在什么地质寻找地下水比较

㈠ 寻找地下水的简单方法

现在对大地物探最先进的就是：EH-4可控源变频大地电磁测量！

EH4大地电磁系统是由美国GEOMETRICS和EMI公司联合生产的采用最新数字处理器的连续电导率成像系统, 该系统是采用天然场源与人工场源相结合大地电磁测量系统, 其有效勘探深度为几十米至三千米左右, 很适合于我国目前矿产勘探的现实需求, 与其他大地电磁系统如加拿大凤凰公司生产的V系统、美国EMI公司生产的MT系统等电磁仪一样, 其观测的基本参数为正交的电场分量, 和磁场分量, 。通过密点连续测量, 采用专业反演解释处理软件可以组成地下二维电阻率剖面, 甚至三维立体电阻率成像。用来测量地下0-3000米深的地球电阻率的特殊大地电磁测深仪器。这套仪器即可以使用天然场源的大地电磁信号，又可以使用人工场源的电磁信号，以此来获得测量点下的电性结构。大地电磁测深仪器是通过同时对一系列当地电场和磁场波动的测量来获得地表的电阻抗。这些野外测量要经过几分钟；傅立叶变换以后以能谱存储起来。这些通过能谱值计算出来的表面阻抗是一个复杂的频

率函数，在这个频率函数中，高频数据受到浅部或附近的地质体的影响，而低频数据受到深部或远处地质体的影响。一个大地电磁测量给出了测量点以下垂直电阻率的估计值，同时也表明了在测量点的地电复杂性。在那些点到点电阻率分布变化不快的地方，电阻率的探测是一个对测量点下地电分层的一个合理估计。

主要用途：岩土电导率分层、地下水探测、基岩埋深调查、煤田高分辩率电探、金属矿详查和普查、环境调查、金属矿详查和普查、大坝、铁路、桥梁等基岩调查、铁路、公路路基、隧道勘查。咸、淡水分界面划分、地震地质剖面、构造断层划分、水库探测漏水点、探测找矿、各种钻探前地下剖面平面三维成像。总之该设备用途广泛！只要是想知道或者想了解地下情况的均可进行EH-4探测，可为工程的后期工作节约很多费用，如找水！可划分出地层的剖面、储水层位置及深度。矿山钻探前先进行EH4，根据EH4二维三维图及地质构造、走向、断层等来布置钻孔，大大节省了后期成本。EH-4是大地前期工作的首先！云南省核工业二0九地质队有相关设备、软件及技术人员，在任何浏览器里搜索“核工业209打水井”可找到他们的联系方式。

㈡ 如何利用地面物探方法寻找地下水

传统方法）有：（1）电法勘探；（2）电法测井等。在工程地质调查中主要使用的物探方法（传统方法）有：（1）电法勘探；（2）地震勘探；（3）声波探测等。

㈢ 在哪种地质环境下，大气降水更容易补给地下水

沙质土壤应该是最容易的，沙质土壤的渗水速度快（这里的容易主要是指速度专快），对地下水补充属也快。
然后应该就是地表拥有丰富植被的区域，土壤的发育成熟，这样大气降水容易被植被的有机腐质土壤吸收，同时大量动植物对土壤的改良形成比较通气的土壤结构，这类型的土壤对于地下水的补充从量上是最大。

㈣ 地质学上如何寻找地下水

你的问题和模糊，
一般情况下，了解工作区地下水类型，一般构造裂隙水相对好一些，接下来采区物探工作摸清构造，并结合当地水文地质调查情况进行布孔位钻探。

㈤ 在灰岩地区寻找地下水

在石灰岩地区，地下水常与岩溶发育带有密切关系，而这些地带的电阻率通内常较低。容图3⁃3⁃9是用VLF法在湖南郴州市找地下水的一个实例。该区地表为粘土及亚粘土，厚几米至20m左右，下部为石炭系壶天灰岩。岩溶发育带受NE向断裂构造控制。工作中利用f=22.3kHz的NWC台，在256.5线的458点附近有VLF倾角的零交点，并与联剖正交点相结应，显示一低阻体之存在，推断为含水溶洞。经钻探验证，在43～46.4m处见到溶洞，涌水量达48m³/h。

图3⁃3⁃9 湖南省郴州市三元冲VLF法、联合剖面地质综合剖面图

1—亚粘土；2—石灰岩；3—岩溶

㈥ 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。

㈦ 放射性勘探方法寻找地下水的基本地质依据

自然界中水的分布极为广泛，水文地质工作者将埋藏于岩层中的水称为地下水；根据含水层性质将地下水分为孔隙水、裂隙水及岩溶水；后二者主要分布于坚硬基岩之中，统称为基岩地下水；它们主要受地质构造控制。放射性勘探方法找寻的地下水就是指的这类基岩地下水。但是，该方法找寻的不是地下水本身，而是找蓄水构造，也就是用放射性方法寻找岩石的破碎带、构造裂隙带及不同岩性的接触带等，从而发现良好的蓄水构造，间接找到基岩地下水。因而和水文地质工作者在山区找地下水的技术路线是一致的。

