第9章不同含水介質中的地下水9.1孔隙水9.2裂隙水9.3巖溶水9.4泉本章教學內容：9.1孔隙水9.1.1洪積扇中的地下水9.1.2沖積物中的地下水9.1.3湖積物中的地下水9.1.4黃土中的地下水9.1.5孔隙含水系統實例分析

賦存于松散巖類孔隙中的水稱為孔隙水。

孔隙水廣泛分布于第四系松散沉積物的顆粒之間，是沉積物的組成部分。

不同成因類型的松散沉積物，受不同水動力條件的控制，顯示出不同的水文地質特征。從回溯挽近時期地質發展史，恢復沉積時的水動力條件，是掌握松散沉積物沉積規律并借以認識孔隙水形成與分布規律的關鍵所在。

9.1.1洪積物中的地下水

1、洪積物的沉積特征：洪積物多分布于山前平原和山間盆地，是暫時性水流（洪流）流出山口形成的，地貌特征為洪積扇。洪積物的顆粒由山前向平原逐漸變細。洪積扇昌馬洪積扇玉門市坐落在一個如銀杏葉般的洪積扇東北邊緣。玉門油田粒度統計分析方法在青藏高原隆升研究中的運用及效果

_以昌馬洪積扇為例太行山（北段）沖積扇造就的城市帶祁連山沖積扇造就的城市帶新疆哈密洪水來勢洶洶，沖出山口后，由于坡度驟降，水流變得緩而分散，絲絲細流漫無目的地流淌開來，仿佛一束被解開的辮子。每一次洪水所攜帶的物質堆積沉淀下來，逐漸形成了厚厚的洪積扇。典型地區洪積扇沉積物的分帶性洪積扇巖相分帶(沉積特征)：

扇頂相、扇形相、滯水相

扇頂相

以巨礫、礫石等粗粒沉積物為主，夾有細粒沉積透鏡體，巨礫間為后續水流細粒充填，發育急流交錯層理。

扇形相

為沉積砂礫卵石、漂礫組成。粗粒沉積物成條狀由扇頂伸入，剖面上呈各種透鏡狀(又稱填谷粗粒沉積物)，常與細粒沉積物交互，呈現不連續層狀，稱“多元結構”。

滯水相

又稱邊緣相，進入平原或盆地，主要由亞砂土、亞粘土組成，具有由粉砂與亞粘土組成的“紋泥狀”薄層理。

以上各巖性帶在平面和剖面上都呈過渡關系。洪積物巖相離山口的距離取決于氣候和新構造運動對洪流作用的影響，有時離山口近，有時遠離山口伸入平原(或盆地)較遠。洪積物厚度最大處在中部；在山前有活動斷裂時近斷裂帶最厚。洪積扇巖相分帶結構示意圖2、洪積物的水文地質特征：Ⅰ帶---鹽分溶濾帶（徑流帶）：

沉積物透水性好，利于吸收降水和地表水的補給。潛水埋藏深，水力坡度大，徑流途徑短而強烈；蒸發微弱，以徑流排泄為主；溶濾強烈，常形成低礦化水；地下水位動態變化大。Ⅱ帶---鹽分過路帶（溢出帶）：

沉積物透水性變差，徑流受阻，潛水位接近地表形成泉或沼澤；徑流途徑加長；蒸發加強，水的礦化度增高；地下水位動態變化小。Ⅲ帶---鹽分堆積帶（蒸發帶）：

沉積物透水性較差，出現承壓含水層，潛水埋深較Ⅱ帶增大，徑流緩慢；以蒸發排泄為主，水的礦化度較高，易發生鹽漬化。Ⅰ帶潛水位埋深由深變淺徑流由強變弱透水性由好變差補給條件由好變差徑流排泄轉為蒸發排泄溶濾作用轉為濃縮作用水位變幅由大變小礦化度由小變大Ⅱ帶Ⅲ帶特征綜述：半干旱地區洪積扇水文地質示意剖面圖山前水位埋深深淺

