菲律賓地下水怎麼分布

① 地下水層的分布…怎樣識別地下哪裡有淡水啊！

地下水主要分為土壤層，含水層。含水層又依次向下分為潛水層，承壓水層，所謂水的鹹淡是由水的礦化度決定的，鹵化物含量高則咸。至於深度，這得看地層所處的位置，新疆的半乾旱地區應該處於山前地帶吧，水位埋藏深，比一般平原地區應該深，要想達到井，得進一步的看一下新疆地區的地下水分布，以及該地區的水化學分布圖，選擇礦化度不是很高的地方打。我就知道這些，孤陋了

② 過渡採取地下水對菲律賓的社會效益的危害

過渡採取地下水對菲律賓的社會效益的危害，最終可能讓菲律賓下沉，這是很危險的。

③ 地質概況和地下水分布

8.5.5.1 地質構造

祁連山區是地質構造強烈上升帶，地勢高，是中、下游盆地鬆散碎屑物質的來源區。平原區的構造－地貌盆地呈南北兩排展布。南部的張掖、酒泉盆地地勢較高，海拔1300～1700m，有大型洪積扇分布。盆地南緣與祁連山山區之間多為斷層相接，壓性斷裂與祁連山麓中新生代褶皺一起構成阻水屏障。古近系或白堊系構成盆地基底，其上沉積了數百米乃至千餘米厚的洪積－沖積相第四系鬆散物，其間賦存豐富的地下水。

北部金塔－花海子盆地，地勢較低，海拔1100～1450m，盆地邊緣分布大斷裂，基底為古近系。與南部盆地比較，北部第四系沉積厚度較小，一般小於400m，受到基底斷塊升降運動的控制。

額濟納盆地內發育的NE、NW及NNE向斷裂構造，將其分割成規模不等的棋盤格式地塊，凹陷與隆起相間分布，盆地中心地帶地勢低窪，地面海拔890～910m。第四紀以來，區域地殼比較穩定，額濟納平原是緩慢隆起帶內的沉降區，相對沉降幅度不大，而且沉降不均勻。

中新生代以來，祁連山繼續強烈上升，進入了以強烈的差異性斷塊為主的構造運動發展時期，主要表現為地殼上升和相對沉降，走廊盆地相對下降，在上升和沉降過渡帶形成一系列的褶皺和斷裂。一系列NE、NW向大斷裂和沿斷裂所產生的斷塊差異，將黑河流域分割成規模不等的構造－地貌單元，這種斷塊的差異性升降，形成了祁連山及眾多小型山間盆地、走廊南北串珠狀盆地及北部山區，中游為張掖盆地和酒泉盆地(稱為南部盆地)，下游為額濟納盆地(稱為北部盆地)。

由於南部山地強烈上升，岩層受到風化剝蝕，為南部各盆地第四系沉積物的形成提供了豐富的物質來源。走廊盆地相對下降，又為第四系沉積物的沉積提供了良好的場所。因此南部盆地第四系發育，厚度較大(表8.8)。

表8.8 黑河流域第四系的分布與岩性特徵

中部山地和北部山地上升幅度較小，相對穩定。北部盆地的第四系鬆散層沉積物主要來源於南部盆地，厚度較薄，沉積顆粒較細，磨圓分選性比較好。

黑河流域各盆地第四系鬆散層的基底，分別為下古生代以前的變質岩和火成岩組，侏羅系至上古生界碎屑岩組，古近系、白堊系以泥岩為主的細粒岩組。在大多數地區，其基底為古近系或白堊系。

8.5.5.2 地下水分布

受地質和地形地貌的控制，黑河流域不同地質單元的水文地質條件各異，氣候、地貌和第四系地層的分布均具有明顯的分帶性，導致地下水賦存和分布也具有明顯的分帶特徵。

根據流域地下水的賦存條件和水動力特徵，流域地下水可分為基岩裂隙水、碎屑岩類裂隙－孔隙水和鬆散岩類孔隙水。

1)基岩裂隙水。受地質構造和區域氣候的控制，流域周圍的山區分布有基岩裂隙水。南部祁連山區構造裂隙發育，由於山區降水量大，基岩裂隙水比較豐富，礦化度較低;而在北部山區，由於降水量很小，基岩裂隙水貧乏，礦化度較高，對流域內各盆地地下水的補給意義不大。

