《地质地貌学》第七章地下水的地质作用和地貌的各种特征

1、地质地貌学第七章地下水的地质作用和地貌的各种特征 第一节 自然界的水循环第二节 地下水的类型及其特征 第三节 不同地貌区的地下水 第四节 岩溶地貌 第一节 自然界的水循环一、自然界的水循环在太阳热及重力的作用下，地球上的水由水圈进入大气圈，经过岩石圈表层再返回水圈，如此循环不已。自然界中的水循环就反应了大气水、地表水、地下水三者之间的相互联系。在太阳热能作用下，海洋中的水分蒸发成为水汽，进人大气圈；水汽随气流运移至陆地上空，在适宜的条件下，重新凝结下降。降落的水分，一部分沿地面汇集于低处，成为河流、湖泊等地表水；另一部分渗入土壤岩石中，成为地下水。形成地表水的那部分水分有的重新蒸发成为水汽，返

2、回大气圈；有的渗入地下，形成地下水，其余部分则流入海洋。 水分从海洋经过陆地最终返回海洋，这种发生海陆之间的水循环称为大循环。在大陆（或海洋）表面蒸发的水分、重新又降落回大陆（或海洋）表面，这种就地蒸发、就地形成降水的循环称为小循环。一个地区小循环增强，总降水量随之增加。植树造林，兴修水库，便是增加小循环，改造干旱、半干旱地区的重要措施之一。二、地下水的来源 （1）海成的 地下水是由海水渗到地下面成的。但海水直接渗入地下而形成地下水是很少存在的。仅在靠近海岸附近的狭小范围内有海水流入到地下面与淡水混合的情况存在。而在自然界却广泛地分布着另一种“海相残留水”。它是在海相沉积物形成时，在粗粒沉积物

3、的孔隙间充满着大量的海水残留而成。 （2）渗透的大气降水、地表水和融雪水的渗透是地下水的主要来源。大气降水补给地下水的多少和降水强度、植被覆盖程度、地表坡度以及岩石透水件等密切相关。强烈的暴雨大多形成地表径流而流失，短时小雨渗透不深，基本上被蒸发掉，而长期的绵绵细雨补给地下水最多。有些地区来自河、湖、水库和渠道的侧渗也相当重要。 （3）凝结的 地下水来源于大气中水汽或土壤孔隙中水汽分子受昼夜温差而凝结生成。在大陆性干旱沙漠地区，由于当地蒸发量大，而降水量小，没有渗透形成地下水的条件，而凝结作用就突出了。（4）初生的 地下水是由地球深处的高温水汽上升冷却而形成的，水中含有特殊的化学成分和气体。如

4、有些温泉就是这种成因。 自然界大多数地下水来源于渗透和凝结。各种不同地下水的来源是与该地区的地质、地貌、自然地理条件密切相关的。在干旱炎热的沙漠地区，蒸发量大，降水量少，地下水主要由凝结而成；而在东部沿海多雨地区地下水则主要靠渗透而成，如广大的冲积平原与山前平原的地下水。三、岩石的水理性质 （1）孔隙度在松散沉积物或胶结不紧的岩石里，颗粒间的孔隙总体积与整个岩石体积之比，即单位体积岩石中的孔隙总体积，用百分数或小数表示。一般说来，孔隙度愈大，含水量愈大，水运动时所受阻力也就愈小；孔隙度愈小，则含水量愈小，水运动时所受阻力也就愈大。但孔隙度大，不等于孔隙大。孔隙度的大小与颗粒的大小、均匀程度、排

5、列方式密切相关。若为大小不一的颗粒混合组成，则在较大的孔隙里被较小的颗粒所充填，则孔隙度便减小。若颗粒的大小比较一致，其孔隙度较大。 （2）裂隙度 坚硬的岩石由于构造力的作用，形成了许多构造裂隙，或在成岩过程中由于收缩作用而形成许多岩裂隙，或当岩石出露地表后，在外力作用下又可形成风化裂隙。这些裂隙中分布着一定量的地下水。裂隙度是指单位体积岩石中的裂隙体积，用小数或百分数表示。（3）持水性和给水性。持水性是指土壤和岩石中能容纳和保持一定水量的性能。持水性的大小，岩石可分三类： 1）持水的泥炭、粘土、粉土。 2）弱持水的粘土质砂、黄土、泥灰岩、粘土质砂岩。 3）不持水的砂、砾石、岩浆岩和坚硬的沉积

