地下水的基本概念

5.1　地下水的基本概念

5.1.1　地下水的形成

1）自然界中水的分布

地球上的水广泛地存在于大气圈、地表和地壳中。其中大气圈中的水降落到地面称为大气降水；地表上江、河、湖、海中的水称为地表水；埋藏在地表下岩土孔隙、裂隙或溶隙中的水称为地下水。陆地上大部分淡水都埋藏在地表以下。

根据联合国教科文组织资料显示，地球浅部圈层中水的总体积约为3.86×10⁸km³。若将这些水均匀平铺在地球体表面，水深约为2　718m。但其中咸水约占97.47%，淡水只占2.53%。

2）自然界中水的循环

自然界的水包括大气水、地表水和地下水，它们彼此密切联系，不断相互转化。这种彼此转化的过程就是自然界的水循环。由于太阳热能和重力作用，发生于大气水、地表水和地壳浅部地下水之间的水循环是受水文、气象因素制约的，因此称为水文循环。

在太阳热能和重力作用下，海洋中水分蒸发成为水汽，进入海洋上空或被气流带至陆地上空，在适宜的条件下形成降水，降落在海洋中或降落到地表。地表降水汇集于低处，成为河流、湖泊等地表水。另一部分渗入地下，形成地下水。形成地表水的那部分水分有的重新蒸发成为水汽，返回大气圈；有的渗入地下，形成地下水；其余部分则流入海洋。渗入地下的水，部分通过地面蒸发返回大气圈；部分被植物吸收，通过叶面蒸发返回大气圈；其余部分则形成地下径流。地下径流或者直接流入海洋，或者经排泄成为地表水，然后返回海洋。水分从海洋经陆地，最终返回海洋（见图5－1）。

图5－1　自然界水循环

通常发生于海洋与陆地之间的水循环称为大循环。而在陆地或海洋表面蒸发的水分，又重新降落回到陆地或海洋表面，这种局部的水循环称为小循环。自然界的水循环是由大循环与小循环组成的复杂的水循环过程。

水在自然界中的循环反映了地球水分不断转化的过程，蒸发、降水和径流是这一过程的主要环节。水循环把地球各圈层的水联系起来，从而保持其各自的相对稳定状态。水是十分重要的自然资源，水循环赋予水独有的特征，就是其再生性。通过水分循环，每年有47000km³的水从海洋转移到陆地，成为可供人类利用的淡水资源。

3）地下的水文循环

参加水循环的部分水量，通过大气降水或地表径流最终可以转换为地下水。地下水从大气降水、地表水、人工补给等各种途径获得补给后，在含水层中流过一段路程，然后又以泉、蒸发、人工排泄等形式排出地表。地下水的补给、径流与排泄过程称为地下水的循环，这种循环导致地下水水位与水量等变化。

地下水与大气水、地表水是统一的，共同组成地球水圈，它在岩土空隙中不断运动，参与全球性陆地海洋之间的水循环，只是其循环速度比大气水、地表水慢得多。

地壳浅表部水分如此往复不已地循环转化，是维持生命繁衍与人类社会发展的必要前提。一方面，水通过不断转化而使水体得以净化；另一方面，水通过不断循环水量得以更新再生；水作为资源不断更新再生，可以保证在其再生速度水平上的持续利用。虽然大气水总量较小，但是循环更新一次只要8天，河水更新期是16天，海洋水全部更新一次则需要2500年。地下水根据其不同埋藏条件，更新的周期由几个月到若干万年不等。

水循环赋予水强大的功能，不断地塑造和改变地球表面，同时也给人类的生存发展带来影响，许多地质灾害都与地下水有关。

5.1.2　地下水的赋存

地下水存在于岩土的空隙之中，地壳表层10km以上范围内，都或多或少存在着空隙，特别是浅部l～2km范围内，空隙分布较为普遍。岩土的空隙既是地下水的储存场所，又是地下水的渗透通道，空隙的多少、大小及其分布规律，决定着地下水分布与渗透的特点。

1）岩土的空隙

岩土的空隙根据成因不同，可分为孔隙、裂隙和溶隙三大类（见图5－2）。

图5－2　岩土中的空隙

（a）分选良好，排列疏松的砂；（b）分选良好，排列紧密的砂；（c）分选不良的，含泥、砂的砾石；（d）经过部分胶结的砂岩；（e）具有结构性孔隙的黏土；（f）经过压缩的黏土；（g）具有裂隙的岩石；（h）具有溶隙及溶穴的可溶岩。

