水文地质学基础第11章_孔隙水
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《水文地质学基础教学课件》第十一章 裂隙水
地下水补给
裂隙水作为地下水的重要补给源，对人类生活和经济活动至关重要。
地热能利用
裂隙水在地热能开发中用于提供热能和驱动发电设施。
环境保护
裂隙水在环境保护中的调查和分析可以帮助保护地下水资源。
3
水文地质实验
通过水位监测、水质分析等实验手段， 了解裂隙水的流动和特征。
裂隙水的水文地质环境
山地环境
裂隙水在山地环境中发育，形 成了丰富的山地水系。
荒漠环境
喀斯特环境
裂隙水在干旱地区中是重要的 水源，支持着生态系统的存在。
岩溶地貌中的裂隙水形成了壮 丽的洞穴和地下河流。
裂隙水的 applications
裂隙水的成因
地质构造活动
地壳的断裂、抬升等地质运动 导致裂隙水的形成。
岩石风化
岩石的物理和化学风化会形成 裂隙，促进裂隙水的生成。
地下水补给
裂隙水往往是地下水的补给源， 由降水和地下水通过裂隙得以 补给。
裂隙水的地质效应
1
溶蚀作用
2
裂隙水中溶解的物质会加速岩石的溶
蚀作用，形成溶蚀洞和溶蚀地貌。
3
《水文地质学基础教学课 件》第十一章 裂隙水
裂隙水是地下水系统中重要的组成部分，本章将介绍裂隙水的各个方面，包 括成因、水文学特征、水化学特征等。
裂隙水的种类
自由裂隙水
存在于岩石裂隙中，并与 地表水和地下水紧密联系。
封闭裂隙水
被封闭在岩石裂隙中，与 地下水没有直接联系。
间隙裂隙水
存在于土壤中的微小裂隙 中，起着重要的供水和排 水功能。
2 低溶解氧
由于与岩石接触，裂隙 水中的矿物质含量较高。
由于水流速度较慢，裂 隙水中的溶解氧较低。
裂隙水作为地下水的重要补给源，对人类生活和经济活动至关重要。
地热能利用
裂隙水在地热能开发中用于提供热能和驱动发电设施。
环境保护
裂隙水在环境保护中的调查和分析可以帮助保护地下水资源。
3
水文地质实验
通过水位监测、水质分析等实验手段， 了解裂隙水的流动和特征。
裂隙水的水文地质环境
山地环境
裂隙水在山地环境中发育，形 成了丰富的山地水系。
荒漠环境
喀斯特环境
裂隙水在干旱地区中是重要的 水源，支持着生态系统的存在。
岩溶地貌中的裂隙水形成了壮 丽的洞穴和地下河流。
裂隙水的 applications
裂隙水的成因
地质构造活动
地壳的断裂、抬升等地质运动 导致裂隙水的形成。
岩石风化
岩石的物理和化学风化会形成 裂隙，促进裂隙水的生成。
地下水补给
裂隙水往往是地下水的补给源， 由降水和地下水通过裂隙得以 补给。
裂隙水的地质效应
1
溶蚀作用
2
裂隙水中溶解的物质会加速岩石的溶
蚀作用，形成溶蚀洞和溶蚀地貌。
3
《水文地质学基础教学课 件》第十一章 裂隙水
裂隙水是地下水系统中重要的组成部分，本章将介绍裂隙水的各个方面，包 括成因、水文学特征、水化学特征等。
裂隙水的种类
自由裂隙水
存在于岩石裂隙中，并与 地表水和地下水紧密联系。
封闭裂隙水
被封闭在岩石裂隙中，与 地下水没有直接联系。
间隙裂隙水
存在于土壤中的微小裂隙 中，起着重要的供水和排 水功能。
2 低溶解氧
由于与岩石接触，裂隙 水中的矿物质含量较高。
由于水流速度较慢，裂 隙水中的溶解氧较低。
地质大水文地质学基础讲义11裂隙水
第十一章 裂 隙 水11．1 概 述坚硬基岩在应力作用下产生各种裂隙：成岩过程中形成成岩裂隙；经历构造变动产生构造裂隙，风化作用可形成风化裂隙。
松散岩层中，空隙分布连续均匀，构成具有统一水力联系、水量分布均匀的层状含水系统。
但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。
例如，夹于厚层塑性岩层中的薄层脆性岩层、规模比较大的风化裂隙岩层等。
这些岩层中裂隙往往贮存并运移于裂隙基岩中的裂隙水，往往具有一系列与孔隙水不同的特点。