深淺

因新構造運動引起的洪積扇地下水位異常

洪積扇水化學分帶在不同氣候條件下很不相同。

干旱氣候的祁連山山前傾斜平原，年降水量只有50～170mm，降水入滲補給地下水微乎其微，蒸發強烈，顯示良好的水化學分帶。

洪積扇頂部為礦化度小于lg／L的重碳酸鹽水；

中間過渡帶為1～3g／L的重碳酸鹽—硫酸鹽水和硫酸鹽－氯化物水；

溢出帶以下為礦化度大于l0g／L的氯化物水。濕潤氣候的川西山前傾斜平原

年降水量高達1000mm以上，由洪積扇頂部直到溢出帶以下，均為礦化度小于0.5g／L的重碳酸鹽水，水化學分帶很不明顯。9.1.2沖積物中的地下水

1、沖積物的沉積特征

沖積物分布于平原、山間盆地和山間谷地中，是經常性水流（河流）所形成的沉積。地貌為：河床、漫灘、階地。

從上游到下游，沉積物由砂礫卵石層---細粉砂、砂礫石層---粉砂、亞砂土、亞粘土，沉積規模由小到大，粒度由粗變細。

從河床（現代河道與古河道）到兩側漫灘、階地以及河間洼地，沉積物砂礫卵石---粉細砂---亞砂土、亞粘土，粒度由粗變細。垂向上粗、細粒沉積物多呈透鏡狀犬牙交錯互相穿插。黃河沖積平原水文地質示意圖2、沖積物的水文地質特征上游：為單一的潛水，沉積物透水性強，降水補給，徑流排泄，含水層分布窄，厚度小，水質好（HCO3---Ca型水），儲量小。中游：出現承壓水，沉積物透水性強，降水、地表水補給，以徑流排泄為主伴有蒸發，含水層厚度大，埋深較淺，水量豐富，多為淡水。

下游：寬廣的沖積平原，承壓水和潛水互層，沉積物透水性變差，降水、地表水補給，以蒸發排泄為主，含水層單層厚度變薄，薄層的粉細砂、亞砂土、亞粘土組成含水巖組。潛水埋藏較淺（2-3m），水質變差。河床（古河道）：沉積物透水性強，降水、地表水補給，徑流排泄，溶濾作用為主，水質好。遠離河床：沉積物透水性減弱，潛水局部具承壓性，降水、地表水補給，蒸發、徑流排泄，出現濃縮作用，水質變差。河間洼地：沉積物透水性較差，降水、地表水補給，蒸發排泄，以濃縮作用為主，水質較差（多為Cl型水，礦化度＞10g/L）。.

河谷剖面圖（李正根P57圖4--15，16）河北平原淺層古河道分布略圖武地院地貌P1353、沖積層的富水地段A山區河谷：

山區河流主支流交匯地段；河谷開闊地段，呈袋狀或葫蘆狀谷地；河流急轉變段和河彎的凸岸。B丘陵低山區：

低階地和階地前緣；高階地中河床砂礫石的沉積帶；河漫灘地帶。C河流下游平原：

依據利于富水的地質構造條件和巖性特征予以圈定。沖積平原地下水的分帶性的特點9.1.3湖積物中的地下水1、湖積物的沉積特征：

湖積物屬于靜水沉積（由動水到靜水的沉積）。岸邊淺水處沉積砂礫石層，向湖心逐漸過渡為粘土（化學沉積）。顆粒分選良好，層理細密。為環狀沉積---湖盆。青海湖碎屑沉積平面分布圖青海湖——中國最大的內陸咸水湖青海湖青海湖——中國最大的內陸咸水湖高原明珠湖泊---納木措

納木措是中國第二大咸水湖，也是世界上海拔最高的大湖。湖面海拔４７１８米。

高原明珠湖泊---錯高湖羊卓雍措、納木措、瑪旁雍措并稱西藏三大圣湖高原明珠湖泊---羊卓雍措

湖泊碎屑沉積受湖泊規模、湖浪沖蝕、波浪作用和湖水位變化影響。湖泊的動力與沉積環境分帶，導致湖泊沉積物的環帶狀分布。分為：Ⅰ.湖濱帶Ⅱ.過渡帶Ⅲ.湖心帶

I．湖濱帶

湖濱帶是受湖浪沖蝕與波浪作用的動能較高地帶，深度近于浪基面。此帶寬度取決于湖岸水下坡度。此帶以粗粒堆積為主，在巖岸和河流入湖地段，主要為砂與砂礫堆積，有時為礫石層。礫徑一般以2～5cm為主，礫性取決于入湖河流礫石與湖岸基巖。礫石圓度與分選良好，扁平面呈疊瓦式排列，傾向湖心方向，傾角以<10°為主，砂礫層理的傾向、傾角亦具有與礫石相似產狀。Ⅱ．過渡帶

