水文地质中常见的储水结构有哪些
A. 水文地质常见的储水结构
地下水层的构造：地下水流系统的空间上的立体性，是地下水与地表水之间存在的主要差异之一。而地下水垂向的层次结构，则是地下水空间立体性的具体表征。典型水文地质条件下，地下水垂向层次结构的基本模式。自地表面起至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分为包气带和饱和水带两大部分。其中包气带又可进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细水带等3个亚带；饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水（包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相对应的是重力水（包括潜水和承压水）。以上是地下水层次结构的基本模式，在具体的水文地质条件下，各地区地下水的实际层次结构不尽一致。有的层次可能充分发展，有的则不发育。如在严重干旱的沙漠地区，包气带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至基本不存在；反之，在多雨的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地下水层次结构亦不明显。至于象承压水带的存在，要求有特定的贮水构造和承压条件。而这种构造和承压条件并非处处都具备，所以承压水的分布受到很大的限制。但是上述地下水层次结构在地区上的差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性。这一层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。
地下水在垂向上的层次结构，还表现为在不同层次的地下水所受到的作用力亦存在明显的差别，形成不同的力学性质。如包气带中的吸湿水和薄膜水，均受分子吸力的作用而结合在岩土颗粒的表面。通常，岩土颗粒愈细小，其颗粒的比表面积愈大，分子吸附力亦愈大，吸湿水和薄膜水的含量便愈多。其中吸湿水又称强结合水，水分子与岩土颗粒表面之间的分子吸引力可达到几千甚至上万个大气压，因此不受重力的影响，不能自由移动，密度大于1，不溶解盐类，无导电性，也不能被植物根系所吸收。
薄膜水 又称弱结合水，它们受分子力的作用，但薄膜水与岩土颗粒之间的吸附力要比吸湿水弱得多，并随着薄膜的加厚，分子力的作用不断减弱，直至向自由水过渡。所以薄膜水的性质亦介于自由水和吸湿水之间，能溶解盐类，但溶解力低。薄膜水还可以由薄膜厚的颗粒表面向薄膜水层薄的颗粒表面移动，直到两者薄膜厚度相当时为止。而且其外层的水可被植物根系所吸收。当外力大于结合水本身的抗剪强度（指能抵抗剪应力破坏的极限能力）时，薄膜水不仅能运动，并可传递静水压力。
毛管水 当岩土中的空隙小于1毫米，空隙之间彼此连通，就象毛细管一样，当这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。如果毛管水是从地下水面上升上来的，称为毛管上升水；如果与地下水面没有关系，水源来自地面渗入而形成的毛管水，称为悬着毛管水。毛管水受重力和负的静水压力的作用，其水分是连续的，并可以把饱和水带与包气带联起来。毛管水可以传递静水压力，并能被植物根系所吸收。
重力水 当含水层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中发生渗透移动，形成渗透重力水。饱和水带中的地下水正是在重力作用下由高处向低处运动，并传递静水压力。
综上所述，地下水在垂向上不仅形成结合水、毛细水与重力水等不同的层次结构，而且各层次上所受到的作用力亦存在差异，形成垂向力学结构。
关于地下水层的拓展：
地下水（ground water），是指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。在国家标准《水文地质术语》（GB/T 14157-93）中，地下水是指埋藏在地表以下各种形式的重力水。
国外学者认为地下水的定义有三种：一是指与地表水有显著区别的所有埋藏在地下水的水，特指含水层中饱水带的那部分水；二是向下流动或渗透，使土壤和岩石饱和，并补给泉和井的水；三是在地下的岩石空洞里、在组成地壳物质的空隙中储存的水。
