菲律宾地下水怎么分布

① 地下水层的分布…怎样识别地下哪里有淡水啊！

地下水主要分为土壤层，含水层。含水层又依次向下分为潜水层，承压水层，所谓水的咸淡是由水的矿化度决定的，卤化物含量高则咸。至于深度，这得看地层所处的位置，新疆的半干旱地区应该处于山前地带吧，水位埋藏深，比一般平原地区应该深，要想达到井，得进一步的看一下新疆地区的地下水分布，以及该地区的水化学分布图，选择矿化度不是很高的地方打。我就知道这些，孤陋了

② 过渡采取地下水对菲律宾的社会效益的危害

过渡采取地下水对菲律宾的社会效益的危害，最终可能让菲律宾下沉，这是很危险的。

③ 地质概况和地下水分布

8.5.5.1 地质构造

祁连山区是地质构造强烈上升带，地势高，是中、下游盆地松散碎屑物质的来源区。平原区的构造－地貌盆地呈南北两排展布。南部的张掖、酒泉盆地地势较高，海拔1300～1700m，有大型洪积扇分布。盆地南缘与祁连山山区之间多为断层相接，压性断裂与祁连山麓中新生代褶皱一起构成阻水屏障。古近系或白垩系构成盆地基底，其上沉积了数百米乃至千余米厚的洪积－冲积相第四系松散物，其间赋存丰富的地下水。

北部金塔－花海子盆地，地势较低，海拔1100～1450m，盆地边缘分布大断裂，基底为古近系。与南部盆地比较，北部第四系沉积厚度较小，一般小于400m，受到基底断块升降运动的控制。

额济纳盆地内发育的NE、NW及NNE向断裂构造，将其分割成规模不等的棋盘格式地块，凹陷与隆起相间分布，盆地中心地带地势低洼，地面海拔890～910m。第四纪以来，区域地壳比较稳定，额济纳平原是缓慢隆起带内的沉降区，相对沉降幅度不大，而且沉降不均匀。

中新生代以来，祁连山继续强烈上升，进入了以强烈的差异性断块为主的构造运动发展时期，主要表现为地壳上升和相对沉降，走廊盆地相对下降，在上升和沉降过渡带形成一系列的褶皱和断裂。一系列NE、NW向大断裂和沿断裂所产生的断块差异，将黑河流域分割成规模不等的构造－地貌单元，这种断块的差异性升降，形成了祁连山及众多小型山间盆地、走廊南北串珠状盆地及北部山区，中游为张掖盆地和酒泉盆地(称为南部盆地)，下游为额济纳盆地(称为北部盆地)。

由于南部山地强烈上升，岩层受到风化剥蚀，为南部各盆地第四系沉积物的形成提供了丰富的物质来源。走廊盆地相对下降，又为第四系沉积物的沉积提供了良好的场所。因此南部盆地第四系发育，厚度较大(表8.8)。

表8.8 黑河流域第四系的分布与岩性特征

中部山地和北部山地上升幅度较小，相对稳定。北部盆地的第四系松散层沉积物主要来源于南部盆地，厚度较薄，沉积颗粒较细，磨圆分选性比较好。

黑河流域各盆地第四系松散层的基底，分别为下古生代以前的变质岩和火成岩组，侏罗系至上古生界碎屑岩组，古近系、白垩系以泥岩为主的细粒岩组。在大多数地区，其基底为古近系或白垩系。

8.5.5.2 地下水分布

受地质和地形地貌的控制，黑河流域不同地质单元的水文地质条件各异，气候、地貌和第四系地层的分布均具有明显的分带性，导致地下水赋存和分布也具有明显的分带特征。

根据流域地下水的赋存条件和水动力特征，流域地下水可分为基岩裂隙水、碎屑岩类裂隙－孔隙水和松散岩类孔隙水。

1)基岩裂隙水。受地质构造和区域气候的控制，流域周围的山区分布有基岩裂隙水。南部祁连山区构造裂隙发育，由于山区降水量大，基岩裂隙水比较丰富，矿化度较低;而在北部山区，由于降水量很小，基岩裂隙水贫乏，矿化度较高，对流域内各盆地地下水的补给意义不大。

