公路地质灾害的主要类型有什么

孔隙水的定义： 孔隙水是指主要赋存在松散沉积物颗粒间和孔隙中的地下水。其在堆积平原和山间盆地内的第四纪地层中分布较为广泛。孔隙水是工农业和生活用水的重要供水水源。孔隙水的分布、补给、径流和排泄决定于沉积物的类型、地质构造和地貌等。 裂隙水的定义： 裂隙水，是存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，同样是矿坑充水的重要来源。 岩溶水的定义： 岩溶水是指赋存于可溶性岩层的溶蚀裂隙和洞穴中的水，又称喀斯特水，其最明显特点是分布极不均匀。岩溶含水系统一般水量丰富、水质优良，岩溶水常作为大中型供水源。但由于其位于岩溶水分布地区的矿坑，容易产生突然大量涌水事故，因此需要极其注意该问题。

孔隙水:主要赋存在松散沉积物颗粒间孔隙中的地下水。在堆积平原和山间盆地内的第四纪地层中分布广泛。是工农业和生活用水的重要供水水源。孔隙水的分布、补给、径流和排泄决定于沉积物的类型、地质构造和地貌等。不同成因的沉积物中 ，存在着不同的孔 隙水 。在山前地带形成的洪积扇内，近山处的卵砾石层中有巨厚的孔隙潜水含水层；到了平原或盆地内部，由于砂砾层与粘土层交互成层 ，形成承压孔隙水含水层 。在平原河 流的中 、下游地区的河床 相的砂砾层中，存在着宽度和厚度不大的带状孔隙水含水层。在湖泊成因的岸边缘相的粗粒沉积物中，多形成厚而稳定的层状孔隙水含水层。在冰川消融水搬运分选而形成的冰水沉积物中，有透水性较好的孔隙水含水层。深层孔隙承压水往往远离补给区。离补给区越远，补给条件越差，补给量有限，故深层孔隙承压水的开采应有所节制。裂隙水:存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，也是矿坑充水的重要来源。按含水介质裂隙的成因，可分为风化裂隙水、成岩裂隙水与构造裂隙水。按埋藏条件，可以是潜水或承压水。按裂隙水的水力联系程度分为风化壳网状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。与孔隙水比较，裂隙水分布不均匀，水力联系不好，介质的渗透性具有不均一性与各向异性。岩溶水:赋存于可溶性岩层的溶蚀裂隙和洞穴中的地下水。又称喀斯特水。其最明显特点是分布极不均匀。在可溶性岩层裸露于地表的补给区，入渗补给有两种方式：灌式补给、渗入式补给。根据岩溶水的出露和埋藏条件不同，可将岩溶水划分为3种类型：裸露型岩溶水、覆盖型岩溶水、埋藏型岩溶水。

【答案】：B、C、D埋藏在基岩裂隙中的地下水，称为裂隙水。裂隙水可分为以下三种：①风化裂隙水。分布于风化裂隙中的地下水一般为层状裂隙水，受风化壳的控制，风化裂隙水多属潜水。风化裂隙水在基岩山区分布十分广泛，对边坡工程影响很大，常常是边坡失稳和浅层滑坡形成的重要原因。②成岩裂隙水。沉积岩和深成岩浆岩的成岩裂隙多是闭合的，含水意义不大，对工程建设影响也较小。③构造裂隙水。构造裂隙是岩石在构造运动中受力产生的。构造裂隙水的分布规律相当复杂，呈现出不均匀性和各向异性的主要特点。构造裂隙水可以是潜水，也可以是承压水，一般水量比较丰富且稳定，特别是当构造裂隙贯穿或连通其他含水层时，常常是良好的供水水源，但对隧道施工往往造成危害，如产生突然涌水事故等。

1.风化裂隙水在裸露基岩的表部，常常发育有风化裂隙带，埋藏于地壳风化裂隙带中的地下水，称为风化裂隙水(图9-2)。含水层多呈似层状、面状分布。顶板一般没有连续分布的隔水层，属于潜水。一些古风化壳，如被后期沉积物覆盖，也会形成承压水。风化裂隙水储存运移的空间，主要是风化作用产生的裂隙以及一些成岩裂隙和构造裂隙受风化作用扩大而成，一般浅部发育，向深部逐渐减弱，深度一般不超过60～100m。图9-2 风化裂隙水示意图风化裂隙水的水量受地形、岩性及地质构造的影响，水量不大，交替循环积极，水质较好，是山区居民的重要用水来源。2.层间裂隙水层间裂隙水，储存于岩石的成岩裂隙和区域构造裂隙中。裂隙以网状组合为主，裂隙之间有较好的水力联系，分布边界主要受岩层界面控制，形成较典型的层状含水岩层。含水岩层的分布总是与一定层位裂隙发育的岩层一致，与裂隙不发育的相对隔水层互层。地下水多具承压性，当含水岩层出露地表时也可形成潜水。层间裂隙水的埋藏和分布主要受地层岩性控制，富水性取决于含水层的厚度和裂隙发育程度以及地形条件等。层间裂隙水主要埋藏在性质较为脆硬的砂岩、砾岩、粗粒火山碎屑岩、成层较好的火山熔岩、大理岩及石英岩中，软塑性质的页岩、泥岩、凝灰岩等常构成相对隔水层(图9-3)。层间裂隙水的水质受埋藏深度控制，总矿化度随深度增加而增大。浅部含水岩层中的地下水交替积极，水质为重碳酸盐型;向下水的交替作用减弱，水质逐渐过渡为硫酸盐型;至深部为氯化物型水。图9-3 四川重庆地区石桥铺红层水文地质剖面示意图3.脉状裂隙水脉状裂隙水是指储存于断裂破裂带、岩浆岩体的侵入接触带以及岩脉节理中的水。根据形成条件，可划分为断裂带裂隙水和侵入接触带裂隙水。断裂带裂隙水分布在断裂破碎带中，常呈带状或脉状分布，具有一定的方向性。脉状含水带不受岩层界面的限制，可以穿越不同层位、不同性质的岩层或岩体，使含水带各部位地下水贫富不均，在横剖面图上存在富水程度不同的分带性(图9-4)，即为含水性不同的构造岩带及断层影响带，从而使脉状含水带在空间上具有不均匀的特征。图9-4 断裂破碎带横剖面分带示意图侵入接触带是指岩浆岩侵入到沉积岩、岩浆岩、变质岩中，由于它对围岩挤压和热力作用，使其与围岩接触部位形成裂隙带，构成良好的储水空间。主要有两种类型，即岩脉接触带和侵入体接触带。根据岩脉的水文地质特征可分为两种，即汇水岩脉和阻水岩脉。汇水岩脉的脆硬性比围岩高，岩脉裂隙发育，透水性强，对透水性相对较差的围岩地下水起汇集作用，从而形成岩脉接触带裂隙水。如广东桂山岛，在花岗岩中的石英脉处打一眼井，取得50m3/d的出水量(图9-5)。阻水岩脉相对于围岩质地较软，本身裂隙不发育，对地下水径流起阻截作用，使地下水在岩脉迎水一侧裂隙带中汇集。在岩浆岩与围岩的接触带，由于成岩裂隙与构造裂隙并存可形成侵入体接触带裂隙水。如济南市奥陶系灰岩中的水受闪长岩及辉长岩侵入体阻截，水位抬高，超过上覆第四纪粘土质山前堆积物的地表高程，形成著名的自流泉群(见图3-14)。图9-5 桂山岛水井展示素描图

要看具体情况来讨论，当基岩裂隙水的水头高于含水层时，为承压水，抽水后，水头逐步降低，低于含水层后，开始疏干含水层，此时应为潜水。无论什么水文地质问题，都应具体情况具体对待，不应一概而论，再就是要看定义。潜水是埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下水，通常所见到的地下水多半是潜水。当地下水流出地面时就形成泉。潜水存在于地表以下第一个稳定隔水层上面、具有自由水面的重力。它主要由降水和地表水入渗补给。扩展资料：一般裂隙宽度2～3毫米，大者10～20毫米，长数米至十余米，平均1～2米有一条裂隙，地下水相对富集在南北向、北西向张性或张扭性裂隙内，以潜水为主，断裂破碎带局部有脉状承压水。基岩裂隙水受大气降水补给限制，地下径流短，常以泉水的形式排入邻近沟谷中。富水性不均，水量贫乏，泉水流量一般0.014～0.325升/秒，民井出水量5～10吨/日，钻孔单孔涌水量5～95吨/日（依据地区略有不同），矿化度存在地区差异，有淡水也有咸水。参考资料来源：百度百科-基岩裂隙水

裂隙介质含水系统，是指储存、运移于各类岩石的裂隙系统内的地下水。由于岩石的裂隙发育很不均一，裂隙介质含水系统中的地下水，主要富集于岩层的断裂带和裂隙密集的部位，裂隙不发育的完整岩石，几乎不含有地下水。在我国裂隙水分布最为广泛，遍及山地、丘陵地区。

受多年冻土区隔水作用影响，裂隙水的补给与排泄具有自身的特征。连续多年冻土区，浅层部位的风化裂隙水可直接接受大气降水与地表水的补给，也有远区的含水层补给，通过蒸散作用，补给其他含水层或以泉的形式排泄(图9.18)。埋藏于多年冻土层下的裂隙水，多为成岩裂隙水或构造裂隙水，多通过较远的融区水补给或排泄。连续多年冻土区裂隙水多以构造裂隙水、成岩裂隙水为主，裂隙含水层的补给区、排泄区与裂隙水的分布区不一致，补给与排泄方式单一。图9.18 长江源区布曲附近的基岩裂隙冻结层上水剖面图(据地质矿产部906水文工程地质大队，1990)在不连续岛状多年冻土区，裂隙水岛状冻土区深层裂隙水可通过断裂融区或河湖融区进行补给或排泄，也可以通过融区与浅层地下水之间垂向补给或排泄。裂隙水补给或排泄方式较复杂。多年冻土区裂隙水主要集中的部位除了构造应力或自重应力集中的部位裂隙最为发育外，融区分布是最重要的因素。裂隙水最富集地带有:①裂隙水的融区发育带。主干河流、湖泊、主断裂融区发育的地带;融区断裂(主干裂隙)是主要导水通道，地下水容易得到补给，交替速度较快，其周围次级裂隙，其裂隙率高，可以成为地下水的主要储集空间。②构造应力集中带。张性或张扭性断层带以及断裂带周围的节理密集带，呈带状分布;背斜轴部纵裂隙、横裂隙、层面裂隙发育带，含水层呈脉状;夹于塑性岩层中的脆性岩层，往往发育密集而均匀的张开裂隙，成层状含水层。③自重应力作用集中带。风化壳尤其是其浅层部位的裂隙富集带，含水层呈壳状分布。

孔隙水:主要赋存在松散沉积物颗粒间孔隙中的地下水。在堆积平原和山间盆地内的第四纪地层中分布广泛。是工农业和生活用水的重要供水水源。孔隙水的分布、补给、径流和排泄决定于沉积物的类型、地质构造和地貌等。不同成因的沉积物中 ，存在着不同的孔 隙水 。在山前地带形成的洪积扇内，近山处的卵砾石层中有巨厚的孔隙潜水含水层；到了平原或盆地内部，由于砂砾层与粘土层交互成层 ，形成承压孔隙水含水层 。在平原河 流的中 、下游地区的河床 相的砂砾层中，存在着宽度和厚度不大的带状孔隙水含水层。在湖泊成因的岸边缘相的粗粒沉积物中，多形成厚而稳定的层状孔隙水含水层。在冰川消融水搬运分选而形成的冰水沉积物中，有透水性较好的孔隙水含水层。深层孔隙承压水往往远离补给区。离补给区越远，补给条件越差，补给量有限，故深层孔隙承压水的开采应有所节制。裂隙水:存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，也是矿坑充水的重要来源。按含水介质裂隙的成因，可分为风化裂隙水、成岩裂隙水与构造裂隙水。按埋藏条件，可以是潜水或承压水。按裂隙水的水力联系程度分为风化壳网状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。与孔隙水比较，裂隙水分布不均匀，水力联系不好，介质的渗透性具有不均一性与各向异性。岩溶水:赋存于可溶性岩层的溶蚀裂隙和洞穴中的地下水。又称喀斯特水。其最明显特点是分布极不均匀。在可溶性岩层裸露于地表的补给区，入渗补给有两种方式：灌式补给、渗入式补给。根据岩溶水的出露和埋藏条件不同，可将岩溶水划分为3种类型：裸露型岩溶水、覆盖型岩溶水、埋藏型岩溶水。