6、岩。给水性是指在重力作用下，重力水由饱水岩石或土壤流出的性能。（4）透水性是指水透过土壤或岩石的一种性能。透水程度取决于岩石中孔隙，裂隙的性质与大小。孔隙与裂隙愈大，水就愈易透过岩石、反之，则不易透过岩石。按透水性，岩石可分为三类：1）透水的砾石、卵石、砂等。由这些透水的岩石组成了透水层。透水层中蓄满了地下水的部分叫含水层。2）半透水的粘土质砂、粉土、粉质粘土、黄土等。3）不透水的（隔水的）结晶的和沉积的无裂隙的岩石，由于这些不透水的岩石组成了不透水层或隔水层。岩石透水性与不透水性的划分也是相对而言的，任何不透水的岩石、在强大的压力作用下也可有微弱的透水。四、地下水的物理性质和化学成分 （一）

7、地下水的物理性质地下水的物理性质包括有温度、颜色、透明度、嗅（气味）、昧（味道）和导电性等。地下水的温度变化范围很大，高的可达l00以上，低的只有-5，甚至更低。地下水温度的差异主要受各地区的地温条件所控制，通常随埋藏深度不同而异，埋藏越深的，水温超高。地下水一般是无色、透明的，但当水中含有某些元素或含有较多的悬浮物质时，便会带有各种颜色和显得混浊。如含有硫化氢的水常呈翠绿色，含低铁的水为浅绿灰色，含高铁的水为黄褐色，含腐殖质的水为淡黄色，含有悬浮矿物颗粒的水呈浅灰色。地下水一般是无嗅、无味，但当水中含有硫化氢气体时，水便具有臭蛋味，含氯化钠的水味咸，含氯化镁或硫酸镁的水味苦，含二氧化碳或碳酸

8、钙、镁的水清凉可口。地下水的导电性取决于所含电解质的数量与性质（即各种离子的含量与离子价），离子含量越多，离子价越高，则水的导电性越强。由于地下水具有导电性，因而为勘探地下水应用电测法创造了条件。（二）地下水的化学成分 1.地下水中常见的成分地下水含有多种元素，这些元素有的大量存在于地下水中，有的则含量甚微。地壳中分布广、含量高的元素，如O2、Ca、Mg、Na、K等在地下水中最常见。 所有这些元素是以离子、化合物分子和气体状态存在于地下水中，而以离子状态为主。地下水中含有数十种离子成分，常见的阳离子有H+、Na+、K+、Mg2+、Ca2+、Fe2+、Fe3+ 及Mn2+等；阴离子有OH、C1

9、、SO、NO2、HCO3、CO32-、SiO32- 及PO43-等。上述阴阳离子中的C1、SO42-、HCO3、K+、Na+、Ca2+、Mg2+七种是地下水的主要离子成分，它们分布最广，在地下水中占绝对优势，这些成分决定了地下水化学成分的基本类型和特点。地下水含有多种气体成分，常见的有O2、N2、CO2、H2S。地下水中呈分子状态的化合物（胶体）有Fe2O3、A12O3和H2SiO3等。水的化学成分决定着水对混凝土的侵蚀性，其中：SO42-：为硫酸盐侵蚀性指标。与混凝土中某些成分相互作用，生成含水硫酸盐结晶，体积膨胀，使混凝土结构破坏。如生成CaSO42H2O时，体积增大倍，生成MgSO47H

10、2O时，体积增大430等。故又称为结晶性侵蚀。Mg2+：为镁盐侵蚀性指标。镁盐和混凝土中Ca(OH)2作用，形成Mg(OH)2和易溶于水中的CaCl2，而使混凝土结构破坏。Ca2+：用以考虑游离CO2侵蚀指标。Cl：用以考虑氯化物侵蚀指标。其他，如H+浓度、HCO3、CO2等对混凝土的影响，则结合地下水的下述性质讨论。2、氢离子浓度（PH值）氢离子浓度就是指水的酸碱度，用pH值表示（pHLgH）。根据地下水中pH值的大小，将水按pH值分类，见表7-2（据水文地质手册）。地下水的氢离子浓度主要取决于地下水中HCO3、CO32-和H2CO3的数量。在自然界中，大多数地下水的PH值在间。浓度为一般酸

11、性侵蚀指标。酸性侵蚀是指酸分解混凝土CaCO3成分，其反应式为：（3）总矿化度。地下水中离子、分子和各种化合物的总量称为总矿化度。以g/l表示。它表示水的矿化程度，又简称矿化度。通常以在105110温度下将水蒸干后所得的干涸残余物之量来确定。根据矿化度可将地下水分为五类矿化度与水的化学成分之间有密切的关系，淡水和微咸水常以HCO3为主要成分，称碳酸盐水；咸水常以SO42-为主要成分，称硫酸盐水；盐水和卤水则往往以C1为主要成分，称氯化物水。高矿化水能降低混凝土的强度，腐蚀钢筋，并促使混凝土表面风化，故拌合混凝土时，不允许用高矿化水。（4）水的硬度。水的硬度是由水中的钙、镁离子所构成，钙、镁离子