在祁连山区基岩裂隙水主要分布于3800m以下的中高山区，含水层岩性为古生界至中新生界的浅变质岩和碎屑岩，受构造和裂隙发育程度的影响，各地段岩层的富水性极不均一，单泉流量0.01～12L/s，集中出露于裂隙发育的构造破碎带。在走廊北山(龙首山、合黎山和马鬃山)基岩裂隙水贫乏，仅在大断裂或局部变质岩和岩浆岩的强烈风化段存在矿化度较高的裂隙水，单井出水量一般小于10m³/d。

2)碎屑岩类裂隙－孔隙水。在祁连山区，碎屑岩类裂隙－孔隙水主要分布于上古生界至新生界地层，岩性主要为砂岩、砾岩、砂泥岩和泥岩。二叠系－侏罗系裂隙－孔隙水主要分布于中高山区，单泉流量0.01～0.2L/s，水质较差。白垩系－古近系裂隙－孔隙水主要分布于祁连山山前地带，富水性较差。下更新统裂隙－孔隙水主要分布于山前褶皱隆起带浅部，富水性较差。

在走廊北山，裂隙－孔隙水主要分布在侏罗系、白垩系和古近系砂砾岩、砂岩和泥岩中，孔隙、裂隙发育极不均匀，由于降水稀少，富水性差，单井出水量小于100m³/d。走廊北山同时也构成隔水层，阻隔中游盆地地下水侧向流入下游盆地。

3)松散岩类孔隙水。在祁连山区，孔隙水主要分布于山间断陷盆地，含水层岩性主要为泥质砂砾岩和砂砾卵石，含水层厚度在100m左右，地下水位埋深一般为1～8m，富水性较弱至中等。

在走廊北山，孔隙水主要分布于各冲沟沟谷中，呈股状不均匀分布，在中高山区的沟谷中，含水层厚度4～10m，岩性为第四系砾石和卵石，水位埋深1～2m，单井涌水量5～350m³/d。低山丘陵沟谷中，含水层厚度2～6m，岩性为第四系砾石和卵石，水量贫乏，单井涌水量小于100m³/d，水质较差。

流域各盆地多为冲洪积平原和细土平原，分布巨厚的第四系松散沉积物。中游盆地的第四系沉积物厚度最大可达1000m，向北厚度逐渐减小。下游北部盆地第四系沉积物厚度一般在50～500m，自南向北逐渐变薄。

中游盆地主要包括张掖盆地和酒泉东盆地。张掖盆地的南缘与祁连山北缘以断层接触(图8.8)。这种压性断裂带连同祁连山北麓中新生界褶皱一起构成阻水屏障，使祁连山区的地下径流很难直接进入盆地;北缘与走廊北山和东侧与大马营盆地均以断层接触，西侧与酒泉东盆地接壤，榆木山－高台隐伏隆起构成张掖盆地与酒泉东盆地的分界。

受构造和地貌的制约，盆地第四系含水层的分布在空间上变化很大，总的特点是自山前至盆地内部含水层的厚度逐渐变大，颗粒渐细，由岩性比较均匀且粒度较粗的单一潜水含水层逐渐变为砂层、黏性土层相间的潜水－承压水多层含水层。含水层的厚度以盆地中部为最大，可达500～1000m，向南、北两侧渐薄，递变为100～200m。根据地下水埋藏条件，张掖盆地南部地下水为单层结构潜水系统，北部为多层结构潜水－承压水系统。

图8.8 张掖盆地水文地质剖面图(据张光辉等，2005)

祁连山山前至冲洪积扇扇缘，主要为单一含水层结构的潜水系统。扇群带的地下水，受构造、地貌的控制，水位埋深变化大，总的趋势是自山前至盆地内部，地下水埋藏深度逐渐变浅，并在北部细土平原区出露泉水。山前洪积扇顶部地带，地下水埋深大于200m，最大达500m，含水层岩性主要为粗颗粒的砂砾卵石，渗透系数达100～400m/d;扇中地带，地下水埋深一般为50～100m，含水层岩性主要为砂砾石和中粗砂;扇缘地带，含水层颗粒逐渐变细，地下水位埋深逐渐变浅，一般仅为10～20m，在张掖－临泽一带，地下水以泉水形式溢出，含水层结构由单一潜水系统逐渐变为多层结构潜水－承压水系统。

