水文地质学孔隙水

1、第十章 孔隙水定义：赋存于松散沉积物颗粒构成的孔隙网络之中的地下水孔隙水的特征： 1）孔隙水多呈层状均匀分布，孔隙之间互相连通，水力联系密切，同一含水层具有统一的地下水面； 2）孔隙水一般呈层流运动，很少见到像裂隙水和岩溶水那样，出现透水性突变和相应的紊流运动状态。层流、达西定律 3）孔隙水的埋藏分布和运动规律主要受地貌及第四纪沉积规律控制，在不同的地貌单元和不同类型的第四系沉积物中，地下水具有不同的分布规律。1第十章 孔隙水按照沉积物的成因类型，孔隙水分为：洪积物（洪积扇）中的地下水冲击物中的地下水湖积物中的地下水黄土高原的地下水沙漠地区的地下水冰川堆积物中的地下水滨海三角洲及海岛沉积物中的

2、地下水2第十章 孔隙水10.1 洪积扇中的地下水10.1.1 洪积扇的沉积于分布典型的洪积扇形成于干旱半干旱地区的山前地带。 暴雨形成流速极大的洪流，山区洪流沿河槽流出山口，进入平原或盆地，不再受河槽的约束，加之地势突然转为平坦，集中的洪流转为辫状散流； 水的流速顿减，搬运能力急剧降低，洪流所携带的物质以山口为中心堆积成扇形，称为洪积扇。 在山近入平原盆地处常常形成一系列大大小小的洪积扇，扇间为洼地。 洪积扇分布：我国新疆天山北麓、内蒙古阴山、甘肃河西走廊、华北太行山东麓、东北大兴安岭地带。一、洪积扇形成过程3第十章 孔隙水10.1.2 洪积扇中的地下水4第十章 孔隙水二、洪积扇的地形及岩性特

3、征地形：由山麓向平原呈扇状展开，地面坡度也向平原逐渐变缓岩性：分选不良，但大体由山麓向平原，沉积物颗粒由粗变细 顶部：多为砾石、卵石、漂砾，沉积物不显层理，或仅在期间所夹细粒层中显示层理；透水性好。 中部：过渡为砾及砂为主，开始出现粘性土夹层，层理较明显；透水性变差。 下部至没入平原的部分：为砂与粘性土的互层。注：流速的陡变决定了洪积物分选不良，即使在卵石、砾石为主的扇顶，也常出现砂和粘性土的夹层或团块，甚至出现粘性土和砾石的混杂沉积物，向下分选良好。5第十章 孔隙水10.1.2 洪积扇中的地下水1）顶部 粗大的颗粒直接出露地表，或仅覆盖薄土层，十分有利于吸收降水及山区汇流的地表水，是主要补给

4、区。 地势高，潜水埋藏深（水位埋深十余米乃至数十米）。岩层透水性好，地形坡降大，地下径流强烈。蒸发微弱而溶滤强烈，故形成低矿化水（数十毫克升到数百毫克升）。 属潜水深埋带或盐分溶滤带，其动态随气象和水文因素而变化，地下水水位动态变化大。 地下水水质好，水量大，但水位埋藏深，取水不便。一、一般规律6第十章 孔隙水2）中部 随着地形变缓、颗粒变细，透水性变差，富水性降低，地下水位埋藏变浅，地下径流受阻减弱，潜水壅水而水位接近地表，形成泉与沼泽，故也称溢出带。 地下水位埋藏浅，蒸发加强，径流途径加长，水的矿化度增高。水化学成分逐渐由HCO3-向HCO3SO4、SO4HCO3或SO42-转变，也称盐分

5、过路带。 潜水含水层之下，可构成多层承压含水层，它受上游潜水的补给，水位逐渐高于上游潜水，在溢出带外缘地形低洼处，可形成自流。 承压水不易受到蒸发影响，一般为矿化度小于1g/L的淡水。因此，这一带地下水以浅部潜水溢出和深部承压为特征。7第十章 孔隙水3）下部 常与冲击、湖积物等形成复合堆积平原。沉积物主要有粉土、粘性土和一些细砂、粉砂的互层或夹层组成。此带由于地形平坦、透水性弱，径流缓慢使地下水趋于停滞状态。在河流排泄作用的影响下，潜水埋藏深度比溢出带稍有加深，故称潜水下沉带。 水位埋深仍很浅，蒸发作用强烈，水以垂直交替为主，故又称潜水垂直交替带。 潜水大量蒸发，矿化度急剧增加。一般3g/L,

