第9章-不同空隙岩层中的地下水

第9章不同含水介质中的地下水9.1孔隙水9.2裂隙水9.3岩溶水9.4泉本章教学内容：9.1孔隙水9.1.1洪积扇中的地下水9.1.2冲积物中的地下水9.1.3湖积物中的地下水9.1.4黄土中的地下水9.1.5孔隙含水系统实例分析

赋存于松散岩类孔隙中的水称为孔隙水。

孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物的颗粒之间，是沉积物的组成部分。

不同成因类型的松散沉积物，受不同水动力条件的控制，显示出不同的水文地质特征。从回溯挽近时期地质发展史，恢复沉积时的水动力条件，是掌握松散沉积物沉积规律并借以认识孔隙水形成与分布规律的关键所在。

9.1.1洪积物中的地下水

1、洪积物的沉积特征：洪积物多分布于山前平原和山间盆地，是暂时性水流（洪流）流出山口形成的，地貌特征为洪积扇。洪积物的颗粒由山前向平原逐渐变细。洪积扇昌马洪积扇玉门市坐落在一个如银杏叶般的洪积扇东北边缘。玉门油田粒度统计分析方法在青藏高原隆升研究中的运用及效果

_以昌马洪积扇为例太行山（北段）冲积扇造就的城市带祁连山冲积扇造就的城市带新疆哈密洪水来势汹汹，冲出山口后，由于坡度骤降，水流变得缓而分散，丝丝细流漫无目的地流淌开来，仿佛一束被解开的辫子。每一次洪水所携带的物质堆积沉淀下来，逐渐形成了厚厚的洪积扇。典型地区洪积扇沉积物的分带性洪积扇岩相分带(沉积特征)：

扇顶相、扇形相、滞水相

扇顶相

以巨砾、砾石等粗粒沉积物为主，夹有细粒沉积透镜体，巨砾间为后续水流细粒充填，发育急流交错层理。

扇形相

为沉积砂砾卵石、漂砾组成。粗粒沉积物成条状由扇顶伸入，剖面上呈各种透镜状(又称填谷粗粒沉积物)，常与细粒沉积物交互，呈现不连续层状，称“多元结构”。

滞水相

又称边缘相，进入平原或盆地，主要由亚砂土、亚粘土组成，具有由粉砂与亚粘土组成的“纹泥状”薄层理。

以上各岩性带在平面和剖面上都呈过渡关系。洪积物岩相离山口的距离取决于气候和新构造运动对洪流作用的影响，有时离山口近，有时远离山口伸入平原(或盆地)较远。洪积物厚度最大处在中部；在山前有活动断裂时近断裂带最厚。洪积扇岩相分带结构示意图2、洪积物的水文地质特征：Ⅰ带---盐分溶滤带（径流带）：

沉积物透水性好，利于吸收降水和地表水的补给。潜水埋藏深，水力坡度大，径流途径短而强烈；蒸发微弱，以径流排泄为主；溶滤强烈，常形成低矿化水；地下水位动态变化大。Ⅱ带---盐分过路带（溢出带）：

沉积物透水性变差，径流受阻，潜水位接近地表形成泉或沼泽；径流途径加长；蒸发加强，水的矿化度增高；地下水位动态变化小。Ⅲ带---盐分堆积带（蒸发带）：

沉积物透水性较差，出现承压含水层，潜水埋深较Ⅱ带增大，径流缓慢；以蒸发排泄为主，水的矿化度较高，易发生盐渍化。Ⅰ带潜水位埋深由深变浅径流由强变弱透水性由好变差补给条件由好变差径流排泄转为蒸发排泄溶滤作用转为浓缩作用水位变幅由大变小矿化度由小变大Ⅱ带Ⅲ带特征综述：半干旱地区洪积扇水文地质示意剖面图山前水位埋深深浅

深浅

因新构造运动引起的洪积扇地下水位异常

洪积扇水化学分带在不同气候条件下很不相同。

干旱气候的祁连山山前倾斜平原，年降水量只有50～170mm，降水入渗补给地下水微乎其微，蒸发强烈，显示良好的水化学分带。

洪积扇顶部为矿化度小于lg／L的重碳酸盐水；

中间过渡带为1～3g／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。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。9.1.2冲积物中的地下水