位于湖濱帶與湖心帶之間，是受湖水位變化影響的主要地帶。洪水季節此帶近湖濱帶一側水流紊動強，細粒大部分被搬向湖心帶，只有較粗的粉細砂或亞砂土沉積下來；平水期水流紊動弱，沉積物質較細，由此而組成粗、細粒沉積物構成的薄層水平層理，成為湖積物典型結構、構造特征。在強風浪時，此帶亦受波浪擾動，形成具有波痕的砂層。Ⅲ．湖心帶

位于湖泊中心，水體波動微弱，沉積環境較為安寧。形成較厚的粘土與淤泥互層，或具有隱層理的厚層粘土層。習于靜水的少量薄殼軟體生物和蠕蟲棲息于此。2、湖積物的水文地質特征岸邊淺水處沉積物透水性好，有徑流，水量豐富，水質較好，水動態季節變化明顯。向湖心沉積物透水性逐漸變差，富水程度逐漸變差，排泄以蒸發作用為主。

水化學類型由碳酸型過渡為硫酸型，到湖心為氯化物型。

湖積物中的孔隙水與外界聯系較差，補給困難，水資源一般不豐富。9.1.4黃土中的地下水1、黃土的沉積特征黃土遍布我國西北地區，沉積厚度大，粉土含量＞60%，上部結構疏松，蟲孔、根孔和垂直節理發育。下部黃土結構較致密，富含Ca質結核，含數層古土壤。地貌為塬、峁、梁。2、黃土的水文地質特征塬：地形平坦，切割微弱，利于降水入滲補給，水量較豐富，且由塬中心向四周散流，以泉泄于溝底。水位埋深塬中心20--40m，塬邊60--100m，水的礦化度由塬中心向四周增大。

梁、峁：切割強烈，不利于降水入滲補給，水量較小，水位埋深10--30m，水質較差。總之，在黃土高原區，由于巖性、地貌、氣候的綜和影響，水量不豐富，水位埋深大，水質較差。黃土塬黃土墚黃土高原地下水示意圖黃土塬潛水等水位線示意圖黃土高原降水量不大。除東南部可達500～700mm外，中部為400～500mm，北部小于400mm。降水稀少，故黃土中可溶鹽含量高，從而地下水礦化度也較高。相對濕潤的南部，黃土可溶鹽少于0.3%，地下水礦化度一般為小于lg／L的重碳酸鹽水。干旱的北部，黃土含鹽量0.5～0.8％，地下水通常為礦化度3～l0g／L的硫酸鹽—氯化物水。

同一時期同一水流系統，隨著沉積環境遞變，可在不同部位形成不同成因類型的沉積物，而其中組成含水層的粗粒物質，連續分布，賦存其中的水具有密切聯系，構成統一的孔隙含水系統。下面以河西走廊為例加以說明。9.1.5孔隙含水系統實例分析絕大部分消耗于蒸發以泉的形式進入湖泊泉群洪積扇河水復滲入扇石羊河流域的沉積物是由兩個系列沉積組成。

