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文檔簡介

第9章不同含水介質(zhì)中的地下水9.1孔隙水9.2裂隙水9.3巖溶水9.4泉本章教學(xué)內(nèi)容:9.1孔隙水9.1.1洪積扇中的地下水9.1.2沖積物中的地下水9.1.3湖積物中的地下水9.1.4黃土中的地下水9.1.5孔隙含水系統(tǒng)實(shí)例分析

賦存于松散巖類孔隙中的水稱為孔隙水。

孔隙水廣泛分布于第四系松散沉積物的顆粒之間,是沉積物的組成部分。

不同成因類型的松散沉積物,受不同水動(dòng)力條件的控制,顯示出不同的水文地質(zhì)特征。從回溯挽近時(shí)期地質(zhì)發(fā)展史,恢復(fù)沉積時(shí)的水動(dòng)力條件,是掌握松散沉積物沉積規(guī)律并借以認(rèn)識(shí)孔隙水形成與分布規(guī)律的關(guān)鍵所在。

9.1.1洪積物中的地下水

1、洪積物的沉積特征:洪積物多分布于山前平原和山間盆地,是暫時(shí)性水流(洪流)流出山口形成的,地貌特征為洪積扇。洪積物的顆粒由山前向平原逐漸變細(xì)。洪積扇昌馬洪積扇玉門市坐落在一個(gè)如銀杏葉般的洪積扇東北邊緣。玉門油田粒度統(tǒng)計(jì)分析方法在青藏高原隆升研究中的運(yùn)用及效果

_以昌馬洪積扇為例太行山(北段)沖積扇造就的城市帶祁連山?jīng)_積扇造就的城市帶新疆哈密洪水來勢洶洶,沖出山口后,由于坡度驟降,水流變得緩而分散,絲絲細(xì)流漫無目的地流淌開來,仿佛一束被解開的辮子。每一次洪水所攜帶的物質(zhì)堆積沉淀下來,逐漸形成了厚厚的洪積扇。典型地區(qū)洪積扇沉積物的分帶性洪積扇巖相分帶(沉積特征):

扇頂相、扇形相、滯水相

扇頂相

以巨礫、礫石等粗粒沉積物為主,夾有細(xì)粒沉積透鏡體,巨礫間為后續(xù)水流細(xì)粒充填,發(fā)育急流交錯(cuò)層理。

扇形相

為沉積砂礫卵石、漂礫組成。粗粒沉積物成條狀由扇頂伸入,剖面上呈各種透鏡狀(又稱填谷粗粒沉積物),常與細(xì)粒沉積物交互,呈現(xiàn)不連續(xù)層狀,稱“多元結(jié)構(gòu)”。

滯水相

又稱邊緣相,進(jìn)入平原或盆地,主要由亞砂土、亞粘土組成,具有由粉砂與亞粘土組成的“紋泥狀”薄層理。

以上各巖性帶在平面和剖面上都呈過渡關(guān)系。洪積物巖相離山口的距離取決于氣候和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)對(duì)洪流作用的影響,有時(shí)離山口近,有時(shí)遠(yuǎn)離山口伸入平原(或盆地)較遠(yuǎn)。洪積物厚度最大處在中部;在山前有活動(dòng)斷裂時(shí)近斷裂帶最厚。洪積扇巖相分帶結(jié)構(gòu)示意圖2、洪積物的水文地質(zhì)特征:Ⅰ帶---鹽分溶濾帶(徑流帶):

沉積物透水性好,利于吸收降水和地表水的補(bǔ)給。潛水埋藏深,水力坡度大,徑流途徑短而強(qiáng)烈;蒸發(fā)微弱,以徑流排泄為主;溶濾強(qiáng)烈,常形成低礦化水;地下水位動(dòng)態(tài)變化大。Ⅱ帶---鹽分過路帶(溢出帶):

沉積物透水性變差,徑流受阻,潛水位接近地表形成泉或沼澤;徑流途徑加長;蒸發(fā)加強(qiáng),水的礦化度增高;地下水位動(dòng)態(tài)變化小。Ⅲ帶---鹽分堆積帶(蒸發(fā)帶):

沉積物透水性較差,出現(xiàn)承壓含水層,潛水埋深較Ⅱ帶增大,徑流緩慢;以蒸發(fā)排泄為主,水的礦化度較高,易發(fā)生鹽漬化。Ⅰ帶潛水位埋深由深變淺徑流由強(qiáng)變?nèi)跬杆杂珊米儾钛a(bǔ)給條件由好變差徑流排泄轉(zhuǎn)為蒸發(fā)排泄溶濾作用轉(zhuǎn)為濃縮作用水位變幅由大變小礦化度由小變大Ⅱ帶Ⅲ帶特征綜述:半干旱地區(qū)洪積扇水文地質(zhì)示意剖面圖山前水位埋深深淺

深淺

因新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)引起的洪積扇地下水位異常

洪積扇水化學(xué)分帶在不同氣候條件下很不相同。

干旱氣候的祁連山山前傾斜平原,年降水量只有50~170mm,降水入滲補(bǔ)給地下水微乎其微,蒸發(fā)強(qiáng)烈,顯示良好的水化學(xué)分帶。

洪積扇頂部為礦化度小于lg/L的重碳酸鹽水;

中間過渡帶為1~3g/L的重碳酸鹽—硫酸鹽水和硫酸鹽-氯化物水;

