瞬变电磁法探测煤层顶板岩层赋水性的应用--《工程地球物理学报》2017年02期
瞬变电磁法探测煤层顶板岩层赋水性的应用
【摘要】：煤层顶板水害对矿井安全造成了严重威胁,伊旗新庙乡石场湾煤矿4-2煤层在4201工作面轨道巷掘进期间,出现了180m~3/h的顶板出水,累计出水量达45 000m~3,给矿井生产带来了重大的影响。经采掘揭露,发现水文地质条件比预期要复杂得多,矿井松散岩类孔隙潜水和碎屑岩类孔隙、裂隙潜水—承压水富水性不清,需要进行水文地质补充勘探,以满足矿井防治水工作的要求。后通过地面瞬变电磁法探查了工作面顶板上方富水异常区的分布范围及相对强弱,为矿井防治水工作提供了重要的参考资料,根据物探成果4201工作面已放弃,调整接续4203工作面。
【作者单位】：
【关键词】：
【分类号】：P631.325;TD745【正文快照】：
石场湾煤矿自1992年建井投产,主要开采侏罗系中下统延安组3-2、4-2煤层,4-2煤层北翼总回风巷和4201轨道巷已掘巷道段,在裂隙面或锚杆眼有多处滴淋水,总出水量约12m3/h;4201轨道巷顶板发生突水时,出水量达180 m3/h,累计出水量达45 000m3,给矿井生产带来重大影响。通过
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瞬变电磁法在矿井巷道掘进前方富水性探测中的应用
第 ２ 卷第 ２ ０ 期　 ２ １年６ ０ Ｏ 月　
安徽地 质 　 Ｇｅ ｌ ｇ 　 Ａ ｎ ｕ　 ｏ ｏ ｙｏｆ ｈ ｉ
、 ．０ Ｎｏ ２ ｂ１ 　 ２ ．　 Ｊ ｎ 　 ０１ 　 ｕｅ２ ０
文章 编号 ：ｏ ５ １ ７２ ｌ ）ｌ ｌ ６ 　 １ ｏ －６ ５ （Ｏ ０Ｏ －Ｏ ２ ―３
瞬变 电磁 法在矿　 巷道掘进前方　 富水性探测 中的应用　 潘友 忠　
（ 徽省勘查技术 院， 徽 合肥 ２０３ ） 安 安 ３ ０　 　 １
摘 要 ：介绍 了矿 井瞬变 电磁超 前探 测技 术的原理 与方 法，以淮北某煤矿井下巷道 瞬变电磁探测为例 ，分析 了瞬变　
电磁 法在 预测预报 巷道前方含水体 中的应 用。通过后期 该巷 道揭露资料 ，验证 了该方法的有效性 ，可以为巷道安　 全掘进提供可靠地质条件预 测参数 。 　 关键词 ：矿井瞬变电磁 法；超前预报 ；含水异常体 ；巷道　 中 图分 类 号 ：Ｐ ３ ．２　 ６１ ３ ２ 文 献 标 志 码 ：Ａ　
收二 次磁 场 ，该 二 次 磁 场 的变 化 将 反 映 地 质体 的 电　 性 分 布 情 况 。如 按 不 同 的延 迟 时 间 测 量 二 次感 生 电　 动 势 ｖ（） ｔ，就 得 到 了二 次 磁 场 随 时 间 衰 减 的特 性 曲　
线 。如果 没有 良导体存在时，将观测到快速衰减的　 矿井 巷 道 掘 进 过 程 中 ，受 地 质 条 件 制 约 ，经 常　 过 渡 过 程 ；当存 在 良导 体 时 ， 由于 电 源切 断 的一 瞬　 出 现掘 进 前 方 突水 影 响 煤 矿 安 全生 产 ，严 重 时 而导　 间 ，在导 体 内部 将 产 生 涡 流 以维 持 一 次 场 的切 断 ， 　 致 安全 事 故 。因此 必 须 超 前 预 测 预报 掘 进 前 方 富水　 所 观 测 到 的过 渡 过 程 衰 变 速度 将 变 慢 ，从 而发 现导　 性 状 况 ，以便 采 取 有 效 的 防 治措 施 ，防 患 于 未然 ， 　 体 的存 在 。 　 保 证巷道 安全 快速 掘进 。 　 １２现场 观测 方法　 。 矿 井 瞬 变 电磁 法 近 年 来 得 到 快速 发 展 ，具 有 勘　 由 于 井 下 测 量 环 境 所 限 ， 我 们 采 用 边 长 小 于　 探 深 度 大 、抗 干 扰 能力 强 、分 辨 能力 高 、对 富 水 体　 ３ ｍ的 多 匝 小 线 框 ， 因此 数 据 采 集 劳 动 强 度 小 、工　 反 应 敏感 以及 现 场施 工 高 效 、快捷 等 优 点 ，被 广 泛　 作 效 率 高 、成本 低 ；另 外 井 下 测 量 装 置距 离 异 常体 　 应用 于矿 井 水 文地 质 勘 察 等 领域 。本 文 针 对 探 测 掘　 更 近 ，大 大提 高测 量 信 号 的 信 噪 比 。实 际 测 量 结果　
进 迎头 前 方 富 水性 探 测 ，利 用 瞬变 电磁 法 ，通 过合　 说 明 ，井 下 测 量 信 号 的 强 度 比地 面 同样 有 效 面 积 的　 理 布置 观 测 系统 ，获 得 掘 进迎 头 前 方 电阻 率分 布 特　 相 同装置测量的信号强 １～ ０ 倍。井下 的干扰信号　 Ｏ １０ 征 ，进一 步评 价其 富水性 。 　 相 对 有 用 信 号 近 似 等 于 零 （ 于 ３ ｍｓ 间段 ）， 大 ０ 时 　 而 地 面 测 量 信 号 在 衰 减 到 一 定 时 间 段 （水文地质学
作者：匿名
水文地质学: 水文地质学是研究地下水的科学，它研究与岩石圈、水圈、大气圈以及人类活动相互作用地下水水量和水质的时空变化规律。水循环：自大气圈到地幔的地球各个圈层中的水构成的系统中水相互联系、相互转化的过程叫做自然界的水循环。（地质循环和水文循环） 水文循环：大循环；小循环； 循环环节：蒸发-运移-降水-径流 水循环的作用：1促进天然水的更新2促进海洋和大气水的交换，也促进大陆内部不同流域内德水交换3促进各个圈层的水交换。降水：空气中水汽含量达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态降落到地面，形成降水。 蒸发：常温下水由液态变为气态进入大气的过程叫做蒸发。水面的蒸发速度取决于气温、气压、湿度、风速等。 径流：降落到地表的降水在重力作用下沿地表和地下流动的水流。流量(Q)：系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。流量Q等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速V的乘积，即：Q= VoF