12、的含量决定地下水硬度的大小。水中Ca2+、Mg2+的总含量称为总硬度。将水煮沸后，水中一部分Ca2+、Mg2+的重碳酸盐因失去CO2而生成碳酸盐沉淀下来，致使水中Ca2+、Mg2+的含量减少，由于煮沸而减少的这部分Ca2+、Mg2+的含量称为暂时硬度（有时以HCO3的含量表示）。其反应 总硬度与暂时硬度之差称为永久硬度，即相当于煮沸时未发生碳酸盐沉淀的那部分Ca2+、Mg2+的含量。 我国采用的表示硬度的方法有两种，一种是德国度（每一度相当于一升水中含有10毫克的CaO或毫克的MgO），另一种是每升水中Ca2+和Mg2+的毫克当量数（1毫克当量的硬度德国度）。根据硬度，将水分为五类 （5）侵蚀

13、性CO2和游离CO2。CO2是地下水中的气体成分之一。以气体状态存在于水中的CO2称为游离CO2。由于CO2的存在使水呈酸性，当水中游离CO2的含量增加时，水的溶解能力也相应增强，它能溶解碳酸盐而生成HCO3其反应式为上式为可逆反应，当水中含有一定数量的HCO3时，就必须有相当的游离CO2与之保持平衡，常称这部分游离CO2为平衡CO2。如果水中游离CO2的含量多于平衡的需要，上述平衡被破坏，则多余的CO2便可以溶解CaCO3，并生成HCO3，使反应向右进行，直达到新的平衡为止。新生成的HCO3；又需要一定量的游离CO2与之平衡，这部分CO2必然从上述超过平衡所需的CO2中来。因此，原来超过平衡

14、所需的游离CO2，一部分与新生的HCO3相平衡，另一部分则消耗于对碳酸盐的溶解，这后一部分的CO2就叫做侵蚀性CO2。由此可见，不是所有的游离CO2都能和碳酸盐起作用，能溶解碳酸盐的只是其中的一部分。因此，地下水中只要有一定量的侵蚀性CO2，水便具有碳酸性侵蚀。地下水的化学成分是通过来取水样，进行水质分析得来的。水质分析一般可分为简分析（或野外分析）和全分析（或多项分析）两种。简分析是为了初步了解水工建筑地区大面积范围内，各含水层地下水的化学成分及其变化规律，它要求分析的项目少、数量多、精度不太高、但要快而及时。全分析是在简分析的基础上，在实验室进行较全面而多项目的分析。 第二节 地下水的类型

15、及其特征 根据地下水的埋藏条件，可以把地下水划分为包气带水、潜水和承压水三类（见图7-2）；根据含水层空隙性质的不同，可将地下水划分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类。一、潜水（一）潜水的特征潜水是埋藏在地表以下第一个连续稳定的隔水层（不透水层）以上，具有自由水而的重力水。一般是存在于第四纪松散堆积物的孔隙中（孔隙潜水）及出露于地表的基岩裂隙和溶洞中（裂隙潜水和岩溶潜水）。潜水的自由水而称为潜水面。潜水面上每一点的绝对（或相对）标高称为潜水位。潜水面至地面的距离称为潜水的埋藏深度。由潜水面往下到隔水层顶板之间充满了重力水的岩层，称为潜水含水层。其间距离则为含水层的厚度。1）潜水面以上，一般无稳定的隔

16、水层存在，潜水通过包气带与地表相通，所以大气降水和地表水直接渗入而补给潜水、成为潜水的主要补给来源。 2）潜水的埋藏深度及含水层的厚度经常是变化的，而且有的变化甚大，它们受气候、地形和地质条件的影响，其中以地形的影响最显著。 3）潜水具有自由表面，为无压水。 4）潜水的排泄（即含水层失去水量）主要有两种方式。一种是以泉的形式出路于地表或直接流入江河湖海中，这是潜水的一种主要排泄方式，称为水平方向的排泄；另一种是消耗于蒸发，为垂直方向的排泄。 （二）潜水等水位线图及埋藏深度图为能清晰地表示潜水面的形态，通常采用两种图示方法，并常以二者配合使用。一种是以剖面图表示，即在具有代表性的剖面线上，绘制水