溢出帶以下為礦化度大于l0g/L的氯化物水。濕潤氣候的川西山前傾斜平原

年降水量高達(dá)1000mm以上,由洪積扇頂部直到溢出帶以下,均為礦化度小于0.5g/L的重碳酸鹽水,水化學(xué)分帶很不明顯。9.1.2沖積物中的地下水

1、沖積物的沉積特征

沖積物分布于平原、山間盆地和山間谷地中,是經(jīng)常性水流(河流)所形成的沉積。地貌為:河床、漫灘、階地。

從上游到下游,沉積物由砂礫卵石層---細(xì)粉砂、砂礫石層---粉砂、亞砂土、亞粘土,沉積規(guī)模由小到大,粒度由粗變細(xì)。

從河床(現(xiàn)代河道與古河道)到兩側(cè)漫灘、階地以及河間洼地,沉積物砂礫卵石---粉細(xì)砂---亞砂土、亞粘土,粒度由粗變細(xì)。垂向上粗、細(xì)粒沉積物多呈透鏡狀犬牙交錯(cuò)互相穿插。黃河沖積平原水文地質(zhì)示意圖2、沖積物的水文地質(zhì)特征上游:為單一的潛水,沉積物透水性強(qiáng),降水補(bǔ)給,徑流排泄,含水層分布窄,厚度小,水質(zhì)好(HCO3---Ca型水),儲(chǔ)量小。中游:出現(xiàn)承壓水,沉積物透水性強(qiáng),降水、地表水補(bǔ)給,以徑流排泄為主伴有蒸發(fā),含水層厚度大,埋深較淺,水量豐富,多為淡水。

下游:寬廣的沖積平原,承壓水和潛水互層,沉積物透水性變差,降水、地表水補(bǔ)給,以蒸發(fā)排泄為主,含水層單層厚度變薄,薄層的粉細(xì)砂、亞砂土、亞粘土組成含水巖組。潛水埋藏較淺(2-3m),水質(zhì)變差。河床(古河道):沉積物透水性強(qiáng),降水、地表水補(bǔ)給,徑流排泄,溶濾作用為主,水質(zhì)好。遠(yuǎn)離河床:沉積物透水性減弱,潛水局部具承壓性,降水、地表水補(bǔ)給,蒸發(fā)、徑流排泄,出現(xiàn)濃縮作用,水質(zhì)變差。河間洼地:沉積物透水性較差,降水、地表水補(bǔ)給,蒸發(fā)排泄,以濃縮作用為主,水質(zhì)較差(多為Cl型水,礦化度>10g/L)。.

河谷剖面圖(李正根P57圖4--15,16)河北平原淺層古河道分布略圖武地院地貌P1353、沖積層的富水地段A山區(qū)河谷:

山區(qū)河流主支流交匯地段;河谷開闊地段,呈袋狀或葫蘆狀谷地;河流急轉(zhuǎn)變段和河彎的凸岸。B丘陵低山區(qū):

低階地和階地前緣;高階地中河床砂礫石的沉積帶;河漫灘地帶。C河流下游平原:

依據(jù)利于富水的地質(zhì)構(gòu)造條件和巖性特征予以圈定。沖積平原地下水的分帶性的特點(diǎn)9.1.3湖積物中的地下水1、湖積物的沉積特征:

湖積物屬于靜水沉積(由動(dòng)水到靜水的沉積)。岸邊淺水處沉積砂礫石層,向湖心逐漸過渡為粘土(化學(xué)沉積)。顆粒分選良好,層理細(xì)密。為環(huán)狀沉積---湖盆。青海湖碎屑沉積平面分布圖青海湖——中國最大的內(nèi)陸咸水湖青海湖青海湖——中國最大的內(nèi)陸咸水湖高原明珠湖泊---納木措

納木措是中國第二大咸水湖,也是世界上海拔最高的大湖。湖面海拔4718米。

高原明珠湖泊---錯(cuò)高湖羊卓雍措、納木措、瑪旁雍措并稱西藏三大圣湖高原明珠湖泊---羊卓雍措

湖泊碎屑沉積受湖泊規(guī)模、湖浪沖蝕、波浪作用和湖水位變化影響。湖泊的動(dòng)力與沉積環(huán)境分帶,導(dǎo)致湖泊沉積物的環(huán)帶狀分布。分為:Ⅰ.湖濱帶Ⅱ.過渡帶Ⅲ.湖心帶

I.湖濱帶

湖濱帶是受湖浪沖蝕與波浪作用的動(dòng)能較高地帶,深度近于浪基面。此帶寬度取決于湖岸水下坡度。此帶以粗粒堆積為主,在巖岸和河流入湖地段,主要為砂與砂礫堆積,有時(shí)為礫石層。礫徑一般以2~5cm為主,礫性取決于入湖河流礫石與湖岸基巖。礫石圓度與分選良好,扁平面呈疊瓦式排列,傾向湖心方向,傾角以<10°為主,砂礫層理的傾向、傾角亦具有與礫石相似產(chǎn)狀。Ⅱ.過渡帶

位于湖濱帶與湖心帶之間,是受湖水位變化影響的主要地帶。洪水季節(jié)此帶近湖濱帶一側(cè)水流紊動(dòng)強(qiáng),細(xì)粒大部分被搬向湖心帶,只有較粗的粉細(xì)砂或亞砂土沉積下來;平水期水流紊動(dòng)弱,沉積物質(zhì)較細(xì),由此而組成粗、細(xì)粒沉積物構(gòu)成的薄層水平層理,成為湖積物典型結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征。在強(qiáng)風(fēng)浪時(shí),此帶亦受波浪擾動(dòng),形成具有波痕的砂層。Ⅲ.湖心帶