在泉水溢出带以下的细土平原地带，含水层系统为多层结构的潜水－承压水系统，上部为潜水，下部为承压水，各含水层之间没有稳定的隔水层，存在一定的水力联系。含水层岩性主要以亚砂土、亚黏土和砂砾石互层为主，含水层单层厚度20～30m，上部第一承压含水层顶板埋深在10m左右，承压水头一般高于潜水位1～2m，并随着顶板埋深的增加而升高。

溢出带及细土平原区，地下水位埋深一般小于5m，在细土平原的沟壑和洼地，有成片泉水出露。在临泽的农场－小屯一带承压水井为自流井，地下水位高出地表0.3～3m。

在扇缘地带黑河河床附近，在140m深度以内黏性土层缺失，为单一岩性的含水层，隔断了细土平原北半部承压水区，而使张掖与临泽形成两个各自独立的承压水地段，如图8.9所示。

张掖盆地的富水性主要分布在黑河－梨园河洪积扇中下部，单井涌水量大于5000m³/d;祁连山前洪积扇群带和黑河沿岸，单井涌水量在3000～5000m³/d;细土平原，单井涌水量在1000～3000m³/d。

酒泉东盆地南部与祁连山区以断层接触，东侧与张掖盆地相接，西部以嘉峪关断裂和文珠山隆起为界，与酒泉西盆地接壤。酒泉东盆地地下水埋藏条件、含水层结构与张掖盆地基本相似，冲洪积扇缘以南为单层结构潜水系统，北部为细土平原多层结构潜水－承压水系统(图8.10)。

图8.9 明海—临泽－张掖水文地质剖面图(据钱云平等，2008)

图8.10 酒泉东盆地水文地质剖面图(据张光辉等，2005)

酒泉东盆地南部山前冲洪积扇带，分布着中、上更新统80～200m厚的卵砾石含水层，渗透系数为100～400m/d。在北部细土平原，含水层厚度仅50～100m，渗透系数为10～80m/d。盆地含水层的岩性自南向北，从西到东由卵石和砾石渐变为砂砾石、砂及粉砂，因而盆地南部、西部单一含水层透水性和富水性远比北部多层含水层大。细土平原多层含水层的岩性主要为砂砾石、中细砂、亚砂土和亚黏土，黏性土隔水顶板埋深10～15m。

在山前地带，地下水埋深一般较大，最大可达300m，单井涌水量大于5000m³/d，地下水矿化度一般小于1g/L，水化学类型大多为HCO₃型水。在戈壁带前缘，地下水埋深变为10m左右;到细土平原带，地下水埋深一般小于5m，单井涌水量1000～3000m³/d，矿化度一般为1～3g/L，局部地区如盐池附近，矿化度大于3g/L，水化学类型大多为SO₄·HCO₃型或SO₄型。

下游盆地包括鼎新盆地和额济纳盆地。鼎新盆地属金塔－花海子盆地的一个子盆地，为NW走向的狭长形断陷盆地，含水层为冲洪积卵砾石层，厚度100～160m。南部合梨山将鼎新盆地与张掖盆地分割，两者间水力联系微弱;北部由地湾东梁隐伏隆起和东西两端基岩残丘与下游额济纳盆地分隔，地湾东梁北缘－咸水井断裂为一活动断裂，使地湾东梁隆起。隆起南侧鼎新盆地地下水埋深较浅，一般为3～10m，而隆起北侧，额济纳盆地地下水埋深较大，一般大于30m，鼎新盆地的地下径流以地下跌水的形式进入额济纳盆地。鼎新盆地地下水包括潜水和承压水两种类型。在鼎新盆地的黑河两岸狭长地带，含水层岩性主要为粉细砂夹砾石为主。

