地下水环境 第1章地下水的存在形式.docx
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地下水环境第1章地下水的存在形式
第二章地下水的存在形式
§1地下水的赋存
∙地下水－埋藏在地表以下岩层空隙中的水。
∙地下水的储存空间——岩层的空隙。
岩层的空隙不仅是地下水的储存处，也是地下水运动的通道。
空隙的大小、多少、形状及分布规律决定着地下水的分布和运动的特点。
1.1岩土的空隙性
岩石的空隙特征千差万别，按成因可分为三类：
松散岩层的孔隙；非溶性坚硬岩石中的裂隙；易溶性岩石中的溶隙。
1．松散岩层的孔隙
松散的岩土（如土壤、砂、卵石等）是由大小不等的碎屑颗粒组成的。
常见粒级的划分：
粒径＞2㎜为砾（砾状结构）；2-0.06㎜为砂（砂状结构）；0.06-0.004㎜为粉砂（粉砂结构）；＜0.004㎜为粘土。
图中给出几种典型的孔隙类型，（a）分选良好、排列疏松的砂；（b）分选良好、排列紧密的砂；（c）分选不良、含泥、砂的砾石；（d）经过部分胶结的砂岩；（e）具有结构性空隙（由于粘粒表面常常带有电荷，在颗粒接触时便连接成颗粒结合体而形成结构孔隙）的粘土；（f）经过压缩的粘土。
在颗粒或颗粒集合体之间普遍存在着空隙，空隙相互连通，呈小孔状，故称作孔隙。
孔隙体积的多少用孔隙度表示。
孔隙度n是指某一体积岩土V（包括孔隙在内）中孔隙体积Vn所占的比例，可以百分数或小数表示，即
●孔隙度大小的影响因素
∙颗粒排列方式：
最疏松排列方式是当其呈立方体形态排列时〔见图中（a）〕，最紧密排列方式是呈四面体排列时〔见图中（b）〕，自然界中松散岩土的孔隙度大多介于此两者之间，但粘性土的孔隙度往往超过上述理论最大值，这是由于粘粒表面常常带有电荷，在颗粒接触时便连接成颗粒结合体而形成结构孔隙。
∙颗粒分选程度：
颗粒分选性愈差，大小愈悬殊，孔隙度愈小。
这是因为大颗粒所形成的孔隙往往被小颗粒所充填，从而大大降低了孔隙度。
∙颗粒的形状及胶结程度：
岩石颗粒形状愈不规则，棱角愈明显，通常排列就愈松散，孔隙度也愈大。
岩石的孔隙被胶结物充填，致使孔隙减少，孔隙度降低。
注意：
颗粒的大小对孔隙度没有影响。
●松散岩土的其它几个指标：
孔隙比和孔隙度一样，也是反映岩土密实程度的指标之一。
干密度通常用于填方工程（土坝、路基、地基）的控制压实质量的指标，干密度大，表明土体压实程度大，质量好。
在水文地质领域，多采用干容重这个指标。
干容重越大，岩土越密实，则孔隙度越小。
2．非溶性坚硬岩石中的裂隙
固结的坚硬岩石，一般不存在或只保留少量的颗粒间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂后形成的裂缝状空隙，称为裂隙。
裂隙按其成因分为三种类型：
成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙
∙成岩裂隙：
指岩石在成岩过程中受内部应力作用而产生的原生裂隙，如沉积岩在固结过程中脱水收缩所形成的裂隙，以及岩浆（侵入）岩冷却凝固时产生的裂隙均为成岩裂隙。
典型的如玄武岩的柱状节理。
∙构造裂隙：
指岩石在后期构造运动过程中受力而产生的，如构造节理、断层和褶皱产生的裂隙等。
∙风化裂隙：
