地下水与含水层

地下水储存在岩石内部的空隙以及未固结沉积物之中。靠近地表的岩石和沉积物所承受的压力小于深层岩石和沉积物的压力，因此它们的空隙更多。出于这个原因，再加上钻探深井的成本高昂，大多数由个人用户获取的地下水都位于地表以下 100 米范围内。一些市政、农业和工业的地下水用户会从更深的地方获取水源，但较深的地下水往往质量低于浅层地下水，所以我们的挖掘深度存在一定的限制。

孔隙率是指未固结沉积物或岩石内部的空隙所占的百分比。原生孔隙率由沉积物或沉积岩中颗粒之间的空隙所构成。次生孔隙率则是指岩石形成之后所形成的孔隙。它可能包括裂缝孔隙——任何岩石中的裂缝内部的空隙。有些火山岩具有与气泡相关的一种特殊孔隙类型，而有些石灰岩则具有与化石内部空洞相关的一些额外孔隙。

孔隙率是以岩石中空隙体积与岩石总体积之比计算得出的百分比。不同地质材料的典型孔隙率范围如图 14.1.1 所示。未固结的沉积物的孔隙率通常高于固结的沉积物，因为它们没有胶结物，而且大多数没有受到强烈压缩。较细粒的材料（如粉砂和黏土）的孔隙率往往高于较粗粒的材料（如砾石），有些甚至高达 70%。在分选良好的沉积物中，原生孔隙率通常高于分选不良的沉积物，因为在分选不良的沉积物中存在一系列较小的颗粒来填充较大颗粒所留下的空隙。冰川沉积物的粒度范围较广，通常是在冰川冰层下方受到压缩而形成的，其孔隙率相对较低。

在未固结沉积物形成沉积岩的过程中，固结和胶结作用会降低原始孔隙度。沉积岩通常具有 10%至 30%的孔隙度，其中部分可能是次生孔隙（裂缝孔隙）。岩石的粒度、分选性、压实程度和胶结程度都会影响原始孔隙度。例如，分选不良且胶结良好的砂岩以及压实良好的泥岩可能具有极低的孔隙度。火成岩或变质岩的原始孔隙度最低，因为它们通常在深处形成，并且含有相互嵌套的晶体。它们的孔隙度大部分以裂缝中的次生孔隙形式存在。在固结的岩石中，具有良好裂缝的火山岩和因溶解而产生洞穴开口的石灰岩具有最高的潜在孔隙度，而受高压作用形成的侵入型火成岩和变质岩则孔隙度最低。

孔隙度是衡量地质材料中可储存水量多少的一个指标。几乎所有的岩石都具有一定的孔隙度，因此都含有地下水。地下水存在于你的脚下以及地球上的任何地方。考虑到沉积岩和松散沉积物覆盖了大陆地壳的约 75%，平均厚度约为几百米，并且它们通常平均具有 20%的孔隙度，所以很容易看出，地下的水量可以储存相当巨大的数量。

孔隙度描述的是地下可能存在容纳水分的空间大小，而渗透性则描述的是这些孔隙的形状和相互连接方式。这决定了水从一个孔隙流向另一个孔隙的难易程度。较大的孔隙意味着流动的水与孔隙壁之间的摩擦力较小。较小的孔隙意味着孔壁上的摩擦力较大，而且水的流动路径也会有更多的曲折和迂回。具有渗透性的材料拥有更多的较大且相互连接良好的孔隙空间，而不可渗透的材料则拥有较少、较小且连接不良的孔隙。渗透性是地下水最重要的变量。渗透性描述了水在岩石或未固结的沉积物中流动的难易程度，以及为了我们的用途而提取水的难易程度。地质材料的渗透性特征由地质学家和工程师使用多种不同的单位来量化，但最常用的是水力传导率。用于表示渗透系数的符号是 K。尽管渗透系数可以用多种不同的单位来表示，但在本书中，我们始终会使用米每秒这一单位。