额济纳盆地位于黑河流域北部，盆地南与甘肃省鼎新盆地相邻，西以马鬃山剥蚀山地东麓为限，东接巴丹吉林沙漠，北抵中蒙边境。额济纳盆地为中新生代断陷盆地，盆地第四系松散沉积物的厚度为50～500m，自南向北渐薄，盆地内部基底以侏罗系地层为主。在第四系松散沉积物内广泛分布有比较丰富的孔隙水，含水层主要为中下更新统松散沉积物。自南向北，含水层岩性颗粒逐渐变细，含水层层次增多，地下水位埋深变浅，富水性变差。盆地中部狼心山木吉湖北东向隆起带控制了盆地含水系统的分布和岩性特征。长征站－赛汉桃来－额济纳旗一带第四系厚度达200m，赛汉桃来沉降中心厚度超过300m;盆地东南部古日乃地区第四系厚度大于150m，中部含水层厚度较大。

在额济纳盆地，以长征站－木吉湖－梭梭头一带为界，以南主要为单一的潜水，向北及向东逐渐过渡为双层或多层含水层(潜水－承压水)系统。图8.11和图8.12分别为额济纳盆地南北向和东西向水文地质剖面图。可以看出，额济纳盆地南部为单一潜水含水层，含水层岩性主要为砂砾石或粗砂，厚度大于70m。向北至老西庙及木吉湖，含水层以中细砂为主。向北至赛汉桃来和额济纳旗，含水层为粉细砂或粉砂，至北端的居延海，含水层以粉砂和含泥粉细砂与黏土互层。盆地潜水埋深自南向北逐渐变浅，在盆地南部，狼心山以南，地下水埋深一般为10～30m，至老西庙、木吉湖一带由5～10m变为1～3m。在索果淖尔苏木以北，潜水位埋深一般3～5m，黑河沿岸为1～3m。

图8.11 额济纳旗盆地南北向地质剖面图(据钱云平等，2008)

北部居延海至中蒙边界一带，含水层组成以冲、洪积物为主，南部地区洪积和冲洪积物交叉堆积，岩性变化相对复杂，主要为砂、黏性土、黏土，基底为砂岩、泥质砂岩，含水性较差。由南向北，含水层厚度由大变小，富水程度由好变差。在古日乃湖区一带，含水层主要为中细砂和粉细砂。古日乃地下水埋深一般小于3m，在地势低洼处有泉水出露。

图8.12 额济纳旗盆地东西向水文地质剖面图(据张光辉等，2005)

在湖西新村、白墩东梁一带，为盆地冲洪积扇的顶部，地下水水量丰富，钻井涌水量大于3000m³/d;向北至赛汉桃来和额肯查干牧场，以及向东至古日乃，钻井涌水量1000～3000m³/d;向北至额济纳旗城关和古日乃以西，钻井涌水量较小，涌水量为100～1000m³/d。在盆地北部的八道桥和天鹅湖一带，钻井涌水量为10～100m³/d。

盆地承压水广泛分布在盆地的北部，在老西庙、闫家井及木吉湖、梭梭头一线以东和以北地区，相对隔水层主要由黏土、亚黏土组成，厚度为5～15m，分布稳定，埋深一般30～50m不等，含水层厚度一般为100～200m，含水层岩性在水平方向的变化与潜水一致，自南向北由砂砾石、粗砂、中细砂逐渐过渡到细砂、粉细砂。由南向北，亚黏土、亚砂土夹层增加，含水层厚度减小，含水层的富水性由强变弱。隔水层的分布在水平、垂直方向极不稳定，没有稳定的区域隔水层，潜水与承压水有一定的水力联系，存在着由下向上的越流补给。在黑河尾闾居延海一带，地势低洼，深层承压水水头最高可高出地面1m，有自流井。

黑河来水是下游盆地地下水的主要补给来源，在盆地南部，地表水渗漏补给地下水，地下水径流到长征站－木吉湖－梭梭头一带后，地下水流向多层含水层系统，自南向北流向居延海，并最终以蒸散发方式排泄。

④ 地下水类型及其分布规律

根据含水层的结构组成、埋藏条件、水动力特征，将本区地下水划分为以下几种主要类型:基岩裂隙水，古近-新近系、白垩系碎屑岩类孔隙、裂隙层间水，第四系松散岩类孔隙水。不同类型地下水的分布各异，下面分别论述其各自特点。