径流总量: W (Runoff Volume)：指一定的时段内T(=t2 - t1)通过河流某一断面的总水量，(单位：m3)。可由下式求得：W=QoT径流模数(M)：系指单位流域面积F（km2）上平均产生的流量，以L/sokm2为单位，计算式为： M=Q/Fo103 (1L=10—3m3)径流深度：径流深度(Y)：系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：Y=W/Fo10|3径流系数(ɑ)：为同一时段内流域面积上的径流深度Y (mm)与降水量X(mm)的比值：ɑ=Y/X， 以小数或百分数表示。 蒸发系数（β）：为同一时段内流域面积上的蒸发量Z (mm)与降水量X(mm)的比值：β=Z/X， 以小数或百分数表示。 第二章 岩石中的空隙与水分
岩石的空隙是地下水储存和运移的先决条件，空隙的多少、大小、形状、联通状况和分布规律，决定着地下水的埋藏、分布和运动。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，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。1、孔隙：在松散堆积物中或胶结不好的沉积岩中以及部分喷出岩中，组成岩石的颗粒或颗粒集合体之间能存在的多孔状的空隙。2、孔隙性：岩土孔隙的大小、分布规律、数量、形状、性质、联通情况等的总称。3、孔隙度：岩石孔隙体积与岩石总体积之比。n=Vn/V4、影响孔隙度大小的因素： 1）分选程度2）颗粒排列状况：排列方式相同但颗粒直径不同的等粒岩石，其孔隙度完全相同。 3）颗粒形状 4）胶结充填情况固结的坚硬岩石，包括：沉积岩、岩浆岩、变质岩，一般不存在或只是保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。按照成因分类：成岩裂隙
风化裂隙裂隙率：裂隙体积与岩石总体积之比。Kr=Vr/V野外研究裂隙时，还应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况。
在花岗岩闪长岩岩体边坡上，分布大量陡于80倾角的构造裂隙。1、溶穴：起因于水的溶蚀，在可溶岩（白云岩、岩盐、石膏、石灰岩等）中1形成的空洞（溶隙）。 2、岩溶率：Kk=Vk/V特点：岩溶率的变化范围很大，且在相邻很近地点处岩溶率完全不同，同一地点的不同深度处岩溶率也有很大变化。
2、分布特点：孔隙主要分布于松散堆积物中，分布广泛，联通均匀 裂隙分布于坚硬岩石中，分布不均 溶穴分布可溶性岩石中，分布不均 3、孔隙度，运用范围广；裂隙率、岩溶率受到地区限制，运用不广，代表性不强。三者定义也各不相同。 4、裂隙率和岩溶率可以直接评价赋水性，孔隙度加孔隙大小才可评价。 5、孔隙度及其影响因素。按岩层的空隙类型分为三种类型地下水：①孔隙水；②裂隙水；③岩溶水。
岩石空隙中水的存在形式有： ①结合水； ②重力水； ③毛细水； ④固态水和气态水。岩石骨架中的水（矿物结合水）
一、结合水1、强结合水（吸着水）： 2、弱结合水（薄膜水）：结合水区别于普通液态水的最大特征是：具有抗剪强度，即必须施加一定的力方能使其发生变形，施加的外力越大，发生流动的水层厚度也越大。
二、重力水1、定义：受重力作用在孔隙中自由运动的水2、重力水是水文地质研究的主要对象 三、毛细水 1、支持毛细水 2、悬挂毛细水3、悬留孔角毛细水（触点毛细水）：
四、气态水、固态水以及矿物中的水：气态水在一定温度、压力条件下，于液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。五、1、重力水是水文地质研究的主要对象，毛细水是消耗地下水水量的，结合水影响地下水的运动。2、在大孔隙中以重力水为主，细小孔隙中以结合水为主，裂隙、溶穴中几乎全部为重力水。3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。
一、容水性1、容水性：岩石的孔隙具有容纳地下水的性质。2、容水度：岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积之比。Sc=Vw/V。一般说来，容水度在数值上于孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。 3、含水量：某一时刻岩石孔隙中的实际水量与岩石的比值。该指标说明松散岩石实际保留水份的状况。 1）重量含水量：Wg=Gw/Gs 2）体积含水量：Wv=Vv/V3）当水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重量）为rα时，重量含水量与体积含水量的关系为：Wv=Wg*rα 二、给水性1、给水性：含水岩石在重力作用下能释放出水的性质。2、给水度：在重力作用下岩石所能释放出水体积与岩石总体积的比值。μ＝Vw/V。野外识别：地下水水位下降一个单位深度，从地下水水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释出水的体积，称为给水度。 3、注意：野外地层的给水度为一变值，室内试验中给水度为定值。 4 、给水度的影响因素：1 ）岩性：主要是孔隙的大小与多少；
2 ）初始地下水埋藏深度
3 ）地下水下降速率
4 ）地下水下降幅度5、给水度在理想数值上等于容水度减去持水度 三、持水性1 、持水性：饱水岩石在重力作用下失水，依赖静电引力和毛细力依然能保持水的性质。2 、持水度：地下水水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持水度。Sr3、 给水度、持水度与孔隙度的关系：
