自然地理学——水文3分析课件.ppt

《自然地理学——水文3分析课件.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《自然地理学——水文3分析课件.ppt（83页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、自然地理学,第五章 水 文主讲教师：赵志忠,第四节 地下水（ground water）一、地下水概述 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。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又可分为润湿状态、薄膜状态、毛细管状态和自由重力状态等。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。,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

2、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，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，地下水源遭受污染等。,1地下水的蓄水构造 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造体。一个蓄水构造体需具备以下3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。,(一)地下水的蓄水构造与岩石的水理性质,

3、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：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（岩溶）型蓄水构造等。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，称为岩石的水理性质。它主要包括容水性、持水性、给水性和透水性等。,（l）容水性：指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容水度（wn）来表示。容水度

4、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。也即是岩土容纳水的最大体积（vn）与岩土总体积（v）之比：wnvn/100%。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，容水度在数值上与孔隙度、裂隙率或岩溶率相等。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。,2.岩石的水理性质,（2）持水性 是指在岩土引力超过了重力作用情况下，能保持一定水量的性能。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（wr）表示。持水度是岩土在重力水排出后所保持的水体积（vr）与岩

5、土总体积（v）之比。即：wr二vr/v 100%。持水度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，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，与颗粒表面积成正比。,（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量的性能。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（u）来衡量。给水度是从饱水岩土中流出的水体积（vg）同岩土体积（v）之比。即u=vg/v 100%。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，即给水性与岩土颗粒大小成正比，而与裂隙面接近

6、程度成反比。,（4）透水性：是指在一定条件下，岩土本身能使水透过的性能。透水性主要取决于孔隙的大小和连通性，其次是孔隙的多少。例如，粘土的孔隙度很大，但孔隙直径很小，使水难通过。透水性的好坏只是相对而言。透水性的好坏，决定着水的运动速度。一般透水性好，给水性也好。但给水性的研究，是为解决动储量测题的，而透水性的研究则是解决静储量的。,(二)地下水的来源地下水的来源主要有三方面：（1）渗透水 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。（2）凝结水 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下水。这种水在沙漠地区可较为

7、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20%。（3）岩浆逸出水 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。,（三）地下水流系统地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它像地表上河流、湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内的地下水流，构成相对独立的地下水流系统。,1地下水流系统的基本特征 在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统。处于同一水流系统的地下水，往往具有相同的补给来源，相互之间存在密切的水力联系，形成相对统一的整体，而属于不同地下水流系统的地下水，则指向不同的排泄区，相互之间没有或只有极微弱的水力联系。地

8、下水流系统与地表水系相比，具有如下的特征：,（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；而地下水流系统往往自地表面起可直达地下几百上千米深处，形成空间立体分布，并自上到下呈现多层次的结构。这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。,（2）流线组合的复杂性和不稳定性 地表上的江河水系，一般均由一条主流和若干等级的支流组合而成有规律的河网系统；而地下水流系统则是由众多的流线组合而成的复杂的动态系统，在系统内部不仅难以区别主流和支流，而且具有多变性和不稳定性。这种不稳定性，可以表现为受气候和补给条件的影响呈现周期性变化；亦可因为开采和人为排泄，促使地下水流系统发生剧烈变化，甚至在不同

9、水流系统之间造成地下水劫夺现象。,（3）流动方向上的下降与上升的并存性 在重力作用下，地表江河水流总是自高处流向低处；然而地下水流方向在补给区表现为下降，在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。,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（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，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，它们的补给区和排泄区在地面上交替分布。,2地下水垂向层次结构的基本模式 如前所述，地下水流系统在空间上的立体性，是地下水与地表水之间存在的主要差异之一。而地下水垂向的层次结

10、构，则是地下水空间立体性的具体表征。下图为典型水文地质条件下，地下水垂向层次结构的基本模式。自地表面起至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分为包气带和饱和水带两大部分。,包气带（是指地面以下，地下水面以上不饱和的土壤含水带。这里土壤颗粒、水和空气三者并存，由于降雨和蒸发的影响，其含水量经常在变化）又进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细管水带等3个亚带。饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水（包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相对应的是重力水（包括潜水和承压水）。,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，各地区地下水的实

