水文地質中常見的儲水結構有哪些
A. 水文地質常見的儲水結構
地下水層的構造：地下水流系統的空間上的立體性，是地下水與地表水之間存在的主要差異之一。而地下水垂向的層次結構，則是地下水空間立體性的具體表徵。典型水文地質條件下，地下水垂向層次結構的基本模式。自地表面起至地下某一深度出現不透水基岩為止，可區分為包氣帶和飽和水帶兩大部分。其中包氣帶又可進一步區分為土壤水帶、中間過渡帶及毛細水帶等3個亞帶；飽和水帶則可區分為潛水帶和承壓水帶兩個亞帶。從貯水形式來看，與包氣帶相對應的是存在結合水（包括吸濕水和薄膜水）和毛管水；與飽和水帶相對應的是重力水（包括潛水和承壓水）。以上是地下水層次結構的基本模式，在具體的水文地質條件下，各地區地下水的實際層次結構不盡一致。有的層次可能充分發展，有的則不發育。如在嚴重乾旱的沙漠地區，包氣帶很厚，飽和水帶深埋在地下，甚至基本不存在；反之，在多雨的濕潤地區，尤其是在地下水排泄不暢的低窪易澇地帶，包氣帶往往很薄，甚至地下潛水面出露地表，所以地下水層次結構亦不明顯。至於象承壓水帶的存在，要求有特定的貯水構造和承壓條件。而這種構造和承壓條件並非處處都具備，所以承壓水的分布受到很大的限制。但是上述地下水層次結構在地區上的差異性，並不否定地下水垂向層次結構的總體規律性。這一層次結構對於人們認識和把握地下水性質具有重要意義，並成為按埋藏條件進行地下水分類的基本依據。
地下水在垂向上的層次結構，還表現為在不同層次的地下水所受到的作用力亦存在明顯的差別，形成不同的力學性質。如包氣帶中的吸濕水和薄膜水，均受分子吸力的作用而結合在岩土顆粒的表面。通常，岩土顆粒愈細小，其顆粒的比表面積愈大，分子吸附力亦愈大，吸濕水和薄膜水的含量便愈多。其中吸濕水又稱強結合水，水分子與岩土顆粒表面之間的分子吸引力可達到幾千甚至上萬個大氣壓，因此不受重力的影響，不能自由移動，密度大於1，不溶解鹽類，無導電性，也不能被植物根系所吸收。
薄膜水 又稱弱結合水，它們受分子力的作用，但薄膜水與岩土顆粒之間的吸附力要比吸濕水弱得多，並隨著薄膜的加厚，分子力的作用不斷減弱，直至向自由水過渡。所以薄膜水的性質亦介於自由水和吸濕水之間，能溶解鹽類，但溶解力低。薄膜水還可以由薄膜厚的顆粒表面向薄膜水層薄的顆粒表面移動，直到兩者薄膜厚度相當時為止。而且其外層的水可被植物根系所吸收。當外力大於結合水本身的抗剪強度（指能抵抗剪應力破壞的極限能力）時，薄膜水不僅能運動，並可傳遞靜水壓力。
毛管水 當岩土中的空隙小於1毫米，空隙之間彼此連通，就象毛細管一樣，當這些細小空隙貯存液態水時，就形成毛管水。如果毛管水是從地下水面上升上來的，稱為毛管上升水；如果與地下水面沒有關系，水源來自地面滲入而形成的毛管水，稱為懸著毛管水。毛管水受重力和負的靜水壓力的作用，其水分是連續的，並可以把飽和水帶與包氣帶聯起來。毛管水可以傳遞靜水壓力，並能被植物根系所吸收。
重力水 當含水層中空隙被水充滿時，地下水分將在重力作用下在岩土孔隙中發生滲透移動，形成滲透重力水。飽和水帶中的地下水正是在重力作用下由高處向低處運動，並傳遞靜水壓力。
綜上所述，地下水在垂向上不僅形成結合水、毛細水與重力水等不同的層次結構，而且各層次上所受到的作用力亦存在差異，形成垂向力學結構。
關於地下水層的拓展：
地下水（ground water），是指賦存於地面以下岩石空隙中的水，狹義上是指地下水面以下飽和含水層中的水。在國家標准《水文地質術語》（GB/T 14157-93）中，地下水是指埋藏在地表以下各種形式的重力水。
國外學者認為地下水的定義有三種：一是指與地表水有顯著區別的所有埋藏在地下水的水，特指含水層中飽水帶的那部分水；二是向下流動或滲透，使土壤和岩石飽和，並補給泉和井的水；三是在地下的岩石空洞里、在組成地殼物質的空隙中儲存的水。
地下水是水資源的重要組成部分，由於水量穩定，水質好，是農業灌溉、工礦和城市的重要水源之一。但在一定條件下，地下水的變化也會引起沼澤化、鹽漬化、滑坡、地面沉降等不利自然現象。
分布狀態
一 《中國地下水類型分布圖》依據地下水的賦存、分布狀態分類，結合我國地下水的賦存、分布特點，並考慮分類描述的通俗性編制而成，將全國地下水類型劃分為平原—盆地地下水、黃土地區地下水、岩溶地區地下水和基岩山區地下水四種。