μ＋Sr=n 四、透水性1、透水性：岩石允许水透过的能力叫做透水性。2、定量指标：渗透系数 3、影响透水性的因素：1）空隙的大小和联通情况，特别是最小空隙直径的影响，平均孔隙直径。 2）孔隙度：粘土和砂砾石孔隙度的区别。颗粒的分选性，决定孔隙的变化和曲折性。五1一般情况下，孔隙越小，持水度越大，给水度越小。2一般不能用容水性来评价水资源，因为容水性同时包括有重力水、结合水和毛细水。真正能利用的只有重力水。 第三章
地下水的赋存§一、包气带：地表到地下水面的这部分。饱水带：地下水面以下。 1形态:不同部位，不同时间运动方向速度都在变化，受到气象因素影响严重。 2、分带： 1）土壤水带2）中间带3）毛细水带 3、研究意义：1）降水要经过包气带下渗，地下水蒸发排泄也必然经过包气带。2）包气带水盐的形成及其运动规律对饱水带水的形成有重要意义。 4、包气带中水的几种形式：结合水、毛细水、气态水、过路重力水 四、饱水带的特征1、饱水带中岩石的空隙完全被液态水充满。2、饱水带中水是连续分布的，可以传递静水压力，在水头差的作用下可以发生连续运动。这也是打井一定要打到饱2水带的重要原因。饱水带中的重力水是开发利用或排除的主要对象。1 、按照渗透性可以分为透水层和不透水层。2 、含水层：能够透过并给出相当数量水的饱水岩层。3 、隔水层：不能透过与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。不透水层通常称为隔水层。4、弱透水层：在越流场很有意义。
二、含水层的构成条件1、岩土体必须具备饱含重力水的空隙——足够空间2、具有有利于地下水聚集和储存的地质构造。1）含水层下要有隔水层，使得水不能向下渗漏；2）在地下水流动方向上要有阻水构造，使得水不能排空。 3、要有充足的补给来源。 三、含水层和隔水层的相对性 1、隔水层的相对性 1）没有绝对隔水的岩层； 2）粘土层也可以含水；3）石英岩在多数地区是富水的，但是在华北震旦系的石英岩又是隔水的。 4）不同岩性组合时，隔水层是相对的。如细砂层。2、含水层划分的相对性1）释出多少水就是含水层并无定量绝对指标。要根据供水意义和研究目的来区别。2）
地表的亚粘土覆盖在砂砾石层上，两种情况。四、野外如何判断含水层1、仔细研究岩性，不同岩性的储水空间也不同。2、研究岩层的组合关系。 3、地质构造条件的分析。 4、地貌条件分析 。1、孔隙含水层称为含水层比较符合实际。2、裂隙称为含水带，因不同部位裂隙的成因不同，裂隙发育情况不同。 3、岩溶称为含水系统较为合适。因其不均匀性比裂隙带更严重。 一、地下水定义1、广义地下水:指赋存于地面以下岩土体空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩土体空隙中的水均属之。 2、狭义地下水:仅指赋存于饱水带岩土体空隙中的水。
二、按照含水介质分类：
1 、孔隙水
2 、裂隙水
3、岩溶水三、按照埋藏条件分类。 1、潜水2、承压水：3、上层滞水 一上层滞水狭义：包气带中局部隔水层（弱透水层）上面积聚的具有自由水面的重力水。2、广义：同包气带水，包括有毛细水，结合水和过路重力水。 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
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
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。
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。一、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。D4、潜水含水层的厚度：从潜水面到隔水底板的距离。M5、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。 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、
1、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 。2、排泄：流入其它含水层，径流排泄（泉、泄流），蒸发排泄。3、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。 4、水质：主要取决于气候、地形及岩性条件，容易受到污染三、 1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3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 一1、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。H14、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。 二、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。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
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。
第四章 地下水运动规律1、岩石中水的存在形式： 1结合水2液态水（重力，毛细）3固态、气态 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。 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。 二、线性渗透定律—达西定律
Q=KFI=KFh/L
