自然地理学——水文3分析课件

自然地理学自然地理学第五章第五章 水水 文文主讲教师：赵志忠主讲教师：赵志忠自然地理学第五章水文1第四节第四节地下水（地下水（groundwater）一、一、地下水概述地下水概述 地下水，就是埋藏在地面以下，土壤、岩石空地下水，就是埋藏在地面以下，土壤、岩石空隙中的各种状态的水。隙中的各种状态的水。地下水包括气体状态、固地下水包括气体状态、固体状态、液体状态等形态。而液体状态的地下水体状态、液体状态等形态。而液体状态的地下水又可分为又可分为润湿状态、薄膜状态、毛细管状态和自润湿状态、薄膜状态、毛细管状态和自由重力状态由重力状态等。各种状态的地下水是彼此互相联等。各种状态的地下水是彼此互相联系的，并在一定条件下可以互相转化。系的，并在一定条件下可以互相转化。第四节地下水（groundwater）2地下水是河流补给来源之一；积极参与水循环；是地下水是河流补给来源之一；积极参与水循环；是人类一项宝贵的自然资源，它可直接作为都市给水、灌人类一项宝贵的自然资源，它可直接作为都市给水、灌溉用水、工矿业用水的水源；在某些地区，深层地下水溉用水、工矿业用水的水源；在某些地区，深层地下水含有较高的矿物质成分，如食盐、芒硝、钾盐、碘、演含有较高的矿物质成分，如食盐、芒硝、钾盐、碘、演等，可以提炼作为化学工业的原料；有些矿泉具有医疗等，可以提炼作为化学工业的原料；有些矿泉具有医疗上的作用；地下热水又可利用来发电；地下水对农作物上的作用；地下热水又可利用来发电；地下水对农作物生长也有很大影响，如地下水水位过高易产生盐渍化，生长也有很大影响，如地下水水位过高易产生盐渍化，不利于农作物生长；地下水还往往能导致局部的动力地不利于农作物生长；地下水还往往能导致局部的动力地质地貌现象，如山崩、滑塌、陷穴、溶洞等，对厂房建质地貌现象，如山崩、滑塌、陷穴、溶洞等，对厂房建筑、水利、交通建设等都有极大的影响，若过量的开采筑、水利、交通建设等都有极大的影响，若过量的开采和不合理利用地下水，则会造成地面沉降，地下水源遭和不合理利用地下水，则会造成地面沉降，地下水源遭受污染等。受污染等。地下水是河流补给来源之一；积极参与水循环；是人3自然地理学水文3分析课件4自然地理学水文3分析课件5自然地理学水文3分析课件6自然地理学水文3分析课件7自然地理学水文3分析课件8自然地理学水文3分析课件91 1地下水的蓄水构地下水的蓄水构造造 地下水的蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层地下水的蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体造体。一个蓄水构造体需具备以下一个蓄水构造体需具备以下3个基本条件：个基本条件：第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间；第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间；第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界；第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界；第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路。第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路。(一一)地下水的蓄水构造与岩石的水理性质地下水的蓄水构造与岩石的水理性质 1地下水的蓄水构造(一)地下水的蓄水构造与岩石的水理性质10自然地理学水文3分析课件11 不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补给水量、水质均有很大的影响。尤其在坚硬岩层分布给水量、水质均有很大的影响。尤其在坚硬岩层分布区，首先要查明蓄水构造，才能找到比较理想的地下区，首先要查明蓄水构造，才能找到比较理想的地下水源。这类蓄水构造主要有：水源。这类蓄水构造主要有：单斜蓄水构造、背斜蓄单斜蓄水构造、背斜蓄水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、喀斯特水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、喀斯特（岩溶）型蓄水构造（岩溶）型蓄水构造等。也有根据沉积物的成因类型、等。也有根据沉积物的成因类型、空间分布及水源条件，区分为空间分布及水源条件，区分为山前冲洪积型蓄水构造、山前冲洪积型蓄水构造、河床冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造河床冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造等。等。不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补给水量、水122.2.岩石的水理性质岩石的水理性质岩岩石石与与水水的的贮贮容容、运运移移等等有有关关的的性性质质，称称为为岩岩石石的的水水理理性性质质。它它主主要要包包括括容容水水性性、持持水水性性、给水性和透水性给水性和透水性等。等。2.岩石的水理性质岩石与水的贮容、运移等有关的性质，称为岩13（l l）容水性）容水性 ：指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能。性能。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容水度（衡量和表示岩石容水性的大小，常用容水度（w wn n）来）来表示。容水度是在自然条件下（常温、常压）单位体积的表示。容水度是在自然条件下（常温、常压）单位体积的空隙岩石中所能容纳水分的最大含量。也即是岩土容纳水空隙岩石中所能容纳水分的最大含量。也即是岩土容纳水的最大体积（的最大体积（v vn n）与岩土总体积（）与岩土总体积（v v）之比：）之比：w wn nv vn n/100%100%。