地下水这一名词有广义和狭义的两种概念。广义的地下水（Underground water，Subsurface water）是指赋存于地面以下岩土空隙中的水，包气带和饱水带中所有赋存于空隙中的水均属之。狭义的地下水（Ground water）仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。通常，在工程地质勘察报告的水文地质条件章节中所提到的地下水是指狭义的地下水。

长期以来，地下水工作者着重于研究饱水带岩土空隙中的重力水。但是，越来越多的研究表明，包气带水和饱水带水是不可分割的统一整体，它们之间有着千丝万缕的联系，不研究包气带水，许多水文地质问题就无法解决。可以说，现代水文地质学正处于由研究狭义地下水向研究广义地下水的转变之中。考虑到这一趋势，同时考虑到地下水在土木工程实践中的具体作用，从广义地下水角度进行分类。

地下水的赋存特征对其水量、水质时空的分布等有决定意义，其中最重要的是埋藏条件和含水介质。所谓地下水的埋藏条件（depositional condition），是指含水层在地质剖面中所处的部位及受隔水层限制的情况。据此可将地下水分为包气带水、潜水及承压水。根据含水介质（water-bearing medium）类型，可将地下水分为孔隙水、裂隙水及岩溶水。将两者组合可分出9类地下水（表4.1、图4.3）。

（1）潜水、承压水及上层滞水

1）潜水（phreatic water）

埋藏在地表以下第一个较为稳定的隔水层之上具有自由表面的重力水称为潜水（图4.3）。潜水没有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。潜水的水面为自由水面，称为潜水面（phreatic surface）。从潜水面到隔水底板的距离称为潜水含水层厚度。潜水面到地面的距离称为潜水埋藏深度。

表4.1　地下水分类表

图4.3　潜水、承压水及上层滞水

1—隔水层；2—透水层；3—饱水部分；4—潜水位；5—承压水侧压水位；6—泉（上升泉）；7—水井（实线表示井壁不进水）；a—上层滞水；b—潜水；c—承压水

由于潜水含水层上面不存在隔水层，直接与包气带相连，所以潜水在其全部分布范围内都可以通过包气带接受大气降水、地表水或凝结水的补给（recharge）。潜水面不承压，通常在重力作用下由水位高的地方向水位低的地方径流（runoff）。潜水的排泄（discharge）方式有两种：一种是径流到适当地形处，以泉、渗流等形式泄出地表或流入地表，这便是径流排泄；另一种是通过包气带或植物蒸发进入大气，这是蒸发排泄。

潜水直接通过包气带与大气圈及地表水圈发生联系，气象、水文因素的变动，对它影响显著，丰水季节或年份，潜水接受的补给量大于排泄量，潜水面上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小。干旱季节排泄量大于补给量，潜水面下降，含水层变薄，埋藏深度加大。因此，潜水的动态有明显的季节变化。潜水积极参与水循环，易于补充恢复，但容易受到污染。由于受气候影响大及含水层厚度有限，潜水一般缺乏多年调节性。

潜水的水质变化很大，主要取决于气候、地形及岩性条件。湿润气候及地形切割强烈的地区，利于潜水的径流排泄，而不利于蒸发排泄，往往形成含盐量不高的淡水。干旱气候及低平地形区，潜水以蒸发排泄为主，常形成含盐量高的咸水。

一般情况下，潜水面不是水平的，而是向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致，但常较地形起伏缓和。潜水面上各点的高程称作潜水位（phreatic level）。将潜水位相等的各点连线，即得潜水等水位线图（contour map of phreatic level），图4.4能反映潜水面形状。相邻两等水位线间作一垂直连线，即为此范围内潜水的流向。用此垂线长度去除两端的水位差，即得潜水水力坡度（hydraulic gradient），如图4.4所示。根据等水位线，可以判断潜水与地表水的相互补给关系。

图4.4　利用等水位线图求潜水流向及水力坡度

图中线条为等水位线，数字为潜水位标高（m），箭头指示地下水流向

综上所述，潜水的基本特点是与大气圈及地表水圈联系密切，积极参与水循环。产生此特点的根本原因是其埋藏特征——位置浅，上无连续隔水层。

2）承压水（confined water）

充满于两个隔水层之间的含水层中的重力水，称为承压水（图4.5）。承压含水层上部的隔水层称作隔水顶板，或称为限制层。下部的隔水层称为隔水底板。顶底板之间的距离为含水层厚度。