地下水是水资源的重要组成部分，由于水量稳定，水质好，是农业灌溉、工矿和城市的重要水源之一。但在一定条件下，地下水的变化也会引起沼泽化、盐渍化、滑坡、地面沉降等不利自然现象。
分布状态
一 《中国地下水类型分布图》依据地下水的赋存、分布状态分类，结合我国地下水的赋存、分布特点，并考虑分类描述的通俗性编制而成，将全国地下水类型划分为平原—盆地地下水、黄土地区地下水、岩溶地区地下水和基岩山区地下水四种。
平原—盆地地下水。地下水主要赋存于松散沉积物和固结程度较低的岩层之中，一般水量比较丰富，具有重要开采价值，分布于我国的各大平原、山间盆地、大型河谷平原和内陆盆地的山前平原和沙漠中，主要包括黄淮海平原、三江平原、松辽平原、江汉平原、塔里木盆地、准葛尔盆地、四川盆地、以及河西走廊、河套平原、关中盆地、长江三角洲、珠江三角洲、黄河三角洲、雷州半岛等地区。我国平原盆地地下水分布面积273.89平方千米，占全国评价区总面积的28.86%；地下水可开采资源量1686.09亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的47.79%。
黄淮海平原是我国第一大地下水富集区。评价区面积24.13平方千米，占全国评价区总面积的2.64%，地下水可开采资源量373.37亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的10.58%，范围包括北京市南部、天津市大部、河北省东部、河南省东北部、山东省西北部、安徽省北部和江苏省北部地区。三江-松辽平原是我国第二大地下水富集区。评价区面积34.2平方千米，占全国评价区总面积的3.74%，地下水可开采资源量306.4亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的8.68%，范围包括黑龙江省的大部、吉林省西部、辽宁省西部和内蒙古自治区的东北部地区。
黄土地区地下水。黄土地区地下水是平原-盆地地下水的一种，是中国的一大特色，主要分布在我国的陕西省北部、宁夏回族自治区南部、山西省西部和甘肃省东南部地区，即日月山以东、吕梁山以西、长城以南、秦岭以北的黄土高原地区。黄土地区地下水主要赋存于黄土塬区，在一些规模较大的塬区，地下水比较丰富，具有供水价值。评价区面积17.18万平方千米,占全国评价区总面积的1.81%；地下水可开采资源量97.44亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的3.0%。
岩溶地区地下水。地下水主要赋存于碳酸盐岩（石灰岩）的溶洞裂隙中，其赋存状态取决于岩溶发育程度。我国碳酸盐岩分布较广，有的直接裸露于地表，有的埋藏于地下，不同气候条件下，其岩溶发育程度不同，特别是北方和南方地区差异明显。我国岩溶地区地下水分布面积约82.83万平方千米,占全国评价区总面积的8.73%；岩溶地下水可开采资源量870.02亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的26.7%，开发利用价值非常大。
北方岩溶区主要包括京-津-辽岩溶区、晋冀豫岩溶区、济徐淮岩溶区，分布与北京、山西、河北、河南、山东、江苏、安徽、辽宁、天津等省（市、区）的部分地区。北方岩溶地下水具有集中分布的特点，往往形成大型、特大型水源地，成为城市与大型工矿供水的重要水源。南方岩溶区主要分布在西南岩溶石山地区，包括云南、贵州、广西的大部分地区和广东、湖南、湖北等省的部分地区。南方岩溶地下水主要赋存于地下暗河系统里，地下水补给充沛，但地下水地表水转化频繁，岩溶地下水难以被很好的开发利用，往往形成“一场大雨遍地淹，十无雨到处干”的特殊干旱局面。
基岩山区地下水。广泛分布于岩溶地区以外的其它山地、丘陵区，地下水赋存于岩浆岩、变质岩、碎屑岩和火山熔岩等岩石的裂隙中，是我国分布最广的一种地下水类型。基岩山区地下水只有在构造破碎带等局部地带富水性较好，大部分地区水量较贫乏，一般不适宜集中开采，但对山地丘陵区和高原地区的人、畜用水有重要作用。山区地下水分布面积约574.98万平方千米,占全国评价区总面积的60.60%；地下水可开采资源量971.67亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的27.54%。 二地下水的天然形成能力，用单位面积地下水天然补给资源量（补给模数）来反映。地下水天然补给资源量，是指自然条件下，地下水系统中参与现代水循环的可更新地下水量。主要取决于三个方面：一是水的补给来源，如降雨量大小、降雨时空分布、河流湖泊状况等；二是地表的入渗条件，例如沙土地比粘土地的入渗条件要好些，石灰岩地区比花岗岩地区的入渗条件要好些；三是地下蓄水能力，包括含水层的孔隙性、裂隙性、地下水埋藏深度等。受自然条件、地质结构、蓄水能力等因素的影响，我国地下水产水能力的地区性差异较大。