红层风化裂隙水是赋存于红层风化裂隙发育带内的地下水。由于广大的丘陵山区较为强烈的构造运动及后期风化作用，红层区风化岩层发育广泛，红层风化裂隙含水层分布普遍，风化裂隙水是红层地区常见的地下水类型。通常风化裂隙含水层主要形成于浅表层风化裂隙发育带中，下部微风化带或新鲜基岩常常构成相对隔水底板。但有时风化裂隙含水层与下伏基岩含水层之间形成了统一的水力联系，二者呈渐变过渡的关系。1.1.2.1 风化裂隙特征风化裂隙是岩石受风化作用形成的裂隙。构造裂隙和构造破碎带是区域内风化裂隙发育的重要基础，对风化裂隙的产生有着直接的影响。岩石风化时，一方面使岩石中原有的裂隙发展扩大，另一方面沿着岩石中隐蔽的脆弱结构面产生新的裂隙。红层风化裂隙的特点通常表现为裂隙延伸短而弯曲，裂隙面曲折不光滑，分支较多；裂隙分布密集，无固定方位，呈不规则网状相互连接；裂隙发育程度随深度增加而减弱，浅部裂隙发育，岩石破碎，裂隙多被泥质充填堵塞，向深处裂隙发育程度减弱，但泥质充填物减少。随着各地气候条件及地形、地质背景条件的不同，风化带的厚度变化很大，一般在10～50m范围内，在一些局部的构造破碎带上，如断层带、背斜轴部裂隙发育带等处，风化营力沿构造裂隙延展很深，可达100余米，甚至更深。风化带的下界与新鲜基岩是逐渐过渡的，一般没有确切的分界线，风化裂隙带往上则逐渐过渡为以碎砾及粘土为主的残积层。泥岩全强风化带呈松软土状，透水性弱；强风化带泥化强烈，裂隙被充填，透水性弱；中等风化带裂隙微张，连通性较好，透水性较强；微风化带裂隙密闭，张开度小，连通性差，透水性弱。中等风化带下限埋深一般在30m以内。砂岩全风化带呈砂土状，主要发育孔隙；强风化带孔隙与不规则裂隙共存；中等风化带不规则裂隙连通性好，张开度大，在盆地边缘的缓坡、台地部位，中等风化带下限埋深可达50m甚至大于100m，微风化带及新鲜基岩主要扩展了构造裂隙，其发育程度主要与地质构造特征有关。钙质泥岩、泥灰岩等可溶岩在物理和化学风化的共同作用下，全强风化带裂隙发育特点与泥岩类似，中等风化带及其以下的溶蚀裂隙孔隙发育，形成富水性较强的含水层，其厚度可以达到整个可溶岩层。1.1.2.2 风化裂隙水赋存特征红层风化裂隙水以红层风化裂隙发育段为含水层，主要为中等风化带，含水层为似层状，呈面状分布，其上覆一般没有连续分布的隔水层，多属于潜水。风化裂隙水分布的下限取决于风化带的厚度。由于风化裂隙呈不规则的网状分布，全风化带以大量细微风化裂隙为主，且多被泥质充填，富水性较弱，微风化带裂隙稀少且张开度小，富水性也较弱，常以中风化带富水性相对较强。红层风化裂隙水的富集同地形、岩性及地质构造条件有密切的关系。只有在地形有利的部位，当底部有泥岩层或溶蚀裂隙孔隙弱发育带阻隔时才能形成富水块段。如云南楚雄市紫溪镇杨家示范点，该示范点处于三面低缓山丘环抱的宽缓谷地内，出露地层岩性为白垩系上统粉砂质泥岩夹钙质泥岩的风化层，SK216号钻孔揭示0～2m为全风化带，岩心呈土状；2～15m为强—中等风化带，岩心破碎，呈碎块、短柱状，裂隙较发育，赋存风化裂隙水；下伏微风化泥岩构成相对隔水层。风化裂隙水以上层滞水形式存在，在凹沟出口处呈片状散流排泄，地表形成多处沼泽湿地，而后在缓坡前缘坡脚地带下渗补给下伏溶蚀裂隙孔隙水。该井水位埋深仅2.0m，抽水稳定水位7.13m，涌水量达40.2m3/d。四川盆地中部广阔的红层丘陵区，以宽缓的褶曲构造为主，断裂不发育，主要出露的红层地层岩性为泥岩夹砂岩，岩相稳定，地层倾角一般在10°以下，大部近于水平，多沿层面、节理面以及易溶石膏脉形成风化裂隙，风化带厚度大，分布广泛而稳定。微细风化裂隙十分发育，每平方米内可达10余条甚至20～30条之多。广安、安岳等地薄-中厚层粉砂岩与泥岩互层岩层的风化带面裂隙率2.8%～4.1%，线裂隙率0.03%～0.14%；德阳等地泥岩风化裂隙率0.53%。红层地下水勘查示范表明，泥岩强风化带厚度一般5～10m，裂隙较发育但局部被充填；中等风化带的深度一般在20～25m，岩心较破碎；25m以下风化强度开始减弱，岩心完整，裂隙不发育，透水性极弱，基本上为相对隔水层。风化裂隙水埋藏多与中等风化带发育深度相对应，下限深度一般在20～25m，主要涌水段深度一般在6～25m之间，25～30m以下涌水量较小。风化裂隙水分布普遍，区域上表现为在有利的条件下都存储一定的地下水，由于上部粘土覆盖层透水性很弱，加上风化带内部裂隙发育不均，富水性不等，一般单井涌水量较小。乐至县全胜乡共实施示范浅井645口，井深10～25m，井间距大于30m，出水量一般为0.3～5.0m3/d，局部富水的低洼段为5～20m3/d，成井率达97%以上，很少有干井（武选民等，2006）。红层的岩性岩相在纵横向上的变化，使得风化裂隙在各方向上发育不均，裂隙张开度、连通性均有不同，裂隙发育的差异性导致风化裂隙含水层的富水性具有随岩性变化的特点。受风化裂隙的性状和岩性控制，一般砂岩层连续分布好，厚度大，风化裂隙带发育，富水性较好，砂岩夹泥岩的含水层富水性次之，泥岩夹砂岩的富水性较差，纯泥岩含水层富水性最弱。

大多数情况下裂隙水的运动符合达西定律。只有在少数巨大的裂隙中水的运动不符合达西定律，甚至属紊流运动。裂隙介质与孔隙介质的重要区别在于它具有非均质性和各向异性。裂隙的大小、张开度、密度、方向和分布状况等都对裂隙水的运动发生影响。因此需要根据具体的裂隙状况求出介质的各向异性，再引用孔隙介质中的渗透理论加以计算。20世纪60年代，出现了双重介质渗透学说，认为在裂隙岩石中同时存在着两种空隙和渗流系统：孔隙和分割含孔隙和岩块之间的裂隙。岩石的贮水性质主要与孔隙有关，导水性主要与裂隙有关。地下水主要贮存在孔隙中，水的运动主要在裂隙中进行。从这一观点出发，建立了相应的液体运动的微分方程。70年代中期，这个理论具体应用于解决水文地质问题。80年代又有新的发展，不仅应用于裂隙水流问题，还推广应用于研究地下水中溶质和热量的输运问题，但一些机制还有待进一步研究。

我国的砂页岩分布很广，遍及各个时代，其中的裂隙水主要是风化裂隙水和构造裂隙水。有些地区砂页岩互层，有的与煤层、碳质页岩等互层，其中的砂岩裂隙水，相对比较丰富。1.风化裂隙水砂页岩层风化带的发育深度和强度，主要取决于岩石的原生裂隙和构造裂隙的发育程度。砂页岩由于受多次构造作用，节理裂隙发育，普遍存在X型节理，分布均匀，彼此连通形成网状裂隙，其张开程度取决于岩石的性质和构造作用的大小。一般情况下，页岩裂隙的张开性不好，导水性差，水量不大;砂岩裂隙的张开性好，水量也较大。在砂页岩地区，由于页岩具塑性，使页岩的裂隙不发育，风化带透水性很弱。而砂岩性脆易产生裂隙，风化带透水性较强，在较好的补给和汇水的条件下可以找到供饮用和其他小型的供水水源。风化裂隙水以潜水为主，如果古风化壳上覆有不透水的沉积物时，可以转变为承压水。砂页岩风化裂隙的发育深度受地形和地面剥蚀程度的影响，各地很不一致。一般高山台地较厚，平地、洼地和谷地较小。发育深度从几米到几十米，偶尔可达100m以上。2.层间裂隙水在砂页岩沉积期间的成岩作用，原生状态下就形成了层间裂隙，当发生变形时，便形成裂隙带，裂隙大部分沿层面展布。这种沿层面发育的裂隙单独存在时，它的含水性和富水性都不大。如果与其他裂隙交汇，并有较好的地下水补给条件时，这种层间裂隙水有一定的供水意义。层间裂隙水，主要存在于较粗颗粒的脆性砂岩或砂砾岩层中。如分布在昆明东呈贡—大板桥一带的浅海相砂岩中，含裂隙承压水，厚度170～270m，倾向337°和15°，倾角70°～80°的两组裂隙极为发育。前者以张裂隙为主，裂隙宽一般1～4cm，最宽可达10cm，半充填或无充填，充填物为砂或黏土;后者为闭合裂隙。两组裂隙发育均匀，面裂隙率为6%，平均线裂隙率为8.4%，最高达17.5%，裂隙密度平均为5条/m，最多为10条/m。此外，在岩层褶曲的转折端，向斜轴部和背斜轴部，也就是岩层受力大、弯曲率最大和构造的复合部位，构造裂隙非常发育。由于层间的脆性岩层在构造作用下产生大量的裂隙，砂岩、石英砂岩裂隙往往含水比较丰富。如辽宁瓦房店一带钻孔揭露的震旦系石英砂岩，其深部层间承压水水头高出地面超过70m，涌水量41.9m3/d。陕西省铜川柳弯附近，凡是打在背斜北翼岩层转折端下方的钻孔，出水量远超过500m3/d，其中最大可达1928m3/d。3.断裂带脉状裂隙水断裂带脉状水是沿断裂带富集的地下水。砂岩性脆，在张性、张扭性断裂带及断裂交汇部位富水最好。如在昆明附近的钻探证明，充水断裂最大深度达800m，在砂岩、石英砂岩、砾岩中的断裂带地下水，有一定的供水意义。而页岩相反，由于页岩泥质多，可塑性强，断裂带往往充填闭合，不含水。研究断裂带脉状水时，应对断裂构造的复合部位、交汇部位以及活动断层进行研究，因为它们往往沟通上下不同含水岩层的水力联系，使裂隙带富水。