如图 14.1.2 所示，地质材料的渗透率范围很广，从每秒 10^(-12) 米（即每秒 0.000000000001 米）到约每秒 1 米不等。未固结的材料通常比相应的岩石具有更高的渗透率（例如，将沙与砂岩进行比较），而且较粗的材料比较细的材料具有更高的渗透率。渗透率最低的岩石是未破裂的侵入型火成岩和变质岩，其次是未破裂的泥岩、砂岩和石灰岩。砂岩的渗透率会因颗粒的分选程度和存在的胶结物的量而有很大差异。破裂的火成岩和变质岩，尤其是破裂的火山岩，渗透率可能很高，而溶解了沿裂缝和层理面形成的溶蚀孔洞的石灰岩也是如此。

为什么黏土具有孔隙性但却不具备渗透性呢？

无论是沙质沉积物还是黏土沉积物（以及砂岩和泥岩），其孔隙度都相当高（沙质沉积物的孔隙度为 30%至 50%，黏土和泥质的孔隙度为 40%至 70%），但沙质物质的渗透性较强，而黏土和泥质物质则不具备这样的渗透性。

大多数硅酸盐矿物颗粒的表面由于矿物结构的缺陷而带有轻微的负电荷。水（H2O）是一种极性分子。这意味着尽管它没有整体的电荷，但分子的一侧（带有两个氢原子的那一侧）具有轻微的正电荷，而另一侧则具有轻微的负电荷。水强烈地吸引所有的矿物颗粒，而位于这些结合水层（每个颗粒周围几微米处）内的水无法像地下水的其他部分那样流动和移动。

在图 14.1.3 的两个图表中，结合水用中蓝色线条环绕着每个颗粒来表示，而未结合且能够流动的水则用浅蓝色表示。在砂中，仍有大量水能够通过沉积物流动，但在黏土沉积物中，几乎所有的水都被紧紧地附着在颗粒上，这降低了渗透性。

我们已经了解到，地质材料的孔隙度差异很大，而渗透性则更为多样。只要有孔隙存在，地下水就会存在。然而，这些地下水能否大量流动则取决于渗透性。含水层被定义为具有足够渗透性以使水能够通过其中流动的岩石或未固结的沉积物体。像砾石、沙子甚至淤泥这样的未固结材料，以及像砂岩这样的岩石，都具有相对良好的含水层特性。如果岩石有良好的裂缝，其他岩石也能成为良好的含水层。隔水层是不能大量传输水的体，例如黏土、土层、或裂隙不好的火成岩或变质岩。这些都是相对术语，并非绝对术语，通常根据人们抽取地下水的意愿来定义；对某些人来说是含水层的，对另一些人来说可能是隔水层。位于地表的含水层被称为不封闭含水层。在含水层与地表之间存在低渗透性物质的含水层被称为承压含水层，而分隔地表与含水层的隔层则被称为承压层。

图 14.1.4 展示了一组岩石和未固结物质的剖面图，其中部分物质可能作为承压层，而其他部分则可能作为隔水层或承压层。花岗岩的渗透性远低于其他物质，因此在这一情境中它属于隔水层。黄色层的渗透性很强，会成为理想的承压层。上面的灰色层则属于隔水层。

上层的浅棕色层（渗透系数 K = 10^-2 米/秒）没有封闭层，属于无封闭层的含水层。黄色层（渗透系数 K = 10^-1 米/秒）由封闭层（渗透系数 K = 10^-4 米/秒）所封闭，属于封闭式含水层。封闭式含水层的主要水源来自山丘的上部，那里在地表处是暴露的，而通过细砂层的渗流所补给的水量相对较少。

图 14.1.4 图像描述：不同沉积层的相对渗透率。渗透率用水力传导率（K = 每秒米）来表示。浅黄色的顶层是无约束含水层，其水力传导率为 10−2。灰色的第二层是约束层，其水力传导率为 10−4。黄色的第三层是约束型含水层，其水力传导率为 10−1。第四层未标注，其水力传导率为 10−4。最底层是花岗岩，其水力传导率为 10−10。

https://opentextbc.ca/physicalgeology2ed/chapter/14-1-groundwater-and-aquifers/

砂岩的矿物学：孔隙度与渗透率

孔隙度和渗透率——水及其他地质流体的流动情况

这是“如何……”系列中关于砂岩矿物学内容的一部分。

几乎所有的地质过程都需要某种形式的水存在。大多数沉积作用都发生在水中（风成沉积物则是明显的例外）。沉积物的埋藏和压实过程中会排出水分。如果没有水，成岩作用就不会发生；烃类也不会迁移到储层中，矿物质也不会在矿体中聚集。在压力作用下，处于水中的流体会降低岩石的内聚力和摩擦力，从而促进岩石变形。如果没有热的水性流体中的物质转移，变质作用会极其缓慢，即便按照地质标准来看也是如此。