1、冲积物的沉积特征

冲积物分布于平原、山间盆地和山间谷地中，是经常性水流（河流）所形成的沉积。地貌为：河床、漫滩、阶地。

从上游到下游，沉积物由砂砾卵石层---细粉砂、砂砾石层---粉砂、亚砂土、亚粘土，沉积规模由小到大，粒度由粗变细。

从河床（现代河道与古河道）到两侧漫滩、阶地以及河间洼地，沉积物砂砾卵石---粉细砂---亚砂土、亚粘土，粒度由粗变细。垂向上粗、细粒沉积物多呈透镜状犬牙交错互相穿插。黄河冲积平原水文地质示意图2、冲积物的水文地质特征上游：为单一的潜水，沉积物透水性强，降水补给，径流排泄，含水层分布窄，厚度小，水质好（HCO3---Ca型水），储量小。中游：出现承压水，沉积物透水性强，降水、地表水补给，以径流排泄为主伴有蒸发，含水层厚度大，埋深较浅，水量丰富，多为淡水。

下游：宽广的冲积平原，承压水和潜水互层，沉积物透水性变差，降水、地表水补给，以蒸发排泄为主，含水层单层厚度变薄，薄层的粉细砂、亚砂土、亚粘土组成含水岩组。潜水埋藏较浅（2-3m），水质变差。河床（古河道）：沉积物透水性强，降水、地表水补给，径流排泄，溶滤作用为主，水质好。远离河床：沉积物透水性减弱，潜水局部具承压性，降水、地表水补给，蒸发、径流排泄，出现浓缩作用，水质变差。河间洼地：沉积物透水性较差，降水、地表水补给，蒸发排泄，以浓缩作用为主，水质较差（多为Cl型水，矿化度＞10g/L）。.

河谷剖面图（李正根P57图4--15，16）河北平原浅层古河道分布略图武地院地貌P1353、冲积层的富水地段A山区河谷：

山区河流主支流交汇地段；河谷开阔地段，呈袋状或葫芦状谷地；河流急转变段和河弯的凸岸。B丘陵低山区：

低阶地和阶地前缘；高阶地中河床砂砾石的沉积带；河漫滩地带。C河流下游平原：

依据利于富水的地质构造条件和岩性特征予以圈定。冲积平原地下水的分带性的特点9.1.3湖积物中的地下水1、湖积物的沉积特征：

湖积物属于静水沉积（由动水到静水的沉积）。岸边浅水处沉积砂砾石层，向湖心逐渐过渡为粘土（化学沉积）。颗粒分选良好，层理细密。为环状沉积---湖盆。青海湖碎屑沉积平面分布图青海湖——中国最大的内陆咸水湖青海湖青海湖——中国最大的内陆咸水湖高原明珠湖泊---纳木措

纳木措是中国第二大咸水湖，也是世界上海拔最高的大湖。湖面海拔４７１８米。

高原明珠湖泊---错高湖羊卓雍措、纳木措、玛旁雍措并称西藏三大圣湖高原明珠湖泊---羊卓雍措

湖泊碎屑沉积受湖泊规模、湖浪冲蚀、波浪作用和湖水位变化影响。湖泊的动力与沉积环境分带，导致湖泊沉积物的环带状分布。分为：Ⅰ.湖滨带Ⅱ.过渡带Ⅲ.湖心带

I．湖滨带

湖滨带是受湖浪冲蚀与波浪作用的动能较高地带，深度近于浪基面。此带宽度取决于湖岸水下坡度。此带以粗粒堆积为主，在岩岸和河流入湖地段，主要为砂与砂砾堆积，有时为砾石层。砾径一般以2～5cm为主，砾性取决于入湖河流砾石与湖岸基岩。砾石圆度与分选良好，扁平面呈叠瓦式排列，倾向湖心方向，倾角以<10°为主，砂砾层理的倾向、倾角亦具有与砾石相似产状。Ⅱ．过渡带

位于湖滨带与湖心带之间，是受湖水位变化影响的主要地带。洪水季节此带近湖滨带一侧水流紊动强，细粒大部分被搬向湖心带，只有较粗的粉细砂或亚砂土沉积下来；平水期水流紊动弱，沉积物质较细，由此而组成粗、细粒沉积物构成的薄层水平层理，成为湖积物典型结构、构造特征。在强风浪时，此带亦受波浪扰动，形成具有波痕的砂层。Ⅲ．湖心带