容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通。容水度数值的大小取决于岩土空隙的多少和连通程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与程度。在充满水的条件下，容水度在数值上与孔隙度、裂孔隙度、裂隙率或岩溶率隙率或岩溶率相等。但对于具有膨胀性的粘土来说，充水相等。但对于具有膨胀性的粘土来说，充水后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。后体积扩大，容水度可以大于孔隙度。2.2.岩石的水理性质岩石的水理性质（l）容水性：指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能。衡14（2）持水性）持水性 是指在岩土引力超过了重力作用情是指在岩土引力超过了重力作用情况下，能保持一定水量的性能。况下，能保持一定水量的性能。它是在附着力和它是在附着力和毛细管力超过了重力作用的结果。这种水是非重毛细管力超过了重力作用的结果。这种水是非重力水，也就是吸着水、薄膜水和毛管水。持水性力水，也就是吸着水、薄膜水和毛管水。持水性在数量上用持水度（在数量上用持水度（wrwr）表示。持水度是岩土在）表示。持水度是岩土在重力水排出后所保持的水体积（重力水排出后所保持的水体积（vrvr）与岩土总体）与岩土总体积（积（v v）之比。）之比。即：即：wr二二vr /v 100%。持水度持水度的大小取决于岩土颗粒的大小和裂隙面接近的程的大小取决于岩土颗粒的大小和裂隙面接近的程度。可以说，度。可以说，持水度与岩土颗粒大小成反比，而持水度与岩土颗粒大小成反比，而与裂隙面接近程度成正比，与裂隙面接近程度成正比，与颗粒表面积成正比与颗粒表面积成正比。（2）持水性是指在岩土引力超过了重力作用情况下，能保持一15（3 3）给水性给水性 是指在重力作用下，饱水岩土能够自是指在重力作用下，饱水岩土能够自由流出一定水量的性能。由流出一定水量的性能。它是在重力作用超过了附着它是在重力作用超过了附着力和毛细管力作用的结果，流出的水就是重力水。当力和毛细管力作用的结果，流出的水就是重力水。当岩土孔隙完全被水充满时，称为饱水岩土。岩土给水岩土孔隙完全被水充满时，称为饱水岩土。岩土给水性能的大小，可用给水度（性能的大小，可用给水度（u）来衡量。给水度是从）来衡量。给水度是从饱水岩土中流出的水体积（饱水岩土中流出的水体积（vg）同岩土体积（）同岩土体积（v）之）之比。即比。即u=vg/v 100%。给水性的大小的决定因素。给水性的大小的决定因素与持水性相同，但它们的数值是互为相反的，与持水性相同，但它们的数值是互为相反的，即给水即给水性与岩土颗粒大小成正比，而与裂隙面接近程度成反性与岩土颗粒大小成正比，而与裂隙面接近程度成反比。比。（3）给水性是指在重力作用下，饱水岩土能够自由流出一定水16（4 4）透透水水性性：是是指指在在一一定定条条件件下下，岩岩土土本本身身能能使使水水透透过过的的性性能能。透透水水性性主主要要取取决决于于孔孔隙隙的的大大小小和和连连通通性性，其其次次是是孔孔隙隙的的多多少少。例例如如，粘粘土土的的孔孔隙隙度度很很大大，但但孔孔隙隙直直径径很很小小，使使水水难难通通过过。透透水水性性的的好好坏坏只只是是相相对对而而言言。透透水水性性的的好好坏坏，决决定定着着水水的的运运动动速速度度。一一般般透透水水性性好好，给给水水性性也也好好。但但给给水水性性的的研研究究，是是为为解解决决动动储储量量测测题题的的，而而透透水水性性的的研研究究则则是是解决静储量的。解决静储量的。（4）透水性：是指在一定条件下，岩土本身能使水透过的性能。透17(二二)地下水的来源地下水的来源地下水的来源主要有三方面：地下水的来源主要有三方面：（1 1）渗透水）渗透水 大气降水和地表水下渗土壤岩石的孔隙中而大气降水和地表水下渗土壤岩石的孔隙中而成为地下水，这是最主要的一个方面。成为地下水，这是最主要的一个方面。（2 2）凝结水）凝结水 大气中的水汽，在空中水汽压大于地下水汽大气中的水汽，在空中水汽压大于地下水汽压时，水汽流入地下，在土壤、岩石的孔隙中直接凝结而成地压时，水汽流入地下，在土壤、岩石的孔隙中直接凝结而成地下水。这种水在沙漠地区可较为明显地看出，有的地方凝结量下水。这种水在沙漠地区可较为明显地看出，有的地方凝结量竟然可达到当地的地下水水量的竟然可达到当地的地下水水量的20%20%。（3 3）岩浆逸出水）岩浆逸出水 岩浆中分离出来的气体化合而成地下水。岩浆中分离出来的气体化合而成地下水。当然，这种水的水量是很少的。当然，这种水的水量是很少的。(二)地下水的来源18（三）地下水流系统（三）地下水流系统地地下下水水虽虽然然埋埋藏藏于于地地下下，难难以以用用肉肉眼眼观观察察，但但它它像像地地表表上上河河流流、湖湖泊泊一一样样，存存在在集集水水区区域域，在在同同一一集集水水区区域域内内的地下水流，构成相对独立的地下水流系统。的地下水流，构成相对独立的地下水流系统。（三）地下水流系统191 1地下水流系统的基本特征地下水流系统的基本特征 在在一一定定的的水水文文地地质质条条件件下下，汇汇集集于于某某一一排排泄泄区区的的全全部部水水流流，自自成成一一个个相相对对独独立立的的地地下下水水流流系系统统。处处于于同同一一水水流流系系统统的的地地下下水水，往往往往具具有有相相同同的的补补给给来来源源，相相互互之之间间存存在在密密切切的的水水力力联联系系，形形成成相相对对统统一一的的整整体体，而而属属于于不不同同地地下下水水流流系系统统的的地地下下水水，则则指指向向不不同同的的排排泄泄区区，相相互互之之间间没没有有或或只只有有极极微微弱弱的的水水力力联联系系。地地下下水流系统与地表水系相比，具有如下的特征：水流系统与地表水系相比，具有如下的特征：1地下水流系统的基本特征20（l l）空空间间上上的的立立体体性性 地地表表上上的的江江河河水水系系基基本本上上呈呈平平面面状状态态展展布布；而而地地下下水水流流系系统统往往往往自自地地表表面面起起可可直直达达地地下下几几百百上上千千米米深深处处，形形成成空空间间立立体体分分布布，并并自自上上到到下下呈呈现现多多层层次次的的结结构构。