第十一章孔隙水

1、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,11.1 孔隙水的特征,定义：孔隙水是赋存于松散沉积物中的地下水。 特点： （1）孔隙水呈层状分布，空间上连续均匀，含水系统内部水力联系良好； （2）顺层渗透性好而垂直层面渗透性差； （3）残积物和坡积物不构成含水层； （4）水流沉积物构成的松散沉积物分布最广，也最具有水文地质意义； （5）水流动力决定颗粒的空间分

2、布，从而控制含水层和相对隔水层的空间展布和孔隙水系统结构； （6）从山前到平原再到盆地或滨海，孔隙水系统的水量水质呈现有规律演变； （7）孔隙水系统形成演变的关键是回溯地质、自然地理演变历史。,11.2 洪积物中的孔隙水,赋存于不同空隙中的地下水特征与地质环境有关 。 典型洪积扇的形成 ：干旱半干旱地区的山前地带。 典型地区洪积扇沉积物的分带性： （由扇顶扇缘（前）的分带性，地下水的特征具明显的分带性 。 从沉积物形成时的水动力条件入手； 分析沉积岩性的变化规律； 到地下水的赋存条件与特征。,11.2 洪积物中的孔隙水,一、洪积扇的地质结构特征,二、洪积扇中地下水的基本特征,典型地区洪积扇(A

3、lluvial fan)的形成,典型地区洪积扇(Alluvial fan)的形成,地形地貌 （扇顶）地形高，陡 （扇缘）地形低缓 水动力条件水流集中分散 流速快（高能区） 流速慢（低能区）,典型地区洪积扇沉积物的分带性,沉积物粒度 粗（砾石，粗砂） 中砂细 极细、粘土 沉积物分选差 中等 好,地下水的特征具明显的分带性赋存,透水性（K） 好 差 水位埋深 深 浅渐深（或承压） 赋存 深埋区 溢流区 下沉区,地下水的特征具明显的分带性补给与排泄,补给好差 流动交替大，交替快 V小，交替慢 排泄径流排泄蒸发排泄,地下水的特征具明显的分带性水化学,形成作用溶滤作用浓缩作用 矿化度（TDS) 低 中高

4、 成分与类型HCO3 SO4 Cl,地下水的特征具明显的分带性动态与均衡,动态变幅 大变幅 小 均衡整体、统一的均衡区 景观（环境） 缺水区 泉，沼泽 盐渍化区,新构造运动引起的洪积扇地下水位异常,新构造运动引起的洪积扇地下水异常表现,地下水位异常： 山前水位埋深深浅深浅 水化学分带的异常： 西北地区较典型的分带 HCO3 - SO4 - Cl 华北平原水型分带 HCO3 - HCO3Cl - Cl 华南地区水型无分带 HCO3低矿化度水,半干旱地区洪积扇水文地质剖面图,11.3冲积物（fluvial plain）中的孔隙水,冲积物与洪积物相比： 经常性水流作用的结果； 河流是线状或带状分布的

5、，横向与纵向差异大；在冲积平原区往往发育有多条河流，呈交织状、发生改道且是长期作用。 冲积物的特征：从垂直河流横向切剖面来分析（郑州黄河中下游为例），来详细说明冲积物中孔隙水的特征。,11.3郑州黄河中下游剖面水文地质剖面,在冲积平原上，古河道与现代河道，地势最高，沉积颗粒为较粗的砂，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。 由地势较高（堆积粗粒沉积）的现代河道与古河道，到地势低洼（堆积粘性土）的河间洼地，显示着良好的微地貌岩性地下水分带。,11.3 古河道河间洼地：地形与岩性,古、现代河道 河间洼地 地形 高低 岩性（粒度） 粗细,11.3 古河道河间洼地：

6、地下水赋存、补给与排泄,古、现代河道 河间洼地 地下水埋深深浅 补给条件好差 排泄径流蒸发排泄,11.3 古河道河间洼地：地下水化学特征,古、现代河道 河间洼地 水化学作用溶滤作用 浓缩作用 水型HCO3 Cl 矿化度（TDS）TDS 低TDS 高,11.4 湖积物中的孔隙水 一、沉积特征 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。 二、含水层特征 主要含水层为砂砾，展布广、厚度大(单层厚度甚至可高达lOOm以上)。剖面上为层状或延伸远的长透镜状。 随着气候与构造运动的变化，湖盆发生变化，沉积物的特征也随之变化。气候的周期交替(或构造下降与停顿交替)，可形成