位于湖泊中心,水體波動(dòng)微弱,沉積環(huán)境較為安寧。形成較厚的粘土與淤泥互層,或具有隱層理的厚層粘土層。習(xí)于靜水的少量薄殼軟體生物和蠕蟲棲息于此。2、湖積物的水文地質(zhì)特征岸邊淺水處沉積物透水性好,有徑流,水量豐富,水質(zhì)較好,水動(dòng)態(tài)季節(jié)變化明顯。向湖心沉積物透水性逐漸變差,富水程度逐漸變差,排泄以蒸發(fā)作用為主。

水化學(xué)類型由碳酸型過渡為硫酸型,到湖心為氯化物型。

湖積物中的孔隙水與外界聯(lián)系較差,補(bǔ)給困難,水資源一般不豐富。9.1.4黃土中的地下水1、黃土的沉積特征黃土遍布我國西北地區(qū),沉積厚度大,粉土含量>60%,上部結(jié)構(gòu)疏松,蟲孔、根孔和垂直節(jié)理發(fā)育。下部黃土結(jié)構(gòu)較致密,富含Ca質(zhì)結(jié)核,含數(shù)層古土壤。地貌為塬、峁、梁。2、黃土的水文地質(zhì)特征塬:地形平坦,切割微弱,利于降水入滲補(bǔ)給,水量較豐富,且由塬中心向四周散流,以泉泄于溝底。水位埋深塬中心20--40m,塬邊60--100m,水的礦化度由塬中心向四周增大。

梁、峁:切割強(qiáng)烈,不利于降水入滲補(bǔ)給,水量較小,水位埋深10--30m,水質(zhì)較差。總之,在黃土高原區(qū),由于巖性、地貌、氣候的綜和影響,水量不豐富,水位埋深大,水質(zhì)較差。黃土塬黃土墚黃土高原地下水示意圖黃土塬潛水等水位線示意圖黃土高原降水量不大。除東南部可達(dá)500~700mm外,中部為400~500mm,北部小于400mm。降水稀少,故黃土中可溶鹽含量高,從而地下水礦化度也較高。相對(duì)濕潤的南部,黃土可溶鹽少于0.3%,地下水礦化度一般為小于lg/L的重碳酸鹽水。干旱的北部,黃土含鹽量0.5~0.8%,地下水通常為礦化度3~l0g/L的硫酸鹽—氯化物水。

同一時(shí)期同一水流系統(tǒng),隨著沉積環(huán)境遞變,可在不同部位形成不同成因類型的沉積物,而其中組成含水層的粗粒物質(zhì),連續(xù)分布,賦存其中的水具有密切聯(lián)系,構(gòu)成統(tǒng)一的孔隙含水系統(tǒng)。下面以河西走廊為例加以說明。9.1.5孔隙含水系統(tǒng)實(shí)例分析絕大部分消耗于蒸發(fā)以泉的形式進(jìn)入湖泊泉群洪積扇河水復(fù)滲入扇石羊河流域的沉積物是由兩個(gè)系列沉積組成。

第一個(gè)系列是武威盆地中的沉積

南部為單層厚度巨大的卵礫石,最厚者可達(dá)400m,為洪積物。這一地段,地表不存在常年性河流,只在洪水季節(jié)地表出現(xiàn)暫時(shí)性水流。溢出帶的泉群在地表匯流成為石羊河。

第二個(gè)系列是在盆地的低洼部位也出現(xiàn)湖泊沉積

河道切穿紅崖山之后,進(jìn)入民勤盆地。沉積物成因類型的變化仍然和武威盆地一樣,先是洪積,再為沖積,最后為湖泊沼澤沉積,只是其規(guī)模較小,這是水量較小的結(jié)果。

總之,影響沉積物成因類型不同的直接原因是地形和地表水流速及流量的變化。

從上述情況,可以得到如下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí):

(1)含孔隙水的沉積物成因類型的變化是地形和水流狀態(tài)改變的結(jié)果。其中的水是連續(xù)的,不同成因類型沉積物的變化也是連續(xù)的。

(2)在流動(dòng)過程中,地表和地下水之間不斷相互轉(zhuǎn)化,二者是一個(gè)統(tǒng)一的整體,兩個(gè)盆地,是上下游關(guān)系,水的來源只有一個(gè),上游盆地的取水量會(huì)影響到下游的應(yīng)用。武威盆地水系圖祁連山---武威盆地地表-地下水轉(zhuǎn)化示意圖請(qǐng)自學(xué)教材P147-P160內(nèi)容(濱海三角洲沉積物、沙漠中的地下水、冰川沉積物、多年凍土區(qū)的地下水以及松散沉積物中承壓水的某些特點(diǎn)等內(nèi)容)掌握分析問題的方法:沉積環(huán)境水動(dòng)力條件沉積規(guī)律地下水特征本節(jié)的重點(diǎn)是掌握從沉積物的沉積環(huán)境(水動(dòng)力條件)出發(fā),分析沉積物的沉積規(guī)律,進(jìn)一步分析地下水的特征的思路與方法。重要的知識(shí)點(diǎn)是掌握洪積物和沖積物中地下水的賦存、運(yùn)動(dòng)、水化學(xué)和水動(dòng)態(tài)的分帶性特點(diǎn)。9.2.1概述9.2.2裂隙水的類型9.2.3裂隙介質(zhì)及其滲流9.2.4裂隙介質(zhì)的研究方法9.2.5斷裂帶的水文地質(zhì)意義9.2.6裂隙水的水化學(xué)特征9.2裂隙水(非可溶性基巖中的地下水)與孔隙水的區(qū)別:埋藏和分布不均勻;含水層的形態(tài)多種多樣;地質(zhì)構(gòu)造因素的控制作用非常明顯;地下水運(yùn)動(dòng)狀態(tài)復(fù)雜等。9.2.1概述