17、文地质剖面，其中既表示出水位，还表示出含水层的厚度、岩性及其变化，也就是在地质剖面图上画出潜水面剖面线的位置，即成水文地质剖面图。另一种是以平面图表示，即用潜水面的等高线图来表示，此图称为等水位线图。其绘制方法与绘制地形等高线基本一样，即根据潜水面上各点的水位标高（标在地形图上），画出一系列水位相等的线。 根据潜水等水位线图可以解决以下问题：（1）确定潜水的流向。（2）确定潜水面的水力坡度。（3）确定潜水与地表水的相互关系。 （4）分析潜水含水层透水性和厚度的变化。（5）确定潜水的埋藏深度。（6）确定含水层的厚度。（1）确定潜水的流向。潜水的流向表现为垂直于等水位线线，并指向标高较低的等水位，

18、常用箭头表示。（2）确定潜水面的水力坡度。在流向方向上任取一线段（或两点），该线段两端潜水位的高差被该段水平距离来除得到的商值，使近似地等于该线段距离以内潜水的平均水力坡度。通常为方便起见，可按下式关系求得水力坡度值：（3）确定潜水与地表水的相互关系。例如潜水与河水之间，从等水位线图可以看出，一般有以下三种不同的关系。（4）分析潜水含水层透水性和厚度的变化。潜水流自透水性较弱的岩层转入透水性强的岩层时，潜水面的坡度使由陡变缓，等水位线由密变疏；相反，潜水面坡度使由缓变陡，等水位线由疏变密。潜水含水层岩性均匀、流量一定时，含水层薄的地方水面坡度较陡，含水层厚的地方水面坡度较缓，相应地，等水位线便

19、密集，或稀疏。（5）确定潜水的埋藏深度地形等高线与等水位线相交点，两线的高程差就是潜水埋藏的深度，即某点潜水埋藏深度，等于该点地形标高减去潜水水位标高。根据各水文地质点上潜水埋藏深度的数值，即可编制潜水埋藏深度图，也就是潜水面至地面距离的等值线图。（6）确定含水层的厚度。当等水位线图上有隔水层顶板等高线时，则可确定任一地点的含水层厚度，其值为等水位线与顶板等高线之差。二、承压水（一）承压水的概念与特征承压水是充满在两个稳定不透水层（隔水层）或弱透水层间的含水层中承受水压力的地下水。当钻孔打穿上部隔水层至含水层时，地下水在静水压力的作用下，上升到含水层顶板以上某一高度，如图7-6中的H1及H2，

20、该高度叫做承压水位或承压水头。各承压水位的联线叫承压水位线（或水头线）。承压水位高出地表的叫正水头，低于地表的叫负水头。因此，在适宜的地形地质条件下，水可以溢出地面，甚至喷出，如图7-6中的H1，所以通常又称承压水为自流水（但并非所有承压水都能自流）。 承压水的埋藏条件是：上下均为隔水层，中间是含水层，水必充满整个含水层；含水层露出地表吸收降水的补给部分，要比其承压区和泄水区的位置为高。具备上述条件，地下水即可承受静水压力。如果水不充满整个含水层，则称为层间无压水。 上述承压水的埋藏条件决定了它的下述特征： 1）承压水的分布区和补给区是不一致的； 2）地下水面承受静水压力，非自由面； 3）承压

21、水的水位、水量、水质及水温等受气象水文因素季节变化的影响不显著； 4）任一点的承压含水层的厚度稳定不变，不受降水季节变化的支配。（二）承压水的埋藏类型在适当的地质构造条件下，无论孔隙水、裂隙水或岩溶水均能构成承压水。构成承压水的地质构造大体上可分为两类，一类是盆地或向斜构造，另一类是单斜构造，这两类地质构造在不同的地质发展过程中，常被一系列的褶皱和断裂所复杂化。埋藏有承压水的向斜构造和构造盆地，称为承压（或自流）盆地；埋藏有承压水的单斜构造，称为承压（或自流）斜地。 （1）承压盆地。每个承压盆地可分成三个部分：补给区、承压区和排泄区（见图7-6）。盆地周围含水层出露地表，露出位置较高者为补给区

22、（a），位置较低者为排泄区（c），补给区与排泄区之间为承压区（b）。在钻井时打穿上部隔水层，水即涌入井中，此高程（即上部隔水层底板高程）的水位叫做初见水位。当水上涌至含水层顶板以上某一高度稳定不变时，称为静止水位（即承压水位），上部隔水层底板到下部隔水层顶板间的垂直距离，叫做含水层厚度（M）。承压区含水层厚度是长期稳定的，而补给区含水层厚度则受水文气象因素影响而发生变化。（2）承压斜地。由含水岩层和隔水岩层所组成的单斜构造，由于含水层岩性发生相变或尖灭，或者含水层被断层所切，均可形成承压斜地。在图7-7所示的承压斜地内，补给区和排泄区是相邻近的，而承压区位于另一端，在含水层出露的地势低处有泉出