某些情况下，打在同一岩层中相距很近的钻孔，水量悬殊，甚至一孔有水而邻孔无水；有时在相距很近的井孔测得的地下水位差别很大，水质与动态也有明显不同；在裂隙岩层中开挖矿井，通常涌水量不大的岩层中局部可能大量涌水；在裂隙岩层中抽取地下水往往发生这种情况：某一方向上离抽水井很远的观测孔水位已明显下降，而在另一方向上离抽水井很近的观测孔水位却无变化。
所有上述现象说明，与孔隙水相比，裂隙水表现出更强烈的不均匀性和各向异性。
密集均匀，使整个含水层具有统一的水力联系，在其中布井几乎处处可取到水。
基岩的裂隙率比较低（通常比松散岩石的孔隙率低一到两个数量级），裂隙在岩层中所能占有的赋存空间很有限；这一有限的赋存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。
因此，裂隙岩层一般并不形成具有统一水力联系、水量分布均匀的含水层，而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（图11—1）。
岩层中各裂隙含水系统内部具有统一的水力联系，水位受该系统最低出露点控制。
各个系统与系统之间没有或仅有微弱的水力联系，各有自己的补给范围、排泄点及动态特征，其水量的大小取决于自身的规模。
规模大的系统贮容能力大，补给范围广，水量丰富，动态比较稳定。
图11—1 裂隙含水系统〔参照Ланге，1950修改补充〕1—不含水张开裂隙；2—含水张开裂隙；3—包气带水流向；4—饱水带流向；5—地下水位；6—水井；7—自流井；8—无水干井；9—季节性泉；10—常年性泉规模小的系统贮存和补给有限，水量小而动态不稳定。
第十一章孔隙水
11.3 古河道——河间洼地：地形与岩性
古、现代河道 地形 高 岩性（粒度） 粗
— — —
河间洼地 低 细
11.3 古河道——河间洼地：地下水赋存、补给与排泄
古、现代河道 地下水埋深 深 补给条件 好 排泄 径流
— — — —
河间洼地 浅 差 蒸发排泄
11.3 古河道——河间洼地：地下水化学特征
地下水的特征具明显的分好 Ｖ大，交替快 径流排泄
差 V小，交替慢 蒸发排泄
地下水的特征具明显的分带性—水化学
形成作用 矿化度（TDS) 成分与类型
溶滤作用 浓缩作用 低 中 高 HCO3 SO4 Cl
11.6
干旱半干旱黄土高原孔隙水
黄土高原包括青、陇、宁、陕、内蒙、山西和河南等省， 秦岭以北，太行山以西，祁连山以东，内蒙古高原以南广 大地区，面积62万平方千米，海拔由东南向西北依次由 1000m增加到4000m以上，年降水量由600mm降到200mm，蒸 发量由1000mm增大到1800mm。 黄土多为风成物，以粉砂为主，自西北向东南颗粒依次变 细，厚度减小。 黄土的划分：早更新世午城黄土、中更新世离石黄土和晚 更新世马兰黄土，午城黄土隔水层，离石黄土开始含水， 马兰黄土构成含水层。 黄土中的空隙：最小的原生孔隙，较大的次生孔隙，生物 作用的根孔和虫孔，以及最大的成岩裂隙。
第十一章 孔隙水（pore water）
本章内容 11.1 孔隙水的特征 11.2 洪积物中的孔隙水 11.3 冲积物中的孔隙水 11.4 湖积物中的孔隙水 11.5 冲积平原中的孔隙水：以黄河下游为例 11.6干旱半干旱黄土高原孔隙水系统 11.7半干旱平原孔隙水系统：河北平原
水文地质学基础--11.孔隙水
➢ 水流搬运与堆积颗粒的能力取决于流速。流速由大变小时，颗粒自大而 小依次沉积。
➢ 因此，水流的动力环境决定着颗粒的空间分布，从而控制含水层和相对 隔水层的空间展布，决定孔隙水系统的结构。
➢ 洪流堆积物呈扇状，河道堆积物呈条状，湖泊堆积物的平面展布呈同心 圆状。
➢ 水流动力环境的变化不但控制着岩性结构，还控制着堆积地貌，从而影 响孔隙水系统的补给、径流与排泄。
黄土地区的地貌形态：塬、梁峁，黄土杖（撑）地
塬是一种表面平坦，周围为沟谷环境的地貌形态； 峁是一种园形小丘，象一个馒头。
黄土地区的地貌形态：塬、梁、峁，黄土杖（撑）地
塬：宽阔的高平地； 梁：条形垄岗； 茆：浑圆土丘；