7、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。,三、地下水的特征 湖泊初期，湖积物发育，后期湖泊萎缩，湖积物多被冲积物所覆盖。 由于湖积物是砂砾石与粘土的互层，垂向越流补给与天窗补给比较少。侧向上湖积砂砾含水层主要通过进入湖泊的冲积砂层与外界联系，但补给范围小。 与外界联系较差，补给困难，地下水资源更新困难，地下水资源一般不丰富。,湖泊的淤塞过程,11.4 湖积物中的孔隙水,11.4 湖积物中的孔隙水 湖泊沉积物的分带特征,11.5 冲积平原中的地下水 以黄河下游冲积平原为例 1、冲积平原的形成 黄河中游是广袤的黄土高原，很容易遭受水流侵蚀带入黄河。郑州以上，黄河在峡谷中流动，以侵蚀搬

8、运作用为主。郑州以下，进入华北平原，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床堆积形成自然堤。河床不断淤浅，河床高出周围地区，成为地上河。洪水期黄河冲决自然堤形成泛滥平原，同时频繁改道最终形成冲积平原。,2、冲积平原中的地下水基本特征,黄河下游水文地质剖面图,11.6干旱半干旱黄土高原孔隙水,黄土是指特定地质历史时期形成的沉积物。 在我国西北部广泛、大面积分布，西北部地区又是我国干旱半干旱气候区，水资源严重匮乏，基本上无常年性河流（或地表水），地下水水量也不丰富。 赋存于黄土孔隙与裂隙中的地下水是当地人民生活的主要水源。 黄土特征：厚度大，结构疏松，粉土含量大于60%，

9、含钙质结合，呈棕黄，微红，棕黑色。 黄土形成时期：第四纪中、下更新世 （Q2与Q3黄土） 黄土的垂向渗透性大于水平渗透性，一般为2-20，最大的接近100.所以在黄土中一般水井难以获取较大水量。 黄土地区由于地质构造原因，致使黄土高原不断隆升，沟壑纵横，最终将高原切割成不同的地貌单元：黄土塬、黄土梁、黄土峁和黄土杖地。,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

10、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。,11.6干旱半干旱黄土高原孔隙水,细小的空隙构成贮水空间，而宽大的孔洞和裂隙构成导水通道。因此，黄土的垂向渗透性明显高于水平渗透性，其比值约为2-20，个别接近100。 随着埋藏深度增加，黄土空隙减少，渗透性总体减弱，黄土中夹杂的古土壤及钙质结核层多构成相对隔水层。 由于黄土垂向渗透性大于水平渗透性，因此

11、一般水井难以获取较大水量，带有水平横管的辐射井可截取垂向空隙通道的水，单井涌水量较大为一般井的3-5倍，可达1000-2400m3/d. 由于黄土厚度大，土质疏松，加之黄土塬不断隆升，沟壑纵横将黄土塬切割成特殊的地貌如黄土塬、黄土梁和黄土峁。其各自的微地貌构成一个独立的地下水流系统，地下水由中心向四周辐射式流动，最终以泉的形式排泄于沟谷，沿着流程，单井出水量变小，TDS变大，呈现规律性变化。,11.6干旱半干旱黄土高原孔隙水,随着埋藏深度增加，黄土空隙减少，渗透性总体减弱，黄土中夹杂的古土壤及钙质结核层多构成相对隔水层。 如甘肃西峰地区黄土，随着深度的增加，黄土的渗透性明显降低。,11.6 山

12、西黄土地区实景照片,右上黄土杖地 左下黄土塬、梁 右下黄土塬上,黄土塬潜水等水位线示意图,11.6黄土地区的地貌形态,黄土地区的地貌形态： 塬、梁（峁）、黄土杖（撑）地。,11.6黄土高原的地下水特征,塬中塬边 （杖地） 水位埋深中 大较小 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,11.6黄土高原的地下水特征,地貌是控制黄土高原地下水演变的中观-微观因素：尺度大小不同的黄土地貌单元，地下水的补给、径流、排泄，乃至水量丰富程度、地下水位埋藏深度和水质都有所不同。 气候是控制黄土高原地下水水量水质演变的宏观因素：随着降水量的减少，蒸发

13、量的增大，黄土地下水资源愈往西部愈加贫乏，地下水补给模数呈现有规律的变化，东南的河南、山西、青海，地下水补给模数大于7万m3/km2a，中间的陕西、宁夏、内蒙古为5-6万m3/km2m，西部的甘肃仅为2.3万m3/km2a，而且黄土中可溶盐含量高，地下水溶滤土中盐分后TDS也增高。 相对湿润的东南部，黄土中可容盐含量较少为0.3% ，主要为1g/L的HCO3型水，干旱的西北部，黄土中可容盐含量为0.5-0.8% ，主要为3-10g/L的SO4-Cl型水。 黄土高原地区特别是西部地区利用雨水取得好的效果！,11.7 半干旱平原孔隙水系统：河北平原,河北平原北接燕山、西邻太行山，东临渤海，属于典型