1.基岩裂隙水

在本区的北部和东南部分别是巴音宝力格隆起和苏尼特隆起的低山、丘陵区，这些地区是主要的基岩裂隙水赋集区，含水层岩石由泥盆系凝灰岩，凝灰质砂岩、板岩，石炭系的变质粉砂岩、长石砂岩、炭质板岩，二叠系的含砾长石砂岩、灰岩、板岩、凝灰岩、砾岩和各期次的侵入花岗岩组成。受多期构造运动的影响及长期风化作用，基岩遭受强烈褶皱、断裂，节理、裂隙发育，加之其直接裸露地表，极易接受大气降水的补给，使大气降水直接进入基岩裂隙中，形成基岩裂隙水，在地形相对低洼处汇集。基岩风化壳中均含有裂隙潜水，水位埋深15～30m，水量也较丰富，民井涌水量为10～50m³/d。

在花岗岩区，水量较丰富，在苏尼特左旗花岗岩体(γ₅¹)中，其涌水量达256.4m³/d，在包尔汗喇嘛庙岩体(γ₄³)中，单井平均涌水量为68.9m³/d。在变质岩区，据民井抽水资料，单井涌水量为19.7m³/d。

基岩裂隙水的矿化度多＞1g/L，水质类型以HCO^-₃型为主。在靠近丘陵边坡的排泄带和个别排泄不畅通地段，矿化度明显增高，均＞1g/L，个别地段达3.4～6.9g/L。在侏罗系中，为Cl·HCO₃型水，在石炭系的变质粉砂岩中为HCO₃·Cl·SO₄型水。其径流和排泄受基岩起伏和构造的控制，裂隙水除通过蒸发排泄外，大部分沿裂隙向低洼处径流汇集，一般在沟谷洼地中富集。雨季补给量明显增大，水位抬升，部分沟谷中的裂隙水溢出地表成泉出露。基岩裂隙水通过沟谷和裂隙补给与之相邻的层间水，该类地下水是区内盖层中地下水的主要补给来源。

2.古近-新近系、白垩系碎屑岩类孔隙、裂隙层间水

古近-新近系含水岩系以潜水含水层为主，局部为承压水，是区内的主要供水岩系，主要分布于乌兰察布坳陷内。由于含水层分布的不稳定性和岩石胶结程度的差异性，致使地下水的水量变化较大，涌水量多＜200m³/d，而在以河流相为主的(如朱日和-齐合日格图-2082地区古河道)古近-新近系含水岩系中，含水层岩性以中粗砂岩为主，含水层涌水量大，一般大于1000m³/d。水位埋深在10～70m之间，局部＜10m。矿化度一般＜1g/L，部分为1～3g/L。

白垩系含水岩系在区内分布范围最广泛，主要含水岩系为下白垩统赛汉组，以层间承压含水层为主。含水层以砂体、砂砾岩为主，其富水性从东向西递减。在阿巴嘎旗至集(宁)二(连浩特)线一带为200～1000m³/d，集二线以西多＜200m³/d。地下水的水位主要受地貌的控制，低洼地带水位埋藏较浅，一般为10～30m，高平原等地形较高处水位埋深达50～80m，地下水的矿化度一般为1～3g/L，在矿区东部由于降水量较大，地下水交替较强，矿化度多小于1g/L。

(1)2082地区

赛汉组在本区广泛分布，隐伏于古近-新近系(主要是泥岩层)的下部，其下部为下白垩统或直接覆盖于基底岩石之上。

赛汉组有多个泥-砂-泥结构，砂体一般为1～5层，单层厚度在5～40m之间。主要含水层只有一层，即赛汉组含矿含水层，其余多为局部含水层或呈透镜状含水层。含水层多由黄绿色、浅黄色、灰色细-中-粗砂岩组成，泥质弱胶结，碎屑物分选中等，磨圆度中等或呈次棱角状，结构较松散，砂体渗透性良好。上部有古近-新近系的泥岩作为稳定的隔水顶板，下部有本组泥岩、腾格尔组厚层泥岩或基岩作为隔水底板。含水层的富水性除杰里呼拉—准和尔—对音一带较差外，其余地段富水性能均很好，钻孔涌水量均＞112.5m³/d，最大达3068m³/d。渗透系数一般大于2m/d，在2.0～18.3m/d之间。地下水的水位埋深一般为15.18～56.42m，在近排泄区附近，由于地形较低，在海拔920m左右，水位埋深较小。

