地下水的赋存条件
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发布时间：2022-04-22 03:30
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时间：2023-10-18 18:01
一、岩石中的空隙类型
岩石中存在着相互联通的空隙，是地下水得以在岩石中赋存的前提条件。岩石中的空隙按成因和空间形态可以分为孔隙、裂隙和洞穴三大类（图3-1）。
图3-1 岩石中的各种空隙
孔隙：指松散岩石颗粒或颗粒集合体之间的空隙。岩石中孔隙的多少，可用孔隙度表示。孔隙度是指一定体积岩石中，孔隙体积所占的百分比。
裂隙：指已固结的坚硬岩石在各种内、外应力和风化营力作用下而形成的破裂面间隙。按间隙的成因又可把裂隙进一步分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。
成岩裂隙：指岩浆岩在其流动过程和冷凝过程中以及沉积岩在其固结过程中产生的收缩裂隙或层理裂隙。其中玄武岩的冷凝柱状裂隙含水性能最好。
构造裂隙：指坚硬岩石在构造应力作用下而形成的裂隙。这种裂隙具有不同的力学性质和方向性，一般延伸较大，可出现在任何一类岩石中，是基岩区地下水赋存的主要空间。
风化裂隙：指岩石在物理风化作用或重力作用下所形成的各种裂隙。主要分布在近地表的地温季节变化带内（一般＜20～30 m），随着深度增加裂隙数量减少，宽度变小，直到消失。
洞穴：指岩石中存在的直径较大（一般＞5 mm）的孔洞或管道空间。按其成因可分为碳酸盐岩的溶蚀孔洞和火山熔岩孔洞。对于碳酸盐岩石和其他可溶性岩石中的洞穴，人们很早以前就认识到它们是可溶性岩石被水流溶蚀的产物。
对于近几十年才发现的某些基性火山熔岩中的洞穴和地下廊道的成因，目前尚有争论，但多数人认为它们的形成与熔岩中大量挥发成分气体的溢出和熔岩流不均匀的冷凝作用有关。
岩石中裂隙的多少可以用裂隙率表示，裂隙率是指裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积之比值。除这种体积裂隙率之外，还可用面裂隙率或线裂隙率来说明裂隙的发育强度。岩石中洞穴的多少，则可用“洞穴率”来表示，当为可溶性岩石时，又可称为“岩溶率”，其物理概念和裂隙率相同。
二、岩石空隙中水的赋存形式
岩石中的水存在以下几种形式。
（一）结合水
是指因静电引力而吸附于岩石颗粒表面或裂隙面（通称固相表面）的水。由于固相表面对水分子的引力大于水分子自身重力，故结合水不能在重力作用下运动。但是它可转化为气态水而移动，同时它对土壤中的盐类有微弱溶解能力，距固相表面较远的弱结合水，也可被植物根系吸收。
（二）毛细水
是指地下水面以上包气带土层的细小孔隙通道中，因毛细引力作用而贮存的水体，毛细水层的厚度视各种土层的粒度大小而定，颗粒越小，毛细上升高度越大。粗砂的最大毛细上升高度只有2～5 cm，中细砂12～70 cm，粉砂70～150 cm，黏性土则可达到200～400 cm，甚至更大。
在毛细水带内，由于毛细引力的作用强度大于水的自身重力的作用，故毛细水在包气带中只能随毛细管上下移动，而不能在水平方向发生移动，也不能从水井中取出，但是毛细水可以被植物吸收，对维持土壤层湿度有重要的意义。
（三）重力水
是指岩石空隙中，能在重力影响下自由运动的那一部分水。人们从井、泉中取出的水和矿山坑道中排出的水都属于重力水，因此重力水和人类关系最密切，它是水文地质学研究的主要对象。
（四）气态水和固态水