14、的半干旱半湿润大陆季风气候，多年降雨量500-600mm，蒸发量为其降雨量的4倍，主要集中在夏季，干热分明，春旱夏涝，地下水偏咸，低洼处为盐碱地，雨热同步，作物生长条件优越，但是干旱、渍涝、盐碱、咸水问题严重。 河北平原主要是第四系孔隙水，堆积物厚度从山前到平原依次增大，孔隙水分为4个含水层，其中第一含水层较小，为潜水及半承压水，第二三四含水层主要为半承压水至承压水，共同构成统一孔隙水系统。,11.7 半干旱平原孔隙水系统：河北平原,河北平原分为3部分： （1）山前冲洪积倾斜平原：主要为淡水区； （2）中部冲积湖积平原：主要分布一层TDS大于2g/l的地下水咸水，呈现为浅层淡水-咸水-深层淡水

15、三层结构； （3）东部滨海平原：主要为咸水-深层淡水双层结构。 各自的水力联系、埋藏深度、TDS、水质、补给、排泄、径流方式和其形成的沉积环境有关。,11.7 半干旱平原孔隙水系统：河北平原,河北平原通过地下径流携带如海的水分盐分相当有限，同样，来自山前的地下水，也在其前缘以地下水蒸发及地表径流排泄为主，至于是否存在从山前到海洋的大范围区域地下水流系统还有待于研究。 河北平原曾出现过很多地下水问题，为了解决华北缺水问题，南水北调工程给予的太少，所以河北平原地下水的解决还得靠“以供定需，节流开源”，其中有效利用土壤水及改造浅层咸水是关键所在。 河北平原的“旱、涝、碱、咸”地下水四害最为严重。利用

16、外来水源，通过“排咸补淡”改造浅层咸水已取得实质性进展。,11.8 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域,石羊河是河西走廊三大内陆水系之一，发源于祁连山北边，流域面积达4.16万平方公里，流域的地形、气候、水文、地质、地下水以及植被，均呈现自南而北的分带性。 南部为祁连山区，海拔较高为2000-5000m，年降水量300-700mm，年蒸发量为700-1200mm，中北部为盆地，海拔1300-2000m，年降水量100-200mm，年蒸发量2100-2644mm。 因东西向冲断层而隆起的红崖山、阿拉古山，将高平原分割成南部的武威盆地和北部的民勤盆地，山区降水及冰雪融水汇聚成河流进入武威盆地冲洪积

17、扇后全部转入地下，最后向北进入细土平原，地下径流受阻溢出地表成泉，汇流为石羊河，进入民勤-潮水盆地后依次堆积洪积物、冲积物及湖积物，河水再次逐步转化为地下水。,11.8 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域,11.8 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域,11.8 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域,盆地上部堆积沙粒夹粘土含水岩系，下部为渗透性较差的沙砾岩泥岩互层，受构造控制，两盆地的上含水层自南而北厚度变薄，颗粒变细，渗透性变差。 武威盆地山前地下水埋藏深度越100m，为入渗-径流型的盐分溶滤带；向北到溢出带，地下水位浅，但径流依然强烈，为盐分过路带；溢出带以北，地下水埋深1-3m，为径流-蒸发

18、型盐分积聚带。民勤盆地，天然条件下地下水埋藏深度小，径流滞缓，以蒸发消耗为主，属于入渗-蒸发型盐分积聚带。 武威盆地山前：TDS0.5 g/L HCO3-SO4 武威盆地溢出带： TDS0.5-1g/L SO4*HCO3-Na 民勤盆地南部：TDS 0.5g/L HCO3-SO4 民勤盆地中部： TDS 1-3g/L SO4-Cl、Na 民勤盆地北部： TDS 3-17g/L SO4-Cl、Na,11.8 干旱内陆盆地孔隙水系统：石羊河流域,较为其妙的是：在上述厚度为200m的高矿化度水以下赋存有TDS为1g/L的淡水，目前各说法不一，但是大多数学者认为这是寒冷气候下形成的古水。 武威盆地民勤盆地南部，为天然绿州，处于腾格里沙漠和巴丹吉林沙漠包围之中，在水源的滋养下形成绿州，是大自然的杰作。 石羊河流域地下水问题较多较严重，目前经过治理有所好转，但是还是低于全国平均水平，所以在使用地下水特别是干旱内陆盆地水资源系统时一定要考虑其所支撑的脆弱而敏感的生态系统。石羊河流域就曾一度出现“土壤荒化、水质矿化、植被退化、生态恶化”的生