地下水的基本概念
（一）水在岩土体中的存在形式
岩土介质中存在各种形态的水，按其物理化学性质可分为气态水、结合水、毛细水、重力水、固态水（冰）和结晶水等。
1.气态水
气态水即水汽存在于未饱水的岩土空隙中。它可以自大气进入岩土空隙中，也可以由液态水的蒸发而形成。气态水可以随空气流动而流动，也可由绝对湿度大的地方向小的地方运移，对岩土中水分的分布具有一定的作用。
2.结合水
松散岩土颗粒表面带负电荷，它具有静电吸附能，颗粒越微细，静电吸附能越大。水分子是带正负电荷的偶极体，它一端带正电，另一端带负电，在岩土颗粒的静电吸附能的作用下，能牢固地吸附在颗粒表面，形成水分子薄膜，这层水膜就是结合水（图4-1）。结合水根据其受岩土颗粒表面静电吸附能的强弱，又可以分为强结合水与弱结合水。强结合水也称吸着水，被约一万个大气压的强大吸引力直接吸附在岩土颗粒表面。
图4-1 结合水与重力水
就其性质而言，结合水近似固体，密度很大，平均为2g/cm3，具有极大的黏滞性和弹性。强结合水在重力作用下不产生运动，不传递静水压力，只有当温度高于105℃时，才能转化为气态水向他处运动。弱结合水也称薄膜水，位于强结合水的外层。它离岩土颗粒表面较远，受静电引力较小，其密度和普通水一样，但黏滞性较大。弱结合水同样在重力作用下不产生运动，不传递静水压力，但能以水膜形式极缓慢地由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动（图4-2），在强大的压力作用下，弱结合水也能脱离岩土颗粒表面，析出成重力水。因此，在抽取松散沉积物中的承压含水层时，含水层内的黏性土夹层或限制层中的弱结合水可能转化为重力水，对承压水的水质和水量都会产生影响。
3.毛细水
赋存在地下水面以上毛细空隙中的水，称毛细水。在表面张力和重力作用下水自液面上升到一定高度停止下来，此高度称毛细上升高度。因此，在潜水面以上常形成毛细水（图4-3）。这部分毛细水由地下水面支持，所以又称支持毛细水。在潜水面以上的包气带中，还有被毛细力滞留在毛细空隙中的悬挂毛细水和滞留在颗粒角间的角毛细水。毛细水可以传递静水压力，能被植物根系吸收。
图4-2 弱结合水的运动
图4-3 各种形态的水在岩层中的分布
4.重力水
当岩土的全部空隙被水所饱和时，其中在重力作用下能自由运动的水便是重力水。从泉眼中流出的水和从井孔中抽出的水都是重力水（图4-3）。重力水能传递静水压力。
5.固态水
当岩土的温度低于水的冰点时，储存于岩土空隙中的水便冻结成冰而形成固态水。固态水主要分布于雪线以上的高山和寒冷地带的某些地区，在那里，浅层地下水终年以固态冰形式存在。
气态水、结合水、毛细水和重力水在地壳最表层岩土中的分布有一定的规律性。当在松散岩土中开始挖井时，岩土是干燥的，但是实际上存在着气态水和结合水。继续向下挖，发现岩土潮湿，说明岩土中有毛细水存在。再向下掘进，便开始有水渗入井中，并逐渐形成地下水面，这就是重力水。
稳定的地下水面以上至地表称包气带，它的上部主要有气态水和结合水，还存在少量重力水和悬挂毛细水；而其下部接近地下水面部分则存在毛细水，称毛细水带。稳定地下水面以下称饱水带，主要含重力水（图4-3）。
（二）岩土体的水理性质
1.持水性
持水性是指重力释水后，岩土能够保持住一定水量的性能。在重力作用下，岩土中能够保持住的水主要是结合水和部分孔隙毛细水或悬挂毛细水。
衡量岩土持水性的指标叫持水度，指在重力作用下，岩土能够保持住的水的体积与岩土总体积之比，可以小数或百分数表示。
根据岩土保持水的形式不同，可分为毛细持水度和结合持水度，通常应用结合持水度。结合持水度是岩土所能保持的最大结合水的体积或重量和岩土总体积或重量之比。结合持水度的大小取决于颗粒大小。颗粒越小，其表面积越大，表面吸附的结合水越多，持水度也越大。松散岩土的持水度数值见表4-1。
表4-1 松散岩土的持水度数值
2.给水性
给水性是指饱水岩土在重力作用下能自由给出一定水量的性能。当地下水位下降时，原先饱水的岩土在重力作用下，其中所含的水将自由释出。
衡量岩土给水性的指标叫给水度。给水度是地下水位下降1个单位深度时，单位水平面积的岩土柱体在重力作用下释放出的水的体积，以小数或百分数表示。
给水度的大小取决于岩土空隙的大小，其次才是空隙的多少。松散岩土的给水度数值见表4-2。
表4-2 松散岩土的给水度数值
3.透水性
透水性指岩土可以被水透过的性能。不同的岩土具有不同的透水性。砂砾石具有较大的透水性。对岩土透水性起决定性作用的是空隙的大小，其次才是空隙的多少。颗粒越细小，孔隙越小，透水性就越差。因为细小的空隙大多被结合水占据，水在细小的空隙中流动时，空隙表面对其流动产生很大的阻力，水不容易从中透过。例如，黏土虽有很高的孔隙度，可达50%以上，但因其孔隙细小，重力水在其中的运移很困难，故黏土称为不透水层。
（三）含水层与隔水层
含水层指能够透过并给出相当数量水的岩层。因此，含水层应是空隙发育的具有良好给水性和强透水性的地层，如各种砂土、砾石、裂隙和溶穴发育的坚硬岩土。隔水层则是不能透过并给出水或只能透过与给出极少量水的地层。因此，隔水层具有良好的持水性，而其给水性和透水性均不良，如黏土、页岩和片岩等。
含水层首先应该是透水层，是透水层中位于地下水位以下，被地下水所饱和的地层，上部未饱和地层则是透水不含水层。故一个透水层可以是含水层，如冲积砂砾含水层；也可以是透水不含水层，如坡积亚砂土层；还可以是一部分是位于水面以下的含水层，另一部分是位于水面以上的透水不含水层（图4-4）。
图4-4 透水层和含水层
含水层与隔水层只是相对而言，并不存在截然的界限，二者是通过比较而存在的。如河床冲积相粗砂层中的粉砂层，粉砂层由于透水性小，可视为相对隔水层；但如果粉砂层夹在黏土中，粉砂层因其透水性较大则成为含水层，黏土层作为隔水层。由此可见，同样是粉砂层，在不同水文地质条件下可能具有不同的含水意义。
含水层相对性还表现在含水层与隔水层之间可以互相转化。如黏土，通常情况下是良好的隔水层，但在降水或地下深处较大的水头差作用下，当其水力梯度大于黏土层起始水力坡度时，也可能发生相邻含水层越流补给，透过并给出一定数量的水而成为透水层。