在一切未被饱和的坚硬岩石和松散土层的空隙中几乎都存在着气态水。只要空隙是连通的，气态水便可随着空气流动而流动，或者从水汽压力（绝对湿度）大的地方向水汽压力小的地方迁移。气态水可在一定温度条件下与液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。气态水不能直接被人类利用，但是它对保持土壤层的湿度和凝结水的形成具有一定意义。
固态水是指当岩石中的温度低于0℃时，在岩石空隙中以冰雪形式存在的水体。固态水集中分布于高纬度地区和高寒山区的冻土层中。固态水层的厚度决定于当地年平均大气温度和岩层中的地温分布特征。厚度可由数米到200～300 m。在多年冻土区的外围和冻土层的顶、底部，固态水可季节性的转化为液态水。
三、岩石的水理性质
岩石的水理性质是指岩石与水分储存、释放和透过能力有关的物理性质。它是确定岩层含水与隔水性能的依据。
（一）容水度
容水度指完全饱水岩石所含水的体积与岩石总体积之比值。可用小数或百分数表示。容水度在理论上与岩石的孔隙度相当。
（二）含水量
含水量是度量包气带岩石含水多少的指标。一般用岩石中所含水的重量与干燥岩石重量之比值表示，也可用两者的体积比值表示。
岩石容水度和体积含水量之差称岩石的饱和差；岩石容水度和重量含水量之差一般称岩石的饱和度。两者都是指岩石孔隙被水充填的程度。
（三）持水度
持水度是指饱水岩石在重力作用下释水后，岩石保持的水体积与岩石体积之比。此时，保留在岩石空隙中的水，包括了结合水和毛细水。由此可知，岩石持水度的大小，主要与岩石颗粒大小有关，颗粒越小的岩石，滞留的结合水和毛细水越多，故持水度越大，反之亦然。
（四）给水度
给水度是描述饱水岩石在重力作用下给出水能力的一个重要指标。而岩石给出水的多少，又与岩石中地下水位的下降深度有关，故给水度的定义是当地下水位下降一个单位深度时，单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出的水体积。给水度可用小数或百分数表示。给水度的大小主要与岩石中孔隙的大小和多少有关，对于粗粒的松散岩石和宽度较大的裂隙岩层，重力释水时，滞留于岩石空隙中的结合水与毛细水很少，故给水度在数值上与容水度接近，亦接近于岩石孔隙度。而对于颗粒细小的黏性土，由于重力释水时，有大量结合水和毛细水不能排出，故给水度远远小于它们的容水度和孔隙度。
（五）透水性
透水性是指岩石允许渗透水流通过的能力，而表征岩石透水性的定量指标是渗透系数，关于渗透系数的概念我们将在地下水运动规律中进行详述。
岩石的透水性主要决定于岩石空隙的大小。当孔隙直径（或裂隙宽度）很小时，结合水所占据的孔隙空间越大，实际渗流的过水断面就越小；孔隙壁上结合水对重力水的摩擦阻力也越大，故透水性就明显变弱。反之孔隙直径越大，透水性则越强。此外，对于裂隙岩石来说，由于含水裂隙常常在某一方向上发育，因此在沿着裂隙方向和垂直裂隙方向上的透水性经常很不一致。
四、地下水的埋藏分布
（一）包气带和饱水带
从地表到地下的含水岩层之间，按岩石中水的存在形式，可以地下水面为界分为两个带（图3-2），地下水面以下的岩层空隙，全部被液态水（包括重力水和结合水）所充满，故称为饱水带。饱水带中水体呈连续分布，故能传递静水压力，在水头差的作用下，从水头高处向水头低处运动，饱水带是供水和排水的主要研究对象。
图3-2 包气带与饱水带
地下水面以上的岩层孔隙中部分或全部充满空气，并直接与大气相通，故称包气带。包气带的下部一般均存在一个与地下水面直接相连接的毛细水带。在包气带顶部的土壤层内，由于土壤具团粒结构，富含有机质，故也保持有少量的毛细水和结合水，此带厚度不大，一般称为土壤水带。土壤水带和毛细水带之间的中间地带，则主要为结合水，并为气态水上、下运动和饱水带地下水蒸发排泄以及大气降水入渗补给地下水的通道。
（二）透水层、含水层和隔水层