【答案】：B、C、D埋藏在基岩裂隙中的地下水，称为裂隙水。裂隙水可分为风化裂隙水、成岩裂隙水和构造裂隙水三种类型。

坚硬的基岩在各种应力的作用下发生破坏变形后产生裂隙，赋存在裂隙空隙中的水属于裂隙水。就整个岩体来看，裂隙空隙率很小，只有0.1%～2%，较松散孔隙介质的孔隙度要小几倍到十余倍。裂隙在岩体上分布不均，具有明显的方向性。裂隙介质较孔隙介质，在均匀性、储水性、渗透特征等方面有很大不同。各种应力成因的裂隙互相切穿、连通构成裂隙网络，形成裂隙含水系统，其空间分布和架构，决定水的赋存、运移特征。1.裂隙含水系统的类型按裂隙成因可分为风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水和卸荷裂隙水。由于形成裂隙的应力类型不同，所形成的裂隙空间分布、发育规模及水流特性存在差异。（1）风化裂隙含水系统是温度变化，水、空气生物等风化营力作用使地表岩石产生的裂隙中的含水系统。在风化营力长期持续的作用下，风化裂隙密集而均匀，无明显的方向性，连通性较好，往往形成风化裂隙网络，包裹在岩石表层，一般厚度为数米到数十米。自上而下，岩石风化带可分为强风化带、中等风化带和弱风化带。表层为强风化带，岩石成壤作用强烈，为植被生长提供了良好的土壤条件；在中等风化带中，裂隙密集，连通性好，有利于地下水赋存、运移；弱风化带，风化裂隙发育不良，母岩新鲜，成为裂隙含水系统的隔水层。风化裂隙的发育受岩性、气候和地形控制。通常，含泥质成分较高的岩石，风化裂隙虽然发育密集，但常被泥质充填，失去储水和导水能力。由多种矿物组成的结晶岩（如花岗岩、片麻岩和混合岩等）风化裂隙发育，常形成良好的风化裂隙带。地形平缓、剥蚀作用微弱的地区，有利于风化壳的形成与保存，通常在地形低洼地区和缓坡地带风化壳发育完全。在岩浆岩和深变质岩分布区，常形成上部为土壤层、中部为风化裂隙带、底部为不透水母岩的结构，这种结构为植被生长提供了十分良好的水、土条件。尤其在汇水条件较好的沟谷中，风化裂隙含水系统能汇集较多的水量，除满足植被需水外，风化裂隙水多以下降泉或泄流的形式排入地表水中。见图5-5。图5-5 风化裂隙示意图风化裂隙随地形变化呈不连续分布，通常规模有限，补给、排泄途径短，泉水动态季节变化大。（2）成岩裂隙含水系统是岩石在成岩过程中受内应力作用产生的原生裂隙中的含水系统。岩浆岩成岩过程中的冷凝收缩、沉积岩的脱水固结会产生成岩裂隙，通常这两种裂隙闭合性好，含水意义不大。只有两种类型成岩裂隙才有可能构成有供水意义的裂隙含水系统：一种是陆相喷溢型的玄武岩成岩裂隙构成的含水系统，这类玄武岩成岩裂隙最为发育，岩浆冷凝时，常形成六方柱状和层面节理，具有张开性、连通性好、分布密集的特点，能构成导水良好且水量丰富的含水系统，在喷溢型玄武岩分布区，常成为有供水意义的水源，例如夏威夷、我国内蒙古和海南省北部，喷溢型玄武岩中常赋存着丰富的地下水，成为当地重要水源；另一种是，岩脉冷凝形成的脉状裂隙含水系统，岩脉和侵入岩体冷凝收缩后，在与围岩接触带常形成张开性好的冷凝裂隙，这类裂隙发育深度大，近于垂直，当与其他成因的裂隙连通时，便构成具有导水和储水功能的裂隙含水系统。出露的上升泉，水量较小，动态不稳定。（3）构造裂隙含水系统构造裂隙是在地壳运动中产生的构造应力造成岩石破裂形成的，包括断裂和裂隙。构造裂隙分布最广，最为常见，具有较强的方向性、非均匀性、各向异性和随机性。受构造应力场的控制，构造裂隙具有明显的方向性。人们所观察到的构造裂隙，是不同地质时期构造应力场的产物，具有明显的继承性。随着不同地质时期构造应力场作用方向的转换，受其影响的裂隙也会出现相应的压性和张性的相互转换。例如，区域构造应力场作用方向发生变化，使原来一些切穿长度大的压扭性裂隙转换为张性后，具有很强的导水和汇水能力。（4）褶皱中的裂隙含水系统图5-6 褶皱上的裂隙层状岩石褶皱上的裂隙，按其与褶皱轴线的关系可分为纵裂隙、横裂隙、斜裂隙和层面裂隙。纵裂隙走向与褶皱轴一致，在背斜顶部为张性裂隙，延伸较长，可切穿多层岩石，在褶皱核部，则为压性闭合裂隙。横裂隙与轴线走向近于垂直，多为张性裂隙，延伸短。斜裂隙为剪性应力形成，是一对共轭节理。层面裂隙是岩层褶皱时岩层之间顺层滑动所致。发育在褶皱上的裂隙相互切割、连通，构成网络状的裂隙含水系统（图5-6）。一些隐伏在地下水位以下的背斜轴部水量较为丰富。褶皱中含泥质较高的塑性岩层，裂隙易被泥质充填，导水性差，脆性岩层裂隙发育，导水性好，因此，褶皱裂隙含水系统，往往被不透水的泥质岩层分割为若干个含水子系统。（5）断裂带中的裂隙含水系统断裂带是构造应力集中释放造成具有位移的破裂形变。大断裂带可延伸几十千米乃至上千千米，断裂带宽达数百米至数千米。例如，阿尔金深断裂走向NE—NEE，全长1500km，由多条断裂组成，破碎带宽达20km。一定条件下，断裂带及其次生断裂和裂隙有可能构成裂隙含水系统。断裂的力学性质和两盘岩性控制着断裂的导水和储水性。压性断裂，通常规模较大，断裂面挤压紧密，密实不透水的构造泥充填其中，为阻水断裂。当其发育在脆性岩层中时，断裂两盘，尤其是主动盘，张扭性裂隙发育，导水性好，构成以阻水压性断裂为边界的带状裂隙含水系统，具备良好的导水和储水功能，常构成沿断裂分布的带状裂隙含水系统（图5-7）。张性断裂，断裂面张开，破碎带多为构造角砾岩，发育在脆性岩层中的张断裂，常形成导水性能良好的裂隙含水系统。而发育在泥质地层中的断裂则不然，无论是压性断裂还是张性断裂，由于泥质经常充填在裂隙中，透水性很差，往往构成含水系统的隔水边界。图5-7 断裂带裂隙系统含水示意图区域构造应力场控制着构造裂隙的区域走向。在区域构造应力场作用下，形成的裂隙具有切穿长度大、方向性强、分布范围广的特点。如华东和华南地区，挽近区域主应力场方向近SE-NW向，垂直于应力场方向，NE向断裂呈现压性，闭合，导水性较弱；而NW向断裂，却显示张性特征，其切穿长度大，导水性较好，往往形成规模较大的裂隙含水系统，具有一定的供水能力。南京大学肖楠森教授，很早就注意到这一现象，指出走向NW270°～290°的断裂具有良好的导水性，并利用该组断裂中氡气含量较高的特征，运用α径迹法来探寻隐伏断裂。NW向的断裂与其他方向的断裂组合，常构成导水性良好的裂隙含水系统。2.裂隙网络与裂隙含水系统按岩石中裂隙尺度大小可分为微裂隙、中裂隙和大裂隙三种：微裂隙，在岩石中分布十分密集，裂隙宽度十分细小，导水性差，具备一定的储水功能；中裂隙，在岩石露头上经常见到，延伸长度几米到几十米，裂隙宽度很容易测量；大裂隙（包括断裂），张开宽度大，延伸远，汇水能力强，常成为主要的导水通道。从三维空间来看，单个裂隙就像是一张在岩石中延伸的薄片（厚度为空隙宽度），当不同尺度的裂隙相互切割、连通，形成连续的导水通道时，便架构成立体的裂隙网络体系。在裂隙网络内，虽然水仅限于在狭缝状的裂隙空隙通道中流动，但还是遵循最小阻力原则，即裂隙水总是选择水头损失最小的裂隙通道运移，该通道应是裂隙网络中阻力最小裂隙的拓扑学路径组合。田开铭教授（1982）曾经做过窄缝交叉流试验，试验表明，在上、下游水头和进水流量保持不变的条件下，水流经缝隙交叉处后，细缝中流量减少，宽缝中流量增加，水流向宽缝中汇集。该试验说明，在裂隙网络体系中，水流总是选择宽导水性好、水流动水头损失小的裂隙通道运移、汇集。因此，空间位置低、导水性好的大裂隙，往往成为裂隙水汇集、运移的主要通道。裂隙含水系统中具有统一的水力联系，水位受最低排泄点位置控制。大尺度的裂隙含水系统汇水范围和径流，可以不受地形分水岭的限制，只受控于补给区与排泄点的空间位置。例如，山东莱州望儿山金矿，周围地层为太古宙黑云母斜长片麻岩，矿体位于NE走向的望儿山大断裂带内，呈脉状，NE走向，倾向NW。望儿山断裂带经历多期活动，后期以压性活动为主，导水性差，有数条NW280 °断裂穿过矿体。该组断裂先期为压扭性断裂，断裂平直，延伸远，倾角75 °～83 °，后期以张性活动为主，属于导水断裂。采矿巷道与矿体走向一致。矿坑涌水量随掘进深度增加而增大。目前掘进深度为-450 m，矿坑涌水量达到12000 m3/d以上，涌水量动态较为稳定，丰水年涌水量有所增加，枯水期涌水量也在10000 m3/d以上。出水点位于NWW向断裂与NE向断裂交汇处或NWW向断裂附近的卸荷裂隙中（由NE向裂隙减压张开形成），呈面状和线状出露。望儿山金矿周围出露大面积的片麻岩，西部只有一个面积不足50 km2 的汇水盆地，按理不应有如此大的涌水量，但该矿恰位于NWW向区域裂隙含水系统导水通道上，采矿巷道变成该裂隙含水系统的最低排泄点，随着掘进深度加大，排泄点位置不断降低，汇集的水量也就不断增加。而周围数个与望儿山金矿毗邻的矿井，由于不在导水通道上，涌水量很小，不足1000 m3/d。从矿坑涌水量稳定而量大的特征来看，NWW向区域裂隙含水系统具有汇水面积大、集水能力强的特点。要想降低矿坑涌水量，减少排水费用，必须查明导水通道结构，选择适当的位置，进行封堵，才能收到事半功倍的效果。裂隙含水系统中，地下水渗流十分复杂，要确定裂隙水的主渗路径很困难。目前从事裂隙水研究的学者，正试图在精确测量岩体上裂隙产状、延伸长度、裂隙间距、裂隙宽度等要素的基础上，通过三维裂隙网络空间分析，建立裂隙水三维流动模型，确定导水通道位置。该研究方向是现阶段裂隙水研究的前沿课题，可能为解决复杂的裂隙含水系统渗流问题带来希望。

地下水。成岩裂隙水最具供水意义的是地下水，发育在陆地喷溢的玄武岩成岩裂隙中的地下水。裂缝水是指存在于岩石裂隙中的地下水，是丘陵、山区供水的重要水源，也是矿坑充水的重要来源。

