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地下水的基本知識

地下水的概念

地下水是指以各種形式埋藏在地殼空隙中的水，包括包氣帶和飽水帶中的水。 地下水也是參于自然界水循環過程中處于地下隱伏徑流階段的循環水。

地下水是儲存和運動于巖石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地質條件 的控制。地質條件包括巖石性質、空隙類型與連通性、地質地貌特征、地質歷史等。

地下水環境是地質環境的組成部分，它是指地下水的物理性質、化學成分和貯 存空間及其由于自然地質作用和人類工程——經濟活動作用下所形成的狀態總和。

地下水的埋藏條件

巖石和土體空隙既是地下水的儲存場所，又是運移通道。空隙的大小、多少、 連通性、充填程度及其分布規律決定著地下水埋藏條件。根據成因可把空隙區分為 孔隙、裂隙與溶隙三種，并可把巖層劃分為孔隙巖層（松散沉積物、砂巖等）、裂 隙巖層（非可溶性的堅硬巖層）與可溶巖層（可溶性的堅硬巖石）。孔隙巖層中的 空隙分布比裂隙可溶巖層均勻，溶隙一般比孔隙、裂隙巖層中的空隙規模大。這三 種空隙的大小分別以孔隙度、裂隙率與巖溶率表示，即某一體積巖石中孔隙、裂隙 和溶隙體積與巖石總體積之比，以百分數表示。

巖石空隙中存在著各種形式的水，按其物理性質可分為氣態水、吸著水、薄膜 水、毛細水、重力水和固態水。此外，還有存在于礦物晶體內部及其間的沸石水、 結晶水與結構水。水文地質學所研究的主要對象是飽和帶的重力水，即在重力作用 支配下運動的地下水。

巖石空隙是地下水儲存場所和運動通道。空隙的多少、大小、形狀、連通情況 和分布規律，對地下水的分布和運動具有重要影響。將巖石空隙作為地下水儲存場 所和運動通道研究時，可分為三類，即：松散巖石中的孔隙，堅硬巖石中的裂隙和 可溶巖石中的溶穴。

孔隙。松散巖石是由大小不等的顆粒組成的。顆?；蝾w粒集合體之間的空 隙，稱為孔隙。巖石中孔隙體積的多少是影響其儲容地下水能力大小的重要因素。 孔隙體積的多少可用孔隙度表示?？紫抖仁侵改骋惑w積巖石（包括孔隙在內）中孔 隙體積所占的比例。

由于多孔介質中并非所有的孔隙都是連通的，于是人們提出了有效孔隙度的概 念。有效孔隙度為重力水流動的孔隙體積（不包括結合水占據的空間）與巖石體積 之比。顯然，有效孔隙度小于孔隙度。

松散巖石中的孔隙分布于顆粒之間，連通良好，分布均勻，在不同方向上，孔 隙通道的大小和多少都很接近。賦存于其中的地下水分布與流動都比較均勻。

裂隙。固結的堅硬巖石，包括沉積巖、巖漿巖和變質巖，一般不存在或只 保留一部分顆粒之間的孔隙，而主要發育各種應力作用下巖石破裂變形產生的裂 隙。按裂隙的成因可分成巖裂隙、構造裂隙和風化裂隙。

成巖裂隙是巖石在成巖過程中由于冷凝收縮（巖衆巖）或固結干縮（沉積巖） 而產生的。巖漿巖中成巖裂隙比較發育，尤以玄武巖中柱狀節理最有意義。構造裂 隙是巖石在構造變動中受力而產生的。這種裂隙具有方向性，大小懸殊（由隱蔽的 節理到大斷層），分布不均一。風化裂隙是風化營力作用下，巖石破壞產生的裂隙， 主要分布在地表附近。

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(K)是裂隙體積（R)與包括裂隙在內的 巖石體積（K)的比值，即或(V/F) 100%。除了這種體積裂隙率，還 可用面裂隙率或線裂隙率說明裂隙的多少。野外研究裂隙時，應注意測定裂隙的方 向、寬度、延伸長度、充填情況等，因為這些都對地下水的運動具有重要影響。

堅硬基巖的裂隙是寬窄不等，長度有限的線狀縫隙，往往具有一定的方向性。 只有當不同方向的裂隙相互穿切連通時，才在某一范圍內構成彼此連通的裂隙網 絡。裂隙的連通性遠較孔隙為差。因此，賦存于裂隙基巖中的地下水相互聯系較差。 分布與流動往往是不均勻的。

