2.1 地下水基本知识

2.1地下水基本知识2.1.1地下水的基本概念2.1.1.1地下水的概念地球上的水根据其分布区域可以为三大部分，即大气水（atmosphericwater）、地表水（surfacewater）和地下水（groundwater）。其中地下水是指以各种形式赋存于地面以下岩石空隙中的水，狭义上是指地下水面以下饱和含水层中的水。在中华人民共和国国家环境保护标准《环境影响评价技术导则-地下水环境》（HJ-2016）中，地下水是指埋藏在地面以下饱和含水层中的重力水。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。在岩土工程领域，地下水是岩土的重要组成部分，地下水的赋存状态与渗流特性对岩土的理化性质有着极其重要的影响，进而影响工程结构承载能力、变形性状与稳定性、耐久性等；在环境岩土方面，地下水的赋存状态、理化性质及渗流特性时刻决定了污染物的迁移、转化和归宿。2.1.1.2岩土中的空隙岩石和土体空隙既是地下水的储存场所，又是其运移通道。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，故又称为溶穴。图2.1.1.2-1岩土空隙（一）孔隙松散岩石是由大小不等的土壤颗粒组成的。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的岩土体（包括孔隙在内）中孔隙体积Vp与岩土体总体积V（含空隙体积Vp和土壤颗粒骨架体积Vs）的百分比。岩土体总体积V为含空隙体积Vp和土壤颗粒骨架体积Vs之和：V=Vp+Vs则有：𝑛=V𝑝𝑉×100%=V−V𝑠𝑉×100%式中n为孔隙度，可用小数或百分数表示。n越大，表明岩土体中空隙越多，含水量相应也越高。各种岩土典型的孔隙度值见表2.1.1.2-1。表2.1.1.2-1典型的孔隙度数值表（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：𝑛𝑒=（V𝑝）𝑒𝑉×100%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：e=𝑉𝑝𝑉𝑠=𝑛1−𝑛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e0.6的土是密实的高压缩性土，e1.0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，棱角越明岩石名称孔隙度粗的有填充的砾石28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45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:𝑓𝑟=𝑉𝑓𝑉或𝑓𝑟=𝑉𝑓𝑉×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。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：𝑘𝑟=𝑉𝑘𝑉或𝑘𝑟=𝑉𝑘𝑉×100%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