按照岩层是否饱水和是否具备透水和给出水的能力，从水文地质意义上可把岩层分为三类：透水层、含水层和隔水层。
透水层：是指具有水流透过能力，但不饱水的岩层。透水层一般都位于区域地下水面之上的包气带内。
含水层：是指具有水流透过能力，处于饱水状态，又能在天然状态下给出水的岩层。但对于裂隙岩层，饱水的裂隙含水带并不一定与某个层位的岩层分布一致，且其分布狭小、产状多呈倾斜状态，故其以“含水带”称谓更为合适。
隔水层：是指水流不能透过也不能给出水的岩层。（如各种致密的黏性土层，裂隙不发育且闭合的泥岩、页岩、岩浆岩等）。但是自然界没有绝对不透水的岩层，有些岩层在天然状态下不透水也不能给出水，但当其压力条件改变后，则可透水和给出水，对于这类透水和给水能力极弱的岩层可称为相对隔水层。
五、地下水按埋藏条件的分类
地下水的分类，是制定地下水勘探、开采方法与资源评价和管理方案的基础，因此一直为水文地质学家所重视。这里所说的地下水分类，是指对人类生活、生产和全球水循环有直接意义的饱水带中的地下水进行的分类。目前通用的有两种分类方案：
第一，是按地下水埋藏的含水介质类型的分类。分类的依据主要是含水介质的空隙类型，也间接考虑了含水介质所属的岩石类型。按含水介质类型，可将地下水分为孔隙水、裂隙水及岩溶水三大类，还可进一步划分出一些过渡类型，如孔隙-裂隙水，裂隙-岩溶水。鉴于近年所发现的熔岩孔洞水具有特殊的形成条件和产出条件，故可作为一种单独类型列出。各类地下水对应的岩石类型和空隙类型如表3-1所表示。
表3-1 地下水的介质类型
第二，是地下水分类方案，主要是以地下水的埋藏条件为分类基础，具体的说是以含水层在地质剖面中所处部位和含水层与隔水层的相互组成关系为分类依据。据此，可将地下水分为潜水和承压水二大类（图3-3）。
图3-3 潜水、承压水及上层滞水
潜水：指地表之下第一个区域性隔水层之上，具有自由水面的饱水岩层。潜水没有隔水顶板，潜水面直接承受大气压力。从潜水面到隔水底板距离称为潜水含水层厚度；潜水面到地表的距离为潜水埋藏深度；潜水面上各点的高程称潜水位。
潜水的主要特征是与大气圈及地表水圈有紧密联系，它积极地参与水循环活动，潜水水面随着地形起伏而变化，其水位和水质运动受控于气象、水文因素的影响。
当潜水面之上的包气带中具有局部性隔水层分布时，其隔水层之上也可能有重力水滞留，这种局部分布的潜水，通常被称为上层滞水。
承压水：指充满于两个隔水层之间的饱水岩层中的水。承压含水层上部和下部的隔水层分别称作隔水顶板和隔水底板。顶、底板之间的距离为承压含水层的厚度。
承压水的一个最主要特征就是含水层中的水体具有高于大气压的压力，即当钻孔揭露承压含水层时，含水层的水头（测压水位）将高出隔水顶板。当水头压力高于地表时，承压水则可从钻孔中自流喷出（一般称自流水）。由于含水层上面有隔水层覆盖，因此承压水的水面是一个虚构的面。只有从揭穿含水层的钻孔中才能测定出含水层的水位值。
承压水的另一个特点是，由于它受到上部隔水层的*，故与大气圈、地表水圈的联系相对较弱，气候、水文等环境因素对它的影响相对较小。正因为如此，承压水一般不易受到污染，水质较好，人们普遍乐于开发利用承压水。但是由于承压含水层埋藏较深，水流运动滞缓，一旦污染则很难治理。
承压水和潜水的另一个主要区别是，在接受补给或进行排泄时，含水层本身对水量增减的反应完全不同。对于潜水，当获得补给时，随着水量增加，潜水水位相应抬高，含水层厚度随之增大；当水量减少时，则水位下降，含水层厚度减小。承压含水层则不同，当获得的补给量增加时，由于含水层受到隔水顶底板的*，故增加的水量只能通过水的压密及岩石孔隙的扩大而贮存于含水层中，但由于压力增加，含水层的测压水头会相应抬高；当水量减少时，承压水位将下降，含水层中水体积将膨胀，岩石孔隙将相应收缩。