6、部分地区达到50g/L。水化学SO4Cl向ClSO4转变，最后为Cl-。地表常形成土壤盐滞化、故还称盐分堆积带。 沉积厚度大，形成深部承压水。承压水经上覆弱透水层补给上部潜水，一定程度加剧潜水蒸发。8第十章 孔隙水坡度：陡缓岩性：粗细水动力条件控制着沉积作用，洪积扇显示良好的地貌、岩性分带透水性：好差富水性：强弱水位埋深：大小大径流条件：好差地下水排泄：径流为主蒸发为主水化学作用：溶滤浓缩矿化度：小大 （水化学类型）地下水位的变动：大小 （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潜水深埋带潜水溢出带盐分溶滤带盐分过路带潜水垂直交替带盐分堆积带9第十章 孔隙水二、特定条件下洪积扇中

7、的地下水1）地质结构 例如，洪积扇顶部通常潜水埋藏深度大，不利于取用地下水，因此，城镇大多分布于溢出带以上最利于取用地下水的地带， 这在我国华北很普遍。 但是在我国西北的某些山前地区，洪积扇上带的潜水埋藏深度往往反而比中带浅得多。 这是因为新构造运动使隔水基底呈现差异断块活动，近山处基底上升而远山处下落，故使两侧地下水位形成跌水（图 102） 。 上面所说的乃是洪积扇中地下水的一般规律，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。 10第十章 孔隙水11第十章 孔隙水 一般：干旱气候的祁连山山前倾斜平原，年降水量只有0170mm，降水入渗补给地下水微乎其微，蒸发强烈，显示良好的水

8、化学分带。洪积扇顶部为矿化度小于 1g/L 的重碳酸盐水，中间过渡带为 13g/L 的重碳酸盐-硫酸盐水和硫酸盐氯化物水，溢出带以下为矿化度大于 l0g/L 的氯化物水。 特殊：湿润气候的川西山前倾斜平原，年降水量高达 1000mm 以上，由洪积扇顶部直到溢出带以下，均为矿化度小于 0.5g/L的重碳酸盐水，水化学分带很不明显。2）气候条件12第十章 孔隙水10.2 冲击层中的地下水10.2.1 河流的沉积作用和冲击层一、河流上、中游河谷的冲击层 冲击物是河流堆积作用形成的沉积物，它具有较好的磨圆度、分选性和层理。 河流的上、中、下游冲击作用不同，形成的冲击物的岩性和结构特征也不同，因而各河段

9、的水文地质条件也不尽相同。河流上、中、下游河流左岸、右岸河流凸岸、凹岸13第十章 孔隙水中游的低山丘陵区：河床纵向坡降变缓，下切强度减弱，侧向侵蚀作用加强，河谷变宽。河床内横向环流冲刷凹岸，使粗大的砂卵石搬运到凸岸一边河底沉积下来，逐渐形成滨河浅滩。在洪水期，滨河浅滩被淹没，沉积一些粉细砂或粘土物质，便形成了河漫滩下粗上细的二元结构。上游山区河谷地段：河床纵向坡降大，水流速度大，主要表现为向下侵蚀，常形成深窄的峡谷形态。 水流侵蚀破坏的产物大部分被水冲走，只有在枯水期水量、流速都变小，水流搬运能力降低，粗大的碎屑物质（卵砾石、粗砂）才能在河流的凸岸和河谷的开阔河段堆积下来。通常没有粘土质的覆盖

10、层。（坡/残积物）14第十章 孔隙水15第十章 孔隙水二、河流下游平原的冲击层河流下游广阔平原地区：新构造运动的沉降地带，河道变浅，流速变小，有利于河流不断地堆积形成冲积平原。河道附近堆积规律：沿水平方向粗细颗粒往往呈带状分布。靠近河道的地方，包括河漫滩和一级阶地一带，沉积物通常是透水性良好的砂层，厚度也较大，是储存地下水的良好场所。远离河道的地方含水层逐渐变薄。平原河流下游：坡降缓、流速小，河流的堆积作用使河床淤浅。洪水泛滥出河床后流速顿缓，便在河床两侧堆积形成“自然堤”。随着河床不断淤积与自然堤不断抬高，结果是河床高出周围地面，成为“地上河”。16 黄河中游是广袤的黄土高原，以粉土质为主、

