2016年环境影响评价师《技术方法》辅导:地下水的基本知识

　　地下水的概念

　　地下水是指以各种形式埋藏在地壳空隙中的水，包括包气带和饱水带中的水。 地下水也是参于自然界水循环过程中处于地下隐伏径流阶段的循环水。

　　地下水是储存和运动于岩石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地质条件 的控制。地质条件包括岩石性质、空隙类型与连通性、地质地貌特征、地质历史等。

　　地下水环境是地质环境的组成部分，它是指地下水的物理性质、化学成分和贮 存空间及其由于自然地质作用和人类工程——经济活动作用下所形成的状态总和。

　　地下水的埋藏条件

　　岩石和土体空隙既是地下水的储存场所，又是运移通道。空隙的大小、多少、 连通性、充填程度及其分布规律决定着地下水埋藏条件。根据成因可把空隙区分为 孔隙、裂隙与溶隙三种，并可把岩层划分为孔隙岩层(松散沉积物、砂岩等)、裂 隙岩层(非可溶性的坚硬岩层)与可溶岩层(可溶性的坚硬岩石)。孔隙岩层中的 空隙分布比裂隙可溶岩层均匀，溶隙一般比孔隙、裂隙岩层中的空隙规模大。这三 种空隙的大小分别以孔隙度、裂隙率与岩溶率表示，即某一体积岩石中孔隙、裂隙 和溶隙体积与岩石总体积之比，以百分数表示。

　　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、吸着水、薄膜 水、毛细水、重力水和固态水。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。

　　岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况 和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将岩石空隙作为地下水储存场 所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和 可溶岩石中的溶穴。

　　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。 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。

　　由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概 念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积 之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。

　　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。

　　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(岩衆岩)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。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。

　　裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率 (K)是裂隙体积(R)与包括裂隙在内的 岩石体积(K)的比值，即或(V/F) 100%。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。野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方 向、宽度、延伸长度、充填情况等，因为这些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。

　　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(隙)。溶穴的体积(Vk)与包括溶穴在内的岩 石体积(F)的比值即为岩溶率(&),即尤k=Fk/F或A：k= ( Vk/V) 100%。

　　溶的规模悬殊，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。

　　3.包气带和饱水带

　　地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地表与潜 水面之间的地带称为包气带;地下水面以下，土层或岩层的空隙全部被水充满的地 带称为饱水带(图3-19)。在包气带中，空隙壁面吸附有结合水，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，空隙中的水超过吸附力和毛细 力所能支持的量时，空隙中的水便以过重力水的形式向下运动。上述以各种形式存 在于包气带中的水统称为包气带水。包气带水来源于大气降水的入渗，地表水体的 渗漏，由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。

　　土壤水带

　　中间带

　　毛细水带

　　地下水面

　　图3-19地下水分带

　　4.含水层、隔水层与弱透水层

　　岩石中含有各种状态的地下水，由于各类岩石的水力性质不同，可将各类岩石 层划分为含水层、隔水层和弱透水层。

　　含水层：指能够给出并透过相当数量重力水的岩层或土层。构成含水层的条件， 一是岩石中要有空隙存在，并充满足够数量的重力水;二是这些重力水能够在岩石

　　空隙中自由运动。

　　含水层一般分为承压含水层、潜水含水层。承压含水层是指充满于上下两个隔 水层之间的地下水，其承受压力大于大气压力。潜水含水层是指地表以下，第一个 稳定隔水层以上具有自由水面的地下水。在承压含水层强抽水形成的漏斗区域，或 地形切割严重的区域，有时承压水水头下降至承压含水层的隔水顶板之下，这部分 承压水就变成了无压水，通常将这样的含水层称为无压一承压含水层。

　　隔水层：指不能给出并透过水的岩层、土层，如黏土、致密的岩层等。

　　含水层和隔水层是相对概念，有些岩层也给出与透过一定数量的水，介于含水 层与隔水层之间，于是有人提出了弱透水层(弱含水层)的概念。

　　弱透水层(弱含水层)：所谓弱透水层是指那些渗透性相当差的岩层，在一般 的供排水中它们所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水层;但是，在发生越 流时，由于驱动水流的水力梯度大且发生渗透的过水断面很大(等于弱透水层分布 范围)，因此，相邻含水层通过弱透水层交换的水量相当大，这时把它称作隔水层 就不合适了。松散沉积物中的黏性土，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。

　　严格地说，自然界中并不存在绝对不发生渗透的岩层，只不过某些岩层(如缺 少裂隙的致密结晶岩)的渗透性特别低罢了。从这个角度说，岩层之是否透水(即 地下水在其中是否发生具有实际意义的运移)还取决于时间尺度。当我们所研究的 某些水文地质过程涉及的时间尺度相当长时，任何岩层都可视为可渗透的。诺曼与 威瑟斯庞(Neuman and Witherspoon, 1969)曾经指出，有5个含水层被4个弱透 水层所阻隔，当在含水层3中抽水时，短期内相邻的含水层2与4的水位均未变动 (图3-20)。图中所示a的范围构成一个有水力联系的单元。但当抽水持续时，最终 影响将波及图中b所示范围，这时5个含水层与4个弱透水层构成一个发生统一水 力联系的单元。这个例子虽然涉及的是弱透水层，但对典型的隔水层同样适用。