导水裂隙网络有哪些

❶ 裂隙介质的研究方法

目前研究裂隙介质渗流的方法可分为三类:等效多孔介质方法、双重介质方法和非连续介质方法。下面就这几种方法的基本原理作一简介。

1.等效多孔介质方法

等效多孔介质方法就是用连续的多孔介质理论来研究非连续裂隙介质中的问题。

图10－13a为非连续的裂隙含水系统。裂隙水流运移于迂回曲折的裂隙网络之中，研究起来困难很大。为研究方便起见，可以虚拟一个等效的多孔介质场(图10－13b)来近似代替复杂的裂隙介质场。真实的裂隙介质场与虚拟的孔隙介质场所控制下的两个地下水流场在整体上明显不同，如水头分布、地下水流向、流速等均存在明显的差别。但仍可用虚拟的孔隙介质来近似代替真实的裂隙介质，不要求两个水动力场严格相似，只要求某些方面近似。例如，可通过调整多孔介质的渗透系数，使两个系统的泉流量相等。这时称这个孔隙介质为裂隙介质的等效多孔介质。

等效多孔介质方法具有比较严格的应用条件。等效时含水系统的补、径、排条件不能改变;等效是两种介质在特定功能上的等效，像上面我们要求泉流量相等，实际上是要求介质系统总体导水能力等效，而其他方面未必等效。例如图10－13a，b中，在两个介质系统中相对应的位置上打两个取水井，按多孔介质场分析可以取到一定数量的地下水，而在裂隙介质场中的井完全可能是一个干井。

图10－13 裂隙介质及其等效多孔介质

2.双重介质方法

有些介质，如未充分胶结的中粗粒砂岩、经过溶蚀的灰岩和白云岩等，存在两种导水能力相差悬殊的空隙空间。其中的大空隙如裂隙、溶蚀裂隙、溶段凳蚀孔隙等，导水能力较强;小孔隙如原生孔隙、微小裂隙、溶蚀小孔等，导水能力很低，但数量众多，贮存水的能力不可忽略。为了比较准确地刻画这一类介质，可以分别用两种等效的多孔介质近似代替大小两种空隙，这种方法称为双重介质方法。在双重介质方法中，两种空隙空间是分别刻画的，各自有自己独立的参数(如渗透系数、孔隙度、给水度等)，但两种空隙存在水力联系，可以进行水量交换。如抽水引起地下水位下降，大空隙导水能力强而优先释水，在大空隙中形成低水头，小空隙中的水流向大空隙。

3.非连续介质方法

等效多孔介质方法和双重介质方法都是宏观地、粗略地处理裂隙介质的方法，没液源有详细刻画裂隙介质的内部结构。而有些水文地质参数如地下水水头、孔隙水压力、流速等与介质的结构细节存在密切关系。为了准确计算这些参数，还需要详细刻画裂隙通道及其构成的网络，只有非连续介质方法才能够满足这一要求。它对裂隙网络中的每一条具有实际导水意义的裂握埋旅隙进行准确地描述，包括每条裂隙的张开宽度、产状、中点坐标等，要求作出实测的裂隙网络图。

非连续介质方法可以准确计算出裂隙网络内任意一点的水头、孔隙水压力、渗透速度、流量等，是研究裂隙渗流的一种比较理想的方法。但其缺点是对实际资料的要求很高，计算复杂，要求用电网络模拟或计算机模拟。此方法目前常用于针对裂隙渗流本质的理论研究，实际工作中主要用于需要确定孔隙水压力与流速的情况。适用于研究区域较小、工作程度较高的水文地质工程地质问题(如岩体高边坡稳定性、地下硐室围岩稳定性等)。

在实际工作中使用哪种方法合适，要视具体研究内容而定。大范围的流量问题可采用等效多孔介质方法。若介质中存在两种导水能力相差悬殊的空隙，可采用双重介质方法。而小范围的以求解孔隙水压力、流速为主要目的的问题可采用非连续介质方法。

❷ 裂隙含水系统

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，在孙磨笑均匀性、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游知带。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，则含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。