11、际层次结构不尽一致。有的层次可能充分发展，有的则不发育。如在严重干旱的沙漠地区，包气带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至不存在；反之，在多雨的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地下水层次结构亦不明显。至于像承压水带的存在，要求有特定的贮水构造和承压条件。而这种条件并非处处都具备，所以承压水的分布受到很大的限制。但上述地下水层次结构在地区上的差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性。这一层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。,二、地下水的理化性质 自然界中的水，无论是大气水、地表水或

12、地下水，都不是化学纯水。就地下水来说，由于它参与自然界水的总循环，所以它具有相当复杂的化学成分，并呈现不同的物理性质。特别是地下水长期在岩石和土壤的空隙中埋藏和运动，必然要与周围介质（岩石、土壤）相互作用，不断地溶解介质中的可溶盐类人体等成分。同时，随着地下水在岩石和土壤空隙中的运移，其化学成分随时随地都在发生变化。因此，地下水是一种很好的天然溶剂，又是一种复杂的天然溶液。分析研究这种复杂溶液的物理性质和化学成分，对于阐明地下水的形成条件、变化规律、合理利用和防治地下水危害以及指导水文地球化学找矿，充实矿床成因理论等方面，都有着十分重要的意义。,（一）地下水的物理性质 地下水的物理性质包括温度

13、、颜色、透明度、气味、味道、密度、导电性和放射性等。这里着重简介前五个方面。1温度 地下水温度随深度而异。近地表的地下水，其温度受气温的影响，具有周期性的变化：一般在日常温层以上，水温具有明显的昼夜变化。在年常温层以上，水温具有季节性变化；在年常温层，地下水温的变化很小，一般不超过0.1；而在年常温层以下，地下水温度则随深度增加而逐渐升高而成为增温层，其变化规律决定于一个地区的地热增温级。地热增温级是指在常温层以下，温度每升高l所需增加的深度，单位为，m/。各处地热增温级不同，一般为 33m/。,地下水温地区分布差异大。在新火山地区，地下水温可达100以上。例如在堪察加半岛、冰岛、日本等地一些

14、喷泉都有这种情况。在寒带、极地以及高山地区，地下水的温度很低，有的可低至-5。在温带和亚热带地区的平原中，浅层地下水的年平均温度常接近所在地区的年平均气温，或稍高l2。地下水在一定的地质条件下，因受地球内部热能的影响而形成地下热水。它通过一定的通道，例如，沿断裂破碎带、钻孔等上涌，致使地热增温级大大提高，这种地区叫做地热异常区。具有良好地质构造及水文地质条件的地热异常区，有可能形成富集大量地下热水或天然蒸汽的地热田。,2颜色 地下水一般是无色的，但由于它的化学成分的含量不同，以及悬浮杂质的存在，而常常呈现出各种颜色。如含有三氧化二铁的水，多呈褐红色；含腐殖质的水，呈暗黄褐色。,3.透明度 常见

15、的地下水多是透明的，但其中如含有一些固体和胶体悬浮物时，则地下水的透明度有所改变。为了测定透明度，可将水样倒入一高60cm带有放水嘴和刻度的玻璃管中，把管底放在1号铅字（专用铅字）的上面，打开放水嘴放水，一直到能清楚地看见管底的铅字为止，读出管底到水面的高度，即为其透明度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级。（l）透明60cm的水深可以清楚地看见3mm粗的黑线；（2）微混浊30cm以上的水深，仍可清楚地看见这种粗线；（3）混浊 30cm以内的水深才可清楚地看见这种粗黑线；（4）极混浊水深很小也不能清楚地看见这种粗黑线。,4.气味 一般地下水是无味的，当其中含有某种气体成分和有机物质时，产

16、生一定的气味。如地下水含有硫化氢（HZS）气体时，则有臭鸡蛋味；有机物质使地下水有鱼腥味。5.味道 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（NaCI）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，常有爽口的味道；含有适量重碳酸（Ca(HCO3)2）和重碳酸镁（Mg（HCO3）2），味道很可口，一般称为甜水。,（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。1.地下水的主要化学成分 由于地下水与岩石发生了相互的物理和化学作用，因此使地下水中溶有各种不同的离子、化合物分子以及不同的气体。地下水中最主要的离子有CI-，SO42-，HCO3