在蓄水构造上方往往会出现微弱的放射性异常，其形成机理目前尚未完全解决，一般认为可以有以下一些原因引起：

(1)构造带附近，地表放射性元素的局部沉淀或富集

地下水中溶解有放射性物质，当其沿构造通道运动而出露地表时，由于地球化学环境的改变，以及细粒疏松物质、有机质的吸附等原因，会在构造带附近出现放射性物质的沉淀和富集，从而形成异常。

(2)构造破碎带导致放射性气体的溢出

岩石破碎、裂隙发育，不仅增大了岩石的射气系数，使得放射性气体容易溢出，而且构造本身是气体的良好通道，较深部的氡气也能沿着断裂带向地表迁移，形成放射性异常。

不论是成岩裂隙还是构造裂隙往往都富含地下水。当脆性岩石与柔性岩石相互成层时，由于构造运动，脆性岩石往往形成构造裂隙的含水层，而柔性岩石则为相对的隔水层。

(3)岩性不同产生的放射性异常

含水层和隔水层的岩性不同时，其中各自的放射性元素含量会有差异，用放射性仪器沿垂直地层走向作剖面测量时，就可以依据放射性元素含量的差异区分岩性，找到蓄水构造的位置。

图7-23是应用放射性勘探方法找基岩地下水的原理示意图。

图7-23 放射性勘探方法找基岩地下水原理示意图

1—岩性不同产生的放射性异常；2—构造引起的放射性异常；3—地下水作用形成的放射性异常

实际情况比所列举的因素要复杂得多，而且往往是多种原因的综合结果。个别文献报道，有时会在岩溶裂隙发育的灰岩地区，探测到低于正常值的“负”异常。这是由于表层的放射性元素受大气降水冲刷或射气作用，沿断裂径流迁移，而出现的负异常。

㈧ 有人认为，寻找地下水就是要找寻适宜的地质结构，应该怎样理解这一看法

首先，不同的地抄质结袭构决定是否含水，所以要找可以蓄水的结构如盆地，向斜。另外，还有结合当地的地形，气候，和地质特点，如在喀斯特地貌下，或西南多有色金属等。还有更多一些的考虑如工业大量抽取，在不同的地质条件下所产生的地面沉降不同，这点在城市规划上也要考虑

㈨ 地质勘测中地下水有那些类型

地下水的分类方法有多种，并可根据不同的分类目的、不同的分类原则与分类标准，可以区分为多种类型体系。如按地下水的起源和形成，可区分为渗入水、凝结水、埋藏水、原生水和脱出水等；按地下水的力学性质可分为结合水、毛细水和重力水；如按地下水的化学成分的不同，又有多种分类。但从地理水文学角度来说，特别重视如下的分类：
（一）按地下水的贮存埋藏条件分类
1.包气带水
结合水（分吸湿水、薄膜水）
毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）
重力水（分上层滞水与渗透重力水）
2.饱水带水
潜水
承压水（分自流溢水与非自流溢水）
（二）按岩土的贮水空隙的差异分类
1.孔隙水
2.裂隙水
3.岩溶水

如果按地下水化学分类，即舒卡列夫分类（据前苏联学者CAЩукалев）
首先，根据地下水中主要七种离子（其K+和Na+中合并，分为6种）的相对含量进行组合分类的一种方法。如果某种离子含量（毫克当量百分数，或视毫摩尔百分含量）≥25%，参与组合定名，给定编号：
三类阳离子（Ca2+、Mg2+、K+和Na+）可以有7种组合方式；
三类阴离子（HCO3-、SO4 2-、Cl-）也可组合为7种；
阴、阳离子再组合共计为：7×7＝49种水型。
其次，再加上矿化度大小分为4组，即
A——＜1.5g/L，
B——1.5～10g/L
C——10～40g/L
D——＞40g/L
例如，库尔洛夫式所表示的地下水为：B—46，即中等矿化度的Cl—NaCa型水
通常，A—1号水表示沉积岩地区浅层溶滤水的特点。而49—D型则是矿化度大于40g/L的Cl—Na型水，可能是与海水及海相沉积有关的地下水。

㈩ 怎样找地下水

最容易找地下水的地方：

1. 动物、植物一般生长在水源适宜的地方。

2. 地下水的形成专与地形地貌属条件有密切关系。 “两山夹一嘴,必然有泉水”,即夹于两道大山中间的小山前沿,一般可找到泉。

3. 地下水在外界气温变化的影响下,地表往往表现出某种现象。