❸ 导水通道类型

1.2.1.1按成因类型

1)构造类导水通道。如:断层，裂隙。

2)采矿扰动类导水码枯凳通道。如:顶板冒落带、裂隙，底板采动裂隙。

3)人类工程类导水通道。如:封闭不良的钻孔。

4)其他通道。如:陷落柱，岩溶塌陷，天窗等。

1.2.1.2按形态

1)点状导水通道。迟旅如:陷落柱，岩溶塌陷，封闭不良的钻孔。

2)线状导水通道。如:断层带，裂隙带。

3)面状导水通败激道。如:顶板冒落带、裂隙，底板采动裂隙。

❹ 裂隙组合形式

裂隙在岩石中相互交叉贯通，形成了各种各样的组合形式。从其含水性和导水性来看，裂隙的组合形式大体上可分为网状组合、脉状组合及网脉状组合三种(图10－3)。

图10－3 岩石裂隙组合形式平面示意图

网状组合是由两组或两组以上方位不同和大小相似的裂隙互相没磨交叉，组合而成的网格状的裂隙。岩石被切割成很多桐搏岩块。网状组合的裂隙分布密度比较均匀，裂隙连通性较好。如玄武岩的柱状节理，在平面上呈六角形网状组合;沉积岩中的两组平面扭节理，呈菱形网格状组合，并与层面裂隙组合在一起，将岩石切割成菱形块体;风化裂隙则呈不规则的裂隙网状组合。

脉状组合是由一条或数条规模较大的主干裂隙与许多细小的分支裂隙组成的裂隙脉或裂隙条带。如张性断层的裂面与其影响带中的细小裂隙构成脉状组合;沿侵入岩体接触带上发育的构造裂隙也常为脉状组合。这种组合形式的裂隙，透水性很不均匀。主要的导水通道是主干裂隙。分支裂隙及更细小的微裂隙导水能力较小，对主干裂隙的水只起着汇集和调节作用。脉状组合的裂隙主要受断裂构造控制形成，呈脉状或条带状分布，可以延伸到地下很深处。深部基岩地下水，尤其是与断裂有关的地下热水，其埋藏和分布一般是受脉状组合的裂隙控制。

网脉状组合，是在分布比较均匀的网状裂隙组合中贯穿着宽大的脉状裂隙。主要的导水通道是裂隙脉。脉与脉之间通过裂隙网发生水力联系。它是介于网状组合与脉状组合之间的组合形式。如在大量扭裂隙分布区枯轮斗贯穿着导水能力强的张裂隙时，即常为网脉状组合的形式。

❺ 裂隙网络及裂隙水流的基本特征

一个独立的裂隙可以看到两壁之间的一个窄缝(图10－11a)，在自身所在平面的两个方向上延伸较长，而在第三个方向上延伸很短。一个独立的裂隙水流通道，在三维空间上可以被看做一个李改碧有限大小、形状不规则的板状几何体，或者形象地看成一个椭圆形薄饼。单个裂隙在其自身所在的平面上的延伸是有限的歼档，单个裂隙或同一个方向上的若干平行裂隙并不能构成连续的导水空间，只有不同方向的裂隙相互交切构成一个导水网络时(图10－11b)，才能在一定范围内具有传输地下水的功能。

图10－11 裂隙及裂隙网络

不同规模、不同方向的裂隙通道相互连通为导水裂隙网络形成裂隙含水系统。由于岩性变化和构造应力分布不均匀，通常很难在整个岩层中形成分布均匀、相互连通的张开裂隙网络。裂隙含水系统通常具有树状或脉状结构，一些大的导水通道作用突出，使裂隙水表现出明显的不均一性，有时表现出突变性。钻孔或坑道如未揭露含水系统中的主干裂隙，由于次一级裂隙的集水能力有限，水量不大。只揭露微小裂隙时基本无水。但一旦钻孔或坑道揭露含水裂隙网的主干裂隙，广大范围内的裂隙网络中的水便逐级汇集于主干裂隙通道，出现相当大的水量。在同一裂隙岩层中打井或开挖坑道时，水量之哪举所以相差悬殊，正是由于一个裂隙含水系统是不同级别裂隙的集合体，而同一岩层中又可能包含着若干个规模不同、互不联系的裂隙含水系统的缘故。

在整个岩体中，裂隙通道所占的空间比例很低，一般为千分之几至千分之十几。裂隙水流只存在于组成导水网络的各裂隙通道内，通道以外没有水流，裂隙水的流场实际上是不连续的，渗流场的势除了裂隙中的若干个点外都是虚拟的(图10－12a，b);水流被限制在迂回曲折的网络中运动，其局部流向与整体流向往往不一致，有时甚至与整体流向相反(图10－12b)。理解上述两个特征在实际中具有很大意义。例如，在裂隙岩层中打两个相距很近的钻孔用来确定地下水的水力坡度、流向、流速等非常的不可靠。

