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粗砂
39
淤泥
46
黏土
42
细砂岩
33
石灰岩
30
砂丘砂
45
黄土
49
凝灰岩
41
玄武岩
17
风化的花岗岩
（根据《Groundwater》（2ndEdition）byR.Bowen）
由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，只有开孔与开孔连通的孔隙才能允许液体的流动，在应用上也更有价值，于是人们提出了有效孔隙度ne的概念。
有效孔隙度是指在一般压力条件下，重力水流动的孔隙体积（不包括结合水占据的空间）与岩土体积之比，其表达式为：
式中（Vp）e为有效孔隙体积，即岩土体中相互连通的孔隙体积，不含死端孔隙体积及结合水所占据的体积。
显然，有效孔隙度ne小于孔隙度n。
另一衡量岩土体内孔隙多少的重要指标是孔隙比e，可用以下表达式定义：
式中e即为孔隙比，是反应岩土体密实程度的重要指标。
e值越大，表明岩土体越疏松，反之则越密实。
一般e<
0.6的土是密实的高压缩性土，e>
1.0的土是疏松的低压缩性土。
当涉及水的储存与迁移时，常采用孔隙度来评价。
而涉及岩土的压缩变形时则采用孔隙比。
松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。
赋存于其中的地下水分布与流动都比较均匀。
一般孔隙率随岩石性质不同而有不同，和组成岩石颗粒的形状、排列、淘选度（颗粒大小一致的程度）与胶结度有关。
颗粒愈圆、排列愈整齐、淘选度愈佳、胶结度愈低，则岩石的孔隙率愈高。
土壤颗粒的性状越不规则，棱角越明显，岩土体内的土壤排列就越松散，孔隙度也越大。
孔隙大小对地下水的迁移有着重要的影响，而影响孔隙大小的主要因素是颗粒大小。
但孔隙的大小并不取决于土壤颗粒的平均直径，而是细微颗粒的直径及其所占的比例。
此外，孔隙大小还跟土壤颗粒形状、排列方式及胶结程度有关。
（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，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。
按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。
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。
岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。
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），分布不均一。
各种构造节理、断层都是构造裂隙。
风化裂隙则是在风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。
裂隙的多少以裂隙率表示。
裂隙率fr是裂隙体积Vf与包括裂隙在内的岩石体积V的比值，即:
或
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。
在野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、填充情况等，因为这些因素都对地下水的运动具有重要影响。
坚硬基岩的裂隙是宽窄不等，长度有限的线状缝隙，往往具有一定的方向性。
只有当不同方向的裂隙相互穿切连通时，才在某一范围内构成彼此连通的裂隙网络。
裂隙的连通性远较孔隙为差。
因此，赋存于裂隙基岩中的地下水相互联系较差，分布与流动往往是不均匀的。
（三）溶穴
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，这种空隙称为溶穴（或溶隙）。
溶穴的体积Vk与包括溶穴在内的岩石体积V的比值即为岩溶率kr，即：
溶穴的规模悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十乃至百余米，长达几至几十公里，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。
可溶岩石的溶穴是一部分原有裂隙与原生孔缝溶蚀扩大而成的，空隙大小悬殊且分布极不均匀。
因此，赋存于可溶岩石中的地下水分布与流动通常极不均匀。