V=KI三、公式中各项的物理意义： 1、渗透流速V(与实际流速u)：u>V2、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、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。一、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。 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。
各向同性：同一地点不同方向上渗透系数均相等，即渗透系数不随渗流方向改变。各向异性：同一地点上不同方向上渗透系数不相等，即渗透系数随方向变化（黄土）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。4（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。 一、地下水是一种良好的溶剂，是十分复杂的溶液。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，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。 地下水是一种复杂的溶液。二地下水的物理性质包括：水温颜色透明度、味道、气味比重、放射性、导电性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。 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提高，成为热水甚至蒸汽。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。H2S → 绿色 → 臭鸡蛋味
→ 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 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℃、Pa（一个大气压）下，每升蒸馏水可溶解氧10.06mg（7.04cm3/l）。（2）矿化度大的水、氧含量少。对于矿化度大的水，其它离子成分含量很高，氧作为一种氧化剂，易于氧化其它成分而消耗，海水的溶液氧仅为淡水的80％。（3）地下水埋藏越浅，越容易获得大气中的氧，氧含量较大，否则则相反。 （4）温度越高，溶解氧越少。 厌氧细菌③反映的环境：地下水中氧的多少，表明了地下水所处的氧化还原的环境。O2较N2活泼的多，当处在封闭环境中或水源被有机物污染时，由于氧化作用，溶液氧很快被消耗，当得不到补充时，氧缺少；厌氧细菌繁殖并活跃起来，有机物质发生腐败作用，使水源产生臭气。在封闭环境中，去硝化作用可将NO３-、NO２－分解并析出自由N2，其反应式为：2HNO3→2HNO2→2HNO→N2 2.H2S水中的H2S气体具有臭鸡蛋味。 ①来源：主要来自硫酸盐的还原，另外可来自火山喷发气体的析出。 还原时：SO4２-+２Ｃ+2Ｈ２Ｏ→Ｈ２Ｓ+２ＨＣＯ３-②环境H2S的生成说明是在缺氧环境下，因为O2较S活泼，大量氧存在，硫将失去电子而被氧化，而在无氧时，硫才成为氧化剂，得到电子被还原。另外，必须在脱硫细菌的作用下，并且有有机质的存在。H2S一般出现在封闭的地质构造中，H2S的大量出现，说明地下水循环不畅，补给量受到限制，一般地下水（浅层）基本不含H2S。H2S含量大于2mg/l的地下水为H2S矿水，洗浴可治疗皮肤病，在深层水中，特别是在油田水中，H2S含量可以很高，保加利亚一油田地下水中H2S含量高达10g/l。 3.CO2①来源：a.浅部有机物的氧化、分解； b.深部高温条件下CaCo3的分解；
（400℃ ）CaCo3←－→
CaO+CO2↑ c.大气②含量： 一般地下水CO2含量小于40mg/l，最大时也不超过150mg/l CO2含量随温度增高而降低③作用 水中CO2含量增多，产生侵蚀性CO2，加剧对砼、钢材的侵蚀。 地下水中以离子形态存在的成分很多。天然水中普遍存在，且含量较大的通常有七种。1氯离子不容易被土粒表面吸收。52氯离子不能被生物所积累，一般不被植物或细菌吸收，即使吸收，不被积累，排放仍在水中。3它不容易形成难容矿物，即一般氯盐的溶解度比较高。决定了氯离子在水中含量可以很高，又因为它不易被吸附，不易沉淀，可以随水流的流动而蔓延，具有很强的迁移能力，因而决定了它在水中分布广泛。在低矿化度水中含量很低，高矿化度水含量很高。地下水中Cl-常与Na+伴生，如果两者摩尔浓度相近，说明是溶解NaCl而来， 如果Cl-＜Na+，说明Na+有其它来源， 一般高矿化度水中［Cl-］＞［Na+］ 这是因为MgCl2、 CaCl2溶解度更高。 2.SO42
①来源：A.硫酸盐矿物的溶解； B.含硫金属矿物的氧化；C．火山喷发及人类的大气污染，SO2氧化成SO42- ；D．生活和工业废水，及H2S的氧化。 ②含量：变化在数mg/l到数十 g/l因为SO常与Ca2+伴生，CaSO4溶解度相对较小。③ SO42-最高含量较Cｌ-低的原因 a.硫酸盐类溶解度较氯化物低； b.硫是蛋白质和很多其他有机物的组成部分，植物可以消化SO42- 形成的硫，会被生物捕获；c.一般不被吸附，但天然水中Ca的存在抑制了SO42-的增大。d.环境不同， SO42- ～H2S可以转化。 3.HCO-①来源:A.碳酸盐溶解；B.CO2溶解。②含量：一般数毫克/l～数百毫克/l。 低矿化水中常以HCO3-及Ca２＋、Mg２＋为主；高矿化水则以Cl-及Na＋为主；中等矿化的地下水中，阴离子常以SO42-为主，主要阳离子则可以是Na＋，也可以是Ca２＋。②三种主要阴离子绝对最高含量的变化：HCO3-几十毫克，SO42-几百毫克，Cl- 几十毫克到一百克。 4.Na+ 5K+6.Ca2+低矿化度水主要阳离子。 7.Mg2+在地壳中含量不高，容易被岩土吸附和植物摄取，故很少有以Mg2+为主的地下水。