平原—盆地地下水。地下水主要賦存於鬆散沉積物和固結程度較低的岩層之中，一般水量比較豐富，具有重要開采價值，分布於我國的各大平原、山間盆地、大型河谷平原和內陸盆地的山前平原和沙漠中，主要包括黃淮海平原、三江平原、松遼平原、江漢平原、塔里木盆地、准葛爾盆地、四川盆地、以及河西走廊、河套平原、關中盆地、長江三角洲、珠江三角洲、黃河三角洲、雷州半島等地區。我國平原盆地地下水分布面積273.89平方千米，佔全國評價區總面積的28.86%；地下水可開采資源量1686.09億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的47.79%。
黃淮海平原是我國第一大地下水富集區。評價區面積24.13平方千米，佔全國評價區總面積的2.64%，地下水可開采資源量373.37億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的10.58%，范圍包括北京市南部、天津市大部、河北省東部、河南省東北部、山東省西北部、安徽省北部和江蘇省北部地區。三江-松遼平原是我國第二大地下水富集區。評價區面積34.2平方千米，佔全國評價區總面積的3.74%，地下水可開采資源量306.4億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的8.68%，范圍包括黑龍江省的大部、吉林省西部、遼寧省西部和內蒙古自治區的東北部地區。
黃土地區地下水。黃土地區地下水是平原-盆地地下水的一種，是中國的一大特色，主要分布在我國的陝西省北部、寧夏回族自治區南部、山西省西部和甘肅省東南部地區，即日月山以東、呂梁山以西、長城以南、秦嶺以北的黃土高原地區。黃土地區地下水主要賦存於黃土塬區，在一些規模較大的塬區，地下水比較豐富，具有供水價值。評價區面積17.18萬平方千米,佔全國評價區總面積的1.81%；地下水可開采資源量97.44億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的3.0%。
岩溶地區地下水。地下水主要賦存於碳酸鹽岩（石灰岩）的溶洞裂隙中，其賦存狀態取決於岩溶發育程度。我國碳酸鹽岩分布較廣，有的直接裸露於地表，有的埋藏於地下，不同氣候條件下，其岩溶發育程度不同，特別是北方和南方地區差異明顯。我國岩溶地區地下水分布面積約82.83萬平方千米,佔全國評價區總面積的8.73%；岩溶地下水可開采資源量870.02億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的26.7%，開發利用價值非常大。
北方岩溶區主要包括京-津-遼岩溶區、晉冀豫岩溶區、濟徐淮岩溶區，分布與北京、山西、河北、河南、山東、江蘇、安徽、遼寧、天津等省（市、區）的部分地區。北方岩溶地下水具有集中分布的特點，往往形成大型、特大型水源地，成為城市與大型工礦供水的重要水源。南方岩溶區主要分布在西南岩溶石山地區，包括雲南、貴州、廣西的大部分地區和廣東、湖南、湖北等省的部分地區。南方岩溶地下水主要賦存於地下暗河系統里，地下水補給充沛，但地下水地表水轉化頻繁，岩溶地下水難以被很好的開發利用，往往形成「一場大雨遍地淹，十無雨到處干」的特殊乾旱局面。
基岩山區地下水。廣泛分布於岩溶地區以外的其它山地、丘陵區，地下水賦存於岩漿岩、變質岩、碎屑岩和火山熔岩等岩石的裂隙中，是我國分布最廣的一種地下水類型。基岩山區地下水只有在構造破碎帶等局部地帶富水性較好，大部分地區水量較貧乏，一般不適宜集中開采，但對山地丘陵區和高原地區的人、畜用水有重要作用。山區地下水分布面積約574.98萬平方千米,佔全國評價區總面積的60.60%；地下水可開采資源量971.67億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的27.54%。 二地下水的天然形成能力，用單位面積地下水天然補給資源量（補給模數）來反映。地下水天然補給資源量，是指自然條件下，地下水系統中參與現代水循環的可更新地下水量。主要取決於三個方面：一是水的補給來源，如降雨量大小、降雨時空分布、河流湖泊狀況等；二是地表的入滲條件，例如沙土地比粘土地的入滲條件要好些，石灰岩地區比花崗岩地區的入滲條件要好些；三是地下蓄水能力，包括含水層的孔隙性、裂隙性、地下水埋藏深度等。受自然條件、地質結構、蓄水能力等因素的影響，我國地下水產水能力的地區性差異較大。
B. 斷層儲水構造