在祁連山區基岩裂隙水主要分布於3800m以下的中高山區，含水層岩性為古生界至中新生界的淺變質岩和碎屑岩，受構造和裂隙發育程度的影響，各地段岩層的富水性極不均一，單泉流量0.01～12L/s，集中出露於裂隙發育的構造破碎帶。在走廊北山(龍首山、合黎山和馬鬃山)基岩裂隙水貧乏，僅在大斷裂或局部變質岩和岩漿岩的強烈風化段存在礦化度較高的裂隙水，單井出水量一般小於10m³/d。

2)碎屑岩類裂隙－孔隙水。在祁連山區，碎屑岩類裂隙－孔隙水主要分布於上古生界至新生界地層，岩性主要為砂岩、礫岩、砂泥岩和泥岩。二疊系－侏羅系裂隙－孔隙水主要分布於中高山區，單泉流量0.01～0.2L/s，水質較差。白堊系－古近系裂隙－孔隙水主要分布於祁連山山前地帶，富水性較差。下更新統裂隙－孔隙水主要分布於山前褶皺隆起帶淺部，富水性較差。

在走廊北山，裂隙－孔隙水主要分布在侏羅系、白堊系和古近系砂礫岩、砂岩和泥岩中，孔隙、裂隙發育極不均勻，由於降水稀少，富水性差，單井出水量小於100m³/d。走廊北山同時也構成隔水層，阻隔中游盆地地下水側向流入下游盆地。

3)鬆散岩類孔隙水。在祁連山區，孔隙水主要分布於山間斷陷盆地，含水層岩性主要為泥質砂礫岩和砂礫卵石，含水層厚度在100m左右，地下水位埋深一般為1～8m，富水性較弱至中等。

在走廊北山，孔隙水主要分布於各沖溝溝谷中，呈股狀不均勻分布，在中高山區的溝谷中，含水層厚度4～10m，岩性為第四系礫石和卵石，水位埋深1～2m，單井涌水量5～350m³/d。低山丘陵溝谷中，含水層厚度2～6m，岩性為第四系礫石和卵石，水量貧乏，單井涌水量小於100m³/d，水質較差。

流域各盆地多為沖洪積平原和細土平原，分布巨厚的第四系鬆散沉積物。中游盆地的第四系沉積物厚度最大可達1000m，向北厚度逐漸減小。下游北部盆地第四系沉積物厚度一般在50～500m，自南向北逐漸變薄。

中游盆地主要包括張掖盆地和酒泉東盆地。張掖盆地的南緣與祁連山北緣以斷層接觸(圖8.8)。這種壓性斷裂帶連同祁連山北麓中新生界褶皺一起構成阻水屏障，使祁連山區的地下徑流很難直接進入盆地;北緣與走廊北山和東側與大馬營盆地均以斷層接觸，西側與酒泉東盆地接壤，榆木山－高台隱伏隆起構成張掖盆地與酒泉東盆地的分界。

受構造和地貌的制約，盆地第四系含水層的分布在空間上變化很大，總的特點是自山前至盆地內部含水層的厚度逐漸變大，顆粒漸細，由岩性比較均勻且粒度較粗的單一潛水含水層逐漸變為砂層、黏性土層相間的潛水－承壓水多層含水層。含水層的厚度以盆地中部為最大，可達500～1000m，向南、北兩側漸薄，遞變為100～200m。根據地下水埋藏條件，張掖盆地南部地下水為單層結構潛水系統，北部為多層結構潛水－承壓水系統。

圖8.8 張掖盆地水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

祁連山山前至沖洪積扇扇緣，主要為單一含水層結構的潛水系統。扇群帶的地下水，受構造、地貌的控制，水位埋深變化大，總的趨勢是自山前至盆地內部，地下水埋藏深度逐漸變淺，並在北部細土平原區出露泉水。山前洪積扇頂部地帶，地下水埋深大於200m，最大達500m，含水層岩性主要為粗顆粒的砂礫卵石，滲透系數達100～400m/d;扇中地帶，地下水埋深一般為50～100m，含水層岩性主要為砂礫石和中粗砂;扇緣地帶，含水層顆粒逐漸變細，地下水位埋深逐漸變淺，一般僅為10～20m，在張掖－臨澤一帶，地下水以泉水形式溢出，含水層結構由單一潛水系統逐漸變為多層結構潛水－承壓水系統。