堅(jiān)硬基巖在應(yīng)力作用下產(chǎn)生各種裂隙:成巖裂隙、構(gòu)造裂隙、風(fēng)化裂隙。

裂隙水表現(xiàn)出更強(qiáng)烈的不均勻性和各向異性。

裂隙巖層只有在一些特殊的條件下才能形成水量分布比較均勻的層狀含水系統(tǒng)。通常由部分裂隙在巖層中某些局部范圍內(nèi)連通構(gòu)成若干帶狀或脈狀裂隙含水系統(tǒng)。裂隙含水系統(tǒng)

巖層中各裂隙含水系統(tǒng)內(nèi)部具有統(tǒng)—的水力聯(lián)系,水位受該系統(tǒng)最低出露點(diǎn)控制。各個(gè)系統(tǒng)與系統(tǒng)之間沒有或僅有微弱的水力聯(lián)系,各有自己的補(bǔ)給范圍、排泄點(diǎn)及動(dòng)態(tài)特征,其水量的大小取決于自身的規(guī)模。規(guī)模大的系統(tǒng)貯容能力大,補(bǔ)給范圍廣,水量豐富,動(dòng)態(tài)比較穩(wěn)定。賦存于堅(jiān)硬基巖裂隙中的地下水稱裂隙水。1、成巖裂隙水1)、成巖裂隙的特征:巖石在形成過程中由于冷凝、壓實(shí)脫水等原因引起巖石體積的收縮而產(chǎn)生的裂隙叫成巖裂隙。9.2.2裂隙水的類型

侵入巖體邊緣發(fā)育有橫裂隙(與流線垂直)縱裂隙(與流線平行)、層裂隙(與侵入巖體裂隙發(fā)育示意圖面平行);

陸地噴發(fā)的玄武巖漿冷凝收縮形成六角形直立網(wǎng)格狀裂隙;

熔巖流冷凝時(shí),產(chǎn)生孔道和孔洞。河北省撫寧縣張巖子閃長玢巖中的柱狀節(jié)理2)成巖裂隙水特征:陸地噴發(fā)的玄武巖和熔巖流裂隙發(fā)育地帶,水的連通性好,水量豐富,常形成強(qiáng)大的潛水流,徑流較強(qiáng),水質(zhì)好。侵入巖體邊緣的裂隙,多為閉合裂隙,一般不含水或微含水。

如圖示:為內(nèi)蒙某地第三紀(jì)玄武巖,柱狀節(jié)理發(fā)育,含有豐富的裂隙水(單泉流量0.5—6.7L/S)水質(zhì)為重碳酸鈣鎂型水。內(nèi)蒙玄武巖裂隙水示意圖2、風(fēng)化裂隙水1)、風(fēng)化裂隙的特征:

暴露于地表的巖石,在溫度、水、空氣和生物等作用下產(chǎn)生的裂隙叫風(fēng)化裂隙。

特點(diǎn):分布于地表,均勻密集,無明顯的方向性,為連通性好的網(wǎng)格狀。2)、風(fēng)化裂隙水的特征:

多為潛水,水量不很大,分布較均勻且無方向性,具有統(tǒng)一的地下水位,水位埋深淺,補(bǔ)給源為大氣降水,水動(dòng)態(tài)季節(jié)變化明顯,水質(zhì)較好,為低礦化的重碳酸型水。風(fēng)化裂隙的發(fā)育受巖性的控制。

單一穩(wěn)定的礦物組成的巖層(如石英巖)風(fēng)化裂隙很難發(fā)育。

泥質(zhì)巖石雖易風(fēng)化,但裂隙易被土狀風(fēng)化物充填而不導(dǎo)水。

由多種礦物組成的粗粒結(jié)晶巖(花崗巖、片麻巖等),不同礦物熱脹冷縮不一,風(fēng)化裂隙發(fā)育,風(fēng)化裂隙水主要發(fā)育于此類巖石中。風(fēng)化裂隙的發(fā)育受氣候及地形的控制。

氣候:氣候干燥而溫差大的地區(qū),巖石熱脹冷縮及水的凍脹等物理風(fēng)化作用強(qiáng)烈,有利于形成導(dǎo)水的風(fēng)化裂隙。

地形:

水流切割或人為開挖:減壓(卸荷)裂隙3、構(gòu)造裂隙水:1)、構(gòu)造裂隙的特征:

巖石在構(gòu)造應(yīng)力作用下破裂錯(cuò)位而產(chǎn)生的劈理、裂隙和斷層叫構(gòu)造裂隙。構(gòu)造裂隙的空間分布具有不均勻性和明顯的方向性。按裂隙水與地層走向的關(guān)系劃分:縱裂隙走向與層面一致,褶皺核部張開度大延伸遠(yuǎn)。褶皺翼部為壓剪性裂隙斜裂隙橫裂隙層面裂隙一組發(fā)育(裂面粗糙),一組不發(fā)育(裂面平直),張開度小兩端尖滅透鏡狀,延伸不遠(yuǎn)張開度大,裂面粗糙薄層沉積巖,裂隙密集均勻。厚層或塊狀巖層,裂隙稀疏不均勻2)、構(gòu)造裂隙水的特征

