堆堆积积为为主主，在在岩岩岸岸和和河河流流入入湖湖地地段段，主主要要为为砂砂与与砂砂砾砾堆堆积积，有有时时为为砾砾石石层层。砾砾径径一一般般以以25cm为为主主，砾砾性性取取决决于于入入湖湖河河流流砾砾石石与与湖湖岸岸基基岩岩。砾砾石石圆圆度度与与分分选选良良好好，扁扁平平面面呈呈叠叠瓦瓦式式排排列列，倾倾向向湖湖心心方方向向，倾倾角角以以10为为主主，砂砂砾砾层层理理的的倾倾向向、倾倾角角亦亦具具有有与与砾砾石相似产状。石相似产状。过渡带过渡带 位位于于湖湖滨滨带带与与湖湖心心带带之之间间，是是受受湖湖水水位位变变化化影影响响的的主主要要地地带带。洪洪水水季季节节此此带带近近湖湖滨滨带带一一侧侧水水流流紊紊动动强强，细细粒粒大大部部分分被被搬搬向向湖湖心心带带，只只有有较较粗粗的的粉粉细细砂砂或或亚亚砂砂土土沉沉积积下下来来；平平水水期期水水流流紊紊动动弱弱，沉沉积积物物质质较较细细，由由此此而而组组成成粗粗、细细粒粒沉沉积积物物构构成成的的薄薄层层水水平平层层理理，成成为为湖湖积积物物典典型型结结构构、构构造造特特征征。在在强强风风浪浪时时，此此带带亦亦受受波波浪浪扰动，形成具有波痕的砂层。扰动，形成具有波痕的砂层。湖心带湖心带 位位于于湖湖泊泊中中心心，水水体体波波动动微微弱弱，沉沉积积环环境境较较为为安安宁宁。形形成成较较厚厚的的粘粘土土与与淤淤泥泥互互层层，或或具具有有隐隐层层理理的的厚厚层层粘粘土土层层。习习于于静静水水的的少少量量薄壳软体生物和蠕虫栖息于此。薄壳软体生物和蠕虫栖息于此。2、湖积物的水文地质特征、湖积物的水文地质特征 岸边浅水处沉积物透水性好，有径流，水岸边浅水处沉积物透水性好，有径流，水量丰富，水质较好，水动态季节变化明显。向量丰富，水质较好，水动态季节变化明显。向湖心沉积物透水性逐渐变差，富水程度逐渐变湖心沉积物透水性逐渐变差，富水程度逐渐变差，排泄以蒸发作用为主。差，排泄以蒸发作用为主。水化学类型由碳酸型过渡为硫酸型，到湖水化学类型由碳酸型过渡为硫酸型，到湖心为氯化物型。心为氯化物型。湖积物中的孔隙水与外界联系较差，补给湖积物中的孔隙水与外界联系较差，补给困难，水资源一般不丰富。困难，水资源一般不丰富。9.1.4 黄土中的地下水黄土中的地下水1、黄土的沉积特征、黄土的沉积特征 黄土遍布我国西北地区，沉积厚度大，黄土遍布我国西北地区，沉积厚度大，粉土含量粉土含量60%，上部结构疏松，虫孔、根孔，上部结构疏松，虫孔、根孔和垂直节理发育。下部黄土结构较致密，富含和垂直节理发育。下部黄土结构较致密，富含Ca质结核，含数层古土壤。地貌为塬、峁、质结核，含数层古土壤。地貌为塬、峁、梁。梁。2、黄土的水文地质特征、黄土的水文地质特征 塬：塬：地形平坦，切割微弱，利于降水入渗补地形平坦，切割微弱，利于降水入渗补给，水量较丰富，且由塬中心向四周散流，以泉给，水量较丰富，且由塬中心向四周散流，以泉泄于沟底。水位埋深塬中心泄于沟底。水位埋深塬中心20-40m，塬边，塬边60-100m，水的矿化度由塬中心向四周增大。，水的矿化度由塬中心向四周增大。梁、峁：梁、峁：切割强烈，不利于降水入渗补切割强烈，不利于降水入渗补给，水量较小，水位埋深给，水量较小，水位埋深10-30m，水质较差。，水质较差。总之，在黄土高原区，由于岩性、地貌、总之，在黄土高原区，由于岩性、地貌、气候的综和影响，气候的综和影响，水量不丰富，水位埋深大，水量不丰富，水位埋深大，水质较差。水质较差。