대부분의 담수 지하수는 대기 순환에 의한 강수로 지하 기공률이 높은 대수층으로 침투해 지하로 저장 또는 지하로 이동됩니다. 따라서 지하수의 가능성과 존재여부는 지하에 분포하는 토양이나 암석의 종류에 따라서 영향을 받게 됩니다. 퇴적물의 종류나 암석의 종류에 따라 다공성과 투과성이 다르기 때문입니다.
지하수 탐사나 조사는 일반적으로 이루어지고 있습니다. 일반적으로 지하수는 기공률이 큰 사암이나 현무암에 저장될 가능성이 높고 쇄석기가 발달한 화성암이 대수층에 큰 역할을 합니다. 실트나 점토는 모래보다 기공률이 높지만, 투수성이 낮기 때문에 대수층으로 기능하지 않습니다. 물론, 퇴적물이나 암석의 특성에 따라 투수성과 수압전도성이 달라져 지하수 저류와 이동에도 큰 영향을 미칩니다.
강수량과 지하수의 관계
강수량이 토양이나 지하로 침투하여 Vadlose존을 통과하고 일정한 깊이에 도달하면 물은 항상 포화상태가 됩니다. 지하수가 항상 포화되어 이용 가능한 지층은 대수층으로 불리며 지하수를 고속으로 퍼 올릴 때 지하수를 포함하지만 대응하는 속도로 이동할 수 없는 지층은 불투수층으로 불립니다. 환기 구역과 포화 구역의 경제 라인은 워터 테이블입니다. 지하수면은 강, 호수, 해변에서 온 수면과 일치하며 내륙으로 갈수록 지형과 함께 증가합니다. 또, 지하수는, 기상 조건에 관계없이 항상 지하수가 포화 상태가 되는 항구적인 물 테이블과 강수량이 적은 경우의 가변 온도수 테이블을 형성하고 있습니다.
지하수는 지하수에서만 존재합니다. 그러나 지하 지층의 구조 및 불투명 지층의 분포 위치에 따라 지하수는 불투명 지층 위에서 국소적으로 보존되어 국소적인 수면이 형성됩니다. 이 경우 지하수는 이 지역의 광역 지하수면보다 훨씬 얕은 곳에서도 계산할 수 있습니다. 이것을 고정 우물이라고 부릅니다.
또한 지형이나 대수층의 분포 특성에 따라서는 지하수층에 작용하는 압력에 의해 지하수가 고압으로 분출되는 경우가 있습니다. 이것을 아르테시아 우물이라고 불립니다.
지하수의 양은 그 지역의 강수량, 대수층 암석의 특성, 지질 구조에 영향을 받습니다. 이 지하수의 양은 순환에서의 물질 균형 추세에 따라 항상 제어되고 지하수의 양은 대수층으로 한정됩니다. 따라서 우물에서 지하수를 퍼올리는 경우에는 우물 부근 지하수의 수위가 낮고, 대량 퍼올리는 경우에는 국소적으로 지하수의 수위가 낮아집니다.
도서지역 및 연안부의 지하수
해수는 담수보다 밀도가 높기 때문에 연안이나 도서 지역에서는 담수 대수층에 해수가 유입될 가능성이 높습니다. 일반적으로 연안이나 도서 지역에서의 강수에 의해 도입되는 담수는 소금물층 위에 렌즈 형태의 담수층이 형성되어 있습니다. 평형상태에 있던 바닷물과 렌즈형 담수대수층은 강수량의 유입이나 지하수 사용상황에 따라 평형이 깨지는 경향이 있습니다. 소금물이 렌즈형 담수대 수층에 침입하면 담수가 해수에 쉽게 오염될 수 있습니다. 소금물이 담수층에 혼입되면 회복이 매우 어렵습니다. 연안부에서 해수와 담수의 밸런스가 잡혀 있을 때는, 이러한 경계가 고정되어 해수와 담수 사이에 해수와 담수가 혼재하는 전이대가 형성됩니다.
소금물과 담수 시뮬레이션 모델을 설정할 경우 혼합유체와 혼합유체를 고려할 수 있습니다. 혼합유체를 상정하여 이들 2개 유체 사이에 전이밴드가 형성됩니다. 단, 서브리스는 렌즈형 담수 두께에 비해 매우 얇기 때문에 섬 내 지하수 시스템 모델을 설정할 때는 통상 혼합유체라고 가정하고 두 유체의 경계가 명확한 인터페이스 방식을 사용합니다. 이는 일반적으로 기븐 헤르츠베르크 관계로 알려져 있습니다. 물론 렌즈 타입의 담수 두께가 천이대 두께에 비해 비교적 얇은 경우에는 혼합 유체 모델을 적용할 수 있습니다.
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