第二章 地下流体及其基本特征(1)
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地下水动力学第二章
2.1.3 渗流连续性方程
连续性方程就是质量守恒方程，也称为水均衡方程 水均衡的基本思想：
对某一研究对象，流入－ 流出＝V 研究对象可以是大区域的，也可以是微分单元体
大区域的水均衡计算经常用于区域的水资源评价 本课程基于微分单元体做水均衡，推导渗流连续性方程。
为反映含水层地下水运动的普遍规律，我们选定在各向 异性多孔介质中建立地下三维不稳定流动连续性方程。
渗流连续性方程推导
( v)| x (xx,y,z,t)
X方向流入流出差
(v x )|(x ,y ,z ,t) y z t (v x )|(x x ,y ,z ,t) y z t
y方向流入流出差
(v y ) |( x ,y ,z , t ) x z t (v y ) |( x ,y y ,z , t ) x z t
V
V0 V0
( p0
p)
V V0
( p0
p)
水的压缩方程
dp 1 dV
V
V p
V0
由于V~V0变化不大，故 V p
由于V
m
V
d(m)
dV V
m
d ( 1 ) d
dp 1d
d
dp
多孔介质的压缩方程
假定多孔介质近似地符合弹性变形，依虎克定律，有
d 1 dVb Vb
t
(n z ) ( ze ) z( e e ) t t 1 e 1 e t t
根 据 e(1e)和 dp dH ,得 eep(1e)H
p
t pt
t
根d据 和 dp dH ,得 pH
dp
t pt
t
(nz) z [(1e)HeH]
t 1e
地下流体总复习概要课件
矿坑突水的主要原因是地下水压力过大或地下水流动通道被阻断。在采矿过程中，如果矿坑周围的岩层被破坏或矿坑内部的 水位过低，就可能导致地下水突然涌入矿坑。为了预防矿坑突水，需要采取一系列措施，如加强矿坑排水、合理规划采矿区 域和加强监测等。
04 地下流体资源开发与利用
地下水资源开发
地下水资源定义
地下水资源是指在一定条件下，能够通过自然净化作用，持续不断地供给人类直接饮用或 进行工农业生产、生态平衡和地质环境调节所需用的地下淡水天然补给量或开采条件下能 持续供给的地下淡水量。
地下水按含水性质分类
可分为淡水和咸水等类型。
地下流体的物理性质
温度
地下流体的温度随深度增加而升 高，不同地区和不同深度的地下
流体温度存在差异。
压力
地下流体具有一定的压力，其压力 大小与地下水的埋藏深度、含水介 质的透水性和孔隙率等因素有关。
运动状态
地下流体处于动态平衡状态，其运 动状态受到地形、地质、气象等多 种因素的影响。
是指赋存于地表以下岩土 孔隙中具有一定压力和流 动性的水体，是地下流体 的一种。
地下水类型
根据地下水的赋存状态和 含水介质的不同，可以将 地下水分为孔隙水、裂隙 水和岩溶水等类型。
地下流体的分类
地下水按含水介质分类
可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水等类型。
地下水按埋藏条件分类
可分为上层滞水、潜水、承压水等类型。
THANKS
包括利用地下水进行排水、利用地下水进行注浆等 。
地下流体在矿产资源开发 中的影响
合理利用地下流体资源，可以有效降低矿产 资源开发成本，提高矿产资源的利用率，同 时也可以保护矿区生态环境。
05 地下流体监测与环境保护
地下流体监测技术
04 地下流体资源开发与利用