所有这些过程不仅需要水的存在，还需要水的持续流动或循环。在地球表面以下，水的存留和流动需要两种基本的岩石-沉积物特性：

- 空隙，通常表现为粒间孔隙和裂缝的形式，

- 空隙之间的连通性。

其中前者被称为孔隙度；后者称为渗透性。

孔隙主要有两种类型：一种是粒间孔隙，常见于砂岩、砾岩和泥岩；另一种是裂缝孔隙，存在于坚硬岩石中。裂缝孔隙在坚硬岩石的脆性破裂或熔岩流冷却过程中形成。即使基岩不透水（如花岗岩、玄武岩、致密砂岩），相互连通的裂缝网络也能为流体流动提供通道。在破碎的岩层中，高产的含水层并不罕见。

粒间孔隙是指碎屑颗粒接触面之间的空隙空间，其数值以占总沉积物-岩石体积的百分比来表示。这是一个无单位的数值（即没有度量单位）。所有沉积物在形成之初都具有一定的孔隙率。排列整齐的海滩、河流和沙丘沉积物的初始孔隙率在 30% - 40% 之间，而泥质沉积物的孔隙率甚至高达 70%。这些数值代表的是总孔隙空间，即大孔隙以及颗粒和晶体之间微小凹槽中的大量微孔隙。水文地质学家发现，将有效孔隙率定义为能够使流体容易流动的孔隙率是有用的。这排除了表面张力力抑制流动的微孔隙。有效孔隙率总是小于总孔隙率。点击此链接可查看一个旨在测量孔隙率的简单实验。

随着沉积物被埋藏，颗粒会因开始压实而逐渐下沉（即它们会变得更加紧密排列）。由于机械压实作用，孔隙率在沉积物埋藏过程中持续降低，同时伴随着胶结物的沉淀（化学成岩作用）。这一现象在泥质的压实过程中尤为明显。泥质的初始高孔隙率是由于粘土颗粒之间的微小孔隙造成的，其尺寸以微米为单位测量。压实会压缩粘土并排出其中的间隙水。泥质的压实（孔隙率 - 深度）曲线（如下面所示的示例）通常显示孔隙率的损失，在浅层处几乎是指数型的，在形成页岩的深度处则变得近乎线性；页岩中的总孔隙率极低。

从一个孔隙空间流向另一个孔隙空间的流体（水、油、气体）通道就是位于颗粒接触面附近的狭窄连接通道。这些连接通道通常被称为孔隙通道。在沉积物压实过程中（如砾岩，这种情况较为常见），以及由于胶结作用（尤其是粘土胶结）而发生的情况下，孔隙通道容易被堵塞。

在埋藏成岩过程中，孔隙度也能得到增加。形成次生孔隙的主要机制是框架颗粒（如长石和碳酸盐生物碎屑）的溶解或部分溶解。这些次生孔隙大多比与之相邻的粒间孔隙空间要大；这是识别它们的重要诊断线索。同样，碳酸盐和粘土胶结物可能容易发生溶解，从而导致沉积后孔隙度的增加。

在形成次生孔隙的过程中所对应的埋藏深度和温度通常与涉及有机物分解的化学反应相吻合。这些反应的副产品包括二氧化碳（以及碳酸酸）以及像乙酸这样的有机酸。这些反应会导致pH值和化学平衡发生根本性的变化，尤其是对于碳酸盐而言，这会促进其溶解。

次生孔隙在岩石的地表暴露过程中以及生物扰动作用下也可能形成。然而，在大多数古老的砂岩中所见到的次生孔隙则是由埋藏成岩作用所形成的。

渗透率衡量的是流体通过沉积物或岩石的流动难易程度。流体从岩石的一处流向另一处，或者从含水层流向钻孔，这取决于孔隙和裂缝之间的连接情况。如果颗粒间的或晶体间的连通性较差，那么岩石或沉积物即使孔隙率很高也可能具有低渗透率——泥岩和页岩就是典型的例子。在不含黏土的粗粒沉积物中，孔隙率和渗透率之间存在良好的相关性。但当存在大量黏土时，这种关系就不适用了。