是在各种物理、化学与生物因素作用下，岩石遭受破坏而产生的裂隙，主要分布在地表附近，如花岗岩风化裂隙。
∙裂隙率：
裂隙体积与包含裂隙在内的岩石体积之比值。
∙裂隙的特点：
分布不均匀。
3．可溶性坚硬岩石（盐岩、石膏、石灰岩）中的溶隙
∙溶隙是可溶性岩石（如盐岩NaCl、石膏CaSO4·2H2O、石灰岩等）在含侵蚀性地表水或地下水的长期溶蚀作用下形成的溶孔，溶穴和溶洞等。
可溶性岩石中最典型、分布最广的是石灰岩，其主要成分为碳酸钙。
当水中游离CO2含量高于与重碳酸根平衡所需量时，可溶解碳酸钙，从而形成溶隙。
∙溶隙的特点——规模极不均匀，可从数毫米的溶孔到数十米、上百米的溶洞。
∙岩溶率：
溶隙体积与包含溶隙在内的岩石体积之比值。
溶蚀带与未溶蚀带的岩溶率相差极大。
因此，在岩溶发育地区，往往即使在相距极其近的两处，其岩溶率可相差极大。
例如在同一岩性成分的可溶性岩层中，溶蚀带的岩溶率可达百分之几十，而其附近未溶蚀地段的岩溶率则可接近于零。
1.2水在岩土中的赋存形式
岩土空隙中的水按形态分为三类：
∙液态水
∙气态水——系指以水蒸气状态存在于非饱和含水岩土空隙中的水，即水汽；其特点：
∙可随空气移动；
∙可自身从绝对湿度（水气压）大向绝对湿度小的地方迁移；
∙在一定温、压条件下可与液态水相互转化，保持动平衡。
∙固态水−冰；当岩土温度低于0°C时，岩土空隙中的液态水即冻结为固态水，此时赋存地下水的岩土称为冻土。
液态水根据水分子受力状况，分为结合水、重力水和毛细水：
在松散岩土颗粒表面均带有负电荷，水分子又是偶极体，一端带正电，另一端带负电，由于静电引力作用，固相表面便可吸附水分子。
结合水：
受到固相表面的吸引力大于其自身重力的那部分水称之。
离固相表面越近的水分子,受到的静电引力越大,随着距离增大，吸引力渐渐减弱。
最接近固相表面的结合水叫强结合水（吸着水），其外层称弱结合水（薄膜水）。
如图
∙强结合水（吸着水）的特点：
✓所受引力相当于10000个大气压，水分子排列紧密而规则；
✓不溶解盐类，不能被植物吸收，不能自由运动，但可转化为气态水而移动。
∙弱结合水（薄膜水）的特点：
✓受固相表面引力较弱，水分子排列不如强结合水规则和紧密；
✓溶解盐类的能力较低，其外层能被植物吸收利用，当饱和时在外力作用下可运动。
粘性土中，强结合水占48%，弱结合水占48%。
砂性土中，强结合水占0.5%，弱结合水占0.2%。
可见，粘土空隙基本上由结合水充满，因此粘土在自身重力下不能给出水；但在一定的水头差作用下，可以透水。
重力水：
能在重力影响下发生运动的自由水称为重力水。
它是我们最常见到的地下水的形式，如：
入渗水向下的运动，饱和带中的地下水的运动，并传递静水压力，地下径流、泉水和井中的地下水等都是重力水。
毛细水（毛管水）
∙概念1：
松散岩土中细小孔隙彼此连通可构成毛细管，在毛细力作用下，地下水沿细小孔隙上升到一定高度，这种既受重力又受毛细力作用的水即为毛细水。
∙概念2：
在毛管作用下土壤中能保持的水分,即在重力作用下不易排除的水中超出吸着水的部分为毛细水。
∙毛细水存在于地下水面以上的包气带中
∙毛细水特点：
毛细上升高度与空隙大小有关；能被植物吸收；
∙是地下水蒸发转化为大气水的重要一环。
毛细水在地表水、土壤水、地下水、大气水相互转化过程中起着重要的作用。