位于湖泊中心，水体波动微弱，沉积环境较为安宁。形成较厚的粘土与淤泥互层，或具有隐层理的厚层粘土层。习于静水的少量薄壳软体生物和蠕虫栖息于此。2、湖积物的水文地质特征岸边浅水处沉积物透水性好，有径流，水量丰富，水质较好，水动态季节变化明显。向湖心沉积物透水性逐渐变差，富水程度逐渐变差，排泄以蒸发作用为主。

水化学类型由碳酸型过渡为硫酸型，到湖心为氯化物型。

湖积物中的孔隙水与外界联系较差，补给困难，水资源一般不丰富。9.1.4黄土中的地下水1、黄土的沉积特征黄土遍布我国西北地区，沉积厚度大，粉土含量＞60%，上部结构疏松，虫孔、根孔和垂直节理发育。下部黄土结构较致密，富含Ca质结核，含数层古土壤。地貌为塬、峁、梁。2、黄土的水文地质特征塬：地形平坦，切割微弱，利于降水入渗补给，水量较丰富，且由塬中心向四周散流，以泉泄于沟底。水位埋深塬中心20--40m，塬边60--100m，水的矿化度由塬中心向四周增大。

梁、峁：切割强烈，不利于降水入渗补给，水量较小，水位埋深10--30m，水质较差。总之，在黄土高原区，由于岩性、地貌、气候的综和影响，水量不丰富，水位埋深大，水质较差。黄土塬黄土墚黄土高原地下水示意图黄土塬潜水等水位线示意图黄土高原降水量不大。除东南部可达500～700mm外，中部为400～500mm，北部小于400mm。降水稀少，故黄土中可溶盐含量高，从而地下水矿化度也较高。相对湿润的南部，黄土可溶盐少于0.3%，地下水矿化度一般为小于lg／L的重碳酸盐水。干旱的北部，黄土含盐量0.5～0.8％，地下水通常为矿化度3～l0g／L的硫酸盐—氯化物水。

同一时期同一水流系统，随着沉积环境递变，可在不同部位形成不同成因类型的沉积物，而其中组成含水层的粗粒物质，连续分布，赋存其中的水具有密切联系，构成统一的孔隙含水系统。下面以河西走廊为例加以说明。9.1.5孔隙含水系统实例分析绝大部分消耗于蒸发以泉的形式进入湖泊泉群洪积扇河水复渗入扇石羊河流域的沉积物是由两个系列沉积组成。

第一个系列是武威盆地中的沉积

南部为单层厚度巨大的卵砾石，最厚者可达400m，为洪积物。这一地段，地表不存在常年性河流，只在洪水季节地表出现暂时性水流。溢出带的泉群在地表汇流成为石羊河。

第二个系列是在盆地的低洼部位也出现湖泊沉积

河道切穿红崖山之后，进入民勤盆地。沉积物成因类型的变化仍然和武威盆地一样，先是洪积，再为冲积，最后为湖泊沼泽沉积，只是其规模较小，这是水量较小的结果。

总之，影响沉积物成因类型不同的直接原因是地形和地表水流速及流量的变化。

从上述情况，可以得到如下几点认识：

(1)含孔隙水的沉积物成因类型的变化是地形和水流状态改变的结果。其中的水是连续的，不同成因类型沉积物的变化也是连续的。

(2)在流动过程中，地表和地下水之间不断相互转化，二者是一个统一的整体，两个盆地，是上下游关系，水的来源只有一个，上游盆地的取水量会影响到下游的应用。武威盆地水系图祁连山---武威盆地地表-地下水转化示意图请自学教材P147-P160内容(滨海三角洲沉积物、沙漠中的地下水、冰川沉积物、多年冻土区的地下水以及松散沉积物中承压水的某些特点等内容)掌握分析问题的方法：沉积环境水动力条件沉积规律地下水特征本节的重点是掌握从沉积物的沉积环境（水动力条件）出发，分析沉积物的沉积规律，进一步分析地下水的特征的思路与方法。重要的知识点是掌握洪积物和冲积物中地下水的赋存、运动、水化学和水动态的分带性特点。9.2.1概述9.2.2裂隙水的类型9.2.3裂隙介质及其渗流9.2.4裂隙介质的研究方法9.2.5断裂带的水文地质意义9.2.6裂隙水的水化学特征9.2裂隙水（非可溶性基岩中的地下水）与孔隙水的区别：埋藏和分布不均匀；含水层的形态多种多样；地质构造因素的控制作用非常明显；地下水运动状态复杂等。9.2.1概述