黄土杖地（branch-like loess land）是黄土梁、峁地区冲沟沟头 或其上游存在的一种特殊黄土洼地地貌形态。状似拐杖，宽数 十至数百米，长3～5千米。多分布于宁夏固原、甘肃环县及陕 西吴旗一线以北地区。
不同成因类型的松散沉积物，其空间分布、岩性结构以及地下水赋存特 点具有不同。
➢ 残积物是基岩就地风化产物，坡积物是斜坡片流及重力搬运所成，多不
构成含水层，仅为零星用户供水。
➢ 分布最广、具有水文地质意义的是水流沉积物，包括洪积物、冲积物、
湖积物、滨海三角洲沉积物，以及冰水沉积物等。
水流沉积物的特点
黄土塬中的地下水
塬中
塬边
水位埋深
大（塬中部较小） 小
降水补给
有利于
不利于
排泄：
弱
较强，强
水化学
溶滤
浓缩
矿化度
中
矿化度大
有利打井取水区为塬中心，或边坡地带
黄土高原地下水示意图
黄土塬
黄土梁
黄 黄土杖地 土
➢ 因此，水流的动力环境决定着颗粒的空间分布，从而控制含水层和相对 隔水层的空间展布，决定孔隙水系统的结构。
➢ 洪流堆积物呈扇状，河道堆积物呈条状，湖泊堆积物的平面展布呈同心 圆状。
➢ 水流动力环境的变化不但控制着岩性结构，还控制着堆积地貌，从而影 响孔隙水系统的补给、径流与排泄。
黄土地区的地貌形态：塬、梁峁，黄土杖（撑）地
塬是一种表面平坦，周围为沟谷环境的地貌形态； 峁是一种园形小丘，象一个馒头。
黄土地区的地貌形态：塬、梁、峁，黄土杖（撑）地
塬：宽阔的高平地； 梁：条形垄岗； 茆：浑圆土丘；
黄土杖地（branch-like loess land）是黄土梁、峁地区冲沟沟头 或其上游存在的一种特殊黄土洼地地貌形态。状似拐杖，宽数 十至数百米，长3～5千米。多分布于宁夏固原、甘肃环县及陕 西吴旗一线以北地区。
不同成因类型的松散沉积物，其空间分布、岩性结构以及地下水赋存特 点具有不同。
➢ 残积物是基岩就地风化产物，坡积物是斜坡片流及重力搬运所成，多不
构成含水层，仅为零星用户供水。
➢ 分布最广、具有水文地质意义的是水流沉积物，包括洪积物、冲积物、
湖积物、滨海三角洲沉积物，以及冰水沉积物等。
水流沉积物的特点
黄土塬中的地下水
塬中
塬边
水位埋深
大（塬中部较小） 小
降水补给
有利于
不利于
排泄：
弱
较强，强
水化学
溶滤
浓缩
矿化度
中
矿化度大
有利打井取水区为塬中心，或边坡地带
黄土高原地下水示意图
黄土塬
黄土梁
黄 黄土杖地 土
第11章 孔隙水
总体规律：
由山口向平原（盆地），由于水动力条件控制着沉 积作用，洪积扇显示良好的地貌岩性分带：地貌上坡度 由陡变缓，岩性上由粗变细。从而决定了岩层透水性由 好到差，地下水位埋深由大到小，补给条件由好到差； 随之，排泄由径流为主转化到以蒸发为主，水化学作用 由溶滤到浓缩，矿化度由小到大，水化学类型产生相应 变化；地下水位的变动也由大到小。
11.3 冲积物中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
地下水特点
– – – –
潜水，埋深由现代河道或近期古河道向河间洼 地或滨海方向变浅。 大气降水、地表水补给；近河道处径流排泄， 河间洼地处蒸发排泄为主。 水量丰富，特别是河床处。 水质：河道附近好，自两侧向河间洼地方向 TDS增大；往往在局部存在一般认为是Q3晚期 干旱气候下大陆盐化作用形成的咸水层（TDS ＞2g/L）。
11.2 洪积物中的地下水
地下水溢出带（盐分过路带）
– – –
–
–
因地形变缓、颗粒变细、透水性变差，地下水径流受 阻，潜水雍高而接近地表，形成泉或沼泽； 水平和垂直排泄； 接受降水与上游潜水的补给，动态变小； 出现粘性土或夹层，渗透性减小； 由于蒸发，TDS 增大， HCO3-SO4→ SO4- HCO3
11.5 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域
干旱气候条件下的高山降水和冰雪融水形成的8条 河流进入山前转化为深埋地下水，在溢出带集 中涌泉，强烈的径流使地下水浅埋但不盐化， 最终地表水和地下水汇入民勤-盆地北部，将盐 分堆积于此。 在自然条件下，水资源有序转化，盐分有序堆积。
