# 地下水以及其地质作用


- 发布：2023-08-14
- 栏目：水文地质

## 正文

地下水及其地质作用

**一、地下水概述**

地下水广泛赋存于地下沉积物和岩石的空隙之中，埋藏深度可达750m。地下水中的淡水量占全球淡水总量的14%，超过河湖总水量约26倍。在水资源中占有极为突出的地位。地下水也是改造地球外貌的重要外力因素，在湿热气候地区具有特别重要的意义。

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**地下水的储存条件**

**（1）岩石的空隙**

地下之所以能储存水是因为岩石（含沉积物）具有空隙，包括孔隙、裂隙和洞穴（图1）。岩石颗粒之间的空隙，称为孔隙：岩石的裂隙即为裂缝；可溶性岩石受溶蚀后形成的孔洞称为洞穴或溶洞。地下水皆赋存于岩石的空隙之中。

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图1 沉积物及岩石中的各种空隙

孔隙的数量用孔隙度表示，是指某一体积岩石或沉积物（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。如以n表示孔隙度，Vn表示孔隙体积，V表示岩石或沉积物体积，其表示式为：n=Vn/V×100%

决定孔隙度大小的主要因素包括：①颗粒的粗细，粗者（如砾石）孔隙度低，细者（如细砂）孔隙度高：②分选程度，分选好者高，分选差者低，如颗粒均匀的砂和砾石其孔隙度为30%～35%，而砂与砾石混合物的孔隙度为15%～20%；③颗粒的形状，近球形者高，不规则形状低：④胶结程度，胶结程度差者高，胶结程度好者低。此外，颗粒排列的疏密程度对孔隙度也有影响。如火成岩中岩石致密、气孔和裂隙均不发育者，其孔隙度极低。

岩石中裂隙的发育程度用裂隙率表示，它是岩石中裂隙的总体积和岩石总体积之比。岩石中洞穴的发育程度则以喀斯特率度量，它是溶洞总体积和岩石总体积之比。

**（2）岩石的透水性**

泉井的出水量差别很大。有的一天出水几千吨，有的出水量很低，有的几乎不出水。出水量主要取决于岩石的透水能力即透水性。透水性强的岩石，出水量大，反之则小。在空隙连通的前提下，岩石的透水性取决于其空隙大小，其次是空隙多少。如果岩石空隙细微，其孔隙数量虽多，水却无法透过，这种岩层被称为不透水层或隔水层，如淤泥和黏土。如果岩石空隙粗大并相互连通，水能自由透过，这种岩层称为透水层。透水层中如饱含地下水，则称其为含水层。

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**（3）地下水面**

水井挖掘到某一深度，水自井壁和井底渗出，汇成一个水面。相邻水井的水面构成一个连续的面，即地下水面。此面以上的岩石其空隙被气体充滞，液态水不饱和，称为包气带；地下水面以下的岩石其空隙充满水，称为饱水带。地下水面就是饱水带的顶面。

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**地下水的化学成分**

地下水通常无色无味，含有多种元素。含量较高的是克拉克值高且在水中有较大溶解度的O、Ca、Mg、Na、K，以及克拉克值不高但溶解度大的元素，如Cl等。有些元素如Si、Fe等，虽然其克拉克值高，但其溶于水的能力很弱，在地下水中含量一般不高。各种元素在地下水中主要以离子形式存在。如Cl-、SO42-、HCO3-、Na+、K+、Ca2+，Mg2+等，它们决定了地下水化学成分的基本类型。

地下水所含各种元素的离子、分子和化合物的含量，称为矿化度，常用单位为g/L。根据其大小，可分为五种类型的水：矿化度小于1g/L的称淡水，1～3g/L的称弱咸水，3～10g/L的称咸水，10～50g/L的称强咸水，大于50g/L的称卤水。矿化度的大小与水中所含离子成分有一定联系。矿化度低的以含HCO、Ca、Mg为主，矿化度高的以含Cl-、Na+为主，矿化度中等的以含SO42-、Na+、Ca2+为主。钙、镁盐类含量高的水称硬水，煮沸时会出现较多沉淀物。

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**03**

**地下水的补给和排泄**

地下水是流动的，一方面在流失排泄，另一方面在补充补给。含水层从外界获得水，称为补给。大气降水是最重要的补给来源。然而，包气带的岩石性质和厚度往往影响着大气降水对地下水的补给力度。此外，水位高于地下水面的河流与湖泊也是地下水的重要补给来源。相反，如果河流与湖泊的水位低于地下水面，地下水反而会向河湖排泄。土壤孔隙中水汽冷凝形成的凝结水对干旱沙漠区的地下水有一定的补给意义。农田灌溉用水及来自其他含水层中的水也能起补给作用。