黄黄 土土 塬塬黄土墚黄土墚黄土高原地下水示意图黄土高原地下水示意图黄土塬潜水等水位线示意图黄土塬潜水等水位线示意图 黄土高原降水量不大。除东南部可达黄土高原降水量不大。除东南部可达500700mm外，中部为外，中部为400500mm，北部小，北部小于于400mm。降水稀少，故黄土中可溶盐含量。降水稀少，故黄土中可溶盐含量高，从而地下水矿化度也较高。相对湿润的南高，从而地下水矿化度也较高。相对湿润的南部，黄土可溶盐少于部，黄土可溶盐少于0.3%，地下水矿化度一，地下水矿化度一般为小于般为小于lgL的重碳酸盐水。干旱的北部，的重碳酸盐水。干旱的北部，黄土含盐量黄土含盐量0.50.8，地下水通常为矿化度，地下水通常为矿化度3l0gL的硫酸盐的硫酸盐氯化物水。氯化物水。同一时期同一水流系统，随着沉积环境同一时期同一水流系统，随着沉积环境递变，可在不同部位形成不同成因类型的沉递变，可在不同部位形成不同成因类型的沉积物，而其中组成含水层的粗粒物质，连续积物，而其中组成含水层的粗粒物质，连续分布，赋存其中的水具有密切联系，构成统分布，赋存其中的水具有密切联系，构成统一的孔隙含水系统。下面以河西走廊为例加一的孔隙含水系统。下面以河西走廊为例加以说明。以说明。9.1.5 孔隙含水系统实例分析孔隙含水系统实例分析绝大部分消耗于蒸发绝大部分消耗于蒸发以泉的形式进入湖泊以泉的形式进入湖泊泉群泉群洪积扇洪积扇河水河水复渗入扇复渗入扇石羊河流域的沉积物是由两个系列沉积组成。石羊河流域的沉积物是由两个系列沉积组成。第一个系列是武威盆地中的沉积第一个系列是武威盆地中的沉积 南部为单层厚度巨大的卵砾石，最厚者可南部为单层厚度巨大的卵砾石，最厚者可达达400m，为洪积物。这一地段，地表不存在常，为洪积物。这一地段，地表不存在常年性河流，只在洪水季节地表出现暂时性水流。年性河流，只在洪水季节地表出现暂时性水流。溢出带的泉群在地表汇流成为石羊河。溢出带的泉群在地表汇流成为石羊河。第二个系列是在盆地的低洼部位也出现湖泊沉积第二个系列是在盆地的低洼部位也出现湖泊沉积 河道切穿红崖山之后，进入民勤盆地。沉积河道切穿红崖山之后，进入民勤盆地。沉积物成因类型的变化仍然和武威盆地一样，先是洪物成因类型的变化仍然和武威盆地一样，先是洪积，再为冲积，最后为湖泊沼泽沉积，只是其规积，再为冲积，最后为湖泊沼泽沉积，只是其规模较小，这是水量较小的结果。模较小，这是水量较小的结果。总之，影响沉积物成因类型不同的直接原因总之，影响沉积物成因类型不同的直接原因是地形和地表水流速及流量的变化。是地形和地表水流速及流量的变化。从上述情况，可以得到如下几点认识：从上述情况，可以得到如下几点认识：(1)含孔隙水的沉积物成因类型的变化是含孔隙水的沉积物成因类型的变化是地形和水流状态改变的结果。其中的水是连续地形和水流状态改变的结果。其中的水是连续的，不同成因类型沉积物的变化也是连续的。的，不同成因类型沉积物的变化也是连续的。(2)在流动过程中，地表和地下水之间不在流动过程中，地表和地下水之间不断相互转化，二者是一个统一的整体，两个盆断相互转化，二者是一个统一的整体，两个盆地，是上下游关系，水的来源只有一个，上游地，是上下游关系，水的来源只有一个，上游盆地的取水量会影响到下游的应用。盆地的取水量会影响到下游的应用。