23、现。此时，水自补给区流到排泄区并非必须经过承压区，这与上述的承压盆地显然有所不同。（三）等水压线图等水压线图就是承压水含水层的承压水面的等高线图。承压水面又称测压水面，不是实际存在的面、但它的特征可以反映承压水含水层岩性和构造的变化，以及承压水运动和变化的若干特点。根据等水压线图可以分析出下列一些内容：（1）确定地下水的流向。垂直于等水压线，常用箭头表示，箭头指向标高较低的等水压线。（2）确定承压水面的水力坡度。在流向方向上，任意两点的承压水位差除以该两点间的水平距离，所得之商值即为该两点间的平均水力坡度。（3）确定承压水位距地表的深度。由地面标高减去承压水位标高即得。但此深度与潜水的埋藏深度

24、有显著的区别，因潜水在其埋藏深度上实际存在，而承压水则必须打穿其上部隔水层以后，水才可能上升到承压水位的高度上来。据此，可以选择开采承压水的地段。（4）确定含水层的埋藏深度，即地面标高与含水层顶板标高之差。因此，等水压线图上必须有含水层顶板等高线，了解承压水的埋深情况有助于选择地下工程的位置及采取防护措施。（5）确定水头的大小。承压水位标高与含水层顶板标高之差，即为承压水的水头。根据承压水水头，可以预测开挖基坑和洞室时水的压力，为防治发生冲溃事故，采取预防措施提供依据。（6）分析含水层透水性和厚度的变化。根据等水压线的疏密分布情况即可分析，其方法与分析等水位线者相同。（四）承压水的补给、径流和

25、排泄承压水的补给方式：当承压水补给区直接露出于地表时，大气降水是主要的补给来源；当补给区位于河床或湖沼地带，地表水可以补给承压水，当补给区位于潜水含水层之下时，潜水便直接排到承压含水层中；在适宜的地形和地质构造条件下，承压水之间还可以互相补给。承压水的排泄形式：当含水层或其排泄区出露在地表时，承压水便泄流成泉或者补给地表水；当含水层被断层切割，且断层是导水的，则沿断层一线承压水以泉的方式排出。此外，还有其他排泄形式。 承压水径流条件决定于地形、含水层透水性和地质构造，以及补给区与排泄区的承压水位差。补给区与排泄区的地形高差和水位差越大，含水层透水性越好，构造挠曲程度越小，承压水径流便越通畅，水

26、交替便越强烈；相反，承压水径流缓慢，水交替微弱。承压水径流条件的好坏、水交替的强弱，决定了水矿化度高低及水质好坏。三、泉（一）泉的意义及一般特征泉是地下水出露于地面的天然露头。有相当大一部分的地下水是以泉的形式排泄的。所以泉是地下水的一种重要排泄方式。它是反映岩石富水性和地下水的分布、类型、水质、补给、径流、排泄条件和变化的一项重要标志、是可以直接用于工农业和生活供水的重要水源。因此，泉是了解和研究地下水的重要依据之一。 （二）泉的类型1根据水头性质分类（1）上升泉（2）下降泉2根据泉的出露原因分类（1）侵蚀泉。当河流、冲沟切割到潜水含水层时，潜水即出露成泉，这种泉与侵蚀作用有关，因此称为侵蚀

27、下降泉。若切穿承压含水层的隔水顶板时，承压水便喷涌成泉，称为侵蚀上升泉。（2）溢出泉岩石透水性变弱或为阻水断层所隔，潜水因流动受阻而涌溢于地表成泉，此类泉称溢出泉或回水泉。溢出泉的共同特点是：在出露口附近水的运动表现为上升运动，如果不仔细地分析地质条件，很容易将它误认为上升泉。（3）断层泉。承压含水层被断层切割，当断层导水时，地下水便沿断层上升，在地面标高低于承压水位处使出现泉。这种泉常沿断层分布，因此称为断层泉。 第三节 不同地貌区的地下水 一、山区的地下水山区通常基岩裸露，第四纪松散堆积物甚薄。故山区地下水主要为裂隙水和岩溶水。分布于岩体表层的裂隙水受风化带控制，分布在深部的裂隙和溶洞水，