地下水资源开发
地下水资源定义
地下水资源是指在一定条件下，能够通过自然净化作用，持续不断地供给人类直接饮用或 进行工农业生产、生态平衡和地质环境调节所需用的地下淡水天然补给量或开采条件下能 持续供给的地下淡水量。
地下水按含水性质分类
可分为淡水和咸水等类型。
地下流体的物理性质
温度
地下流体的温度随深度增加而升 高，不同地区和不同深度的地下
流体温度存在差异。
压力
地下流体具有一定的压力，其压力 大小与地下水的埋藏深度、含水介 质的透水性和孔隙率等因素有关。
运动状态
地下流体处于动态平衡状态，其运 动状态受到地形、地质、气象等多 种因素的影响。
是指赋存于地表以下岩土 孔隙中具有一定压力和流 动性的水体，是地下流体 的一种。
地下水类型
根据地下水的赋存状态和 含水介质的不同，可以将 地下水分为孔隙水、裂隙 水和岩溶水等类型。
地下流体的分类
地下水按含水介质分类
可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水等类型。
地下水按埋藏条件分类
可分为上层滞水、潜水、承压水等类型。
THANKS
包括利用地下水进行排水、利用地下水进行注浆等 。
地下流体在矿产资源开发 中的影响
合理利用地下流体资源，可以有效降低矿产 资源开发成本，提高矿产资源的利用率，同 时也可以保护矿区生态环境。
05 地下流体监测与环境保护
地下流体监测技术
中国石油大学（华东）油田开发地质学考试复习知识总结
中国⽯油⼤学（华东）油⽥开发地质学考试复习知识总结油⽥开发地质学复习重点总结（⽯⼯学院40学时）第⼀章：油⽓⽥地下流体的基本特征1、名词术语（1）⽯油：是储存于地下深处岩⽯孔隙和裂缝中的、天然⽣成的、以液态烃为主的可燃性有机矿产。
（2）油⽥⽔：油、⽓⽥区域内与油⽓藏有密切联系的地下⽔，⼀般指直接与油层连通的地下⽔。
（3）天然⽓：地质条件下⽣成、运移并聚集在地下岩层中、以烃类为主的⽓体。
（4）⽯油的荧光性：⽯油及其衍⽣物（⽆论其本⾝还是溶于有机溶剂中）在紫外线的照射下，产⽣荧光的特性。
（5）⽯油的旋光性：当偏振光通过⽯油时，使偏光⾯发⽣⼀定⾓度旋转的特性。
2、原油的主要元素和化合物、组分组成（1）主要元素：碳、氢、硫、氮、氧碳、氢占绝对优势，主要以烃类形式存在，是组成⽯油的主体；氧、氮、硫主要以化合物形式存在。
（2）化合物：烃类化合物（碳、氢）、⾮烃类化合物（碳、氢、硫、氮、氧）①烃类化合物（按结构分类）：烷烃（正构烷烃、异构烷烃）、环烷烃、芳⾹烃②⾮烃类化合物：含硫化合物（元素硫、硫化氢、⼆硫化物、硫醇、硫醚等）、含氮化合物（吡啶、吡咯、喹啉、钒卟啉、镍卟啉等）、含氧化合物（环烷酸、脂肪酸、酚、醛、酮等）。
（3）组分组成：根据⽯油不同化合物对有机溶剂和吸附剂具有选择性溶解和吸附性能划分。
①油质：⽯油的主要组分，淡⾊粘性液体，由烃类化合物组成；溶解性强、可溶解的有机溶剂很多，不被硅胶吸附（评价⽯油质量的标志）；②胶质：胶质—粘性玻璃状半固体或固体，淡黄、褐红到⿊⾊，由芳烃和⾮烃化合物组成。
溶于⽯油醚，能被硅胶吸附；③沥青质：沥青质—脆性固体，暗褐⾊到深⿊⾊，由稠环芳烃和⾼分⼦⾮烃化合物组成。
不溶于⽯油醚，能被硅胶吸附。
注意：（1）异构烷烃中类异戊⼆烯型烷烃可能来⾃叶绿素的侧链，卟啉同系物也存在于动物⾎红素和植物叶绿素中，均可作为⽯油有机成因的标志；（2）油质主要指烷烃、环烷烃和芳⾹烃等烃类物质，胶质和沥青质指含有氮、硫、氧的⾮烃物质及不饱和的芳⾹烃。
