地下水環(huán)境現(xiàn)狀調查與評價

地下水是水資源的重要組成部分，在保障我國城鄉(xiāng)居民生活、支撐社會經濟發(fā)展、維持生態(tài)平衡等方面具有十分重要的作用。

一、地質學的一些基本概念

地球自形成以來，經歷了約46億年的演化過程，進行過錯綜復雜的物理、化學 變化。在距今200萬300萬年前，才開始有了人類出現(xiàn)。人類為了生存和發(fā)展，一 直在努力適應和改變周圍的環(huán)境。利用堅硬巖石作為用具和工具，從礦石中提取的銅、 鐵等金屬，對人類社會的歷史產生了劃時代的影響。隨著社會生產力的發(fā)展，人類活動對地球的影響越來越大，地質環(huán)境對人類的制約作用也越來越明顯。如何合理有效 地利用地球資源、維護人類生存的環(huán)境，已成為當今世界所共同關注的問題。

1. 地質的概念

地質是指地球的物質組成、內部構造、外部特征，以及各層圈之間的相互作用 和演變過程。

2. 礦物和巖石

在地球的化學成分中，鐵的含量最高(35%)，其他元素依次為氧(30%)、 硅(15%)、鎂(13%)等。如果按地殼中所含元素計算，氧最多(46%)，其他 依次為硅(28%)、鋁(8%)、鐵(6%)、鎂(4%)等。這些元素多形成化合物, 少量為單質，它們的天然存在形式即為礦物。

礦物具有確定的或在一定范圍內變化的化學成分和物理特征。礦物在地殼中常 以集合的形態(tài)存在，這種集合體可以由一種，也可以由多種礦物組成，這在地質學中被稱為巖石。由此可見，地質學中所說的巖石不僅指我們日常所理解的“石頭”， 還包括地球表面的松散沉積物——土壤。巖石的特征用巖性來表示。所謂巖性，是 指反映巖石特征的一些屬性，包括顏色、成分、結構、構造、膠結物質、膠結類型、 特殊礦物等。

3. 地質構造

地球表層的巖層和巖體，在形成過程中及形成以后，都會受到各種地質作用力 的影響，有的大體上保持了形成時的原始狀態(tài)，有的則產生了形變。它們具有復雜的空間組合形態(tài)，即各種地質構造。斷裂和褶皺是地質構造的兩種最基本形式。

4. 地層與地層層序律

地層是以成層的巖石為主體，在長期的地球演化過程中在地球表面低凹處形成 的構造，是地質歷史的重要紀錄。狹義的地層專指己固結的成層的巖石，也包括尚 未固結成巖的松散沉積物。依照沉積的先后，早形成的地層居下，晚形成的地層在

上，這是地層層序關系的基本原理，稱為地層層序律。

二、水文學的一些基本概念

1. 水量平衡

所謂水量平衡，是指任意選擇的區(qū)域(或水體)，在任意時段內，其收入的水 量與支出的水量之間差額必等于該時段區(qū)域(或水體)內蓄水的變化量，即水在循環(huán)過程中，從總體上說收支平衡。水量平衡概念是建立在現(xiàn)今的宇宙背景下。地球 上的總水量接近于一個常數(shù)，自然界的水循環(huán)持續(xù)不斷，并具有相對穩(wěn)定性這一客 觀的現(xiàn)實基礎之上的。

從本質上說，水量平衡是質量守恒原理在水循環(huán)過程中的具體體現(xiàn)，也是地球 上水循環(huán)能夠持續(xù)不斷進行下去的基本前提。一旦水量平衡失控，水循環(huán)中某一環(huán)節(jié)就要發(fā)生斷裂，整個水循環(huán)亦將不復存在。反之，如果自然界根本不存在水循環(huán) 現(xiàn)象，亦就無所謂平衡了。因而，兩者密切不可分。水循環(huán)是地球上客觀存在的自 然現(xiàn)象，水量平衡是水循環(huán)內在的規(guī)律。

2. 蒸發(fā)