渗透率可以通过两种方式来表示。亨利·达西在 1856 年对装有沙子的管子所做的关键实验确立了水力梯度（本质上是水力势能的一种表达形式）与流量之间的经验关系。这种关系中的比例常数被称为水力传导率（K）（这一名称借鉴自电学理论），其单位为距离和时间（厘米/秒、英尺/秒）。从数学角度来看，水力传导率表示为速度，也被称为达西速度。水力传导率是地下水研究中渗透率的标准表示形式。其值不仅取决于孔隙的连通性，还取决于流体的动态黏度和密度（黏度衡量流动的阻力——原油比水黏稠）。因此，对于任何多孔介质而言，水和油的 K 值会有所不同，这一因素在地下水修复中非常重要。

石油化学工业所处理的流体具有极不稳定的黏度（如水、油、气），因此该行业选择了仅取决于多孔介质的固有渗透率（k）这一标准表达方式。该单位为达西单位，数学上可简化为面积单位（平方英尺、平方米）。它本质上是孔隙尺寸的度量（石油行业通常使用“毫达西”这一术语）。常用的达西单位换算有：

1 平方米 = 1.013 x 10^12 达西

1 达西常数 = 9.87×10^(-13) 平方米²

渗透系数（K）与内在渗透率（k）之间存在如下关系，该关系取决于流体密度和动态黏度：

k (平方米) = K (秒/米) × (1.023 × 10⁻⁷ 米·秒) （时间项相互抵消）

未固结沉积物以及一些岩石的典型渗透率值如表所示。

如您所见，页岩的渗透性极低。这就是为什么页岩层能够很好地封堵油气储层，同时也能作为承压隔层来隔绝承压含水层的原因。通过水力压裂技术，页岩以及致密砂岩或石灰岩中的流体流动能够得到增强。这一过程（即压裂）是页岩油开采的核心（尽管这一工业流程有诸多优点和缺点）。不过，这将是另一个话题了。

以下是三篇详尽阐述上述内容理论层面的优秀文章：

帕尔·艾伦和杰里·艾伦所著《盆地分析：原理与应用》，布莱克威尔出版社，2005 年出版。

C.W. 费特尔著。《应用水文地质学》，2001 年。普伦蒂斯·哈林出版社。

《物理与化学水文地质学》，帕多内科和施瓦茨著，1998 年，约翰·威利父子出版公司出版。

https://www.geological-digressions.com/mineralogy-of-sandstones-porosity-and-permeability/

地球物理学基础：物理性质：密度

简介

与其他物理性质不同，最常见的岩石形成矿物的密度彼此之间相差很小。纯的、干燥的地质材料的实际密度范围从冰的 880 千克/立方米（几乎为 0 千克/立方米的空气）到某些稀有矿物的 8000 千克/立方米不等。岩石的密度通常在 1600 千克/立方米（沉积物）到 3500 千克/立方米（辉长岩）之间。大多数教科书都提供了地质材料密度的表格，但表格的简单性掩盖了大多数实际材料在野外可能表现出的广泛值域。然而，表格是有用的，图 2.1（来自沙玛 1997 年的著作，见参考文献页面）展示在右边。实际上，总体密度（整个材料体积的密度，包括空隙空间）往往更多地受孔隙度、胶结程度和材料混合的影响，而非矿物成分的控制。下面的图（格兰特和韦斯特，1965 年）强调了由于材料所表现出的重叠值域范围广泛，因此通过密度测量来解读地质材料的挑战性。

横线所表示的范围是各类岩石小样本总体密度的 80%。

在其右侧是一幅类似的图形（来自联邦公路管理局的在线地球物理成像资源网站），并且附有一些额外的资料。这些图形总体上是相符的，但它们并非完全相同。或许更合理的做法是将此类柱状图的上下限视为非常模糊的范围。