地下水动力学讲义第2章(全)2009-11
q1 = K
右河得到的补给量：
2 h12 − h2 Wl − 2l 2
q2 = K
2 h12 − 时，它的渗漏量由于存在入渗而减少，减少量等于整 个库渠间入渗量的一半，即 Wl 。因此，在选择库址时，除了要考虑岸边岩石的渗透系数
1 2
K 和河渠(库)之间的宽度 l 外，还要考虑入渗量 W 的大小等，以预测水库蓄水后分水岭存
(2-17)
式中 h1，h2——为断面 1 和 2 上的潜水流厚度，m； K1，K2——相邻两种岩层的渗透系数，m； l1，l2——断面 1 和 2 到岩层分界面的距离，m。 2.1.4 承压水-无压流的稳定运动 在地下水坡度较大的地区，若上游为承压水，下游由于水头降至隔水底板以下转为无 压水的情况，形成承压—无压流，见图 2-6。
地下水动力学
图 2-1 计算出的潜水面与实际潜水面的比较
取垂直于地下水流动方向的单位宽度进行研究，其数学模型如下：
式中,h——距离左端起始断面 x 处的潜水含水层厚度，m； h1，h2——上游断面（左端起始断面）1、下游断面 2 处的潜水含水层厚度，m； K——含水层的渗透系数，m/d。 对（2-1）式分离变量积分，得
（2-8）
式（2-8）为单宽流量公式。 若已知两个断面上的水位值，可以用它来计算两断面间任一断面的流量。应该指出的 是，因沿途有入渗补给，所以 qx 随 x 而变化。
当含水层上部没有入渗或蒸发，即 W=0 时， （2-5）式和(2-8)式可简化为:
2 h12 − h2 h =h − x l 2 h 2 − h2 q=K 1 2l 2 2 1
（2-20）
上式中的 l，a 都是待求量，可同(2-19)式结合起来，用试算法解出合理间距 l。其方法 为：按分水岭移动规律给出 a 值，由（2-19）式算出 l 值；再代入(2-20)式，看是否满足等 式。如不满足，重复上述过程，直到满足条件。此时 l 即为所求的合理间距。 在两渠水位相等的特殊条件下，即 hl=h2=hw，分水岭位置 a=l/2，这时（2-20）式可简 化为：
地下流体重点
地球流体：地球上一切可流动的物质。
水圈中的水，大气圈中的气体，赋存并活动于上地幔与下地壳中的岩浆，岩石圈中的气体与水。
地下流体：赋存并活动于地表以下岩石圈中的，特别是地壳中的流体。
油，气，水。
地下流体的分类：地壳浅层流体，地壳深层流体地震地下流体学及其主要任务：地震地下流体观测，是以捕捉地震前兆为主要目的的地下流体动态观测，自上世纪60年代开始，已成为地震监测预报的主要技术之一，经过30多年的努力，我国已建成了规模宏大的地震地下流体观测网，积累了大量的观测资料，在地震监测预报中发挥积极的作用。
地下储水空间：空隙，裂隙，溶隙饱水带：从地面向下挖井时可以看到，井的上部往往是干燥的，含水很少；向下岩土逐渐变湿，但井中仍然没有水；再向下挖，就见到井壁及井底有水渗出，井里很快出现了一个水面，这就是地下水面。
地下水面以上称做包气带，以下称做饱水带含水层:含有重力水的岩层称为含水层。
(当土壤水分超过田间持水量时，多余的水分不能被毛管所吸持，就会受重力的作用沿土壤的大孔隙向下渗透，这部分受重力支配的水称重力水)隔水层：指不允许重力水自由流动的岩层。
越流含水层：岩层能起隔水作用，但岩层中仍含有一定的水量，甚至可以透水，但透水能力极其微弱的岩土层。