11、质地疏松的黄土很容易遭受水流侵蚀带入黄河，黄河含砂量之高属世界之冠。郑州以上，黄河在峡谷中流动，以侵蚀搬运作用为主。 郑州以下，进入广阔的华北平原，坡降变小，黄河以堆积作用为主，河床不断淤浅。洪水期水流漫溢出河槽后便在河床两侧堆积形成自然堤。河床不断淤浅，自然堤不断抬高，河床高出周围地面，成为地上河。自然堤基础上堆筑的人工堤近一步使黄河河床抬高。占据高位的地上河，经常冲决自然堤与人工堤而频繁改道，从而淤积形成冲积平原。17第十章 孔隙水 华北平原本来是个大海湾，山东丘陵则为海中的一个大岛，最初以郑州为中心的黄河古冲积扇向东发展，把这个海湾分成黄海和渤海南北两部分。同时从黄土高原流出的永定河和滹

12、（h）沱河等河流，也分别在出山口处，形成较小的冲积扇。18第十章 孔隙水 因前述较小冲积扇的形成，地势逐渐增高，迫使出山后的黄河改道向东南流入黄海，使黄河三角洲迅速向东南发展，逐渐与山东丘陵及较南的淮阳山脉相连，于是形成淮河平原。19第十章 孔隙水 因此，淮河北岸的支流，皆源出黄河古冲积扇的南侧，向东南流。当黄河河道日渐堆积使其再次改道向东北流入渤海时，黄河三角洲又迅速向东北发展，与永定河和滹沱河等冲积扇连接，形成海河平原。20第十章 孔隙水次数时间入海地点改道原因第一次公元前602年沧州入渤海自然第二次公元11年滨县，利津入渤海自然，人为第三次公元1048年北流由天津入渤海，南流由无棣笃马河

13、入渤海自然第四次公元1194年清江口，云梯关入海自然，人为第五次公元1494年淮河入海自然，人为第六次公元1855年利津入渤海自然，人为第七次公元1938年淮河入海人为黄河改道具体年表21第十章 孔隙水 经过长期的历史发展，整个以黄河古冲积扇为分水岭的黄淮海平原终于形成，分水岭南边为淮河水系，北边则为海河水系。22第十章 孔隙水三、河流发展过程中的阶地沉积定义：河流下切使河谷底部出现一些不再为特大洪水所淹没的阶梯状地形，又称河成阶地。 一般河谷中常有一级或多级阶地，每一级阶地包含的地形单元有：阶地面、阶地斜坡、阶地前缘、阶地后缘和阶地陡坎等。1）阶地相关概念23第十章 孔隙水阶地面是指阶地的表

14、面，实际是原河谷底，大多向河谷轴部和下游方向倾斜。阶地斜坡是阶地面以下的坡地，也向河谷轴部倾斜，但坡度大得多。阶地面和阶地斜坡是组成阶地的两个主要形态要素，说明阶地发育的两个主要过程：阶地面形成时期，河流的侧蚀作用或沉积作用占优势；阶地斜坡形成时期，河流的下切作用占优势。阶地前缘是指同一级阶地的阶地面与阶地斜坡相交的地段。阶地后缘是指阶地面与较高一级阶地的斜坡或谷坡相交的地段。阶地高度一般指阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离。阶地的级数是由下而上按顺序分级的，把高于河漫滩的最低一级阶地称为一级阶地，向上依次为二级、三级阶地。一般说，阶地愈高年代愈老。24第十章 孔隙水2）阶地成因 河流阶地是