图10－12 裂隙渗流场与孔隙渗流场的比较

❻ 导水裂隙带的形成过程

煤层在未开采之前，煤系岩体内应力处于平衡状态。煤层上覆和下伏含水层中的地下水由补给区流向排泄区，受自然条件下岩性、地形、地貌、地质构造等条件控制。当煤层采动以后，则在被采动之处造成一个低压自由空间，从而破坏了原来的静力平衡状态，引起了四周压力向此自由空间的顶、底及四壁集中。此时，围绕自由空间的顶、底及四壁将形成相应的压力拱，以反抗四周来的压力。当自由空间不大时，则四周来的压力能被压力拱所平衡，拱内的岩体则依赖岩体本身的连接力而保持稳定。随着采煤工作面的推迸，自由空间——采空区不断扩大，顶板上面压力拱的跨度也随之扩大。当扩大到某一限度，使采空区顶板压力拱内的岩体重量足以破坏该岩体在该跨度之下的连接力时，在没有支撑或充填的情况下，顶板压力拱内的岩体就开始由下而上地向下冒落。压力拱以外的岩体仍保持稳定。当采空区迸一步扩大，压力拱的曲率已不能满足拱外压力平衡的平衡条件时，则压力拱将被破坏，上覆岩层也将向下冒落，形成冒落带。冒落带以上的岩层随着其下面的冒落岩块的逐渐被压密而随之向下移动。当其移动量足以使岩层破裂时，则会发生一系列的垂直于层面的断开裂隙及层与层之间的离层裂隙。这种断开裂隙与离层裂隙纵横交错，便组成彼此贯通的导水裂隙带。愈往上则向下移动的量愈小，当下移量小到在岩层的弹、塑性变形的范围之内，则岩层只产生弯曲和下沉，而不产生彼此贯通的导水裂隙，即弯曲带。

采用长壁式全部冒落法开采时，这三种带表现的比较明显，容易改变煤层上覆和下伏含水层地下水赋存、运移条件，触发和诱发矿井顶底板突水。采用充填法开采，可以不产生冒落带，采用条带开采，可以大大降低冒落带，这两绝春种方法引起的矿井压力较小，不并帆耐仅能极大地降低导水裂隙带的高度，轿陆而且对底板岩层的破坏较轻，对防止底板突水有利。因此，采用适当的采煤方法，可以使水文地质条件复杂的煤田变的相对简单。采煤方法不当，可以使水文地质条件相对简单的煤田变得复杂，而复杂的煤田变的更加复杂。

❼ 成矿流体的运移

成矿流体形成后，可在重力、热动力、构造动力以及物理化学梯度驱动下发生运移，其运移方式有扩散、渗透、涌流或溶于熔体中随其一起上升。成矿流体的运动取决于两个主要因素：①流体本身能量的时-空分布；②地壳介质的渗透性能。任何外界因素对流体运移的影响都通过这两个方面反映出来。地壳中含矿流体运移是在岩石孔隙和断裂裂隙中进行，其流体动力学特征有所不同。Cathles（1981）指出不同构造背景下的运动形式是不同的，洋壳中海水在热岩中下渗和被加热的上升运动为循环热水系统，过渡型地壳沉积盆地中同生水受异常地热加热发生的为对流热水系统，而克拉通盆地中则存在离层流系统。Garven（1995，1997）在总结了各种地质构造环境中沉积盆地地下水长距离迁移流动特征时指出，在大陆边缘带由于沉降成岩作用使间隙水析出上侵的最大渗流速率为0.1cm/a～1cm/a，而由地震泵吸作用驱动深部流体沿构造裂隙上侵的最大流速>10km/a。

（一）岩石孔隙中的矿液运移

岩石孔隙包括原生和次生两种类型。原生孔隙和次生孔隙广布在岩层和岩体中，犹如微细血管网络，是矿液运移的微观通道，矿液在其中基本上是以渗流方式运动。孔隙在岩层中分布密集、比较均匀，相互连通，且主要存在于沉积岩中。因此，孔隙水的分布比较均匀连续，含水层内水力联系密切，且常具有统一水位的含水层。孔隙水的运动状态多属于层流运动，绝大部分服从达西（1973）的线性渗透定律。

矿液沿岩石的孔隙运移，经常有两个主要因素在相互作用，一个是矿液的运移趋势，另一个是岩层对矿液的屏蔽作用。矿液由于有内压力的作用，其运移趋势主要是向上流动，但局部也可以出现向下流动的情况，例如矿液向上运移时遇到阻挡，而其侧下方又有低压带存在时，则矿液可以局部地向下运动。岩层的屏蔽作用主要决定于岩石的孔隙度和渗透性，在成层岩石中矿液总是沿孔隙较大的岩层流动，而孔隙很小的岩石不利于矿液败手流动，并对矿液上升起着屏蔽作用。