斷層儲水構造是由構造岩帶及其影響帶中的裂隙構成含水介質，以兩側較完整的岩石構成相對隔水邊界，在適宜的補給條件下形成的帶狀儲水構造。通常穿過硬質脆性岩層的斷層構造岩帶及其影響帶裂隙發育，岩石破碎，常沿走向在地表相應形成谷地。只要區域地形條件足夠低窪，往往成為集水廊道，匯集廣大范圍內含水層中的地下水，形成富水塊段。但斷層的富水性是很復雜的，並非都含水，有些斷層因為其構造岩帶被完全膠結，不但不含水，反而起隔水作用；有些斷層雖然是含水的，但各個部位的富水性很不均勻，有的部位含水豐富，有的部位貧水，甚至不含水。斷層儲水構造僅指那些具備了儲水條件的斷層構造。
在找水工作中，應注意調查研究斷層透水性和富水性的不均勻特徵。一條大斷層，不同段、帶的富水性差異是由斷層的構造岩帶及其影響帶的岩性及其物理力學性質、斷裂的力學性質變化所決定的。所以，在斷層儲水構造上打井取水，井位應當根據斷裂構造特徵分析來確定。如楚雄盆地東側陳家村北西向壓扭性斷層為阻水斷層，上盤出露溢出泉群數個。SK27孔鑽選擇布置於其影響帶內北東向的次級張扭性斷裂上，結果鑽孔單位涌水量達1.012 L/s·m，水量豐富（圖1.7）。
圖1.7 陳家村阻水斷層上盤富水示意圖
1—上升、下降泉群；2—上升、下降泉；3—鑽孔；4—自流鑽孔；5—逆斷層；6—水文地質界線；7—地下水流向
C. 含水層系統結構
地下水系統作為一個正在發展中的理論，其概念目前尚無統一、明確、公認的定義。我國最早從事地下水系統研究工作的陳夢熊院士認為：「地下水系統是一個錯綜復雜，包括各種天然因素、人為因素所控制的，具有不同等級的相互聯系又相互影響，在時空分布上具有四維性質和各自特徵、不斷運動演化的若干獨立單元的統一體。」顯然這里所說的地下水系統是指在一定水文地質條件控制和人為因素影響下，具有共同水文地質特徵和演變規律的、相對獨立的地下水流動系統。同時陳夢熊院士又指出：含水層系統「是以含水層為基本單位的一組具有固定邊界、互有聯系的同一時代或不同時代的若干含水岩組」。「一個含水層系統可以僅僅與某一地下水系統相對應，也可以由若干個地下水系統組成，或者它僅僅是某個地下水系統的一部分」（林學鈺，2000）。
王大純在《水文地質學基礎》中寫到「關於地下水系統這一術語，不同的使用者賦予的涵義不盡相同，歸納文獻中所出現的提法，有的將其理解為地下水含水系統，有的理解為地下水流動系統，有的則認為地下水系統包含這兩者」。「地下水流系統則是由源到匯的流面群構成的，具有統一時空演變過程的地下水體」（王大純，1995）。本書即是從地下水含水層系統和地下水（流）系統兩個方面來闡述松嫩平原的地下水系統特徵。
一、含水層系統劃分
松嫩平原是一個包含第四系孔隙水、新近系裂隙－孔隙水、古近系裂隙－孔隙水、白堊系孔隙－裂隙水的大型地下水含水層系統。地下水含水層系統邊界是由盆地周邊的各種弱透水地層、基岩岩體、阻水斷層和區域性穩定的地下水分水嶺（盆地南緣）組成。含水層系統內有從白堊系、古近系、新近繫到第四系的多個含水層（組），各含水層之間在平面或剖面上有著直接或間接的水力聯系。在分布范圍上，白堊系含水層分布最廣，厚度最大，在東部高平原和西部山前傾斜平原埋藏較淺，中部低平原埋藏較深，因此只有在東部高平原缺水區才被作為供水含水層，其他地區很少開采。第四系含水層分布范圍比白堊系含水層略小，且有潛水和承壓水含水層之分，是本區的主要地下水開采層。新近系泰康組含水層主要分布在低平原，大安組含水層主要分布在低平原南部。古近系依安組含水層只分布於平原北部的依安、林甸、大慶一帶；玄武岩裂隙孔洞含水層僅分布在北部五大連池周圍。從各含水層的富水性上看，山前傾斜平原和河谷平原潛水含水層、低平原第四系下更新統承壓含水層和新近系泰康組、大安組富水性好，白堊系含水層富水性一般差，且分布不均、差別較大。
按照含水層的地質時代和儲水介質類型，松嫩平原含水層系統可劃分為5個含水層亞系統，即第四系孔隙含水層亞系統、新近系裂隙－孔隙含水層亞系統、古近系裂隙－孔隙含水層亞系統、白堊系孔隙－裂隙含水層亞系統和玄武岩孔洞－裂隙含水層亞系統。再根據含水層的沉積時代、岩性特徵及蓄水構造類型進一步分為19個含水岩組和蓄水構造。含水層亞系統、含水岩組、蓄水構造及其隸屬關系見表3—1。
二、含水層系統結構
按照主要含水層的上、下疊置關系，松嫩平原含水層系統結構可分為「單層結構含水層系統」、「雙層結構含水層系統」和「多層結構含水層系統」三種類型。單層結構含水層系統主要分布在西部山前傾斜平原，雙層結構含水層系統主要分布在東部和北部高平原，多層結構含水層系統主要分布在中部低平原，見表3—2，圖3—1與圖3—2。