红层构造裂隙水是赋存于红层构造裂隙发育岩层（带）内的地下水。根据构造裂隙含水层（带）的埋藏和空间分布特征，又可进一步分为层间裂隙水和脉状裂隙水。地下水的运动和赋存特征主要与构造裂隙发育特征密切相关，此外还受到地层岩性、地形地貌等因素的影响。1.1.3.1 构造裂隙特征构造裂隙是岩石在构造应力作用下产生的裂隙。其发育与下列因素有关：岩石性质及岩层组合情况，构造应力的强度与作用方式，岩体受力的边界条件等。（1）裂隙发育与地层岩性的关系红层地区岩石主要以泥岩和砂岩为主，形成不等厚互层的岩组。硬质、脆性的碎屑岩层力学强度高，传递应力能力较强，岩石受力后，塑性变形量较小，以脆性破裂形式释放应力。在同样的作用力和边界条件下，脆性岩石容易产生裂隙，裂隙密度较小，张开度较大，延伸较长，穿切性强，泥质充填物一般较少，裂隙具有良好的透水性。而软质、柔性的岩层力学强度低，传递应力能力较弱，岩石受力后主要以塑性变形的形式释放应力，岩石的破坏方式主要以黏性剪断为主，产生大量不明显的隐蔽裂隙和闭合裂隙，裂隙较窄、较短，分布较密，即使局部发育张性裂隙，也常常被其本身破碎的泥质产物充填，裂隙的透水性一般较弱。因此，构造裂隙主要发育在硬质、脆性的岩层中，形成含水层，而软质、柔性的岩层则成为相对隔水层。红层中不同的岩性层，裂隙发育程度和特征不一，水文地质特性必然表现出明显的差异。云南滇中红层区白垩系下统的厚层状石英砂岩裂隙率一般1.5%～7.4%，在构造应力集中的部位达12.6%，裂隙发育深度大于200m，透水性较好。白垩系上统的中厚层状长石砂岩裂隙率2.0%～3.5%，且多被泥砂质充填，透水性一般。四川红层区统计，钙质胶结的砂岩比泥质胶结的砂岩裂隙率高0.5～1倍，相应的泉流量也大2～5倍。1∶20万景东幅区域水文地质普查报告对不同地层的面裂隙率进行了统计（表1.3），从表中也反映了不同的地层岩性条件下裂隙发育和富水性的差异。表1.3 1∶20万景东幅裂隙含水层富水性特征统计表（2）裂隙发育与构造应力分布的关系自然界中的岩石很少是均质的，一般都不同程度地存在着各种脆弱的原生构造面，在构造运动中，岩石总是优先沿着已有脆弱的结构面发生破裂，如顺层面的裂隙发育带。而裂隙通常并非均匀地发育，在一些构造应力集中的部位往往形成裂隙发育带，具有较强的透水性。常见的有：① 褶皱轴部、转折端的纵张裂隙发育带；② 枢纽起伏的褶皱，其隆起部位的张裂隙发育带；③ 主干断裂与分支断裂会合部位，或几条断裂的交切部位；④ 多组小断裂互相交切、重叠的部位；⑤ 张性断裂的构造破碎带和压性断裂的裂隙发育带。在一般的区域构造环境下，浅部的岩层处在低围压环境中，岩石受力时易破坏张裂，而深部岩石处在很大的环境围压之下，受力后易于产生流变和黏性剪断，岩石裂隙呈闭合状态。所以，构造裂隙的张开程度一般有随深度增加而减弱的趋势。大多数含水构造裂隙的发育强度，随着深度的增大而减弱，只是一些局部与断层紧密联系的裂隙这个特征表现不明显。1.1.3.2 层间裂隙水赋存特征层间裂隙水赋存在层状岩石的成岩裂隙和构造裂隙中。含水层裂隙以网状结构的张性裂隙为主，同一含水层裂隙中地下水有较好的水力联系，其分布边界主要受不同性质的岩层界面控制，形成较典型的层状含水层。含水层与一定层位的砾岩、砂岩、泥灰岩等硬质、脆性岩层或可溶岩层相一致。与之互层的软质、柔性页岩、泥岩等岩层一般构成相对隔水层。富水性则取决于地层岩性、含水层的厚度和裂隙发育程度以及构造作用的特征等。虽然含水层的成层性特征突出，但在不同的构造部位及不同的深度上含水层的富水性仍有明显的差异。由于地层岩性变化，组成岩石的碎屑粒径不同，导致裂隙发育特征及富水性差异的实例较多。以1∶20万思茅幅区域水文地质普查报告统计的227个泉点水文地质资料为例，砂砾岩、中粗粒砂岩平均泉流量为0.90～1.02 L/s；细砂岩平均泉流量为0.45 L/s；粉砂岩、泥质岩泉流量在0.10～0.23 L/s之间，泉流量随岩石碎屑粒径变细而递减。云南楚雄市红层地下水勘查示范的渔坝村和外干村、黄土坡村，示范浅井均布施于砂泥岩互层的地层中，地形地貌有相似之处，均为山前缓坡台地，钻孔深度20～50m不等。据17口示范浅井统计，钻孔涌水量与其揭露的砂岩层厚度成正比（图1.2，表1.4），砂岩层连续厚度越大，富水性越好。部分深井资料（表1.5）也反映出这一特征。图1.2 砂岩厚度与钻孔涌水量关系曲线图总体上，层间裂隙水的富水性较强，但不均匀也很明显。较为突出者如四川射洪县安乐乡富水块段，出露地层以侏罗系上统长石石英砂岩与钙质砂岩为主夹泥岩，岩层倾角3°～5°。砂岩占地层总厚的80%，最厚可达40余米，裂隙发育，主要有走向南北、北东东、北西西3组，宽1～6 cm，最宽达45 cm，裂隙率1.0%～3.3%，裂隙间多钙华和厚层方解石充填，可见曾经是地下水非常活跃的通道。泥岩夹层少而薄，单层厚度2～8m不等，隔水作用弱。下部含水层不但顺层可以获得补给，而且还可通过裂隙得到垂向越流补给，地下水丰富。曾钻井45口，其中17口抽水试验孔中，单井出水量100～300m3/d的5口；300～500m3/d的5口；500～1000m3/d的6口；大于1000m3/d的1口，总出水量7716m3/d。其水量之丰富，大水量井之集中，为红层地区所罕见。对云南红层层间裂隙含水层代表性深井和浅井水文地质资料的统计（表1.6、表1.7），亦显示出层间裂隙水的不均匀性。除因岩性导致的差异较大外，同一岩性层单位涌水量差别也很大，主要还是由于导水储水的裂隙发育特征为构造作用特征控制的原因。表1.4 云南红层浅井砂岩厚度与出水量关系对比表表1.5 云南红层深井砂岩厚度与出水量关系对比表表1.6 云南红层层间裂隙含水层深井参数统计表续表表1.7 云南红层层间裂隙含水层浅井参数统计表1.1.3.3 脉状裂隙水赋存特征脉状裂隙水赋存在断裂构造岩及裂隙发育带、侵入岩接触带或裂隙发育的岩脉中。含水层的形态不受岩层界面的限制，呈脉状或带状分布，可以穿越不同层位和不同性质的岩层或岩体，而且有的与相对隔水围岩之间是逐渐过渡的，没有截然的分界面。导水储水空隙由大小相差悬殊的构造裂隙组成，裂隙之间的组合形式一般呈束状或网脉状，分布很不均匀。巨大的主干裂隙主要起导水作用，微小的各级分支裂隙主要起储水和释水作用。脉状裂隙水除了其自身成为一个水力系统外，还与作为相对隔水围岩的弱透水岩层中的地下水有不可忽视的水力联系。脉状裂隙含水层（带）富水性极不均匀，即使是在同一岩层（带）里，各个部位的富水性也是很不相同的。其富水性强弱，主要受到脉状含水层（带）的构造特征、规模、物质组成和补给条件等因素影响。脉状裂隙水循环深度大，常为承压水，水位、水量动态受降水的影响小，一般水质较好。

裂隙水由于埋藏条件不同，可能承压，也可能无压。裂隙水的埋藏深浅不一，分布很不均一。裂隙岩层的透水性常显示各向异性，不同方向的渗透系数差别很大。在垂直方向上随着深度的增加透水性逐渐减弱。裂隙水是在位置和方向都受限制的空间中运动的（见图），局部流向与整体流向往往不一致。受裂隙性质、发育特点（发育程度、规模、张开和充填情况等）和补给条件等因素的影响，主要发育脉状裂隙水的地区，不同部位的富水程度相差悬殊。打在同一岩层中相距只有几米的井，可能一井有水，一井无水。因此，岩性、地质构造控制了裂隙的性质和发育特点，从而也就控制了裂隙水的赋存规律。裂隙水通常是淡水，但在一定的地质构造条件下也可能是矿化水或卤水，如四川盆地的卤水。

岩溶裂隙水是存在于裂隙占主导的岩石中的水，裂隙岩溶水反之。

存在于地表以下风化壳和岩石的孔隙、裂缝、溶洞中的水统称为地下水. 根据含水空隙的类型,分为孔隙水、裂隙水和岩溶水（喀斯特水）.孔隙水指存在于岩石孔隙中的地下水,如松散的砂层、砾石层和砂岩中的地下水.裂隙水是存在于坚硬岩石的风化裂隙、构造裂隙、成岩裂隙中的水以及某些粘土裂隙中的水.岩溶水指存在于可溶性岩石（石灰岩、白云岩等）的溶孔、溶洞和溶蚀裂隙中的地下水.

【答案】：A、B、C、D孔隙、裂隙水主要为煤层开采的顶板含水层水，所以，这个问题又可以转化为顶板水害的防治。当煤层顶板至地表水体或含水层的底板之间的隔水层厚度满足不了要求时，应根据具体的水文地质条件，因地制宜地采取适应的防治水措施，具体包括：①留设防水煤、岩柱；②改变采煤方法；③超前疏干；④注浆堵水。E项，属于地表水及雨季洪水防治措施。

【答案】：C埋藏在基岩裂隙中地下水称为裂隙水。其特征有：①水运动复杂；②水量变化较大；③按基岩裂隙成因分类有：风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水。

因为地壳内的压力，把水挤上去了

脉状裂隙水埋藏在构造破碎带中，沿某一方向延伸一定的距离，并有一定的深度，例如断层破碎带、褶皱轴部张裂带、侵入岩体与围岩的接触带，以及岩脉裂隙带等。脉状裂隙水的渗透空间由规模较大的导水断裂和数量众多而规模较小的储水裂隙构成。导水断裂延伸远、渗透性强，利于地下水汇集和传输；储水裂隙数量多、总空隙体积大，利于地下水的储存。导水断裂带可以穿越不同性质的岩层（图7.13）或岩体，并保持一定的水力联系。但是，其富水性差异较大。例如，断裂带通过脆性岩层时，裂隙较发育，张开度较大，含水性及导水性较强；断裂带通过塑性泥质岩层时，裂隙发育程度弱，且多闭合或被泥质充填，含水性及导水性较弱，甚至成为局部隔水段。图7.13 导水断层示意剖面图1—导水断层；2—石灰岩含水层；3—页岩隔水层；4—第四系隔水层脉状裂隙水分布方向与其所处的应力环境有关。例如，垂直于褶皱构造线方向的、延伸较长的横张断裂，导水性一般较好。在剪应力作用下，断裂带的隙宽加大，导水性增强。断裂带走向与地应力的法向压应力垂直时，导水性变差甚至阻水。此外，断裂带的导水性还与其形成时间有关。在漫长的地质历史过程中，较老的断裂带多为硅质或铁质胶结物质堵塞，渗透性极差。而新构造断裂，特别是活动断裂，或被泥沙充填或为钙质胶结，仍保留较大的导水空间，有利于脉状裂隙水的形成。在垂向上，脉状裂隙水可以分为三个径流带：垂直入渗带（风化淋滤带）、水平径流带和滞流带（图7.14）。（1）垂直入渗带（Ⅰ）垂直入渗带位于脉状裂隙水带的上部，与风化壳对应。在多数地方，垂直入渗带的深度在50m左右，有的可达100m以下，甚至更深。在这一带内，裂隙被泥沙充填，大气降水淋滤作用显著，可以形成风化裂隙潜水。（2）水平径流带（Ⅱ）水平径流带位于垂直入渗带之下，是导水断裂带的主体部分。埋深一般50～150m或更深。此带为承压裂隙水，水动力条件好，水平径流积极，水质良好，水量稳定，是脉状裂隙水的富水段。图7.14 新构造断裂在垂直方向三个径流带示意图a—岩层中垂直方向水平扭动；b—岩石中垂直方向水平扭动（3）滞流带（Ⅲ）滞流带位于水平径流带之下，地下水几乎处于停滞状态。只有遇热增温的情况下，才会向上涌流，这种情况也是很常见的。大多数滞流带中的地下水已溶解有大量物质，矿化度较高，并且常因热浓缩以致达到饱和与过饱和状态，由于此带裂隙数量少，受地压而闭合的裂隙较多，再加上沉淀矿物的充填，因而富水性较差。滞流带的埋藏深度大，多数在150～180m以下。①图7.15 福建省三都某水源地地质剖面图（据福建地质局水文地质队，转引自刘光亚，1979）1—砂质淤泥；2—砂质黏士；3—花岗岩；4—辉绿岩脉；5—压扭性断层破碎带；6—断层张扭性裂隙带因断裂带发育规模、岩性以及区域构造应力上的差异，上述脉状裂隙水垂直分带的深度并非一成不变（图7.15），也不一定在各地区都会存在。有些构造断裂含水带向地下延伸的深度很大，使地下热水沿着这个导水通道上升至地表，形成温泉。当脉状裂隙水的交替循环深度较大时，地下水的水量、水位、水温、水质等动态就比较稳定，气候及地形对其影响不大。脉状裂隙含水带的出水量常常较大，一般可以成为良好的供水水源。当钻井揭露主干裂隙时，井的出水量显著增加。脉状裂隙水带也是矿山突水的通道，常对矿床开采及其他地下工程建设构成巨大威胁。因此，必须重视脉状裂隙水的调查与研究。