武武威威盆盆地地水水系系图图祁连山祁连山-武威盆地地表武威盆地地表-地下水转化示意图地下水转化示意图请自学教材P147-P160内容(滨海三角洲沉积物、沙漠中的地下水、冰川沉积物、多年冻土区的地下水以及松散沉积物中承压水的某些特点等内容)掌握分析问题的方法：沉积环境 水动力条件 沉积规律 地下水特征 本节的重点是掌握从沉积物的沉积环境（水动力条件）出发，分析沉积物的沉积规律，进一步分析地下水的特征的思路与方法。重要的知识点是掌握洪积物和冲积物中地下水的赋存、运动、水化学和水动态的分带性特点。9.2.1 9.2.1 概述概述9.2.2 9.2.2 裂隙水的类型裂隙水的类型9.2.3 9.2.3 裂隙介质及其渗流裂隙介质及其渗流9.2.4 9.2.4 裂隙介质的研究方法裂隙介质的研究方法9.2.5 9.2.5 断裂带的水文地质意义断裂带的水文地质意义9.2.6 9.2.6 裂隙水的水化学特征裂隙水的水化学特征9.2 9.2 裂隙水（非可溶性基岩中的地下水）裂隙水（非可溶性基岩中的地下水）与孔隙水的区别：与孔隙水的区别：埋藏和分布不均匀；埋藏和分布不均匀；含水层的形态多种多样；含水层的形态多种多样；地质构造因素的控制作用非常明显；地质构造因素的控制作用非常明显；地下水运动状态复杂等。地下水运动状态复杂等。9.2.1 9.2.1 概述概述 坚坚硬硬基基岩岩在在应应力力作作用用下下产产生生各各种种裂裂隙隙：成成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙。裂隙水表现出更强烈的裂隙水表现出更强烈的不均匀性和各向异不均匀性和各向异性性。裂隙岩层只有在一些特殊的条件下才能形裂隙岩层只有在一些特殊的条件下才能形成水量分布比较均匀的层状含水系统。成水量分布比较均匀的层状含水系统。通常由部分裂隙在岩层中某些局部范围内通常由部分裂隙在岩层中某些局部范围内连通构成若干带状或脉状裂隙含水系统。连通构成若干带状或脉状裂隙含水系统。裂隙含水系统裂隙含水系统 岩岩层层中中各各裂裂隙隙含含水水系系统统内内部部具具有有统统的的水水力力联联系系，水水位位受受该该系系统统最最低低出出露露点点控控制制。各各个个系系统统与与系系统统之之间间没没有有或或仅仅有有微微弱弱的的水水力力联联系系，各各有有自自己己的的补补给给范范围围、排排泄泄点点及及动动态态特特征征，其其水水量量的的大大小小取取决决于于自自身身的的规规模模。规规模模大大的的系系统统贮贮容容能能力力大大，补补给给范范围围广广，水水量量丰富，动态比较稳定。丰富，动态比较稳定。赋存于坚硬基岩裂隙中的地下水称赋存于坚硬基岩裂隙中的地下水称裂隙水。裂隙水。1 1、成岩裂隙水、成岩裂隙水1)1)、成岩裂隙的特征：、成岩裂隙的特征：岩石在形成过程中由于冷凝、压实脱水等岩石在形成过程中由于冷凝、压实脱水等原因引起岩石体积的收缩而产生的裂隙叫原因引起岩石体积的收缩而产生的裂隙叫成成岩裂隙岩裂隙。9.2.2 9.2.2 裂隙水的类型裂隙水的类型 侵入岩侵入岩体边缘发育有横裂隙（与流线垂直）体边缘发育有横裂隙（与流线垂直）纵裂隙（与流线平行）、层裂隙（与侵入岩体纵裂隙（与流线平行）、层裂隙（与侵入岩体裂隙发育示意图面平行）；裂隙发育示意图面平行）；陆地喷发的玄武岩浆陆地喷发的玄武岩浆冷凝收缩形成六角形冷凝收缩形成六角形直立网格状裂隙；直立网格状裂隙；熔岩流熔岩流冷凝时，产生孔道和孔洞。冷凝时，产生孔道和孔洞。