（1）孔隙

松散土（如黏性土、粉土、砂土、砾石等）中颗粒或颗粒集合体之间存在的空隙，称为孔隙〔见图5－2中（a）～（f）〕。孔隙发育程度用孔隙度（孔隙率）表示。参见本书2.3.2节相关内容。

几种典型松散土的孔隙度的参考值，如表5－1所示。

表5－1　典型松散土孔隙度的参考值

（2）裂隙

坚硬岩石受地壳运动及其他内外地质作用的影响产生的空隙，称为裂隙〔见图5－2中（g）〕。裂隙发育程度用裂隙率（Kt）表示，所谓裂隙率是裂隙体积（Vt）与包括裂隙体积在内的岩石总体积（V）的比值，用小数或百分数表示，即

（3）溶隙

可溶岩石灰岩、白云岩等中的裂隙经地下水流长期溶蚀而形成的空隙称溶隙〔见图5－2中（f）〕，这种地质现象称为岩溶（喀斯特）。

溶隙的发育程度用溶隙率（Kt）表示，所谓溶隙率（Kt）是溶隙的体积（Vk）与包括溶隙在内的岩石总体积（V）的比值，用小数或百分数表示，即

2）含水层与隔水层

岩土中含有各种状态的地下水，由于各类岩土的水理性质不同，可将各类岩土层划分为含水层和隔水层。

所谓含水层，是指能够给出并透过相当数量重力水的岩土层。构成含水层的条件，一是岩土中要有空隙存在，并充满足够数量的重力水；二是这些重力水能够在岩土空隙中自由运动。

隔水层是指不能给出并透过水的岩土层。隔水层还包括那些给出与透过水的数量是微不足道的岩土层，也就是说，隔水层有的可以含水，但是不具有允许相当数量的水透过自己的性能，例如黏土层就是这样的隔水层。

3）地下水的赋存形式

根据水在空隙中的物理状态、水与岩土颗粒的相互作用等特征，一般将水在空隙中存在的形式分为五种，即气态水、结合水、重力水、毛细水、固态水。详细内容可参见本书2.3.1节相关内容。

5.1.3　岩土的水理性质

岩土与水作用时表现出来的性质称为水理性质。岩土的水理性质包括容水性、持水性、给水性、透水性及毛细管性等。岩土的水理性质受岩土空隙大小的控制，并与水在岩土中的赋存形式有密切关系。

1）容水性

岩土空隙能够容纳一定数量水体的性质称为容水性。容水性常用容水度表示，其值为岩土中容纳的水的体积与岩土总体积之比。

当岩土空隙被水充满时，水的体积就等于空隙体积，此时容水度在数值上等于孔隙度、裂隙率或溶隙率。大部分情况下容水度比它们小，因为有些空隙不相连通，以及空隙中有被水封闭的气泡存在；但对于具有膨胀性的黏土来说，由于充水后会发生膨胀，容水度会大于原来的孔隙度。

2）持水性

依靠分子引力在岩土空隙中能保持一定水量的性质称为持水性。持水性在数量上用持水度表示。其值为靠分子引力保存于岩土中的水的体积与岩土总体积之比。持水度的大小主要决定于岩土颗粒的大小。颗粒越小，表面静电吸附能力就越大，所吸附的结合水膜就越厚，持水度就越大。

3）给水性

岩土在重力作用下能自由排出一定水量的性能称为给水性。给水性在数量上用给水度表示，其值为能自由流出的水的体积与岩土总体积之比。

不同的岩土给水度不同，松散沉积物中颗粒愈粗给水度愈大，直到接近于它的容水度，因为它们是弱持水或不持水的，如表5－2所示。颗粒非常细小的泥炭、黏土类岩土，虽然容水度很大，但持水度也很大，因此给水度很小，有的实际上可认为给水度为零。

岩土的容水度、持水度与给水度三者之间有着密切关系，即给水度等于容水度减去持水度，而最大给水度为饱和容水度减去最大持水度。

表5－2　常见岩土的给水度

4）透水性

岩土的透水性是指岩土允许水透过的性质。衡量岩土透水性的指标是渗透系数。岩土透水性主要与空隙的大小有关，岩土颗粒愈松散，愈均匀，岩土颗粒之间的空隙直径便愈大，地下水流受阻力较小，从中透过的能力愈强。细颗粒土由于结合水占据了大部分空隙，粒间孔隙较小，地下水流动阻力较大，因而透水能力差，甚至水流不能通过，成为不透水层。