11.6 黄土中的地下水
11.5 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域
《水文地质基础》第11章 孔隙水
地下水特点 – 埋藏浅，上部潜水，下部微承压水。
11.3 冲积物中的地下水
大气降水、边缘山区基岩裂隙水和洪水期的地表 水补给；蒸发和泄流排泄。
水量丰富，水质好，为HCO3—Ca型水。
– 北方冲积平原：以黄河下游泛滥冲积平 原最为典型
冲积物特点 – 沉积厚度和规模较大。 – 平面上，同一期的冲积物粗细颗粒呈带状有规 律分布，河床堆积砂层，河床以外堆积粘土为 主；多期冲积层交叉叠置，使岩性变化复杂化。 剖面上，“二元结构”不发育。
地下水深埋带（盐分溶滤带、径流带）
– 地势高，潜水埋深大； – 地形坡度大，因而水力坡度大，径流强，水平排泄； – 降水、地表水和山区基岩裂隙水补给量，动态变化大； – 强透水地层； – 化学成分以溶滤作用为主，HCO3—Ca型水
11.2 洪积物中的地下水
地下水溢出带（盐分过路带）
– 因地形变缓、颗粒变细、透水性变差，地下水径流受 阻，潜水雍高而接近地表，形成泉或沼泽；
漫摊与阶地发育，且呈“二元结构”
– 地下水特征
构成一个含水系统，下部沙砾石层微承压。 大气降水、基岩裂隙水、地表河流补给；
径流弱； 径流和蒸发排泄，枯水期泄流。
11.3 冲积物中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
砂砾石层的地下水量丰富，埋藏浅，是良好供水 水源。
低矿化淡水。
河流下游冲积平原中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
11.2 洪积物中的地下水
11.2 洪积物中的地下水11.3 冲积 Nhomakorabea中的地下水
冲积物：经常性水流形成的堆积物。即河流沉
积作用形成的堆积物。 河流上、中、下游沉积特征不同，因而冲
积物的水文地质特征也不同。
河流上游山区河谷冲积层中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
大气降水、边缘山区基岩裂隙水和洪水期的地表 水补给；蒸发和泄流排泄。
水量丰富，水质好，为HCO3—Ca型水。
– 北方冲积平原：以黄河下游泛滥冲积平 原最为典型
冲积物特点 – 沉积厚度和规模较大。 – 平面上，同一期的冲积物粗细颗粒呈带状有规 律分布，河床堆积砂层，河床以外堆积粘土为 主；多期冲积层交叉叠置，使岩性变化复杂化。 剖面上，“二元结构”不发育。
地下水深埋带（盐分溶滤带、径流带）
– 地势高，潜水埋深大； – 地形坡度大，因而水力坡度大，径流强，水平排泄； – 降水、地表水和山区基岩裂隙水补给量，动态变化大； – 强透水地层； – 化学成分以溶滤作用为主，HCO3—Ca型水
11.2 洪积物中的地下水
地下水溢出带（盐分过路带）
– 因地形变缓、颗粒变细、透水性变差，地下水径流受 阻，潜水雍高而接近地表，形成泉或沼泽；
漫摊与阶地发育，且呈“二元结构”
– 地下水特征
构成一个含水系统，下部沙砾石层微承压。 大气降水、基岩裂隙水、地表河流补给；
径流弱； 径流和蒸发排泄，枯水期泄流。
11.3 冲积物中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
砂砾石层的地下水量丰富，埋藏浅，是良好供水 水源。
低矿化淡水。
河流下游冲积平原中的地下水
11.3 冲积物中的地下水
11.2 洪积物中的地下水
11.2 洪积物中的地下水11.3 冲积 Nhomakorabea中的地下水
冲积物：经常性水流形成的堆积物。即河流沉
积作用形成的堆积物。 河流上、中、下游沉积特征不同，因而冲
积物的水文地质特征也不同。
河流上游山区河谷冲积层中的地下水
水文地质学基础 第十一章 裂隙水.