河北省抚宁县张岩子闪长玢岩中的柱状节理河北省抚宁县张岩子闪长玢岩中的柱状节理2)成岩裂隙水特征：成岩裂隙水特征：陆地喷发的玄武岩和熔岩流裂隙发育地带，陆地喷发的玄武岩和熔岩流裂隙发育地带，水的连通性好，水量丰富，常形成强大的潜水水的连通性好，水量丰富，常形成强大的潜水流，径流较强，水质好。流，径流较强，水质好。侵入岩体边缘的裂隙，多为闭合裂隙，一侵入岩体边缘的裂隙，多为闭合裂隙，一般不含水或微含水。般不含水或微含水。如图示：为如图示：为内蒙某地第三纪内蒙某地第三纪玄武岩，柱状节玄武岩，柱状节理发育，含有丰理发育，含有丰富的裂隙水（单富的裂隙水（单泉流量泉流量0.56.7L/S）水质为）水质为重碳酸钙镁型水。重碳酸钙镁型水。内蒙玄武岩裂隙水示意图内蒙玄武岩裂隙水示意图2、风化裂隙水、风化裂隙水1)、风化裂隙的特征：、风化裂隙的特征：暴露于地表的岩石，在温度、水、空气暴露于地表的岩石，在温度、水、空气和生物等作用下产生的裂隙叫和生物等作用下产生的裂隙叫风化裂隙风化裂隙。特点特点：分布于地表，均匀密集，无明显：分布于地表，均匀密集，无明显的方向性，为连通性好的网格状。的方向性，为连通性好的网格状。2)、风化裂隙水的特征：、风化裂隙水的特征：多为潜水，水量不很大，分布较均匀且多为潜水，水量不很大，分布较均匀且无方向性，具有统一的地下水位，水位埋深浅，无方向性，具有统一的地下水位，水位埋深浅，补给源为大气降水，水动态季节变化明显，水补给源为大气降水，水动态季节变化明显，水质较好，为低矿化的重碳酸型水。质较好，为低矿化的重碳酸型水。风化裂隙的发育受风化裂隙的发育受岩性岩性的控制。的控制。单单一一稳稳定定的的矿矿物物组组成成的的岩岩层层(如如石石英英岩岩)风风化裂隙很难发育。化裂隙很难发育。泥泥质质岩岩石石虽虽易易风风化化，但但裂裂隙隙易易被被土土状状风风化化物充填而不导水。物充填而不导水。由由多多种种矿矿物物组组成成的的粗粗粒粒结结晶晶岩岩(花花岗岗岩岩、片片麻麻岩岩等等)，不不同同矿矿物物热热胀胀冷冷缩缩不不一一，风风化化裂裂隙发育，风化裂隙水主要发育于此类岩石中。隙发育，风化裂隙水主要发育于此类岩石中。风化裂隙的发育受风化裂隙的发育受气候及地形气候及地形的控制。的控制。气气候候：气气候候干干燥燥而而温温差差大大的的地地区区，岩岩石石热热胀胀冷冷缩缩及及水水的的冻冻胀胀等等物物理理风风化化作作用用强强烈烈，有有利利于形成导水的风化裂隙。于形成导水的风化裂隙。地形：地形：水流切割或人为开挖：水流切割或人为开挖：减压减压(卸荷卸荷)裂隙裂隙3、构造裂隙水：、构造裂隙水：1)、构造裂隙的特征：、构造裂隙的特征：岩石在构造应力作用下破裂错位而产生岩石在构造应力作用下破裂错位而产生的劈理、裂隙和断层叫构造裂隙。的劈理、裂隙和断层叫构造裂隙。构造裂隙的空间分布具有构造裂隙的空间分布具有不均匀性和明不均匀性和明显的方向性显的方向性。按裂隙水与地层走向的关系划分：按裂隙水与地层走向的关系划分：纵裂隙纵裂隙走向与层面一致，褶皱核部张开走向与层面一致，褶皱核部张开度大延伸远。褶皱翼部为压剪性度大延伸远。褶皱翼部为压剪性裂裂隙隙斜裂隙斜裂隙横裂隙横裂隙层面裂隙层面裂隙一组发育（裂面粗糙），一组不一组发育（裂面粗糙），一组不发育（裂面平直），张开度小发育（裂面平直），张开度小两端尖灭透镜状，延伸不远张开两端尖灭透镜状，延伸不远张开度大，裂面粗糙度大，裂面粗糙薄层沉积岩，裂隙密集均匀。厚薄层沉积岩，裂隙密集均匀。