这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。（l）空间上的立体性地表上的江河水系基本上呈平面状态展布21（2 2）流流线线组组合合的的复复杂杂性性和和不不稳稳定定性性 地地表表上上的的江江河河水水系系，一一般般均均由由一一条条主主流流和和若若干干等等级级的的支支流流组组合合而而成成有有规规律律的的河河网网系系统统；而而地地下下水水流流系系统统则则是是由由众众多多的的流流线线组组合合而而成成的的复复杂杂的的动动态态系系统统，在在系系统统内内部部不不仅仅难难以以区区别别主主流流和和支支流流，而而且且具具有有多多变变性性和和不不稳稳定定性性。这这种种不不稳稳定定性性，可可以以表表现现为为受受气气候候和和补补给给条条件件的的影影响响呈呈现现周周期期性性变变化化；亦亦可可因因为为开开采采和和人人为为排排泄泄，促促使使地地下下水水流流系系统统发发生生剧剧烈烈变变化化，甚甚至至在在不不同同水流系统之间造成地下水劫夺现象。水流系统之间造成地下水劫夺现象。（2）流线组合的复杂性和不稳定性地表上的江河水系，一般均22（3 3）流流动动方方向向上上的的下下降降与与上上升升的的并并存存性性 在在重重力力作作用用下下，地地表表江江河河水水流流总总是是自自高高处处流流向向低低处处；然然而而地地下下水水流流方方向向在在补补给给区区表现为下降，在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。表现为下降，在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。（3）流动方向上的下降与上升的并存性在重力作用下，地表23自然地理学水文3分析课件24此外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较此外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较小，不可能像地表江河那样组合成面积广大小，不可能像地表江河那样组合成面积广大（达几十万乃至上百万平方公里）的大流域系（达几十万乃至上百万平方公里）的大流域系统。据托思的研究，在一块面积不大的地区，统。据托思的研究，在一块面积不大的地区，由于受局部复合地形的控制，可形成多级地下由于受局部复合地形的控制，可形成多级地下水流系统，不同等级的水流系统，它们的补给水流系统，不同等级的水流系统，它们的补给区和排泄区在地面上交替分布。区和排泄区在地面上交替分布。此外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较小，不可能像地表江河252 2地下水垂向层次结构的基本模式地下水垂向层次结构的基本模式 如如前前所所述述，地地下下水水流流系系统统在在空空间间上上的的立立体体性性，是是地地下下水水与与地地表表水水之之间间存存在在的的主主要要差差异异之之一一。而而地地下下水水垂垂向向的的层层次次结结构构，则则是是地地下下水水空空间间立立体体性性的的具具体体表表征征。下下图图为为典典型型水水文文地地质质条条件件下下，地地下下水水垂垂向向层层次次结结构构的的基基本本模模式式。自自地地表表面面起起至至地地下下某某一一深深度度出出现现不不透透水水基基岩岩为为止止，可可区区分分为为包包气气带带和饱和水带和饱和水带两大部分。两大部分。2地下水垂向层次结构的基本模式26自然地理学水文3分析课件27包包气气带带（是是指指地地面面以以下下，地地下下水水面面以以上上不不饱饱和和的的土土壤壤含含水水带带。这这里里土土壤壤颗颗粒粒、水水和和空空气气三三者者并并存存，由由于于降降雨雨和和蒸蒸发发的的影影响响，其其含含水水量量经经常常在在变变化化）又又进进一一步步区区分分为为土土壤壤水水带带、中中间间过过渡渡带带及及毛毛细细管管水水带带等等3 3个亚带个亚带。饱饱和和水水带带则则可可区区分分为为潜潜水水带带和和承承压压水水带带两两个个亚亚带带。从从贮贮水水形形式式来来看看，与与包包气气带带相相对对应应的的是是存存在在结结合合水水（包包括括吸吸湿湿水水和和薄薄膜膜水水）和和毛毛管管水水；与与饱饱和和水水带带相相对应的是重力水（包括潜水和承压水）对应的是重力水（包括潜水和承压水）。包气带（是指地面以下，地下水面以上不饱和的土壤含水带。这里土28以以上上是是地地下下水水层层次次结结构构的的基基本本模模式式，在在具具体体的的水水文文地地质质条条件件下下，各各地地区区地地下下水水的的实实际际层层次次结结构构不不尽尽一一致致。有有的的层层次次可可能能充充分分发发展展，有有的的则则不不发发育育。如如在在严严重重干干旱旱的的沙沙漠漠地地区区，包包气气带带很很厚厚，饱饱和和水水带带深深埋埋在在地地下下，甚甚至至不不存存在在；反反之之，在在多多雨雨的的湿湿润润地地区区，尤尤其其是是在在地地下下水水排排泄泄不不畅畅的的低低洼洼易易涝涝地地带带，包包气气带带往往往往很很薄薄，甚甚至至地地下下潜潜水水面面出出露露地地表表，所所以以地地下下水水层层次次结结构构亦亦不不明明显显。至至于于像像承承压压水水带带的的存存在在，要要求求有有特特定定的的贮贮水水构构造造和和承承压压条条件件。而而这这种种条条件件并并非非处处处处都都具具备备，所所以以承承压压水水的的分分布布受受到到很很大大的的限限制制。但但上上述述地地下下水水层层次次结结构构在在地地区区上上的的差差异异性性，并并不不否否定定地地下下水水垂垂向向层层次次结结构构的的总总体体规规律律性性。这这一一层层次次结结构构对对于于人人们们认认识识和和把把握握地地下下水水性性质质具具有有重重要要意意义义，并并成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。以上是地下水层次结构的基本模式，在具体的水文地质条件下，各地29二、地下水的理化性质二、地下水的理化性质 自自然然界界中中的的水水，无无论论是是大大气气水水、地地表表水水或或地地下下水水，都都不不是是化化学学纯纯水水。