含水层类型：按赋存地下水的空隙类型可分为：孔隙水层，裂隙水层，溶岩水层；断裂储水构造：断裂使岩层产生破裂，发生位移，形成破碎带，破碎带有比较发育的裂隙和孔隙，是地下水的贮存空间，断裂带两侧的未破裂的岩层是相对隔水边界，在适当的条件下，可以聚集地下水，形成断裂储水构造。
地下水的分类：按地下水的埋藏条件可将地下水划分为上层滞水、潜水、承压水。
裂隙水的特点：①裂隙水分布不均匀；②裂隙水一般形成带状循环，埋深较大；③按照构造裂隙水与下伏含水层的沟通程度可分为导水断裂、储水断裂；④大的裂隙（或断裂带）中的地下水动态变化很稳定。
承压水的特点：水具有压力；补给区、径流区、排泄区不一致；由于上部有稳定的隔水层，与大气、地表水的联系较弱；人为影响明显小于潜水，越深层的承压水，人为影响越小；承压水的动态变化明显小于潜水，动态变化较稳定；承压水的水质较好。
地下水运动
堆积物毛细管上升水上升高度与孔隙大小的关系
松散堆积
粗砂
中砂
细砂
砂粘 土
亚粘 土
粘土
孔隙直径 （mm）
2.0― 1.0
1.0― 0.5
0.5― 0.25
0.25― 0.10
0.10― 0.05
0.05― 0.01
毛细管水上升 高度（cm）
2―4
12― 35
35―12 0
120―2 50
300―3 50
(4) 达西定律
达西(Henry Darcy)研究含水层中水从一处向另一处渗流 的速率(单位时间通过单位面积的水量，Q/F)，发现其值与这 两个地点之间的垂直高程差(h1-h2=△h)成正比，与水移动的 水平距离(L)成反比;同时,发现与含水层的渗透率密切相关,即 渗透率越大，水的流动也越快， Q= —K· F· （h1-h2）/L= —K· F· △h/L=K· F· I 或V=Q/F=KI（层流） 式中 I 为水力坡度，表示渗流沿程克服阻力所产生的 水头损失 ( △ h) 与渗流水平距离 (L) 之比值，取负值表示水 位随渗流流远而降低。这就是所谓的达西定律，它适用于 渗流速度小于3×10-3m/s。 该式表明，渗透速度与水力坡度的一次方成正比，故 达西公式称之为线性渗透定律。
作紊流运动时，水流所受阻力比层流状态大，消耗的 能量较多。在宽大的裂隙中 ( 大的溶穴、宽大裂隙及卵砾 石孔隙中)，水的流速较大时，容易呈紊流运动。
4.稳定流和非稳定流
地下水在流动时，其各运动要素（流速、流量、 水位等）不随时间变化时，称为稳定流。如果，地下水各 运动要素随时间变化时，称为非稳定流。地下水在自然界 绝大多数情况下为非稳定流运动。
渗透速度或渗流速度
地下水渗流的基本规律
Dip towards recharge area – high relief
Effect of Pinchouts on Flow Patterns
High K below recharge area
High K below discharge area
（3）流网绘制
定量方法—精确流网 定性方法—信手流网 边界条件：定水头边界、隔水边界、潜水面 边界等 源、汇：源—发散流线，汇—吸收流线 分水线：虚拟隔水边界—流线
意流线
（2）圆筒中上、下断安装测压管——测 定两个断面的水头，水头差为h；两断面 相距L （5）下端出口测定流量为Q。
达西试验装置—两种
2.2.1 达西定律（Darcy’s law）
2.2.1 达西公式中各项的物理意义
（1）渗透流速： 根据水力学流速与流量的关系，上式可转化：
Q = ω ·V
与（2）式比较 V = K· I （3）
（1）基本概念
渗流场：地下水流动（运动）的空间.
流网是描述渗流场中地下水流动状况的有效工具 .