④当存在厚层隔水层且断层断距较大时，形成阻水断层。 有利于排水疏干而不利于供水。
重点内容
1. 裂隙水的类型及特征 2. 裂隙水流的特征 3. 裂隙介质的研究方法及使用范围 4. 导水断层的水文地质意义
2. 裂隙水流的基本特征
◆流场不连续 ◆局部流向与整体流向往往不一致
三、 裂隙介质的研究方法
1. 等效多孔介质方法： ☆用等效的多孔介质场来近似代替复杂的裂隙介质场. ☆应用条件：
1）等效时含水系统的补、径、排条件不能改变。 2）等效是两种介质在特定功能上的等效。
2. 双重介质方法 ☆分别用两种等效的多孔介质去近似代替大小两种空隙。
◆导水断层带的水文地质意义：Байду номын сангаас①贮水空间。当围岩本身裂隙不发育而仅断层带局部破
碎时。初期涌水量及水压可能较大，但迅速衰减，以至干涸 ②发育于透水围岩中的导水断层，不仅是贮水空间，还
兼具集水廊道的功能。涌水量较大且稳定。 ③导水断层沟通若干个含水层或地表水体时，断层带兼
具贮水空间、集水廊道与导水通道的功能。涌水量大且长期 保持稳定。
☆特点：
1.两种空隙空间分别刻画，各有自己独立的参数； 2.两种空隙存在水力联系，可以进行水量交换。 3. 非连续介质方法 ☆对裂隙网络中每条具有实际导水意义的裂隙进行精确的 描述。
☆优点：可以准确计算出裂隙网络内任意一点的水头、孔 隙水压力、渗透速度、流量等。
☆缺点：对实际资料的要求很高，计算复杂，要求用电网 络模拟或计算机模拟。
第十一章 裂隙水 一、 裂隙水的类型
1、成岩裂隙水（层状裂隙水） ◆多见于硬脆性岩石中。 玄武岩中的层状裂隙含水系统。岩脉及侵入岩
接触带，形成的带状裂隙含水系统。 ◆常呈层状或似层状分布，具有良好的水力联
重点内容
1. 裂隙水的类型及特征 2. 裂隙水流的特征 3. 裂隙介质的研究方法及使用范围 4. 导水断层的水文地质意义
2. 裂隙水流的基本特征
◆流场不连续 ◆局部流向与整体流向往往不一致
三、 裂隙介质的研究方法
1. 等效多孔介质方法： ☆用等效的多孔介质场来近似代替复杂的裂隙介质场. ☆应用条件：
1）等效时含水系统的补、径、排条件不能改变。 2）等效是两种介质在特定功能上的等效。
2. 双重介质方法 ☆分别用两种等效的多孔介质去近似代替大小两种空隙。
◆导水断层带的水文地质意义：Байду номын сангаас①贮水空间。当围岩本身裂隙不发育而仅断层带局部破
碎时。初期涌水量及水压可能较大，但迅速衰减，以至干涸 ②发育于透水围岩中的导水断层，不仅是贮水空间，还
兼具集水廊道的功能。涌水量较大且稳定。 ③导水断层沟通若干个含水层或地表水体时，断层带兼
具贮水空间、集水廊道与导水通道的功能。涌水量大且长期 保持稳定。
☆特点：
1.两种空隙空间分别刻画，各有自己独立的参数； 2.两种空隙存在水力联系，可以进行水量交换。 3. 非连续介质方法 ☆对裂隙网络中每条具有实际导水意义的裂隙进行精确的 描述。
☆优点：可以准确计算出裂隙网络内任意一点的水头、孔 隙水压力、渗透速度、流量等。
☆缺点：对实际资料的要求很高，计算复杂，要求用电网 络模拟或计算机模拟。
第十一章 裂隙水 一、 裂隙水的类型
1、成岩裂隙水（层状裂隙水） ◆多见于硬脆性岩石中。 玄武岩中的层状裂隙含水系统。岩脉及侵入岩
接触带，形成的带状裂隙含水系统。 ◆常呈层状或似层状分布，具有良好的水力联
水文地质学基础第十一章
11.3 裂隙介质及其渗流
（一） 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
（图a），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。 单个裂隙
• 只有不同方向的裂隙相互交切构成一个导水网
络时，才能在一定范围内具有传输地下水的功
能。
裂隙网络
（二 ） 裂隙水流的基本特征
• 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，如水头、流向
、流速、孔隙水压力等均存在明显的差别。