承压性是承压水的一个重要特征。图4.5表示一个基岩向斜盆地，含水层中心部分埋没于隔水层之下，两端出露于地表。含水层从出露位置较高的补给区获得补给，向另一侧排泄区排泄，中间是承压区。补给区位置较高，水由补给区进入承压区，受到隔水顶底板的限制，含水层充满水，水自身承受压力，并以一定压力作用于隔水顶板。要证实水的承压性并不难，用钻孔揭露含水层，水位将上升到含水层顶板以上一定高度才静止下来。静止水头（static hydraulic head）高出含水层顶板的距离便是承压水头（pressure head）。井中静止水位的高程就是含水层在该点的测压水位（piezometric head）。测压水位高于地表时，钻孔能够自喷出水。

图4.5　承压水

1—隔水层；2—含水层；3—地下水位；4—地下水流向；5—泉（上升泉）；6—钻孔，虚线为进水部分；7—自喷孔；8—大气降水补给；H—承压水头（压力水头）；M—含水层厚度

承压水受到隔水层的限制，与大气圈、地表水圈的联系较弱。当顶底板隔水性能良好时，它主要通过含水层出露地表的补给区（这里的水实际上已转为潜水）获得补给，并通过范围有限的排泄区排泄。当顶底板为半隔水层时，它还可通过半隔水层，从上部或下部的含水层获得补给，或向上部或下部含水层排泄。无论在哪一种情况下，承压水参与水循环都不如潜水那样积极。因此，气候、水文因素的变化对承压水的影响较小，承压水动态比较稳定。

承压水在很大程度上和潜水一样，来源于现代渗入水（大气降水、地表水的入渗）。但是，由于承压水的埋藏条件使其与外界的联系受到限制，在一定条件下，在含水层中可以保留年代很古老的水，有时甚至保留沉积物沉积时的水（例如，在海相沉积物中保留下当时的海水，在湖相沉积物中保留当时的湖水）。总的说来，承压水不像潜水那样容易补充、恢复，但由于其含水层厚度一般较大，往往具有良好的多年调节性能。

将某一承压含水层测压水位相等的各点连线，即得等水压线（等测压水位线）。在图上根据钻孔水位资料绘出等水压线，便得到等水压线图（pressure-surface map），如图4.6所示。与潜水等水位线图一样，根据等水压线可以确定承压水的流向和水力坡度。对于潜水，等水位线既表示地下水面，又代表含水层顶面。而承压水的测压水位，只有当井孔穿透上覆隔水层达到含水层顶面时，地下水才会在井孔中出现。在测压水位高度上，并不存在实际的地下水面，等测压水位面是一个虚拟的面，钻孔打到这个高度是见不到水的，必须打到含水层顶面才能见水。因此，等水位线图通常要附以含水层顶板等高线，如图4.6所示。

仅仅根据等水压线图，无法判定承压含水层和其他水体的补给关系。任一承压含水层接受其他水体的补给，必须具备两个条件，缺一不可：第一，水体（地表水、潜水或其他承压含水层）的水位必须高出此承压含水层的测压水位；第二，水体与含水层之间必须有联系通道。同样，在排泄时也应具备这两个条件，只不过承压含水层的测压水位必须高于其他水体的水位罢了。承压含水层在地形适宜处露出地表时，可以泉或溢流形式排向地表或地表水体，也可以通过导水断裂带向地表或其他含水层排泄。当承压含水层的顶底板为半隔水层时，只要有足够的水头差，也可以通过半隔水层与其上下的含水层发生水力联系。

图4.6　等水压线图

（附含水层顶板等高线）
1—地形等高线（m）；2—含水层顶板等高线（m）；3—等测压水位线（m）；4—地下水流向；5—承压水自溢区；6—钻孔；7—自喷孔；8—含水层；9—隔水层；10—测压水位线；11—钻孔；12—自喷孔