厚层或块状岩层，裂隙稀疏不均匀层或块状岩层，裂隙稀疏不均匀2)、构造裂隙水的特征、构造裂隙水的特征 构造裂隙水的主要特征：构造裂隙水的主要特征：空间分布不均匀，具有明显的方向性，空间分布不均匀，具有明显的方向性，应力集中部位富水条件好，导水、透水能力应力集中部位富水条件好，导水、透水能力随深度增加而减弱。随深度增加而减弱。裂隙的富水特征：裂隙的富水特征：纵裂隙纵裂隙（尤其是褶皱的核部）富水性强，（尤其是褶皱的核部）富水性强，导水能力最大的方向是裂隙的延伸方向。横裂导水能力最大的方向是裂隙的延伸方向。横裂隙富水性强，延伸不远。在野外斜裂隙发育的隙富水性强，延伸不远。在野外斜裂隙发育的一组富水性较好，不发育的一组几乎不含水。一组富水性较好，不发育的一组几乎不含水。层面裂隙层面裂隙控制了其它裂隙的发育程度，控制了其它裂隙的发育程度，在有层面裂隙存在时，增强了其富水程度。在有层面裂隙存在时，增强了其富水程度。4 不同蓄水构造中的地下水不同蓄水构造中的地下水 块状岩层蓄水构造中的地下水：块状岩层蓄水构造中的地下水：蓄水构造是从水文地质学蓄水构造是从水文地质学观点研究地质构造得出的观点研究地质构造得出的概念，由含水层和隔水层概念，由含水层和隔水层相互结合而形成的能够积相互结合而形成的能够积蓄地下水的地质构造。蓄地下水的地质构造。岩脉蓄水构造中的地下水：岩脉蓄水构造中的地下水：成层岩层蓄水构造中的地下水：成层岩层蓄水构造中的地下水：l=30m，b=20m，d=7m出水量出水量1000m3/d褶皱蓄水构造中的地下水：褶皱蓄水构造中的地下水：高翼补给、低翼排泄，中部单向径流高翼补给、低翼排泄，中部单向径流翼部排泄富水，轴部富水性差翼部排泄富水，轴部富水性差轴部裂隙发育，富水性好轴部裂隙发育，富水性好9.2.3 裂隙介质及其渗流裂隙介质及其渗流 1、裂隙及裂隙网络、裂隙及裂隙网络 一个独立的裂隙可以看作两壁之间的一个窄缝，一个独立的裂隙可以看作两壁之间的一个窄缝，在自身所在平面的两个方向上延伸较长，而在第三在自身所在平面的两个方向上延伸较长，而在第三个方向上延伸很短。个方向上延伸很短。不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通为导不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通为导水裂隙网络形成裂隙含水系统。多数情况下，构造水裂隙网络形成裂隙含水系统。多数情况下，构造裂隙含水系统在空间上成脉状展布，其所赋存的裂裂隙含水系统在空间上成脉状展布，其所赋存的裂隙网络是在岩层中某些应力集中或岩性有利的部位，隙网络是在岩层中某些应力集中或岩性有利的部位，由一条由一条(或若干条或若干条)大的导水通道汇同周围中小裂隙大的导水通道汇同周围中小裂隙形成的具有树状形成的具有树状(或脉状或脉状)结构的网络。结构的网络。裂裂隙隙及及裂裂隙隙网网络络 组成这一网络的裂隙按其规模可划分为三组成这一网络的裂隙按其规模可划分为三个级别：个级别：(1)微小裂隙微小裂隙(有时也包括原生孔隙有时也包括原生孔隙)，用肉，用肉眼不易发现，这些裂隙导水能力很差，但由于眼不易发现，这些裂隙导水能力很差，但由于数量众多，具有一定的贮水意义。数量众多，具有一定的贮水意义。(2)中裂隙中裂隙，野外肉眼观察所能见到的最普，野外肉眼观察所能见到的最普遍的裂隙。遍的裂隙。(3)大裂隙大裂隙(包括断层包括断层)，在岩层中数量很少，在岩层中数量很少，但张开宽度大，延伸远，在裂隙网络传输地下但张开宽度大，延伸远，在裂隙网络传输地下水的功能上起主要控制作用。