在泉水溢出帶以下的細土平原地帶，含水層系統為多層結構的潛水－承壓水系統，上部為潛水，下部為承壓水，各含水層之間沒有穩定的隔水層，存在一定的水力聯系。含水層岩性主要以亞砂土、亞黏土和砂礫石互層為主，含水層單層厚度20～30m，上部第一承壓含水層頂板埋深在10m左右，承壓水頭一般高於潛水位1～2m，並隨著頂板埋深的增加而升高。

溢出帶及細土平原區，地下水位埋深一般小於5m，在細土平原的溝壑和窪地，有成片泉水出露。在臨澤的農場－小屯一帶承壓水井為自流井，地下水位高出地表0.3～3m。

在扇緣地帶黑河河床附近，在140m深度以內黏性土層缺失，為單一岩性的含水層，隔斷了細土平原北半部承壓水區，而使張掖與臨澤形成兩個各自獨立的承壓水地段，如圖8.9所示。

張掖盆地的富水性主要分布在黑河－梨園河洪積扇中下部，單井涌水量大於5000m³/d;祁連山前洪積扇群帶和黑河沿岸，單井涌水量在3000～5000m³/d;細土平原，單井涌水量在1000～3000m³/d。

酒泉東盆地南部與祁連山區以斷層接觸，東側與張掖盆地相接，西部以嘉峪關斷裂和文珠山隆起為界，與酒泉西盆地接壤。酒泉東盆地地下水埋藏條件、含水層結構與張掖盆地基本相似，沖洪積扇緣以南為單層結構潛水系統，北部為細土平原多層結構潛水－承壓水系統(圖8.10)。

圖8.9 明海—臨澤－張掖水文地質剖面圖(據錢雲平等，2008)

圖8.10 酒泉東盆地水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

酒泉東盆地南部山前沖洪積扇帶，分布著中、上更新統80～200m厚的卵礫石含水層，滲透系數為100～400m/d。在北部細土平原，含水層厚度僅50～100m，滲透系數為10～80m/d。盆地含水層的岩性自南向北，從西到東由卵石和礫石漸變為砂礫石、砂及粉砂，因而盆地南部、西部單一含水層透水性和富水性遠比北部多層含水層大。細土平原多層含水層的岩性主要為砂礫石、中細砂、亞砂土和亞黏土，黏性土隔水頂板埋深10～15m。

在山前地帶，地下水埋深一般較大，最大可達300m，單井涌水量大於5000m³/d，地下水礦化度一般小於1g/L，水化學類型大多為HCO₃型水。在戈壁帶前緣，地下水埋深變為10m左右;到細土平原帶，地下水埋深一般小於5m，單井涌水量1000～3000m³/d，礦化度一般為1～3g/L，局部地區如鹽池附近，礦化度大於3g/L，水化學類型大多為SO₄·HCO₃型或SO₄型。

下游盆地包括鼎新盆地和額濟納盆地。鼎新盆地屬金塔－花海子盆地的一個子盆地，為NW走向的狹長形斷陷盆地，含水層為沖洪積卵礫石層，厚度100～160m。南部合梨山將鼎新盆地與張掖盆地分割，兩者間水力聯系微弱;北部由地灣東梁隱伏隆起和東西兩端基岩殘丘與下游額濟納盆地分隔，地灣東梁北緣－鹹水井斷裂為一活動斷裂，使地灣東梁隆起。隆起南側鼎新盆地地下水埋深較淺，一般為3～10m，而隆起北側，額濟納盆地地下水埋深較大，一般大於30m，鼎新盆地的地下徑流以地下跌水的形式進入額濟納盆地。鼎新盆地地下水包括潛水和承壓水兩種類型。在鼎新盆地的黑河兩岸狹長地帶，含水層岩性主要為粉細砂夾礫石為主。