有必要区分一下质量、密度和重量之间的区别。密度是一种物理属性——它指的是单位体积内的质量（以千克为单位）。重量则是该质量在有重力场的情况下所受到的力。你在月球上的体重是你在地球上体重的六分之一，但你的质量（以及密度）无论你在哪里都是相同的。

孔隙率

密度对孔隙率的影响遵循一种混合定律，接下来将对此进行描述。因此，如果已知样本的整体成分，测量样本的总体积密度就可以估算出孔隙率。孔隙率 φ 是岩石中孔隙体积的分数（例如，右侧沉积岩横截面中的黑色区域）。岩石体积的总质量 VT 由孔隙流体的质量（密度为 df）加上基质矿物的质量（密度为 dma）组成。所测量的密度是总体积密度 db。那么总质量就变为：

总质量 = VT * db = φ * VT * df + (1 - φ) * VT * dma

因此，我们有一个公式可以用来确定密度的混合法则，该公式将总体密度用孔隙率、孔隙内流体密度以及基质密度来表示：

db = phidf + (1 - phi) dma

通过重新排列这些术语，孔隙率可以表示为以下形式：

φ = (dma - db) / (dma - df)

当基质的岩石类型和流体类型均已确定时，可以通过对密度的测量来估算孔隙度。这种做法通常在钻孔中进行，因为密度测量仪器能够准确得出总体密度 db。在有岩心样本的情况下也可以这样做，不过必须谨慎操作，以确保获得无偏差的准确密度值，避免因受损岩心而产生误差。

备注

构成地球地壳的大多数岩石的密度在 2.6 至 2.7 克/立方厘米之间。

一些基本的火成岩不仅孔隙度极低，而且所含的富含铁的镁铁质矿物比上地壳中的同类岩石更多，其密度在 2.8 至 3.0 克/立方厘米之间；一些源自深部的特殊岩石的密度高达 3.4（例如绿片岩）。

矿石矿物、各种金属的氧化物和硫化物相对密度较大（见上表）。

黏土的密度通常在 1.6 至 2.6 克/立方厘米之间。土壤中的黏土含量对其密度有显著影响。

盐在沉积岩中特别引人关注，因为它密度较低（2.2 克/立方厘米），但具有相当高的体积模量，从而使岩石内部声波信号的传播速度相对较高（岩石内部声波信号的传播速度）。因此，重力测量在石油资源勘探的地震工作之外，是极其有效的辅助手段。

除了盐或矿石矿物存在的情况外，在对地壳进行重力研究时遇到的主体材料和“目标”材料之间的密度差异很少超过 0.250 克/立方厘米。

对于浅层材料，这种差异更高。基于此，结合测量点与目标位置的紧密接近性，重力测量方法非常适合用于绘制覆盖层厚度图。此外，重力测量在识别和绘制诸如陷坑、喀斯特地貌中的洞穴等空洞方面也往往非常有效。

https://www.eoas.ubc.ca/courses/eosc350/content/foundations/properties/density.htm

了解孔隙度和密度

岩石属性

威斯康辛州有广泛而多样的地质，威斯康辛州含水层和引水层的物理性质反映了这种变化。威斯康辛州地质和自然历史调查局已经测试了从该州各地的钻孔中收集的岩心样本的孔隙度和密度，我们将很快发布一个在线数据库，并附上岩心的高分辨率图像。

孔隙度是地下水研究中的一个重要参数，用于估计含水层和含水层的储存和流动时间。密度通常用于重力测量，以帮助确定不同岩石的厚度和变化。它还提供了一些关于岩石颗粒矿物学的一般信息。我们在下面对孔隙度和密度都做了详细的解释。

什么是孔隙度？

孔隙度是岩石中空隙空间的百分比。它被定义为孔隙或孔隙空间的体积除以总体积的比率。它可以写成0到1之间的小数，也可以写成百分数。对于大多数岩石，孔隙度从不到1%到40%不等。

孔隙度方程，其中“n”等于孔隙空间体积除以总体积

方程中n =孔隙度

岩石的孔隙度取决于许多因素，包括岩石类型和岩石颗粒的排列方式。例如，花岗岩等结晶岩石的孔隙率非常低（<1%），因为唯一的孔隙空间是单个矿物颗粒之间微小、长而薄的裂缝。砂岩通常具有更高的孔隙度（10-35%），因为单个砂或矿物颗粒没有紧密结合在一起，从而允许更大的孔隙空间。