流网：渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线 （ equipotential lines ）与流线（ flow lines ）组成的网格， 称流网（flow net）. 流线：某时刻在渗流场中画出的一条空间曲线，该曲线上各个水 质点的流速方向都与这条曲线相切（某时刻各点流向的连线）
裂隙介质：含有裂隙的岩层，裂隙发育的花岗岩、石灰 岩等。
渗流——地下水在岩石空隙中的运动称为渗流 。
发生渗流的区域称为渗流场。
渗流场由固体骨架和岩石空隙中的水两部分组成。 渗流只发生在岩石空隙中。
地下水在岩石孔隙中的运动（渗流）
普通水流与渗流
第二章 地下流体及其基本特征(3)
2.2 地下水渗流运动规律
一、 基本概念
1 渗流
渗流：对实际的地下水进行概化，概化后的地下水流 称为渗流。所占据的空间区域称为渗流区（渗流场）。
特定：（1）通过任意断面。 概化方法：不考虑含水层中固体颗粒的存在，认为含水 层完全被水所充满；不考虑实际流向的多变性，只考虑 单向流。
一、 基本概念
3 稳定流与非稳定流
稳定流——地下水的各个运动要素（水位、流速、流向 等）不随时间 改变。 非稳定流——地下水的各运动要素随流程、时间等不断
发生变化的水流。
一、 基本概念
注意：
1. 自然界中地下水都属于非稳定流。
⑴ 补给水源受水文、气象因素影响大，呈季节性变化； ⑵ 排泄方式具有不稳定性； ⑶ 径流过程中存在不稳定性。 2. 为了便于计算，常将某些运动要素变化微小，或实际考 虑时间尺度内某些运动要素变化变化不大的渗流，近似地 看作稳定流。
一、 基本概念
2、地下水流形态类型
根据流速大小，渗流分两种流态：层流、紊流 层流——在岩石空隙中渗流时，水质点作有秩序的、 互不混杂的流动。流速小，一般岩石空隙； 紊流——水质点无秩序地、互相混杂的流动 。流速大， 岩石大空隙（砾石层、溶洞）。
绝大多数情况下， 地下水属于层流，如第四系松散介质孔隙、细小 裂隙中的流水，但在大的岩溶洞穴、大裂隙中的地下水流则属于紊流。
V KI
Q V
哲才定律适用于含水层中水流运动为紊流时
V KI
1 2
Q V
式中，V为水流速度，Q为水流量，ω为过水断面大小， K为含水层的渗透系数，I为含水层的水力梯度。
二、地下水渗流运动的基本规律
4、渗透系数K——水力传导率
定义：
一、 基本概念
1 渗流
渗流：对实际的地下水进行概化，概化后的地下水流 称为渗流。所占据的空间区域称为渗流区（渗流场）。
特定：（1）通过任意断面。 概化方法：不考虑含水层中固体颗粒的存在，认为含水 层完全被水所充满；不考虑实际流向的多变性，只考虑 单向流。
一、 基本概念
3 稳定流与非稳定流
稳定流——地下水的各个运动要素（水位、流速、流向 等）不随时间 改变。 非稳定流——地下水的各运动要素随流程、时间等不断
发生变化的水流。
一、 基本概念
注意：
1. 自然界中地下水都属于非稳定流。
⑴ 补给水源受水文、气象因素影响大，呈季节性变化； ⑵ 排泄方式具有不稳定性； ⑶ 径流过程中存在不稳定性。 2. 为了便于计算，常将某些运动要素变化微小，或实际考 虑时间尺度内某些运动要素变化变化不大的渗流，近似地 看作稳定流。
一、 基本概念
2、地下水流形态类型
根据流速大小，渗流分两种流态：层流、紊流 层流——在岩石空隙中渗流时，水质点作有秩序的、 互不混杂的流动。流速小，一般岩石空隙； 紊流——水质点无秩序地、互相混杂的流动 。流速大， 岩石大空隙（砾石层、溶洞）。
绝大多数情况下， 地下水属于层流，如第四系松散介质孔隙、细小 裂隙中的流水，但在大的岩溶洞穴、大裂隙中的地下水流则属于紊流。