額濟納盆地位於黑河流域北部，盆地南與甘肅省鼎新盆地相鄰，西以馬鬃山剝蝕山地東麓為限，東接巴丹吉林沙漠，北抵中蒙邊境。額濟納盆地為中新生代斷陷盆地，盆地第四系鬆散沉積物的厚度為50～500m，自南向北漸薄，盆地內部基底以侏羅系地層為主。在第四系鬆散沉積物內廣泛分布有比較豐富的孔隙水，含水層主要為中下更新統鬆散沉積物。自南向北，含水層岩性顆粒逐漸變細，含水層層次增多，地下水位埋深變淺，富水性變差。盆地中部狼心山木吉湖北東向隆起帶控制了盆地含水系統的分布和岩性特徵。長征站－賽漢桃來－額濟納旗一帶第四系厚度達200m，賽漢桃來沉降中心厚度超過300m;盆地東南部古日乃地區第四系厚度大於150m，中部含水層厚度較大。

在額濟納盆地，以長征站－木吉湖－梭梭頭一帶為界，以南主要為單一的潛水，向北及向東逐漸過渡為雙層或多層含水層(潛水－承壓水)系統。圖8.11和圖8.12分別為額濟納盆地南北向和東西向水文地質剖面圖。可以看出，額濟納盆地南部為單一潛水含水層，含水層岩性主要為砂礫石或粗砂，厚度大於70m。向北至老西廟及木吉湖，含水層以中細砂為主。向北至賽漢桃來和額濟納旗，含水層為粉細砂或粉砂，至北端的居延海，含水層以粉砂和含泥粉細砂與黏土互層。盆地潛水埋深自南向北逐漸變淺，在盆地南部，狼心山以南，地下水埋深一般為10～30m，至老西廟、木吉湖一帶由5～10m變為1～3m。在索果淖爾蘇木以北，潛水位埋深一般3～5m，黑河沿岸為1～3m。

圖8.11 額濟納旗盆地南北向地質剖面圖(據錢雲平等，2008)

北部居延海至中蒙邊界一帶，含水層組成以沖、洪積物為主，南部地區洪積和沖洪積物交叉堆積，岩性變化相對復雜，主要為砂、黏性土、黏土，基底為砂岩、泥質砂岩，含水性較差。由南向北，含水層厚度由大變小，富水程度由好變差。在古日乃湖區一帶，含水層主要為中細砂和粉細砂。古日乃地下水埋深一般小於3m，在地勢低窪處有泉水出露。

圖8.12 額濟納旗盆地東西向水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

在湖西新村、白墩東梁一帶，為盆地沖洪積扇的頂部，地下水水量豐富，鑽井涌水量大於3000m³/d;向北至賽漢桃來和額肯查干牧場，以及向東至古日乃，鑽井涌水量1000～3000m³/d;向北至額濟納旗城關和古日乃以西，鑽井涌水量較小，涌水量為100～1000m³/d。在盆地北部的八道橋和天鵝湖一帶，鑽井涌水量為10～100m³/d。

盆地承壓水廣泛分布在盆地的北部，在老西廟、閆家井及木吉湖、梭梭頭一線以東和以北地區，相對隔水層主要由黏土、亞黏土組成，厚度為5～15m，分布穩定，埋深一般30～50m不等，含水層厚度一般為100～200m，含水層岩性在水平方向的變化與潛水一致，自南向北由砂礫石、粗砂、中細砂逐漸過渡到細砂、粉細砂。由南向北，亞黏土、亞砂土夾層增加，含水層厚度減小，含水層的富水性由強變弱。隔水層的分布在水平、垂直方向極不穩定，沒有穩定的區域隔水層，潛水與承壓水有一定的水力聯系，存在著由下向上的越流補給。在黑河尾閭居延海一帶，地勢低窪，深層承壓水水頭最高可高出地面1m，有自流井。

黑河來水是下游盆地地下水的主要補給來源，在盆地南部，地表水滲漏補給地下水，地下水徑流到長征站－木吉湖－梭梭頭一帶後，地下水流向多層含水層系統，自南向北流向居延海，並最終以蒸散發方式排泄。

④ 地下水類型及其分布規律

根據含水層的結構組成、埋藏條件、水動力特徵，將本區地下水劃分為以下幾種主要類型:基岩裂隙水，古近-新近系、白堊系碎屑岩類孔隙、裂隙層間水，第四系鬆散岩類孔隙水。不同類型地下水的分布各異，下面分別論述其各自特點。