就就地地下下水水来来说说，由由于于它它参参与与自自然然界界水水的的总总循循环环，所所以以它它具具有有相相当当复复杂杂的的化化学学成成分分，并并呈呈现现不不同同的的物物理理性性质质。特特别别是是地地下下水水长长期期在在岩岩石石和和土土壤壤的的空空隙隙中中埋埋藏藏和和运运动动，必必然然要要与与周周围围介介质质（岩岩石石、土土壤壤）相相互互作作用用，不不断断地地溶溶解解介介质质中中的的可可溶溶盐盐类类人人体体等等成成分分。同同时时，随随着着地地下下水水在在岩岩石石和和土土壤壤空空隙隙中中的的运运移移，其其化化学学成成分分随随时时随随地地都都在在发发生生变变化化。因因此此，地地下下水水是是一一种种很很好好的的天天然然溶溶剂剂，又又是是一一种种复复杂杂的的天天然然溶溶液液。分分析析研研究究这这种种复复杂杂溶溶液液的的物物理理性性质质和和化化学学成成分分，对对于于阐阐明明地地下下水水的的形形成成条条件件、变变化化规规律律、合合理理利利用用和和防防治治地地下下水水危危害害以以及及指指导导水水文文地地球球化化学学找找矿矿，充实矿床成因理论等方面，都有着十分重要的意义。充实矿床成因理论等方面，都有着十分重要的意义。二、地下水的理化性质30（一）地下水的物理性质（一）地下水的物理性质 地地下下水水的的物物理理性性质质包包括括温温度度、颜颜色色、透透明明度度、气气味味、味味道、密度、导电性和放射性等。这里着重简介前五个方面。道、密度、导电性和放射性等。这里着重简介前五个方面。1 1温度温度 地地下下水水温温度度随随深深度度而而异异。近近地地表表的的地地下下水水，其其温温度度受受气气温温的的影影响响，具具有有周周期期性性的的变变化化：一一般般在在日日常常温温层层以以上上，水水温温具具有有明明显显的的昼昼夜夜变变化化。在在年年常常温温层层以以上上，水水温温具具有有季季节节性性变变化化；在在年年常常温温层层，地地下下水水温温的的变变化化很很小小，一一般般不不超超过过0.10.1；而而在在年年常常温温层层以以下下，地地下下水水温温度度则则随随深深度度增增加加而而逐逐渐渐升升高高而而成成为为增增温温层层，其其变变化化规规律律决决定定于于一一个个地地区区的的地地热热增增温温级级。地地热热增增温温级级是是指指在在常常温温层层以以下下，温温度度每每升升高高l l所所需需增增加加的的深深度度，单位为，单位为，m/m/。各处地热增温级不同，一般为。各处地热增温级不同，一般为 33m/33m/。（一）地下水的物理性质31 地地下下水水温温地地区区分分布布差差异异大大。在在新新火火山山地地区区，地地下下水水温温可可达达100100以以上上。例例如如在在堪堪察察加加半半岛岛、冰冰岛岛、日日本本等等地地一一些些喷喷泉泉都都有有这这种种情情况况。在在寒寒带带、极极地地以以及及高高山山地地区区，地地下下水水的的温温度度很很低低，有有的的可可低低至至-5-5。在在温温带带和和亚亚热热带带地地区区的的平平原原中中，浅浅层层地地下下水水的的年年平平均均温温度度常接近所在地区的年平均气温，或稍高常接近所在地区的年平均气温，或稍高l l2 2。地地下下水水在在一一定定的的地地质质条条件件下下，因因受受地地球球内内部部热热能能的的影影响响而而形形成成地地下下热热水水。它它通通过过一一定定的的通通道道，例例如如，沿沿断断裂裂破破碎碎带带、钻钻孔孔等等上上涌涌，致致使使地地热热增增温温级级大大大大提提高高，这这种种地地区区叫叫做做地地热热异异常常区区。具具有有良良好好地地质质构构造造及及水水文文地地质质条条件件的的地地热热异异常常区区，有有可可能能形形成成富富集集大大量量地地下热水或天然蒸汽的地热田。下热水或天然蒸汽的地热田。地下水温地区分布差异大。在新火山地区，地下水温可达10322 2颜色颜色 地地下下水水一一般般是是无无色色的的，但但由由于于它它的的化化学学成成分分的的含含量量不不同同，以以及及悬悬浮浮杂杂质质的的存存在在，而而常常常常呈呈现现出出各各种种颜颜色色。如如含含有有三三氧氧化化二二铁铁的的水水，多多呈呈褐褐红红色；含腐殖质的水，呈暗黄褐色。色；含腐殖质的水，呈暗黄褐色。2颜色333.3.透明度透明度 常常见见的的地地下下水水多多是是透透明明的的，但但其其中中如如含含有有一一些些固固体体和和胶胶体体悬悬浮浮物物时时，则则地地下下水水的的透透明明度度有有所所改改变变。为为了了测测定定透透明明度度，可可将将水水样样倒倒入入一一高高60cm60cm带带有有放放水水嘴嘴和和刻刻度度的的玻玻璃璃管管中中，把把管管底底放放在在1 1号号铅铅字字（专专用用铅铅字字）的的上上面面，打打开开放放水水嘴嘴放放水水，一一直直到到能能清清楚楚地地看看见见管管底底的的铅铅字字为为止止，读读出出管管底底到到水水面面的的高高度度，即即为为其其透透明明度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级。度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级。（l l）透明）透明60cm60cm的水深可以清楚地看见的水深可以清楚地看见3mm3mm粗的黑线；粗的黑线；（2 2）微混浊）微混浊30cm30cm以上的水深，仍可清楚地看见这种粗线；以上的水深，仍可清楚地看见这种粗线；（3 3）混浊）混浊 30cm 30cm以内的水深才可清楚地看见这种粗黑线；以内的水深才可清楚地看见这种粗黑线；（4 4）极混浊水深很小也不能清楚地看见这种粗黑线。）极混浊水深很小也不能清楚地看见这种粗黑线。3.透明度344.4.气味气味 一一般般地地下下水水是是无无味味的的，当当其其中中含含有有某某种种气气体体成成分分和和有有机机物物质质时时，产产生生一一定定的的气气味味。如如地地下下水水含含有有硫硫化化氢氢（HZSHZS）气体时，则有臭鸡蛋味；有机物质使地下水有鱼腥味。气体时，则有臭鸡蛋味；有机物质使地下水有鱼腥味。5.5.味道味道 地下水的味道取决于它的化学成分及溶解的气体。如地下水的味道取决于它的化学成分及溶解的气体。