表3—1 松嫩平原含水層系統劃分表
表3—2 含水層系統結構類型與分布一覽表
（一）單層結構含水層系統
單層結構含水層系統分布范圍與西部山前傾斜平原基本一致，但略比山前沖洪積扇群范圍小，由扇形地和台地構成。由南向北主要扇形地依次有：霍林河沖洪積扇、洮兒河沖洪積扇、綽爾河沖洪積扇、雅魯河沖洪積扇、阿倫河沖洪積扇和諾敏河沖洪積扇。扇形地由中－上更新統沖洪積砂礫石組成，台地由下更新統冰水堆積含高嶺土的砂礫石組成。扇形地從扇頂部到前緣，從扇軸到兩側，砂礫石粒度由粗變細、富水性由強變弱。各扇體之間分布有寬度不等的扇間細顆粒物質堆積帶，各扇的形成時代和地質結構有明顯差異。南部的霍林河和洮兒河形成時代較晚，其山前沖洪積扇主要形成於中、上更新世，扇體中的砂礫層厚度一般在20～30 m，粒度較粗，結構鬆散，黏性土層夾層少。北部各河流沖洪積扇，發育時代相對較早，形成了從新近紀系泰康組到整個第四紀不同時期的沖洪積物。其中以早－中更新世的沖洪積物最發育，沉積厚度達50～100 m，在昂昂溪至齊齊哈爾和富裕一帶，沖洪積砂礫石已搬運到嫩江以東的林甸一帶。
（二）雙層結構含水層系統
雙層結構含水層系統由第四系孔隙含水層和白堊系孔隙－裂隙含水層組成，主要分布在東部高平原的廣大地區。上部第四系孔隙含水層在不同地區賦水條件差異較大。在榆樹、雙城、綏化等承壓水盆地含水岩組為中更新統砂礫石，含水岩組顆粒較粗。含水層厚度，盆地中心一般在10～30 m，富水性較強（1000～3000 m3/d），盆地邊緣較薄。高平原其他地區一部分含水岩組為中更新統亞粘土，下部為不連續分布（呈條帶狀或局部片狀）的砂、砂礫石，厚度不大（1～3 m），還有相當一部分地區含水岩組為黃土狀土，是當地農村生活用水的主要供水層，含水層補給條件差。砂礫石層富水性中等，黃土狀土富水性差。砂、砂礫石含水岩組，單井出水量一般在300～1000 m3/d；黃土狀土含水岩組單井出水量小於100 m3/d。分布在第二松花江、拉林河、通肯河、呼蘭河、烏裕爾河和訥謨爾河河谷的潛水含水岩組，為上更新統－全新統沖積砂、砂礫石，富水性好。
圖3—1 松嫩平原含水層系統結構分布圖
圖3—2 區域水文地質剖面圖
雙層結構含水層系統的下部是白堊系孔隙裂隙層間承壓含水層和構造裂隙含水帶（脈）。白堊系含水層產出條件極為復雜，既有層狀或似層狀的含水層，也有脈狀富水帶（脈）；儲水空間既有孔隙－裂隙，也有單一的裂隙。含水層岩性差異較大，白堊繫上統明水組（K2m）、四方台組（K2s）和下統泉頭組（K1q）多為泥質弱膠結的粉細砂岩和中細砂岩，為富水性不均勻的孔隙裂隙層狀或似層狀含水層；下統青山口組（K1qn）多為鈣質膠結的薄層粉細砂岩和鈣質泥岩，質地硬脆，多形成裂隙層狀含水層，斷裂帶和背斜核部的張裂隙帶常形成帶（脈）狀蓄水構造。
（三）多層結構含水層系統
多層結構含水層系統分布范圍與低平原基本一致，其北西－南東方向上寬度在180～200 km，北東—南西方向長度400～450 km，面積約7×104km2。由於地處中央坳陷區，中生代後期以來一直處於持續下降和連續沉積過程中，因此在該區內沉積了多個不同時代的含水層，形成了多層結構的含水層系統。含水層自上而下包括上更新統大興屯、顧鄉屯組孔隙潛水含水層，中－下更新統林甸組、白土山組孔隙承壓含水層，新近系泰康組和大安組裂隙—孔隙承壓含水層，古近系漸新統－始新統依安組裂隙－孔隙承壓含水層和白堊繫上統孔隙－裂隙含水層（見圖3—3）。在嫩江、松花江河谷分布的全新統沖積砂和砂礫石層，由於含水層夾有黏性土層，局部含水層呈微承壓性質。
圖3—3 松嫩平原北部多層結構含水層系統剖面圖
1—黃土狀亞砂土；2—亞砂土；3—亞粘土；4—砂礫石；5—泥岩；6—含礫砂岩；7—砂岩；8—水文地質孔：①鑽孔編號，②單井涌水量（m3/d），括弧內為實際抽水降深值（m）
D. 凍土區水文地質結構
青藏高原多年凍土分布區地下水環境屬於凍結水環境，具有「隔水層」效應的多年凍土層，使該地區具有特殊的水文地質結構。根據多年凍土層分布與地下水的埋藏、賦存條件，可將源區的凍結水水文地質結構概括為以下幾種新模式:
1.高山-丘陵區
凍結層上水埋藏很深，多年凍土與凍結層下水之間存在包氣帶，凍結層下水為潛水。因多年凍土有乾燥凍土與富含冰凍土之分，其結構可分為以下兩種模式:
1)多年凍土以乾燥凍土形式出現，水文地質結構自上而下為乾燥凍土層—包氣帶—凍結層下水結構。多分布在地形較高的地區。
2)多年凍土以富含冰凍土形式出現，水文地質結構自上而下為凍結層上水—多年凍土層—包氣帶—凍結層下水。這類結構多分布在高山丘陵區地形較低的溝谷和窪地中。
在具有這種水文地質結構的地區，一旦多年凍土層遭到破壞或消失，凍結層上水便會不復存在，地下水會下滲到更深的地下，使表層地下水疏干，引發植被生態系統一系列的變化。見圖7-1-2。
圖7-1-2 高山-丘陵區河谷中的水文地質結構
2.湖積平原、黃河谷地
凍結層上水埋藏較淺，多年凍土層與凍結層下水之間幾乎不存在包氣帶。多年凍土以富含冰凍土形式出現，水文地質結構自上而下為凍結層上水—多年凍土—凍結層下水。分布在兩湖周圍的沖湖積平原和冰水洪積扇前緣，這些地區通常有沼澤草甸分布。見圖7-1-3。
圖7-1-3 湖積平原的水文地質結構
3.湖泊、河流及構造融區
無凍土影響，水文地質結構如常。主要分布在大型常年有水河段，以及大中型湖泊周圍。
總的來說，河流融區是匯集凍結層上水、凍結層下水的主要通道，並與構造融區和湖泊融區相連，構成區域地下水常年性運移的網路通道，是多年凍土分布區地下水系統的主要組成部分。冬季，青藏高原千里冰封，融區地下水系統的排泄量維系著江河源區河流的基流量，若融區地下水系統儲存量不足，將會導致地表徑流斷流。
E. 褶皺儲水構造
由含水層與隔水層互層構成的褶皺構造，隔水層往往構成隔水邊界，在適宜的補給條件下，褶皺構造中的含水層儲集地下水，形成褶皺儲水構造。褶皺控水一方面表現在軸部裂隙密集帶的富水作用，另一方面則表現為翼部的匯水作用，特別是與一定的岩性組合相配合，如砂泥岩互層，由於泥岩的相對隔水作用，地下水順傾向匯聚於向斜核部，或組成單斜承壓水斜地，利於地下水的局部富集（毛文清等，1997）。其中包括向斜儲水構造和背斜儲水構造。
1.2.3.1 向斜儲水構造
從空間形態和地質結構來看，向斜儲水構造通常都有利於地下水的聚集，是典型的匯水構造。向斜儲水構造由翼部圈閉隔水層組成隔水邊界，地下水從地形較高的透水岩層裸露區接受補給，向地形較低的核部或翼部谷地或盆地區匯集，溢流排泄，具有良好的地下水富集條件。一般在向斜軸部和轉折端等張應力集中帶，因裂隙發育，地形侵蝕強烈而低窪，常常形成富水塊段。如雲南楚雄腰站街向斜為基本對稱的短軸向斜，地貌為向斜盆地。兩翼地層傾角大致相等，向兩翼逐漸變陡，一般在20°～30°之間，與地形坡度基本一致。核部岩層傾角8°～20°，較平緩。構成核部的地層為白堊繫上統江底河組一、二段（K2j1－2），以泥質岩為主，普遍富含鈣質或夾有泥灰岩、泥質白雲岩夾層，一般均有溶隙和蜂窩狀溶孔發育，賦存溶蝕裂隙孔隙水，富水性較強。白堊系下統馬頭山組（K1m）、普昌河組（K2p）、高峰寺組（K1g）構成兩翼，分布在盆地邊緣及山區，為補給、徑流區，其所夾砂岩中張裂隙發育，利於地下水運移。地下水順層、順坡向徑流，在向斜核部富集（圖1.5）。據勘查示範成果，處於腰站街向斜核部的蒼嶺鎮大村、白家村、智明小學等地，岩層傾角在8°～20°之間，地下水量豐富。示範淺井井深一般在30m左右，單井涌水量20～50m3/d的示範井佔了68%，涌水量在10～20m3/d的佔19%，涌水量1.8～7.5m3/d的佔13%。
圖1.5 腰站街寬緩向斜水文地質剖面圖
1—砂礫石；2—砂岩；3—粉砂質泥岩；4—泥岩；5—鈣質泥岩；6—泥灰岩；7—地層產狀（上傾向，下傾角）；8—泉點；9—地下水位線
向斜儲水構造的主要形成條件為：
1）向斜構造中分布有透水岩層，存在儲水的空隙條件。
2）向斜在透水岩層之下分布有隔水岩層，或隔水層與透水層互層，存在阻滯地下水的邊界條件。
3）透水岩層有出露地表接受補給的裸露區，存在形成含水層的補給條件。
向斜儲水構造的儲水機理從構造角度而言主要表現為三種情形：
1）當含水層埋藏不深時，含水層常在向斜兩翼以及核部被侵蝕切割出露地表，多元接受補給，在向斜軸部或核部低窪處富集和儲存，沿谷地或窪地溢出排入河流。
2）當含水層從向斜兩翼向軸部，由裸露地表逐漸過渡為被隔水層埋藏狀態時，地下水從向斜兩翼含水岩層的裸露區接受補給，往向斜軸部運移匯集，最後在向斜軸部富集和儲存，通過切穿頂板隔水層的導水斷層形成上升泉排泄。
3）當含水層完全處於被隔水層埋藏的狀態時，只能通過相鄰含水層透過相對隔水層的越流或斷裂導流獲得補給，主要富集和儲存在向斜軸部或斷裂、裂隙發育帶內。通常沿區域大斷裂作深遠程徑流排泄。