15、河流在相当长时期内稳定在一个高度之后又突然转向深切侵蚀，使原河谷底部高悬而成。 形成的条件有两个：较宽广的谷底和河流的下切侵蚀。 由于河流下切侵蚀的原因不同，阶地的成因也不一样，大致有以下几种：25第十章 孔隙水气候变化 气候变冷，流域内物理风化的加强，或者气候变干，流域内植被覆盖度减小，坡面侵蚀强度加大，都使流域补给河流的水量减少，沙量增加，造成河床堆积。 相反，气候变湿热，河流中泥沙量减少而径流量增加，导致河床下切侵蚀，形成阶地。 可见，长期的气候干湿变化引起堆积和侵蚀作用的交替，便会形成一系列阶地。 这种阶地称为气候阶地，如第四纪以来与间冰期气候交替出现所形成的阶地。26第十章 孔隙水构

16、造运动 当河流流经地区的地壳上升时，河床纵剖面的比降加大，水流侵蚀作用加强，使河流下切形成阶地。 地壳运动是间歇性的，在地壳上升运动期间，河流以下切为主；在地壳相对稳定期间，河流以侧蚀和堆积为主，这样就在河谷两侧形成多级阶地。 这种因构造运动形成的阶地，称为构造阶地。27第十章 孔隙水基准面变化 基准面下降通常会引起河口段河床比降的增加，比降的加大则引起水流下切侵蚀，形成河流阶地。 引起基准面升降的原因可以是地壳的升降或第四纪冰期与间冰期交替引起的海面变动。 一般认为，间冰期是海面普遍上升的时期，也是河流因海侵而发生淤积的时期；冰期是海面普遍下降的时期，亦是河流下游或河口段河床下切形成阶地的时

17、期。 由于海面变化在晚近地质时期内交替出现，因此基准面变化形成的阶地称为旋回阶地。28第十章 孔隙水人为活动 人类活动能使河流的水流和河床情况发生一定的变化。 如由于水库的兴建，上游河段因基准面的上升，使原河流阶地被水淹没成为河床或河漫滩。 而水库以下的河段，由于洪峰后水库调平，下泄径流量减少，原河漫滩受不到洪水的淹没变成新的阶地。29第十章 孔隙水3）阶地分类（按组成物质及其结构）侵蚀阶地 由基岩构成，其上很少有河流冲积物覆盖，一般发育在构造抬升的山区河谷。 这里水流流速较大，侵蚀作用较强，侵蚀阶地面上往往只有一些坡积物和残积物。堆积阶地 完全由河流冲积物构成，又称沉积阶地。在河流中下游最为

18、常见。 形成过程：先是河流侧向侵蚀展宽谷底，同时发生大量堆积，形成宽阔的河漫滩；然后河流强烈下蚀，当河流下切深度不超过冲积层的厚度时，形成堆积阶地。30第十章 孔隙水堆积阶地分为上叠阶地和内叠阶地两种：上叠阶地新阶地完全上叠在老阶地上，从下到上叠生而成。内叠阶地指新阶地内叠于老阶地之内，由内向外叠生而成，叠生的冲积物分布的范围和厚度都小于老的基座阶地 下部出露基岩、上部覆盖冲积物的阶地，由河流下切深度超过原冲积层的厚度，切至基岩内部而成。埋藏阶地 被新的冲积物或其他堆积物所埋藏的早期阶地。311.不同时代冲击层2.现代河漫滩3.基岩4.坡积物5.河水位a）侵蚀阶地b）基座阶地c）嵌入阶地d）内

19、叠阶地e）上叠阶地f）掩埋（埋藏）阶地g）坡下阶地（为斜坡堆积物所掩埋）32第十章 孔隙水10.2.2 冲击层中的地下水一、河流上、中游河谷冲击层中的地下水上游：河谷V形，狭窄，阶地和河漫滩不发育，凸岸沉积有卵砾石层，透水性强，水质好，与河水关系密切，但厚度不大，分布范围小，水位季节变化大。中游：河谷U形，相对宽阔，阶地和河漫滩比较发育。 具有二元结构的河漫滩属最新堆积的冲击层，上部细砂及粘性土为弱透水层；下部中粗砂和砾石组成较强透水层，埋藏有丰富的地下水，且潜水和河水往往连成一个统一体。 阶地中埋藏的潜水，补给、径流条件好，水量大，除接受大气降水补给外，还常常接受地表水补给。33第十章 孔隙