如含有大量的氯化钠（含有大量的氯化钠（NaCINaCI）使水有咸味；钠、镁的硫酸盐）使水有咸味；钠、镁的硫酸盐使水具有苦味；当溶解有较多的二氧化碳时，常有爽口的使水具有苦味；当溶解有较多的二氧化碳时，常有爽口的味道；含有适量重碳酸（味道；含有适量重碳酸（Ca(HCOCa(HCO3 3)2 2）和重碳酸镁）和重碳酸镁（MgMg（HCOHCO3 3）2 2），味道很可口，一般称为甜水。），味道很可口，一般称为甜水。4.气味35（二）地下水的化学性质（二）地下水的化学性质这里着重介绍地下水的化学成分、矿化度和硬度。这里着重介绍地下水的化学成分、矿化度和硬度。1.1.地下水的主要化学成分地下水的主要化学成分 由由于于地地下下水水与与岩岩石石发发生生了了相相互互的的物物理理和和化化学学作作用用，因因此此使使地地下下水水中中溶溶有有各各种种不不同同的的离离子子、化化合合物物分分子子以以及及不不同同的的气气体体。地地下下水水中中最最主主要要的的离离子子有有CICI-，SOSO4 42-2-，HCOHCO3 3-，COCO3 32-2-以以及及H H+，NaNa+，K K+,CaCa2+2+，MgMg2+2+等等。除除此此之之外外，也也含含有有一一些些化化合合物物，如如铁铁、铝铝氧氧化化物物（FeFe2 2O O3 3，AlAl2 2O O3 3）等等。地地下下水水中中常常含含有有某某些些气气体体和和放放射射性性元元素素，但但是是含含量量甚甚微微。地地下下水水的的气气体体成成分分，主主要要有有氧氧、氮、二氧化碳和硫化氢等。氮、二氧化碳和硫化氢等。根根据据地地下下水水化化学学成成分分可可以以寻寻找找有有用用矿矿产产，特特别别是是放放射射性性矿矿产产。近近年年来来在在这这方方面面已已经经取取得得了了很很大大的的发发展展，成成为为地地球球化化学学找找矿矿工工作作的的一一个个组组成成部部分分。如如江江西西大大盐盐矿矿的的发发现现，水水文文地地球球化化学学探矿法在其中起了很大作用。探矿法在其中起了很大作用。（二）地下水的化学性质362 2矿化度矿化度 一一升升水水中中所所含含各各种种离离子子、分分子子及及化化合合物物（不不包包括括游游离离状状态态的的气气体体）的的总总量量，就就叫叫总总矿矿化化度度，简简称称矿矿化化度度。以以g/Lg/L表表示示。它它说说明明水水中中所所含含盐盐量量的的多多少少，故故它它是是地地下下水水化化学学成成分分的的重重要要标标志志。由由于于矿矿化化度度不不同同，水水质质也也有有不不同同。若若矿矿化化度度大大，是是同同于于矿矿化化水水，矿矿化化度度很小是淡水。很小是淡水。矿矿化化度度的的测测定定，通通常常是是把把水水加加热热到到 105105110110，使使水水全全部部蒸蒸发发干干，剩剩下下的的残残余余物物的的重重量量即即为为水水的的总总矿矿化化度度（即即每每升升水水中中含含干干涸涸残残余余物物的的克克数数）。由由于于部部分分物物质质在在烘烘干干时时蒸蒸发发掉掉，也也可可能能有有悬悬浮浮杂杂质质渗渗入入，所所以用烘干法求得的矿化度是近似值。以用烘干法求得的矿化度是近似值。按按照照矿矿化化度度的的大大小小，可可以以将将地地下下水水分分为为以以下下5 5类类：淡淡水水为为1g/L1g/L；弱弱矿矿化化水水（微微咸咸水水）为为1 13g/L3g/L；中中等等矿矿化化水水（咸咸水水）为为3 310g/L10g/L；强强矿矿化化水水（盐盐水水）为为101050g/50g/L L；卤卤水水为为50g/L50g/L。在在通通常常条条件件下下，低低矿矿化化度度的的水水（淡淡水水）常常常常以以重重碳碳酸酸根根离离子子（HCOHCO3 3-）为为主主要要成成分分；中中等等矿矿化化度度的的水水以以硫硫酸酸根根离离子子（SOSO4 42-2-）为为主主要要成成分分；而而高高矿矿化化度度的的水水，则则以以氯氯离离子（子（ClCl-）为主要成分。）为主要成分。2矿化度373.3.水的硬度水的硬度 含有多量的时含有多量的时CaCa2+2+和和MgMg2+2+的水称为硬水。的水称为硬水。这是因为水中这是因为水中含有的钙、镁盐类，在加热时易形成坚硬的沉淀物质。而含有的钙、镁盐类，在加热时易形成坚硬的沉淀物质。而通常把水中通常把水中CaCa2+2+和和MgMg2+2+的含量称为硬度。它们的含量愈高，的含量称为硬度。它们的含量愈高，硬度愈大。硬度愈大。硬硬度度可可分分为为暂暂时时硬硬度度和和永永久久硬硬度度。由由于于加加热热煮煮沸沸后后水水中中失失去去一一部部分分CaCa2+2+与与MgMg2+2+，这这部部分分CaCa2+2+与与MgMg2+2+的的数数量量称称为为暂暂时时硬硬度度。当当加加热热煮煮沸沸后后，仍仍然然溶溶在在水水中中的的CaCa2+2+与与MgMg2+2+，造造成成硬硬性的硬度，叫永久硬度。性的硬度，叫永久硬度。硬硬度度的的单单位位通通常常采采用用“德德国国度度”。德德国国度度一一度度相相当当于于1 1升升水水中中含含氧氧化化钙钙10mg10mg，或或氧氧化化镁镁7.2mg7.2mg。用用毫毫克克当当量量换换算算，则将毫克当量（则将毫克当量（mgedmged）乘以）乘以2.82.8，得到的数字就是德国度。，得到的数字就是德国度。3.水的硬度38 硬硬水水在在生生活活用用水水上上会会浪浪费费肥肥皂皂，烧烧开开水水的的水水壶壶里里容容易易生生水水垢垢；在在工工业业用用水水上上，不不宜宜使使用用硬硬水水。因因为为硬硬水水所所含含的的CaCa、MgMg盐盐类类，在在加加热热的的过过程程中中发发生生分分解解和和复复分分解解反反应应，而而生生成成沉沉淀淀物物质质，这这些些沉沉淀淀物物质质能能在在锅锅炉炉壁壁、水水管管中中生生成成坚坚硬硬而而粘粘附附的的水水垢垢（也也叫叫锅锅垢垢）；锅锅垢垢是是热热的的不不良良导导体体，因因此此，当当锅锅墨墨出出现现了了较较厚厚的的锅锅垢垢时时，就就会会增增加加燃燃料料的的消消耗耗量量（1mm1mm厚厚的的锅锅垢垢能能增增加加热热消消耗耗量量1.51.52 2）。不不仅仅如如此此，银银垢垢在在形形成成时时厚厚薄薄不不均均，致致使使锅锅炉炉膨膨胀胀不不均均以以致致爆爆炸炸。同同时时随随着着锅锅垢垢的的加加厚厚，火火面面与与水水面面的的温温度度差差也也随随着着变变大大，最最后后超超过过了了锅锅壁壁金金属属的的耐耐热热能能力力亦亦能能引引起起锅锅炉炉爆爆炸炸。