• 但仍可用虚拟的介质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，可通过调整多孔介质的渗透系数 K ，使 两个系统的泉流量相等。这时称这个孔隙介质为裂 隙介质的等效多孔介质。
裂隙很难发育。
泥质岩石虽易风化，但裂隙易被土状风化物
充填而不导水。
粗粒结晶岩（花岗岩、片麻岩等），多种矿
物组成，不同矿物热胀冷缩不一，风化裂隙发育
，风化裂隙水主要发育于此类岩石中。
风化营力决定着风化裂隙层呈壳状包裹于地面，
一般厚度数米到数十米，未风化的母岩往往构成相 对隔水底板，故风化裂隙水一般为潜水，被后期沉 积物覆盖的古风化壳可赋存承压水。
体高边坡稳定性、地下硐室围岩稳定性等)研究。
实际工作中三种方法的选用：
• 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、流速为主的问题可 采用非连续介质方法
11.5 断裂带的水文地质意义
• 断裂带是应力集中释放造成的破裂形 变，大的断层延伸数十至数百公里， 断层带宽达数百米，穿切若干岩层， 构成具有特殊意义的水文地质体。
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质，向湖心过渡为粘土 构成主要含水层的砂砾展布广、厚度大，剖面上为层状或延伸远的长透镜状 砂砾含水层的规模收沉积物形成时湖盆规模、气候、新构造运动控制 湖积物通常有规模大的含水砂砾层，但主要通过进入湖泊的冲积砂层与外界
联系，故与外界联系较差，补给困难，地下水资源一般并不丰富
黄土高原孔隙水系统
孔隙：岩层颗粒及颗粒集合体之间的空隙
不同成因类型的松散沉积物，其空间分布、岩性结构、地下水 赋存特点不同
残积物和坡积物 水流沉积物：洪积物、冲积物、湖积物、三角洲沉积物、冰水沉积物等
水流沉积物的结构由水动力环境决定,系统演变受地质和自然地 理背景控制
洪积物中的孔隙水
洪积扇：洪流携带的物质以山口为中心堆积成的扇形堆积体 位置：山前地带 形状：扇形
岩性分带：
粒度：砾、卵、漂石→砾及砂 (粘土夹层)→砂及粘性土夹层
层理：不显层理→层理明显→ 砂与粘土互层
分选：差→中等→好
地下水分带
赋存条件：①岩性：颗粒粗大→颗粒变细 ②水位埋深：深→浅：潜水 深埋带→潜水溢出带→潜水下沉带 ③渗透性：好→差
补、径、排条件： ①补给：充沛→差 ②径流：强烈→受阻，快→慢 ③排泄：径流排泄→蒸发排泄
黄土高原自然地理概况
面积：61.47万km2 地势：自东南向西北，由1000 m升至4000 m以上 年降水量：自东南向西北，由600 mm降为200 mm，最西部<40 mm
年蒸发量：1000 mm增至1800 mm
马
兰 厚数米到十余米
黄 土 （
主要为粉土质亚砂土
古土壤层与钙质结核均不如 下中更新世黄土发育
祁连山山前洪积扇
坐落在洪积扇上的泸定县城 天山南麓洪积扇
天山东段博格达峰山前洪积扇
洪积扇的分带性 (河流出山口 → 平原)：
地形地貌 地貌: 扇顶 → 扇前缘 → 扇前缘以下（平原或盆地） 地形：高 → 低 地面坡度：陡 → 缓 岩性：粗 → 细
水动力条件与沉积作用 集中的洪流 → 辫状散流 水流速度：快 → 慢 搬运能力：强 → 弱 岩性：粗 → 细 分选：差 → 好
洪积扇与城镇和建筑物布局
冲积物中的孔隙水
黄河下游平原水文地质剖面
郑州市以上黄河以侵蚀搬运作用为主，以下进入华北平原，坡降变小，堆积作用 为主，河床抬高而成为地上河
古（现代）河道地势最高，沉积颗粒较粗的砂，向外随地势变低依次堆积亚砂土 、亚粘土，在河间洼地的中心部位则堆积粘土
由河道到河间洼地，微地貌—岩性—地下水分带明显
水化学： ①水化学作用：溶滤→蒸发浓缩 ②矿化度：低→中→高： 盐分溶滤带→盐分过路带→盐分积聚带 ③水化学类型
动态和均衡：①水位动态变化：大→小 ②均衡：统一的地下水系统 ③景观（环境） ：缺水区→泉/沼泽 → 盐渍化区
地表水动力 条件分带
沉积作用 分带
地貌岩 性分带
地下水 分带
透水性
水位 埋深
含水层主要由含卵砂砾石构成，厚十余米至上百米，单井涌水量每日几十至三 千多立方米 水化学类型HCO3 ·Cl-Na·Ca·Mg、SO4·Cl-Na型，TDS多在0.50～1.24 g/L K=2.1-7.7 m/d