在接受补给或进行排泄时，承压含水层对水量增减的反应与潜水含水层不同。潜水获得补给时，随着水量增加，潜水位抬高，含水层厚度加大；进行排泄时，水量减少，水位下降，含水层厚度变薄。对于潜水来说，含水层中的水，不承受除大气压力以外的任何压力。承压含水层则不同，由于隔水顶底板的限制，水充满于含水层中呈承压状态，上覆岩土层的压力是由含水层骨架与含水层中的水共同承受的，上覆岩土层的压力方向向下，含水层骨架的承载力及含水层中水的浮托力方向向上，方向相反的力彼此相等，保持平衡。当承压含水层接受补给时，水量增加，静水压力加大，含水层中的水对上覆岩土层的浮托力随之增大。此时，上覆岩土层的压力并未改变，为了达到新的平衡，含水层空隙扩大，将含水层骨架原来所承受的一部分上覆岩土层的压力转移给水来承受，从而测压水位上升，承压水头加大。由此可见承压含水层在接受补给时，主要表现为测压水位上升，而含水层的厚度加大很不明显。增加的水量通过水的压密及空隙的扩大而储容于含水层之中。当然，如果承压含水层的顶底板为半隔水层，测压水位上升时，一部分水将由含水层通过半隔水层转移到相邻含水层中去。

因排泄而减少水量时，承压含水层的测压水位降低。这时，上覆岩土层的压力并无改变，为了恢复平衡，含水层空隙必须作相应的收缩，将水少承受的那部分压力转移给含水层骨架承受。当顶底板为半隔水层时，还将有一部分水由半隔水层转移到含水层中。

上面的说法并不仅仅是理论上的解释，完全可以从实际现象中得到证实。例如，铁道旁边的承压水井，在火车通过时可以看到井中水位上升，火车通过后，水位又恢复正常。这说明，由于火车的重力加大了对含水层的压力，含水层骨架压缩，从而使水承受了更多的压力。

承压水的水质变化很大，从淡水到含盐量很高的卤水都有。承压水的补给、径流、排泄条件越好，参加水循环越是积极，水质就越接近入渗的大气降水及地表水，为含盐量低的淡水。补给、径流、排泄条件越差，水循环越是缓慢，水与含水岩层接触时间越长，从岩层中溶解得到的盐类越多，水的含盐量就越高。有的承压水含水层，与外界几乎不发生联系，保留着经过浓缩的古海水，每升含盐量可以达到数百克。(www.daowen.com)

3）上层滞水（stagnant groundwater or perched water）

当包气带中存在局部隔水层时，在局部隔水层上积聚的具有自由水面的重力水，称为上层滞水。上层滞水分布最接近地表，接受大气降水的补给，以蒸发形式或向隔水底板边缘排泄。雨季获得补充，积存一定水量，旱季水量逐渐耗失。当分布范围较小而补给较少时，不能终年保持有水。上层滞水一般水量不大，动态变化显著。

（2）孔隙水、裂隙水和岩溶水

1）孔隙水（pore-space water or pore water）

孔隙水主要赋存于松散沉积物颗粒之间，是沉积物的组成部分。在特定沉积环境中形成的不同类型沉积物，受到不同水动力条件的制约，其空间分布、粒径与分选均各具特点，从而控制着赋存于其中的孔隙水的分布以及它与外界的联系。下面就按沉积物的成因类型讨论孔隙水。

a.洪积物（diluvium）中的地下水

洪流在出山口形成的洪积扇地貌反映了洪积物的沉积特征。洪积扇（diluvium fan）的顶部，多为沙石、卵石、漂石等，沉积物不显层理，或仅在其间所夹细粒层中显示层理；洪积扇的中部以砾、沙为主，并开始出现黏性土夹层，层理明显；洪积扇没入平原的部分，则为沙和黏性土的互层，如图4.7所示。

洪积物的沉积特征决定了其中的地下水具有明显的分带现象。洪积扇顶部，十分有利于吸收降水及山区汇流的地表水，是洪积物中地下水的主要补给区。此带地势高、潜水埋藏深、岩土层透水性好、地形坡降大、地下径流强烈、蒸发微弱而溶滤强烈，故形成低矿化度水（地下水中所含各种离子、分子与化合物的总量称为矿化度）。此带称为潜水深埋带或盐分溶滤带。洪积扇中部，地形变缓、沉积物颗粒变细，岩层透水性变差，地下水径流受阻，潜水壅水而水位接近地表，形成泉和沼泽。径流途径加长，蒸发加强，水的矿化度增高。此带称为溢出带，或盐分过路带。现代洪积扇的前缘即止于此带，向下即没入平原之中。溢出带向下，潜水埋深又略增大，蒸发成为地下水的主要排泄方式，水的矿化度显著增大，在干旱地带土壤发生盐渍化。此带称为潜水下沉带或盐分堆积带。