構(gòu)造裂隙水的主要特征:

空間分布不均勻,具有明顯的方向性,應(yīng)力集中部位富水條件好,導(dǎo)水、透水能力隨深度增加而減弱。裂隙的富水特征:

縱裂隙(尤其是褶皺的核部)富水性強(qiáng),導(dǎo)水能力最大的方向是裂隙的延伸方向。橫裂隙富水性強(qiáng),延伸不遠(yuǎn)。在野外斜裂隙發(fā)育的一組富水性較好,不發(fā)育的一組幾乎不含水。

層面裂隙控制了其它裂隙的發(fā)育程度,在有層面裂隙存在時(shí),增強(qiáng)了其富水程度。4不同蓄水構(gòu)造中的地下水塊狀巖層蓄水構(gòu)造中的地下水:蓄水構(gòu)造是從水文地質(zhì)學(xué)觀點(diǎn)研究地質(zhì)構(gòu)造得出的概念,由含水層和隔水層相互結(jié)合而形成的能夠積蓄地下水的地質(zhì)構(gòu)造。巖脈蓄水構(gòu)造中的地下水:成層巖層蓄水構(gòu)造中的地下水:l=30m,b=20m,d=7m出水量1000m3/d褶皺蓄水構(gòu)造中的地下水:高翼補(bǔ)給、低翼排泄,中部單向徑流翼部排泄富水,軸部富水性差軸部裂隙發(fā)育,富水性好9.2.3裂隙介質(zhì)及其滲流1、裂隙及裂隙網(wǎng)絡(luò)一個(gè)獨(dú)立的裂隙可以看作兩壁之間的一個(gè)窄縫,在自身所在平面的兩個(gè)方向上延伸較長,而在第三個(gè)方向上延伸很短。不同規(guī)模、不同方向的裂隙通道相互連通為導(dǎo)水裂隙網(wǎng)絡(luò)形成裂隙含水系統(tǒng)。多數(shù)情況下,構(gòu)造裂隙含水系統(tǒng)在空間上成脈狀展布,其所賦存的裂隙網(wǎng)絡(luò)是在巖層中某些應(yīng)力集中或巖性有利的部位,由一條(或若干條)大的導(dǎo)水通道匯同周圍中小裂隙形成的具有樹狀(或脈狀)結(jié)構(gòu)的網(wǎng)絡(luò)。裂隙及裂隙網(wǎng)絡(luò)

組成這一網(wǎng)絡(luò)的裂隙按其規(guī)??蓜澐譃槿齻€(gè)級(jí)別:

(1)微小裂隙(有時(shí)也包括原生孔隙),用肉眼不易發(fā)現(xiàn),這些裂隙導(dǎo)水能力很差,但由于數(shù)量眾多,具有一定的貯水意義。

(2)中裂隙,野外肉眼觀察所能見到的最普遍的裂隙。

(3)大裂隙(包括斷層),在巖層中數(shù)量很少,但張開寬度大,延伸遠(yuǎn),在裂隙網(wǎng)絡(luò)傳輸?shù)叵滤墓δ苌掀鹬饕刂谱饔谩?、裂隙水流的基本特征

裂隙含水系統(tǒng)通常具有樹狀或脈狀結(jié)構(gòu),一些大的導(dǎo)水通道作用突出,使裂隙水表現(xiàn)出明顯的不均勻性,有時(shí)表現(xiàn)出突變性。

裂隙水的流場實(shí)際上是不連續(xù)的,滲流場的勢除了裂隙中的若干點(diǎn)外都是虛擬的;水流被限制在迂回曲折的網(wǎng)絡(luò)中運(yùn)動(dòng),其局部流向與整體流向往往不一致,有時(shí)甚至與整體流向正好相反。

理解上述兩個(gè)特征在實(shí)際中具有很大意義。例如,在裂隙巖層中打兩個(gè)相距很近的鉆孔用來確定地下水的水力梯度、流向、流速等是非常不可靠的。裂隙滲流場與孔隙滲流場的比較9.2.4裂隙介質(zhì)的研究方法

目前研究裂隙介質(zhì)滲流的方法可分為三類:等效多孔介質(zhì)方法、雙重介質(zhì)方法、非連續(xù)介質(zhì)方法。1、等效參孔介質(zhì)方法

簡單地說,等效多孔介質(zhì)方法就是用連續(xù)的多孔介質(zhì)的理論來研究非連續(xù)裂隙介質(zhì)中的問題。我們可以虛擬一個(gè)等效的多孔介質(zhì)場來近似代替復(fù)雜的裂隙介質(zhì)場。

真實(shí)的裂隙介質(zhì)場與虛擬的孔隙介質(zhì)場所控制下的兩個(gè)地下水流場在整體上明顯不同,如水頭分布、地下水流向、流速、孔隙水壓力等均存在明顯的差別。但仍可用這虛擬的介質(zhì)來近似代替真實(shí)的裂隙介質(zhì),不要求兩個(gè)水動(dòng)力場完全相似,只要求某些方面相近。例如,可通過調(diào)整多孔介質(zhì)的滲透系數(shù)K,使兩個(gè)系統(tǒng)的泉流量相等。