∙根据其形成情况不同，毛细水有三种形式：
支持毛细水；悬着毛细水；孔角毛细水
支持毛细水：
在毛细力作用下，水从地下水面沿细小岩土空隙上升到一定高度，形成一个毛细水带，通常称为上升毛管水。
因有地下水面支持，故也称为支持毛细水。
支持毛细水在土壤剖面中的分布，通常是愈靠近地下水面，含水率愈大。
悬着毛细水：
在不受地下水补给时，地表上层土壤由于降雨或灌水，借助毛管作用所能保持的地表入渗水分，称之。
悬着毛细水在土壤剖面中的分布，愈靠近地表含水率愈大，悬着毛细水所达到的深度，随地表水补给量的增加而加大。
孔角毛细水：
包气带中，在土壤颗粒接触间隙，由于构成毛细管而形成弯液面，从而使水分得以滞留在孔隙角落上，称之为孔角毛细水。
孔角毛细水不易运动,污染后难治理。
1.3岩土的水理（水文地质）性质
岩土的水理性质即岩土与水分的储存、运移有关的性质，包括：
容水性，持水性，给水性，透水性。
岩土空隙的大小和多少与水分的存在形式及储存和运移性能密切相关。
在一个足够大的空隙中，从空隙壁面向外，依次分布着强结合水、弱结合水和重力水。
空隙愈大，重力水占的比例愈大；反之，结合水占的比例就愈大。
细微的空隙，如其直径小于结合水厚度的两倍，空隙中便全部充满结合水，而不存在重力水。
因此，空隙大小和数量不同的岩土，其容纳、保持、释出及透过水的能力也有所不同。
容水性
∙岩土能容纳一定水量的性能称为容水性。
度量容水性的指标为容水度
∙容水度：
岩土完全饱水时所容纳的最大水体积与岩土总体积之比，可用小数或百分数表示。
✓岩土完全饱水时的含水率称为饱和含水率。
✓容水度在数值上一般等于孔隙度，但膨胀土例外（充水后体积扩大，其容水度可大于孔隙度）。
∙饱和度指含水体积与岩土空隙体积之比，≤1
∙饱和差指饱和含水率与实际含水率之差，≥0
持水性
∙含水岩土在重力释水后，依靠固体颗粒表面的吸附力和毛细力，仍能在空隙中保持住一定水量的能力，称为持水性。
度量持水性的指标为持水度
∙持水度：
为饱水岩土经重力排水（2~3d）后，岩土孔隙中尚能保持的水体积与岩土总体积之比，此时的岩土含水率也称为田间持水率。
∙田间持水率是个固定的数值吗？
给水性
∙含水岩土在重力作用下能自由释出一定水量的性能称之。
度量给水性的指标为给水度
∙给水度：
指饱水岩土在重力作用下所释出的水体积与岩土总体积之比−重要参数
∙计算：
给水度＝容水度－持水度＝饱和含水率－田间持水率
透水性
∙岩土允许水体透过的性能称为透水性
∙影响因素：
岩土空隙的大小、数量及连通性
∙度量岩土透水性的指标是渗透系数。
渗透系数k−重要参数（k=v/J）
∙渗透系数愈大，表明岩土的透水性愈强；反之，则愈弱。
§2不同埋藏条件下的地下水
∙含水层：
指能够透水并给出相当数量水的岩层。
∙隔水层：
不能给出也不能透水的岩层。
可含或不含水；相对。
∙地下水的埋藏条件：
指含水层在地质剖面中所处的部位及所受隔水层限制的情况。
∙根据埋藏条件的不同，地下水可分为：
包气带水（含上层滞水），潜水，承压水
2.1包气带水（含上层滞水）
∙包气带（非饱和带）和饱水带：
在距地表以下一定深度处，存在着饱水的地下水面，地下水面以上至地表面之间，岩土空隙没有被液态水所充满，包含有与大气相连通的气体，称该地带为包气带；地下水面以下的岩土空隙全部为液态水所充满，既有结合水，也有重力水，该地带称为饱水带。