火山岩基本上可归纳为以下三种裂隙水类型:①风化裂隙水;②断裂带脉状裂隙水;③成岩裂隙、孔隙管道水。1.风化裂隙水这类风化裂隙水，主要赋存于汇水条件较好的低洼地、沟谷、盆地内以及在残余剥夷面上。风化带厚度和范围与火山岩的节理密集程度和构造断裂带有关。一般分布范围较广，地下水埋藏浅，富水性均匀，水量变化受地表径流和降水的直接影响，但一般水量很小。黑龙江省阿城和突泉县的凝灰岩和安山岩风化层厚度约21m，泉水流量多为10m3/d左右。钻孔单井涌水量一般可达30～100m3/d。2.断裂带脉状裂隙水火山岩构造断裂带脉状裂隙水的赋存特征与侵入岩断裂带地下水赋存基本相似。主要分布在张性、张扭性构造裂隙带和它们的影响带，断裂交汇部位以及断裂与其他构造的复合部位。由于这些部位的应力集中，岩石易破碎，尤其是刚性、脆性的火山岩易产生张裂隙而富水。目前在许多火山岩或火成岩地区往往在裂隙交汇部位产生温泉，因为在这里裂隙延伸很深，如福建地区有很多这样的温泉，水量很丰富。在黑龙江和内蒙古一些地区的单井出水量最大可达1000m3/d以上，地下水多呈点、线状沿断裂带走向发育。3.成岩裂隙水火山岩成岩裂隙水，主要是玄武岩中的地下水。玄武岩中地下水极为丰富，赋存在熔岩坑道、管道状洞穴，气泡洞室和宽大的裂隙之中。可分为以下基本类型。(1)熔岩坑道(熔岩洞穴)巨厚的熔岩流，上部已冷凝，中间继续流动，由于熔岩补充不足和逐渐冷缩，便形成熔岩坑道，有出口的即称熔岩洞。如海南省琼山儒王村的熔岩坑道规模巨大，全长2000m，一般高度2.4～4m，宽度7～8m，最宽可达13m，主坑道与熔岩竖井及其他溶岩管道互相沟通。这种熔岩坑道内地下水极为丰富，与石灰岩岩溶暗河一样，它可汇集大量的地下水，据1974年旱季抽水试验资料，水位埋藏19m，降深0.17m，出水量20.47L/s，单位涌水量120.41L/s·m。黑龙江省五大连池的老黑山北麓著名的仙女洞、水帘洞也都属于这种巨大的熔岩洞穴。(2)熔岩管道熔岩管道比熔岩坑道规模小，一般高0.1～1m，宽0.1～1m，大部分充水。玄武岩地区的大泉多出自这种熔岩管道之中。地下水自熔岩管道流出，性质与坑道水相似，只是水量稍小，径流条件好，多以大泉排出。(3)气泡及大裂隙在玄武岩冷凝过程中，气泡及小型洞穴逐渐形成，这些气泡及洞穴与玄武岩的节理裂隙网互相沟通，给地下水补给和储存创造了十分有利的条件。总之，玄武岩是火山喷出岩中最重要的富水岩层。玄武岩的裂隙、孔隙以及管道水季节变化较大，丰水期与枯水期水位变幅可在10m左右。玄武岩地区的地下水利用是值得注意的，在大熔岩洞穴地区，作为一种特殊的储水构造，经改造加以利用，可作为较好的地下水库。复习思考题1.分析比较裂隙水与孔隙水的分布特征。2.分析各种地质构造的水文地质意义。3.基岩裂隙水分布地区，其含水性强弱取决于什么?裂隙水富集的一般规律如何?4.你认为在裂隙水富集地区开展水文地质工作，要注意哪些资料的收集?

节理。也称裂隙，是沿断裂面两侧的岩层未发生明显相对位移或仅有微小错动的断裂构造。

侵入岩裂隙含水层基本可分以下三种类型，即:风化裂隙水、断裂带脉状裂隙水、接触带裂隙水。1.风化裂隙水花岗岩风化裂隙带的厚度各地不一，主要取决于岩体的时代、构造裂隙发育程度、岩石的矿物成分与结构特征、气候因素、地貌条件、覆盖层厚度和裸露程度。研究风化裂隙水时，应着重研究其中的地貌条件和区域构造裂隙的发育规律，要特别注意集水洼池、谷地、盆地等低洼地段。在一些缓坡斜地、台地和低丘也往往赋存这种裂隙潜水。研究风化裂隙水的储量大小，必须首先清楚岩体风化裂隙带的厚度，厚度越大，地下水的储量就越大。如青岛市供水，最早就是利用花岗岩风化带中的裂隙水。在我国北方，花岗岩风化带厚度一般比南方薄，各地水量分布也不均匀。辽宁金平北部、东部、西部低山丘陵区的花岗斑岩、闪长玢岩和变质岩等块状岩，普遍存在构造和风化裂隙潜水，风化带厚度2～7m，深者达30m，一般泉水流量为10～43m3/d，最大可达188m3/d。河北秦皇岛绥中花岗岩风化裂隙带中钻孔每日可取水量67～190m3。花岗岩类的侵入体普遍存在风化裂隙潜水，水量一般不大，但比较稳定，地下水径流条件一般比较活跃，这种类型的地下水埋藏不大，极易寻找和开采。因此，在缺水地区，这种裂隙水值得重视。寻找花岗岩等侵入岩包括片麻岩的风化裂隙水时，应注意分析以下几个方面:图10－15 簸箕地风化裂隙蓄水构造示意图1)岩性颗粒较粗的侵入岩体;2)经过多次构造变动影响的地段;3)成岩裂隙发育的岩体;4)地貌和微地貌条件。地形地貌控制着地下水的补给和汇水条件。接受降水补给面积的大小和汇水条件的好坏，取决于地形坡度、形态和地形高度。在地质条件和降水条件一定的情况下，受水面积大、地形坡度缓的地区，比受水面积小、地形坡度陡的地区富水。如丘陵洼地、沟谷、小型洼地、掌心地等是较好的富水段(图10－15)。甘肃马宗山地区几乎所有的花岗岩地区的小洼地都能找到这种风化裂隙水，水位埋藏很浅。如吊头泉地区水位埋深只有1.29m，抽水降深12.11m，涌水量40.61m3/d，对解决牧区人畜用水起到了重要的作用。2.断裂带脉状裂隙水花岗岩及其他侵入岩体的断裂带一般是含水的，但富水性大小则取决于断裂带破碎程度和规模的大小。构造裂隙水的水文地质条件较复杂，不同的断裂，有不同的富水性，同一断裂的不同部位，富水性也有很大的差异。因此对断裂带的力学性质研究十分重要。(1)张性断裂带不同性质的断裂富水性有很大的差别。一般说张性或张扭断裂的富水性比压性和压扭性强。(2)压性、压扭性断裂带的影响带所谓压性、压扭性断裂带的影响带是指断裂附近，由于断裂作用的影响，在其周围形成的各种次一级构造裂隙带，此带称为断裂带的影响带(图10－7)。在压性和压扭性断裂带中心，是应力集中部位，破碎带裂隙闭合，多被断层泥、糜棱岩等再结晶的脉岩所充填，一般无水或水量很小。而断裂的影响带，一般在冲断层和逆掩断层的上盘往往水量较大。如福建省一海岛某水源地有一系列北东向的逆冲断裂，主结构面糜棱岩化，裂隙面被粉末状物质充填，含水很少。而在两盘有许多张扭性羽状裂隙斜交，以上盘最为发育，很少有充填物，富水性好。(3)断裂密集带和断裂交汇带在岩体断裂发育地区，经常形成弧形、帚状、莲花状、收敛、发散等形态的断裂束构造。在这些构造束中经常是富水的，其富水部位主要集中在各个断裂构造的交汇部位，这里裂隙十分发育。3.接触带裂隙水火成岩体围岩的接触带埋藏有比较丰富的地下水。因为这些地方有比较发育的裂隙，具有储集地下水的空间。接触带岩石的裂隙通常是由以下几个原因形成的:1)岩浆侵入时对围岩产生挤压作用，使接触带附近的围岩产生纵张裂隙，形成一个宽度不大的裂隙带。2)由于岩浆侵入，使接触带的围岩产生接触变质，岩性变硬变脆，在后期构造变动中易产生破裂变形，形成裂隙。3)由于接触面两侧岩石力学性质的差异，在后期构造变动中，常因沿接触面相对滑动而形成构造裂隙密集带。4)由于晚期岩浆活动，在围岩接触带中常有岩脉群沿裂隙侵入，在以后的构造变动中常形成裂隙发育带，尤其是脆性岩脉，更是如此。图10－16 桂山岛水井展示素描图侵入接触带主要有两种类型，即岩脉接触带和侵入体接触带。根据岩脉的水文地质特征可分为两种，即汇水岩脉和阻水岩脉。汇水岩脉的脆硬性比围岩高，岩脉裂隙发育，透水性强，对透水性相对较差的围岩地下水起汇集作用，从而形成岩脉接触带裂隙水。如广东桂山岛，在花岗岩中的石英脉处打一眼井，取得50m3/d的出水量(图10－16)。阻水岩脉相对于围岩质地较软，本身裂隙不发育，对地下水径流起阻截作用，使地下水在岩脉迎水一侧裂隙带中汇集。在岩浆岩与围岩的接触带，由于成岩裂隙与构造裂隙并存可形成侵入体接触带裂隙水。如济南市，奥陶系灰岩中的水受闪长岩及辉长岩侵入体阻截，水位抬高，超过上覆第四系黏土质山前堆积物的地表高程，形成著名的自流泉群(图6－13)。须指出，不是所有侵入接触带都可以富水。有些侵入接触带不具备裂隙发育的条件，尽管其规模很大，也不能构成富水区。