此外，地形條件對向斜儲水構造地下水的運動、富集和儲存有著重要的影響，向斜盆地地下水富集帶多在向斜軸部，而向斜山地地下水則多沿翼部含水層分布的谷地富集和儲存。
1.2.3.2 背斜儲水構造
完整的背斜儲水構造往往由圈閉的隔水層及地下分水嶺組成邊界。地下水的補給、徑流、排泄特徵與向斜儲水構造相似。往往沿軸部、轉折端張應力集中帶斷層和裂隙發育，地表侵蝕形成谷地，常常形成富水塊段。如倉街示範區的海源小學SK269、北屯村SK255、SK256三個孔同處於一小背斜軸部（圖1.6），揭露地層岩性是粉砂質泥岩與泥灰岩互層，三口井鑽至20m以下的泥灰岩層時沖洗液均完全漏失，岩心呈短柱狀，沿層面溶孔發育，層面裂隙溶蝕擴張明顯，透水性好。各井抽水降深分別為0.5m、3.0m和1.8m，相應的涌水量為82.3m3/d、58.9m3/d和64.8m3/d，並且水循環通暢，水質良好。從構造上分析其原因，是背斜核部拉張裂隙發育，利於地表水下滲補給，地下水可以得到不斷的補給與流動，水質較好，且加劇了泥灰岩的溶蝕。
圖1.6 北屯村水文地質剖面
1—鈣泥質粉砂岩；2—鈣質粉砂岩；3—泥質粉砂岩；4—泥灰岩
F. 水文地質學中的水理性質有哪些 土的水理性質
土的水理性質一般來指的自是粘性土的液限、塑限（由實驗室測得）及由這兩個指標計算得來的液性指數和塑性指數。這幾個指標也是工程中必需提供的。對於飽和粘性土還有靈敏度和觸變性。
粘性土由於含水量的不同，分為固態、可塑狀態和流動狀態，這即是粘性土的稠度狀態。各稠度狀態間的臨界含水量稱界限含水量，界限含水量隨粘粒含量和礦物成份的不同變化較大，也反映出工程地質性質的顯著差別。因此界限含水量及界限含水量與天然含水量的關系，即塑性指數和液性指數，往往作為土的分類和確定地基承載力的重要參數。
天然狀態下的粘性土具有一定的結構。當受到外來因素的擾動時，土粒間的膠結物質以及土粒、離子、水分子所組成的平衡體系受到破壞，土的強度降低和壓縮性增大。土的結構性對強度的這種影響，一般用靈敏度來反映。
G. 水文地質基本知識
(一)地下水的形成和分類
1.地下水的形成
自然界中的水以氣態,液態和固態的形式存在於大氣圈、水圈和岩石圈中。大氣水、地表水和地下水並不是彼此孤立存在的,它們之間實際處於不斷運動,相互轉化的過程之中,這一過程稱為自然界中的水循環(圖1-12)。按其循環范圍和途徑的不同,分為大循環和小循環。
地下水的形成就是水的循環過程中水通過滲透和水汽的凝結作用而形成的。由大氣降水和地表水滲入地下形成的地下水稱為滲入水。其方式是大氣降水通過岩石的空隙向下滲入形成地下水,地表水是通過岩土空隙在地表水柱壓力和毛細力作用下滲入地下形成地下水。此外,在大氣中含有的水汽和岩石空隙中的水汽在溫度降低達到飽和時,就開始凝結成水滴,當水滴匯聚起來就成為地下水。我們把水汽凝結而形成的地下水稱為凝結水。而且我們還得出這樣的結論:地下水的來源主要來自大氣降水的滲入,地下水是水資源的重要組成部分,雖然能不斷得到補給,但它並非取之不盡用之不竭,如果不合理使用,水資源儲量將會減少乃至出現枯竭。
圖1-12 自然界中水的循環示意圖
①含水層;②隔水層;③大循環;④小循環
2.地下水的分類
地下水按含水層性質分為孔隙水、裂隙水和岩溶水三類。
(1)孔隙水
埋藏在孔隙岩層中的地下水稱為孔隙水。孔隙水廣泛分布於第四系鬆散沉積物中,如洪積、沖積、坡積、風積和海相沉積等岩層中。在堅硬和半堅硬的岩石中也有少量分布。孔隙水由於存在於岩土的孔隙中,因此孔隙的分布、大小、形狀、排列等,直接影響著孔隙水,這也就取決於鬆散沉積物的岩性、分布等特點。孔隙水具有如下特點:
1)孔隙水存在於岩土孔隙中,因此各種類型的具有孔隙的鬆散沉積物,都可以賦存孔隙潛水或孔隙承壓水。因此掌握沉積物的沉積規律、特徵,是尋找該含水層和初步評價含水層以及選擇供水施工工藝和供水結構設計的重要依據。
2)鬆散岩土孔隙發育,分布密集且均勻,相互連通,呈層狀分布,具有統一的水動力聯系,所以孔隙水一般呈層流運動。很少見到透水性突變等特徵。
3)由於鬆散沉積物具有不同的成因類型,它們所分布的地貌也不同,因此可形成不同類型的孔隙水,它們的均勻性也各有差異。
4)孔隙水的補給來源主要是大氣降水,在特定條件下,地表水也可成為重要的補給來源之一,在條件適宜的地方,深部裂隙水或岩溶水也可補給孔隙水。