水的功能上起主要控制作用。2、裂隙水流的基本特征裂隙水流的基本特征 裂隙含水系统通常具有树状或脉状结构，裂隙含水系统通常具有树状或脉状结构，一些大的导水通道作用突出，使裂隙水表现一些大的导水通道作用突出，使裂隙水表现出明显的出明显的不均匀性不均匀性，有时表现出，有时表现出突变性突变性。裂隙水的流场实际上是不连续的，渗流场裂隙水的流场实际上是不连续的，渗流场的势除了裂隙中的若干点外都是虚拟的；的势除了裂隙中的若干点外都是虚拟的；水流被限制在迂回曲折的网络中运动，其水流被限制在迂回曲折的网络中运动，其局部流向与整体流向往往不一致，有时甚至与局部流向与整体流向往往不一致，有时甚至与整体流向正好相反。整体流向正好相反。理解上述两个特征在实际中具有很大意理解上述两个特征在实际中具有很大意义。义。例如，例如，在裂隙岩层中打两个相距很近的在裂隙岩层中打两个相距很近的钻孔用来确定地下水的水力梯度、流向、流钻孔用来确定地下水的水力梯度、流向、流速等是非常不可靠的。速等是非常不可靠的。裂隙裂隙渗流渗流场与场与孔隙孔隙渗流渗流场的场的比较比较9.2.4 9.2.4 裂隙介质的研究方法裂隙介质的研究方法 目前研究裂隙介质渗流的方法可分为三类：目前研究裂隙介质渗流的方法可分为三类：等效多孔介质方法、双重介质方法、非连续介质等效多孔介质方法、双重介质方法、非连续介质方法。方法。1、等效参孔介质方法、等效参孔介质方法 简单地说，等效多孔介质方法就是用连简单地说，等效多孔介质方法就是用连续的多孔介质的理论来研究非连续裂隙介质续的多孔介质的理论来研究非连续裂隙介质中的问题。我们可以虚拟一个等效的多孔介中的问题。我们可以虚拟一个等效的多孔介质场来近似代替复杂的裂隙介质场。质场来近似代替复杂的裂隙介质场。真实的裂隙介质场与虚拟的孔隙介质场真实的裂隙介质场与虚拟的孔隙介质场所控制下的两个地下水流场在整体上明显不同，所控制下的两个地下水流场在整体上明显不同，如如水头分布、地下水流向、流速、孔隙水压力水头分布、地下水流向、流速、孔隙水压力等均存在明显的差别。但仍可用这虚拟的介质等均存在明显的差别。但仍可用这虚拟的介质来近似代替真实的裂隙介质，不要求两个水动来近似代替真实的裂隙介质，不要求两个水动力场完全相似，只要求某些方面相近。例如，力场完全相似，只要求某些方面相近。例如，可通过调整多孔介质的渗透系数可通过调整多孔介质的渗透系数K，使两个系，使两个系统的泉流量相等。统的泉流量相等。这时称这个孔隙介质为裂隙介质的等效多这时称这个孔隙介质为裂隙介质的等效多孔介质。孔介质。等效多孔介质方法具有比较严格的应用等效多孔介质方法具有比较严格的应用条件。等效时含水系统的补、径、排条件不条件。等效时含水系统的补、径、排条件不能改变；等效是两种介质在特定功能上的等能改变；等效是两种介质在特定功能上的等效，其它方面未必等效。效，其它方面未必等效。由于裂隙介质与多孔介质本质上存在差由于裂隙介质与多孔介质本质上存在差别，一些与介质结构细节存在密切关系的地别，一些与介质结构细节存在密切关系的地下水参数，如下水参数，如地下水水头、孔隙水压力、流地下水水头、孔隙水压力、流速速等是难以等效的。等是难以等效的。大范围内导水能力等效大范围内导水能力等效是等效多孔介质是等效多孔介质方法的最常用原则。方法的最常用原则。求解大范围的水量问题求解大范围的水量问题也是等效多孔介也是等效多孔介质方法的主要适用范围。质方法的主要适用范围。