(2)2081地区

含矿含水层实际上是属于一个统一的含水层，并具有以泥岩为主的稳定的总隔水顶、底板，具备大的泥-砂-泥结构。含水层由细-中-粗砂岩及砂砾岩组成;含水层砂体厚度大(30～90m以上);砂体多为河流相砂岩，见清晰的沉积韵律;砂岩的分选性、磨圆度都很好;碎屑物未胶结或泥质弱胶结，岩心多呈疏松状，渗透性及富水性能都很好。由于受古河道的影响和控制，富水带主要集中在本区北东向展布的古河道范围内，该带内含水层富水性良好，单井涌水量一般为116.6～380m³/d，最大涌水量达950m³/d。

3.第四系松散岩类孔隙水

第四系孔隙潜水在本区零星分布，规模较小。主要分布在丘间沟谷和现代低洼地带，厚度相对较薄，一般为1～10m，由冲积亚砂、细砂、砂砾石等组成。区内第四系大多直接覆盖于古近-新近系、白垩系的泥岩、含砂泥岩、泥质砂砾岩之上。

第四系中单井涌水量一般为10～50m³/d，个别达400m³/d以上。矿化度一般＜1g/L，由上游的HCO₃和HCO₃·SO₄、HCO₃·Cl·SO₄型水向下游变为Cl·SO₄·HCO₃、(Cl·SO₄)Cl-Na型水，矿化度增高至＞1g/L。地下水水位埋深一般为1～3m。

⑤ 地下水类型及其分布特征

地下水由于分类的原则和方法不同，而有各种各样的分类。本区按地下水赋存的岩性、构造特点，综合考虑地形地貌、地下水富集程度等多种因素，可把本区地下水分为四大类六个亚类八个含水岩组（图2-4）。

图2-4 江山地区地下水类型及富水性分布图

（1）松散岩类孔隙水。第四系冲积、洪积含水层：该含水层呈狭长带状分布于江山港两岸，地貌类型为第四系堆积河谷平原，其中主要是指河漫滩、古河道部分。岩性上部为黄色粉砂质粘土、粉细砂及中粗砂，下部为松散的砂砾石、砂卵石层，厚度一般为8～14 m，平均为 11 m。含水层以中粗砂及松散砂砾石为主，厚0.7～10.6 m，平均为9.6 m，水位埋深0.6～2.8 m。该含水层水量丰富，大口径机井的可采涌水量为1000～5000 m³/d，一般为3000 m³/d，由大气降水、农田灌溉及洪水期河水倒灌补给，排泄于河流。

第四系冲积、坡积含水层：主要分布于支流两侧，及平坦坳沟（谷）中，岩性上部为含砾石粘土，下部为含粘土砂砾石，厚度0.75～10.7 m，平均4.46 m。含水层为含粘土砂砾石，厚0.1～9 m，平均为3.14 m，水位埋深0.2～6.30 m，平均为1.32 m。据民井资料，其涌水量一般为10～100 m³/d，水量贫乏。由大气降水、农田灌溉补给，以泉的形式排泄于河流。

（2）红层碎屑岩孔隙裂隙水。零星分布于江山港西岸，地貌类型为白垩系紫红色砂岩剥蚀岗地。含水岩组为衢江群（K₂ q）紫红色粉砂岩、细砂岩夹含砾砂岩。含水空间为孔隙、风化裂隙等。该含水层富水性分布不均，当裂隙不发育，粒度较细时，水量贫乏，单孔涌水量为10～80m³/d；而裂隙发育，粒度较粗时，富水性为中等，单孔最大涌水量为100～800m³/d。