第一個系列是武威盆地中的沉積

南部為單層厚度巨大的卵礫石，最厚者可達400m，為洪積物。這一地段，地表不存在常年性河流，只在洪水季節地表出現暫時性水流。溢出帶的泉群在地表匯流成為石羊河。

第二個系列是在盆地的低洼部位也出現湖泊沉積

河道切穿紅崖山之后，進入民勤盆地。沉積物成因類型的變化仍然和武威盆地一樣，先是洪積，再為沖積，最后為湖泊沼澤沉積，只是其規模較小，這是水量較小的結果。

總之，影響沉積物成因類型不同的直接原因是地形和地表水流速及流量的變化。

從上述情況，可以得到如下幾點認識：

(1)含孔隙水的沉積物成因類型的變化是地形和水流狀態改變的結果。其中的水是連續的，不同成因類型沉積物的變化也是連續的。

(2)在流動過程中，地表和地下水之間不斷相互轉化，二者是一個統一的整體，兩個盆地，是上下游關系，水的來源只有一個，上游盆地的取水量會影響到下游的應用。武威盆地水系圖祁連山---武威盆地地表-地下水轉化示意圖請自學教材P147-P160內容(濱海三角洲沉積物、沙漠中的地下水、冰川沉積物、多年凍土區的地下水以及松散沉積物中承壓水的某些特點等內容)掌握分析問題的方法：沉積環境水動力條件沉積規律地下水特征本節的重點是掌握從沉積物的沉積環境（水動力條件）出發，分析沉積物的沉積規律，進一步分析地下水的特征的思路與方法。重要的知識點是掌握洪積物和沖積物中地下水的賦存、運動、水化學和水動態的分帶性特點。9.2.1概述9.2.2裂隙水的類型9.2.3裂隙介質及其滲流9.2.4裂隙介質的研究方法9.2.5斷裂帶的水文地質意義9.2.6裂隙水的水化學特征9.2裂隙水（非可溶性基巖中的地下水）與孔隙水的區別：埋藏和分布不均勻；含水層的形態多種多樣；地質構造因素的控制作用非常明顯；地下水運動狀態復雜等。9.2.1概述

堅硬基巖在應力作用下產生各種裂隙：成巖裂隙、構造裂隙、風化裂隙。

裂隙水表現出更強烈的不均勻性和各向異性。

裂隙巖層只有在一些特殊的條件下才能形成水量分布比較均勻的層狀含水系統。通常由部分裂隙在巖層中某些局部范圍內連通構成若干帶狀或脈狀裂隙含水系統。裂隙含水系統

巖層中各裂隙含水系統內部具有統—的水力聯系，水位受該系統最低出露點控制。各個系統與系統之間沒有或僅有微弱的水力聯系，各有自己的補給范圍、排泄點及動態特征，其水量的大小取決于自身的規模。規模大的系統貯容能力大，補給范圍廣，水量豐富，動態比較穩定。賦存于堅硬基巖裂隙中的地下水稱裂隙水。1、成巖裂隙水1)、成巖裂隙的特征：巖石在形成過程中由于冷凝、壓實脫水等原因引起巖石體積的收縮而產生的裂隙叫成巖裂隙。9.2.2裂隙水的類型

侵入巖體邊緣發育有橫裂隙（與流線垂直）縱裂隙（與流線平行）、層裂隙（與侵入巖體裂隙發育示意圖面平行）；

陸地噴發的玄武巖漿冷凝收縮形成六角形直立網格狀裂隙；

熔巖流冷凝時，產生孔道和孔洞。河北省撫寧縣張巖子閃長玢巖中的柱狀節理2)成巖裂隙水特征：陸地噴發的玄武巖和熔巖流裂隙發育地帶，水的連通性好，水量豐富，常形成強大的潛水流，徑流較強，水質好。侵入巖體邊緣的裂隙，多為閉合裂隙，一般不含水或微含水。

如圖示：為內蒙某地第三紀玄武巖，柱狀節理發育，含有豐富的裂隙水（單泉流量0.5—6.7L/S）水質為重碳酸鈣鎂型水。內蒙玄武巖裂隙水示意圖2、風化裂隙水1)、風化裂隙的特征：

暴露于地表的巖石，在溫度、水、空氣和生物等作用下產生的裂隙叫風化裂隙。

特點：分布于地表，均勻密集，無明顯的方向性，為連通性好的網格狀。2)、風化裂隙水的特征：

多為潛水，水量不很大，分布較均勻且無方向性，具有統一的地下水位，水位埋深淺，補給源為大氣降水，水動態季節變化明顯，水質較好，為低礦化的重碳酸型水。風化裂隙的發育受巖性的控制。