1酸碱度（1 ）酸性水对金属和混凝土有腐蚀作用；（2 ）指导水化学找矿。2.硬 度 水中硬度是指除碱金属（K、Na）外，其它金属阳离子的含量。 地下水按硬度分类（国标三类）： 1）软水：总硬度（CaCo3）＜150ｍｇ／ｌ2）硬水：总硬度（CaCo3）150-450ｍｇ／ｌ3）极硬水：总硬度（CaCo3）＞450ｍｇ／ｌ 以前五类：1）极软：总硬度（CaCo3）＜75ｍｇ／ｌ2）软水：总硬度（CaCo3）75-150ｍｇ／ｌ3）微硬水：总硬度（CaCo3）150-300ｍｇ／ｌ4）硬水：总硬度（CaCo3）300-450ｍｇ／ｌ5）极硬水：总硬度（CaCo3）＞450ｍｇ／ｌ我国饮用水标准规定总硬度应小于450mg/l。3.地下水的总矿化度总矿化度：地下水中所含各种离子、分子、化合物的总量称之为总矿化度，g/l。包括溶解状态，胶体状态，但不包括游离气体成分。 地下水按矿化度分类 淡水
＜1.0 微咸水 1.0～3.0
3.0-10.0 盐水
10-50.0卤水
＞50.04.腐蚀性和侵蚀性
corrosion（1）对混凝土的碳酸侵蚀和硫酸侵蚀； （2）对金属的酸性侵蚀。 溶滤作用1.溶滤作用：在水和岩土相互作用下，岩土中一部分物质转入地下水中的作用。2.影响溶滤作用的因素要进行溶滤作用，必须具备两个方面，一是要有可溶性物质，二是要有溶剂――地下水，这两方面构成溶滤作用的内因。 ①岩石的可溶性 a.溶液度。 b.温度。 ②水的溶解能力 a.溶液的成分b.水中某种成分的饱和程度 C.水的交替程度 3.溶滤作用的环境溶滤作用应该是一个开启性的环境，或说是上部的风化壳环境；铝硅酸盐难溶，溶滤作用必须有气体存在，因而还必须是一个氧化的环境溶滤作用的环境是表生带。4.溶滤作用进行的结果在结晶岩中，易溶成分先溶滤掉了，在溶滤作用进行很充分的地区，一般水中阴离子是HCO3- ，阳离子是Ca2+。
溶滤作用进行的很充分时，最后都形成淡水。对于这一点，溶滤作用顺序是： Cl- → SO４２-
在垂直剖面上，上部开放性好，径流好，溶滤充分，以HCO-3为主 中部较差 以SO４２-为主 深部更差
以Cl-为主 蒸发浓缩作用在干旱地区，地下水蒸发强烈，引起水中成分浓缩，使水中盐分浓度增大，矿化度增高，成分发生变化，这种6作用称为蒸发浓缩作用。
水由HCO-3→SO2-4→Cl-
矿化度由低→高
影响蒸发浓缩作用的因素：
①气候；②地下水位埋深。
蒸发浓缩作用 - 死海中盐的堆积 脱碳酸作用：在温度升高，压力降低的情况下，CO2自水中逸出，水中HCO-3含量则因形成碳酸盐沉淀而减少的作用。上述反应的影响因素：温度、压力。 其结果是：地下水矿化度降低。 脱硫酸作用脱硫酸作用：在还原环境中，当有机质存在时，脱硫酸细菌能使SO还原成H2S的作用。SO2-4+2C+2H2O→H2S+2HCO-3 影响因素：地下水的埋深，构造的开放程度等。结果：H2S生成， SO2-4减少甚至消失，2HCO-3 增加，PH增大。阳离子交替吸附作用
地下水与岩石相互作用，因岩石颗粒表面所带的负电荷吸附阳离子，在一定条件下，颗粒表面吸附的阳离子和水中的阳离子发生了变换，即岩石吸附的阳离子进入水中，水中的阳离子被岩石颗粒吸附而使水中含量减少，即为阳离子交替吸附作用。①离子自身的性质H+
＞Fe3+ ＞ Al3+＞ Ba2+ ＞ Ca2+ ＞ Mg2+ ＞K+＞ Na+10-5 0.64
1.73 0.95除H+外，离子价愈高，被吸附的可能性愈大；离子半径愈大，则被吸附的能力愈大。混合作用混合作用：成分和浓度不同的两种以上地下水汇合在一起，形成浓度与化学成分与原来两者都不相同的地下水的作用。1.舒卡列夫分类按矿化度分4组：A组 ＜1.5
B组 1.5～10
D组 ＞40g/l③地形坡度 ④接受补给区的面积 ⑤植 被二、地表水对地下水的补给一般在10～20m，不得有稳定隔水层，水源成分适于补给五、凝结水补给
凝结水补给：主要取决于空气湿度及温差，一般仅对于干旱地区有意义，气温湿润地区一般不考虑这一补给，因水量第六章
地下水的补给、排泄和径流
1. 具备条件 地表水位高于地下水位。
地下水的补给、径流、排泄这三个环节就是地下水的循环――即自然界循环中的水，处于地下隐伏阶段的循环。 地下水的补给――含水层从外界获得水量的过程。地下水的排泄――含水层失去水量的过程。地下水的径流――获得水量到失去水量所经历的过程。 地下水的补给一、大气降水对地下水的补给 a.大气降水量→地下水位； b.考虑到包气带水来研究入渗； c.把大气降水看成是一个三相相互作用的过程。 ①入渗过程a.渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥，下渗水主要受静电引力作用，受土粒吸附形成结合水，结合水的饱和，即本阶层的结束；b.渗漏阶段：随着土壤含水量增大，分子作用力（静电引力）由毛管力和重力作用取代，逐渐充填岩土孔隙及下渗，直到重力起主导作用。c.渗透阶段：孔隙水分近乎饱和，水主要受重力作用稳定向下流动。
②活塞式入渗水的垂向分布 A.饱和带； B.传输带; C.湿润带。 ③入渗方式
B.捷径式3.影响降水补给的因素
①降雨特征a.年降水量;b.降水强度;c.时程分配。 ②包气带特征a.岩石透水性能;b.厚度适中;c.前期含水量2.主要补给地段 a.大河下游地区；b.干旱地区的山前地带；c.河床下有良好的透水层或构造破碎带；d.水库、水池附近。3.影响地表水向地下水补给的因素 a.地表水与地下水水位差； b.透水河床长度与湿周； c.河床的透水性 d.河流流量e交替补给时，洪水延续时间的长短。 4.河水对地下水补给量的确定
A.测流； B.水文计算。三、含水层间的相互补给
1.通 道a.天窗相对隔水层尖灭处 b.断层 c.钻孔 2.直接补给 a.潜水、承压水互补 b.基岩山区侧向补给 3.越流补给越流补给是通过弱含水层的补给，在水的密度相同时，高水位补给低水位，不一定是高的含水层补给低的含水层。 四人工补给：指有目的的利用工程手段使地表水进入含水层。人类活动对地下水的补给指引水渠道的渗漏，灌溉水的入渗，水库的渗漏，排污，城市上、下水道的漏水等，使地表水补给含水层。