于崇文等（1997）将岩石视为一种多孔连续介质，即指流体运动环境可近似地假设为一种被溶液所饱和的多孔隙介质。它们具有一定的孔隙度和渗透率，流体通过岩石孔隙或微裂隙发生渗流。热液成矿作用通常与岩浆活动有关。当岩浆侵入到富水的多孔介质（围岩和已冷凝的火成岩）中时，所形成的温度梯度一方面促使热由岩浆向围岩传导，岩浆自身冷却；另一方面又使孔隙溶液产生密度梯度。后者在渗透率较大围岩中可能导致热液的自由对流。于崇文等（1993）对云南个旧老厂矿田多孔介质中热液成矿进行了流体动力学数值模拟。据计算，在中细粒花岗岩和大理岩中，热液平均流速为10^-4～10^-5cm／s，一年内流动3.15×10³cm的距离。按1km的长度计算，流体在区域内循环一次约需100年时间。在10万年的成岩、成矿过程中，可发生近千次循环。在一次花岗岩侵入过程中，热液可进行上千次循环流动，这就使热液携带和沉淀成矿物质的能力比静止时增大了近千倍，可见热液的循环流动在成矿过程中的重要意义。

（二）断裂和裂隙中的矿液运移

岩石的断裂和裂隙是矿液运移的主要通道。裂隙的类型众多，力学性质差异大，其含水和导水的性能也相差悬殊。张性断裂裂隙的张开度大，含水空间大，导水能力强，尤其是断裂带的破碎多孔部位导水性最强。

剪切断裂的张开度小，含水空间不大，导水能力较弱。但因各组节理相互切割，交叉连通，因此，裂隙之间通常都有水力联系。一般地说，其富水条件介于张性断裂让枯局与压性断裂之间。

压性断裂的含水性和导水性较差，尤其是压性断层中心的构造岩部位（糜棱岩、断层泥等）。这些断层泥和糜棱岩因其透水性差而对矿液流动起阻挡作用。如果压性断层经过再次构造变动，则容易变为开口裂隙，使其导水性能明显增强。

裂隙岩石的介质特征与孔隙岩石不同，由于裂隙大小悬殊坦让，分布不均，并且有一定向性，渗透水流在大裂隙中阻力小，流动快；在小裂隙中阻力大，流动慢。因此，裂隙岩石中的水流具有非均质性和各向异性。若大、小裂隙组合起来，则形成复杂的网脉状裂隙导水系统。

网脉状裂隙导水系统中，大小裂隙具有不同的水力传导能力。小裂隙张开度小，导水能力弱，但数量多，且密集，因而常有较大的储水量。张开度大但分布较稀疏的大型断裂裂隙具有很强的导水能力，它们在裂隙网络中起着汇水管道的作用。当这些大型断裂裂隙与区域中主要的构造通道连接时，能将矿液集中起来并输送到主要构造通道中去，并进一步向地壳浅部的低压带流动。

根据构造在矿液流动和堆积中所起的作用，可以将成矿构造分为导矿构造和储矿构造。导矿构造是沟通矿液并引导它进入矿田、矿床范围内的通道。储矿构造是矿质沉淀成矿的场所。某些规模较大的断层、剪切带、破碎带和角砾岩带是常见的导矿构造。这些地段中岩石的破碎程度和渗流性都很高，它们切割较深，一旦与矿液源地沟通，由于矿液温度较高、压力较大，因而较易于在导矿构造中上升和通过，有利于成矿元素的搬运、携带和扩散。在剧烈褶皱地区，某些陡倾斜的有利于矿液流动的岩层或岩系也可以构成矿液上升的重要通道。

（三）成矿流体运移路径的判别标志

如何追踪成矿流体运移通道是很重要也是难度较大的问题。现今正在活动的大陆热泉（温泉）的流动路径较易查明。但追踪中-新生代流体路径就较困难。在古老地层岩石分布区，古老矿液通道的追溯涉及更大的时-空领域，难度更大。这是因为很多古老流体当时运移的通道及其遗迹，在后来的地质过程中已被破坏或改造，要恢复和重建古流体系统，十分困难。当前，首先是摸索和逐步建立古代流体（指地壳中流体）运动轨迹的追踪方法。

古老流体（包括热流体）在运动过程中，尤其是区域性大面积的流动过程中，会遗留下种种痕迹，这些遗迹的一部分能被保留在岩石中。通过对这些遗迹的查定和追踪，可以或多或少地获得有关流体的组成、性状及其与围岩反应以及运移途径的信息。常见的流体示踪标志有：