17、-，CO32-以及H+，Na+，K+,Ca2+，Mg2+等。除此之外，也含有一些化合物，如铁、铝氧化物（Fe2O3，Al2O3）等。地下水中常含有某些气体和放射性元素，但是含量甚微。地下水的气体成分，主要有氧、氮、二氧化碳和硫化氢等。根据地下水化学成分可以寻找有用矿产，特别是放射性矿产。近年来在这方面已经取得了很大的发展，成为地球化学找矿工作的一个组成部分。如江西大盐矿的发现，水文地球化学探矿法在其中起了很大作用。,2矿化度 一升水中所含各种离子、分子及化合物（不包括游离状态的气体）的总量，就叫总矿化度，简称矿化度。以g/L表示。它说明水中所含盐量的多少，故它是地下水化学成分的重要标志。由于矿

18、化度不同，水质也有不同。若矿化度大，是同于矿化水，矿化度很小是淡水。矿化度的测定，通常是把水加热到 105110，使水全部蒸发干，剩下的残余物的重量即为水的总矿化度（即每升水中含干涸残余物的克数）。由于部分物质在烘干时蒸发掉，也可能有悬浮杂质渗入，所以用烘干法求得的矿化度是近似值。按照矿化度的大小，可以将地下水分为以下5类：淡水为1g/L；弱矿化水（微咸水）为13g/L；中等矿化水（咸水）为310g/L；强矿化水（盐水）为1050g/L；卤水为50g/L。在通常条件下，低矿化度的水（淡水）常常以重碳酸根离子（HCO3-）为主要成分；中等矿化度的水以硫酸根离子（SO42-）为主要成分；而高矿化度

19、的水，则以氯离子（Cl-）为主要成分。,3.水的硬度 含有多量的时Ca2+和Mg2+的水称为硬水。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。而通常把水中Ca2+和Mg2+的含量称为硬度。它们的含量愈高，硬度愈大。硬度可分为暂时硬度和永久硬度。由于加热煮沸后水中失去一部分Ca2+与Mg2+，这部分Ca2+与Mg2+的数量称为暂时硬度。当加热煮沸后，仍然溶在水中的Ca2+与Mg2+，造成硬性的硬度，叫永久硬度。硬度的单位通常采用“德国度”。德国度一度相当于1升水中含氧化钙10mg，或氧化镁7.2mg。用毫克当量换算，则将毫克当量（mged）乘以2.8，得到的数字就是德国度。,硬水

20、在生活用水上会浪费肥皂，烧开水的水壶里容易生水垢；在工业用水上，不宜使用硬水。因为硬水所含的Ca、Mg盐类，在加热的过程中发生分解和复分解反应，而生成沉淀物质，这些沉淀物质能在锅炉壁、水管中生成坚硬而粘附的水垢（也叫锅垢）；锅垢是热的不良导体，因此，当锅墨出现了较厚的锅垢时，就会增加燃料的消耗量（1mm厚的锅垢能增加热消耗量1.52）。不仅如此，银垢在形成时厚薄不均，致使锅炉膨胀不均以致爆炸。同时随着锅垢的加厚，火面与水面的温度差也随着变大，最后超过了锅壁金属的耐热能力亦能引起锅炉爆炸。若用硬水作内燃机等的冷却用水时，在冷却系统的内壁等也会形成锅垢，这样不仅降低系统的冷却效率，还降低了输水量甚

21、至将其堵塞。故在工业用水中，水的硬度最好不要大于5，不得已时亦不得大于20。,根据水的总硬度，可将地下水分为5级,三、地下水的运动 地下水在岩土空隙中以不同形式存在，并以不同形式运动着。这里着重介绍饱水带重力水（潜水、承压水）的运动形式和规律。（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。重力水在岩土空隙中的运动，称为渗透或渗流。它的运动形式，常随水流速度不同而分为层流运动和紊流运动。,（1）层流运动 水在岩土空隙中流动时，水质点有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。（2）紊流运动 水在岩土空隙中流动时，水质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。地下水在绝大多