B. 断层储水构造
断层储水构造是由构造岩带及其影响带中的裂隙构成含水介质，以两侧较完整的岩石构成相对隔水边界，在适宜的补给条件下形成的带状储水构造。通常穿过硬质脆性岩层的断层构造岩带及其影响带裂隙发育，岩石破碎，常沿走向在地表相应形成谷地。只要区域地形条件足够低洼，往往成为集水廊道，汇集广大范围内含水层中的地下水，形成富水块段。但断层的富水性是很复杂的，并非都含水，有些断层因为其构造岩带被完全胶结，不但不含水，反而起隔水作用；有些断层虽然是含水的，但各个部位的富水性很不均匀，有的部位含水丰富，有的部位贫水，甚至不含水。断层储水构造仅指那些具备了储水条件的断层构造。
在找水工作中，应注意调查研究断层透水性和富水性的不均匀特征。一条大断层，不同段、带的富水性差异是由断层的构造岩带及其影响带的岩性及其物理力学性质、断裂的力学性质变化所决定的。所以，在断层储水构造上打井取水，井位应当根据断裂构造特征分析来确定。如楚雄盆地东侧陈家村北西向压扭性断层为阻水断层，上盘出露溢出泉群数个。SK27孔钻选择布置于其影响带内北东向的次级张扭性断裂上，结果钻孔单位涌水量达1.012 L/s·m，水量丰富（图1.7）。
图1.7 陈家村阻水断层上盘富水示意图
1—上升、下降泉群；2—上升、下降泉；3—钻孔；4—自流钻孔；5—逆断层；6—水文地质界线；7—地下水流向
C. 含水层系统结构
地下水系统作为一个正在发展中的理论，其概念目前尚无统一、明确、公认的定义。我国最早从事地下水系统研究工作的陈梦熊院士认为：“地下水系统是一个错综复杂，包括各种天然因素、人为因素所控制的，具有不同等级的相互联系又相互影响，在时空分布上具有四维性质和各自特征、不断运动演化的若干独立单元的统一体。”显然这里所说的地下水系统是指在一定水文地质条件控制和人为因素影响下，具有共同水文地质特征和演变规律的、相对独立的地下水流动系统。同时陈梦熊院士又指出：含水层系统“是以含水层为基本单位的一组具有固定边界、互有联系的同一时代或不同时代的若干含水岩组”。“一个含水层系统可以仅仅与某一地下水系统相对应，也可以由若干个地下水系统组成，或者它仅仅是某个地下水系统的一部分”（林学钰，2000）。
王大纯在《水文地质学基础》中写到“关于地下水系统这一术语，不同的使用者赋予的涵义不尽相同，归纳文献中所出现的提法，有的将其理解为地下水含水系统，有的理解为地下水流动系统，有的则认为地下水系统包含这两者”。“地下水流系统则是由源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体”（王大纯，1995）。本书即是从地下水含水层系统和地下水（流）系统两个方面来阐述松嫩平原的地下水系统特征。
一、含水层系统划分
松嫩平原是一个包含第四系孔隙水、新近系裂隙－孔隙水、古近系裂隙－孔隙水、白垩系孔隙－裂隙水的大型地下水含水层系统。地下水含水层系统边界是由盆地周边的各种弱透水地层、基岩岩体、阻水断层和区域性稳定的地下水分水岭（盆地南缘）组成。含水层系统内有从白垩系、古近系、新近系到第四系的多个含水层（组），各含水层之间在平面或剖面上有着直接或间接的水力联系。在分布范围上，白垩系含水层分布最广，厚度最大，在东部高平原和西部山前倾斜平原埋藏较浅，中部低平原埋藏较深，因此只有在东部高平原缺水区才被作为供水含水层，其他地区很少开采。第四系含水层分布范围比白垩系含水层略小，且有潜水和承压水含水层之分，是本区的主要地下水开采层。新近系泰康组含水层主要分布在低平原，大安组含水层主要分布在低平原南部。古近系依安组含水层只分布于平原北部的依安、林甸、大庆一带；玄武岩裂隙孔洞含水层仅分布在北部五大连池周围。从各含水层的富水性上看，山前倾斜平原和河谷平原潜水含水层、低平原第四系下更新统承压含水层和新近系泰康组、大安组富水性好，白垩系含水层富水性一般差，且分布不均、差别较大。
按照含水层的地质时代和储水介质类型，松嫩平原含水层系统可划分为5个含水层亚系统，即第四系孔隙含水层亚系统、新近系裂隙－孔隙含水层亚系统、古近系裂隙－孔隙含水层亚系统、白垩系孔隙－裂隙含水层亚系统和玄武岩孔洞－裂隙含水层亚系统。再根据含水层的沉积时代、岩性特征及蓄水构造类型进一步分为19个含水岩组和蓄水构造。含水层亚系统、含水岩组、蓄水构造及其隶属关系见表3—1。