20、水 阶地中潜水的埋藏深度受地形的控制。 地下水的水力坡度自分水岭向河谷变缓，埋藏深度逐渐变浅。 在不同的地貌部位因地质构造不同，富水性也有所差异。 一级阶地富水性最好，且多为重碳酸盐型水。 高阶地的冲击物因形成时间早，常已开始固结或被洪积物覆盖，因此透水性差，加之厚度、宽度较小，汇水条件不如低阶地，故富水性不如低阶地好，且水质变化大。34第十章 孔隙水 二级阶地出露较广，阶面平坦，最宽可达4km多，兰州市区即位其上。该阶地含水层厚度变化大，由几米至二十多米；渗透系数平均为14m/d，潜水埋深在1-15m左右，富水性和水质均比一级阶地差，矿化度已达1g/L。 在四季阶地以上水量已甚小，水质极差，

21、带苦涩味，已不能引用。例如，黄河在兰州附近形成了六级阶地： 一级阶地沿黄河不连续分布，宽度小于500m，组成物质下部为砂砾卵石层，上部为细砂；潜水埋深1-3m，含水层最厚处达340m，透水性良好，渗透系数40-100m/d，主要接受黄河水补给，水质为HCO3-Ca-Mg型水，矿化度在0.3g/L左右，兰州城市供水开采的地下水即取自该阶地与河漫滩的含水层。35第十章 孔隙水二、河流下游平原冲击层中的地下水36第十章 孔隙水 在冲积平原上，近期古河道与现代河道，地势最高，沉积颗粒较粗的砂； 向外，随着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。 良好的微地貌岩性地下水分带。 现

22、代河道与近期古河道地势高、岩性粗，渗透性好，利于接受地表水与降水的入渗补给，地下水埋藏深度大，蒸发较弱，以溶滤作用为主，水质良好。 自两侧向河间洼地，地势逐渐变低，岩性变细，渗透性变差，地下水位变浅，蒸发增加，矿化度增大。37 由河道向河间洼地地下水水质的变化还与本区普遍存在的咸水层以及咸水层在地下水流动系统的驱动下运移有关。38第十章 孔隙水 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。 因此，构成冲积平原主要含水层的砂沿河道呈条带状分布。随着河流决口改道，形成不同时期的古河道。 除了决口处前后期古河道的砂层连通外，后期的河道砂带也可能在某些地方直接叠置在原有河道砂带之上。 因

23、此，剖面上看来似乎是孤立透镜体的砂，在三维空间实际上是相互联系的网络状砂带。 含水砂层正是通过这种砂层相连的“天窗”以及通过粘性土弱透水层的越流相互发生水力联系的。3940第十章 孔隙水10.3 湖积物中的地下水湖积物属于静水沉积。 颗粒分选良好，层理细密，岸边浅水处沉积砂砾等粗粒物质，向湖心逐渐过渡为粘土。 构成主要含水层的砂砾，展布广、厚度大（单层厚度甚至可高达100m以上），剖面上为层状或延伸远的长透镜状。随着沉积物形成时湖盆规模、气候、新构造运动等的不同，砂砾含水层的规模不等。41第十章 孔隙水（有河流）丘陵山区的湖泊沉积，由于物质来源多为粗粒物质，故岸边多为砂砾层，向湖心过渡为粘土与

24、砂互层。 有时洪积扇直接伸入湖泊中，湖的岸边为分选较差的洪积物，远岸处逐渐变为分选较好的粗粒湖积物。 气候的周期性干湿交替（或构造下降与停顿交替），则使同一地点砂砾层与粘土层交替堆积，形成多个被粘土分隔的含水砂层。当没有河流穿越湖泊时，波浪力是唯一的分选营力。 在近岸浅水带波浪力影响所及的范围内，波浪反复淘洗沉积物，粗粒留在岸边，细粒落于远岸处，波浪力所影响不到的湖心，则被细小的粘粒所占据，典型条件下湖心粘土层理十分细密。42第十章 孔隙水湖泊沉积物水力联系、富水程度 总的说来，我国第四纪初期湖泊众多，湖积物发育，后期湖泊萎缩，湖积物多被冲积物所覆盖。 因此，裸露于地表的粗粒湖泊物很少见。由于