大致由溢出带向下，黏性土与沙砾相间成层，深部出现承压水。承压水接受洪积扇顶部潜水的补给，并顺着含水层流向下游，最终上升泄入河、湖或海中。

图4.7　洪积扇水文地质示意剖面

1—基岩；2—砾石；3—沙；4—黏性土；5—潜水位；6—承压水侧压水位；7—地下水及地表水流向；8—降水补给；9—蒸发排泄；10—下降泉；11—井，涂黑部分有水

b.冲积物（alluvium）中的地下水

冲积物是经常性流水形成的沉积物。河流的上、中、下游沉积特征不同。河流的上游处于山区，卵砾石等粗粒物质及上覆的黏性土构成阶地，赋存潜水。雨季河水位常高于潜水位而补给后者，雨后潜水泄入河流。枯水期河流流量，实际上是地下水的排泄量。

河流的下游处于平原地区，地面坡降变缓，河流流速变小，河流以堆积作用为主，致使河床淤积变浅。随着河床不断淤积抬高，常常造成河流游动改道，形成许多掩埋及暴露的古河道，其中多沉积粉细沙。暴露于地表的古河道，在改道点与现代河流相联系而接受其补给，其余部位由于沙层透水性好，利于接受降水补给，水量丰富。古河道由于地势较高，潜水埋深大，蒸发较弱，故地下水水质良好。古河道两侧岩性变细、地势变低、潜水埋深变浅、蒸发变强、矿化度增大，在干旱地区多造成土壤盐渍化。

c.湖积物（lacustrine sediment）中的地下水

湖积物属于静水沉积物。颗粒分选良好，层理细密，岸边沉积粗粒物质，向湖心逐渐过渡为黏性土。这种沉积特点决定了除了古湖泊岸边的潜水含水层外，其湖心地带由于沙砾石层与黏性土层互层而多形成承压含水层。范围广大的湖积承压含水层，主要通过注入古湖泊的条带状古河道获得补给。

d.滨海三角洲沉积物（littoral-delta sediment）中的地下水

河流注入海洋后流速顿减，且因其脱离河道束缚而流散，随着流速远离河口而降低，沉积物的颗粒粒径也变细，最终形成酷似洪积扇的三角洲。三角洲的形态结构可划分为3个部分：河口附近主要是沙，表面平缓，为三角洲平台；向外渐变为坡度变大的三角洲斜坡，主要由粉细沙组成；再向外为原始三角洲，沉积淤泥质黏土。滨海三角洲沉积一般均属半咸水沉积。虽然其中发育含水层，但是其中地下水的矿化度一般很高。

e.黄土（loess）中的地下水

在各类黄土地貌单元中，黄土塬的地下水源条件较好。塬面较为宽阔，利于降水入渗，并使地下水排泄不致过快。地下水向四周散流，以泉的形式向边缘的沟谷底部排泄。地下水埋深在塬的中心20～30 m，到塬边可深达60～70 m。

黄土梁、卯地区地形切割强烈，不利于降水入渗及地下水赋存，但梁、卯间的宽浅沟谷中经常赋存潜水，其水位埋深较浅，一般为十余米。

黄土中可溶盐含量高，且由于黄土分布区降水少，因此黄土中的地下水矿化度普遍较高。

2）裂隙水（fissure water）

埋藏在基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。这种水运动复杂，水量变化较大，这与裂隙发育及成因有密切关系。裂隙水按基岩裂隙成因分类有：风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水。

①风化裂隙水　分布在风化裂隙中的地下水多数为层状裂隙水，由于风化裂隙彼此相连通，因此在一定范围内形成的地下水也是相互连通的，水平方向透水性均匀，垂直方向随深度而减弱，多属潜水，有时也存在上层滞水。如果风化壳上部的覆盖层透水性很差时，其下部的裂隙带有一定的承压性，风化裂隙水主要接受大气降水的补给，常以泉的形式排泄于河流中。

②成岩裂隙水　具有成岩裂隙的岩层出露地表时，常赋存成岩裂隙潜水。岩浆岩中成岩裂隙水较为丰富。玄武岩经常发育柱状节理及层面节理，裂隙均匀密集，张开性好，贯穿连通，常形成储水丰富、导水畅通的潜水含水层。成岩裂隙水多呈层状，在一定范围内相互连通。具有成岩裂隙的岩体为后期地层覆盖时，也可构成承压含水层，在一定条件下可以具有很大的承压性。