A.区域交代蚀变带

如白云石化、硅化、钾化以及重晶石化等蚀变带，分布广泛，产状细微，有一定方位，代表着区域性流体沿一定岩层或构造带运动并进行水-岩反应的产物。

B.热水沉积岩

在壳内流体的地表排出口附近，经常有热水沉积岩分布。海底热水喷流和沉淀的规模较大，并与上下岩层一起被保存下来。例如，南秦岭区泥盆系中的钠长石岩、硅质岩、重晶石岩都有发育，在长数百km的蚀变带内分段集中，以层状和角砾岩带状等形式产出。

C.热水角砾岩带

是由热水系统在浅表地区活动引发的构造岩带，有角砾岩、破裂化岩石带等，伴有大面积的蚀变（和矿化痕迹）。例如，宁芜中生代火山岩盆地中广泛分布的蚀变角砾岩（化）带，是一种重要的区域性找矿（铁、铜、硫）标志。黑矿型块状硫化物矿床中则常伴有蒸气喷发成因的角砾岩。

D.火成岩（含伟晶岩）脉带和热液脉带

这些脉体的广泛成群分布，可指示岩浆和较高温热流体的运动趋向，也可反映地史上一定阶段中热事件的发生地带。

E.矿物封闭的微裂隙带

流体通过岩石中的细微裂隙时，可在其中沉淀出矿物，将裂隙封闭并保存下来，可以作为追踪流体的标志。例如，S.J.Hay等（1988）关于苏格兰西北部Lewisian片麻岩系中微裂隙充填物的区域性对比研究，提供了有关20亿年前流体成分、类型及流动通道的若干信息。

F.矿物流体包裹体地球化学参数的区域性分布和变化趋势

通过区域岩石中的系统布点采样，测定矿物包裹体中的温度、压力、化学成分和硫、氧等同位素组成特征，从而获得有关流体成分、性质、运动、演化及水-岩反应的丰富信息。

G.含矿构造的分布

含有痕迹矿化的区域构造，如剪切带、裂隙带等的产出特征，可提供有关含矿流体运动情况的线索。

H.矿床、矿点的区域分布

区域中矿床、矿点的分布常是有规可循，仔细分析属于同一时代、同一成矿系统的各矿点间的相互关联，能提供有关控矿构造及含矿流体动向的有用信息。

除上述外，由于区域性热水蚀变引起的岩石古地磁数据、放射性数据的区域变异，以及区域热异常梯度等，也常能作为构造-流体活动的指示标志。

以上各类判别标志可运用地质、地球物理、地球化学以及遥感技术等多种方法加以追溯，包括宏观的和微观方法的综合运用。

❽ 裂隙水的主要特征

裂隙水有如下特征:①裂隙率比松散岩石的孔隙度小一到两个数量级，储水空间小。②不同级别的裂隙组成裂隙网格时，才形成裂隙水流动系统。③裂隙以及裂隙网格，具有方向性。④裂隙水空间分布不均，局部富水，相近钻孔的水量悬殊较大，多呈脉状分布。⑤裂隙连通性较差，水力联系不一致，流场不连续，很难形成统一的含水层。水位由局部裂隙网格的最低排泄点决定。当裂隙密集，裂隙网络发育时，可构成具有统一补给、排泄，统一动态水位的裂隙含水层。⑥水量取决于补给、排泄的条件以及含水系统的储水量。⑦局部流向与总体流向不一致，水力梯度局部变化较大。⑧多年冻土区的张性或张扭性断裂带尤其是主断裂是融区发育地带，对地下水起到储水空间、集冲瞎水廊道、导水通道作用，是冻结层上水、冻结层下水补给或排泄地带。⑨多年冻土区基岩竖判芦裂隙水受多年冻土影响，水循环交替慢，易富冰，裂隙的导水性变差。同时浅层的裂隙水循环还表现出显着的季节性特余带征。

❾ 煤炭开采时，采煤导水裂缝带具体是什么意思还有什么是导水断层。

首先更正你的说，实际上是裂隙带，不闭手是裂缝带。所谓导水裂隙带是指有水顺裂隙涌出，同时导颤雹水断层也是这个意思，即轿洞嫌有水顺断层带涌出

❿ 裂隙水的裂隙水类型

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。 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。构孙租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，在浅表部连续戚凯戚分布的裂隙网络中，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。在裂隙岩体高陵中修建水利工程时，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。