若若用用硬硬水水作作内内燃燃机机等等的的冷冷却却用用水水时时，在在冷冷却却系系统统的的内内壁壁等等也也会会形形成成锅锅垢垢，这这样样不不仅仅降降低低系系统统的的冷冷却却效效率率，还还降降低低了了输输水水量量甚甚至至将将其其堵堵塞塞。故故在在工工业业用用水水中中，水水的的硬硬度度最最好好不不要要大大于于55，不得已时亦不得大于不得已时亦不得大于2020。硬水在生活用水上会浪费肥皂，烧开水的水壶里容易生水垢39根据水的总硬度，可将地下水分为根据水的总硬度，可将地下水分为5 5级级根据水的总硬度，可将地下水分为5级40三、地下水的运动三、地下水的运动 地地下下水水在在岩岩土土空空隙隙中中以以不不同同形形式式存存在在，并并以以不不同同形形式式运运动动着着。这这里里着着重重介介绍绍饱饱水水带带重重力力水水（潜潜水水、承承压压水水）的的运动形式和规律。运动形式和规律。（一）饱水带重力水运动的形式（一）饱水带重力水运动的形式 水在完全饱和岩土中的运动，服从于水力学定律。水在完全饱和岩土中的运动，服从于水力学定律。重重力力水水在在岩岩土土空空隙隙中中的的运运动动，称称为为渗渗透透或或渗渗流流。它它的的运动形式，常随水流速度不同而分为运动形式，常随水流速度不同而分为层流运动和紊流运动层流运动和紊流运动。三、地下水的运动41 （1 1）层层流流运运动动 水水在在岩岩土土空空隙隙中中流流动动时时，水水质质点点有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。（2 2）紊紊流流运运动动 水水在在岩岩土土空空隙隙中中流流动动时时，水水质质点点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。地地下下水水在在绝绝大大多多数数自自然然条条件件下下，流流速速较较小小，故故多多同同层层流流运运动动。一一般般认认为为地地下下水水的的平平均均渗渗透透速速度度小小于于 l000m/dl000m/d时时，可可视视为为层层流流运运动动。只只有有在在大大裂裂隙隙、大大溶溶洞洞中中或或水水位位高高差差极极大大的的情情况况下下，地地下下水水的的渗渗透透才才出出现现紊流运动。紊流运动。（1）层流运动水在岩土空隙中流动时，水质点有秩序地42（二）地下水运动的基本规律（二）地下水运动的基本规律 饱饱水水带带中中水水的的运运动动形形式式既既然然有有不不同同，则则其其运运动动规规律律也也不不同同。所以，也可分直线渗透定律和非直线渗透定律两种基本规律。所以，也可分直线渗透定律和非直线渗透定律两种基本规律。（l l）直线渗透定律）直线渗透定律一一一一达西（达西（DarcyDarcy）定律）定律：它是说明层它是说明层流运动的基本规律，是流运动的基本规律，是1852185218551855年期间，法国水力学家达西年期间，法国水力学家达西在实验室中用砂土做了大量渗透实验之后而得到的渗透基本定在实验室中用砂土做了大量渗透实验之后而得到的渗透基本定律。其实验简单过程如下：在圆柱状的金属筒中装满砂土（下律。其实验简单过程如下：在圆柱状的金属筒中装满砂土（下图），利用浇水设备控制水流进人和流出处的水头保持不变。图），利用浇水设备控制水流进人和流出处的水头保持不变。当水通过砂土渗透过程中，其水头损失可在两个测压管中同得，当水通过砂土渗透过程中，其水头损失可在两个测压管中同得，而流量则在出口处测量。而流量则在出口处测量。实实验验结结果果得得到到如如下下关关系系：在在单单位位时时间间内内透透过过砂砂样样的的水水量量Q Q，与与通通过过的的断断面面积积A A和和水水头头损损失失（H H1 1-H H2 2=H H）成成正正比比，而而与与渗渗透透长长度度L L成反比。可用下式表示：成反比。可用下式表示：（二）地下水运动的基本规律43式中：式中：v v为渗透流速；为渗透流速；K K为渗透系数；为渗透系数；I I为水头梯度或水为水头梯度或水力坡度、水头坡度。力坡度、水头坡度。式中：v为渗透流速；44由由此此可可知知：渗渗透透流流量量Q Q或或渗渗透透流流速速v v与与水水力力坡坡度度的的一一次次方方成成正正比比，这这就就是是著著名名的的达达西西定定律律。由由于于两两者者成成直直接接关关系系，所所以以也叫做直线渗透定律。也叫做直线渗透定律。直线渗透定律是在细砂中进行实验而直线渗透定律是在细砂中进行实验而确定的。但是实践证明，地下水在其他确定的。但是实践证明，地下水在其他类型运水岩土中运动，当流速不大时，类型运水岩土中运动，当流速不大时，也均适用。同时，也适用于一切流向。也均适用。同时，也适用于一切流向。由此可知：渗透流量Q或渗透流速v与水力坡度的一次方成正比，这45（2 2）非非直直线线渗渗透透定定律律 非非直直线线渗渗透透定定律律是是说说明明紊紊流流运运动动的的基基本本规规律律。当当地地下下水水流流速速较较大大时时（v v1000m/d1000m/d），则则服服从从于于紊紊流流运运动动规规律律。即即：渗渗透透流流量量或或渗渗透透流流速速与与水水力力坡坡度度的的二二分分之之一一次次方方成成正比，其表示式如下：正比，其表示式如下：（2）非直线渗透定律非直线渗透定律是说明紊流运动的基46有有时时地地下下水水运运动动状状态态介介于于层层流流与与紊紊流流之之间间，称称为为混合流运动。此时，则可用下式表示之：混合流运动。此时，则可用下式表示之：式中，式中，m m值的变化范围为值的变化范围为1212，当，当m=lm=l时，即为时，即为达西定律，当达西定律，当m=2m=2时，即为非直线渗透定律。时，即为非直线渗透定律。有时地下水运动状态介于层流与紊流之间，称为混合流运动。此时，47四、四、地下水的类型地下水的类型根据埋藏条件，地下水根据埋藏条件，地下水可分为：上层滞水、潜水、承压水可分为：上层滞水、潜水、承压水（一）上层滞水（一）上层滞水(perched water)(perched water)上上层层滞滞水水是是存存在在于于包包气气带带中中局局部部隔隔水水层层上上的的重重力力水水（下下图图）。它它是是大大气气降降水水或或地地表表水水在在下下渗渗途途中中，遇遇到到局部不透水层的阻挡后，在其上聚积而成的地下水。局部不透水层的阻挡后，在其上聚积而成的地下水。