單一穩定的礦物組成的巖層(如石英巖)風化裂隙很難發育。

泥質巖石雖易風化，但裂隙易被土狀風化物充填而不導水。

由多種礦物組成的粗粒結晶巖(花崗巖、片麻巖等)，不同礦物熱脹冷縮不一，風化裂隙發育，風化裂隙水主要發育于此類巖石中。風化裂隙的發育受氣候及地形的控制。

氣候：氣候干燥而溫差大的地區，巖石熱脹冷縮及水的凍脹等物理風化作用強烈，有利于形成導水的風化裂隙。

地形：

水流切割或人為開挖：減壓(卸荷)裂隙3、構造裂隙水：1)、構造裂隙的特征：

巖石在構造應力作用下破裂錯位而產生的劈理、裂隙和斷層叫構造裂隙。構造裂隙的空間分布具有不均勻性和明顯的方向性。按裂隙水與地層走向的關系劃分：縱裂隙走向與層面一致，褶皺核部張開度大延伸遠。褶皺翼部為壓剪性裂隙斜裂隙橫裂隙層面裂隙一組發育（裂面粗糙），一組不發育（裂面平直），張開度小兩端尖滅透鏡狀，延伸不遠張開度大，裂面粗糙薄層沉積巖，裂隙密集均勻。厚層或塊狀巖層，裂隙稀疏不均勻2)、構造裂隙水的特征

構造裂隙水的主要特征：

空間分布不均勻，具有明顯的方向性，應力集中部位富水條件好，導水、透水能力隨深度增加而減弱。裂隙的富水特征：

縱裂隙（尤其是褶皺的核部）富水性強，導水能力最大的方向是裂隙的延伸方向。橫裂隙富水性強，延伸不遠。在野外斜裂隙發育的一組富水性較好，不發育的一組幾乎不含水。

層面裂隙控制了其它裂隙的發育程度，在有層面裂隙存在時，增強了其富水程度。4不同蓄水構造中的地下水塊狀巖層蓄水構造中的地下水：蓄水構造是從水文地質學觀點研究地質構造得出的概念，由含水層和隔水層相互結合而形成的能夠積蓄地下水的地質構造。巖脈蓄水構造中的地下水：成層巖層蓄水構造中的地下水：l=30m，b=20m，d=7m出水量1000m3/d褶皺蓄水構造中的地下水：高翼補給、低翼排泄，中部單向徑流翼部排泄富水，軸部富水性差軸部裂隙發育，富水性好9.2.3裂隙介質及其滲流1、裂隙及裂隙網絡一個獨立的裂隙可以看作兩壁之間的一個窄縫，在自身所在平面的兩個方向上延伸較長，而在第三個方向上延伸很短。不同規模、不同方向的裂隙通道相互連通為導水裂隙網絡形成裂隙含水系統。多數情況下，構造裂隙含水系統在空間上成脈狀展布，其所賦存的裂隙網絡是在巖層中某些應力集中或巖性有利的部位，由一條(或若干條)大的導水通道匯同周圍中小裂隙形成的具有樹狀(或脈狀)結構的網絡。裂隙及裂隙網絡

組成這一網絡的裂隙按其規模可劃分為三個級別：

(1)微小裂隙(有時也包括原生孔隙)，用肉眼不易發現，這些裂隙導水能力很差，但由于數量眾多，具有一定的貯水意義。

(2)中裂隙，野外肉眼觀察所能見到的最普遍的裂隙。

(3)大裂隙(包括斷層)，在巖層中數量很少，但張開寬度大，延伸遠，在裂隙網絡傳輸地下水的功能上起主要控制作用。2、裂隙水流的基本特征

裂隙含水系統通常具有樹狀或脈狀結構，一些大的導水通道作用突出，使裂隙水表現出明顯的不均勻性，有時表現出突變性。

裂隙水的流場實際上是不連續的，滲流場的勢除了裂隙中的若干點外都是虛擬的；水流被限制在迂回曲折的網絡中運動，其局部流向與整體流向往往不一致，有時甚至與整體流向正好相反。

理解上述兩個特征在實際中具有很大意義。例如，在裂隙巖層中打兩個相距很近的鉆孔用來確定地下水的水力梯度、流向、流速等是非常不可靠的。裂隙滲流場與孔隙滲流場的比較9.2.4裂隙介質的研究方法