V KI
Q V
哲才定律适用于含水层中水流运动为紊流时
V KI
1 2
Q V
式中，V为水流速度，Q为水流量，ω为过水断面大小， K为含水层的渗透系数，I为含水层的水力梯度。
二、地下水渗流运动的基本规律
4、渗透系数K——水力传导率
定义：
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张性断裂带内带：
储水能力取决于脉岩或外来物质充填程度及脉张裂程度较 大，富水性较强，可以成为地下水储存的良好场所。
张性断裂内带被外来物质或脉岩所充填时其富水 性与充填物及脉岩的性质有关。当充填完好、胶结 紧密或脉岩及充填物为非可溶性物质时，可起到隔 水作用。
火成岩
（1）孔隙水
孔隙水：赋存于松散沉积物中的地下水。
按含水层埋藏条件，孔隙水可分为孔隙潜水和孔隙承压水
特点：
1.层状分布，空间上均匀连续 2.含水层内部水力联系较好 3.垂向渗透性差，顺层渗透性好 4 、由于沉积物的类型、地质结构、地貌形态以及所处的地形 部位不同，孔隙水的分布、补给、径流、排泄都有一定的差 异性。
B、承 压 水
承压水：充满在两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。
基本要素与特征： 4.5.2 基本要素
① 承压含水层；② 隔水顶板；③ 隔水底板； ④ 承压含水层厚度（M）；⑤ 埋深（D） ⑥ 测压水位：井孔中静止水位的高程 ⑦ 测压水位线（面）：测压水位的连线 （面）——虚拟线（面） ⑧ 承压（测压）高度（H）：作用于含水层的 附加压强。 ⑨ 补给区；承压区；排泄区 ⑩ 自溢区—测压水位线与地形等高线的交点连 接区
基本要素
潜水面(water table)
潜水位(water level )
潜水含水层
含水层厚度
潜水埋深
潜水的特点：
潜水之上不存在稳定的隔水层，直接和大气相通； 可通过包气带接受大气降水、地表水等补给； 水位、水量、水质受气象、水文、等因素的控制； 丰水期水位抬升，枯水期水位下降； 潜水水位与地形的起伏相一致； 水的矿化度与地形、水的交替有关，地形切害强烈 的地区，矿化度低，水交替强烈的地区矿化度低； 潜水不适合做为地下水动态观测水点。
在可溶岩与下伏隔水层的接触面上易发育成层的溶洞。
(2)贮存运移于基岩裂隙中的水 ——裂隙水
裂隙
定义：固结的坚硬岩石中存在的各种应力作用下产生的裂缝。 裂隙类型（按裂隙成因）：
成岩裂隙是指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）而产生的裂隙。 构造裂隙是指岩石在构造变动中受力而产生的裂隙。具有方向性，大小 悬殊，分布不均匀。 风化裂隙是指岩石在风化营力作用下发生破坏而产生的裂隙。主要分布 于地表附近。 卸荷裂隙是指具有临空面的岩体，因天然地质作用或人为工程活动减载 卸荷形成。
拉张力作用下，母岩破坏范围不大，张性断
裂沿走向和倾向延伸不远。虽有一定的储水能 力，但富水性取决于汇水条件和地下水补给来 源。
B、压性断裂储水构造
压性断层性质 断层面波状起伏 断层带破碎物质出现片理 化、拉长或透镜体 断层带宽度大 断层一侧岩层常直立或倒 转，出现牵引褶皱
逆断层多属此类
压性断裂带内带：
越流含水层：岩层 能起隔水作用，但 岩层中仍含有一定 的水量，甚至可以 透水，但透水能力
粘土层 砂层
砂层 粘土层
极其微弱的岩土层。
粘土层
储存地下水的条件
构成含水层的 条件： 1.有储存地下水 的空间;
2.有储存地下水 的地质条件; 3.有一定的水量.