5)孔隙水一般常存在於地殼表層,多以潛水形式出現,這對水源地勘察和供水井施工帶來便利,同時對采礦帶來一定的影響。
(2)裂隙水
埋藏和運動於基岩裂隙中的地下水稱為裂隙水。基岩的裂隙是地下水的儲藏和運動的場所,裂隙的發育程度和聯通性直接影響著裂隙水的分布和富集。因此,研究基岩的裂隙具有重要而實際的意義。基岩裂隙按其成因可分為成岩裂隙、構造裂隙和風化裂隙三種類型。裂隙水的埋藏和分布很不均勻,主要受地質構造、岩性及地貌等因素的控制。按埋藏條件和含水層產狀,可將裂隙水分為三種類型;面狀裂隙水、層狀裂隙水和脈狀裂隙水。
1)面狀裂隙水:賦存於各種基岩表部的風化裂隙中,某些巨大的交叉斷裂帶也屬這一類。這種裂隙水上部一般沒有連續分布的隔水層,具有潛水的特徵。風化裂隙廣泛分布,均勻密集,彼此連通構成面狀分布的網狀裂隙體系,因而構成統一水動力系統,具有統一的水面,屬面狀裂隙水或似層狀裂隙水。
2)層狀裂隙水:是指聚集於成岩裂隙及區域構造裂隙中的水。其埋藏和分布常有一定的呈層性,這種水稱為層狀裂隙水。由於各種裂隙交織相通,構成了具有統一地下水水面的網狀系統,因此,其埋藏和分布常具成層性。
3)脈狀裂隙水(帶狀裂隙水):是指埋藏和運動於構造斷裂帶或岩漿侵入接觸帶的水,常呈帶狀或脈狀分布。這種水由於受斷裂影響,往往補給源較遠,循環深度大,水量、水位較穩定。一般具有統一的地下水力聯系,有些地段可具承壓性。是良好的供水水源。脈狀裂隙水對礦床的開采、鑽探及地下洞穴工程,常常造成巨大的困難和威脅,有時可突然造成涌水事故。
(3)岩溶水
貯存和運動於岩溶中的地下水稱為岩溶水。岩溶水的分布較孔隙水和裂隙水有更大的不均勻性。它主要發育在石灰岩地區。由於水流對可溶性岩石(石灰岩、白雲岩、石膏、鉀鹽、石鹽等)以化學溶蝕為主,機械破碎為輔的一種特殊的地質作用,產生了特殊的地質現象(如石芽、溶溝、溶洞、石林、峰林、地下暗河等),將這種作用稱為岩溶作用,將這種現象稱為岩溶現象或岩溶形態,將這種地表岩溶現象,稱為地表岩溶。由此可見,地下岩溶是岩溶水貯存和運動的場所。因而它與孔隙水、裂隙水相比,具有獨特的埋藏、分布和運動條件。岩溶含水層水量往往比較豐富,常可作大型供水水源。
在岩溶地區采礦和勘探時,要仔細研究岩溶的發育規律,以防造成損失。
地下水也可按埋藏條件,分為上層滯水、潛水和承壓水三類。
1)上層滯水。存在於包氣帶中局部隔水層上面的重力水叫作上層滯水(圖1-13)。一般分布不廣,是降水或地表水下滲時,被局部隔水層或弱透水層所阻而存積起來的地下水。這種水與季節和氣候有直接聯系。濕潤季節或雨後出現,乾旱季節或雨後不久即消失。補給區與分布區相一致。上層滯水一般只能作小型或暫時性供水水源。由於它距地表近,易被污染,如作飲用時要加以注意。防範水質污染。
圖1-13 上層滯水和潛水示意圖
aa'—地面;bb'—潛水面;cc'—隔水層面;OO'—基準面;h1—潛水埋藏深度;h—含水層高度;H—潛水位
2)潛水。埋藏在地表以下第一個穩定的隔水層以上,具有自由水面的重力水。潛水的自由水現稱為潛水面如圖1-13所示;潛水面至地表的距離稱為潛水的埋藏深度(h1);潛水面上任一點的標高(H)稱為潛水位;潛水面至隔水板頂面的距離稱為含水厚度(h)。潛水的基本特點是:潛水面上部,一般無穩定隔水層存在,因此潛水具有自由的水面,不承受靜水壓力屬無壓水。在重力作用下,潛水由較高處向低處流動;通常大氣降水、地表水經過包氣帶直接滲入而補給潛水,所以大多數情況下,潛水的分布區就是補給區,二者完全一致;潛水動態(水位、水質、水量等)受氣候影響隨季節性變化。如雨季,降水充沛,潛水獲得補給量較多,致使潛水面上升,埋藏深度變小。因而呈現季節性變化;由於潛水埋藏較淺,易污染,易於取用。常為民用水源及工農業供水水源。
3)承壓水。充滿於兩個隔水層之間的地下水叫作承壓水(圖1-14)。當這種含水層未被水充滿時,其性質與潛水相似,稱為無壓層間水。由於承壓水具有隔水頂板,因而它具有與潛水不同的特點,承壓水的特點是:承壓水具有承壓性能,當鑽孔揭穿到含水層後,在靜水壓力作用下,初見水位與穩定水位不一致,穩定水位高於初見水位。當水能溢出地表時,可形成自流,這種水頭稱正水頭。如果承壓水頭不能流出地表,這種水頭稱負水頭;承壓水分布區與補給區不一致,且往往補給區小於承壓區,因承壓水具有隔水頂板,使承壓含水層不能自隔水頂板上部的地表直接接受補給。補給區往往處於承壓區一側,位於地形較高的含水層出露的位置。排泄區位於地形較補給區低的位置;承壓水自補給區流入承壓區再向低處排泄,故承壓水的水量、水質、水溫等受氣候影響較小,隨季節變化不大,且顯得穩定;承壓水受地表污染少,它是最具戰略價值的水源地。
