第一节 地下水概念

一、岩土的空隙

组成地壳的岩石，无论是松散沉积物还是坚硬的基岩，都有空隙。空隙的大小、多少、均匀程度和连通情况，决定着地下水的埋藏、分布和运动。因此，研究地下水必须首先研究岩土中的空隙。

将岩土空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，根据岩土空隙的成因不同，通常把空隙分为三类：松散沉积物颗粒之间的空隙称为孔隙；非可溶岩中的空隙称为裂隙；可溶岩产生的空隙小者称为溶隙，大者称为溶洞 （图1-1）。

（一） 孔隙

松散岩石是由大小不等的颗粒组成的，颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。

1.孔隙度

孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石 （包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。

2.影响孔隙度的因素

孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。对于黏性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。

（1）岩土的密实程度。岩土越松散，孔隙度越大。然而松散与密实只是表面现象，其实质是组成岩土的颗粒的排列方式不同。不妨设想一种理想的情况，即颗粒为大小相等的球体，根据几何计算，当球作四面体形式排列 （最密实状态）时，其孔隙度只有25.95%。

（2）颗粒的均匀程度。颗粒的均匀性常常是影响孔隙度的主要因素，颗粒大小越不均匀，其孔隙度越小，这是由于大的孔隙被小的颗粒所填充的结果。

（3）颗粒的形状。一般松散岩土颗粒的浑圆度直接影响岩土的孔隙度。例如棱角状且排列疏松的黏土颗粒，其孔隙度达40%～50%，而颗粒近似圆形的砂，孔隙度为30%～35%。

（4）颗粒的胶结程度。当松散岩土被泥质或其他物质胶结时，其孔隙度就大幅度降低。

综上所述，岩土的孔隙度是受多种因素影响，当岩土越松散、分选越好、浑圆度越好、胶结程度越差时，孔隙度才越大；反之，孔隙度则越小。

（二） 裂隙

固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要受构造运动及其他内外地质营力作用影响产生的空隙，称为裂隙。

1.裂隙率

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率是裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积的比值。除了这种体积裂隙率，还可用面裂隙率或线裂隙率说明裂隙的多少。

2.裂隙的类型

按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

（1）成岩裂隙。成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩 （岩浆岩）或固结干缩（沉积岩）而产生的。岩浆岩中成岩裂隙发育较多，尤以玄武岩中柱状节理最有代表性。

（2）构造裂隙。构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊 （由隐蔽的节理到大断层），分布不均。构造裂隙按受构造力的不同，又可分为张裂隙和扭裂隙。张裂隙由张应力形成，常成张开型，断面上呈锯齿状且延伸不远。扭裂隙由剪应力形成，常成闭合型，断面上平直且延伸较远。

（3）风化裂隙。风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。岩石受风化时，一方面使岩石中原有的成岩裂隙和构造裂隙扩大变宽，另一方面沿着岩石的脆弱面产生新的裂隙。

（三） 溶隙

可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶隙 （穴）。

1.溶隙的形成

溶隙是具有溶解性质的水在不断的交替运动中，对透水的可溶性岩石进行溶解而形成空隙的地质现象。水中的二氧化碳与水化合形成碳酸，碳酸对石灰岩发生作用就形成易溶于水的重碳酸钙。因此，当水中含有二氧化碳时，水将对石灰岩产生溶蚀作用而形成溶隙。

2.溶隙率

溶穴的体积与包括溶穴在内的岩石体积的比值即为溶隙率。溶穴的规模悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十米乃至百余米，长达几千米至几十千米，而小的溶孔直径仅几毫米。岩溶发育带岩溶率可达百分之几十，而其附近岩石的岩溶率几乎为零。

自然界岩石中空隙的发育状况远较上面所说的复杂。例如，松散岩石固然以孔隙为主，但某些黏土干缩后可产生裂隙，而这些裂隙的水文地质意义，甚至远远超过其原有的孔隙。固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。可溶岩石，由于溶蚀不均一，有的部分发育溶穴，而有的部分则为裂隙，有时还可保留原生的孔隙与裂缝。因此，在研究岩土的空隙时，不仅要研究空隙的多少，更重要的是还要研究空隙本身的大小、空隙间的连通性和分布规律。松散土的孔隙大小和分布都比较均匀，且连通性好；岩石裂隙无论其宽度、长度和连通性差异均很大，分布不均匀；溶隙大小相差悬殊，分布很不均匀，连通性更差。

二、水在岩石中的存在形式

地壳岩石中存在着以下各种形式的水：气态水、结合水、重力水、毛细水与固态水（图1-2）。

（1）气态水。呈水蒸气状态储存和运动于未饱和的岩石空隙之中，可以随空气的流动而运动，即使空气不运动时，气态水本身亦可由绝对湿度大的地方向绝对湿度小的地方迁移。当岩石空隙内水汽增多而达到饱和时，或是当周围温度降低而达到零点时，水汽开始凝结成液态水而补给地下水。由于气态水的凝结不一定在蒸发地区进行，因此也会影响地下水的重新分布，但气态水本身不能直接开采利用，亦不能被植物吸收。但气态水与液态水可以相互转化，两者之间保持动态平衡。

（2）结合水。松散岩石颗粒表面及坚硬岩石空隙壁面带有电荷，由于静电引力作用，岩石颗粒表面便吸引水分子。受到岩石颗粒表面的吸引力大于其自身重力的那部分便是结合水。结合水被吸附在岩石颗粒表面，不能在重力影响下运动。最接近固体表面的水叫强结合水 （或称吸着水）。颗粒表面各种形式的水与分子力关系其密度平均为2g/cm³左右，溶解盐类能力弱，具有较大的抗剪强度，不能流动，但可转化为气态水而移动。

结合水的外层，称为弱结合水 （或称薄膜水，如图1-3所示）。在包气带中，因结合水的分布是不连续的，所以不能传递静水压力，而处在地下水面以下的饱水带时，当外力大于结合水的抗剪强度时，则结合水便能传递静水压力。

（3）重力水。岩石颗粒表面的水分子增厚到一定程度，重力对它的影响超过颗粒表面对它的吸引力，则这部分水分子就受重力的影响而向下运动，形成重力水。重力水存在于岩石较大的空隙中，具有液态水的一般特性，能传递静水压力，并具有溶解岩石中可溶盐的能力，从井中吸出或从泉中流出的水都是重力水。重力水是本书研究的主要对象。

（4）毛细水。毛细水在表面张力的作用下，在岩石的细小空隙中能上升一定的高度，这种既受重力又受表面张力作用的水，称为毛细水。毛细水是基本上不受静电引力场作用的水，这种水同时受表面张力和重力作用，当两力作用达到平衡时便按一定高度停留在毛细管孔隙中。由于毛细管水上升，在潜水面以上形成一层毛细管水带，毛细管水会随着潜水面的升降而升降。毛细管水只能垂直运动，可以传递静水压力。

（5）固态水。以固态形式存在于岩石空隙中的水称为固态水，在多年冻结区或季节冻结区可以见到这种水。

（6）矿物结合水。存在于矿物结晶内部或其间的水，称为矿物结合水。

上述各种形态的水在地壳中的分布是很有规律的 （图1-4），在地面以下接近地表的部分岩土比较干燥，实际上已有气态水与结合水存在，向下，岩石有潮湿感觉，但仍无水滴，再向下开始遇到毛细带，再向下便遇到重力水带，水井中的水面便是重力水带的水面，在此高度以上的，统称为包气带，以下的叫做饱水带。