1.3 储 水 构 造
1、褶曲型储水构造
第二章
地下流体（水）及其基 本特征
1 地下水的赋存条件
1.1 地下水的储水空间
地壳介质（松散沉积物、
坚硬的基岩）具有大小不同、
多少不等和形状不一的空隙， 不含空的岩石很少。空隙是 地下水的储存场所和运动通 道。 岩石中的各种空隙： 孔隙、裂隙和溶隙（穴）
1、孔隙
孔隙：松散沉积物及某些胶结较差的岩石，在固体 颗粒或颗粒集合之间的空隙。 孔隙度：孔隙总体积与岩土总体积的比值。 n=Vn / V＊100%
张性断裂带中带：
储水能力和富水性较强。 张性断裂中带多为角砾岩，砾石常被后期物质胶 结，结构一般疏松，裂面常为锯齿状，粗糙不平， 有利于地下水的活动。当有较充足的地下水补给时， 可成为富水带。 当断裂中带的角砾岩胶结较好，且SiO2含量较高 或有其他脉岩充填时，则储水能力差，富水性弱。
张性断裂带外带：
几种岩石的近似孔隙度值
岩石名称
孔隙度n （%）
砾石
27
粗 砂
40
细 砂 砂质粘土 粘 土
42 47 50
泥炭土
80
2、裂隙
裂隙按成因可分为？
裂隙的特点：
裂隙分布不均匀； 构造裂隙沿构造带发育；
风化裂隙沿岩石的表面分布；
成岩裂隙均匀分布于整个岩层。
3、溶隙
溶隙：可溶性岩石中的各种裂隙，在地下水的长 期作用 下，经溶蚀而扩展，形成各种尺度、各种形态的溶隙，使 岩石的空隙性大大增强,扩大了岩石原有的不均匀性。 岩溶的形成： CaCO3+CO2 + H2O == Ca+2＋2HCO3 —
构造裂隙水
一、构造裂隙的形成
(1)岩性：
塑性→塑性变形→闭合裂隙，细小，切穿性能差→导水差 脆性→脆性变形→裂隙张开切穿性能好→导水能力强
(2)与应力场有关：
应力集中，裂隙发育，岩层透水性：背斜轴部常较两翼富水。断层 带附近往往格外富水。 层状岩石裂隙的发育方向、张开度和密集程度，与构造部位密切相 关。
压性断裂带外带
地下水的主要活动场所，储水能力和富水能 力较强。岩石发育有裂隙、劈理，同时岩石遭 受一定的机械破坏而又极度少发生质的变化， 极少发生重结晶作用和化学胶结作用，尤其是 脆性岩石中的压性断裂，其断裂外带的裂隙更 为发育，有利于地下水的汇集。如灰岩地区的 暗河、岩溶洞穴、泉，多位于压性断裂外带。
岩溶 : 水对可溶岩石进行化学溶解，并伴随以冲蚀作用和重
力崩坍，在地下形成大小不等的空洞，在地表造成各种独特
的地貌现象以及特殊的水文现象，分为地表岩溶、地下岩溶。 岩溶水(喀斯特水)：赋存并运移于岩溶化岩层中的水。
1、岩溶发育的基本条件
2、岩溶发育的影响因素
（1）可溶岩的成分与结构是控制岩溶发育的内因； （2）透水性：水流才能进入岩石进行溶蚀； （3）水的侵蚀能力：含有CO2或其它酸类，侵蚀能力才明 显增强；
坡度 粒径磨圆度 分选性 渗透性 地下水位
孔隙水中的冲洪积扇地下水 洪积扇中的地下水
总结
分析不同沉积物类型的地下水赋存、运动和水化学特征等 （简称水文地质条件），应从沉积物形成时的水动力场 到沉积物沉积规律，再到地下水的分带性特征来进行。
地表水动力 条件的分带
沉积作用 分带
地貌岩 性分带
地下水 分带
裂隙
玄武岩成岩裂隙