1.人工补给的优点增加了地下水资源，控制了地面沉降。 改善了水质，调节了水温。 2.人工补给的方法地面入渗法，引蓄地表水自然渗入。 地下灌注法，通过钻孔注入含水层。 3.人工补给的必要条件含水层透水性好，入渗法时包气带厚度7有限，不多讲。 地下水的排泄排泄形式：泉、泄流、蒸发、人工、越流。前四种为地下水的排泄，即排出地下。 前四种再加越流、径流等为含水层的排泄，可能还在地下，但由一个含水层到另一个含水层，从含水层的某些部位到另一部位。 一、泉泉―地下水的天然露头。泉的出露和地形、地质等水文地质条件密切相关。泉水出露，首先要有适宜的地形、地质条件；其次含水层水位要高于、最少是要等于泉水出露点的地形标高。在山区、丘陵等地区，褶皱强烈，地形隆起，断裂发育，侵蚀切割较深，故山区泉多，成为山丘地区地下水的主要排泄形式。1.泉的出露条件①含水层被河流沟谷切割；②地下水在水平运动方向上由于某种原因受阻，水位升高，溢出地表③隔水层隆起，含水层变薄；④含水层被断层破坏⑤由于岩脉的侵入，地下水沿接触带出露。 一 2.泉的分类①以泉水排泄的含水层（地下水）性质划分A.上升泉：承压水的天然露头。 B.下降泉：排泄潜水的泉。②以泉的出露原因（成因类型）划分A.侵蚀泉 B.接触泉
C.溢流（出）泉D.按触带泉 E.断层泉③据含水层空隙性质分三类（以地下水的类型划分）孔隙泉 裂隙泉 岩溶泉④根据泉水的特殊化学成分或温度划分 矿泉 温泉⑤综合分类定名（生产单位常用到） 二、泄 流泄流：地下水流出岩土尚未在地表露头而进入地表水中。泄流有集中与分散两种方式，其形成原因与泉的出露原因基本相同。泄流量的确定：同地表水对地下水的补给量确定方法相同。 三、蒸发排泄蒸发排泄：地下水由液态转化成气态，从而使含水层水量消耗的作用过程。 1.方 式 土面蒸发，植物蒸腾。 2.影响蒸发排泄的因素 ①气候 ②地下水埋深 ③包气带岩性 四、人工排泄抽水、放水排泄地下水等。径流排泄→参考径流补给，越流补给→排泄，降水→蒸发，地表水入渗→泄流。 一、地下水的径流条件指径流方向，径流强度，径流量以及影响径流的各种因素。径流方向、径流强度等在空间上是变化的，同一含水层在不同部位是有差异的，这一方面，借助流网容易说明。 二、径流强度与水质地下径流的强度即水交替强度，一般用V＝K·I表示。
I＝（h1－h2）/L ,一个地区地形切割强弱，影响着水力坡度的大小。对于承压水，渗透系数受到裂隙、岩溶发育的影响，如为孔隙水，则受到孔隙大小多少的影响。侵蚀基准面考虑，基准面以上较基准面以下水交替强烈。浅部较深部径流强烈。四、含水系统与径流系统含水系统：是地层或构造上的沉积单元或构造单元，是指具有隔水边界的，赋存及运动规律基本相同的，其内地下水有不同程度的水力联系。径流系统：地下水径流系统是由源到汇的流面所构成的边界内，具有统一的时空演变过程与统一的补给与排泄的地下水单元系统。源：凡能补给系统的物质； 汇：凡能排泄系统的物质。含水系统与径流系统的关系：径流系统的边界是零通量，但它可以随着时间变化。而含水系统的边界也是零通量，但地质上的地层不会在研究问题时，从一个地方移到另一个地方，因而是不变的。 1.山区潜水山区，水交替转化强烈。
补给量＝排泄量＝径流量 2.平原区 ①浅层水补给量＝排泄量≠径流量 这是因为有蒸发的存在。 ②深层水基本上是：补给量＝排泄量≠径流量 第七章
地下水的动态与均衡 一、影响地下水动态的因素
1.天然因素（气候、水文、地质）
2.人为因素 充水 人工补给 排水、供水使地下水位下降。 矿坑排水，使地下水位下降。 二、地下水天然动态类型
渗入—蒸发型 渗入—径流型 渗入—蒸发径流型 1.蒸发型动态
①分布地区主要出现在干旱半干旱地区的平原或盆地，地下水埋深很浅的地方。 ②基本特征a.蒸发排泄大于径流排泄； b.水位变幅小，近于等幅变动； c.雨季水淡化，枯水期矿化度增高； d.发展趋势：向着盐化方向发展。 2.径流型动态
①分布地区一般山区山前，地下水位埋深大于临界8蒸发深度的地区，但又不是很深的地区。 ②基本特征a.以径流排泄为主，蒸发排泄很小； b.水位变幅大，由河谷到分水岭变幅增大；c.水质没有明显的季节变化； d.发展趋势，地下水向淡化方向发展。 3.弱径流型
①分布地区气候温润的平原与盆地，地下水埋深小。 ②基本特征a.年水位变幅小，近于等幅； b.水质变化不明显； c.发展趋势—淡化。 第八章 孔隙水孔隙水：赋存和运移于松散堆积物孔隙中的地下水。不同成因类型的堆积物，其形态各异，规模不同，堆积物的特征在空间分布上规律不同，决定了赋存于其内的地下水也有不同的特征，下面仅讲几种规律较大，分布较多的堆积物中的地下水。 冲洪积物中的地下水冲洪积物：在洪水作用下形成的堆积物。洪水：间歇性的大水。堆积物分布：山区与平原交界的山前，盆地的边缘。地貌特点：河流出山口形成喇叭形地形――洪积扇。1.洪积物的分布规律及水文地质意义 山区，基岩坚硬，不利于河流侧蚀，河谷宽度有限。河流流出山口进入盆地或平原区，地势降低，岩性松软，易于侧蚀。
平原区相对于山区属下沉区，有利于堆积，因而水流出山后，河流变宽，过水断面增大，流速降低。在河流中轴线上，水流受阻力最小，流速最快，能够堆积的颗粒粒度较大；由中轴线向两侧，水流逐渐变浅，受底部介质磨擦及表层空气阻力影响，流速降低，能够推移的物质粒度较细，堆积下来的更细，愈近边缘粒度愈细。
洪积扇岩性特征：顶部，主要是粗大物质、砾石、卵石、漂石（一次性水）夹沙，层理不清（多次洪水及平水）。中部：物质变细，以砂砾卵石为主，夹粘土层呈犬牙交错状。下部：物质更细，主要是细砂、亚砂土，亚粘土、粘土组成，成层性明显，组成多个含水层。 洪积扇水文地质分带：