冲湖积平原多层孔隙承压自流水系统
在300m深度内有7层含水层。厚度不超过50m，最薄<l0m.岩性为中细砂、粗中砂 和粉细砂 单孔涌水量200～1000 m3/d Ⅰ、Ⅱ承压自流水层分布于冲洪积平原边缘近湖积平原带，TDS约15 g/L，为咸 水；Ⅲ层承压自流水水质较好，TDS<0.75g/L，属淡水 水化学类型一般为HCO3·Cl (SO4)-Na·Ca（Mg）
补给 条件
水化学
水位 变动
扇顶——潜水埋藏深，地层透水性好 ，补给充沛，地下径流强烈，蒸发微 弱，形成低矿化水，属潜水深埋带或 盐分溶滤带，多为HCO3－Ca、Ca • Na、Ca • Mg型水，水位变化大
扇缘——透水性变差，地下水流受阻 ，潜水位壅高接近地表，形成泉和沼 泽，蒸发增强，水的矿化度增高，为 潜水溢出带或盐分过路带，地下水位 动态变化小
）
结构格外疏松 含水层
Q1 Q2 Q3
离
石
多为粉土质亚粘土
黄 土 （
呈棕黄色，某些微 显红色
厚度最大可达200m
）
因多次沉积间断，
以下则为
黄
钙质结核层
土 （
午城黄土为隔水层 离石黄土整体或其
平原区——颗粒变细，潜水埋深不大 ，蒸发强烈，土壤常发生盐渍化，为 潜水下沉带或盐分堆积带。
在特定的自然地理、地质背景下，洪积扇中的地下水有其独特性
西北某些山前地区洪积扇上带潜水埋深反而较中带浅 洪积扇的水化学分带在不同气候条件下很不相同
洪积物孔隙水实例：那陵格勒河
山前冲洪积平原松散岩类孔隙水含水层系统
冲积平原中流速较大的河床堆积砂，河床以外则淤积粘性土为主 构成冲积平原主要含水层的砂沿河道呈条带状分布 河流的决口与改道，可造成前后期古河道砂层连通 河道砂层在三维空间实际上是相互联系的网络状砂带 含水砂层通过砂层相连的“天窗”及粘性土弱透水层越流发生水力联系
湖积物中的孔隙水
湖积物特点： 静水沉积，颗粒细小，分选良好，层理细密，岸边浅水处沉积砂砾等粗粒物
地势：高 → 低 岩性：粗 → 细 渗透性：好 → 差 补给条件：好 → 差 地下水埋深：深 → 浅 排泄：径流排泄 → 蒸发排泄 水化学作用：溶滤作用→浓缩作用 TDS：低 → 高
本区地下水水质变化还与咸水层及其运移有关
晚更新世晚期干旱气候下大陆盐化的产物 咸水层厚度50-200 m，TDS >2 g/L 地下水流动系统的长期影响下，咸水层发生运移 在河道两侧低地及河间洼地中心的势汇地带，由于蒸发而造成土壤盐渍化
水文地质学基础第11章_孔隙水
提纲
孔隙水的特征 洪积物中的孔隙水 冲积物中的孔隙水 湖积物中的孔隙水 黄土高原孔隙水系统 孔隙含水系统实例分析：石羊河流域
孔隙水的特征
孔隙水：赋存于松散沉积物中的地下水。特点：
层状分布，空间上连续均匀 含水系统内部水力联系良好 通常垂向渗透性差，顺层渗透性好（黄土例外）
联系，故与外界联系较差，补给困难，地下水资源一般并不丰富
黄土高原孔隙水系统
孔隙：岩层颗粒及颗粒集合体之间的空隙
不同成因类型的松散沉积物，其空间分布、岩性结构、地下水 赋存特点不同
残积物和坡积物 水流沉积物：洪积物、冲积物、湖积物、三角洲沉积物、冰水沉积物等
水流沉积物的结构由水动力环境决定,系统演变受地质和自然地 理背景控制
洪积物中的孔隙水
洪积扇：洪流携带的物质以山口为中心堆积成的扇形堆积体 位置：山前地带 形状：扇形
岩性分带：
粒度：砾、卵、漂石→砾及砂 (粘土夹层)→砂及粘性土夹层
层理：不显层理→层理明显→ 砂与粘土互层
分选：差→中等→好
地下水分带
赋存条件：①岩性：颗粒粗大→颗粒变细 ②水位埋深：深→浅：潜水 深埋带→潜水溢出带→潜水下沉带 ③渗透性：好→差
补、径、排条件： ①补给：充沛→差 ②径流：强烈→受阻，快→慢 ③排泄：径流排泄→蒸发排泄
黄土高原自然地理概况
面积：61.47万km2 地势：自东南向西北，由1000 m升至4000 m以上 年降水量：自东南向西北，由600 mm降为200 mm，最西部<40 mm
年蒸发量：1000 mm增至1800 mm
马
兰 厚数米到十余米
黄 土 （
主要为粉土质亚砂土
古土壤层与钙质结核均不如 下中更新世黄土发育
祁连山山前洪积扇
坐落在洪积扇上的泸定县城 天山南麓洪积扇