二、含水层系统结构
按照主要含水层的上、下叠置关系，松嫩平原含水层系统结构可分为“单层结构含水层系统”、“双层结构含水层系统”和“多层结构含水层系统”三种类型。单层结构含水层系统主要分布在西部山前倾斜平原，双层结构含水层系统主要分布在东部和北部高平原，多层结构含水层系统主要分布在中部低平原，见表3—2，图3—1与图3—2。
表3—1 松嫩平原含水层系统划分表
表3—2 含水层系统结构类型与分布一览表
（一）单层结构含水层系统
单层结构含水层系统分布范围与西部山前倾斜平原基本一致，但略比山前冲洪积扇群范围小，由扇形地和台地构成。由南向北主要扇形地依次有：霍林河冲洪积扇、洮儿河冲洪积扇、绰尔河冲洪积扇、雅鲁河冲洪积扇、阿伦河冲洪积扇和诺敏河冲洪积扇。扇形地由中－上更新统冲洪积砂砾石组成，台地由下更新统冰水堆积含高岭土的砂砾石组成。扇形地从扇顶部到前缘，从扇轴到两侧，砂砾石粒度由粗变细、富水性由强变弱。各扇体之间分布有宽度不等的扇间细颗粒物质堆积带，各扇的形成时代和地质结构有明显差异。南部的霍林河和洮儿河形成时代较晚，其山前冲洪积扇主要形成于中、上更新世，扇体中的砂砾层厚度一般在20～30 m，粒度较粗，结构松散，黏性土层夹层少。北部各河流冲洪积扇，发育时代相对较早，形成了从新近纪系泰康组到整个第四纪不同时期的冲洪积物。其中以早－中更新世的冲洪积物最发育，沉积厚度达50～100 m，在昂昂溪至齐齐哈尔和富裕一带，冲洪积砂砾石已搬运到嫩江以东的林甸一带。
（二）双层结构含水层系统
双层结构含水层系统由第四系孔隙含水层和白垩系孔隙－裂隙含水层组成，主要分布在东部高平原的广大地区。上部第四系孔隙含水层在不同地区赋水条件差异较大。在榆树、双城、绥化等承压水盆地含水岩组为中更新统砂砾石，含水岩组颗粒较粗。含水层厚度，盆地中心一般在10～30 m，富水性较强（1000～3000 m3/d），盆地边缘较薄。高平原其他地区一部分含水岩组为中更新统亚粘土，下部为不连续分布（呈条带状或局部片状）的砂、砂砾石，厚度不大（1～3 m），还有相当一部分地区含水岩组为黄土状土，是当地农村生活用水的主要供水层，含水层补给条件差。砂砾石层富水性中等，黄土状土富水性差。砂、砂砾石含水岩组，单井出水量一般在300～1000 m3/d；黄土状土含水岩组单井出水量小于100 m3/d。分布在第二松花江、拉林河、通肯河、呼兰河、乌裕尔河和讷谟尔河河谷的潜水含水岩组，为上更新统－全新统冲积砂、砂砾石，富水性好。
图3—1 松嫩平原含水层系统结构分布图
图3—2 区域水文地质剖面图
双层结构含水层系统的下部是白垩系孔隙裂隙层间承压含水层和构造裂隙含水带（脉）。白垩系含水层产出条件极为复杂，既有层状或似层状的含水层，也有脉状富水带（脉）；储水空间既有孔隙－裂隙，也有单一的裂隙。含水层岩性差异较大，白垩系上统明水组（K2m）、四方台组（K2s）和下统泉头组（K1q）多为泥质弱胶结的粉细砂岩和中细砂岩，为富水性不均匀的孔隙裂隙层状或似层状含水层；下统青山口组（K1qn）多为钙质胶结的薄层粉细砂岩和钙质泥岩，质地硬脆，多形成裂隙层状含水层，断裂带和背斜核部的张裂隙带常形成带（脉）状蓄水构造。
（三）多层结构含水层系统
多层结构含水层系统分布范围与低平原基本一致，其北西－南东方向上宽度在180～200 km，北东—南西方向长度400～450 km，面积约7×104km2。由于地处中央坳陷区，中生代后期以来一直处于持续下降和连续沉积过程中，因此在该区内沉积了多个不同时代的含水层，形成了多层结构的含水层系统。含水层自上而下包括上更新统大兴屯、顾乡屯组孔隙潜水含水层，中－下更新统林甸组、白土山组孔隙承压含水层，新近系泰康组和大安组裂隙—孔隙承压含水层，古近系渐新统－始新统依安组裂隙－孔隙承压含水层和白垩系上统孔隙－裂隙含水层（见图3—3）。在嫩江、松花江河谷分布的全新统冲积砂和砂砾石层，由于含水层夹有黏性土层，局部含水层呈微承压性质。
图3—3 松嫩平原北部多层结构含水层系统剖面图
1—黄土状亚砂土；2—亚砂土；3—亚粘土；4—砂砾石；5—泥岩；6—含砾砂岩；7—砂岩；8—水文地质孔：①钻孔编号，②单井涌水量（m3/d），括号内为实际抽水降深值（m）
D. 冻土区水文地质结构
青藏高原多年冻土分布区地下水环境属于冻结水环境，具有“隔水层”效应的多年冻土层，使该地区具有特殊的水文地质结构。根据多年冻土层分布与地下水的埋藏、赋存条件，可将源区的冻结水水文地质结构概括为以下几种新模式:
1.高山-丘陵区