含水层失去水，称为排泄。排泄的渠道主要是泉、蒸发以及人工排泄与开采。泉是地下水的天然露头，常见于山区及丘陵区的沟谷、山麓以及冲积扇的边缘。平原区泉就少得多。具有压力而向上运动的泉称为上升泉，如喷泉。不具有压力、仅受重力驱使而向下运动的泉称为下降泉。

泉水的形成有多种途径，如含水层被侵蚀、地下水在流动中遇到透水性弱的岩石或隔水层的阻拦、断层充当隔水层阻挡地下水流、地下水沿导水断层上升等。济南是举世闻名的泉城，城内有100多个泉，多数具有上升泉性质。原因是市区北侧地下水流经闪长岩及辉长岩体时遇阻，被迫上升而露出地表。

从补给区向排泄区流动的地下水称为地下径流。地下水在岩石的有限空隙中流动时，因摩擦阻力大以致流速缓慢，且愈向深部愈慢。这是因为随着深度的增加，岩石透水性减弱，到达一定深度，水流运动就停息了。

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**二、地下水的类型**

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**根据地下水埋藏条件的划分**

**（1）包气带水**

包气带是介于地面与地下水面之间的地带。包气带中的水是以气体状态存在的气态水，或是因静电引力而吸附于颗粒、裂痕、溶洞表面的结合水，或是因毛细管作用而存在的毛细管水，以及“过路”重力水。过路重力水出现于雨后不久，这时下渗水的重力效应大于固体质点表面对水的引力，因而水向下运动。包气带水影响着植物生长与土壤的物理性质，但不能被开采取用。

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图2 包气带及饱水带

包气带中如有局部隔水层存在，隔水层以上的透水层便可局部蓄水。这种水称为上层滞水。它能自由流动，可以为人们所取用，但其水量不大，并有季节性变化：在补给充沛的季节水量大，在干旱季节水量少，甚至消失。在地形切割处，它也能以泉的形式排泄。

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图3上层滞水

1-透水层；2-隔水层；3-地下水面；4-泉；5-上层滞水

**（2）潜水**

地面以下第一个稳定隔水层上面的饱和水称为潜水。它的上面没有稳定的隔水层，主要是通过包气带和大气相通。潜水层的顶面，称为潜水面，即地下水面。

潜水面和下伏隔水层顶板之间的距离称为潜水层厚度：潜水面到地面的距离称为潜水的埋藏深度。

潜水面有高低起伏，水就顺着潜水面的倾斜方向从高处向低处流动，流动的速度很慢，每天仅数厘米或每年若干米。流速取决于潜水面的坡度和岩石空隙的大小。正是因为潜水运动的速度慢，具有一种堆积效应，以致潜水面的高度是在高地者高，低地者低。

深部的水因受上覆岩层的强大压力，也可以运动，流向压力小的河、湖之中。

潜水存在于孔隙、裂缝或洞穴中，分布广泛。潜水的埋藏状况决定于自然地理环境和地质条件。山区由于地形强烈切割，潜水埋藏深度可达十余米，几十米或更深：平原区地形平坦，切割微弱，潜水埋藏一般在几米以内。同一地区潜水的埋藏深度具季节性变化：雨季或多雨年份补给充分，潜水面上升，埋藏深度变浅，且水量丰富；干旱季节或干旱年份出现相反情况，水井可以变成干井。与此相应的是：在雨量丰富及地形切割强烈的地区，潜水的循环和更新较快；在干旱气候地区潜水因蒸发而浓缩，其矿化度较高。潜水由于埋藏浅，分布范围广，是常用的水源。一般民用井都是取用潜水。

**（3）承压水**

充满于上、下两个稳定隔水层间的含水层中的水。承压水因被围限在两个隔水层之间，承受着静水压力。如穿孔打穿隔水层顶板，水便能沿着钻孔上升，甚至喷出地表，成为自流井。如地形条件不利，承压水只能上升到含水层顶板以上某一高度。