天山东段博格达峰山前洪积扇
洪积扇的分带性 (河流出山口 → 平原)：
地形地貌 地貌: 扇顶 → 扇前缘 → 扇前缘以下（平原或盆地） 地形：高 → 低 地面坡度：陡 → 缓 岩性：粗 → 细
水动力条件与沉积作用 集中的洪流 → 辫状散流 水流速度：快 → 慢 搬运能力：强 → 弱 岩性：粗 → 细 分选：差 → 好
洪积扇与城镇和建筑物布局
冲积物中的孔隙水
黄河下游平原水文地质剖面
郑州市以上黄河以侵蚀搬运作用为主，以下进入华北平原，坡降变小，堆积作用 为主，河床抬高而成为地上河
古（现代）河道地势最高，沉积颗粒较粗的砂，向外随地势变低依次堆积亚砂土 、亚粘土，在河间洼地的中心部位则堆积粘土
由河道到河间洼地，微地貌—岩性—地下水分带明显
水化学： ①水化学作用：溶滤→蒸发浓缩 ②矿化度：低→中→高： 盐分溶滤带→盐分过路带→盐分积聚带 ③水化学类型
动态和均衡：①水位动态变化：大→小 ②均衡：统一的地下水系统 ③景观（环境） ：缺水区→泉/沼泽 → 盐渍化区
地表水动力 条件分带
沉积作用 分带
地貌岩 性分带
地下水 分带
透水性
水位 埋深
含水层主要由含卵砂砾石构成，厚十余米至上百米，单井涌水量每日几十至三 千多立方米 水化学类型HCO3 ·Cl-Na·Ca·Mg、SO4·Cl-Na型，TDS多在0.50～1.24 g/L K=2.1-7.7 m/d
冲湖积平原多层孔隙承压自流水系统
在300m深度内有7层含水层。厚度不超过50m，最薄<l0m.岩性为中细砂、粗中砂 和粉细砂 单孔涌水量200～1000 m3/d Ⅰ、Ⅱ承压自流水层分布于冲洪积平原边缘近湖积平原带，TDS约15 g/L，为咸 水；Ⅲ层承压自流水水质较好，TDS<0.75g/L，属淡水 水化学类型一般为HCO3·Cl (SO4)-Na·Ca（Mg）
补给 条件
水化学
水位 变动
扇顶——潜水埋藏深，地层透水性好 ，补给充沛，地下径流强烈，蒸发微 弱，形成低矿化水，属潜水深埋带或 盐分溶滤带，多为HCO3－Ca、Ca • Na、Ca • Mg型水，水位变化大
扇缘——透水性变差，地下水流受阻 ，潜水位壅高接近地表，形成泉和沼 泽，蒸发增强，水的矿化度增高，为 潜水溢出带或盐分过路带，地下水位 动态变化小
）
结构格外疏松 含水层
Q1 Q2 Q3
离
石
多为粉土质亚粘土
黄 土 （
呈棕黄色，某些微 显红色
厚度最大可达200m
）
因多次沉积间断，
以下则为
黄
钙质结核层
土 （
午城黄土为隔水层 离石黄土整体或其
平原区——颗粒变细，潜水埋深不大 ，蒸发强烈，土壤常发生盐渍化，为 潜水下沉带或盐分堆积带。
在特定的自然地理、地质背景下，洪积扇中的地下水有其独特性
西北某些山前地区洪积扇上带潜水埋深反而较中带浅 洪积扇的水化学分带在不同气候条件下很不相同
洪积物孔隙水实例：那陵格勒河
山前冲洪积平原松散岩类孔隙水含水层系统
冲积平原中流速较大的河床堆积砂，河床以外则淤积粘性土为主 构成冲积平原主要含水层的砂沿河道呈条带状分布 河流的决口与改道，可造成前后期古河道砂层连通 河道砂层在三维空间实际上是相互联系的网络状砂带 含水砂层通过砂层相连的“天窗”及粘性土弱透水层越流发生水力联系
湖积物中的孔隙水
湖积物特点： 静水沉积，颗粒细小，分选良好，层理细密，岸边浅水处沉积砂砾等粗粒物
地势：高 → 低 岩性：粗 → 细 渗透性：好 → 差 补给条件：好 → 差 地下水埋深：深 → 浅 排泄：径流排泄 → 蒸发排泄 水化学作用：溶滤作用→浓缩作用 TDS：低 → 高
本区地下水水质变化还与咸水层及其运移有关
晚更新世晚期干旱气候下大陆盐化的产物 咸水层厚度50-200 m，TDS >2 g/L 地下水流动系统的长期影响下，咸水层发生运移 在河道两侧低地及河间洼地中心的势汇地带，由于蒸发而造成土壤盐渍化
水文地质学基础第11章_孔隙水
提纲
孔隙水的特征 洪积物中的孔隙水 冲积物中的孔隙水 湖积物中的孔隙水 黄土高原孔隙水系统 孔隙含水系统实例分析：石羊河流域
孔隙水的特征
孔隙水：赋存于松散沉积物中的地下水。特点：
层状分布，空间上连续均匀 含水系统内部水力联系良好 通常垂向渗透性差，顺层渗透性好（黄土例外）