四、地下水的类型48 由由于于上上层层滞滞水水是是包包气气带带内内的的局局部部饱饱水水带带，其其埋埋藏藏条条件件决决定定了了上上层层滞滞水水具具有有如如下下特特征征：分分布布范范围围不不广广，水水量量小小；补补给给区区与与分分布布区区一一致致；补补给给源源为为大大气气降降水水或或地地表表水水；以以蒸蒸发发、下下渗渗或或向向隔隔水水层层边边缘缘流流散散的的方方式式进进行行排排泄泄；动动态态变变化化不不稳稳定定，具具有有季季节节性性，只只能能作作暂暂时时性性和和小小型型供供水水水水源源；易易受受污污染染，故故作作饮饮用用水水时时应应注注意意防防止止污染。污染。上层滞水的动态变化主要决定于气候，同时也与隔水层的分上层滞水的动态变化主要决定于气候，同时也与隔水层的分布范围、厚度、透水性及埋藏深度等有关。在降水量较大，降水布范围、厚度、透水性及埋藏深度等有关。在降水量较大，降水季节较长，蒸发量较小，其下渗水量较大，则上层滞水存在的时季节较长，蒸发量较小，其下渗水量较大，则上层滞水存在的时间也较长。反之，降水量小、降水季节较短、蒸发量较大，则上间也较长。反之，降水量小、降水季节较短、蒸发量较大，则上层滞水存在的时间就较短。当隔水层分布范围不大、厚度小、隔层滞水存在的时间就较短。当隔水层分布范围不大、厚度小、隔水性不强和埋藏较浅时，则上层滞水因不断向四周流散、下渗以水性不强和埋藏较浅时，则上层滞水因不断向四周流散、下渗以及蒸发的结果，其存在的时间则较短；当隔水层的分布范围和厚及蒸发的结果，其存在的时间则较短；当隔水层的分布范围和厚度较大，埋藏较深，隔水性良好的条件下，则上层滞水存在的时度较大，埋藏较深，隔水性良好的条件下，则上层滞水存在的时间较长。间较长。由于上层滞水是包气带内的局部饱水带，其埋藏条件决定了49（二）潜水（二）潜水（phreatic waterphreatic water）埋埋藏藏在在地地表表以以下下第第一一个个稳稳定定隔隔水水层层之之上上，具具有有自自由由表表面面的的重重力力水水称称为为潜潜水水。潜潜水水的的自自由由表表面面称称为为潜潜水水面面。潜潜水水面面的的绝绝对对标标高高称称为为潜潜水水位位。潜潜水水面面至至地地面面的的距距离离称称为为潜潜水水埋埋藏藏深深度度。由由潜潜水水面面向向下下至至隔隔水水层层顶顶面面间间充充满满重重力力水水的的部部分分，称称为为含含水水层层。自潜水面向下到隔水层顶面的距离，称为含水层的厚度。自潜水面向下到隔水层顶面的距离，称为含水层的厚度。我我们们日日常常用用的的井井水水一一般般都都是是潜潜水水，井井水水面面就就是是该该点点的的潜潜水水面。面。潜潜水水的的埋埋藏藏条条件件，决决定定了了潜潜水水具具有有以以下下特特征征：潜潜水水面面不不承承受受静静水水压压力力；分分布布区区与与补补给给区区一一致致；动动态态变变化化较较不不稳稳定定，有有明明显显的的季季节节变变化化；潜潜水水的的补补给给条条件件较较好好，水水量量丰丰富富；潜潜水水的的水水质质随气候有季节变化，且易受污染。随气候有季节变化，且易受污染。（二）潜水（phreaticwater）50 潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。潜潜水水剖剖面面图图（图图5.225.22）是是在在地地质质剖剖面面图图上上，将将已已知知各各点点的的潜潜水水位位连连接接起起来来而而成成，它它可可以以反反映映出出潜潜水水面面形形状与地形、隔水底板及含水层岩性的关系等。状与地形、隔水底板及含水层岩性的关系等。潜水面的形状通常是具有一定倾斜的曲面。总的潜水面的形状通常是具有一定倾斜的曲面。总的说来，说来，潜水面的形状与地形大体一致，但比地形起伏潜水面的形状与地形大体一致，但比地形起伏要平缓得多。岩土的透水性增强，潜水面坡度趋于平要平缓得多。岩土的透水性增强，潜水面坡度趋于平缓；反之，变陡。缓；反之，变陡。隔水底板凹陷使含水层厚度增大的隔水底板凹陷使含水层厚度增大的地段，潜水面的坡度趋于平缓；反之变陡。在隔水层地段，潜水面的坡度趋于平缓；反之变陡。在隔水层凹盆中，潜水不外溢时，则潜水面呈水平状态，称为凹盆中，潜水不外溢时，则潜水面呈水平状态，称为潜水湖。潜水湖。潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。潜51自然地理学水文3分析课件52 潜潜水水等等水水位位线线图图就就是是潜潜水水面面各各点点水水位位高高程程的的等等值值线线图图（图图5.235.23）。一一般般绘绘制制在在地地形形图图上上，它它的的绘绘制制以以潜潜水水面面上上各各点点的的水水位位标标高高为为依依据据，然然后后分分别别将将其其中中水水位位标标高高相相同同的的各各点点相相连连而而成成。由由于于水水位位随随时时间间不不同同而而变变，故故应应选选用用同同一一日日期期的的资资料料，并并应应在在图图上上注注明明测测定定该该水水位位的的日日期期。在在同同一一地地区区，如如有有不不同同时时期期的的潜潜水水等等水水位位线线图图，通通过过互互相相对对比比，便便可可以以从从中中了了解解潜潜水水面面的的变化情况。变化情况。根据潜水等水位线图，可解决下列问题：根据潜水等水位线图，可解决下列问题：确确定定潜潜水水的的流流向向：潜潜水水是是沿沿着着潜潜水水面面坡坡度度最最大大的的方方向向流流动动的的。因因此此，垂垂直直于于潜潜水水等等水水位位线线从从高高水水位位指指向向低水位的方向，就是潜水的流向。低水位的方向，就是潜水的流向。潜水等水位线图就是潜水面各点水位高程的等值线图（图53自然地理学水文3分析课件54根据潜水等水位线图，可解决下列问题：根据潜水等水位线图，可解决下列问题：（1 1）确确定定潜潜水水的的流流向向：潜潜水水是是沿沿着着潜潜水水面面坡坡度度最最大大的的方方向向流流动动的的。因因此此，垂垂直直于于潜潜水水等等水水位位线线从从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。（2 2）确确定定潜潜水水的的水水力力坡坡度度：确确定定了了潜潜水水流流向向之之后后，在在流流向向方方向向上上，任任取取两两点点的的水水位位高高差差，除除以以该该两两点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。