2.1.1.3水在岩土体中的存在形式
岩石空隙中存在着各种形式的水，按其物理性质可分为气态水、结合水（吸着水和薄膜水）、毛细管水、重力水和固态水等主要形式。
此外，还有存在于矿物晶体内部及其间的沸石水、结晶水与结构水。
水文地质学所研究的主要对象是饱和带的重力水，即在重力作用支配下运动的地下水。
（一）气态水
气态水是指呈水汽状态赋存或运动于未饱和的岩土空隙中的水。
它的形成原因包括大气中的气态水进入岩土空隙中和岩土体内液态水的蒸发。
它可以随空气的流动而流动，也可以在气压、温度改变时往低压或低温处迁移，具有较大的活动性。
此外，岩土体内的气态水非常容易被吸附在土壤颗粒表面变成结合水。
（二）结合水
岩土体中的结合水可以分为吸着水（强结合水）和薄膜水（弱结合水）。
松散岩土颗粒表面一般带负电荷，具有静电吸附能力。
颗粒越小，静电吸附能越大。
水分子是带正负电荷的偶极子，一端带正电荷，另一端带负电荷。
在岩土颗粒的静电吸附能的作用下，水分子可以牢固地被吸附在岩土颗粒的表面，形成水分子薄膜。
这形成的薄膜即是结合水。
根据岩土颗粒表面静电吸附能的强弱可将结合水分为强结合水和弱结合水。
强结合水也称为吸着水，是紧附于岩土颗粒表面结合最牢固的一层水，被约一万个大气压强度的吸引力作用直接吸附在岩土颗粒表面。
在强压下，水分子被压扁紧密挤压在一起，使它与一般液态水不同。
吸着水的密度约为2g/cm3，具有非常大的粘滞性与弹性，且不受重力作用而运动，也不能传递静水压力，只有加热到105℃-110℃以上时才能以水蒸气的形式脱离颗粒表面。
它的冰点为-78℃。
吸着水与气态水之间存在动力平衡的关系，不为植物根系所吸收。
弱结合水也称之为薄膜水，包围在强结合水薄膜的外层，由于分子力而粘附在岩土颗粒上的水。
由于它离岩土颗粒表面较远，故受到的静电引力也较小。
其密度和普通水的密度相差不大，但粘滞性较普通水的大。
与强结合水类似，弱结合水在重力作用下也不会运动，不传递静水压力。
但在饱水带中，能传递静水压力，静水压力大于结合水的抗剪强度时能够运移。
在压力或温度改变时，弱结合水可以脱离岩土颗粒表面析出成重力水或蒸发成气态水。
如在抽取松散沉积物中的承压含水层时，含水层内的粘性土夹层或限制层中的弱结合水可能转化为重力水，进而对承压水的水质和水量产生影响。
（三）毛细管水
毛细管水（capillarywater），又称毛细水，是由于毛细作用而赋存于土层或岩层毛细空隙中的地下水。
毛细管水在砂土和粉土层中较多，孔隙大的砂砾层中较少。
孔隙过小的粘土其孔隙多为结合水所占据，毛细管水也较少。
在表面张力和重力的作用下，毛细管中的水自液面上升到一定高度后稳定下来的高度称为毛细上升高度。
毛细水上升高度主要取决于岩土空隙大小，空隙愈大，毛细水上升高度愈小。
潜水面以上常形成毛细水带，由于该毛细水是由地下水水面支持的，故又称之为支持毛细水。
在潜水面以上的包气带中，还有因为毛细作用而滞留在毛细空隙中的悬挂毛细水和滞留在颗粒角间的角毛细水。
毛细管水能传递静水压力，并能在毛细空隙中运动，易被植物利用。
地下水面离地表较浅时，毛细管水有时会引起土壤沼泽化或盐碱化以及道路冻胀和翻浆等。
（四）重力水
重力水（gravitywater）又称自由水（freewater），是岩土中在重力作用下能自由运动的地下水。
它能传递静水压力，有溶解能力、易于流动。
泉水、井水和矿坑涌水都是重力水，是水文地质学研究的主要对象。
（五）固态水
当岩土体的温度低于水的冰点时，赋存于岩土空隙中的水冻结成冰即形成固态水。
一般固态水分布于雪线以上的高山和寒冷地带，在那里浅层地下水终年以固态水（冰）的形式存在。
当温度、压强等条件改变时，固态水可以转变成重力水。
另有一种在常温下呈胶状的固态水，又称为固态束缚水。
它的物理性状明显不同于普通水，除了它的不流动性以外，还有0℃不结冰、100℃不融化等特异性能，一般用于造林绿化和农牧业生产，但也有报道称伊利诺伊大学的两位物理学家在研究地下水时发现，处于地下深处两个矿物层中的水，由于受到高压的作用变成了类似“果冻”状的胶状体，呈现出固态水的性状。
气态水、结合水、毛细水和重力水在地壳最表层岩土中的分布具有一定的规律性。
如对松散岩土往下开挖，刚开始挖掘出来的干燥土壤其实是含有一定量的气态水和结合水的。
当继续往下挖掘到潮湿的土壤时，此时的土壤中除了气态水和结合水之外，还含有毛细水。
如果继续往下挖，则会出现可流动性的液态水，这液态水就是重力水。
2.1.2地下水的赋存