1.基岩裂隙水

在本區的北部和東南部分別是巴音寶力格隆起和蘇尼特隆起的低山、丘陵區，這些地區是主要的基岩裂隙水賦集區，含水層岩石由泥盆系凝灰岩，凝灰質砂岩、板岩，石炭系的變質粉砂岩、長石砂岩、炭質板岩，二疊系的含礫長石砂岩、灰岩、板岩、凝灰岩、礫岩和各期次的侵入花崗岩組成。受多期構造運動的影響及長期風化作用，基岩遭受強烈褶皺、斷裂，節理、裂隙發育，加之其直接裸露地表，極易接受大氣降水的補給，使大氣降水直接進入基岩裂隙中，形成基岩裂隙水，在地形相對低窪處匯集。基岩風化殼中均含有裂隙潛水，水位埋深15～30m，水量也較豐富，民井涌水量為10～50m³/d。

在花崗岩區，水量較豐富，在蘇尼特左旗花崗岩體(γ₅¹)中，其涌水量達256.4m³/d，在包爾汗喇嘛廟岩體(γ₄³)中，單井平均涌水量為68.9m³/d。在變質岩區，據民井抽水資料，單井涌水量為19.7m³/d。

基岩裂隙水的礦化度多＞1g/L，水質類型以HCO^-₃型為主。在靠近丘陵邊坡的排泄帶和個別排泄不暢通地段，礦化度明顯增高，均＞1g/L，個別地段達3.4～6.9g/L。在侏羅系中，為Cl·HCO₃型水，在石炭系的變質粉砂岩中為HCO₃·Cl·SO₄型水。其徑流和排泄受基岩起伏和構造的控制，裂隙水除通過蒸發排泄外，大部分沿裂隙向低窪處徑流匯集，一般在溝谷窪地中富集。雨季補給量明顯增大，水位抬升，部分溝谷中的裂隙水溢出地表成泉出露。基岩裂隙水通過溝谷和裂隙補給與之相鄰的層間水，該類地下水是區內蓋層中地下水的主要補給來源。

2.古近-新近系、白堊系碎屑岩類孔隙、裂隙層間水

古近-新近系含水岩系以潛水含水層為主，局部為承壓水，是區內的主要供水岩系，主要分布於烏蘭察布坳陷內。由於含水層分布的不穩定性和岩石膠結程度的差異性，致使地下水的水量變化較大，涌水量多＜200m³/d，而在以河流相為主的(如朱日和-齊合日格圖-2082地區古河道)古近-新近系含水岩系中，含水層岩性以中粗砂岩為主，含水層涌水量大，一般大於1000m³/d。水位埋深在10～70m之間，局部＜10m。礦化度一般＜1g/L，部分為1～3g/L。

白堊系含水岩系在區內分布范圍最廣泛，主要含水岩系為下白堊統賽漢組，以層間承壓含水層為主。含水層以砂體、砂礫岩為主，其富水性從東向西遞減。在阿巴嘎旗至集(寧)二(連浩特)線一帶為200～1000m³/d，集二線以西多＜200m³/d。地下水的水位主要受地貌的控制，低窪地帶水位埋藏較淺，一般為10～30m，高平原等地形較高處水位埋深達50～80m，地下水的礦化度一般為1～3g/L，在礦區東部由於降水量較大，地下水交替較強，礦化度多小於1g/L。

(1)2082地區

賽漢組在本區廣泛分布，隱伏於古近-新近系(主要是泥岩層)的下部，其下部為下白堊統或直接覆蓋於基底岩石之上。

賽漢組有多個泥-砂-泥結構，砂體一般為1～5層，單層厚度在5～40m之間。主要含水層只有一層，即賽漢組含礦含水層，其餘多為局部含水層或呈透鏡狀含水層。含水層多由黃綠色、淺黃色、灰色細-中-粗砂岩組成，泥質弱膠結，碎屑物分選中等，磨圓度中等或呈次稜角狀，結構較鬆散，砂體滲透性良好。上部有古近-新近系的泥岩作為穩定的隔水頂板，下部有本組泥岩、騰格爾組厚層泥岩或基岩作為隔水底板。含水層的富水性除傑里呼拉—准和爾—對音一帶較差外，其餘地段富水性能均很好，鑽孔涌水量均＞112.5m³/d，最大達3068m³/d。滲透系數一般大於2m/d，在2.0～18.3m/d之間。地下水的水位埋深一般為15.18～56.42m，在近排泄區附近，由於地形較低，在海拔920m左右，水位埋深較小。