28、则主要受地质构造的控制。二、山前冲积洪积扇和山间盆地的地下水（一）冲积洪积扇的地下水山前冲积洪积扇（以下简称冲洪积扇）或山前倾斜平原，宽可达数公里至数十公里，延伸可达数十公里至一二百公里。山前地带冲洪积扇在地貌形态及岩性结构上均有一定的变化规律，因而相应地决定了其地下水的特征。自扇顶到扇前缘可划分为下列三个水文地质带。 （1）径流带靠近山区的冲洪积扇顶部。其组成物质多为砂砾卵石，具有良好的透水性能和径流条件，因此，可以吸收大量的大气降水及来自山区的地表水和地下水，成为整个山前地带地下水的主要补给区，所以潜水水量丰富。由于渗透条件好，地下水埋藏深（有的可超过l00m），加上蒸发微弱，溶滤强烈，故

29、水的矿化度低，大多是重碳酸盐水，此带又称为盐分溶滤带。水质良好，为良好的供水水源地。（2）溢出带位于冲洪积扇的中部。组成物质主要为细砂、亚砂土、亚粘土等交错沉积，透水性和径流条件部较径流带差，局部有承压水。潜水埋藏深度亦变浅，可在适当的地段以泉或沼泽形式出露于地表，因而蒸发加强，在干旱及半干旱气候条件下，水的矿化度显著有所增大。水的化学成分常由重碳酸盐水变为重碳酸硫酸盐水或硫酸盐水，故此带又称盐分迁移带。水量比径流带小，水质易污染。（3）垂直交替带位于冲洪积扇前缘。主要由粉土、粉质粘土和粘土组成。透水性很弱，径流缓慢，局部也有承压水。此带因受到排泄的影响。潜水位比溢出带稍深。在干旱气候条件下，

30、地下水大量消耗于蒸发、矿化度可以很高（高达10g/L，有时可达50g/L），常为硫酸盐氯化物水或氯化物水。这一带往往由于潜水浓缩而盐类物质析出，形成天然盐渍化土，故又称为盐分堆积带。（二）山间盆地的地下水山间盆地就是四周为山地环绕，中间低坦，直径自数十公里至数百公里。在其周边，由于河流汇入，形成一系列的冲洪积扇，向盆地中间则过渡为冲积湖积平地。我国西北的吐鲁番、哈密、喀什噶尔和伊犁等盆地，河北的怀来盆地、承德盆地，山西的大同盆地、太原盆地等都是典型的山间盆地。山间盆地具有与冲洪积扇极为相似的水文地质分带性，只是这些常呈封闭的环带状四周山麓向盆地中心依次排列。 三、平原地区的地下水（一）河谷平原

31、的地下水河谷平原中的地下水主要分布在冲积层中。冲积层的特点是在水平和垂直方向上的岩性、结构等变化都很大。河漫滩中，在二元结构的下层砂卵石层中，地下水特别丰富；其上覆盖的是最新的冲积层，它的孔隙度和湿度都很大，而且常常是饱水的。河漫滩中的孔隙潜水和河水成为一个统一体，因此具有丰富的补给来源。靠近河床两侧的低阶地，由于具有二元结构，其上部相对为弱透水层，下部是良透水层，但它们仍然组成一个统一的含水层、只是下部的含水量比上部要大，且局部表现为承压性质。（二）冲积平原的地下水沉积物薄，也可能是坡洪积、古冰积、古湖积和同时，高阶地处于高处，汇水条件也较差，所以大河下游往往形成宽广的冲积平原或三角洲，其组

32、成物质主要是在构造下沉条件下，由河流不断堆积而成。（1）北方冲积平原。沉积物厚度变化很大，东北的松嫩平原厚度一般80120m。华北平原的厚度要大得多，一般厚数百米，其中鲁北平原最厚可达3000m。这些冲积平原的松散岩层表现出如下的特征：河床相物质为砂，河床两侧向外依次为砂土、粉土土、粉质粘土及粘土，在平面上形成了粗细沉积物呈条带状分布的特点。但各带间并不是截然分开的，各岩性呈犬牙交错、相互穿插，构成统一的含水层，因此潜水有局部承压的性质。如果河流改道，则使沉积物在平面上的分布也相应有所改变，在剖面上形成粗细相间的韵律。一般砂层的最大厚度处则为该期河床所在位置。砂层是最主要的含水层。潜水的主要补

33、给来源主要为大气降水和河水，潜水埋藏较浅，且地形平坦，径流微弱。在干旱和半干旱地区，由于蒸发强烈，常成为潜水的主要排泄方式，因此，造成潜水的矿化度自河谷中心向外侧递增。水的化学类型也相应呈一定规律变化：靠近河流为重碳酸盐水，远离河流为硫酸盐水及氯化物水。（2）南方冲积平原我国南方长江、珠江、钱塘江等江河下游的冲积平原，和北方冲积平原的水文地质条件有很大差别。南方冲积平原松散沉积物的厚度在300m以内，一般只有2060m。含水层以砂砾石为主。除海岸线附近，不存在咸水和盐水的问题。这主要是因为南方第四纪时，沉降的幅度较小，在江河下游仍有基岩孤山零星分布，这些基岩孤山受到河流的侵蚀、搬运作用，堆积形