③构造裂隙水　由于地壳的构造运动，岩石受挤压、剪切等应力作用下形成的构造裂隙，其发育程度既取决于岩石本身的性质，也取决于边界条件及构造应力分布等因素。构造裂隙发育很不均匀，因而构造裂隙水的分布和运动相当复杂。当构造应力分布比较均匀且强度足够时，则在岩体中形成比较密集均匀且相互连通的张开性构造裂隙，赋存层状构造裂隙水。当构造应力分布相当不均匀时，岩体中张开性构造裂隙分布不连续，互不沟通，则赋存脉状构造裂隙水。具有同一岩性的岩层，由于构造应力的差异，一些地方可能赋存层状裂隙水，另一些地方则可能赋存脉状裂隙水；反之，当构造应力大体相同时，由于岩性变化，裂隙发育不同，张开裂隙密集的部位赋存层状裂隙水，其余部位则为脉状裂隙水。层状构造裂隙水可以是潜水，也可以是承压水。柔性与脆性岩层互层时，前者构成具有闭合裂隙的隔水层，后者成为发育张开裂隙的含水层。柔性岩层覆盖下的脆性岩层中便赋存承压水。脉状裂隙水，多赋存于张开裂隙中。由于裂隙分布不连续，所形成的裂隙各有自己独立的系统、补给源及排泄条件，水位不一致。但是，不论是层状裂隙水还是脉状裂隙水，其渗透性常常显示各向异性。这是因为，不同方向的裂隙性质不同，某些方向上裂隙张开性好，另一些方向上的裂隙张开性差，甚至是闭合的。

综上所述，裂隙水的存在、类型、运动、富集等受裂隙发育程度、性质及成因控制，只有很好地研究裂隙发生、发展的变化规律，才能更好地掌握裂隙水的规律性。

3）岩溶水（karst water）

赋存和运移于可溶岩的溶穴中的地下水称为岩溶水。我国岩溶的分布十分广泛，特别是在南方地区。因此，岩溶水分布很普遍，其水量丰富，对供水极为有利，但对矿床开采、地下工程和建筑工程等都会带来一些危害。根据岩溶水的埋藏条件可分为：岩溶上层滞水、岩溶潜水及岩溶承压水。

①岩溶上层滞水　在厚层灰岩的包气带中，常有局部非可溶的岩层存在，起着隔水作用，在其上部形成岩溶上层滞水。

②岩溶潜水　在大面积出露的厚层灰岩地区广泛分布着岩溶潜水。岩溶潜水的动态变化很大，水位变化幅度可达数十米，水量变化可达几百倍。这主要是受补给和径流条件影响，降雨季节水量很大，其他季节水量很小，甚至干枯。

③岩溶承压水　岩溶地层被覆盖或岩溶地层与砂页岩互层分布时，在一定的构造条件下，就能形成岩溶承压水。岩溶承压水的补给主要取决于承压含水层的出露情况。岩溶水的排泄多数靠导水断层，经常形成大泉或泉群，也可补给其他地下水，岩溶承压水动态较稳定。

岩溶水的分布主要受岩溶作用规律的控制。因此，岩溶水在其运动过程中不断地改造着自身的赋存环境。岩溶发育有的地方均匀，有的地方不均匀。若岩溶发育均匀，又无黏土填充，各溶穴之间的岩溶水有水力联系，则有一致的水位。若岩溶发育不均匀，又有黏土等物质充填，各溶穴之间可能没有水力联系，因而有可能使岩溶水在某些地带集中形成暗河，而另外一些地带可能无水。在较厚层的灰岩地区，岩溶水的分布及富水性和岩溶地貌有很大关系。在分水岭地区，常发育着一些岩溶漏斗（funnel）、落水洞（sink hole）等，构成了特殊地形“峰林地貌”。它常是岩溶水的补给区。在岩溶水汇集地带，常形成地下暗河，并有泉群出现，其上经常堆积一些松散的沉积物。

实践和理论证明，在岩溶地区进行地下工程和地面建筑工程，必须弄清岩溶的发育与分布规律，因为岩溶的发育致使建筑工程场区的工程地质条件大为恶化。