坚硬基岩在应力作用下产生各种裂隙：成岩裂隙、构造裂隙、风化裂隙。

裂隙水表现出更强烈的不均匀性和各向异性。

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。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。裂隙含水系统

岩层中各裂隙含水系统内部具有统—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。赋存于坚硬基岩裂隙中的地下水称裂隙水。1、成岩裂隙水1)、成岩裂隙的特征：岩石在形成过程中由于冷凝、压实脱水等原因引起岩石体积的收缩而产生的裂隙叫成岩裂隙。9.2.2裂隙水的类型

侵入岩体边缘发育有横裂隙（与流线垂直）纵裂隙（与流线平行）、层裂隙（与侵入岩体裂隙发育示意图面平行）；

陆地喷发的玄武岩浆冷凝收缩形成六角形直立网格状裂隙；

熔岩流冷凝时，产生孔道和孔洞。河北省抚宁县张岩子闪长玢岩中的柱状节理2)成岩裂隙水特征：陆地喷发的玄武岩和熔岩流裂隙发育地带，水的连通性好，水量丰富，常形成强大的潜水流，径流较强，水质好。侵入岩体边缘的裂隙，多为闭合裂隙，一般不含水或微含水。

如图示：为内蒙某地第三纪玄武岩，柱状节理发育，含有丰富的裂隙水（单泉流量0.5—6.7L/S）水质为重碳酸钙镁型水。内蒙玄武岩裂隙水示意图2、风化裂隙水1)、风化裂隙的特征：

暴露于地表的岩石，在温度、水、空气和生物等作用下产生的裂隙叫风化裂隙。

特点：分布于地表，均匀密集，无明显的方向性，为连通性好的网格状。2)、风化裂隙水的特征：

多为潜水，水量不很大，分布较均匀且无方向性，具有统一的地下水位，水位埋深浅，补给源为大气降水，水动态季节变化明显，水质较好，为低矿化的重碳酸型水。风化裂隙的发育受岩性的控制。

单一稳定的矿物组成的岩层(如石英岩)风化裂隙很难发育。

泥质岩石虽易风化，但裂隙易被土状风化物充填而不导水。

由多种矿物组成的粗粒结晶岩(花岗岩、片麻岩等)，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。风化裂隙的发育受气候及地形的控制。

气候：气候干燥而温差大的地区，岩石热胀冷缩及水的冻胀等物理风化作用强烈，有利于形成导水的风化裂隙。

地形：

水流切割或人为开挖：减压(卸荷)裂隙3、构造裂隙水：1)、构造裂隙的特征：

岩石在构造应力作用下破裂错位而产生的劈理、裂隙和断层叫构造裂隙。构造裂隙的空间分布具有不均匀性和明显的方向性。按裂隙水与地层走向的关系划分：纵裂隙走向与层面一致，褶皱核部张开度大延伸远。褶皱翼部为压剪性裂隙斜裂隙横裂隙层面裂隙一组发育（裂面粗糙），一组不发育（裂面平直），张开度小两端尖灭透镜状，延伸不远张开度大，裂面粗糙薄层沉积岩，裂隙密集均匀。厚层或块状岩层，裂隙稀疏不均匀2)、构造裂隙水的特征

构造裂隙水的主要特征：

空间分布不均匀，具有明显的方向性，应力集中部位富水条件好，导水、透水能力随深度增加而减弱。裂隙的富水特征：

纵裂隙（尤其是褶皱的核部）富水性强，导水能力最大的方向是裂隙的延伸方向。横裂隙富水性强，延伸不远。在野外斜裂隙发育的一组富水性较好，不发育的一组几乎不含水。

层面裂隙控制了其它裂隙的发育程度，在有层面裂隙存在时，增强了其富水程度。4不同蓄水构造中的地下水块状岩层蓄水构造中的地下水：蓄水构造是从水文地质学观点研究地质构造得出的概念，由含水层和隔水层相互结合而形成的能够积蓄地下水的地质构造。岩脉蓄水构造中的地下水：成层岩层蓄水构造中的地下水：l=30m，b=20m，d=7m出水量1000m3/d褶皱蓄水构造中的地下水：高翼补给、低翼排泄，中部单向径流翼部排泄富水，轴部富水性差轴部裂隙发育，富水性好9.2.3裂隙介质及其渗流1、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，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。不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通为导水裂隙网络形成裂隙含水系统。多数情况下，构造裂隙含水系统在空间上成脉状展布，其所赋存的裂隙网络是在岩层中某些应力集中或岩性有利的部位，由一条(或若干条)大的导水通道汇同周围中小裂隙形成的具有树状(或脉状)结构的网络。裂隙及裂隙网络