(2)2081地區

含礦含水層實際上是屬於一個統一的含水層，並具有以泥岩為主的穩定的總隔水頂、底板，具備大的泥-砂-泥結構。含水層由細-中-粗砂岩及砂礫岩組成;含水層砂體厚度大(30～90m以上);砂體多為河流相砂岩，見清晰的沉積韻律;砂岩的分選性、磨圓度都很好;碎屑物未膠結或泥質弱膠結，岩心多呈疏鬆狀，滲透性及富水性能都很好。由於受古河道的影響和控制，富水帶主要集中在本區北東向展布的古河道範圍內，該帶內含水層富水性良好，單井涌水量一般為116.6～380m³/d，最大涌水量達950m³/d。

3.第四系鬆散岩類孔隙水

第四系孔隙潛水在本區零星分布，規模較小。主要分布在丘間溝谷和現代低窪地帶，厚度相對較薄，一般為1～10m，由沖積亞砂、細砂、砂礫石等組成。區內第四系大多直接覆蓋於古近-新近系、白堊系的泥岩、含砂泥岩、泥質砂礫岩之上。

第四系中單井涌水量一般為10～50m³/d，個別達400m³/d以上。礦化度一般＜1g/L，由上游的HCO₃和HCO₃·SO₄、HCO₃·Cl·SO₄型水向下游變為Cl·SO₄·HCO₃、(Cl·SO₄)Cl-Na型水，礦化度增高至＞1g/L。地下水水位埋深一般為1～3m。

⑤ 地下水類型及其分布特徵

地下水由於分類的原則和方法不同，而有各種各樣的分類。本區按地下水賦存的岩性、構造特點，綜合考慮地形地貌、地下水富集程度等多種因素，可把本區地下水分為四大類六個亞類八個含水岩組（圖2-4）。

圖2-4 江山地區地下水類型及富水性分布圖

（1）鬆散岩類孔隙水。第四系沖積、洪積含水層：該含水層呈狹長帶狀分布於江山港兩岸，地貌類型為第四系堆積河谷平原，其中主要是指河漫灘、古河道部分。岩性上部為黃色粉砂質粘土、粉細砂及中粗砂，下部為鬆散的砂礫石、砂卵石層，厚度一般為8～14 m，平均為 11 m。含水層以中粗砂及鬆散砂礫石為主，厚0.7～10.6 m，平均為9.6 m，水位埋深0.6～2.8 m。該含水層水量豐富，大口徑機井的可采涌水量為1000～5000 m³/d，一般為3000 m³/d，由大氣降水、農田灌溉及洪水期河水倒灌補給，排泄於河流。

第四系沖積、坡積含水層：主要分布於支流兩側，及平坦坳溝（谷）中，岩性上部為含礫石粘土，下部為含粘土砂礫石，厚度0.75～10.7 m，平均4.46 m。含水層為含粘土砂礫石，厚0.1～9 m，平均為3.14 m，水位埋深0.2～6.30 m，平均為1.32 m。據民井資料，其涌水量一般為10～100 m³/d，水量貧乏。由大氣降水、農田灌溉補給，以泉的形式排泄於河流。

（2）紅層碎屑岩孔隙裂隙水。零星分布於江山港西岸，地貌類型為白堊系紫紅色砂岩剝蝕崗地。含水岩組為衢江群（K₂ q）紫紅色粉砂岩、細砂岩夾含礫砂岩。含水空間為孔隙、風化裂隙等。該含水層富水性分布不均，當裂隙不發育，粒度較細時，水量貧乏，單孔涌水量為10～80m³/d；而裂隙發育，粒度較粗時，富水性為中等，單孔最大涌水量為100～800m³/d。