I.补给径流带位于洪积扇上部，主要是卵石等粗粒物质。①含水层厚度大，颗粒较粗，渗透性能强，给水度好，可得到大气降水和山区地表水的强烈补给，该带地下水丰富，为冲洪积物地下水的补给区。 ②透水性能好，而地势高，地下水埋藏深。③径流条件好，水交替强烈，因而溶滤作用进行充分，故矿化度低，又盐分溶滤带。Ⅱ地下水的溢出带（浅埋带）
位于洪积扇中部。①物质组成变细，地形变缓，径流条件变差，水流受阻，地下水位上升，且以泉形式溢出地表，该带有泉和沼泽分布。该带地下水排出有三种方式： a.泉流型；b.沼泽型；c.隐式型。 ②径流条件差，蒸发作用加强，矿化度升高。称为盐分过渡带。③浅部由于蒸发作用，水质较差，但向深部水质较好，含水层厚度较深埋带小，单井水量较深埋带小。 Ⅲ.垂直交替带 洪积扇的下游。①物质组成以粘土、亚粘土、亚砂土—砂交互成层，出现多层承压含水层，补给区径流带及溢出带的潜水，向上部潜水含水层越流排泄，深层顺含水层向着平原或盆地中的河流排泄。②水位下降。相对于溢出带地下水埋深增大，向河流排泄条件较好，因而水位降低，以这个角度又可称该带为下沉带。③在干旱半干旱地区，浅层水蒸发作用为其主要排泄方式，矿化度显著增高，甚至可以形成高矿化度的卤水，某些地方可产生土壤盐渍化，此带又称盐分堆积带。 洪积扇小结Ⅰ.补给—径流带，深埋带，盐分溶滤带水量大，埋藏深，水质好。 Ⅱ.溢出带，浅埋带，盐分过渡带 浅层水水质水量较I带差，矿化度增大，地下水埋藏浅，以泉的形式出露地表。Ⅲ.垂直交替带，下沉带，盐分堆积带 浅层水矿化度高，深部出现多层承压水。冲积物中的地下水冲积物是由经常性水流作用形成。 其冲积物地貌组成为河漫滩、阶地、冲积平原。主要由砂砾石和亚砂土、亚粘土、粘土组成。一般孔隙发育，数量多、孔隙大，具有很好的储水空间，但由于河流上、中、下游沉积物特征不同，水文地质条件差异较大。山区河流总特点：比降大、流速快，下切为主，多形成“V”形谷，阶地和河漫滩不发育。中上游地区，指河流出山口后，阶地漫滩最为发育，因为河流比降减小，流速减慢，河流以侧蚀为主，形成“U”形谷，由于水流相对较慢，堆积物尽管仍较粗，但较山区明显减小。
1.河漫滩的水文地质特征
河漫滩一般由砂卵石组成，岩层孔隙大，透水性好，与河水有着密切水力联系。2.河流阶地水文地质特征阶地一般具有二元结构，上部亚粘土，亚砂土，下部为砂卵石层，如果地下水位较高，使得其上部细粒相也含9水，仍是一个统一的含水层。 阶地类型不同，级数不同，位置不同，规模不同，富水性也有较大差异。 控制冲洪积扇地下水的主要因素是岩性，其次是地形，影响因素还有气候和新构造运动。 三、河流下游水流1.河流下游水流特点及冲积物特征 河流下游，坡度更缓，水流速度更慢，水已无力搬运大的颗粒，再者经过漫长的旅行，颗粒也被磨小、磨圆，因而搬运物以泥砂为主，因此堆积物粒度均较细。由于坡度很缓，流速很小，已无底蚀和侧蚀能力，以堆积为主。 一、 湖积物特征
颗粒细，成层性强。 但对湖积物要区分：古湖、近代湖：涉及与现地表水的关系； 近山湖、远山湖：涉及堆积物的粒度； 封闭湖、外泄湖：粒度与矿化度。 二、岩性划分滨湖相：一般粗粒，富水性较好； 过渡相：中粒；细粒相：主要是湖心静水堆积，有泥炭，一般不透水。黄土是风成的，其岩性粒度差异不是太大，多粉土及粘性土。黄土的垂直节理发育，但水平方向节理很少，因此黄土的透水性存在各向异性。垂向透水性好，水平则差。 二、黄土的水文地质特征控制黄土地下水的因素主要是地貌，地貌决定了黄土地下水的补给条件，也控制了黄土地下水的赋存。 黄土塬上，相对最为富水。由于埋藏深浅不同，富水性也是有差异的。黄土塬地下水位埋深可以差异很大。 黄土梁峁区一般地下水更为贫乏。 梁峁之间的低洼地方，水量水大。 孔隙水的总特征1）含水层均匀，具有较强的水力联系，有统一水位；2）富水性与地层成因类型关系密切。 3）在其它条件相同时，同种成因类型堆积物愈粗，埋深愈浅，地层富水条件愈好。4）含水层分布一致，具有成层性，故含水层这一概念对孔隙含水层最为适合。5）多潜水、局部有承压性。 裂隙：在成岩过程中或成岩之后，由于各种应力作用而形成的缝隙。 裂隙按其成因可分为成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙、卸荷裂隙等。
一、成岩裂隙
1. 沉积岩成岩裂隙
2.岩浆岩成岩裂隙
1）喷出岩成岩裂隙
2）侵入岩成岩裂隙 二、构造裂隙
1.岩 性脆性岩石
塑性岩石 2.不同构造应力时的构造裂隙 张应力
3.构造裂隙的制约因素
1）岩性组合 2）岩层厚度 3）构造部位 4）与断裂有关的裂隙 张性断层 压性断层 扭性断层 三、风化裂隙1.控制风化裂隙发育的因素
4）地 形2.风化裂隙的分带性
1）强风化裂隙带2）半风化（或过渡）裂隙带
3）微风化裂隙带
裂隙水的一般特征1.同一含水岩体可以形成不同的裂隙含水系统，往往不同系统间不具备统一的水位；2.地下水分布不均匀，不统一； 3.地下水渗流具有各向异性； 4.局部流向差异很大；5.可以是层状（似层状），也可成脉状； 6.潜水和承压水可以并存 一、风化裂隙水
1.风化裂隙水的特征
1）埋藏浅2）含水岩体和隔水底板常常是同一岩石3）风化裂隙水的运动受地形控制
4）补给来源为大气降水
5）风化裂隙一般呈网状6）风化裂隙水具有比较统一、均匀的水位，一般为潜水，被后期沉积物覆盖的古风化壳可储存承压水。 2.风化裂隙水的埋藏形式
①洼地风化裂隙水
②古风化壳裂隙水
二、成岩裂隙水
1.熔岩裂隙水
2.侵入接触带裂隙水
3.岩脉接触带裂隙水
三、构造裂隙水1.单斜岩层中的构造裂隙水
①单斜岩层，向下尖灭。②含水层向深部延伸时，裂隙发育减弱。③岩石倾斜方向上出现了阻水岩体。 单斜承压斜地地下水的排泄： 沟 谷
条件好 导水断层
条件好顶 托
2.向斜构造中的构造裂隙水
对于小型向斜，一般较为富水。 向斜中地下水的几种排泄方式： ①中心式排泄。轴部水量大，水质好。 ②翼部排泄。水量大，水质好。
③盈溢排泄。两侧水质好，水量相对轴部较大，但总体水量均小。
④封闭型。没有明显通道，只是通过顶托向上排泄，水质差。