用于寻找水源。花岗岩被认为相对不渗水（隔水层），在不渗水的花岗岩深层裂隙发现水，说明其上层有含水层，也就可以找到水源。

脉状裂隙水埋藏在构造断裂带中，例如断层破碎带、褶皱轴部张裂带、侵入岩体与围岩的接触带，以及岩脉裂隙带等。脉状裂隙水的渗透空间由规模较大的导水断裂和数量众多而规模较小的储水裂隙构成。导水断裂延伸远、渗透性强，利于地下水汇集和传输;储水裂隙数量多、总空隙体积大，利于地下水的储存。导水断裂带可以穿越不同性质的岩层或岩体，并保持一定的水力联系。但是，其富水性差异较大。例如，断裂带通过脆性岩层时，裂隙较发育，张开度较大，含水性及导水性较强; 断裂带通过塑性泥质岩层时，裂隙发育程度弱，且多闭合或被泥质充填，含水性及导水性较弱，甚至成为局部隔水段。脉状裂隙水分布方向与其所处的应力环境有关。例如，垂直于褶皱构造线方向的、延伸较长的横张断裂，导水性一般较好。在剪应力作用下，断裂带的隙宽加大，导水性增强。断裂带走向与地应力的法向压应力垂直时，导水性变差甚至阻水。此外，断裂带的导水性还与其形成时间有关。在漫长的地质历史过程中，较老的断裂带多为硅质或铁质胶结物质堵塞，渗透性极差。而新构造断裂，特别是活动断裂，或被泥沙充填或为钙质胶结，仍保留较大的导水空间，有利于脉状裂隙水的形成。在垂向上，脉状裂隙水可以分为三个径流带: 垂直入渗带 ( 风化淋滤带) 、水平径流带和滞流带 ( 图 7. 11) 。图 7. 11 新构造断裂在垂直方向三个径流带示意图a—岩层中垂直方向水平扭动; b—岩石中垂直方向水平扭动( 1) 垂直入渗带 ( Ⅰ)垂直入渗带位于脉状裂隙水带的上部，与风化壳对应。在多数地方垂直入渗带的深度在 50 m 左右，有的可达 100 m 以下，甚至更深。在这一带内，裂隙被泥沙充填，大气降水淋滤作用显著，可以形成风化裂隙潜水。( 2) 水平径流带 ( Ⅱ)水平径流带位于垂直入渗带之下，是导水断裂带的主体部分。埋深一般 50 ～150 m 或更深。此带为承压裂隙水，水动力条件好，水平径流积极，水质良好，水量稳定，是脉状裂隙水的富水段。图7. 12 福建省三都某水源地地质剖面图 ( 单位: m)( 据福建地质局水文地质队，转引自刘光亚，1979)( 3) 滞流带 ( Ⅲ)滞流带位于水平径流带之下，地下水几乎处于停滞状态。只有遇热增温的情况下，才会向上涌流，这种情况也是很常见的。大多数滞流带中的地下水已溶解有大量物质，矿化度较高，并且常因热浓缩以致达到饱和与过饱和状态，由于此带裂隙数量少，受地压而闭合的裂隙较多，再加上沉淀矿物的充填，因而富水性较差。滞流带的埋藏深度大，多数在 150 ～ 180 m以下。因断裂带发育规模、岩性以及区域构造应力上的差异，上述脉状裂隙水垂直分带的深度并非一成不变 ( 图 7. 12) ，也不一定在各地区都会存在。有些构造断裂含水带向地下延伸的深度很大，使地下热水沿着这个导水通道上升至地表，形成温泉。当脉状裂隙水的交替循环深度较大时，地下水的水量、水位、水温、水质等动态就比较稳定，气候及地形对其影响不大。脉状裂隙含水带的出水量常常较大，一般可以成为良好的供水水源。当钻井揭露主干裂隙时，井的出水量显著增加。脉状裂隙水带也是矿山突水的通道，常对矿床开采及其他地下工程建设构成巨大威胁。因此，必须重视脉状裂隙水的调查与研究。

花岗岩构造裂隙水化学特征是：花岗岩构造裂隙水中有钾、钠、钙、镁。氯、硫酸、重碳酸等常量组分，也含有锶、氟、钾等多种微量元素。花岗岩构造裂隙水的矿化度比较高。

裂隙水的富集主要取决于岩石中裂隙的发育条件及补给条件。裂隙的发育与岩性、岩层厚度、褶皱、断层构造等很多因素有关。1. 岩性构成地壳的岩石力学性质差异很大，大致可分为弹脆性岩石、黏塑性岩石和过渡性岩石三类。弹脆性岩石（如石灰岩、石英砂岩等）受力作用易产生张开程度好的裂隙，裂隙具有良好的导水能力，常成为含水层或含水带。粘塑性岩石（如页岩、凝灰岩等）力学强度低，受力作用以塑性变形为主，易产生闭合性裂隙，裂隙导水性一般较弱，常成为隔水层。故在层状岩石中，弹脆性岩石一般成为裂隙含水层，粘塑性岩层则构成相对隔水层。2. 褶皱构造褶皱构造中，张裂隙主要发育在褶曲的轴部、倾伏端、枢纽隆起部位、转折端等部位，这些部位的裂隙具有良好的导水性，多构成裂隙富水带。3. 断裂构造断层是地应力集中释放产生的形变，规模悬殊，性质各异，具有特殊的水文地质意义。断层的力学性质及两盘岩性，控制着断层的导水——储水特征。发育于脆性岩层中的张性断裂，其断层破碎带的构造岩带，多为疏松多孔的构造角砾岩，具有良好的导水能力，富水性比两侧强，布井时，应选在断层上盘，以揭穿断层带中央的角砾岩为宜。发育于含泥质较多的塑性岩层中的张性断裂，因构造岩类含大量泥质，且裂隙增强带不发育，往往导水不良甚至隔水。发育在塑性岩层中的压性断裂，断裂带常形成致密不透水的糜棱岩、断层泥，两侧多发育开启性差的扭节理，多是隔水的。发育于脆性岩层中的压性断裂，中心部位为细碎紧密的构造岩，透水性差，但在构造岩两侧断层影响带内，多发育开启性较好的扭张裂隙，成为导水带，特别是断层面较平缓时，上盘的扭张裂隙更为发育，导水性好，含水丰富。扭性断裂的导水性介于张性断裂和压性断裂之间。导水断层具有储水空间、集水廊道与导水通道的作用。由于两盘岩性以及力学性质的变化，同一条断层不同部位的导水性是不同的。如浅部为脆性岩石，断层导水；深部为塑性岩层，断层就变为隔水了。大的断层还能切割原来连通的含水层，阻隔水力联系，成为地下水含水系统的边界（图9-6）。图9-6 断层的阻水作用1—含水层；2—隔水层；3—断层；4—地下水位；5—泉4. 不同地貌部位与富水性关系地形地貌控制着地下水的补给和汇水条件。接受降水补给面积的大小和汇水条件的好坏，取决于地形坡度、地形形态及地形高度。在地质条件和降水条件一定的情况下，受水面积大、地形坡度缓的地区，比受水面积小、地形坡度陡的地区富水。盆地、洼地、谷地，较分水岭高坡或斜坡地带富水（图9-7）。图9-7 簸箕地风化裂隙蓄水构造示意图（a）平面图；（b）剖面图1—风化裂隙带；2—花岗岩地形对裂隙潜水的聚集和运动影响明显。根据地形找水，群众总结了许多经验。如“大山低嘴下，打井水量大”；“沟谷汇合处，地下水很丰富”；“群山抱洼地，打井最适宜”等。由于这些地方地下水补给条件和汇水条件好，故打井水量大。

你好！ 地下水 赋存在地下岩土空隙中的水。含水岩土分为两个带，上部是包气带 ，即非饱和带 ，在这里，除水以外，还有气体。下部为饱水带，即饱和带。饱水带岩土中的空隙充满水。狭义的地下水是指饱水带中的水。地下水可开发利用，作为居民生活用水、工业用水和农田灌溉用水的水源。地下水具有给水量稳定、污染少的优点。含有特殊化学成分或水温较高的地下水，还可用作医疗、热源、饮料和提取有用元素的原料。在矿坑和隧道掘进中，可能发生大量涌水，给工程造成危害。在地下水位较浅的平原、盆地中，潜水蒸发可能引起土壤盐渍化；在地下水位高，土壤长期过湿，地表滞水地段，可能产生沼泽化，给农作物造成危害。 根据埋藏条件可把地下水分为包气带水、潜水和承压水。包气带水指潜水面以上包气带中的水，这里有吸着水、薄膜水、毛管水、气态水和暂时存在的重力水。包气带中局部隔水层之上季节性地存在的水称上层滞水。潜水是指存在于地表以下第一个稳定隔水层上面、具有自由水面的重力水。它主要由降水和地表水入渗补给。承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的水。它承受压力，当上覆的隔水层被凿穿时，水能从钻孔上升或喷出。按含水空隙的类型，地下水又被分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。孔隙水是存在于岩土孔隙中的地下水，如松散的砂层、砾石层和砂岩层中的地下水。裂隙水是存在于坚硬岩石和某些粘土层裂隙中的水。岩溶水又称喀斯特水，指存在于可溶岩石（如石灰岩、白云岩等）的洞隙中的地下水。 地下水中分布最广的是钾、钠、镁、钙、氯、硫酸根和碳酸氢根 7 种离子。地下水中各种离子、分子和化合物的总量称总矿化度 ，总矿化度小于1克／升的 ，称淡水，1～3克／升的 ，称微水，3 ～ 10克／升的，称咸水 ，10～50克／升的，称盐水，大于 50 克／升的，称卤水。地下水中钙、镁、铁、锰、锶、铝等溶解盐类的含量称硬度，含量高的硬度大，反之硬度小。 绝大多数地下水的运动属层流运动。在宽大的空隙中，如水流速度高，则易呈紊流运动。地下水主要有降水入渗、灌溉水入渗、地表水入渗补给，越流补给和人工补给。在一定条件下，还有侧向补给。地下水的排泄主要有泉、潜水蒸发、向地表水体排泄、越流排泄和人工排泄。泉是地下水天然排泄的主要方式。

层状裂隙水埋藏在层状裂隙岩体中，常见于沉积岩地区。层状裂隙岩体中常含有大量的原生层理、构造裂隙和次生裂隙，裂隙的发育程度受岩性、地层厚度及所处的构造部位等控制。在软硬相间的层状岩体中，脆性岩层裂隙密集且多与层面垂直，塑性岩层裂隙稀疏。虽然岩体中有切层性较好、延伸较远的大裂隙，但多数裂隙为切层性较差的层间裂隙。脆性岩层和塑性岩层裂隙发育程度上存在较大差异，形成了互层分布的裂隙含水层与相对隔水层。层状裂隙水主要埋藏在砾岩层、砂岩层以及具有一定可溶性的各类薄层灰岩层中，页岩、泥岩等塑性岩层一般是相对隔水层。地下水以侧向径流为主，一般属于承压水。位置较高的层状裂隙水也可能呈无压状态。由于裂隙含水层导水能力强、储水能力差，所以，层状裂隙水的富水性主要取决于侧向补给条件。山西晋中（榆次）市以东分布有向西倾斜的裂隙水单斜储水构造（图7.12）。下部下三叠统刘家沟组（T1i）浅紫红色中层状细粒长石砂岩夹页岩厚度约500m，裂隙极为发育，为层状裂隙水含水层。中部为下三叠统和尚沟组（T1h）紫红色泥岩、页岩夹薄层砂岩，厚度约150m，为隔水层。上部中三叠统二马营组（T2e）灰绿色中厚层砂岩夹泥岩，厚度85～150m，裂隙发育，也呈层状裂隙水含水层。含水层在东部的裸露区为地下水的补给区，在西侧发育有地堑式阻水构造，使地下水汇集。在晋中市以东13km的西窑建设水源地。揭露T1i含水层的钻井涌水量一般1000～2000m3/d，T1e层钻井涌水量一般小于1000m3/d，T1i层的地下水头比T2e层高10～15m，高出地面9～12m（常怀荣，1993）。图7.12 山西晋中市东部层状裂隙水剖面图（据常怀荣，1993，有改动）Q—第四系；N2—新近系；T2e—中三叠统二马营组砂岩夹泥岩；T1h—下三叠统和尚沟组泥岩、页岩夹砂岩；T1i—下三叠统刘家沟砂岩夹页岩虽然层状裂隙水的埋藏和分布主要受地层岩性控制，与一定层位的岩层相一致，但其含水层的富水性也并非均匀一致。在不同的构造部位及不同的深度上含水层的富水性往往有很大的差异。例如，褶皱轴部张性裂隙带富水性较强，褶皱翼部富水性较差；同一含水岩层埋藏较浅的地段富水性较强，埋藏深的地段富水性较差。层状裂隙水的水质主要受含水层埋藏深度控制。浅部的含水层，地下水处于水积极交替带中，水化学类型为重碳酸盐型；向下水交替作用渐弱，水化学类型逐渐过渡为硫酸盐型；深部为氯化物型水。总矿化度随着深度的增加而升高。例如金沙江向家坝侏罗系砂泥岩中的裂隙-孔隙承压水，浅部为淡水，深部为硫酸盐型水，硫酸根含量可以达到4g/L。