溶穴?？扇艿某练e巖，如巖鹽、石膏、石灰巖和白云巖等，在地下水溶蝕 下會產生空洞，這種空隙稱為溶穴（隙）。溶穴的體積(Vk)與包括溶穴在內的巖 石體積（F)的比值即為巖溶率（&),即尤k=Fk/F或A：k= ( Vk/V) 100%。

溶的規模懸殊，大的溶洞可寬達數十米，高數十乃至百余米，長達幾至幾十 公里，而小的溶孔直徑僅幾毫米。巖溶發育帶巖溶率可達百分之幾十，而其附近巖 石的巖溶率幾乎為零。

可溶巖石的溶穴是一部分原有裂隙與原生孔縫溶蝕擴大而成的，空隙大小懸殊 且分布極不均勻。因此，賦存于可溶巖石中的地下水分布與流動通常極不均勻。

3.包氣帶和飽水帶

地表以下一定深度，巖石中的空隙被重力水所充滿，形成地下水面。地表與潛 水面之間的地帶稱為包氣帶；地下水面以下，土層或巖層的空隙全部被水充滿的地 帶稱為飽水帶（圖3-19)。在包氣帶中，空隙壁面吸附有結合水，細小空隙中含有 毛細水，未被液態水占據的空隙包含空氣及氣態水，空隙中的水超過吸附力和毛細 力所能支持的量時，空隙中的水便以過重力水的形式向下運動。上述以各種形式存 在于包氣帶中的水統稱為包氣帶水。包氣帶水來源于大氣降水的入滲，地表水體的 滲漏，由地下水面通過毛細上升輸送的水，以及地下水蒸發形成的氣態水。

土壤水帶

中間帶

毛細水帶

地下水面

圖3-19地下水分帶

4.含水層、隔水層與弱透水層

巖石中含有各種狀態的地下水，由于各類巖石的水力性質不同，可將各類巖石 層劃分為含水層、隔水層和弱透水層。

含水層：指能夠給出并透過相當數量重力水的巖層或土層。構成含水層的條件， 一是巖石中要有空隙存在，并充滿足夠數量的重力水；二是這些重力水能夠在巖石

空隙中自由運動。

含水層一般分為承壓含水層、潛水含水層。承壓含水層是指充滿于上下兩個隔 水層之間的地下水，其承受壓力大于大氣壓力。潛水含水層是指地表以下，第一個 穩定隔水層以上具有自由水面的地下水。在承壓含水層強抽水形成的漏斗區域，或 地形切割嚴重的區域，有時承壓水水頭下降至承壓含水層的隔水頂板之下，這部分 承壓水就變成了無壓水，通常將這樣的含水層稱為無壓一承壓含水層。

隔水層：指不能給出并透過水的巖層、土層，如黏土、致密的巖層等。

含水層和隔水層是相對概念，有些巖層也給出與透過一定數量的水，介于含水 層與隔水層之間，于是有人提出了弱透水層（弱含水層）的概念。

弱透水層（弱含水層）：所謂弱透水層是指那些滲透性相當差的巖層，在一般 的供排水中它們所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水層；但是，在發生越 流時，由于驅動水流的水力梯度大且發生滲透的過水斷面很大（等于弱透水層分布 范圍），因此，相鄰含水層通過弱透水層交換的水量相當大，這時把它稱作隔水層 就不合適了。松散沉積物中的黏性土，堅硬基巖中裂隙稀少而狹小的巖層（如砂質 頁巖、泥質粉砂巖等）都可以歸入弱透水層之列。

嚴格地說，自然界中并不存在絕對不發生滲透的巖層，只不過某些巖層（如缺 少裂隙的致密結晶巖）的滲透性特別低罷了。從這個角度說，巖層之是否透水（即 地下水在其中是否發生具有實際意義的運移）還取決于時間尺度。當我們所研究的 某些水文地質過程涉及的時間尺度相當長時，任何巖層都可視為可滲透的。諾曼與 威瑟斯龐（Neuman and Witherspoon, 1969)曾經指出，有5個含水層被4個弱透 水層所阻隔，當在含水層3中抽水時，短期內相鄰的含水層2與4的水位均未變動 (圖3-20)。圖中所示a的范圍構成一個有水力聯系的單元。但當抽水持續時，最終 影響將波及圖中b所示范圍，這時5個含水層與4個弱透水層構成一個發生統一水 力聯系的單元。這個例子雖然涉及的是弱透水層，但對典型的隔水層同樣適用。

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（責任編輯：中大編輯）

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