22、数自然条件下，流速较小，故多同层流运动。一般认为地下水的平均渗透速度小于 l000m/d时，可视为层流运动。只有在大裂隙、大溶洞中或水位高差极大的情况下，地下水的渗透才出现紊流运动。,（二）地下水运动的基本规律 饱水带中水的运动形式既然有不同，则其运动规律也不同。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。（l）直线渗透定律一一达西（Darcy）定律：它是说明层流运动的基本规律，是18521855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。当水

23、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。实验结果得到如下关系：在单位时间内透过砂样的水量Q，与通过的断面积A和水头损失（H1-H2=H）成正比，而与渗透长度L成反比。可用下式表示：,式中：v为渗透流速；K为渗透系数；I为水头梯度或水力坡度、水头坡度。,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，这就是著名的达西定律。由于两者成直接关系，所以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，也均适用。同时，也适用于一切流向。,（2）非直线渗透定律 非直线渗透定律是说明紊流运动的基

24、本规律。当地下水流速较大时（v1000m/d），则服从于紊流运动规律。即：渗透流量或渗透流速与水力坡度的二分之一次方成正比，其表示式如下：,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，则可用下式表示之：,式中，m值的变化范围为12，当m=l时，即为达西定律，当m=2时，即为非直线渗透定律。,四、地下水的类型根据埋藏条件，地下水可分为：上层滞水、潜水、承压水（一）上层滞水(perched water)上层滞水是存在于包气带中局部隔水层上的重力水（下图）。它是大气降水或地表水在下渗途中，遇到局部不透水层的阻挡后，在其上聚积而成的地下水。,由于上层滞水是包气带内的局部饱水带，其埋藏条

25、件决定了上层滞水具有如下特征：分布范围不广，水量小；补给区与分布区一致；补给源为大气降水或地表水；以蒸发、下渗或向隔水层边缘流散的方式进行排泄；动态变化不稳定，具有季节性，只能作暂时性和小型供水水源；易受污染，故作饮用水时应注意防止污染。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

26、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间较长。,（二）潜水（phreatic water）埋藏在地表以下第一个稳定隔水层之上，具有自由表面的重力水称为潜水。潜水的自由表面称为潜水面。潜水面的绝对标高称为潜水位。潜水面至地面的距离称为潜水埋藏深度。由潜水面向下至隔水层顶面间充满重力水的部分，称为含水层。自潜水面向下到隔水层顶面的距离，称为含水层的厚度。我们日常用的井水一般都是潜水，井水面就是该点的潜水面。潜水的埋藏条件，决定了潜水具有以下特征：潜水面不承受静水压力；分布区与补给区一致；动态变化较不稳定，有明显的季节变化；潜水的补给条件较好，水量丰富；潜

27、水的水质随气候有季节变化，且易受污染。,潜水面形状可用潜水剖面图和潜水等水位线图表示。潜水剖面图（图5.22）是在地质剖面图上，将已知各点的潜水位连接起来而成，它可以反映出潜水面形状与地形、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。总的说来，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，潜水面坡度趋于平缓；反之，变陡。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。,潜水等水位线图就是潜水面各点水位高程的等值线图（图5.23）。一般绘制在地形图上，它的绘制以潜水

28、面上各点的水位标高为依据，然后分别将其中水位标高相同的各点相连而成。由于水位随时间不同而变，故应选用同一日期的资料，并应在图上注明测定该水位的日期。在同一地区，如有不同时期的潜水等水位线图，通过互相对比，便可以从中了解潜水面的变化情况。根据潜水等水位线图，可解决下列问题：确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面坡度最大的方向流动的。因此，垂直于潜水等水位线从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。,根据潜水等水位线图，可解决下列问题：（1）确定潜水的流向：潜水是沿着潜水面坡度最大的方向流动的。因此，垂直于潜水等水位线从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。（2）确定潜水的水力坡度：确定了潜水流向之后

29、，在流向方向上，任取两点的水位高差，除以该两点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。（3）确定潜水埋藏深度：将地形等高线和潜水等水位线绘于同一张图上时，则等水位线与地形等高线相交之点，二者高程之差，即为该点的潜水埋藏深度；若不在相交点的，可采用内插法求得。,（4）确定潜水与地表水的相互关系：在邻近地表水（河流）的地段编制潜水等水位线图，并测定地表水的水位标高，便可以确定潜水与地表水的相互补给关系。（5）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