见图
∙包气带又可细分为土壤水带、中间带和毛细水带。
如图
∙包气带水泛指储存在包气带中的水，包括通称为土壤水的吸着水、薄膜水、毛细水、气态水和过路的重力渗入水，以及由特定条件所形成的属于重力水状态的上层滞水。
∙上层滞水：
在包气带中，当存在局部隔水层时，其上部可积聚具有自由水面的重力水，称之为上层滞水。
上层滞水接近地表，补给区和分布区一致，可受当地大气降水及地表水的入渗补给，并以蒸发的形式排泄。
在雨季可获得补给并储存一定的水量；而在旱季则逐渐消失，甚至干涸，其动态变化显著。
且由于自地表至上层滞水的补给途径很短，极易受污染。
2.2潜水
∙在饱水带中，由于含水层所受隔水层限制的状况不同，又分为潜水和承压水。
∙潜水是地表以下第一个稳定隔水层以上，具有自由水面的重力水。
∙潜水要素：
潜水面（潜水的自由水面），潜水埋深（潜水面至地表的铅直距离），潜水水位（潜水面上任一点的高程），含水层厚度（潜水面至隔水底板的距离）
∙潜水的主要特征：
①具有自由水面；②直接接受降雨和地表水补给；③埋藏分布区与补给区一致；④动态不稳定（水位、水量受气候条件和河流水文状况的影响，水质受地表环境和人类活动的影响）
2.3承压水
∙承压水是充满于两个隔水层之间的含水层中，具有静水压力的重力水。
∙承压水要素隔水顶、底板，含水层厚度，承压水头（压力水头），承压水位（测压水位）
∙承压水的主要特征
∙具有承压性，水承受的压力越大，承压水头就越大
承压性是承压水的一个重要特征。
图2－12表示一个基岩向斜盆地，由于隔水顶板的存在，含水层分布范围内能明显区分出补给区、承压区和排泄区三部分。
含水层从出露位置较高的补给区获得补给，向另一侧排泄区排泄，当进入中间承压区时，由于受到隔水顶板的限制，含水层充满水，水自身承受压力，并以一定压力作用于隔水顶板，压力越高，揭穿顶板后水位上升越高，即承压水头越大。
∙补给区较远，补给区与分布区不一致，资源不易补充和恢复
∙动态较稳定
承压水由于受到连续分布的隔水层的限制，它与大气水、地表水的联系较弱，主要通过含水层出露地表的补给区（该处的水实际上已转化为潜水）获得补给，并通过范围有限的排泄区进行径流排泄。
当顶、底板为半隔水层时，它还可通过半隔水层从上部或下部含水层获得补给（称越流补给），或向上、下部含水层排泄（称越流排泄）。
由于受隔水层的限制，气候、水文因素的变动对承压水的影响较小，使得承压水参与水循环不如潜水积极，因此形成承压水动态较稳定的特征，使承压水资源不如潜水资源那样容易补充和恢复。
∙不易受污染，但一旦污染则不易自净
由于承压水埋藏深度较大，且上部有隔水层的阻隔，故不易受地表水及大气降水的污染。
但由于承压水参与水循环较弱，如一旦污染则不易自净
∙承压水的分布范围可区分出：
补给区、承压区和排泄区。
§3不同含水介质中的地下水
∙含水介质——赋存地下水的岩土
∙含水介质内部的空隙分为：
孔隙、裂隙和溶隙
∙含水介质中的地下水可分为：
孔隙水、裂隙水和岩溶水
3.1孔隙水
孔隙水主要赋存于松散的沉积物中。
由于不同沉积环境形成不同成因类型的沉积物（如洪积物，冲积物，湖积物等），其地貌形态、地质结构、沉积颗粒粒度及分选性等均各具特点，使赋存其中的孔隙水的分布及与外界的联系程度也不同。
3.1.1洪积物中的地下水