承压水是在岩性、地质构造、地形等条件相互配合下形成的，其中地质构造有决定性意义，最适宜的地质构造是向斜盆地或单斜盆地。图4所示为一向斜盆地，含水层中心部分埋没于隔水层之下，两端出露于地表。含水层从高位一侧的补给区获得补给，向低位一侧的排泄区排泄，中间是承压区。在补给区和承压区之间地下水有水位差，产生水头压力，故在排泄区形成上升泉。

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图4承压水

1-隔层水；2-含水层；3-地下水位；4-地下水的流向；5-钻孔，水未喷出；6-钻孔，水喷出；7-降雨补给含水层；8-上升泉。H-压力水头高度；M-含水层厚度。

从总体看，承压水因含水层的面积较大、水量较丰富、排泄范围有限且动态比较稳定，因而是比较理想的地下水源。

承压水的矿化度不一。如补给、径流及排泄条件好，水的循环快而充分，则水的矿化度就低，水质就接近于下渗补给的大气降水和地表水；反之，水的矿化度就高。如四川盆地存在许多大型承压水层，其上部含水层中矿化度低，小于0.5g/L，为淡水，往下，含水层中水的矿化度逐渐增大，由1～10g/L增至200～300g/L。苏北平原深部也有矿化度达每升数十克的富含NaCl的水，成为制盐的原料。

承压水只有在含水层出露于地表，或在与地表连通处才能获得补给。如补给条件不佳且位于深部者，一旦被迅速而大量开采，就易出现水位持续下降，直至枯竭现象。因此，不能认为压力高的承压含水层就是最好含水层，更不能认为这种水源可以“取之不尽，用之不竭”。

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**根据含水层空隙性质的划分**

**（1）孔隙水**

多呈均匀而连续的层状体分布，构成具有统一水力联系的含水层。广泛见于第四纪松散沉积物及一部分基岩的孔隙中。

**（2）裂隙水**

存在于岩石裂隙中。裂隙的规模、密集程度、张开程度、连通程度各处不同，因之裂隙水的分布不均匀，且水力联系较差。此外，水的运动受裂隙方向及其连通程度的制约，并受补给条件的影响，因而裂隙水在不同部位的富水程度相差悬殊。有的部位裂隙发育密集、均匀且相互连通，则水的分布相对均匀，可彼此连接，有统一的水位，称为层状裂隙水；有的部位裂隙稀疏、分布不均匀、彼此隔绝或仅局部连通，水呈脉状分布，故缺乏统一的水位，称为脉状裂隙水。裂隙水埋藏深浅不一，可能承压也可能不承压，视埋藏条件而定。

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**（3）喀斯特水**

存在于可溶性岩石的溶蚀裂隙、洞穴、暗河中。其分布具有地区性和局部性，但相对集中且流动迅速，可能承压或不承压。因其水量丰富，故可作为大型供水水源。但是，它也是采矿的主要障碍。

实际应用中，地下水类型往往综合命名，如“孔隙潜水”“裂隙潜水”等。

**三、地下水的地质作用及喀斯特**

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**地下水的剥蚀**

又称潜蚀，包括以下两种方式。

**（1）冲刷：**地下水流分散，流速缓慢，冲刷力微弱。但是，长时间的冲刷，也可造成大型空洞并引起表层塌陷。洞隙规模增大的地下水流速较快，冲刷力较强。黄土主要由粉砂组成，颗粒细小，结构松散，且含有碳酸盐类矿物，因而最易被地下水冲刷和破坏。疏松的钙质砂岩也容易受冲刷。

**（2）溶蚀：**地下水中含有CO2，对石灰岩及含碳酸盐类矿物的岩石能起溶蚀作用。其反应式如下：

CaCO3+CO2+H2O  = Ca2++2HCO3-

分解而成的Ca2+和HCO3-随水流失。

由于地下水是在岩石空隙中运动，流速缓慢，水与岩石的接触面较大，因而其溶蚀作用显著。在湿热气候条件下，溶蚀是可溶性岩石遭受破坏的主要原因，并因此而形成一种特殊的地貌——喀斯特。它是指由地下水（兼有部分地表水）对可溶性岩石进行以化学溶蚀为主、机械冲刷为辅的地质作用以及由这些作用所形成的地貌。

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**02**

**搬运作用**

除溶洞水能有较强的机械搬运能力外，其他地下水主要以真溶液及胶体溶液两种方式进行搬运。搬运物以重碳酸盐为主，有时也有氯化物、硫酸盐、氢氧化物、二氧化硅、磷酸盐、氧化锰以及氧化铁等。