冻结层上水埋藏很深，多年冻土与冻结层下水之间存在包气带，冻结层下水为潜水。因多年冻土有干燥冻土与富含冰冻土之分，其结构可分为以下两种模式:
1)多年冻土以干燥冻土形式出现，水文地质结构自上而下为干燥冻土层—包气带—冻结层下水结构。多分布在地形较高的地区。
2)多年冻土以富含冰冻土形式出现，水文地质结构自上而下为冻结层上水—多年冻土层—包气带—冻结层下水。这类结构多分布在高山丘陵区地形较低的沟谷和洼地中。
在具有这种水文地质结构的地区，一旦多年冻土层遭到破坏或消失，冻结层上水便会不复存在，地下水会下渗到更深的地下，使表层地下水疏干，引发植被生态系统一系列的变化。见图7-1-2。
图7-1-2 高山-丘陵区河谷中的水文地质结构
2.湖积平原、黄河谷地
冻结层上水埋藏较浅，多年冻土层与冻结层下水之间几乎不存在包气带。多年冻土以富含冰冻土形式出现，水文地质结构自上而下为冻结层上水—多年冻土—冻结层下水。分布在两湖周围的冲湖积平原和冰水洪积扇前缘，这些地区通常有沼泽草甸分布。见图7-1-3。
图7-1-3 湖积平原的水文地质结构
3.湖泊、河流及构造融区
无冻土影响，水文地质结构如常。主要分布在大型常年有水河段，以及大中型湖泊周围。
总的来说，河流融区是汇集冻结层上水、冻结层下水的主要通道，并与构造融区和湖泊融区相连，构成区域地下水常年性运移的网络通道，是多年冻土分布区地下水系统的主要组成部分。冬季，青藏高原千里冰封，融区地下水系统的排泄量维系着江河源区河流的基流量，若融区地下水系统储存量不足，将会导致地表径流断流。
E. 褶皱储水构造
由含水层与隔水层互层构成的褶皱构造，隔水层往往构成隔水边界，在适宜的补给条件下，褶皱构造中的含水层储集地下水，形成褶皱储水构造。褶皱控水一方面表现在轴部裂隙密集带的富水作用，另一方面则表现为翼部的汇水作用，特别是与一定的岩性组合相配合，如砂泥岩互层，由于泥岩的相对隔水作用，地下水顺倾向汇聚于向斜核部，或组成单斜承压水斜地，利于地下水的局部富集（毛文清等，1997）。其中包括向斜储水构造和背斜储水构造。
1.2.3.1 向斜储水构造
从空间形态和地质结构来看，向斜储水构造通常都有利于地下水的聚集，是典型的汇水构造。向斜储水构造由翼部圈闭隔水层组成隔水边界，地下水从地形较高的透水岩层裸露区接受补给，向地形较低的核部或翼部谷地或盆地区汇集，溢流排泄，具有良好的地下水富集条件。一般在向斜轴部和转折端等张应力集中带，因裂隙发育，地形侵蚀强烈而低洼，常常形成富水块段。如云南楚雄腰站街向斜为基本对称的短轴向斜，地貌为向斜盆地。两翼地层倾角大致相等，向两翼逐渐变陡，一般在20°～30°之间，与地形坡度基本一致。核部岩层倾角8°～20°，较平缓。构成核部的地层为白垩系上统江底河组一、二段（K2j1－2），以泥质岩为主，普遍富含钙质或夹有泥灰岩、泥质白云岩夹层，一般均有溶隙和蜂窝状溶孔发育，赋存溶蚀裂隙孔隙水，富水性较强。白垩系下统马头山组（K1m）、普昌河组（K2p）、高峰寺组（K1g）构成两翼，分布在盆地边缘及山区，为补给、径流区，其所夹砂岩中张裂隙发育，利于地下水运移。地下水顺层、顺坡向径流，在向斜核部富集（图1.5）。据勘查示范成果，处于腰站街向斜核部的苍岭镇大村、白家村、智明小学等地，岩层倾角在8°～20°之间，地下水量丰富。示范浅井井深一般在30m左右，单井涌水量20～50m3/d的示范井占了68%，涌水量在10～20m3/d的占19%，涌水量1.8～7.5m3/d的占13%。
图1.5 腰站街宽缓向斜水文地质剖面图
1—砂砾石；2—砂岩；3—粉砂质泥岩；4—泥岩；5—钙质泥岩；6—泥灰岩；7—地层产状（上倾向，下倾角）；8—泉点；9—地下水位线
向斜储水构造的主要形成条件为：
1）向斜构造中分布有透水岩层，存在储水的空隙条件。
2）向斜在透水岩层之下分布有隔水岩层，或隔水层与透水层互层，存在阻滞地下水的边界条件。
3）透水岩层有出露地表接受补给的裸露区，存在形成含水层的补给条件。
向斜储水构造的储水机理从构造角度而言主要表现为三种情形：
1）当含水层埋藏不深时，含水层常在向斜两翼以及核部被侵蚀切割出露地表，多元接受补给，在向斜轴部或核部低洼处富集和储存，沿谷地或洼地溢出排入河流。
2）当含水层从向斜两翼向轴部，由裸露地表逐渐过渡为被隔水层埋藏状态时，地下水从向斜两翼含水岩层的裸露区接受补给，往向斜轴部运移汇集，最后在向斜轴部富集和储存，通过切穿顶板隔水层的导水断层形成上升泉排泄。
3）当含水层完全处于被隔水层埋藏的状态时，只能通过相邻含水层透过相对隔水层的越流或断裂导流获得补给，主要富集和储存在向斜轴部或断裂、裂隙发育带内。通常沿区域大断裂作深远程径流排泄。