2.1.2.1包气带与饱水带
地表以下一定深度，岩土体中的空隙会被重力水所充满，形成地下水面。
地表与该水面之间的区域称为包气带。
地下水面以下，土层或岩层的空隙全部被重力水充满的地块则称为饱水带，如下图2.1.2.1-1所示。
图2.1.2.1-1包气带与饱水带
在包气带中，空隙壁面（岩土颗粒表面）吸附有结合水，细小空隙中含有毛细水，未被液态水占据的空隙包含空气及气态水。
当空隙中的水超过吸附力和毛细力所能支持的量时，空隙中的水便以过路重力水的形式向下运动。
包气带水泛指赋存在包气带中的水，除了上述以各种形式赋存于包气带中的水之外，还包括由特定地质结构条件所形成的属于重力水状态的上层滞水。
由于包气带中是含有空气的非饱和结构，处于大气水、地表水和地下水相互迁移转化的地带，故有时也称包气带水为非饱和带水。
包气带水来源于大气降水的入渗，空气中气态水的迁移，地表水体的渗漏，地下水面通过毛细上升输送的水以及地下水蒸发形成的气态水。
包气带水的赋存与迁移受毛细力与重力的共同影响：
重力使水分下移；
毛细力则将水分输向空隙细小或含水量较低的部位，在蒸发作用下，毛细力常常将水分由包气带下部输向上部。
在雨季，包气带水以下渗为主；
雨后，浅表的包气带水以蒸发与植物蒸腾形式向大气圈排泄，一定深度以下的包气带水则继续下渗补给饱水带。
包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带，见图2.1.2.1-1。
包气带顶部的土壤一般富含较多的有机质，具有团粒结构，赋存有气态水、结合水和毛细水，是植物根系和微生物频繁活动区域。
包气带底部由地下水面支持的毛细水构成毛细水带。
毛细水带的高度与岩性有关，其下部土壤中的水是饱和的。
但因受毛细负压的作用，毛细水带的压强小于大气压强，故毛细饱水带的水不能自由流入井中。
包气带厚度较大时，在土壤水带与毛细水带之间还存在中间带。
若中间带由粗细不同的岩性构成时，在细粒层中可含有成层的悬挂毛细水。
细粒层之上局部还可滞留重力水。
包气带的含水量、成分、物理特性受气象因素影响极为显著。
另外，天然以及人工植被也对其起很大作用。
人类生产活动对包气带水水质的影响已经愈来愈强烈。
包气带是饱水带与大气圈、地表水圈相互作用必经的通道，也是污染物从地表渗入地下水的必经之路。
饱水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈。
而饱水带的补给与排泄对包气带中的污染物有重要的影响。
例如大气降水和地表水的补给通道可能是污染物在包气带中的优势通道促使包气带中的污染物迁移，蒸发与蒸腾排泄又可能带走一部分挥发性污染物。
因此，研究包气带水盐的形成及其运动规律对阐明污染物的迁移转化具有重要意义。
饱水带岩石空隙全部为液态水所充满，既有重力水，也有结合水。
饱水带中的水体是连续分布的，能够传递静水压力，在水头差的作用下，可以发生连续运动。
饱水带中的重力水是污染物迁移的主要载体，也是地下水环评的重点。
2.1.2.3含水层、隔水层与弱透水层
岩层按其渗透性可分为透水层与不透水层。
饱含水的透水层便是含水层。
不透水或透水性非常弱的岩层通常称为隔水层。
含水层是指能够透过水且饱含重力水的岩层，一般可以给出相当数量的水。
含水层的构造条件包括：
1）良好地储存空间；
2）有利于储存地下水的地质构造和3）有良好地补给来源。
对于含水不均匀的岩层，如裂隙发育或岩溶发育的山区基岩地区，还可以按裂隙、岩溶的发育和分布及含水情况划分出含水带和含水段。
例如穿越不同时代成因岩性的饱水断裂破碎带可以划分为一个含水带。
某些含水量少、厚度较大的岩层，在剖面上某些段水量可能富集较多，则可以划归为含水段。
隔水层则是不能透过与给出水，或者透过与给出的水量非常少的岩层。
隔水层可以是饱水带，如充满水的黏土；
也可以是不含水的岩层，如交接紧密完整的坚硬岩层。
自然界中有不存在绝对不透水的岩层。
隔水层与含水层是相对透水性的强弱而言，无严格的量化标准。
在不同的情况下，岩性相同、渗透性完全一样的岩层，很可能在有些地方被当作含水层，而在另一些地方却被当作隔水层。
即使在同一个地方，渗透性相同的某一岩层，在涉及某些问题时被看作透水层，在涉及另一些问题时则可能被看作隔水层。
含水层、隔水层与透水层的定义取决于运用它们时的具体条件。
弱透水层顾名思义就是指渗透性非常弱的岩层，一般只能提供非常有限的水。