**03**

**沉积作用**

**（1）按沉积的方式可分为：**

**机械沉积：**地下暗河流到开阔地段时，因流速降低，便将其携带的碎屑物如细砾、砂和黏土等堆积下来。它们略有分选和磨圆，总体量少，有时混有某些有用矿物。对这些矿物进行研究，可帮助确定地下水的补给源地，甚至指导寻找盲矿体。

**化学沉积：**以化学方式搬运的物质所发生的堆积作用称化学沉积。引起化学沉积的主要原因有：①当地下水上升流出地表，或者在洞穴开阔处，水中所含CO2，因压力降低而逸出，导致水中Ca（HCO3）2  分解成CaCO而沉淀；②水温降低，尤其是温泉水流出地表时水温剧降，在泉口附近发生沉淀；③水分蒸发，使溶液的浓度增加而产生沉淀。此外，以胶溶体搬运的物质则是通过胶凝作用发生沉淀。

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**（2）按化学沉积的场所可分为：**

**孔隙沉积：**松散沉积物孔隙中的沉积，如CaCO3、Fe（OH）3、SiO2等，对松散沉积物起胶结作用。如果孔隙沉积围绕某一矿物颗粒发生，可形成结核。如黄土中的钙质结核与铁锰结核。

**裂隙沉积：**在岩石的裂隙中沉积，可形成脉状沉积体，如方解石脉、石英脉等。

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**溶洞沉积物：**富含Ca（HCO3）2的地下水，沿着孔隙、裂隙渗入空旷的溶洞，由于温度与压力改变，CO2逸出，加之蒸发作用加强，通过化学沉积方式沉淀出CaCO3。如泉水自洞顶下滴，边滴边沉淀，可形成自洞顶向下垂直生长的石钟乳。有一种细而长的石钟乳，形似下垂的一根根挂面，称为鹅管。石钟乳横切而具有同心环带，中心常是空的。渗水滴落洞底后，CaCO3在洞底沉淀并向上生长，形成石笋。石笋的外形一般为岩锥状、塔状，横切面具有同心环带及细纹，是实心的。

如果水滴的饱和度大，跌落的高度小，滴水量小，石笋的顶端便呈浑圆状凸起；如果水滴跌落的高度大，滴水量大，石笋的顶端便呈坑状内凹。由于石笋是从洞底逐渐向上生长的，洞内的温度状况就在石笋的同心纹上留下敏感的记录。测定各自同心纹的CaCO3所含的"C”与"O”的比值，可判定洞内气温的变化进程。这是研究第四纪全球气温变化的重要途径。

石钟乳与石笋长大后连成一体，称为石柱。石钟乳、石笋、石柱合称为钟乳石。此外，如果水沿着洞壁渗出，在洞壁上就形成石帘、石帷幕、石瀑布和石幔等形态各异的沉积层。

洞穴中常有呈脉状或囊状产出的磷灰石堆积体。其生成是由于穴居动物的骨骼、粪便积聚或磷质成分从围岩中淋滤而出，富集时可作为磷矿床开采。

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洞穴中还可见到石英、萤石、重晶石、石膏、白云石、菱铁矿和文石等。详细研究洞穴中的化学沉淀物有助于了解洞穴发育过程及探讨洞穴环境的变迁。

另外，洞穴是古人类及古动物栖息之地，常堆积和保存有第四纪哺乳动物化石、人类化石及石器、骨器和灰烬层等文化遗迹，为研究人类发展演化历史提供极其珍贵的材料。在这方面，北京周口店的中国猿人洞享有国际地位。

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**喀斯特**

喀斯特是前南斯拉夫西北部沿海一带石灰岩高原的地名，那里发育着各种奇特的石灰岩地形。19世纪末，前南斯拉夫学者司威治首先借用“喀斯特”一词来称呼石灰岩地区这种特殊的地质作用、地貌景观和水文现象。喀斯特一词早已成为世界各国通用的专门术语。我国20世纪70年代曾用“岩溶”代替“喀斯特”，但是这种取代是否妥当，值得商榷。因为“喀斯特”一词有其广泛含义，并为国际通用，而岩溶一词易被简单地理解成为岩石的溶蚀或溶解，含义很狭。

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**喀斯特地貌**

喀斯特作用形成的地貌奇特而优美。“桂林山水甲天下，阳朔山水甲桂林”是对这种地貌景观的美好赞颂。现择其要者简介如下。

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**（1）溶沟和石芽：**溶沟是石灰岩表面上的沟槽。沟槽的宽度和深度一般由数厘米到数米，形态各异。沟槽之间的脊称为石芽。其形成是地表水流沿可溶性岩石表面进行溶蚀和冲刷所致。形体高大、沟坡近于直立、且发育成群者，称为石林。常见于湿热带地区。我国云南路南县的石芽最高达30m以上，峭壁林立，十分壮观。