∙洪积物由山区集中的洪流流出山口堆积而形成，广泛分布于山间盆地和山前平原地带
∙地貌特点呈现以山口为顶点的扇形或锥形，称为洪积扇或洪积锥,多个扇连接成洪积群
∙根据洪积扇组成物质的差异，可将洪积扇分为三带：
1．砂砾石带：
位于洪积扇上部（图中a区），此带地形坡度陡，沉积物多为砾石、卵石、漂砾等，不显层理。
此带直接接受大气降水和地表水补给，含水层厚度大，透水性强，潜水埋藏较深，故也称为潜水深埋带。
由于径流条件好，水交替强烈，蒸发作用微弱，溶滤强烈，水的含盐量低（<1g/l），因此又称盐分溶滤带。
2．粗细沉积交错过渡带：
位于洪积扇的中下部（图中b区），此带地形变缓，水动力条件渐弱，沉积颗粒逐渐变细，由砂砾、砂过渡为亚砂土、亚粘土，并在垂直方向上出现连续的粘土夹层。
潜水径流不畅，往往形成壅水，地下水位上升，潜水面接近地表，故也称为潜水溢出带。
由于出现了连续的粘土夹层，故地下水既有上部潜水层，也有下部承压水层。
同时，由于径流途径加长，蒸发增强，水分含盐量增加，故又称为盐分过路带。
现代洪积扇的前缘即止于此带。
3．粘性细土带：
位于洪积扇下部（图中c区），即扇的边缘没入平原的部分，沉积物颗粒更细，并有淤泥质沉积，深部承压水的承压水头也增高，可形成大面积的自流水区。
由于地形更为平坦，地下水径流条件很差，蒸发强烈，因此潜水埋深又进一步变大，含盐量也相应增大，在干旱区因此常发生土壤盐渍化，故又称为潜水下沉带或盐分堆积带。
◆总的分布规律
从山前→平原
地形坡度陡→缓
岩性粗→细
透水性强→弱
含水量多→少
潜水埋深大→小
水化学类型HCO3型→SO4和Cl型
3.1.2冲积物中的地下水
∙冲积物是由经常性的河流水流而形成的沉积物，磨圆度和分选性较好。
一般沿河流纵向呈条带状分布。
∙现代河流沉积中的地下水，与河水联系密切；故河道中的地下水，一般与河水无直接联系
∙河流上、中、下游各部位，由于各自的地形地貌条件和水动力条件不同，形成的沉积物特征也不同
1．河流上游沉积物的特征
∙河流具侵蚀和堆积双重作用。
侵蚀作用形成河谷，堆积作用形成松散河流沉积物。
∙在地壳上升和下降运动影响下，河流的侵蚀和堆积不断交替进行，形成沿河谷两岸的第四纪松散河流沉积物——河漫滩和河流阶地，山间河谷的第四系孔隙水，主要就埋藏在河漫滩和河流阶地中。
∙河漫滩，见图
∙河流阶地，见图
2．河流上游沉积物及水的特征
∙水动力条件强，沉积物多为粗卵砾、砂砾石的阶地，赋存潜水
∙地势高，以下蚀为主，含水层分布范围小，但透水强，富水好
∙河流下蚀，河床切割阶地含水层，平水期潜水补给河水，洪水期河水补给潜水
∙河流上游沉积物中的地下水主要赋存在一级阶地中
3．河流中下游沉积物及水的特征
∙地形坡度变缓，河流流速减小，携带河砂的能力下降，沉积物堆积，使河床变浅。
∙汛期洪水泛滥，溢出河床，河速减小，便在河床两侧堆积所谓“自然堤”，随着河床不断淤积，自然堤不断抬高，久之便形成所谓“地上河”；遇大洪，河流决堤改道，原河道沉积物便成为故河道。
∙古河床和故河道砂层构成良好透水含水层，不仅接受降水补给，更能获得河流补给，水量丰富；河床潜水埋藏较深，蒸发少，溶滤作用为主，水质较好，是理想的供水含水层。
∙下游平原河流，在沉积和淤积作用下，河床和自然堤不断加高，洪水泛滥，冲毁自然堤，河流改道。