目前研究裂隙介質滲流的方法可分為三類：等效多孔介質方法、雙重介質方法、非連續介質方法。1、等效參孔介質方法

簡單地說，等效多孔介質方法就是用連續的多孔介質的理論來研究非連續裂隙介質中的問題。我們可以虛擬一個等效的多孔介質場來近似代替復雜的裂隙介質場。

真實的裂隙介質場與虛擬的孔隙介質場所控制下的兩個地下水流場在整體上明顯不同，如水頭分布、地下水流向、流速、孔隙水壓力等均存在明顯的差別。但仍可用這虛擬的介質來近似代替真實的裂隙介質，不要求兩個水動力場完全相似，只要求某些方面相近。例如，可通過調整多孔介質的滲透系數K，使兩個系統的泉流量相等。

這時稱這個孔隙介質為裂隙介質的等效多孔介質。

等效多孔介質方法具有比較嚴格的應用條件。等效時含水系統的補、徑、排條件不能改變；等效是兩種介質在特定功能上的等效，其它方面未必等效。由于裂隙介質與多孔介質本質上存在差別，一些與介質結構細節存在密切關系的地下水參數，如地下水水頭、孔隙水壓力、流速等是難以等效的。

大范圍內導水能力等效是等效多孔介質方法的最常用原則。

求解大范圍的水量問題也是等效多孔介質方法的主要適用范圍。2、雙重介質方法有些介質(如未充分膠結的中粗粒砂巖、經過溶蝕的灰巖、白云巖等)存在兩種導水能力相差懸殊的空隙空間。其中的大空隙如裂隙、溶蝕裂隙、溶蝕孔隙等，導水能力比較強；小空隙如原生孔隙、微小裂隙、溶蝕小孔等，導水能力很低，但為數眾多，貯存能力不可忽略。

可以分別用兩種等效的多孔介質去近似代替大小兩種空隙，這種方法稱為雙重介質方法。雙重介質方法仍屬于連續介質方法的范疇，它的基本原理是等效多孔介質方法，區別僅在于對大小空隙進行了分別的描述。3、非連續介質方法等效多孔介質方法和雙重介質方法都是宏觀地、粗略地處理裂隙介質的方法，沒有詳細刻畫裂隙介質的內部結構。而有些水文地質參數如地下水水頭、孔隙水壓力、流速等與介質的結構細節存在密切關系。為了準確地計算這些參數，需要詳細地刻畫裂隙通道及其構成的網絡，只有非連續介質方法才能夠滿足這一要求。

非連續介質方法可以準確計算出裂隙網絡內任意一點的水頭、孔隙水壓力、滲透速度、流量等，是研究裂隙滲流的一種比較理想的方法。但其缺點是對實際資料的要求很高，計算復雜，要求計算機模擬。目前常用于針對裂隙滲流本質的理論研究，實際工作中主要用于需要確定孔隙水壓力與流速的情況。適用于研究區域比較小、工作程度比較高的水文地質工程地質問題(如巖體高邊坡穩定性、地下硐室圍巖穩定性等)。

在實際工作中使用哪種方法視具體研究內容而定：

大范圍的流量問題可采用等效多孔介質方法。若介質中存在兩種導水能力相差懸殊的空隙，可采用雙重介質方法。小范圍的以求解孔隙水壓力、流速為主的問題可采用非連續介質方法。

斷裂帶是應力集中釋放造成的破裂形變，大的斷層延伸數十至數百公里百米，穿切若干巖層，構成具有特殊意義的水文地質體。斷層兩盤的巖性及斷層力學性質，控制著斷層的導水—貯水特征。9.2.5斷裂帶的水文地質意義張性斷層發育于脆性巖層發育于塑性巖層斷裂帶有疏松多孔的構造角礫巖兩側增強帶裂隙發育，張開度大斷裂帶的構造角礫巖含有大量泥質兩側增強帶裂隙不發育，張開度小1、斷裂帶的巖性特征：斷層帶有糜棱巖、構造角礫巖壓性斷層斷裂帶有細碎緊密的構造巖兩側發育張開性較好的扭張裂隙斷裂帶為糜棱巖、斷層泥兩側增強帶有張開性差的扭節理扭性斷層兩側羽毛狀裂隙密集或低序次斷裂發育于脆性巖層發育于塑性巖層張性斷裂發育于脆性巖層發育于塑性巖層斷裂帶本身富水，導水能力強斷裂帶兩側增強帶富水，導水能力強斷裂帶本身富水性變差斷裂帶兩側增強帶導水不良，富水性差2、斷裂帶的富水特征：壓性斷裂斷裂帶本身透水性差斷裂帶兩側增強帶導水、富水性較好斷裂帶不透水斷裂帶兩側增強帶通常隔水扭性斷層導水性介于張性斷裂與壓性斷裂之間發育于脆性巖層發育于塑性巖層同一斷層，由于兩盤巖性和力學性質的變化，導水能力發生變化。