威斯康星州岩石孔隙度测量

测量的岩石孔隙度从2%到30%以上不等。这种变化很大程度上是由于岩性（岩石类型）。我们即将建立的数据库将列出测试样品的孔隙度，图1显示了岩性孔隙度的范围和分布。白云岩孔隙度最低（2-6%），页岩孔隙度范围最广（8-29%，但多数小于15%），砂岩孔隙度最高（11-32%）。

什么是密度？

密度定义为每体积的质量。在岩石中，它是单个颗粒密度、孔隙度和填充孔隙的流体的函数。岩石的密度有三种：干密度、湿密度和颗粒密度。

威斯康星岩石的密度测量

我们即将推出的数据库将列出样品的干密度、湿密度和颗粒密度，下图显示了所有三种密度类型的岩性分布。威斯康星岩石的其他湿密度可以在S.I. Dutch、R.C. Boyle、S.K. Jones-Hoffbeck和S.M. Vandenbush所著的《威斯康星岩石的密度和磁化率》（《威斯康星地球科学》第15卷，第53-70页）中找到。

干密度

干密度是在岩石孔隙中没有水或流体的情况下测量的。干密度方程，其中ρ等于固体物质的质量除以总体积。

白云岩、页岩、砂岩干密度分布如图2所示。

湿密度

湿密度是在完全饱和的岩心上测量的。

湿密度方程，其中“ρ”等于固体质量和孔隙流体质量的总和除以总体积。

图3显示了白云岩、页岩和砂岩的湿密度分布。

颗粒密度

颗粒密度描述岩石的固体或矿物颗粒的密度。

颗粒密度方程，其中ρ等于固体物质的质量除以固体物质的体积。

白云岩、页岩、砂岩的颗粒密度分布如图4所示。

颗粒密度可以指示岩石的矿物学：

白云石，ρ = 2.8-3.1 g/cm3

页岩，ρ = 2.65-2.8 g/cm3

页岩是由不同密度、不同相对量的几种矿物组成的。这些矿物可能包括粘土，如伊利石（ρ = 2.6 - 2.9 g/cm3）和高岭石（ρ = 2.6 g/cm3），例如，与白云石（ρ = 2.8-3.1 g/cm3）和方解石（ρ = 2.71 g/cm3）混合。

砂岩，ρ = 2.65-2.80 g/cm3

近一半砂岩的颗粒密度接近石英密度2.65 g/cm3，表明这些砂岩由石英颗粒和胶结物组成。其余砂岩的颗粒密度略大，很可能是由于石英与更致密的矿物如方解石（ρ = 2.71 g/cm3）或白云石（ρ = 2.8-3.1 g/cm3）混合而成。

测量技术

测量孔隙度

孔隙度是通过测量样品的总体积和孔隙空间体积来确定的。我们使用岩芯钻床、岩石锯和平面磨床准备了正确的圆柱形岩芯。

测量样品体积：通过使用卡尺测量圆柱体的长度和直径计算。大多数样品的标称直径为2英寸，长度为1至3英寸。

样品干燥：样品在测试前在70°C（158°F）下干燥至少24小时。

测量孔隙空间体积：孔隙空间体积用氦气体积计测定。氦气体积计利用波义耳定律（P1V1=P2V2）和氦气来确定样品的固体部分，氦气可以快速穿透小孔隙并且不发生反应。岩心放置在已知体积的样品室中。一个同样具有已知体积的参考室被加压。然后将两个腔室连接起来，使氦气从参考腔室流向样品腔室。初始压力和最终压力的比值用于确定固体样品的体积。孔隙体积是由氦气体积计测定的总体积和固体体积之间的差。这种技术只能用于测量相互连接的孔隙。氦和水不能渗透到孤立的孔隙中，因此这些孔隙不包括在孔隙度测量中。

测量密度

干密度是通过对干燥后的样品称重并将质量除以样品的总体积来确定的。

然后，通过假设样品的孔隙率充满水，将该质量与干测量质量相加，并除以样品的总体积，计算出湿密度。

颗粒密度的计算方法是用总样品体积减去孔隙空间体积，然后除以干质量。

来源：石油云