3.背斜构造的构造裂隙水
①背斜成山10山顶，轴部汇水范围很小，补给有限，水量不大。翼部，汇水范围较大，富水性好于轴部。 ②背斜成谷轴部纵张裂隙发育，汇水条件又优于翼部，因此轴部富水。 ③不对称背斜轴部汇水条件不好，左翼较陡不利于剪切裂隙发育，右翼汇水条件好，剪切裂隙发育富水好。 ④倾伏背斜倾伏端一般地形较低，汇水条件好，且裂隙发育富水。4.断层带的水文地质意义在断层发生过程中，两盘岩块相互挤压，错动，常使主断面陡的岩石发生破碎，形成与主断面大致平行的断裂破碎带。其宽度大小都有。阻水断层：断层两侧没有水力联系。 导水断层：断层两侧有水力联系，水可以从一侧流到另一侧。 决定断层阻水或导水的因素 A.岩性脆性岩石：说明裂隙发育常具导水能力。塑性岩石：裂隙发育不明显。 B.断层力学性质张性断层：受引张作用形成，破裂宽度大，构造带多为断层角砾岩，胶结性差，有利于地下水活动。压性断层：断面较紧密，构造岩多为细粒，如断层泥等，甚至发生一些重结晶作用，导水性不好。 扭性断层：居于二者之间。张性断层在脆性岩石中导水性好，在塑性岩石中则较差。压性断层在脆性岩石中断层自身也阻水，但在其两侧，发生张开性较好的扭性裂隙，可成为导水带；压性断层在塑性岩石中隔水。扭性断层介于二者之间。C.不同部位导水性不同。D.多次活动断层。1.当围岩本身裂隙不发育时：断层破碎带裂隙率明显较高，是储水空间，但水量有限。2.围岩透水时：导水断层是贮水空间，集水廊道，水量较大且稳定。 3.导水断层切穿沟通几个含水层或（及）地表水体时，导水断层是贮水空间，集水廊道，起导水通道作用，这时水量极大，水量保持长期稳定。 第十章
岩溶水喀斯特(又称岩溶)地貌是由喀斯特作用而成的现象总称。岩溶：是水与可溶性岩石相互作用的产物。作用过程包括：溶解、迁移、沉积。 作用形式：溶蚀、冲蚀、侵蚀。 作用结果：形成各种岩溶形态。 地下：暗河、溶洞、溶隙等。 地表：石林、孤峰、坡立谷等。 沟通地表与地下的：漏斗、落水洞、竖井、天窗等。岩溶水：赋存或运移于岩溶化岩层中的地下水。由于岩溶水在运移过程中仍不断进行溶蚀，改造其赋存和运移空间，构成岩溶水独特的性质，因而有必要专门研究它。 岩溶地貌按形态、成因特点可分9种：
溶沟与石芽、溶斗、溶蚀洼地、大型溶蚀盆地、干谷与盲谷、喀斯特石山和溶蚀平原
岩溶发育的基本条件： 1.可溶性岩石； 2.岩石的透水性； 3.有侵蚀能力的水； 4.水的流动性。 一、可溶性岩石卤化物岩（岩盐、钾盐、镁盐），硫酸盐岩（石膏）和碳酸岩（石灰岩、白云岩、大理岩）都可溶。 既是溶解对象，又是导水介质。 1.岩石成分对其溶解的影响 。 纯灰岩比白云岩易溶蚀，硅质、泥质成份影响可溶性。2.岩石结构对溶蚀作用的影响。 中厚层～中薄层，构造裂隙密集、短小而均匀，利于溶蚀成较为均匀的岩溶含水层。巨厚层纯灰岩中构造裂隙稀疏、宽而长，利于形成大型溶洞，岩溶发育不均匀。二、岩石的透水性可溶岩石的透水性主要是由后期的构造裂隙控制的。而透水性好则岩溶更为发育。三、水的侵蚀能力 四、地下水径流强度 五、岩溶发育的影响因素1.气候因素：决定某区域的降水、植被和土壤，控制地下水中CO2的来源。溶蚀率，mm/a。
2.地形因素 ：3.地质因素 （构造）：控制构造裂隙的发育影响透水性，控制水的汇集与主要通路影响地下水的流动。 4.水文因素：岩溶垂直分带
Ⅱ.季节变动带
Ⅳ.深循环带I.包气带（垂直循环带）在地表以下，岩溶潜水最高水位以上，水以垂直入渗为主，应发育垂直岩溶，常形成溶隙、落水洞、溶斗等，其包气带厚度取决于气候和地形。 Ⅱ.季节变动带最高和最低潜水位之间，水流有垂直方向的运动，也有水平方向的运动，高水位时，近于水平运动，低水位时垂直入渗，水平和垂直岩溶都发育。厚度取决于当年潜水位的水位变幅，由数米到数十米。 Ⅲ.饱水带在最低潜水位以下，地下水长期充满岩石空隙，主要以近水平方向运动为主，暗河发育，仅在河床附近为非水平岩溶。常形成规模较大、连通性较好的水平洞穴，在河谷底部常形成低于河床的深岩溶，其发育深度随水力坡度增大而增加。11Ⅳ.深部循环带位于局部性侵蚀基准面以下一定深度，不受局部侵蚀基准面影响，而是排向更深的区域性侵蚀基准面。本带位置较深，水的循环交替迟缓，一般岩溶不发育，因而运动阻力较大，水头损失较多。 一、岩溶含水介质特征
1.岩溶管道
2.构造空隙
3.原生孔隙、缝隙
4.洞穴堆积物中的孔隙岩溶强烈发育地段的岩溶管道系统，随地质构造、地形等条件而呈单管状，树枝状，网状等形式。这种地下水系具有地表水系的特点。 二、岩溶水的运动特征
1.层流、紊流并存； 2.无压流和承压流并存； 3.裂隙渗流、管道径流并存； 4.存在独特径流形式
――虹吸式径流。 5.明流、伏流并存。 6.存在静水奇观（岩溶湖）。 7.水平、垂直运动并存。三、岩溶水的补给、排泄与动态特征 1.岩溶水的补给特征裸露型：可溶岩直接出露地表；覆盖型：可溶岩被松散堆积物掩埋； 埋藏型：可溶岩被其它基岩盖住。 2.岩溶水的排泄特征集中排泄是岩溶水排泄的重要特征，有些以单泉，有些是以泉群，有些以地下暗河形式排泄。
岩溶水的动态特征 四、岩溶水的化学特征1.主要为HCO3—Ca型淡水；有时矿化度比较高，水型也比较复杂。 2.易于污染。1.南方岩溶更发育、更典型；南方岩溶在地表可有、峰林、溶蚀洼地、溶斗、落水洞等，地下发育有较为完整的地下河系。北方地表除可见流水造成的溶沟外，很少有坍塌造成的溶斗、落水洞等，地表呈现常态的山形，而不呈峰林状，地下至今尚未发现形态完整的地下河系。2.南方岩溶高度管道化，北方岩溶则较为均匀，以溶蚀裂隙为主；南方岩溶管道型，北方岩溶裂隙型。12
水文地质学:水文地质学是研究地下水的科学，它研究与岩石圈、水圈、大气圈以及人类活动相互作用地下水水量和水质的时空变化规律。水循环：自大气圈到地幔的地球各个圈层中的水构成的系统中水相互联系、相互转化的过...
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