30、沟应与等水位线平行布置。,（三）承压水（confined water）承压水是充满于两个稳定隔水层之间含水层中具有压力的地下水。而在两个稳定隔水层之间的含水层没有被水完全充满，具有自由水面的地下水，称无压层间水。若承压水在地形条件适宜时，其天然露头或经钻孔，揭露了含水层时，产生自流现象的地下水，称为自流水。上下隔水层分别称为隔水层顶板和底板。两用水层间的垂直径距离为承压水含水层厚度。当钻孔打穿隔水层顶板时，在静水压力的作用下，水位上升到一定高度不再上升时，这个最终的稳定水位，叫该点的承压水位。自隔水层顶板底面到承压水位之间的铅垂距离称为承压水头，也称压力水头。承压水含水层在盆地边缘出露于地表的

31、位置较高，可直接受大气降水或地表水补给的范围称为补给区。承压水含水层在承压盆地边缘，地势较低的地段或含水层被切割，这地段便成为承压水的排泄区。在补给区与排泄区之间，承压含水层之上被隔水层覆盖，并且含水层被水充满的这个地段，称为承压区。,由承压水的埋藏条件，决定了它具有如下特征：承压水具有一定的压力水头；补给区与承压区不一致；动态变化较稳定，没有明显的季节变化；补给条件较差，若大规模开发后，水的补充和恢复较缓慢；水质随埋深变化大，有垂直分带规律，但不易受污染。承压水的垂直分带规律一般为：侵蚀基准面影响深度范围内，主要为低矿化度的重碳酸盐型水；在较深处，为中矿化度的硫酸盐型水；更深处，为高矿化度的

32、氯化物型水。由于产生垂直变化规律的原因很复杂，主要与岩性、成分、高温、高压及交换等因素有关，故不是所有地区都按同一规律变化。,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水的埋藏类型不同。最适宜于承压水形成的地质构造大体上可以分为向斜构造和单斜构造。故承压水的形成可分二类：（1）承压盆地：适宜于形成承压水的盆地构造或向斜构造，在水文地质学中称为承压盆地。,（2）承压斜地：适宜于形成承压水的单斜构造，在水文地质学中称为承压斜地。它可分为两种情况。即断块构造和含水层发生相交所形成的承压斜地。如单斜含水层被断层错断，而断层又导水时，含水层出露于地表的一侧成为补给区；另一侧沿断层带形成

33、带状排泄区，在适宜的地形条件下，沿断裂带以一系列上升泉的形式出露于地表，因此，承压区位于补给区和排泄区之间（图526）。若断层不导水时，则排泄区与补给区是相邻的，承压区则在另一侧。,含水层岩性发生由粗粗到细粒的相变，甚至尖灭，迫使承压水回流，在含水层出露地表的较低地段形成上升泉泄出。此时补给区与排泄区是相邻的，承压区位于一侧（图5.27）。,五、几种特殊地下水和泉（一）几种特殊地下水1地下热水 地下热水与普通地下水不同，它具有较高的温度，有温泉之称。它还含有特殊的化学成分和气体成分。地下热水既是水资源，又是宝贵的矿产资源和热能资源，可用于工业、农业、化工、发电、医疗保健等方面。我国地下热水资源

34、极为丰富，全国目前已发现的地下热水露头达2000多处。仅广东、福建和台湾三省就有500多处，大多在5060以下。其中广东也出现103的温泉，台湾南部屏东温泉高达140。,地下热水的来源有二种：一种是由于岩浆活动形成的；另一种是大气降水渗入地下过程，因受地球内热能的影响而形成不同的地下热水。它通过一定的通道（如沿断裂破碎带、钻引）又把地下热能带到地表。因此，地下热水的热源与地球热源有着直接关系。地下热水的温度下限，各国的标准不一，但大多数采用20，即高于20的地下水称为地下热水。,2矿水,矿水是指具有医疗意义的地下水。矿水可以是热的，也可以是冷的。它有的含有特殊的化学成分，有的含有大量某些气体成