**（2）落水洞：**地表水沿近垂直的裂隙向下溶蚀，形成直立或陡倾斜的洞穴，下接地下河或溶洞，是地表水转入地下河或溶洞的通道，这种洞穴称为落水洞。落水洞一般深10余米至数十米，最深达100m以上。

**（3）溶斗：**又称漏斗。平面呈圆形或椭圆形，直径一般由数十米到数百米，深度常为数米或数十米，最深达400多米。纵剖面形态有碟状、锥状和井状等。底部常有洞，引导地表水向下排泄。

地表水流沿垂直裂隙向下渗漏、溶蚀时，先在松散沉积物之下的基岩中形成隐伏的小洞，随后空洞发展扩大，导致上部堆积体和基岩崩落、塌陷，形成溶斗。溶斗被坍塌物堵塞后，可积水成湖，称为喀斯特湖。

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**（4）干谷和盲谷：**发育在河床中的落水洞，吸收河水，使其转入地下，河流因之被截断。落水洞以上有水流的河谷段继续受河水侵蚀，河床降低，落水洞以下的河谷段因断水遂转变成干谷，干谷谷底相对高起。有水的河谷段与高起的干谷相接，河谷就好像进了死胡同，这种向前没有通路的河谷称为盲谷。

**（5）峰丛、峰林和孤峰：**峰顶尖锐或呈圆锥状突出，而基部相连，宏观上似簇状者称为峰丛。它是喀斯特发展较早阶段的地貌。峰体上部挺立高大，基部仅稍许相连者，称为峰林。耸立于喀斯特平原上的孤立山峰称为孤峰。它是峰林进一步发展的结果，其相对高度一般为50～100m，较峰林为低，为喀斯特发育晚期的产物。

在喀斯特山地中，通常峰丛位于山地中部，峰林位于山地边缘，而孤峰则耸立于平原之上（图7）。

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图7 峰丛、峰林和孤峰

**（6）溶洞：**地下水沿可溶性岩层的构造面（层面、节理面、断裂面等）活动，使其剥蚀、崩塌而形成的地下洞穴。初期，裂隙通道小，地下水运动缓慢，以溶蚀为主。随后，空洞扩大，互相串通，以致水流量大，动能增大，引起冲刷。在陡立构造带发育的溶洞多为直立或陡斜狭长状；在平缓构造带发育者多呈水平状横向伸展。沿潜水面发育的溶洞常迂回曲折，时宽时窄，形成规模较大的水平溶洞系统。美国肯塔基州的猛犸洞长达240km，为世界之冠。一些延伸较长的溶洞，是地下暗河和暗湖的所在。

如地壳上升，潜水面下降，沿地下水面发育的溶洞可被抬高而成为干洞。随后，如地壳在较长时间内保持稳定状态，在新的潜水面附近可发育另一溶洞系统。如果地壳多次间歇性上升，就造成多级溶洞。各级溶洞的高度常与河流阶地高度一一对应。如江苏宜兴善卷洞有上、中、下三层，相互连通。上洞、中洞属同一溶洞系统，都很开阔，可容纳数百人：下洞内有长近100m的地下河，可供行舟。

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**（7）溶蚀谷与天然桥：**溶洞或地下暗河因其洞顶塌陷而暴露于地表，成为两壁陡峭的谷地，称为溶蚀谷。地下河洞顶如有局部残留就构成天然桥。

**（8）喀斯特洼地与喀斯特平原：**溶斗扩大，相邻溶斗连接合并，形成统一的盆状洼地，称为喀斯特洼地。面积常达数至数十平方千米。洼地内常有漏斗或落水洞，洼地底部较平坦，有残积一冲积土层。广西的喀斯特洼地很多，直径有数百米到2千米，底部常有厚2～3m的红土，表层为耕地。

如地壳长期保持稳定，侧向溶蚀作用就能充分进行，喀斯特洼地可进一步发展成为高程低、面积大（可达数百平方千米）的广阔平原，称为喀斯特平原。

我国南方喀斯特地貌面积广大，种类齐全，世界罕见。研究程度很高。其形态优美，山水交融，是世界闻名的旅游胜地。

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