此外，地形条件对向斜储水构造地下水的运动、富集和储存有着重要的影响，向斜盆地地下水富集带多在向斜轴部，而向斜山地地下水则多沿翼部含水层分布的谷地富集和储存。
1.2.3.2 背斜储水构造
完整的背斜储水构造往往由圈闭的隔水层及地下分水岭组成边界。地下水的补给、径流、排泄特征与向斜储水构造相似。往往沿轴部、转折端张应力集中带断层和裂隙发育，地表侵蚀形成谷地，常常形成富水块段。如仓街示范区的海源小学SK269、北屯村SK255、SK256三个孔同处于一小背斜轴部（图1.6），揭露地层岩性是粉砂质泥岩与泥灰岩互层，三口井钻至20m以下的泥灰岩层时冲洗液均完全漏失，岩心呈短柱状，沿层面溶孔发育，层面裂隙溶蚀扩张明显，透水性好。各井抽水降深分别为0.5m、3.0m和1.8m，相应的涌水量为82.3m3/d、58.9m3/d和64.8m3/d，并且水循环通畅，水质良好。从构造上分析其原因，是背斜核部拉张裂隙发育，利于地表水下渗补给，地下水可以得到不断的补给与流动，水质较好，且加剧了泥灰岩的溶蚀。
图1.6 北屯村水文地质剖面
1—钙泥质粉砂岩；2—钙质粉砂岩；3—泥质粉砂岩；4—泥灰岩
F. 水文地质学中的水理性质有哪些 土的水理性质
土的水理性质一般来指的自是粘性土的液限、塑限（由实验室测得）及由这两个指标计算得来的液性指数和塑性指数。这几个指标也是工程中必需提供的。对于饱和粘性土还有灵敏度和触变性。
粘性土由于含水量的不同，分为固态、可塑状态和流动状态，这即是粘性土的稠度状态。各稠度状态间的临界含水量称界限含水量，界限含水量随粘粒含量和矿物成份的不同变化较大，也反映出工程地质性质的显著差别。因此界限含水量及界限含水量与天然含水量的关系，即塑性指数和液性指数，往往作为土的分类和确定地基承载力的重要参数。
天然状态下的粘性土具有一定的结构。当受到外来因素的扰动时，土粒间的胶结物质以及土粒、离子、水分子所组成的平衡体系受到破坏，土的强度降低和压缩性增大。土的结构性对强度的这种影响，一般用灵敏度来反映。
G. 水文地质基本知识
(一)地下水的形成和分类
1.地下水的形成
自然界中的水以气态,液态和固态的形式存在于大气圈、水圈和岩石圈中。大气水、地表水和地下水并不是彼此孤立存在的,它们之间实际处于不断运动,相互转化的过程之中,这一过程称为自然界中的水循环(图1-12)。按其循环范围和途径的不同,分为大循环和小循环。
地下水的形成就是水的循环过程中水通过渗透和水汽的凝结作用而形成的。由大气降水和地表水渗入地下形成的地下水称为渗入水。其方式是大气降水通过岩石的空隙向下渗入形成地下水,地表水是通过岩土空隙在地表水柱压力和毛细力作用下渗入地下形成地下水。此外,在大气中含有的水汽和岩石空隙中的水汽在温度降低达到饱和时,就开始凝结成水滴,当水滴汇聚起来就成为地下水。我们把水汽凝结而形成的地下水称为凝结水。而且我们还得出这样的结论:地下水的来源主要来自大气降水的渗入,地下水是水资源的重要组成部分,虽然能不断得到补给,但它并非取之不尽用之不竭,如果不合理使用,水资源储量将会减少乃至出现枯竭。
图1-12 自然界中水的循环示意图
①含水层;②隔水层;③大循环;④小循环
2.地下水的分类
地下水按含水层性质分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类。
(1)孔隙水
埋藏在孔隙岩层中的地下水称为孔隙水。孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物中,如洪积、冲积、坡积、风积和海相沉积等岩层中。在坚硬和半坚硬的岩石中也有少量分布。孔隙水由于存在于岩土的孔隙中,因此孔隙的分布、大小、形状、排列等,直接影响着孔隙水,这也就取决于松散沉积物的岩性、分布等特点。孔隙水具有如下特点:
1)孔隙水存在于岩土孔隙中,因此各种类型的具有孔隙的松散沉积物,都可以赋存孔隙潜水或孔隙承压水。因此掌握沉积物的沉积规律、特征,是寻找该含水层和初步评价含水层以及选择供水施工工艺和供水结构设计的重要依据。
2)松散岩土孔隙发育,分布密集且均匀,相互连通,呈层状分布,具有统一的水动力联系,所以孔隙水一般呈层流运动。很少见到透水性突变等特征。
3)由于松散沉积物具有不同的成因类型,它们所分布的地貌也不同,因此可形成不同类型的孔隙水,它们的均匀性也各有差异。
4)孔隙水的补给来源主要是大气降水,在特定条件下,地表水也可成为重要的补给来源之一,在条件适宜的地方,深部裂隙水或岩溶水也可补给孔隙水。