（3）碳酸鹽岩類裂隙岩溶水。碳酸鹽岩類岩溶水：分布於王宅崗—石頭山—何家山和江山市城區東北部和城南地區。含水岩組為石頭山組（C₂—P₁ s）灰岩。按其埋藏條件，可分為裸露型和隱伏型兩種。前者地貌類型為石灰岩溶蝕低丘陵，發育有北東向斷裂和花墳頭 何家山倒轉向斜。沿向斜軸部地表可見溶溝、石牙和溶洞；在遙感圖像上，溶蝕漏斗、窪地和溶蝕殘丘影像特徵清楚，並受斷裂構造所控制，據此推斷，該區地下可能存在暗河。後者地貌類型為第四系堆積平原，含水岩組隱伏於其下。第四系堆積層厚達 4～7.8 m，局部達30 m。該組灰岩質純、層厚、性脆，構造裂隙發育，岩溶作用強烈，上覆第四系孔隙潛水與下覆岩溶水水力聯系直接，補給充沛，水量豐富，鑽孔涌水量一般大於600 m³/d。以大氣降水和農田灌溉補給、第四系孔隙潛水的垂向補給和基岩裂隙水的側向補給為主要補給源，以泉的形式排泄，如花墳頭上升泉和老虎山下降溢流泉等。

碳酸鹽岩夾碎屑岩類裂隙岩溶水：主要分布於江山崗和西山北段，含水岩組為碓邊組₁—O₁d）灰岩和硯瓦山組（O₂y）瘤狀灰岩。地貌類型以碳酸鹽岩構造 侵蝕高丘陵為主，其次為低丘陵，岩溶發育程度微弱。據浙江省水文隊的勘察資料，富水性極不均勻，主要受標高、地質構造、岩性及岩溶發育程度控制。在地形較高，構造、岩溶不發育地段，含水貧乏，鑽孔涌水量一般為10～200 m³/d。而在構造破碎帶，特別是在北東向斷裂破碎帶和北西向張扭性斷裂交匯地段及其附近，或褶皺構造的軸部，其涌水量一般較大，鑽孔單孔涌水量可達100～1000 m³/d。主要以大氣降水補給，以泉的形式排泄。

（4）基岩孔隙裂隙水。層狀岩類孔隙裂隙水：廣泛分布於方家山—大橋頭—何家山及其以西地區和西山一帶，呈北東向展布。根據岩石的孔隙性、裂隙發育程度和含水性等特點，可進一步劃分為以下兩類：①細結構層狀岩孔隙裂隙水：含水岩組為印渚埠（O₁y）黃綠色頁岩、雜色頁岩、寧國組（O₁n）黑色筆石頁岩、黃泥崗組（O₃h）紅色頁岩、粉砂質頁岩、長塢組（O₃c）黃綠色頁岩夾粉砂質頁岩。地貌類型為砂頁岩構造-侵蝕低丘陵。這類岩石孔隙度小、泥質成分高，在構造作用過程中，以塑性變形為主，裂隙發育程度一般較低，即使有裂隙存在，也大多被泥質所充填。因此，含水性和透水性均差，植被不發育，岩石裸露，不利於大氣降水的滲入，泉點罕見，含水極為貧乏。②粗結構或硅質層狀岩孔隙裂隙水：含水岩組為雷公塢組—志棠組（Z₁z—Z₁l）塊狀含礫泥岩、粉砂質泥岩，荷塘組₁h）硅質岩，胡樂組（O_1-2h）硅質岩，葉家塘組（C₁y）砂礫岩、藕塘底組（C₂o）石英砂岩、礫岩，丁家山組（P₁d）硅質岩。其中雷公塢組—志棠組（Z₁z—Z₁l）塊狀含礫泥岩、粉砂質泥岩常位於背斜構造核部，或受斷裂構造影響，岩石破碎，普遍強烈硅化，構成硅質岩構造—侵蝕高地。以上岩石都較堅硬，受構造作用後，裂隙比較發育，富水性中等，植被發育，長勢較好。主要接受大氣降水補給，以泉的形式排泄。

塊狀岩類孔隙裂隙水：分布於江山港以東地區。地貌類型為岩漿岩剝蝕高、中丘陵。含水岩組為上墅組（Pt₃s）熔結火山角礫岩、流紋岩，燕山期正長花崗岩，加里東期石英閃長岩、花崗斑岩、花崗閃長岩。這類岩石堅硬緻密，抗風化能力強，風化裂隙一般不發育，以構造裂隙為主，含水貧乏，泉水流量一般為0.06～0.513 L/s。在斷裂復合部位的山澗窪地富水性較好，泉點多，且流量較穩定。含水岩組主要接受大氣降水的補給，在山坳及地勢低窪處以泉的形式排泄。