（3）碳酸盐岩类裂隙岩溶水。碳酸盐岩类岩溶水：分布于王宅岗—石头山—何家山和江山市城区东北部和城南地区。含水岩组为石头山组（C₂—P₁ s）灰岩。按其埋藏条件，可分为裸露型和隐伏型两种。前者地貌类型为石灰岩溶蚀低丘陵，发育有北东向断裂和花坟头 何家山倒转向斜。沿向斜轴部地表可见溶沟、石牙和溶洞；在遥感图像上，溶蚀漏斗、洼地和溶蚀残丘影像特征清楚，并受断裂构造所控制，据此推断，该区地下可能存在暗河。后者地貌类型为第四系堆积平原，含水岩组隐伏于其下。第四系堆积层厚达 4～7.8 m，局部达30 m。该组灰岩质纯、层厚、性脆，构造裂隙发育，岩溶作用强烈，上覆第四系孔隙潜水与下覆岩溶水水力联系直接，补给充沛，水量丰富，钻孔涌水量一般大于600 m³/d。以大气降水和农田灌溉补给、第四系孔隙潜水的垂向补给和基岩裂隙水的侧向补给为主要补给源，以泉的形式排泄，如花坟头上升泉和老虎山下降溢流泉等。

碳酸盐岩夹碎屑岩类裂隙岩溶水：主要分布于江山岗和西山北段，含水岩组为碓边组₁—O₁d）灰岩和砚瓦山组（O₂y）瘤状灰岩。地貌类型以碳酸盐岩构造 侵蚀高丘陵为主，其次为低丘陵，岩溶发育程度微弱。据浙江省水文队的勘察资料，富水性极不均匀，主要受标高、地质构造、岩性及岩溶发育程度控制。在地形较高，构造、岩溶不发育地段，含水贫乏，钻孔涌水量一般为10～200 m³/d。而在构造破碎带，特别是在北东向断裂破碎带和北西向张扭性断裂交汇地段及其附近，或褶皱构造的轴部，其涌水量一般较大，钻孔单孔涌水量可达100～1000 m³/d。主要以大气降水补给，以泉的形式排泄。

（4）基岩孔隙裂隙水。层状岩类孔隙裂隙水：广泛分布于方家山—大桥头—何家山及其以西地区和西山一带，呈北东向展布。根据岩石的孔隙性、裂隙发育程度和含水性等特点，可进一步划分为以下两类：①细结构层状岩孔隙裂隙水：含水岩组为印渚端口（O₁y）黄绿色页岩、杂色页岩、宁国组（O₁n）黑色笔石页岩、黄泥岗组（O₃h）红色页岩、粉砂质页岩、长坞组（O₃c）黄绿色页岩夹粉砂质页岩。地貌类型为砂页岩构造-侵蚀低丘陵。这类岩石孔隙度小、泥质成分高，在构造作用过程中，以塑性变形为主，裂隙发育程度一般较低，即使有裂隙存在，也大多被泥质所充填。因此，含水性和透水性均差，植被不发育，岩石裸露，不利于大气降水的渗入，泉点罕见，含水极为贫乏。②粗结构或硅质层状岩孔隙裂隙水：含水岩组为雷公坞组—志棠组（Z₁z—Z₁l）块状含砾泥岩、粉砂质泥岩，荷塘组₁h）硅质岩，胡乐组（O_1-2h）硅质岩，叶家塘组（C₁y）砂砾岩、藕塘底组（C₂o）石英砂岩、砾岩，丁家山组（P₁d）硅质岩。其中雷公坞组—志棠组（Z₁z—Z₁l）块状含砾泥岩、粉砂质泥岩常位于背斜构造核部，或受断裂构造影响，岩石破碎，普遍强烈硅化，构成硅质岩构造—侵蚀高地。以上岩石都较坚硬，受构造作用后，裂隙比较发育，富水性中等，植被发育，长势较好。主要接受大气降水补给，以泉的形式排泄。

块状岩类孔隙裂隙水：分布于江山港以东地区。地貌类型为岩浆岩剥蚀高、中丘陵。含水岩组为上墅组（Pt₃s）熔结火山角砾岩、流纹岩，燕山期正长花岗岩，加里东期石英闪长岩、花岗斑岩、花岗闪长岩。这类岩石坚硬致密，抗风化能力强，风化裂隙一般不发育，以构造裂隙为主，含水贫乏，泉水流量一般为0.06～0.513 L/s。在断裂复合部位的山涧洼地富水性较好，泉点多，且流量较稳定。含水岩组主要接受大气降水的补给，在山坳及地势低洼处以泉的形式排泄。