例如：一條斷層切穿脆、塑性巖層，導水能力由大變小甚至隔水；原來導水的斷層，后期因膠結作用降低導水能力，也可因后期溶濾作用增強導水性。3、斷裂帶的水文地質意義：（1）具有儲水空間、集水廊道的作用（2）具有導水通道的作用（3）具有阻水作用4、斷裂構造的富水部位：（1）角礫巖、壓碎巖帶富水（2）斷層影響帶富水（3）斷層交匯帶富水（4）斷層巖塊富水9.2.6裂隙水的水化學特征循環在淺部的裂隙水，主要受氣候和地形影響，一般M＜0.5為HCO3型水；受構造或巖性影響，形成其它類型的水，如溫泉；干旱氣候，地下水礦化度增大，M3－10；地形陡，徑流強，M小；反之，M大。云南路南石林巖溶（地表巖溶、地下巖溶）賦存于可溶巖層溶隙中的地下水稱為巖溶水。

巖溶水是一種地質營力（在流動過程中不斷溶蝕其周圍介質，不斷改變自己的賦存條件）。9.3巖溶水可溶巖的存在可溶巖必須透水具有侵蝕性的地下水地下水是流動的9.3.1巖溶發育的基本條件：1、地質構造：張性斷裂帶和侵入巖接觸帶附近，背斜、向斜的軸部，巖石破碎，裂隙最發育，巖石透水條件好，形成巖溶強烈發育地段。9.3.2影響巖溶發育的主要因素2、可溶巖的成分與結構：純灰巖（方解石含量多，泥質、硅質少）易溶蝕成分質地不純灰巖（白云石含量多，泥質、硅質多）不易溶蝕鮞狀結構的生物礁巖及碳酸巖鹽（生物碎屑組成，孔隙大且多）易溶蝕結構結晶鑲嵌結構的泥晶碳酸鹽巖、亮晶碳酸巖（泥質含量多，孔隙度小）難溶蝕巨厚的純灰巖，構造裂隙稀疏、寬而長，巖溶發育不均勻，形成大型溶洞單層厚度中薄層至中厚層，構造裂隙短小、均勻、密集，形成溶蝕比較均勻的巖溶含水層3、氣候：

氣候決定一個地區的土壤與植被的發育程度，植被、土壤是地下水中CO2的主要來源。濕熱的南方，植被茂密，雨量充沛，利于細菌繁殖和植物光化作用，CO2含量高，巖溶發育。4、徑流條件：

地下水徑流條件是控制巖溶最活躍最關鍵的因素。地下水徑流條件越強烈，地下水的侵蝕能力越強，輸入的化學能及溶解攜帶走的CaCO3越多，在可溶巖中留下的溶隙體積越大。9.3.3巖溶水系統的演變

1、地下水流對介質的改造具有化學侵蝕性的水進入可溶巖層，對原有的狹小通道進行擴展。碳酸鹽巖的原生孔隙一般導水能力很差，水流在其中難于流動。地下水主要流動循環于各種規模的裂隙之中。

由于裂隙通道規模上的差別引起水流分配的不均勻性，而水流的不均勻性又造成裂隙镕蝕擴展上的差別，由此便形成了一個巖溶演化的正反饋過程：不均勻介質——不均勻水流——差異性溶蝕——更不均勻的介質——更不均勻的水流——進一步的差異性溶蝕——……

巖溶發展的過程實質上便是介質的非均質化過程與水流的集中過程。

水流對介質的改造，在空間上是不均勻的，在時間上也不是一個勻速發展的過程，巖溶的發育基本上可劃分為三個階段：

起動階段快速發展階段停滯衰亡階段

起動階段：

地下水對介質以化學溶蝕作用為主，水流通道比較狹小，地下水幾乎沒有機械搬運能力，巖溶發展比較緩慢。快速發展階段：

隨著水流越來越集中的正反饋機制的加強，巖溶演化加快。當主體通道的寬度達到5～50mm時，紊流開始出現，地下水開始具有一定機械搬運能力，巖溶演化進入快速發展階段。停滯衰亡階段：