当驱动水流的水力梯度较大或过水断面较大时，渗透性非常弱的岩层也可以提供较为大量的水。
松散沉积物中的粘性土，坚硬基岩中裂隙稀少而狭小的岩层（如砂质页岩、泥质粉砂岩等）都可以归入弱透水层之列。
当底层时代和岩石成因类型相同的几个含水层之间夹杂有若干个厚度不大的弱含水层或隔水层时，可以将该区域归并为一个含水组。
例如在有些第四季松散沉积物的砂层中，常加油薄层的粘性土。
他们有时有水力联系，也有统一的地下水位，化学成分亦为相近，就可以划归为一个含水组。
对于统一构造中的几个含水组，彼此之间可以有仙童的补给来源，或有一定的水力联系。
在大范围研究一个地区的含水性时，则可以将他们归并为一个含水岩系，如第四系含水岩系。
2.1.2.4地下水分类
地下水这一名词有广义与狭义之分。
广义的地下水是指于地面以下岩土空隙中以各种形式存在的水；
狭义的地下水仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。
长期以来，水文地质学着重于研究饱水带岩土空隙中的重力水。
随着学科的发展，特别是在土壤和地下水的污染领域，人们认识到饱水带的水与包气带水有着不可分割的联系，不研究包气带水，许多重大的水文地质问题和环境污染问题是无法解决的。
此外，还有学者注意到地球深部层圈中的水与地壳表层中的水是有联系的，他们把视野从地壳浅部的水扩展到地球深层圈中的水。
地下水的分类可以根据地下水的自身特征来分类，如按温度、酸碱性、氧化还原性及总溶解固体来分类；
也可以按照地下水的含水空间、埋藏条件、来源即埋藏深度来分类。
本书主要侧重于包气带水和饱水带的地下水，地下水的分类也只是就地壳浅层地下水进行分类。
地下水的赋存特征对其水量、水质时空分布有决定意义，其中最重要的是埋藏条件与含水介质类型。
地下水的埋藏条件是指含水层在地质剖面中所处的部位及所受隔水层限制的情况。
根据地下水不同的埋藏条件，地下水可分为包气带水（含上层滞水）、潜水和承压水。
赋存地下水的岩土称为含水介质。
含水介质的内部结构包括孔隙、裂隙和溶隙（溶穴）。
根据含水介质的不同，地下水还可以分为孔隙水、裂隙水和岩溶水，见表2.1.2.4。
表2.1.2.4地下水的分类
类型
分布
水力特征
补给区与分布区的关系
动态
特征
含水层状态
水量
污
染
情
况
成因
包气带水
孔隙水
松散层
无压
一致
随季节变化，一般为暂时性水
层状
水量不大，且随季节性变化很大
易受污染
基本上为渗入形成
裂隙水
裂隙粘土、基岩裂隙风化区
脉状或带状
岩溶水
可溶岩垂直渗入区
脉状或局部含水
潜水
无压或局部低压
因素影响变化明显
受颗粒级配影响
较易受污染
渗入形成
基岩裂隙破碎带
带状层状
一般水量较小
碳酸岩溶蚀区
层状脉状
一般水量较大
承压水
承压
不一致
受当地气象影响不明显，稳定
不易受污染
渗入和构造形成
基岩构造盆地、向斜、单斜、断裂
脉状、带状
一般水量不大
向斜、单斜、岩溶层或构造盆地岩溶
层状、脉状
2.1.2.5潜水
（一）潜水的概念
地面以下第一个具有自由表面的含水层中的重力水称作潜水。
潜水没有隔水顶板（即无顶部隔水层），或只有局部的隔水顶板。
潜水的表面为自由水面，称作潜水面。
潜水的自由水面不承受大气压强以外的任何附加压强。
从潜水的自由水面到隔水底板（底部隔水层）的距离为潜水含水层的厚度。
潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。
潜水在重力作用下由高处流往低处称为潜水流。
在潜水流的渗透路径上，任意两点的水位差与该两点的水平距离之比称为潜水流在该处的水力梯度。
潜水流的水力梯度一般都很小，常为万分之几至百分之几。
潜水含水层厚度与潜水面潜藏深度随潜水面的升降而发生相应的变化，见图2.1.2.5-1。
（二）潜水的特征
潜水一般埋藏于第四系松散沉积物中，也可形成于裂隙性或可溶性基岩中。
由于潜水含水层上面不存在完整的隔水或弱透水顶板，与包气带直接连通，因而在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给。
潜水与大气圈及地表水圈联系密切，气象、水文因素的变动对它影响显著。
丰水季节或年份，潜水接受的补给量大于排泄量，潜水面上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小。
干旱季节排泄量大于补给量，潜水面下降，含水层厚度变小，埋藏深度变大。
潜水的动态有明显的季节变化特点。