這時(shí)稱這個(gè)孔隙介質(zhì)為裂隙介質(zhì)的等效多孔介質(zhì)。

等效多孔介質(zhì)方法具有比較嚴(yán)格的應(yīng)用條件。等效時(shí)含水系統(tǒng)的補(bǔ)、徑、排條件不能改變;等效是兩種介質(zhì)在特定功能上的等效,其它方面未必等效。由于裂隙介質(zhì)與多孔介質(zhì)本質(zhì)上存在差別,一些與介質(zhì)結(jié)構(gòu)細(xì)節(jié)存在密切關(guān)系的地下水參數(shù),如地下水水頭、孔隙水壓力、流速等是難以等效的。

大范圍內(nèi)導(dǎo)水能力等效是等效多孔介質(zhì)方法的最常用原則。

求解大范圍的水量問題也是等效多孔介質(zhì)方法的主要適用范圍。2、雙重介質(zhì)方法有些介質(zhì)(如未充分膠結(jié)的中粗粒砂巖、經(jīng)過溶蝕的灰?guī)r、白云巖等)存在兩種導(dǎo)水能力相差懸殊的空隙空間。其中的大空隙如裂隙、溶蝕裂隙、溶蝕孔隙等,導(dǎo)水能力比較強(qiáng);小空隙如原生孔隙、微小裂隙、溶蝕小孔等,導(dǎo)水能力很低,但為數(shù)眾多,貯存能力不可忽略。

可以分別用兩種等效的多孔介質(zhì)去近似代替大小兩種空隙,這種方法稱為雙重介質(zhì)方法。雙重介質(zhì)方法仍屬于連續(xù)介質(zhì)方法的范疇,它的基本原理是等效多孔介質(zhì)方法,區(qū)別僅在于對(duì)大小空隙進(jìn)行了分別的描述。3、非連續(xù)介質(zhì)方法等效多孔介質(zhì)方法和雙重介質(zhì)方法都是宏觀地、粗略地處理裂隙介質(zhì)的方法,沒有詳細(xì)刻畫裂隙介質(zhì)的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。而有些水文地質(zhì)參數(shù)如地下水水頭、孔隙水壓力、流速等與介質(zhì)的結(jié)構(gòu)細(xì)節(jié)存在密切關(guān)系。為了準(zhǔn)確地計(jì)算這些參數(shù),需要詳細(xì)地刻畫裂隙通道及其構(gòu)成的網(wǎng)絡(luò),只有非連續(xù)介質(zhì)方法才能夠滿足這一要求。

非連續(xù)介質(zhì)方法可以準(zhǔn)確計(jì)算出裂隙網(wǎng)絡(luò)內(nèi)任意一點(diǎn)的水頭、孔隙水壓力、滲透速度、流量等,是研究裂隙滲流的一種比較理想的方法。但其缺點(diǎn)是對(duì)實(shí)際資料的要求很高,計(jì)算復(fù)雜,要求計(jì)算機(jī)模擬。目前常用于針對(duì)裂隙滲流本質(zhì)的理論研究,實(shí)際工作中主要用于需要確定孔隙水壓力與流速的情況。適用于研究區(qū)域比較小、工作程度比較高的水文地質(zhì)工程地質(zhì)問題(如巖體高邊坡穩(wěn)定性、地下硐室圍巖穩(wěn)定性等)。

在實(shí)際工作中使用哪種方法視具體研究內(nèi)容而定:

大范圍的流量問題可采用等效多孔介質(zhì)方法。若介質(zhì)中存在兩種導(dǎo)水能力相差懸殊的空隙,可采用雙重介質(zhì)方法。小范圍的以求解孔隙水壓力、流速為主的問題可采用非連續(xù)介質(zhì)方法。

斷裂帶是應(yīng)力集中釋放造成的破裂形變,大的斷層延伸數(shù)十至數(shù)百公里百米,穿切若干巖層,構(gòu)成具有特殊意義的水文地質(zhì)體。斷層兩盤的巖性及斷層力學(xué)性質(zhì),控制著斷層的導(dǎo)水—貯水特征。9.2.5斷裂帶的水文地質(zhì)意義張性斷層發(fā)育于脆性巖層發(fā)育于塑性巖層斷裂帶有疏松多孔的構(gòu)造角礫巖兩側(cè)增強(qiáng)帶裂隙發(fā)育,張開度大斷裂帶的構(gòu)造角礫巖含有大量泥質(zhì)兩側(cè)增強(qiáng)帶裂隙不發(fā)育,張開度小1、斷裂帶的巖性特征:斷層帶有糜棱巖、構(gòu)造角礫巖壓性斷層斷裂帶有細(xì)碎緊密的構(gòu)造巖兩側(cè)發(fā)育張開性較好的扭張裂隙斷裂帶為糜棱巖、斷層泥兩側(cè)增強(qiáng)帶有張開性差的扭節(jié)理扭性斷層兩側(cè)羽毛狀裂隙密集或低序次斷裂發(fā)育于脆性巖層發(fā)育于塑性巖層張性斷裂發(fā)育于脆性巖層發(fā)育于塑性巖層斷裂帶本身富水,導(dǎo)水能力強(qiáng)斷裂帶兩側(cè)增強(qiáng)帶富水,導(dǎo)水能力強(qiáng)斷裂帶本身富水性變差斷裂帶兩側(cè)增強(qiáng)帶導(dǎo)水不良,富水性差2、斷裂帶的富水特征:壓性斷裂斷裂帶本身透水性差斷裂帶兩側(cè)增強(qiáng)帶導(dǎo)水、富水性較好斷裂帶不透水?dāng)嗔褞蓚?cè)增強(qiáng)帶通常隔水扭性斷層導(dǎo)水性介于張性斷裂與壓性斷裂之間發(fā)育于脆性巖層發(fā)育于塑性巖層同一斷層,由于兩盤巖性和力學(xué)性質(zhì)的變化,導(dǎo)水能力發(fā)生變化。

