地下水的埋藏条件是指含水岩层在地质剖面中所处的部位以及受隔水层限制的情况。根据地下水的埋藏条件，可以把地下水划分为包气带水、潜水和承压水（见图 4.2）。按含水层空隙性质（含水介质）的不同，可以把地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水（见表4.6）。

图4.2 地下水埋藏示意图

1—承压水位，2—潜水位，3—隔水层；4—含水层； A—承压水井；B—自流水井；C—潜水井

表4.6 地 下 水 分 类 表

一、包气带水

在包气带内局部隔水层上积聚的具有自由水面的重力水称为包气带水（见图 4.3）。包气带水接近地表，接受大气降水的补给，以蒸发形式或向隔水底板边缘流动排泄。其主要特征是：受气候控制，季节性变化明显，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。包气带水的存在，可使地基土的强度减弱，在寒冷的北方地区，易引起道路的冻胀和翻浆。此外，由于其水位变化大，常给工程的设计、施工带来困难。

图4.3 包气带水和潜水示意图

A—包气带水；B—潜水；h—潜水面的深度；H—潜水厚度

二、潜 水

饱水带中第一个连续隔水层之上具有自由表面的含水层中的水称为潜水（参见图 4.3）。潜水的水面为自由水面，称为潜水面。从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。潜水含水层直接与包气带相接，所以潜水在其分布范围内，都可以通过包气带接受大气降水、地表水或凝结水的补给。潜水在重力作用下，通常由水位高的地方向水位低的地方径流。潜水的排泄方式有两种：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水，即径流排泄；另一种是通过包气带或植物蒸发进入大气，即蒸发排泄。潜水直接通过包气带与地表发生联系，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，含水层厚度增加，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，埋藏深度增大。因此，潜水的动态有明显的季节变化。潜水动态变化的影响因素有自然因素和人为因素两方面。自然因素有气象、水文、地质和生物等；人为因素主要有兴修水利、大面积灌溉和疏干等；只要人们掌握潜水的动态变化规律，就能合理地利用地下水，防止地下水可能造成的对建筑工程的危害。

潜水的化学成分变化很大，主要取决于气候、地形及岩性条件。湿润气候和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，往往形成含盐量低的淡水。干旱气候和低平地形区，潜水以蒸发排泄为主，常形成含盐量高的咸水。

一般情况下，潜水面是向排泄区倾斜的曲面，起伏基本与地形一致，但较地形起伏缓和。潜水面上各点的高程称作潜水位。将潜水位相等的各点连线即得潜水等水位线图（见图4.4），该图能反映潜水面形状。相邻两等水位线间作一垂直连线，即得此范围内的潜水的流向。根据等水位线图可以判断潜水与地表水的相互补给关系。

图4.4 潜水等水位线图及埋藏深度图

1—地形等高线；2—等水位线；3—等埋深线；4—潜水流向；5—埋深为零区； 6—埋深0～2 m区；7—埋深2～4 m区；8—埋深大于4 m区

三、承 压 水

充满于两个隔水层之间的含水层中的水叫作承压水。承压水含水层上部的隔水层称作隔水顶板，下部的隔水层叫作隔水底板，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，水由补给区进人承压区，受到隔水顶底板的限制，含水层充满水，水自身承受压力，并以一定的压力作用于隔水顶板。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。静止水位高出含水层顶板的距离便是承压水头。钻孔中静止水位的高程就是含水层在该点的测压水位。测压水位高于地表时，钻孔能够自喷出水。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，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（见图 4.6）。根据等水压线图可以确定承压水的流向和水力梯度。

图4.5 承压水

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—测压水位； 7—泉；H—承压水头；M—含水层厚度

图4.6 等水压线图

1—地形等高线；2—含水层顶板等高线；3—等测压水位线；4—承压水位线；5—承压水流向； 6—自流区；7—井；8—含水层，9—隔水层；10—干井，11—非自流井；12—自流井(www.daowen.com)

承压水受隔水层的限制，与地表水联系较弱。因此气候、水文因素的变化对承压水的影响较小，承压水动态变化稳定。适宜形成承压水的地质构造大致有两种：一种为向斜构造或盆地称为自流盆地；另一种为单斜构造称为自流斜地。承压含水层在接受补给时，主要表现为测压含水层之中。承压含水层因排泄而减少水量时，测压水位降低。这时，上覆岩层的压力并不改变，为了恢复平衡，含水层空隙必须作相应的收缩，将减少的水所承受的那部分压力转移给含水层骨架承受。与此同时，由于减压，水的体积膨胀。