34、成了颗粒比较粗的砂砾石含水层。南方冲积平原潜水的分带现象不明显，广大平原内均为统一含水层。河水与潜水的关系，除洪水期外，多为潜水补给河水。地下径流途径短，水循环条件相当好，水的矿化度很低。（三）滨海平原的地下水滨海平原一般埋藏着矿化度较高的潜水淡水。滨海地带地势较低，沉积了厚层的来自河流的较细冲积物和部分的海积物。其岩性一般为砂、粉质粘土及粉土等，且富含有机质。砂和粉土中含水，水位很浅，低洼地常有沼泽化现象。有时由于粘土和粉质粘土的存在而有承压水储存。这里的潜水以降水补给为主，有些地区也靠邻近高地的潜水补给。一般径流滞缓，甚至停滞或有海水浸灌，水平排泄很困难，加上埋藏深度小，又有蒸发影响，故矿

35、化度一般较高，多为氯化物水。向海洋方向，有由重碳酸盐水递变为氯化物水的规律性，所以在滨海地带常见整片的盐渍地。我国长江、黄河三角洲一带以及海河、滦河入海口附近均见有这种情况。四、黄土高原的地下水1）黄土是一非均质的、含裂隙孔隙水的含水层，它的孔隙和裂隙是地下水储存和运动的主要场所与通道。2）黄土中有多个含水层。上部为潜水（局部有上层滞水），下部为层间水，其中相对隔水层主要为厚度较大、分布较稳定的钙质层。只有在高原底部古河谷的砂砾石层中，才有较丰富的地下水（潜水或局部承压水）。而被深大沟谷切露的下伏基岩，常有裂隙水或岩溶水，但一般多被深厚黄土覆盖，研究不多。3）黄土中地下水一般埋深2060m，其

36、富水性取决于地形、裂隙发育程度和埋藏深度等。一般凹地的富水性相对最好；地形平坦、水位埋藏浅的地段较好；而地形破碎、埋深大的地段最差。4）大气降水的垂直渗入是黄土层中地下水的主要补给来源。河流下切一般远深于潜水埋藏深度，所以地表水的补给通常不占重要地位。水平径流很微弱，排泄方式主要是蒸发。其次是泉水溢出。第四节 岩溶地貌在可溶性岩石分布地区，岩石长期在水（主要是地下水）的溶蚀和冲刷作用下，形成各种各样奇特的形态，这些地质作用及其所产生的各种形态总称为岩溶。由于这种独特的地质现象是在欧洲巴尔干半岛的喀斯特（Karst）地区最早引起人们的注意和研究，因而又称为喀斯特。一、岩溶的形态特征 （1）溶沟和

37、石芽。可溶性岩石出露地表，受到雨水溶蚀，使岩石表面形成一些构槽、其深度由几厘米至几米，或更大，浅的称为溶沟，深的称为溶槽，在沟或槽之间凸起的石脊称为石芽。（2）峰林和石林。是岩溶发育到极盛时期的特征。地面上无数孤峭的石峰（高几十米）或石柱（高几米至十几米），巍然耸立，罗列成林。前者称为峰林，后者称为石林。在我国广西和云南分布普遍，成为秀丽的风景区。如广西的桂林（峰林地形），云南的石林（石林地形）。（3）落水洞。地表形态为不大的孔穴，其形态受裂隙控制，深可达百余米，直接与含水层相通。直径大于1m的近于直立的落水洞称为溶蚀竖井。（4）溶蚀漏斗。是岩石被溶蚀，倒塌而形成的圆形或椭圆形、上大下小的漏斗

38、状或碟状地形，直径一般为几米至百余米，深几米至几十米。其底部常有落水洞与地下溶洞相通。（5）溶蚀洼地。为宽阔的、不规则的、近似椭圆形或长条形的闭塞盆地，宽度一般为几十米至几百米，长达几公里至几十公里。大的溶蚀洼地又叫溶蚀谷（或坡立谷）。洼地四周为陡壁包围，而底部平坦，其上覆盖着厚度不等的粘性土或碎石，并发育着落水洞和溶蚀漏斗，成为大量吸收地表水流的通道。当通道被堵塞而积水时，便形成岩溶湖。（6）溶孔和溶洞。溶孔在岩石中呈蜂窝状分布，直径一般为数毫米，也有数厘米至十余厘米的，主要在地下深处形成。如山西潞安盆地的钻探结果，地面以下500余m仍有溶孔存在。溶洞是近于水平或倾斜的大型空洞，洞的规模可以