构造裂隙
卸荷裂隙
风化裂隙
裂隙分类（按规模）
微小裂隙：密集但延伸和张开性都很差→导水能力差，有 一定储水能力 中裂隙：一般 1-n 条 /m，延伸较远，张开性较好→贮水导 水能力相对较好 大裂隙（含断层）：数量少，但张开宽度大，延伸远，规 模较大→导水、贮水能力较强
裂隙网络
不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通构成导水裂隙网 络。风化、成岩、构造裂隙网络。
大的裂隙构成导水 通道，汇同周围较小
的裂隙，形成具有树
状结构（或脉状结构） 的网络。大裂隙起传
导地下水（导水）的
作用，小裂隙起贮存 地下水的作用，以及 时间上的调节作用。
裂隙水
定义：是指赋存并运移于坚硬基岩裂隙中的地下水。通常 可分为裂隙潜水和裂隙承压水（承压裂隙水）。
特点：不均匀性和各向异性。 基岩的裂隙率比较低，裂隙在岩层中所能占有的赋存空间很 有限；这一有限的空间在岩层中分布很不均匀； 裂隙通道在空间上的展布具有明显的方向性； 大的裂隙（或断裂带）中的地下水动态变化很稳定。
影响岩溶发育的因素：
气候、地形、水文、岩性、 构造等，往往是岩溶发育 过程中最活跃的因素。
可溶性岩石中的溶隙
1.2 含水层与隔水层
1、包气带和饱水带
饱水带：地下水位
出现在地表面以下一
定深度上.地下水位
以下的岩土层为饱水
带;
包气带：潜水位之上
的岩土层称为包气带。
2、含水层与隔水层
含水层：饱水带中， 能够给出并透过相当 数量水的岩层 隔水层：不能给出水 并透过水的岩土层; 含水带：构造裂隙 ( 断裂带 ) 中，通过条 带状的构造裂隙含(透) 水
（ 4 ）水的流动速度（交替速度）：水的流动是保证岩溶
发育的充要条件，水不流动，终究会达到饱和而停止发展 ； （5）其它因素：气候、构造作用。
3、易发生岩溶的部位：
褶皱轴部尤其是向斜轴部，往往张开裂隙发育，又是地 下水汇集的部位，流线在此密集，地下河系发育。 断层带往往是岩溶集中发育处，因此处导水好，流线密 集。
2、断裂带储水构造
1 、断层两盘的岩性及断层力学性质，控制着断层的导水、 贮水特征。 （1）脆性岩石中的张性断裂，中央及两侧常具有良好的 导水能力； （2）泥质塑性岩层中的张性裂隙，往往导水不良或隔水 ； （3）塑性岩层中的压性断裂，扭节理，通常是隔水的； （4）脆性岩层中的压性断裂，中央透水性差，两侧具有 开张性良好的扭张裂隙，成为导水带； （5）扭性断裂的导水性介于张性，压性断裂之间； （6）断裂带的复合部位往往成为地下水的富集地带.
1.4 地下水的类型
1、按照地下水的埋藏条件可将地下水划分为： 上层滞水;潜水;承压水。
A、潜
水
定义：地表以下，第一个具有自由表 面的稳定含水层中的水。
自由表面—即设有隔水层限制，与大气直接
相通，除大气压强外不受其它力。
稳定—具有一定的空间连续性（范围）以示
区分上层滞水
潜水含水层—赋存潜水的岩层
储水性较差。 挤压力作用形成，内带应力集中，承受压 多为破裂结构或压碎状态的碎裂泥、压碎岩、 角砾岩或糜棱岩等。后期由于被不溶物和泥质 充填，储水能力差，富水性弱，一般起隔水作 用。