⑥ 地下水文地图怎么看，大色块的那种

地下水文地图反映某地区的地下水分布﹑埋藏﹑形成﹑转化及其动态特征的地质图件。

⑦ 如何通过地下水埋深分布图得出地下水矿化度

地下水矿化度的变化直接受到地下水补给 和排泄的影响。3 月是研究区灌溉集中季节，大量的水用于灌溉农田，土壤冻结水也补给地下 水。这使得耕地中存留的盐分在水平方向顺沟渠 方向延伸，同时造成灌区地下水位的上升。这一季 节研究区受春季灌水压盐的影响，入渗水一方面将 土壤中大量盐分溶入地下水所导致地下水矿化度 的增高，另一方面稀释地下水矿化度的浓度，因此， 春季研究区大部分监测井地下水的矿化度相对低 一些。5 月后，在高蒸发量情况下，带动地下水中 盐分上升，在表层积聚，导致盐分的向土壤表层运 月份，降水相对较高，是农田灌溉集中引水期，使得表面盐分有下降的趋势，而导致地 下水矿化度的增高，因此，夏季是研究区地下水矿 化度最高的季节。秋季和冬季地下水矿化度比较 稳定。

⑧ 地下水分布图根据什么绘制的

根据水文地质勘查成果绘制的.水文地质勘查需要打钻,做含水层土样分析,做抽水试验,根据各地富水程度不同进行圈闭绘制地下水分布图.

⑨ 地下水的分布

网络“地下水”是这样解释的我先发你看一下希望对你有帮助
地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的统称。地下水主要来源于大气降水和地表水的入渗补给；同时以地下渗流方式补给河流、湖泊和沼泽，或直接注入海洋；上层土壤中的水分则以蒸发或被植物根系吸收后再散发入空中，回归大气，从而积极地参与了地球上的水循环过程，以及地球上发生的溶蚀、滑坡、土壤盐碱化等过程，所以地下水系统是自然界水循环大系统的重要亚系统。 循环结构
地下水作为地球上重要的水体，与人类社会有着密切的关系。地下水的贮存有如在地下形成一个巨大的水库，以其稳定的供水条件、良好的水质，而成为农业灌溉、工矿企业以及城市生活用水的重要水源，成为人类社会必不可少的重要水资源，尤其是在地表缺水的干旱、半干旱地区，地下水常常成为当地的主要供水水源。据不完全统计，70年代以色列国75%以上的用水依靠地下水供给，德国的许多城市供水，亦主要依靠地下水；法国的地下水开采量，要占到全国总用水量1/3左右；像美国，日本等地表水资源比较丰富的国家，地下水亦要占到全国总用水量的20%左右。中国地下水的开采利用量约占全国总用水量的10—15%，其中北方各省区由于地表水资源不足，地下水开采利用量大。根据统计，1979年黄河流域平原区的浅层地下水利用率达48.6%，海、滦河流域更高达87.4%；1988年全国270多万眼机井的实际抽水量为529.2×108立方米，机井的开采能力则超过800×108立方米。

⑩ 地下水也是重要的水资源，它的分布状态是怎样的地下水营养成分高吗

地下水也是重要的水资源，它的分布状态是怎样的？地下水营养成分高吗？

地下水资源是在岩土工程中成藏和运移的，主客体具备一定使用使用价值的水。是地球水源的一部分，与空气降雨资源和地下水资源紧密联系，相互转换。地下水资源的采掘一般不可超出补给量，不然会给自然环境产生伤害，使土壤条件恶变。

一个国家是不是有着地下水的“领土主权”是由许多变化要素决策的，包含蓄水层被边境线区划的占比，哪个国家的自然地理标准更有益于蓄水层的采掘，人口总数及其用以农田灌溉的水量等。联合国教科文组织的地图仅仅为了更好地协助明确蓄水层的自然地理范畴，未来能够凭着这种信息内容来确定国际性协议书。