39、很大，长可达数十公里，洞内宽者如大厅，窄者似长廊。一股洞中堆积有石笋、石钟乳、石柱等。溶洞顶部常常与落水洞相通，成为排泄地表水的通道。当溶洞位于地下水位以下时形成地下河，在低洼处则形成地下湖泊。在岩溶发育地区、地面河流往往注入地下，成为伏流，在河流下游见不到地表水流，或根本无河谷地形，这样的河谷称为盲谷。如贵州独山县，地下河道发育，其主流长达四十几公里。二、岩溶的形成条件及影响因素岩溶是在各种自然条件的共同作用下发生和发展起来的，其中有四个基本条件：可以溶解于水的岩石；可溶岩石具有透水能力；可溶岩石中有流动的水；这种水有溶解岩石的能力。 （一）岩石的可溶性岩石的成分不同，其溶解度也不一样。按成

40、分可分为碳酸盐类岩石（石灰岩、白云岩、白云质灰岩、大理岩等），硫酸盐类岩石（石膏、硬石膏等）及氯化盐类岩石（氯化钾盐、氯化钠盐、氯化镁盐等）。这三类岩石中碳酸盐类岩石的溶解度最低，硫酸盐类岩石的溶解度远远大于碳酸盐类岩石。如硬石膏在蒸馏水中的溶解度几乎等于方解石的190倍。氯化盐类岩石的溶解度最大。但是，在可溶岩中，分布最广和工程实践上意义最大的是碳酸盐类岩石。（二）岩石的透水性岩石的透水性，决定于岩石本身的裂隙，孔洞的多少和连通情况。对岩溶的发育来说，起决定意义的是岩石中裂隙的发育情况。岩石的裂隙由于成因不同，其分布特点各异，影响的岩溶发育部位也不相同。构造裂隙是水流的主要通道。因此，岩溶发

41、育的程度和分布方向，往往和地质构造有密切关系，一般在断层和裂隙密集带、沼皱转弯的最大部位，因为岩石破碎，地下水容易进行循环交替，促使岩溶发育。另外，地表附近的岩石，由于风化作用，裂隙增多，有利于地下水的运动。因此，在地表附近，岩溶一般也比较发育。（三）水的溶解能力自然界的水是不纯的，含有许多化学成分。水对碳酸盐类岩石的溶解能力，主要取决于水中多余的CO2的含量，即所谓侵蚀性CO2的含量，水中侵蚀性CO2的含量越多，溶解能力越强。水中CO2的来源主要是雨水溶解空气中所含的CO2形成的。此外，土壤和地表附近强烈的生物化学作用，也是水中CO2的重要来源。当水中含有氯离子Cl和硫酸根离子SO42-时，

42、水对碳酸盐类岩石的溶解能力将增强。（四）水的运动状态水的运动状态是指水在岩层中的循环与交替状态。如果可溶岩层中水的循环与交替条件好，能不断地将溶解下来的物质带走，同时，又不断地有新的具有侵蚀性的水补充，岩溶的发育速度就快。反之，岩溶的发育速度就慢，甚至处于停滞状态。水的运动状态除受岩石透水性影响外，还受该地区的气候、地表水文网的分布、地形等因素的影响。三、岩溶发育和分布规律（一）岩溶发育的垂直分带性（1）包气带。位于最高地下水位以上。当降雨时，地表水渗入地下，水流主要作垂直运动，因此，促使垂直岩溶形态发育。（2）水位季节变化带。位于地下水最高水位和最低水位之间的地带。地下水位上升时期，地下水呈

43、水平流动，而水位下降时期，地下水则呈垂直运动。因此，这一带的岩溶形态有垂直的，也有水平方向的。本带厚度几米到几十米，见图7-9中的II带。 （3）饱水带。位于地下水最低水位以下，但在水文网排泄作用范围以内。本带除地下水作水平方向运动外，在河谷底部水流因以承压方式从下向上排泄于河床之中，因此，本带除有水平溶洞、暗河、地下湖泊等外，尚有呈放射状的岩溶分布。饱水带是岩溶最发育的地带，见图7-9中的III带。（4）深部循环带。地下水不受当地水文网的影响，水循环交替缓慢。因此，本带岩溶不发育，其形态多为溶孔和溶蚀裂隙。 （二）岩溶分布的不均匀性（1）岩溶分布受地质构造条件控制。岩溶常沿区域性的裂隙方向、断层和褶皱的轴部或最大转折部位呈带状分布。因为在这些部位，岩石破碎，裂隙连通性好，有利于地下水循环交替，在地下形成大的溶洞和暗河。从上面可以看出，岩溶的