例如:一條斷層切穿脆、塑性巖層,導(dǎo)水能力由大變小甚至隔水;原來導(dǎo)水的斷層,后期因膠結(jié)作用降低導(dǎo)水能力,也可因后期溶濾作用增強(qiáng)導(dǎo)水性。3、斷裂帶的水文地質(zhì)意義:(1)具有儲(chǔ)水空間、集水廊道的作用(2)具有導(dǎo)水通道的作用(3)具有阻水作用4、斷裂構(gòu)造的富水部位:(1)角礫巖、壓碎巖帶富水(2)斷層影響帶富水(3)斷層交匯帶富水(4)斷層巖塊富水9.2.6裂隙水的水化學(xué)特征循環(huán)在淺部的裂隙水,主要受氣候和地形影響,一般M<0.5為HCO3型水;受構(gòu)造或巖性影響,形成其它類型的水,如溫泉;干旱氣候,地下水礦化度增大,M3-10;地形陡,徑流強(qiáng),M??;反之,M大。云南路南石林巖溶(地表巖溶、地下巖溶)賦存于可溶巖層溶隙中的地下水稱為巖溶水。

巖溶水是一種地質(zhì)營力(在流動(dòng)過程中不斷溶蝕其周圍介質(zhì),不斷改變自己的賦存條件)。9.3巖溶水可溶巖的存在可溶巖必須透水具有侵蝕性的地下水地下水是流動(dòng)的9.3.1巖溶發(fā)育的基本條件:1、地質(zhì)構(gòu)造:張性斷裂帶和侵入巖接觸帶附近,背斜、向斜的軸部,巖石破碎,裂隙最發(fā)育,巖石透水條件好,形成巖溶強(qiáng)烈發(fā)育地段。9.3.2影響巖溶發(fā)育的主要因素2、可溶巖的成分與結(jié)構(gòu):純灰?guī)r(方解石含量多,泥質(zhì)、硅質(zhì)少)易溶蝕成分質(zhì)地不純灰?guī)r(白云石含量多,泥質(zhì)、硅質(zhì)多)不易溶蝕鮞狀結(jié)構(gòu)的生物礁巖及碳酸巖鹽(生物碎屑組成,孔隙大且多)易溶蝕結(jié)構(gòu)結(jié)晶鑲嵌結(jié)構(gòu)的泥晶碳酸鹽巖、亮晶碳酸巖(泥質(zhì)含量多,孔隙度小)難溶蝕巨厚的純灰?guī)r,構(gòu)造裂隙稀疏、寬而長,巖溶發(fā)育不均勻,形成大型溶洞單層厚度中薄層至中厚層,構(gòu)造裂隙短小、均勻、密集,形成溶蝕比較均勻的巖溶含水層3、氣候:

氣候決定一個(gè)地區(qū)的土壤與植被的發(fā)育程度,植被、土壤是地下水中CO2的主要來源。濕熱的南方,植被茂密,雨量充沛,利于細(xì)菌繁殖和植物光化作用,CO2含量高,巖溶發(fā)育。4、徑流條件:

地下水徑流條件是控制巖溶最活躍最關(guān)鍵的因素。地下水徑流條件越強(qiáng)烈,地下水的侵蝕能力越強(qiáng),輸入的化學(xué)能及溶解攜帶走的CaCO3越多,在可溶巖中留下的溶隙體積越大。9.3.3巖溶水系統(tǒng)的演變

1、地下水流對(duì)介質(zhì)的改造具有化學(xué)侵蝕性的水進(jìn)入可溶巖層,對(duì)原有的狹小通道進(jìn)行擴(kuò)展。碳酸鹽巖的原生孔隙一般導(dǎo)水能力很差,水流在其中難于流動(dòng)。地下水主要流動(dòng)循環(huán)于各種規(guī)模的裂隙之中。

由于裂隙通道規(guī)模上的差別引起水流分配的不均勻性,而水流的不均勻性又造成裂隙镕蝕擴(kuò)展上的差別,由此便形成了一個(gè)巖溶演化的正反饋過程:不均勻介質(zhì)——不均勻水流——差異性溶蝕——更不均勻的介質(zhì)——更不均勻的水流——進(jìn)一步的差異性溶蝕——……

巖溶發(fā)展的過程實(shí)質(zhì)上便是介質(zhì)的非均質(zhì)化過程與水流的集中過程。

水流對(duì)介質(zhì)的改造,在空間上是不均勻的,在時(shí)間上也不是一個(gè)勻速發(fā)展的過程,巖溶的發(fā)育基本上可劃分為三個(gè)階段:

起動(dòng)階段快速發(fā)展階段停滯衰亡階段

起動(dòng)階段:

地下水對(duì)介質(zhì)以化學(xué)溶蝕作用為主,水流通道比較狹小,地下水幾乎沒有機(jī)械搬運(yùn)能力,巖溶發(fā)展比較緩慢。快速發(fā)展階段:

隨著水流越來越集中的正反饋機(jī)制的加強(qiáng),巖溶演化加快。當(dāng)主體通道的寬度達(dá)到5~50mm時(shí),紊流開始出現(xiàn),地下水開始具有一定機(jī)械搬運(yùn)能力,巖溶演化進(jìn)入快速發(fā)展階段。停滯衰亡階段:

快速演化階段,介質(zhì)場與流場發(fā)生以下變化:

(1)地下水流對(duì)介質(zhì)的改造由化學(xué)溶蝕變?yōu)闄C(jī)械侵蝕與化學(xué)溶蝕共存,機(jī)械侵蝕變得愈益重要。

(2)地下出現(xiàn)各種規(guī)模的洞穴。(3)地表形成溶斗及落水洞,并以它們?yōu)橹行男纬筛鞣N規(guī)模的洼地,匯集降水。

(4)隨著介質(zhì)導(dǎo)水能力迅速提高,地下水位總體下降,新的地下水面以上洞穴干涸,失去進(jìn)一步發(fā)展的動(dòng)力。(5)通道爭奪水流的競爭變得更加劇烈。最終只剩下少數(shù)幾個(gè)(甚至只有一個(gè))大的管道優(yōu)先發(fā)展,其余的管道要么依附于這些大管道成為其支流,要么成為被地下水拋棄的干涸管道。

(6)不同地下河系發(fā)生襲奪,地下河系不斷歸并,流域不斷擴(kuò)大。2地下水流動(dòng)系統(tǒng)與巖溶發(fā)育的空間特征

某些生產(chǎn)課題如:水資源開發(fā)利用、水電工程滲漏防治、礦坑突水災(zāi)害預(yù)防等都要求比較準(zhǔn)確地判斷巖溶水系統(tǒng)的巖溶空間發(fā)育特征,特別是大的巖溶洞穴及管道的位置與走向等。

地下巖溶是地下水流對(duì)可溶介質(zhì)改造的結(jié)果。地下水徑流條件是控制巖溶最活躍最關(guān)鍵的因素。地下徑流愈強(qiáng)烈,地下水的侵蝕性愈強(qiáng),輸入的化學(xué)能及溶解攜走的CaCO3便愈多,在可溶巖中留下的空洞的總體積便愈大。

在給定的氣候條件下,某一部位的地下徑流強(qiáng)度乘以作用時(shí)間,大體上可以說明該部位輸入總化學(xué)能,與可溶巖巖性結(jié)合即可估算輸出的總物質(zhì)量(被溶解攜走的CaCO3、MgCO3等)。地下徑流強(qiáng)度可以用滲透流速V表征,而后者又是滲透系數(shù)K與水力梯度I的乘積。

因此,當(dāng)我們預(yù)測一十地區(qū)巖溶發(fā)育規(guī)律時(shí)可以從分析不同部位的巖性(可溶性)、初始透水性以及勢場著手,繪制示意性流網(wǎng),根據(jù)流線的稀密推斷巖溶空間分布特征。9.3.4巖溶水的特征

1、巖溶含水介質(zhì)的特征巖溶含水介質(zhì)實(shí)際上是尺寸不等的空隙構(gòu)成的多級(jí)次孔隙系統(tǒng)。尺度不等的空隙彼此之間存在著不同程度的水力聯(lián)系,構(gòu)成宏觀上兒有統(tǒng)一水力聯(lián)系的巖溶含水介質(zhì)。

細(xì)小孔隙與裂隙,是主要的貯水空間。大的巖溶管道與開闊的溶蝕裂隙構(gòu)成主要導(dǎo)水通道。規(guī)模介乎兩者之間的裂隙網(wǎng)絡(luò)兼具貯水空間與導(dǎo)水通道的作用。2、巖溶水的分布特征:

富水性空間分布極不均勻,具有明顯的方向性。

水平方向:同一巖溶含水層,水平方向相距幾十米甚至幾米,富水性的差異為數(shù)倍甚至數(shù)十倍。例如:廣東凡口礦區(qū)0m標(biāo)高中段的坑道中施工兩個(gè)水平放水孔,相距0.3m,平行鉆進(jìn)壺天群石灰?guī)r中,孔深47m,一個(gè)孔出水量50L/S,另一孔出水量0.5L/S。垂直方向:

同一巖溶含水層,垂直方向的富水性很不均一。例如:凡口礦區(qū)-20m標(biāo)高以上,富水性強(qiáng),單位涌水量1.55--.10L/S.m;-20m標(biāo)高以下,富水性弱,單位涌水量0.0076L/S.m;巖溶發(fā)育朝斷裂破碎帶的延伸方向時(shí)透水性好,垂直巖溶發(fā)育方向透水性差。3、巖溶水的運(yùn)動(dòng)特征:

層流與紊流共存。溶孔、溶隙中的巖溶水為層流運(yùn)動(dòng);溶洞、暗河中的巖溶水為紊流運(yùn)動(dòng)。一般具有吸水(接受降水補(bǔ)給)能力、排水(泉和徑流)能力強(qiáng),徑流速度大的特點(diǎn)。

巖溶水的徑流具有明顯的分帶性:即Ⅰ帶(包氣帶)、Ⅱ帶(水位季節(jié)變化帶)Ⅲ帶(飽水帶)和Ⅳ帶(深部循環(huán)帶),如下圖示。4、巖溶水的補(bǔ)給特征:通過落水洞、巖溶漏斗等直接流入或灌入補(bǔ)給巖溶水,

時(shí)間短、途徑短、

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