快速演化階段，介質場與流場發生以下變化：

(1)地下水流對介質的改造由化學溶蝕變為機械侵蝕與化學溶蝕共存，機械侵蝕變得愈益重要。

(2)地下出現各種規模的洞穴。(3)地表形成溶斗及落水洞，并以它們為中心形成各種規模的洼地，匯集降水。

(4)隨著介質導水能力迅速提高，地下水位總體下降，新的地下水面以上洞穴干涸，失去進一步發展的動力。(5)通道爭奪水流的競爭變得更加劇烈。最終只剩下少數幾個(甚至只有一個)大的管道優先發展，其余的管道要么依附于這些大管道成為其支流，要么成為被地下水拋棄的干涸管道。

(6)不同地下河系發生襲奪，地下河系不斷歸并，流域不斷擴大。2地下水流動系統與巖溶發育的空間特征

某些生產課題如：水資源開發利用、水電工程滲漏防治、礦坑突水災害預防等都要求比較準確地判斷巖溶水系統的巖溶空間發育特征，特別是大的巖溶洞穴及管道的位置與走向等。

地下巖溶是地下水流對可溶介質改造的結果。地下水徑流條件是控制巖溶最活躍最關鍵的因素。地下徑流愈強烈，地下水的侵蝕性愈強，輸入的化學能及溶解攜走的CaCO3便愈多，在可溶巖中留下的空洞的總體積便愈大。

在給定的氣候條件下，某一部位的地下徑流強度乘以作用時間，大體上可以說明該部位輸入總化學能，與可溶巖巖性結合即可估算輸出的總物質量(被溶解攜走的CaCO3、MgCO3等)。地下徑流強度可以用滲透流速V表征，而后者又是滲透系數K與水力梯度I的乘積。

因此，當我們預測一十地區巖溶發育規律時可以從分析不同部位的巖性(可溶性)、初始透水性以及勢場著手，繪制示意性流網，根據流線的稀密推斷巖溶空間分布特征。9.3.4巖溶水的特征

1、巖溶含水介質的特征巖溶含水介質實際上是尺寸不等的空隙構成的多級次孔隙系統。尺度不等的空隙彼此之間存在著不同程度的水力聯系，構成宏觀上兒有統一水力聯系的巖溶含水介質。

細小孔隙與裂隙，是主要的貯水空間。大的巖溶管道與開闊的溶蝕裂隙構成主要導水通道。規模介乎兩者之間的裂隙網絡兼具貯水空間與導水通道的作用。2、巖溶水的分布特征：

富水性空間分布極不均勻，具有明顯的方向性。

水平方向：同一巖溶含水層，水平方向相距幾十米甚至幾米，富水性的差異為數倍甚至數十倍。例如：廣東凡口礦區0m標高中段的坑道中施工兩個水平放水孔，相距0.3m，平行鉆進壺天群石灰巖中，孔深47m，一個孔出水量50L/S，另一孔出水量0.5L/S。垂直方向：

同一巖溶含水層，垂直方向的富水性很不均一。例如：凡口礦區－20m標高以上，富水性強，單位涌水量1.55--.10L/S.m；－20m標高以下，富水性弱，單位涌水量0.0076L/S.m；巖溶發育朝斷裂破碎帶的延伸方向時透水性好，垂直巖溶發育方向透水性差。3、巖溶水的運動特征：

層流與紊流共存。溶孔、溶隙中的巖溶水為層流運動；溶洞、暗河中的巖溶水為紊流運動。一般具有吸水（接受降水補給）能力、排水（泉和徑流）能力強，徑流速度大的特點。

巖溶水的徑流具有明顯的分帶性：即Ⅰ帶（包氣帶）、Ⅱ帶（水位季節變化帶）Ⅲ帶（飽水帶）和Ⅳ帶（深部循環帶），如下圖示。4、巖溶水的補給特征：通過落水洞、巖溶漏斗等直接流入或灌入補給巖溶水，

時間短、途徑短、