基岩裂隙水广泛分布于山地、丘陵，由碎屑岩、岩浆岩、火山岩和混合岩组成，多形成切割较深的中、低山和低山、丘陵，赋存风化裂隙水和构造裂隙水。富水性受岩性、构造、植被及地貌形态的控制，粗颗粒块状岩类较细颗粒块、层状岩类富水性好;植被发育的中、低山地区汇水条件好，地下水补给有利，富水性好;基岩裸露的低丘垄岗台地区，富水性较差;构造断裂发育地区往往构成丰富的储水带。碎屑岩含水层岩性为砂岩、砂砾岩、砾岩，富水性差，水量贫乏者多，泉水流量0.1～0.3L/s，钻孔单位涌水量小于0.1L/s·m，局部及断裂带富水性较好，泉流量最大达120L/s(开平金鸡)。一、碎屑岩类裂隙含水系统主要为前泥盆系砂、页岩及二叠-三叠系砂、页岩，组成低山丘陵地貌。富水性受降水量影响较大。右江流域，是广西的少雨区，年降水量为1100～1200mm，蒸发量多年平均为700mm左右。地下水以溪沟渗流为主，集中流出的泉少见，地下水贫乏，枯水季节平均地下水径流模数为1.33～2.49L/s·km2。右江与红水河分水岭地带，年降水量1400mm，富水性中等，枯水季节平均地下水径流模数为3.75L/s·km2。钦江流域，西南部降水量大，从西南部至东北部，降水量由3800mm逐渐降为1600mm。地下水的补给来源十分充沛，富水性较强，枯水季节平均径流模数为5.30L/s·km2，局部小于3L/s·km2。二、岩浆岩裂隙含水系统岩浆岩和混合岩，含水层岩性以花岗岩、花岗斑岩、混合花岗片麻岩和混合岩为主，含脉状裂隙水和风化带网状裂隙水，富水性差异较大，泉流量0.02～17.71L/s，钻孔单位涌水量从小于0.1L/s·m到大于1L/s·m。断裂带节理裂隙发育，岩石破碎，地下水丰富，多为承压水，局部水位高出地表为自流水，大部分为热矿水，如粤东的兴宁泥陂、潮安沙溪东山湖、丰顺邓屋等地经勘探，钻孔自流量分别为13.148L/s，21.438L/s，26.160L/s，水温77～103℃。蒙山至梧州一带，裂隙水排泄以向溪沟渗流为主，植被中等发育，枯水季节径流模数多为2～5.76L/s·km2。花山和姑婆山花岗岩岩体，位于降雨中心，富水性强，枯水季节径流模数达7.93L/s·km2，姑婆山岩体中还露出了数处热泉，流量一般为2～6L/s，最大达9.02L/s，最小为0.2L/s，水温最高为72℃，最低为32℃。三、火山岩裂隙含水系统火山岩孔洞裂隙水，主要分布于雷州半岛北部和南部。含水岩组岩性以玄武岩、火山碎屑岩为主，多组成玄武岩台地和碎屑火山岩锥，裂隙发育，岩石破碎，具孔洞，有时形成熔岩通道、管道等，水量丰富，但富水性不均匀，水量丰富地区主要分布在雷北的城里岭、笔架岭、交椅岭、东坡岭、硇洲岛，雷南的青桐洋—曲界、龙城等地，钻孔单位涌水量多为0.1～1.2L/s·m，个别达6.653L/s·m(雷北397孔)，流量大于10L/s的泉有30处，最大流量262.15L/s(雷州市深堂农场)。

孔隙水：在堆积物和岩石孔隙中流动的地下水裂隙水：在堆积物和岩石裂隙（如节理）中流动的地下水你自己找找看着摘取吧

基岩的含水条件与许多自然因素有关。主要有以下几方面:1)区域地质构造强度;2)岩石性质和裂隙发育程度以及断裂带的性质;3)侵入体的形态和分布以及围岩性质;4)地貌条件;5)气候和水文条件;6)地下水的补给条件;7)新构造活动程度。以上诸因素决定了基岩裂隙水的分布规律，而基岩的含水程度主要决定于岩石裂隙的发育程度。我国的基岩裂隙含水情况见表10－4。表10－4 基岩裂隙水分类简表

基岩裂隙水主要分布在山地和高丘陵地带，含水层岩性以侵入岩类、火山岩、火山溶岩为主，地下水赋存在节理、构造裂隙、风化裂隙和张裂隙发育的断裂破碎带。

地下水（ground water）存在于地壳岩石裂缝或土壤空隙中的水。 根据地下埋藏条件的不同，地下水可分为上层滞水、潜水和自流水三大类。 上层滞水是由于局部的隔水作用，使下渗的大气降水停留在浅层的岩石裂缝或沉积层中所形成的蓄水体。 潜水是埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下水，通常所见到的地下水多半是潜水。当潜水流出地面时就形成泉。 自流水是埋藏较深的、流动于两个隔水层之间的地下水。这种地下水往往具有较大的水压力，特别是当上下两个隔水层呈倾斜状时，隔层中的水体要承受更大的水压力。当井或钻孔穿过上层顶板时，强大的压力就会使水体喷涌而出，形成自流水。根据埋藏条件可把地下水分为包气带水、潜水和承压水。 包气带水指潜水面以上包气带中的水，这里有吸着水、薄膜水、毛管水、气态水和暂时存在的重力水。包气带中局部隔水层之上季节性地存在的水称上层滞水。 潜水是指存在于地表以下第一个稳定隔水层上面、具有自由水面的重力水。它主要由降水和地表水入渗补给。 承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的水。它承受压力，当上覆的隔水层被凿穿时，水能从钻孔上升或喷出。按含水空隙的类型，地下水又被分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。孔隙水是存在于岩土孔隙中的地下水，如松散的砂层、砾石层和砂岩层中的地下水。裂隙水是存在于坚硬岩石和某些粘土层裂隙中的水。岩溶水又称喀斯特水，指存在于可溶岩石（如石灰岩、白云岩等）的洞隙中的地下水。

【答案】：B,C,E本题考查的是地下水的类型。根据含水层的空隙性质，地下水又分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三个亚类。

1.1.4.1 溶蚀裂隙孔隙特征碳酸盐岩及其他可溶性岩矿层，在地下水的作用下，沿着已有裂隙溶蚀扩张或将可溶盐成分溶解形成新的空隙，为地下水提供了赋存空间。红层中可溶性岩矿成分主要是原生沉积岩的灰岩、白云岩、泥灰岩、钙质泥岩、膏盐等，少部分是在构造裂隙中充填重结晶形成的方解石脉等可溶性矿物。这些物质在地下水的溶解作用下，形成溶蚀裂隙孔隙。溶蚀裂隙孔隙的发育程度与可溶岩矿层的成分和地下水的动力强度与饱和度有关，一般可溶性岩矿层愈厚大，可溶盐含量愈高，构造破裂愈强烈，地下水循环交替愈快，溶蚀裂隙孔隙越发育。四川盆地侏罗系上统遂宁组和蓬莱镇组的泥岩段，石膏和钙质含量丰富。遂宁组中部的含盐泥岩段，CaO+MgO 含量一般可高达9%～11%，溶滤带厚度在10.89～20.71m，地下水活动强烈，钻孔溶滤带岩心可见溶孔数为364～534个，溶孔直径0.1～0.5 cm，呈蜂窝状，溶隙、溶孔发育均匀，连通性好。蓬莱镇组中下部含盐泥岩段溶滤带厚度一般为5～10m，最厚13.87m，溶滤段岩心可见溶孔数一般为30～50个，顺层溶隙极为发育，均匀性相对较差。云南楚雄盆地SK11号供水孔，孔深500.29m，230m以上孔段岩性为钙质泥岩、泥岩，不含石膏，岩石化学成分中SO4含量小于0.05%，Cl含量为零，Ca含量小于0.5%，溶孔发育零星，孔径小；230m以下岩性为钙质泥岩、石膏质泥岩，岩石化学成分中 SO4含量2.25%～13.45%，Cl 含量0～0.05%，Ca 含量1.5%～5.83%，溶孔溶隙发育，含膏盐层段的岩心溶淋呈蜂窝状，溶蚀裂隙宽0.1～1.0 cm。1.1.4.2 溶蚀裂隙孔隙水赋存特征赋存于可溶性岩矿层中的溶蚀裂隙孔隙内的地下水称为溶蚀裂隙孔隙水。红层地区钙质泥岩、泥灰岩、泥质白云岩等含可溶性矿物的岩层分布普遍，顺层或在层面上发育溶蚀裂隙孔隙，为地下水提供了储存空间，所以地下水的分布多呈层状，分布较均匀，富水性较强。云南楚雄市云龙镇落花冲示范点，处于金沙江水系与红河水系分水岭地带，属构造侵蚀低中山地貌区，地形切割深度大于200m，山坡坡度一般20°～30°。村庄坐落于圈椅状山凹斜坡地段，村后斜坡坡度20°左右，村庄处略呈台状地形，村前为一条冲沟，村庄距沟底高差约50m。出露地层岩性为钙质泥岩间夹有较多的泥质灰岩和泥质白云岩层，所钻14口浅井中，有9口井单井涌水量大于40m3/d，最大达97m3/d，3口在25～40m3/d之间，仅有2口井因所处地势较高而水量小于15m3/d。同样在苍岭镇腰站街盆地边缘的白家村，村庄西部的示范井揭穿钙质泥岩，多数井涌水量均在20～40m3/d，而村庄东部的示范井，泥岩钙质含量较低，涌水量一般小于15m3/d。云南楚雄盆地内勘察、供水深井与勘查示范浅井对比（表1.8、表1.9），开采的地下水均以溶蚀裂隙孔隙水为主，井孔涌水量与井深、含水层的钙质含量呈正相关，所揭露的含水层层数越多，涌水量越大。腰站街片区钙质泥岩的溶孔发育在垂向上具有明显的分带性，第一溶孔发育带埋深15～35m，第二溶孔发育带埋深40～55m，第三溶孔发育带埋深70～90m，90m以下溶孔逐渐变少。主要含水段埋深20～55m，与当地最低侵蚀基准面有关，地下水水位埋深与龙川江水位基本一致，富水部位一般在龙川江水位以下，上部的溶蚀裂隙发育段为透水而不含水段。由于沉积环境的不同，红层中的易溶盐会在一些区段富集形成含盐层。与非含盐地层相比，含盐地层往往可溶盐成分含量较高，更易形成溶隙、溶孔。大姚示范区含盐层中的NaCl含量高达24.62%～42.89%，CaSO4含量达10.41%～14.78%，含盐层中常见有盐溶现象和白色“盐霜”分布，溶蚀裂隙发育且宽大，溶蚀空洞多见，但发育分布不均匀。在大姚示范区含盐地层中调查泉点33个，泉流量离散性较大，流量小于0.1 L/s 的占21.2%，0.1～0.3 L/s的占36.4%，0.3～0.5 L/s的占12.1%，0.5～1.0 L/s的占3.0%，大于1.0 L/s的占21.2%。在20口探采结合浅井、中深井中，单井涌水量小于15m3/d的有6口，占30%，最小仅3.5m3/d；15～40m3/d的4口，占20%；大于40m3/d的10口，占50%，最大达75m3/d，富水性总体上比非含盐地层强。表1.8 云南楚雄盆地深井溶蚀裂隙孔隙含水层参数统计表表1.9 云南楚雄市苍岭镇智明片区浅井、 中深井溶蚀裂隙孔隙含水层参数统计表