⑥ 地下水文地圖怎麼看，大色塊的那種

地下水文地圖反映某地區的地下水分布﹑埋藏﹑形成﹑轉化及其動態特徵的地質圖件。

⑦ 如何通過地下水埋深分布圖得出地下水礦化度

地下水礦化度的變化直接受到地下水補給 和排泄的影響。3 月是研究區灌溉集中季節，大量的水用於灌溉農田，土壤凍結水也補給地下 水。這使得耕地中存留的鹽分在水平方向順溝渠 方向延伸，同時造成灌區地下水位的上升。這一季 節研究區受春季灌水壓鹽的影響，入滲水一方面將 土壤中大量鹽分溶入地下水所導致地下水礦化度 的增高，另一方面稀釋地下水礦化度的濃度，因此， 春季研究區大部分監測井地下水的礦化度相對低 一些。5 月後，在高蒸發量情況下，帶動地下水中 鹽分上升，在表層積聚，導致鹽分的向土壤表層運 月份，降水相對較高，是農田灌溉集中引水期，使得表面鹽分有下降的趨勢，而導致地 下水礦化度的增高，因此，夏季是研究區地下水礦 化度最高的季節。秋季和冬季地下水礦化度比較 穩定。

⑧ 地下水分布圖根據什麼繪制的

根據水文地質勘查成果繪制的.水文地質勘查需要打鑽,做含水層土樣分析,做抽水試驗,根據各地富水程度不同進行圈閉繪制地下水分布圖.

⑨ 地下水的分布

網路「地下水」是這樣解釋的我先發你看一下希望對你有幫助
地下水是存在於地表以下岩（土）層空隙中的各種不同形式水的統稱。地下水主要來源於大氣降水和地表水的入滲補給；同時以地下滲流方式補給河流、湖泊和沼澤，或直接注入海洋；上層土壤中的水分則以蒸發或被植物根系吸收後再散發入空中，回歸大氣，從而積極地參與了地球上的水循環過程，以及地球上發生的溶蝕、滑坡、土壤鹽鹼化等過程，所以地下水系統是自然界水循環大系統的重要亞系統。 循環結構
地下水作為地球上重要的水體，與人類社會有著密切的關系。地下水的貯存有如在地下形成一個巨大的水庫，以其穩定的供水條件、良好的水質，而成為農業灌溉、工礦企業以及城市生活用水的重要水源，成為人類社會必不可少的重要水資源，尤其是在地表缺水的乾旱、半乾旱地區，地下水常常成為當地的主要供水水源。據不完全統計，70年代以色列國75%以上的用水依靠地下水供給，德國的許多城市供水，亦主要依靠地下水；法國的地下水開采量，要佔到全國總用水量1/3左右；像美國，日本等地表水資源比較豐富的國家，地下水亦要佔到全國總用水量的20%左右。中國地下水的開采利用量約佔全國總用水量的10—15%，其中北方各省區由於地表水資源不足，地下水開采利用量大。根據統計，1979年黃河流域平原區的淺層地下水利用率達48.6%，海、灤河流域更高達87.4%；1988年全國270多萬眼機井的實際抽水量為529.2×108立方米，機井的開采能力則超過800×108立方米。

⑩ 地下水也是重要的水資源，它的分布狀態是怎樣的地下水營養成分高嗎

地下水也是重要的水資源，它的分布狀態是怎樣的？地下水營養成分高嗎？

地下水資源是在岩土工程中成藏和運移的，主客體具備一定使用使用價值的水。是地球水源的一部分，與空氣降雨資源和地下水資源緊密聯系，相互轉換。地下水資源的採掘一般不可超出補給量，不然會給自然環境產生傷害，使土壤條件惡變。

一個國家是不是有著地下水的「領土主權」是由許多變化要素決策的，包含蓄水層被邊境線區劃的佔比，哪個國家的自然地理標准更有益於蓄水層的採掘，人口總數及其用以農田灌溉的水量等。聯合國教科文組織的地圖僅僅為了更好地協助明確蓄水層的自然地理范疇，未來能夠憑著這種信息內容來確定國際性協議書。