潜水在重力作用下由水位高的地方向水位低的地方径流。
潜水出流的区域称为排泄区。
潜水的排泄，除了流入其它含水层以外，泄入大气圈与地表水圈的方式有两类：
一类是径流排泄，水径流到地形低洼处，以泉、泄流等形式向地表或地表水体排泄；
另一类是蒸发排泄，通过地表蒸发或植物蒸腾的形式进入大气。
对于径流排泄，因水分和盐分同时排出，潜水中的化学成分一般不会变化。
对于蒸发排泄，由于蒸发排泄只排泄水分，水中的盐分不会跟随蒸发，进而会导致潜水中盐分上升，例如干旱地区盆地中心形成的咸水湖就是蒸发排泄的作用结果。
潜水积极参与水循环，资源易于补充恢复，但受气候影响，且含水层厚度一般比较有限，其资源通常缺乏多年调节性。
潜水的水质主要取决于气候、地形及岩性条件。
（三）潜水等位线图
一般情况下，潜水面是向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致而较缓和，同时受含水层岩性、厚度及隔水底板形状等的影响，见图。
潜水面下任一点的高程称为该点的潜水位。
将潜水位相等的各点连线，即得潜水等水位线图（图3—5）。
该图对于研究污染物在潜水中的迁移转化具有重要的意义。
垂直等水位线由高到低为潜水流向（严格地说，这是潜水流向的水平投影）。
相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离即为潜水面坡度。
当潜水面坡度不大时，即可视为潜水水力梯度。
利用同一地方的潜水等水位线图与地形图可以求取各处的潜水埋藏深度，并判断沼泽、泉的出露与潜水面的关系以及潜水与地表水体的相互补给关系等。
潜水面的陡缓有时也能反映潜水含水层厚度与渗透性的变化。
综上所述，潜水的基本特点是与大气圈、地表水圈联系密切，积极参与水循环；
决定这一特点的根本原因是其埋藏特征——位置浅且上面没有连续的隔水层。
图2.1.2.5-2
2.1.2.6承压水
（一）承压水的概念
位于两个隔水层之间的含水层中所赋存的具有静水压力的重力水即是承压水。
典型的承压含水层可分为补给区、承压区及排泄区三部分，见图##。
一般承压水的上部和下部各有一个稳定的隔水层，上部的隔水层称为隔水顶板，也成为限制层；
与此对应，下部的隔水层则称为隔水底板。
隔水顶板和底板之间的距离称之为承压水的厚度（M）。
在挖井时，如果未穿透承压水上部的隔水顶板，则井内的井水是潜水而不是承压水。
只有在穿透了隔水顶板时，承压水才会涌入井内并上升到一定的高度之后再下降至稳定。
该稳定水位高处隔水顶板表面的垂直距离称之为承压水头，又称之为压力水头。
井内稳定水位的高程则称之为承压水在该点位的测压水位，也称之为承压水位。
承压水位高出地表的，称为正水头；
低于地面的则称之为负水头。
当测压水位高于地表面时，承压水就会溢出甚至自喷出地表，形成自流水。
含水层从地势较高的裸露区获得补给，在地势低的裸露区排泄。
当水流入中间的承压区时，由于受到隔水顶板的限制，含水层内充满水，水自身承受一定的压力，同时以一定的压力作用于隔水顶板，压力越高，承压水头越大。
当两个隔水层之间的含水层未被水充满时，则称为层间无压水。
（二）承压水的特征
承压水的形成主要决定于地质构造。
在适宜的地质构造条件下，无论是孔隙水、裂隙水或岩溶水均能构成承压水。
适宜形成承压水的蓄水构造（蓄水构造是指在地下水不断交替过程中能积蓄地下水的一种构造）大体可分为两类：
一类是盆地或向斜蓄水构造，称为承压（或自流）盆地；
另一类是单斜蓄水构造，称为承压（或自流）斜地。
当承压盆地内有几层承压含水层时，各个含水层都有不同的承压水位（图4-11）。
若蓄水构造与地形一致时，称为正地形，此时下层的承压水位高于上层承压水位；
若蓄水构造与地形不一致时，称为负地形，其下层的承压水位低于上层的承压水位。
水位高低不同，可造成含水层之间通过弱透水层或断层发生水力联系，形成含水层之间的补给排泄关系。
承压盆地的规模差异很大，四川盆地是典型的承压盆地。
小型的承压盆地一般只有几平方公里。
承压斜地的形成有3种情况：
（1）含水层被断层所截而形成的承压斜地。
单斜含水层的上部出露地表成为补给区。
下部被断层切割，若断层不导水，则向深部循环的地下水受阻，在补给区能形成泉排泄。
此时补给区与排泄区在相邻地段。
若断层是导水的，断层出露的位置又较低时，承压水可通过断层排泄于地表，此时补给区与排
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