2、双重介质方法、双重介质方法 有些介质有些介质(如未充分胶结的中粗粒砂岩、如未充分胶结的中粗粒砂岩、经过溶蚀的灰岩、白云岩等经过溶蚀的灰岩、白云岩等)存在两种导水能力存在两种导水能力相差悬殊的空隙空间。相差悬殊的空隙空间。其中的大空隙如裂隙、溶蚀裂隙、溶蚀孔其中的大空隙如裂隙、溶蚀裂隙、溶蚀孔隙等，导水能力比较强；小空隙如原生孔隙、隙等，导水能力比较强；小空隙如原生孔隙、微小裂隙、溶蚀小孔等，导水能力很低，但为微小裂隙、溶蚀小孔等，导水能力很低，但为数众多，贮存能力不可忽略。数众多，贮存能力不可忽略。可以分别用两种等效的多孔介质去近似可以分别用两种等效的多孔介质去近似代替大小两种空隙，这种方法称为代替大小两种空隙，这种方法称为双重介质双重介质方法方法。双重介质方法仍属于连续介质方法的范双重介质方法仍属于连续介质方法的范畴，它的基本原理是等效多孔介质方法，区畴，它的基本原理是等效多孔介质方法，区别仅在于对大小空隙进行了分别的描述。别仅在于对大小空隙进行了分别的描述。3、非连续介质方法、非连续介质方法 等效多孔介质方法和双重介质方法都是宏等效多孔介质方法和双重介质方法都是宏观地、粗略地处理裂隙介质的方法，没有详细观地、粗略地处理裂隙介质的方法，没有详细刻画裂隙介质的内部结构。而有些水文地质参刻画裂隙介质的内部结构。而有些水文地质参数如地下水水头、孔隙水压力、流速等与介质数如地下水水头、孔隙水压力、流速等与介质的结构细节存在密切关系。为了准确地计算这的结构细节存在密切关系。为了准确地计算这些参数，需要详细地刻画裂隙通道及其构成的些参数，需要详细地刻画裂隙通道及其构成的网络，只有非连续介质方法才能够满足这一要网络，只有非连续介质方法才能够满足这一要求。求。非连续介质方法可以准确计算出裂隙网络非连续介质方法可以准确计算出裂隙网络内内任意一点的水头、孔隙水压力、渗透速度、任意一点的水头、孔隙水压力、渗透速度、流量流量等，是研究裂隙渗流的一种比较理想的方等，是研究裂隙渗流的一种比较理想的方法。法。但其缺点是对实际资料的要求很高，计算但其缺点是对实际资料的要求很高，计算复杂，要求计算机模拟。目前常用于针对裂隙复杂，要求计算机模拟。目前常用于针对裂隙渗流本质的理论研究，实际工作中主要用于需渗流本质的理论研究，实际工作中主要用于需要确定孔隙水压力与流速的情况。适用于研究要确定孔隙水压力与流速的情况。适用于研究区域比较小、工作程度比较高的水文地质工程区域比较小、工作程度比较高的水文地质工程地质问题地质问题(如岩体高边坡稳定性、地下硐室围岩如岩体高边坡稳定性、地下硐室围岩稳定性等稳定性等)。在实际工作中使用哪种方法视具体研究内在实际工作中使用哪种方法视具体研究内容而定：容而定：大范围的流量问题可采用等效多孔介质方大范围的流量问题可采用等效多孔介质方法。若介质中存在两种导水能力相差悬殊的空法。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。隙，可采用双重介质方法。小范围的以求解孔隙水压力、流速为主的小范围的以求解孔隙水压力、流速为主的问题可采用非连续介质方法。问题可采用非连续介质方法。断断裂裂带带是是应应力力集集中中释释放放造造成成的的破破裂裂形形变变，大大的的断断层层延延伸伸数数十十至至数数百百公公里里百百米米，穿穿切切若若干干岩岩层，构成具有特殊意义的水文地质体。层，构成具有特殊意义的水文地质体。断层两盘的岩性及断层力学性质，控制着断层两盘的岩性