新河道又重复淤积、改道过程，如此继续不断，形成了许多砂层故河道，以降雨补给为主，水量丰，水质良好，是仅次于河床沉积的重要含水层。
∙平原地区一般是沉降带，形成的冲积物较厚，且平原河流由于侧蚀作用而经常改道，便在粘性土中形成一系列舌状砂粒河床沉积，即古河道沉积，常构成平原深部的舌带状承压含水层。
各舌状砂带之间通过隔水性较差的部位（如半隔水层）相互保持着一定的水力联系。
从这个意义上说，可将这些分散分布的舌状含水层看作一个统一的含水层系统。
∙地上河往往构成分水岭，故河道与现代河道间，形成河间洼地，岩性细，潜水埋藏浅，径流弱，蒸发大，——易发生土壤盐渍化。
3.1.3湖积物中的地下水
∙静水沉积，沉积物特点：
分选良好，层理细密，自岸边向湖心由粗变细
∙含水部位：
沿湖岸的砂堤（砂砾和砂）中埋藏潜水；在河流入口的三角洲沉积物中，富含潜水和浅层承压水
∙补给：
与湖水有水力联系含水层，可获得湖水补给；对湖泊已消失的湖积物，降水是主要补给源。
3.1.4滨海沉积物中的地下水
海洋是一个巨大而宁静的水体，在河流流入海洋处河水受阻，流速变缓，形成散流，其所携带的沉积物也依次沉积下来。
并随着流速由河口向滨海深处降低，沉积物也逐渐变细，形成与洪积扇相似的三角洲沉积。
∙滨海三角洲属海相陆相交错沉积，沉积机理类似于洪积扇
∙含水层岩性主要为细砂和粉细砂，富水性差，受海水影响，含盐量高，一般不能用于供水；
∙滨海区深层可有水量丰富、水质良好的承压水。
但在开发此承压水时需预防海水入侵和地面沉降问题。
3.1.5黄土中的地下水
∙黄土
✓分布：
甘肃、宁夏、陕西，山西等地
✓成因：
属风、洪、冲、湖积等多种成因的沉积物
✓特点：
厚度大，以粉土为主，垂直裂隙发育，伴有孔洞、根孔、虫孔等，无连续隔水层，垂直方向的渗透能力远大于水平方向
∙黄土中地下水的特点：
✓地下水缺乏：
因地区特点，降雨少，补给条件差;
✓地下水含盐量高：
因黄土中含可溶盐较多，加之降水稀少，淋滤作用差，故。
。
。
.
3.1.6冰川沉积物中的地下水
∙冰川是陆地上缓慢流动着的巨大冰体，是固体淡水资源（占地球上淡水77%），是水圈的重要组成部分，广布于高纬地区和中低纬度的高山。
∙冰运物冰川在运动时，其内部所含的大小石块随之一起被迁移，被搬迁的物质主要来自冰川在雪原刨蚀地面所形成的产物，以及冰川在流动途中刨蚀冰床两侧和底部的产物落在其上的碎屑物质。
这些被搬迁的物质大小混杂，分选性极差，既有直径几米、几十米的漂砾，也有细小的粘土颗粒。
所有这些正在被冰川搬迁的物质及污水统称为冰运物。
∙冰川沉积物当冰川流动到达雪线以下地区，随温度升高而融化，后堆积形成冰矶物，大小混杂，分选极差，融化的冰水重新搬运和分选冰矶物，形成冰水沉积，当融冰水由于不同的地形地貌而汇成洪流、河流或湖泊时，这些冰矶物则可相应形成洪积物、冲积物及湖积物中的含水层。
如我国整个松嫩平原，普遍分布有第四纪早期的冰水砂砾沉积，其中含有丰富的、水质良好的地下水。
∙冰川水资源冰川沉积物中的地下水水质良好，水量丰富。
冰川如同固体水库，起多年调节作用，融化的冰水可缓和河流水量的多年变化，是干旱区河流的重要补给源（如新疆，占全疆河流年径流量的6％）
3.2裂隙水
∙赋存在坚硬基岩裂隙中的水称为裂隙水
∙裂隙水的特征：