组成这一网络的裂隙按其规模可划分为三个级别：

(1)微小裂隙(有时也包括原生孔隙)，用肉眼不易发现，这些裂隙导水能力很差，但由于数量众多，具有一定的贮水意义。

(2)中裂隙，野外肉眼观察所能见到的最普遍的裂隙。

(3)大裂隙(包括断层)，在岩层中数量很少，但张开宽度大，延伸远，在裂隙网络传输地下水的功能上起主要控制作用。2、裂隙水流的基本特征

裂隙含水系统通常具有树状或脉状结构，一些大的导水通道作用突出，使裂隙水表现出明显的不均匀性，有时表现出突变性。

裂隙水的流场实际上是不连续的，渗流场的势除了裂隙中的若干点外都是虚拟的；水流被限制在迂回曲折的网络中运动，其局部流向与整体流向往往不一致，有时甚至与整体流向正好相反。

理解上述两个特征在实际中具有很大意义。例如，在裂隙岩层中打两个相距很近的钻孔用来确定地下水的水力梯度、流向、流速等是非常不可靠的。裂隙渗流场与孔隙渗流场的比较9.2.4裂隙介质的研究方法

目前研究裂隙介质渗流的方法可分为三类：等效多孔介质方法、双重介质方法、非连续介质方法。1、等效参孔介质方法

简单地说，等效多孔介质方法就是用连续的多孔介质的理论来研究非连续裂隙介质中的问题。我们可以虚拟一个等效的多孔介质场来近似代替复杂的裂隙介质场。

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，如水头分布、地下水流向、流速、孔隙水压力等均存在明显的差别。但仍可用这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。

等效多孔介质方法具有比较严格的应用条件。等效时含水系统的补、径、排条件不能改变；等效是两种介质在特定功能上的等效，其它方面未必等效。由于裂隙介质与多孔介质本质上存在差别，一些与介质结构细节存在密切关系的地下水参数，如地下水水头、孔隙水压力、流速等是难以等效的。

大范围内导水能力等效是等效多孔介质方法的最常用原则。

求解大范围的水量问题也是等效多孔介质方法的主要适用范围。2、双重介质方法有些介质(如未充分胶结的中粗粒砂岩、经过溶蚀的灰岩、白云岩等)存在两种导水能力相差悬殊的空隙空间。其中的大空隙如裂隙、溶蚀裂隙、溶蚀孔隙等，导水能力比较强；小空隙如原生孔隙、微小裂隙、溶蚀小孔等，导水能力很低，但为数众多，贮存能力不可忽略。

可以分别用两种等效的多孔介质去近似代替大小两种空隙，这种方法称为双重介质方法。双重介质方法仍属于连续介质方法的范畴，它的基本原理是等效多孔介质方法，区别仅在于对大小空隙进行了分别的描述。3、非连续介质方法等效多孔介质方法和双重介质方法都是宏观地、粗略地处理裂隙介质的方法，没有详细刻画裂隙介质的内部结构。而有些水文地质参数如地下水水头、孔隙水压力、流速等与介质的结构细节存在密切关系。为了准确地计算这些参数，需要详细地刻画裂隙通道及其构成的网络，只有非连续介质方法才能够满足这一要求。

非连续介质方法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，是研究裂隙渗流的一种比较理想的方法。但其缺点是对实际资料的要求很高，计算复杂，要求计算机模拟。目前常用于针对裂隙渗流本质的理论研究，实际工作中主要用于需要确定孔隙水压力与流速的情况。适用于研究区域比较小、工作程度比较高的水文地质工程地质问题(如岩体高边坡稳定性、地下硐室围岩稳定性等)。