5)孔隙水一般常存在于地壳表层,多以潜水形式出现,这对水源地勘察和供水井施工带来便利,同时对采矿带来一定的影响。
(2)裂隙水
埋藏和运动于基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。基岩的裂隙是地下水的储藏和运动的场所,裂隙的发育程度和联通性直接影响着裂隙水的分布和富集。因此,研究基岩的裂隙具有重要而实际的意义。基岩裂隙按其成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙三种类型。裂隙水的埋藏和分布很不均匀,主要受地质构造、岩性及地貌等因素的控制。按埋藏条件和含水层产状,可将裂隙水分为三种类型;面状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。
1)面状裂隙水:赋存于各种基岩表部的风化裂隙中,某些巨大的交叉断裂带也属这一类。这种裂隙水上部一般没有连续分布的隔水层,具有潜水的特征。风化裂隙广泛分布,均匀密集,彼此连通构成面状分布的网状裂隙体系,因而构成统一水动力系统,具有统一的水面,属面状裂隙水或似层状裂隙水。
2)层状裂隙水:是指聚集于成岩裂隙及区域构造裂隙中的水。其埋藏和分布常有一定的呈层性,这种水称为层状裂隙水。由于各种裂隙交织相通,构成了具有统一地下水水面的网状系统,因此,其埋藏和分布常具成层性。
3)脉状裂隙水(带状裂隙水):是指埋藏和运动于构造断裂带或岩浆侵入接触带的水,常呈带状或脉状分布。这种水由于受断裂影响,往往补给源较远,循环深度大,水量、水位较稳定。一般具有统一的地下水力联系,有些地段可具承压性。是良好的供水水源。脉状裂隙水对矿床的开采、钻探及地下洞穴工程,常常造成巨大的困难和威胁,有时可突然造成涌水事故。
(3)岩溶水
贮存和运动于岩溶中的地下水称为岩溶水。岩溶水的分布较孔隙水和裂隙水有更大的不均匀性。它主要发育在石灰岩地区。由于水流对可溶性岩石(石灰岩、白云岩、石膏、钾盐、石盐等)以化学溶蚀为主,机械破碎为辅的一种特殊的地质作用,产生了特殊的地质现象(如石芽、溶沟、溶洞、石林、峰林、地下暗河等),将这种作用称为岩溶作用,将这种现象称为岩溶现象或岩溶形态,将这种地表岩溶现象,称为地表岩溶。由此可见,地下岩溶是岩溶水贮存和运动的场所。因而它与孔隙水、裂隙水相比,具有独特的埋藏、分布和运动条件。岩溶含水层水量往往比较丰富,常可作大型供水水源。
在岩溶地区采矿和勘探时,要仔细研究岩溶的发育规律,以防造成损失。
地下水也可按埋藏条件,分为上层滞水、潜水和承压水三类。
1)上层滞水。存在于包气带中局部隔水层上面的重力水叫作上层滞水(图1-13)。一般分布不广,是降水或地表水下渗时,被局部隔水层或弱透水层所阻而存积起来的地下水。这种水与季节和气候有直接联系。湿润季节或雨后出现,干旱季节或雨后不久即消失。补给区与分布区相一致。上层滞水一般只能作小型或暂时性供水水源。由于它距地表近,易被污染,如作饮用时要加以注意。防范水质污染。
图1-13 上层滞水和潜水示意图
aa'—地面;bb'—潜水面;cc'—隔水层面;OO'—基准面;h1—潜水埋藏深度;h—含水层高度;H—潜水位
2)潜水。埋藏在地表以下第一个稳定的隔水层以上,具有自由水面的重力水。潜水的自由水现称为潜水面如图1-13所示;潜水面至地表的距离称为潜水的埋藏深度(h1);潜水面上任一点的标高(H)称为潜水位;潜水面至隔水板顶面的距离称为含水厚度(h)。潜水的基本特点是:潜水面上部,一般无稳定隔水层存在,因此潜水具有自由的水面,不承受静水压力属无压水。在重力作用下,潜水由较高处向低处流动;通常大气降水、地表水经过包气带直接渗入而补给潜水,所以大多数情况下,潜水的分布区就是补给区,二者完全一致;潜水动态(水位、水质、水量等)受气候影响随季节性变化。如雨季,降水充沛,潜水获得补给量较多,致使潜水面上升,埋藏深度变小。因而呈现季节性变化;由于潜水埋藏较浅,易污染,易于取用。常为民用水源及工农业供水水源。
3)承压水。充满于两个隔水层之间的地下水叫作承压水(图1-14)。当这种含水层未被水充满时,其性质与潜水相似,称为无压层间水。由于承压水具有隔水顶板,因而它具有与潜水不同的特点,承压水的特点是:承压水具有承压性能,当钻孔揭穿到含水层后,在静水压力作用下,初见水位与稳定水位不一致,稳定水位高于初见水位。当水能溢出地表时,可形成自流,这种水头称正水头。如果承压水头不能流出地表,这种水头称负水头;承压水分布区与补给区不一致,且往往补给区小于承压区,因承压水具有隔水顶板,使承压含水层不能自隔水顶板上部的地表直接接受补给。补给区往往处于承压区一侧,位于地形较高的含水层出露的位置。排泄区位于地形较补给区低的位置;承压水自补给区流入承压区再向低处排泄,故承压水的水量、水质、水温等受气候影响较小,随季节变化不大,且显得稳定;承压水受地表污染少,它是最具战略价值的水源地。