裂隙发育不均，含水量差异大；运动状况复杂，导水性随裂隙发育方向性具各向异性；流动速度不大，多呈层流态，但在个别大裂隙中，在一定水力梯度下，也可呈紊流状态。
∙按赋存地下水的裂隙成因，裂隙水可分为三类：
风化裂隙水，成岩裂隙水，构造裂隙水
3.2.1风化裂隙水
∙风化裂隙形成：
长期暴露地表的岩石，在温度、水、空气、生物等风化应力作用下，导致其结构、构造、成分发生变化，并逐渐疏松破碎，从而在岩石中形成裂隙，称风化裂隙。
∙风化裂隙特点：
发育密集均匀，有一定张开性，随深度减弱，似壳状，下部母岩隔水。
∙裂隙水特点：
✓为埋藏较浅的潜水，成层分布，水力联系好，具统一地下水面；
✓水质好，易开采；
✓风化壳厚度有限（几米至几十米），水量不大；
✓分布受气候、岩性、地形等因素影响：
♦干燥温差大地区，宜形成大而开的裂隙，水量大；
♦湿热气候区以化学风化为主，沉淀物易填充裂隙，富水差；
♦多矿物的粗粒结晶岩，热胀冷缩不一，裂隙发育，水量大；
♦山区，剥蚀强，壳发育不完全，坡度大，不利汇水，水少；
♦低缓区，剥蚀弱，利于壳保存，有利汇水地，含水层规模大
3.2.2成岩裂隙水
∙成岩裂隙形成：
成岩过程中受内部应力而产生的原生裂隙（如沉积岩固结脱水收缩所形成的裂隙，岩浆岩冷却凝固时产生的裂隙）
∙裂隙水特点：
✓玄武岩发育柱状节理及层面节理，均匀密集，张开连通性好，形成储水丰富的潜水，成层分布，范围广，可作大中型水源
✓侵入岩与围岩接触带形成成岩裂隙，岩体边缘富水，但规模有限，水量小
✓岩脉起阻水作用，在地下水来水方向一侧的透水岩层中，特别是接触带处，地下水富集
3.2.3构造裂隙水
∙构造裂隙：
受地应力作用而产生，发育和分布复杂，受岩性（塑性、脆性，颗粒大小）和构造应力（张应力、压扭剪应力）控制
∙裂隙水特点：
✓塑性岩石（如泥岩、页岩等）受力发生塑性变形易形成闭合细微裂隙而成隔水层；脆性岩石（如块状石灰岩）受力呈弹性变形，以拉断破坏为主，形成张开裂隙，导水性好，易构成含水层。
✓受张应力易形成张性导水裂隙，受剪应力则形成闭合裂隙
✓岩层中应力集中部位（如背斜轴部、向斜缓倾翼、断裂带附近），裂隙常较发育，富水性好
✓导水断层可同时起储水空间、集水廊道、导水通道的作用
✓构造裂隙水较其它裂隙水分布广泛，在一定条件下可大量富集。
3.3岩溶水
3.3.1岩溶（喀斯特）现象
∙岩溶是可溶性（碳酸盐类为主）岩石在水的溶蚀作用下所形成的地表及地下各种地质现象的综合
∙典型的岩溶形态：
✓地表：
溶沟，溶槽，溶牙，石林，落水洞，溶蚀漏斗等
✓地下：
溶孔，溶蚀裂隙，溶洞，管道等
∙岩溶发育的必备条件：
可溶的透水岩层；侵蚀性的水流（水中侵蚀性CO2含量越多，溶解能力越强）；溶解反应：
CaCO3+H2O+CO2⇄Ca2++2HCO3-
∙岩溶发育的其他影响因素：
水循环交替作用的强弱也影响岩溶发育的程度；气候、地形、植被等条件也对岩溶的发育有很大影响（南方气温高，雨量充沛，有利于溶解作用进行，地表和地下各种岩溶形态均十分发育）；地形往往决定水流趋向，从而决定了岩溶发育的方向；另外，利于汇集降水的地方，岩溶也比较发育
∙岩溶区地表特征：
缺乏完整的地表水系；地表水通过垂直吸水通道，潜入地下形成伏流。
3.3.2岩溶水
∙储存并运动于溶蚀洞隙中
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