在实际工作中使用哪种方法视具体研究内容而定：

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。

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百米，穿切若干岩层，构成具有特殊意义的水文地质体。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。9.2.5断裂带的水文地质意义张性断层发育于脆性岩层发育于塑性岩层断裂带有疏松多孔的构造角砾岩两侧增强带裂隙发育，张开度大断裂带的构造角砾岩含有大量泥质两侧增强带裂隙不发育，张开度小1、断裂带的岩性特征：断层带有糜棱岩、构造角砾岩压性断层断裂带有细碎紧密的构造岩两侧发育张开性较好的扭张裂隙断裂带为糜棱岩、断层泥两侧增强带有张开性差的扭节理扭性断层两侧羽毛状裂隙密集或低序次断裂发育于脆性岩层发育于塑性岩层张性断裂发育于脆性岩层发育于塑性岩层断裂带本身富水，导水能力强断裂带两侧增强带富水，导水能力强断裂带本身富水性变差断裂带两侧增强带导水不良，富水性差2、断裂带的富水特征：压性断裂断裂带本身透水性差断裂带两侧增强带导水、富水性较好断裂带不透水断裂带两侧增强带通常隔水扭性断层导水性介于张性断裂与压性断裂之间发育于脆性岩层发育于塑性岩层同一断层，由于两盘岩性和力学性质的变化，导水能力发生变化。

例如：一条断层切穿脆、塑性岩层，导水能力由大变小甚至隔水；原来导水的断层，后期因胶结作用降低导水能力，也可因后期溶滤作用增强导水性。3、断裂带的水文地质意义：（1）具有储水空间、集水廊道的作用（2）具有导水通道的作用（3）具有阻水作用4、断裂构造的富水部位：（1）角砾岩、压碎岩带富水（2）断层影响带富水（3）断层交汇带富水（4）断层岩块富水9.2.6裂隙水的水化学特征循环在浅部的裂隙水，主要受气候和地形影响，一般M＜0.5为HCO3型水；受构造或岩性影响，形成其它类型的水，如温泉；干旱气候，地下水矿化度增大，M3－10；地形陡，径流强，M小；反之，M大。云南路南石林岩溶（地表岩溶、地下岩溶）赋存于可溶岩层溶隙中的地下水称为岩溶水。

岩溶水是一种地质营力（在流动过程中不断溶蚀其周围介质，不断改变自己的赋存条件）。9.3岩溶水可溶岩的存在可溶岩必须透水具有侵蚀性的地下水地下水是流动的9.3.1岩溶发育的基本条件：1、地质构造：张性断裂带和侵入岩接触带附近，背斜、向斜的轴部，岩石破碎，裂隙最发育，岩石透水条件好，形成岩溶强烈发育地段。9.3.2影响岩溶发育的主要因素2、可溶岩的成分与结构：纯灰岩（方解石含量多，泥质、硅质少）易溶蚀成分质地不纯灰岩（白云石含量多，泥质、硅质多）不易溶蚀鲕状结构的生物礁岩及碳酸岩盐（生物碎屑组成，孔隙大且多）易溶蚀结构结晶镶嵌结构的泥晶碳酸盐岩、亮晶碳酸岩（泥质含量多，孔隙度小）难溶蚀巨厚的纯灰岩，构造裂隙稀疏、宽而长，岩溶发育不均匀，形成大型溶洞单层厚度中薄层至中厚层，构造裂隙短小、均匀、密集，形成溶蚀比较均匀的岩溶含水层3、气候：

气候决定一个地区的土壤与植被的发育程度，植被、土壤是地下水中CO2的主要来源。湿热的南方，植被茂密，雨量充沛，利于细菌繁殖和植物光化作用，CO2含量高，岩溶发育。4、径流条件：

地下水径流条件是控制岩溶最活跃最关键的因素。地下水径流条件越强烈，地下水的侵蚀能力越强，输入的化学能及溶解携带走的CaCO3越多，在可溶岩中留下的溶隙体积越大。9.3.3岩溶水系统的演变

1、地下水流对介质的改造具有化学侵蚀性的水进入可溶岩层，对原有的狭小通道进行扩展。碳酸盐岩的原生孔隙一般导水能力很差，水流在其中难于流动。地下水主要流动循环于各种规模的裂隙之中。

由于裂隙通道规模上的差别引起水流分配的不均匀性，而水流的不均匀性又造成裂隙镕蚀扩展上的差别，由此便形成了一个岩溶演化的正反馈过程：不均匀介质——不均匀水流——差异性溶蚀——更不均匀的介质——更不均匀的水流——进一步的差异性溶蚀——……