（3 3）确确定定潜潜水水埋埋藏藏深深度度：将将地地形形等等高高线线和和潜潜水水等等水水位位线线绘绘于于同同一一张张图图上上时时，则则等等水水位位线线与与地地形形等等高高线线相相交交之之点点，二二者者高高程程之之差差，即即为为该该点点的的潜潜水水埋藏深度；若不在相交点的，可采用内插法求得。埋藏深度；若不在相交点的，可采用内插法求得。根据潜水等水位线图，可解决下列问题：55（4 4）确确定定潜潜水水与与地地表表水水的的相相互互关关系系：在在邻邻近近地地表表水水（河河流流）的的地地段段编编制制潜潜水水等等水水位位线线图图，并并测测定定地地表表水水的的水水位位标标高高，便便可以确定潜水与地表水的相互补给关系。可以确定潜水与地表水的相互补给关系。（5 5）确定引水工程：为了最大限度的使潜水流人水井和排确定引水工程：为了最大限度的使潜水流人水井和排水沟，则当等水位线凹凸不平、稀密不均时，取水井应布置水沟，则当等水位线凹凸不平、稀密不均时，取水井应布置在地下水汇流处。如下图所示。当等水位线由密变稀时，并在地下水汇流处。如下图所示。当等水位线由密变稀时，并应布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平行。截水沟应应布置在由密变稀的交界处，并与等水位线平行。截水沟应与等水位线平行布置。与等水位线平行布置。（4）确定潜水与地表水的相互关系：在邻近地表水（河流）的地段56（三）承压水三）承压水 （confined waterconfined water）承承压压水水是是充充满满于于两两个个稳稳定定隔隔水水层层之之间间含含水水层层中中具具有有压压力力的的地地下下水水。而而在在两两个个稳稳定定隔隔水水层层之之间间的的含含水水层层没没有有被被水水完完全全充充满满，具具有有自自由由水水面面的的地地下下水水，称称无无压压层层间间水水。若若承承压压水水在在地地形形条条件件适适宜宜时时，其其天天然然露露头头或或经经钻钻孔孔，揭揭露露了了含含水水层层时时，产产生生自自流流现现象象的的地地下下水水，称称为为自自流流水水。上上下下隔隔水水层层分分别别称称为为隔隔水水层层顶顶板板和和底底板板。两两用用水水层层间间的的垂垂直直径径距距离离为为承承压压水水含含水水层层厚厚度度。当当钻钻孔孔打打穿穿隔隔水水层层顶顶板板时时，在在静静水水压压力力的的作作用用下下，水水位位上上升升到到一一定定高高度度不不再再上上升升时时，这这个个最最终终的的稳稳定定水水位位，叫叫该该点点的的承承压压水水位位。自自隔隔水水层层顶顶板板底底面面到到承承压压水水位位之之间间的的铅铅垂垂距距离离称称为为承承压压水水头头，也也称称压压力力水水头头。承承压压水水含含水水层层在在盆盆地地边边缘缘出出露露于于地地表表的的位位置置较较高高，可可直直接接受受大大气气降降水水或或地地表表水水补补给给的的范范围围称称为为补补给给区区。承承压压水水含含水水层层在在承承压压盆盆地地边边缘缘，地地势势较较低低的的地地段段或或含含水水层层被被切切割割，这这地地段段便便成成为为承承压压水水的的排排泄泄区区。在在补补给给区区与与排排泄泄区区之之间间，承承压压含含水水层层之之上上被被隔隔水水层层覆覆盖盖，并并且且含含水层被水充满的这个地段，称为水层被水充满的这个地段，称为承压区承压区。（三）承压水（confinedwater）57自然地理学水文3分析课件58 由由承承压压水水的的埋埋藏藏条条件件，决决定定了了它它具具有有如如下下特特征征：承承压压水水具具有有一一定定的的压压力力水水头头；补补给给区区与与承承压压区区不不一一致致；动动态态变变化化较较稳稳定定，没没有有明明显显的的季季节节变变化化；补补给给条条件件较较差差，若若大大规规模模开开发发后后，水水的的补补充充和和恢恢复复较较缓缓慢慢；水水质质随埋深变化大，有垂直分带规律，但不易受污染。随埋深变化大，有垂直分带规律，但不易受污染。承承压压水水的的垂垂直直分分带带规规律律一一般般为为：侵侵蚀蚀基基准准面面影影响响深深度度范范围围内内，主主要要为为低低矿矿化化度度的的重重碳碳酸酸盐盐型型水水；在在较较深深处处，为为中中矿矿化化度度的的硫硫酸酸盐盐型型水水；更更深深处处，为为高高矿矿化化度度的的氯氯化化物物型型水水。由由于于产产生生垂垂直直变变化化规规律律的的原原因因很很复复杂杂，主主要要与与岩岩性性、成成分分、高高温温、高高压压及及交交换换等等因因素素有有关，故不是所有地区都按同一规律变化。关，故不是所有地区都按同一规律变化。由承压水的埋藏条件，决定了它具有如下特征：承压水具59承承压压水水的的形形成成主主要要受受地地质质构构造造的的控控制制，不不同同的的地地质质构构造造又又决决定定了了承承压压水水的的埋埋藏藏类类型型不不同同。最最适适宜宜于于承承压压水水形形成成的的地地质质构构造造大大体体上上可可以以分分为为向向斜斜构构造造和和单单斜斜构构造造。故故承承压压水水的的形形成成可可分分二二类：类：（1 1）承承压压盆盆地地：适适宜宜于于形形成成承承压压水水的的盆盆地地构构造造或向斜构造，在水文地质学中称为承压盆地。或向斜构造，在水文地质学中称为承压盆地。承压水的形成主要受地质构造的控制，不同的地质构造又决定了承压60（2 2）承承压压斜斜地地：适适宜宜于于形形成成承承压压水水的的单单斜斜构构造造，在在水水文文地地质质学学中中称称为为承承压压斜斜地地。它它可可分分为为两两种种情情况况。即即断断块块构构造造和和含含水水层层发发生生相相交交所所形形成成的的承承压压斜斜地地。如如单单斜斜含含水水层层被被断断层层错错断断，而而断断层层又又导导水水时时，含含水水层层出出露露于于地地表表的的一一侧侧成成为为补补给给区区；另另一一侧侧沿沿断断层层带带形形成成带带状状排排泄泄区区，在在适适宜宜的的地地形形条条件件下下，沿沿断断裂裂带带以以一一系系列列上上升升泉泉的的形形式式出出露露于于地地表表，因因此此，承承压压区区位位于于补补给给区区和和排排泄泄区区之之间间（图图5 52626）。若若断断层层不不导导水水时时，则则排排泄区与补给区是相邻的，承压区则在另一侧。泄区与补给区是相邻的，承压区则在另一侧。（2）承压斜地：适宜于形成承压水的单斜构造，在水文