裂隙水，存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，也是矿坑充水的重要来源。

存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，也是矿坑充水的重要来源。按裂隙的成因分为成岩裂隙水、构造裂隙水和风化裂隙水。按裂隙水的水力联系程度分为风化壳网状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。风化裂隙水赋存于岩体的风化带中。风化作用与卸荷作用决定了岩体的风化裂隙带在近地表处呈壳状分布，通常厚数米至数十米。裂隙分布密集均匀，连通良好的风化裂隙带构成含水层，未风化或风化程度较轻的母岩构成相对隔水层。因此，风化裂隙水一般为潜水。被后朔沉积覆盖的古风化壳，也可赋存承压水。风化裂隙水通常分布比较均匀，水力联系较好，但含水体的规模和水量都比较局限。成岩裂隙水赋存于各类成岩裂隙中。成岩裂隙是沉积岩固结脱水及岩浆岩冷凝收缩形成的裂隙。一般情况下，成岩裂隙多为闭合，不构成含水层。陆地喷溢的玄武岩裂隙发育且张开，可构成良好含水层。岩脉及侵入岩体与围岩的接触带，冷凝后可形成张开的呈带状分布的裂隙，赋存带状裂隙水。熔岩流冷凝过程中末冷凝的熔岩流走，在岩体中留下的巨大熔岩孔道，形成管状含水带，可成为强富水的含水层。构造裂隙水构造裂隙是固结岩石在构造应力作用下形成的最为常见的裂隙。构造裂隙水以分布不均匀、水力联系不好为其特征。在钻孔、平酮、竖井及各种地下工程中，构造裂隙水的涌水量、水位、水温与水质往往变化很大。这是由于构造裂隙的分布密度、方问性、张开性、延伸性极不均一所造成的。一般说来，层状岩层中，构造裂隙发育较为均匀，在层面裂隙的沟通下，构造裂隙水的水力联系较好。块状岩体中构造裂隙发育极不均匀，通常可分为3个级次的裂隙空间:[1]细短闭合的小裂隙构成的微裂隙岩体；[2]张开且延伸较长的中等裂隙构成的导水裂隙网络；[3]大裂隙与断层构成的局部导水通道。当钻孔或坑道进人微裂隙岩体时，水量微不足道；遇到裂隙网络时，出现较大水量;触及大的裂隙导水通道，水量十分可观。裂隙岩体的渗透性，由于裂隙的性质及发育的方向性而具有各向异性。同时，随着空间尺度增加，宽度较小的裂隙交接处增加，裂隙网络的渗透参数将会降低，这就是裂隙岩体的尺度效应。河谷地带的裂隙岩体中，往往存在两类互相独立的裂隙网络系统，在浅表部连续分布的裂隙网络中，为浅循环冷水；在深部存在相对封闭而又连通的裂隙网络中，则为深循环水。在裂隙岩体中开采或排除地下水时，要根据裂隙水的特点布置佑孔与坑道。在裂隙岩体中修建水利工程时，要充分考虑裂隙水的复杂性。渗漏计算，排水孔 (幕)和灌浆工程的设计，都应充分考虑裂隙岩体渗透性的不均一性，各向异性和尺度效应。

裂隙水的分布很不均匀，同一含水层（带）中，有的部位富水，有的部位相对贫水，即使是层状裂隙水，也会因所处构造部位不同而富水性不同，这都是由于裂隙发育的不均匀性造成的。裂隙水的分布，主要受地层岩性及地质构造等影响裂隙发育的条件控制。因而在勘察裂隙水时，要注意研究裂隙水不均匀性的特点，区分相对富水带和相对贫水带。在基岩山区，常见的富水带有：脆性岩层或可溶性岩层；主要褶曲轴部的张应力带或转折端；断层交叉带或主干断层交会部位；张性断层构造带；压性断层两盘（尤其是上盘）影响带及大断层两端影响带；塑性岩层中的脆性岩脉，等等。当然，影响裂隙水富集的因素有很多，要全面分析各种条件和影响因素，才能正确认识裂隙水的分布规律。

【答案】：B、C、D埋藏在基岩裂隙中的地下水，称为裂隙水。裂隙水可分为以下三种：①风化裂隙水。分布于风化裂隙中的地下水一般为层状裂隙水，受风化壳的控制，风化裂隙水多属潜水。风化裂隙水在基岩山区分布十分广泛，对边坡工程影响很大，常常是边坡失稳和浅层滑坡形成的重要原因。②成岩裂隙水。沉积岩和深成岩浆岩的成岩裂隙多是闭合的，含水意义不大，对工程建设影响也较小。③构造裂隙水。构造裂隙是岩石在构造运动中受力产生的。构造裂隙水的分布规律相当复杂，呈现出不均匀性和各向异性的主要特点。构造裂隙水可以是潜水，也可以是承压水，一般水量比较丰富且稳定，特别是当构造裂隙贯穿或连通其他含水层时，常常是良好的供水水源，但对隧道施工往往造成危害，如产生突然涌水事故等。

孔隙水的定义： 孔隙水是指主要赋存在松散沉积物颗粒间和孔隙中的地下水。其在堆积平原和山间盆地内的第四纪地层中分布较为广泛。孔隙水是工农业和生活用水的重要供水水源。孔隙水的分布、补给、径流和排泄决定于沉积物的类型、地质构造和地貌等。 裂隙水的定义： 裂隙水，是存在于岩石裂隙中的地下水。与孔隙水相比较，它分布不均匀，往往无统一的水力联系。是丘陵、山区供水的重要水源，同样是矿坑充水的重要来源。 岩溶水的定义： 岩溶水是指赋存于可溶性岩层的溶蚀裂隙和洞穴中的水，又称喀斯特水，其最明显特点是分布极不均匀。岩溶含水系统一般水量丰富、水质优良，岩溶水常作为大中型供水源。但由于其位于岩溶水分布地区的矿坑，容易产生突然大量涌水事故，因此需要极其注意该问题。

要看具体情况来讨论，当基岩裂隙水的水头高于含水层时，为承压水，抽水后，水头逐步降低，低于含水层后，开始疏干含水层，此时应为潜水。无论什么水文地质问题，都应具体情况具体对待，不应一概而论，再就是要看定义。

【答案】：A裂隙水按成因可分为风化裂隙水，成岩裂隙水和构造裂隙水。只有风化裂隙水受大气降水的补给有明显季节性的循环交替。

【答案】：D孔隙、裂隙水主要为煤层开采的顶板含水层水，所以，这个问题又可以转化为顶板水害的防治。当煤层顶板至地表水体或含水层的底板之间的隔水层厚度满足不了要求时，应根据具体的水文地质条件，因地制宜地采取适应的防治水措施，才能安全开采。方法主要包括：①留设防水煤、岩柱；②改变采煤方法；③超前疏干；④注浆堵水。D项，属于底板灰岩水防治方法。

岩溶水赋存于可溶性岩层的溶蚀裂隙和洞穴中的地下水.裂隙水存在于岩石裂隙中的地下水.从定义可知 二者存在交叉,岩溶水可以是裂隙水,裂隙水可以是岩溶水.但二者属于地下水不同的分类体系,裂隙水、孔隙水、溶穴水是同等概念.岩溶水仅指赋存于岩溶地貌（灰岩、白云岩等）的地下水.

【答案】：C埋藏在基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。当巷道掘进揭露含裂隙水围岩时，这种地下水就涌进工作面。裂隙水的特点是水量一般不大，水压往往较大。当与其他水源无水力联系时，涌水量会逐渐减少，乃至疏干；反之，涌水量便会逐步增加，易造成突水事故。

起源、矿化程度、水层性质、埋藏条件。按起源不同分为渗入水、凝结水、初生水、埋藏水。按矿化程度不同分为淡水、微咸水、咸水、盐水、卤水。按水层性质不同分为孔隙水、裂隙水、岩溶水。按埋藏条件不同分为上层滞水、潜水、承压水。 地下水的分类依据有起源、矿化程度、水层性质、埋藏条件。 一、起源 1、渗入水：降水渗入地下形成渗入水。 2、凝结水：水汽凝结形成的地下水称为凝结水。当地面的温度低于空气的温度时，空气中的水汽便要进入土壤和岩石的空隙中，在颗粒和岩石表面凝结形成地下水。 3、初生水：由岩浆中分离出来的气体冷凝形成。 4、埋藏水：与沉积物同时生成或海水渗入到原生沉积物的孔隙中而形成。 二、矿化程度 1、淡水小于1克每升。 2、微咸水为1~3克每升。 3、咸水为3~10克每升。 4、盐水10~50克每升。 5、卤水大于50克每升。 三、水层性质 1、孔隙水：疏松岩石孔隙中的水。孔隙水是储存于第四系松散沉积物及第三系少数胶结不良的沉积物的孔隙中的地下水。沉积物形成时期的沉积环境对于沉积物的特征影响很大，使其空间几何形态、物质成分、粒度以及分选程度等均具有不同的特点。 2、裂隙水：赋存于坚硬、半坚硬基岩裂隙中的重力水。裂隙水的埋藏和分布具有不均一性和一定的方向性；含水层的形态多种多样；明显受地质构造的因素的控制；水动力条件比较复杂。 3、岩溶水：赋存于岩溶空隙中的水。水量丰富而分布不均一，在不均一之中又有相对均一的地段；含水系统中多重含水介质并存，既有具统一水位面的含水网络，又具有相对孤立的管道流；既有向排泄区的运动，又有导水通道与蓄水网络之间的互相补排运动；水质水量动态受岩溶发育程度的控制，在强烈发育区，动态变化大，对大气降水或地表水的补给响应快；岩溶水既是赋存于溶孔、溶隙、溶洞中的水，又是改造其赋存环境的动力，不断促进含水空间的演化。 四、埋藏条件 1、上层滞水：埋藏在离地表不深、包气带中局部隔水层之上的重力水。一般分布不广，呈季节性变化，雨季出现，干旱季节消失，其动态变化与气候、水文因素的变化密切相关。 2、潜水：埋藏在地表以下、第一个稳定隔水层以上、具有自由水面的重力水。潜水在自然界中分布很广，一般埋藏在第四纪松散沉积物的孔隙及坚硬基岩风化壳的裂隙、溶洞内。 3、承压水：埋藏并充满两个稳定隔水层之间的含水层中的重力水。承压水受静水压；补给区与分布区不一致；动态变化不显著；承压水不具有潜水那样的自由水面，所以它的运动方式不是在重力作用下的自由流动，而是在静水压力的作用下，以水交替的形式进行运动。

没有，挖开基岩是虚空，掉进去就挂了。不过基岩基本不能挖开