图1-14 承压盆地构造图
a—补给区;b—承压区;c—排泄区1—隔水层;2—含水层;3—喷水钻孔;4—不自喷钻孔;5—地下水流向;6—静止水位;7—泉;H—承压水头厚度(m);M—含水层厚度(m)
(二)含水层及水文地质单元
1.含水层
地壳中的岩层有的含水,有的不含水,有的虽然含水(结合水、毛细水)但不能透水。我们把不透水且不含水的岩土层称为隔水层。透水的而又饱含重力水的岩土层称为含水层。
作为含水层必须是具备下列基本条件。
(1)岩层要有储存地下水的空间
岩土层要能含水,首先是在岩土层中必须要有储存地下水的空间(空隙),外部的水才能进入岩土层把水储存起来,并能在其中运动,才有可能成为含水层。由此可知,岩层具有空隙是含水层形成的先决条件,也是确定含水层存在的重要标志。
(2)要有储存地下水的地质条件
岩层有了空隙,虽然是含水层形成的首要条件,但它不是唯一的条件。同时,必须是具备一定的有利于地下水聚集和储存的地质条件,才能构成含水层。
(3)要有一定的补给水量
有了容水的空隙岩土层和有利蓄水的地质条件,并不一定有丰富的地下水,还必须具备充足的补给水量,才能使具有一定地质条件的空隙岩土层有水而构成含水层。有一定的补给水量不仅是形成含水层的一个重要条件,更重要的是关系到含水层水量的多少及其保证程度的一个主要因素。
2.水文地质单元
由水文地质要素(补给区、排泄区、含水层、隔水层等)组一个统一而完整的水文地质结构(单位),称为水文地质单元。一个水文地质单元可包括若干个蓄水构造,或者只有一个蓄水构造。研究水文地质单元才能揭示地下水的产生和发展变化规律,才能确切地认识、保护和合理地开发利用地下水资源。
补给区是指地下水接受水源补给的地区。它一般位于地形的相对高处或相对于排泄区的高处。
排泄区是指排泄地下水的地段,它一般处于地形的相对低处。河流、泉、某些断层都可以成为地下水的排泄通道。
H. 常见的防水结构有哪些
有很多，比如圆形密封圈防水，硅胶垫圈防水，喷涂防水结构，接线盒灌胶防水结构，润滑油气封防水结构，气密防水结构，你可以看一下经典设计圆形密封防水结构去慢慢了解，有图有真相。
I. 风化壳储水构造
风化壳储水构造是以基岩风化层为含水层，以其下伏不透水的完整基岩为隔水底板而构成的储水构造。风化壳储水构造主要形成于弱透水基岩分布区，在强透水的岩石，尤其是可溶岩分布区，风化带之下的新鲜基岩透水性强，所以，风化层不易储存地下水。
风化岩层裂隙发育程度随埋藏深度增大而逐渐减弱，所以风化裂隙含水层与下面隔水的新鲜岩石之间没有明显的分界线，呈渐变的过渡关系。富水性较强的层位一般是中等风化带。
风化裂隙水以大气降水为主要补给来源，其水位、水量均随季节而变化，受气候影响很大。雨季地下水位上升，水量增大；旱季水位下降，水量锐减，甚至风化带干枯无水。风化带裂隙水的运动主要受地形控制，地下水从分水岭顺坡向低洼地带运动，山脊和陡坡上一般不易保持风化裂隙水。风化裂隙水以潜水为主，潜水面形状随地形起伏而和缓地起伏变化。在有隔水岩土层覆盖的低洼地方也可以形成局部的承压水。风化裂隙水一般埋藏不深，便于开采利用，尤其适宜用人工大口井开采。其单井涌水量一般不大。以分散开采为宜。
风化裂隙水的富集，主要还是受岩性、地质构造及地形条件控制，通常在风化带厚度大、汇水范围较宽广的洼地、谷地等低洼地带容易形成富水块段。
以上单独论述了五类最基本的储水构造，但各种地质因素和作用过程是千变万化的，实际上储水构造形式还有很多。例如：当不整合面上覆为透水性强的岩层、下伏为弱透水的岩层时，常常形成不整合面储水构造；侵入岩体与围岩的接触带裂隙特别发育时，可能形成接触带储水构造；裂隙发育的岩脉侵入弱透水或不透水地层中时，也能形成岩脉储水构造；由多组相互交切的断层切割形成的块状含水层、隔水层往往与断层边界构成断块储水构造，因断裂作用强烈，边界围限条件良好而常形成富水块段等。因此，广大水文地质工作者，应在实践当中根据地下水富集的地质构造条件和机理加以分析识别，提高找水效率。
J. 从水文地质角度看，什么断层具有良好的储水
③背斜是良好的储油构造，向斜有利于储存地下水，常形成自流盆地
④在断层构造地带，常发育成沟谷、河流