35、分，有的具有较高的温度。矿水中以富含气体的矿水用处最大，成分也最复杂，如碳酸水、硫化氢水和放射性水。碳酸水：它含有大量的游离态CO2。CO2的含量自每升数百毫克到几克，典型的碳酸水常是冷的。因高温不利于CO2在水中的溶解。,硫化氢水：水中硫化氢是脱硫酸作用的产物。进行这种作用要求有有机物存在的封闭环境，因此，硫化氢水多存在于含油地层分布地区。放射性水：它是医疗范围最广、效果最好的矿水。目前应用于医疗上的放射性水主要是氡水。地下水的放射性是从岩石中所含的放射性矿物取得的。酸性岩浆岩，特别是花岗岩，含放射性元素最多，因此，放射性水多与花岗岩及其风化产物有关。,3肥水,肥水就是含有硝态氮和其他可溶盐

36、的地下水。一般认为，硝态氮含量在15mg/L以上的地下水，用于灌溉有增产的效果。因此，把含有硝态氮15mg/L作为肥水的下限。肥水的成因目前有两种情况：一种是有机质经硝化细菌的作用形成可溶性硝酸盐，随大气降水或地表水下渗地下水中长期积累而成。另一种是海相地层中原生水，封闭良好，由于富含有机质，经长期地质时期变化而成。,肥水的分布与地貌、岩层的透水性有着密切的关系。地势较陡、岩石透水性强、地下径流强烈的地区，如山区、黄土高阶地、洪积扇中上部，没有或很少发现肥水。地势平缓、岩层的透水性弱、地下径流微弱的地方，如山间盆地、河流的低阶地、冲积扇的前缘、古河道等一些低洼地区，肥水分布比较普遍。,（二）泉

37、和井,1泉 地下水的天然露头，称为泉。泉是地下水的一种重要排泄方式。,泉的分类方法很多，主要有根据泉水出露性质分类和根据泉水补给来源分类。（l）根据泉水出露性质可分为上升泉和下降泉。上升泉，受承压水补给，地下水在静水压力作用下，由下而上涌出地表。下降泉，受无压水补给（主要是潜水或上层滞水），地下水在重力作用下，自上而下自由流出地表。（2）根据泉水补给来源可分为上层滞水泉、潜水泉和承压水泉。上层滞水泉：受上层滞水补给。泉的涌水量、化学成分及水温变化很大，有时这种泉完全消失。,潜水泉：受潜水补给。水量比较稳定，但潜水量、水温和化学成分仍有明显的季节变化。依其出露条件又可分为三类：侵蚀泉，是由于河流

38、切割含水层，潜水出露地表而形成的泉。接触泉，是地形被切割至含水层下面的隔水层时itBt在含水层与隔水层接触处流出地表而形成的泉。溢泉，是岩上透水性变弱，或隔水屋顶板隆起时，潜水流动受阻碍溢出地表形成的泉（图528）。,承压水泉：受承压水补给，其特点是水的动态最稳定。承压水泉又可分为承压盆地泉和承压斜地泉。承压水泉可以沿断层上升，也可以沿较深的构造裂隙出露（图5.29）。,2井地下水的人工露头称之为井。但日常生活中，人们常常将泉也称之为井。如白沙井,井是人类利用地下水最普通的形式。根据其作用可分为集水井、排水井、试验井和观测井等。根据地下水埋藏条件和取水建筑物类型可分为管井、大口径井、坎儿井等。根据井水涌流情况可分为自流井、半自流井和非自流井等。一般潜水补给的井为大口径井、非自流并，这类井需有提水设备；在新测山前沙漠地带，则开挖成坎儿井，这类井则利用一定地形坡度，不需提水设备，把水引出地表。而承压水补给的井为管井、自流井，这类井不需提水设备就能自流出地表；而半自流井虽是承压水补给，但地形不适宜承压水上升流出地表，故这类井还需提水设备，才能把水引出地表。,井的开挖最好在具有从上覆透水层直接获得稳定水源的含水层上面进行。如果在承压水带的上隔水层凿开，即可获得水量可观的自流井。如前所述，承压盆地的构造最有利于承压水的形成，因此，在承压盆地内打井，易于取得自流井。,