岩溶发展的过程实质上便是介质的非均质化过程与水流的集中过程。

水流对介质的改造，在空间上是不均匀的，在时间上也不是一个匀速发展的过程，岩溶的发育基本上可划分为三个阶段：

起动阶段快速发展阶段停滞衰亡阶段

起动阶段：

地下水对介质以化学溶蚀作用为主，水流通道比较狭小，地下水几乎没有机械搬运能力，岩溶发展比较缓慢。快速发展阶段：

随着水流越来越集中的正反馈机制的加强，岩溶演化加快。当主体通道的宽度达到5～50mm时，紊流开始出现，地下水开始具有一定机械搬运能力，岩溶演化进入快速发展阶段。停滞衰亡阶段：

快速演化阶段，介质场与流场发生以下变化：

(1)地下水流对介质的改造由化学溶蚀变为机械侵蚀与化学溶蚀共存，机械侵蚀变得愈益重要。

(2)地下出现各种规模的洞穴。(3)地表形成溶斗及落水洞，并以它们为中心形成各种规模的洼地，汇集降水。

(4)随着介质导水能力迅速提高，地下水位总体下降，新的地下水面以上洞穴干涸，失去进一步发展的动力。(5)通道争夺水流的竞争变得更加剧烈。最终只剩下少数几个(甚至只有一个)大的管道优先发展，其余的管道要么依附于这些大管道成为其支流，要么成为被地下水抛弃的干涸管道。

(6)不同地下河系发生袭夺，地下河系不断归并，流域不断扩大。2地下水流动系统与岩溶发育的空间特征

某些生产课题如：水资源开发利用、水电工程渗漏防治、矿坑突水灾害预防等都要求比较准确地判断岩溶水系统的岩溶空间发育特征，特别是大的岩溶洞穴及管道的位置与走向等。

地下岩溶是地下水流对可溶介质改造的结果。地下水径流条件是控制岩溶最活跃最关键的因素。地下径流愈强烈，地下水的侵蚀性愈强，输入的化学能及溶解携走的CaCO3便愈多，在可溶岩中留下的空洞的总体积便愈大。

在给定的气候条件下，某一部位的地下径流强度乘以作用时间，大体上可以说明该部位输入总化学能，与可溶岩岩性结合即可估算输出的总物质量(被溶解携走的CaCO3、MgCO3等)。地下径流强度可以用渗透流速V表征，而后者又是渗透系数K与水力梯度I的乘积。

因此，当我们预测一十地区岩溶发育规律时可以从分析不同部位的岩性(可溶性)、初始透水性以及势场着手，绘制示意性流网，根据流线的稀密推断岩溶空间分布特征。9.3.4岩溶水的特征

1、岩溶含水介质的特征岩溶含水介质实际上是尺寸不等的空隙构成的多级次孔隙系统。尺度不等的空隙彼此之间存在着不同程度的水力联系，构成宏观上儿有统一水力联系的岩溶含水介质。

细小孔隙与裂隙，是主要的贮水空间。大的岩溶管道与开阔的溶蚀裂隙构成主要导水通道。规模介乎两者之间的裂隙网络兼具贮水空间与导水通道的作用。2、岩溶水的分布特征：

富水性空间分布极不均匀，具有明显的方向性。

水平方向：同一岩溶含水层，水平方向相距几十米甚至几米，富水性的差异为数倍甚至数十倍。例如：广东凡口矿区0m标高中段的坑道中施工两个水平放水孔，相距0.3m，平行钻进壶天群石灰岩中，孔深47m，一个孔出水量50L/S，另一孔出水量0.5L/S。垂直方向：

同一岩溶含水层，垂直方向的富水性很不均一。例如：凡口矿区－20m标高以上，富水性强，单位涌水量1.55--.10L/S.m；－20m标高以下，富水性弱，单位涌水量0.0076L/S.m；岩溶发育朝断裂破碎带的延伸方向时透水性好，垂直岩溶发育方向透水性差。3、岩溶水的运动特征：

层流与紊流共存。溶孔、溶隙中的岩溶水为层流运动；溶洞、暗河中的岩溶水为紊流运动。一般具有吸水（接受降水补给）能力、排水（泉和径流）能力强，径流速度大的特点。

岩溶水的径流具有明显的分带性：即Ⅰ带（包气带）、Ⅱ带（水位季节变化带）Ⅲ带（饱水带）和Ⅳ带（深部循环带），如下图示。4、岩溶水的补给特征：通过落水洞、岩溶漏斗等直接流入或灌入补给岩溶水，

时间短、途径短、