承压含水层在地形适宜处露出地表时，可以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。

四、裂 隙 水

埋藏在基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。裂隙水分布很不均匀，水力联系也很复杂。裂隙水的这些特点与裂隙介质的特征有关。根据裂隙水赋存介质的不同，将裂隙水划分为脉状裂隙水和层状裂隙水两种类型。坚硬基岩中的裂隙分布不均匀且具方向性，通常只在岩层中某些局部范围内连通，构成若干互不联系或联系很差的脉状含水系统，赋存脉状裂隙水。松散岩层中，裂隙分布连续均匀，构成具有统一水力联系、水量分布均匀的层状裂隙含水系统，赋存层状裂隙水。另外，按基岩裂隙成因的不同，可将裂隙水分为风化裂隙水、成岩裂隙水和构造裂隙水3种类型。

风化裂隙水 分布于风化裂隙中的地下水一般为层状裂隙水，受风化壳的控制，风化裂隙水多属潜水。通常情况下，风化壳规模和厚度相当有限，风化裂隙含水层水量不大，就地补给，就地排泄。

成岩裂隙水 沉积岩和深成岩浆岩的成岩裂隙多是闭合的，含水意义不大。陆地喷溢的玄武岩在冷凝收缩时，常形成六方柱状节理和层面节理。这类节理大多张开且密集均匀，连通良好，常构成储水丰富、导水通畅的层状裂隙含水系统。岩脉及侵入岩接触带，张开裂隙发育，常形成近于垂直的带状裂隙含水系统。成岩裂隙水可以是潜水，也可以是承压水或构造裂隙水。

构造裂隙水 构造裂隙是岩石在构造运动中受力产生的。在岩石性质和构造应力的控制下，裂隙的张开性、密度、方向性和连通性均有显著的区别。因此，构造裂隙水的分布规律相当复杂。与主要构造线方向一致的纵节理，垂直主要构造线的横节理，是张应力作用下形成的，一般张开性好，为导水裂隙。剪应力造成的节理面平整而闭合，多半不导水。应力集中的部位，裂隙常较发育，岩层的透水性好。在同一裂隙含水层中，背斜轴部常较两翼富水，倾斜岩层常较平缓岩层富水，断层带附近往往格外富水。同一岩层的不同部位，岩性与应力分布不均匀，裂隙密度与张开性也有差别，在应力集中或岩性有利的部位，张开裂隙互相连通，构成裂隙含水系统。同一岩性中可包含若干个裂隙含水系统。发育构造裂隙的岩层，透水性常显示各向异性，某些方向上的裂隙张开性好，另一些方向上的裂隙张开性差，甚至闭合。构造裂隙水可以是潜水，也可以是承压水。然而，即使是构造裂隙潜水，只要不是裂隙发育十分密集均匀，往往显示局部的承压性。构造裂隙水局部流向往往与整体流向不一致，迂回绕行，有时甚至与整体流向正好相反。

五、泉 水

地下水在地表的天然出露称为泉。它是地下水的主要排泄方式之一。研究泉对了解地质构造和地下水都有很大意义。

泉的出露多在山麓、河谷、冲沟等地面切割强烈的地方，平原地区堆积物厚，切割微弱，地下水不易出露，所以平原地区极少见到泉。

泉的类型很多，从不同的角度可以作不同的分类。下面介绍两种常用的分类。

1. 根据出露原因分类

侵蚀泉 河谷切割到潜水含水层时，潜水即出露为侵蚀下降泉［见图 4.7（a）］；若切穿承压含水层的隔水顶板时，承压水便喷涌成泉，称为侵蚀上升泉［见图4.7（b）］。

接触泉 透水性不同的岩层相接触，地下水流受阻，沿接触面出露，称为接触泉［见图4.7（c）］。

断层泉 断层使承压含水层被隔水层阻挡，当断层导水时，地下水沿断层上升，在地面标高低于承压水位处出露成泉，称为断层泉。沿断层线可看到呈串珠状分布的断层泉［见图4.7（d）］。

图4.7 不同类型的泉

2. 根据泉水温度分类

冷泉 泉水温度大致相当或略低于当地年平均气温叫冷泉。这种冷泉大多由潜水补给。

温泉 泉水温度高于当地年平均气温叫温泉。如陕西临潼华清池温泉水温 50 °C。温泉的起源有二：一受地下岩浆的影响；二为地下深处地热的影响。