圖1-14 承壓盆地構造圖
a—補給區;b—承壓區;c—排泄區1—隔水層;2—含水層;3—噴水鑽孔;4—不自噴鑽孔;5—地下水流向;6—靜止水位;7—泉;H—承壓水頭厚度(m);M—含水層厚度(m)
(二)含水層及水文地質單元
1.含水層
地殼中的岩層有的含水,有的不含水,有的雖然含水(結合水、毛細水)但不能透水。我們把不透水且不含水的岩土層稱為隔水層。透水的而又飽含重力水的岩土層稱為含水層。
作為含水層必須是具備下列基本條件。
(1)岩層要有儲存地下水的空間
岩土層要能含水,首先是在岩土層中必須要有儲存地下水的空間(空隙),外部的水才能進入岩土層把水儲存起來,並能在其中運動,才有可能成為含水層。由此可知,岩層具有空隙是含水層形成的先決條件,也是確定含水層存在的重要標志。
(2)要有儲存地下水的地質條件
岩層有了空隙,雖然是含水層形成的首要條件,但它不是唯一的條件。同時,必須是具備一定的有利於地下水聚集和儲存的地質條件,才能構成含水層。
(3)要有一定的補給水量
有了容水的空隙岩土層和有利蓄水的地質條件,並不一定有豐富的地下水,還必須具備充足的補給水量,才能使具有一定地質條件的空隙岩土層有水而構成含水層。有一定的補給水量不僅是形成含水層的一個重要條件,更重要的是關繫到含水層水量的多少及其保證程度的一個主要因素。
2.水文地質單元
由水文地質要素(補給區、排泄區、含水層、隔水層等)組一個統一而完整的水文地質結構(單位),稱為水文地質單元。一個水文地質單元可包括若干個蓄水構造,或者只有一個蓄水構造。研究水文地質單元才能揭示地下水的產生和發展變化規律,才能確切地認識、保護和合理地開發利用地下水資源。
補給區是指地下水接受水源補給的地區。它一般位於地形的相對高處或相對於排泄區的高處。
排泄區是指排泄地下水的地段,它一般處於地形的相對低處。河流、泉、某些斷層都可以成為地下水的排泄通道。
H. 常見的防水結構有哪些
有很多，比如圓形密封圈防水，硅膠墊圈防水，噴塗防水結構，接線盒灌膠防水結構，潤滑油氣封防水結構，氣密防水結構，你可以看一下經典設計圓形密封防水結構去慢慢了解，有圖有真相。
I. 風化殼儲水構造
風化殼儲水構造是以基岩風化層為含水層，以其下伏不透水的完整基岩為隔水底板而構成的儲水構造。風化殼儲水構造主要形成於弱透水基岩分布區，在強透水的岩石，尤其是可溶岩分布區，風化帶之下的新鮮基岩透水性強，所以，風化層不易儲存地下水。
風化岩層裂隙發育程度隨埋藏深度增大而逐漸減弱，所以風化裂隙含水層與下面隔水的新鮮岩石之間沒有明顯的分界線，呈漸變的過渡關系。富水性較強的層位一般是中等風化帶。
風化裂隙水以大氣降水為主要補給來源，其水位、水量均隨季節而變化，受氣候影響很大。雨季地下水位上升，水量增大；旱季水位下降，水量銳減，甚至風化帶乾枯無水。風化帶裂隙水的運動主要受地形控制，地下水從分水嶺順坡向低窪地帶運動，山脊和陡坡上一般不易保持風化裂隙水。風化裂隙水以潛水為主，潛水面形狀隨地形起伏而和緩地起伏變化。在有隔水岩土層覆蓋的低窪地方也可以形成局部的承壓水。風化裂隙水一般埋藏不深，便於開采利用，尤其適宜用人工大口井開采。其單井涌水量一般不大。以分散開采為宜。
風化裂隙水的富集，主要還是受岩性、地質構造及地形條件控制，通常在風化帶厚度大、匯水范圍較寬廣的窪地、谷地等低窪地帶容易形成富水塊段。
以上單獨論述了五類最基本的儲水構造，但各種地質因素和作用過程是千變萬化的，實際上儲水構造形式還有很多。例如：當不整合面上覆為透水性強的岩層、下伏為弱透水的岩層時，常常形成不整合面儲水構造；侵入岩體與圍岩的接觸帶裂隙特別發育時，可能形成接觸帶儲水構造；裂隙發育的岩脈侵入弱透水或不透水地層中時，也能形成岩脈儲水構造；由多組相互交切的斷層切割形成的塊狀含水層、隔水層往往與斷層邊界構成斷塊儲水構造，因斷裂作用強烈，邊界圍限條件良好而常形成富水塊段等。因此，廣大水文地質工作者，應在實踐當中根據地下水富集的地質構造條件和機理加以分析識別，提高找水效率。
J. 從水文地質角度看，什麼斷層具有良好的儲水
③背斜是良好的儲油構造，向斜有利於儲存地下水，常形成自流盆地
④在斷層構造地帶，常發育成溝谷、河流