25、湖积物往往是砂砾石与粘土的互层，垂向越流补给比较困难。 侧向上分布广泛的粗粒的湖积含水砂砾层主要通过进入湖泊的冲积砂层与外界联系。 湖积物通常有规模大的含水砂砾层，容易给人以赋存地下水丰富的印象。但由于其与外界联系较差，补给困难，地下水资源一般并不丰富。43第十章 孔隙水10.4 黄土高原的地下水 我国西部黄土高原普遍分布黄土。 黄土的粉土含量大于60，富含钙质，结构较为疏松。下中更新世（Q+）黄土，多为粉土质亚粘土，一般呈棕黄色，有的地区微显红色，厚度最大可达200m。由于多次沉积间断，形成十余层深棕至棕黑色的古土壤层，古土壤层以下则为钙质结核层。 上更新世（Q）黄土呈淡黄色，一般厚数米到十

26、余米，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，结构格外疏松。44第十章 孔隙水 黄土均发育垂直节理，且多虫孔、根孔等以垂向为主的大孔隙。因此，黄土的垂向渗透系数常比水平方向大几倍到几十倍。对甘肃黄土进行渗水试验后得出，黄土垂向渗透系数为0.190.37m/d，水平方向渗透系数为0.0020.003m/d。随着埋藏深度加大，黄土中大孔隙减少，渗透性明显降低。 总的说来，黄土高原地下水水量不丰富，地下水位埋深大，水质较差。这是岩性、地貌、气候综合影响的结果。45第十章 孔隙水【黄土塬】我国西北黄土地区的一种地貌。指黄土覆盖的较高而面积较大的平坦地面。它的周围为沟谷所环蚀，边

27、缘由于受沟谷的向源侵蚀而参差不齐。塬的成因，可以是黄土堆积在侵蚀切割不强，地势平缓的大片古地面上而成；也可以是充填在山间或山前低地中的平坦黄土面受沟谷分割而成。它是黄土高原特有的保存完好而宽广的平坦地面，如甘肃东部的董志塬，陕西北部的洛川塬，就是典型的黄土塬。【黄土梁】西北黄土地区呈条状延伸的平顶岭岗，是黄土塬被侵蚀分割的残余梁脊状地形。它的纵长方向还保留着平坦形态。但是黄土梁经过长期侵蚀之后，由于冲沟向源侵蚀发育，使两侧坡上反向而流的小冲沟的沟头相遇，于是在顶面就出现许多马鞍形凹地，而在平坦面上形成平缓的波状起伏。也有些黄土梁是黄土披覆古梁状地形的直接表现。46第十章 孔隙水【黄土峁】黄土形

28、成的孤立的丘陵地形。其顶部浑圆，斜坡较陡。它的成因，或是由于继承了古丘陵地形，或由于近代沟谷切割黄土梁而成。黄土峁多分布于切割强裂的河流下游地区，或者河流的交汇处。多见于我国陕北、晋西一带。47第十章 孔隙水 黄土塬有较为宽广的平台。切割较弱，有利于降水入渗（降水入渗系数平均为5%10%），而不利于迅速排泄，故赋存地下水比较丰富。（水平与垂直方向的渗透性能差异） 地下水由塬的中心向四周辐射状散流，以泉的形式排泄于沟谷底部或相对隔水层的顶部。塬中心地下水位埋深较浅（一般埋深2040m；塬面愈宽广，则塬中心水位埋深愈浅），而塬边埋深大（60100m）。矿化度也由塬中心向四周增大。 黄土梁、峁切割强烈，不利于降水入渗（入渗系数可以小到1%）与地下水赋存。梁、峁间宽浅谷地（当地根据其形状称为杖地与撑地）赋存有水量较小、水质较差而水位较浅（1030m）的地下水，可供少量居民用水或畜牧用水。48第十章 孔隙水 由此可见，黄土塬区有利打井取水区为塬中心，或边坡地带（图108）。49第十章 孔隙水1-长期采水孔2-季节性采水孔3-民井4-下降泉5-潜水等水位线6-黄土冲沟7-地下水流向50第十章 孔隙水10.5 沙漠地区的地下水 我国沙漠主要分布在西北、内蒙古六个省、自治区，沙漠面积约占全国总面积的11%。这些地区气候极端干旱，年降水量一般在100mm以下