在常溫下水由液態(tài)變?yōu)闅鈶B(tài)進入大氣的過程稱為蒸發(fā)。空氣中的水汽主要來自 地表水、地下水、土壤和植物的蒸發(fā)。有了蒸發(fā)作用，水循環(huán)才得以不斷進行。

水面蒸發(fā)的速度和數(shù)量取決于許多因素(氣溫、氣壓、濕度、風速等)，其中 主要決定于氣溫和絕對濕度的對比關系。氣溫決定了空氣的飽和水汽含量，而絕對濕度則是該溫度下空氣中實有的水汽含量，該兩水汽含量之差稱為飽和差。蒸發(fā)速 度或強度與飽和差成正比，即飽和差愈大，蒸發(fā)速度也愈大。

風速是影響水面蒸發(fā)的另一重要因素。蒸發(fā)的水汽容易積聚在水面上而妨礙進 一步蒸發(fā)，風將水面蒸發(fā)出來的水汽不斷吹走，蒸發(fā)加快，因此，風速愈大，蒸發(fā)就愈強烈。

蒸發(fā)包括水面蒸發(fā)、土面蒸發(fā)、葉面蒸發(fā)等。通常用水面蒸發(fā)量的大小表征一個 地區(qū)蒸發(fā)的強度。氣象部門常用蒸發(fā)皿(直徑數(shù)十分米的圓皿)測定某一時期內蒸發(fā)水量，以蒸發(fā)的水柱高度毫米數(shù)表示蒸發(fā)量，如北京的多年平均年蒸發(fā)量為1 102 mm。

必須注意，氣象部門提供的蒸發(fā)量是指水面蒸發(fā)量，只能說明蒸發(fā)的相對強度， 而不代表實際的蒸發(fā)水量。因為通常一個地區(qū)不全是水面，并且，用小直徑的蒸發(fā)皿測得的蒸發(fā)量比實際的水面蒸發(fā)量要偏大許多。

3. 降水

當空氣中水汽含量達飽和狀態(tài)時，超過飽和限度的水汽便凝結，以液態(tài)或固態(tài) 形式降落到地面，這就是降水?？諝饫鋮s是導致水汽凝結的主要條件。暖濕氣團由于各種原因變冷就可以產生降水。其中最常見的是鋒面降水。當暖濕氣團與冷氣團 相遇時，在兩者接觸的鋒面上，水汽大量凝結形成降水。氣象部門用雨量計測定降

水量，以某一地區(qū)某一時期的降水總量平鋪于地面得到的水層高度毫米數(shù)表示。

降水是水循環(huán)的主要環(huán)節(jié)之一，一個地區(qū)降水量的大小，決定了該地區(qū)水資源 的豐富程度，對地下水資源的形成具有重要影響。

以上介紹了主要氣象要素的基本概念，這些氣象要素的變化決定了大氣的物理 狀態(tài)。在一定地區(qū)一定時間內，各種氣象因素綜合影響所決定的大氣物理狀態(tài)稱為天氣。而某一區(qū)域天氣的平均狀態(tài)(用氣象要素多年平均值表征)，稱為該地區(qū)的 氣候。無論是變化迅速的氣象要素，還是變化緩慢的氣候因素，對于自然界水文循環(huán)過程，以至地下水的時空分布都具有重要影響。

4. 下滲

下滲又稱入滲，是指水從地表滲入土壤和地下的運動過程。它不僅影響土壤水 和地下水的動態(tài)，直接決定壤中流和地下徑流的生成，而且影響河川徑流的組成。下滲強度指的是單位面積上單位時間內滲入土壤中水量，用下滲率/表示，常用毫 米/分或毫米/小時計。在超滲產流地區(qū)，只有當降水強度超過下滲率時才能產生徑 流?？梢姡聺B是將地表水與地下水、土壤水聯(lián)系起來的紐帶，是徑流形成過程、水循環(huán)過程的重要環(huán)節(jié)。

在天然條件下，下滲過程往往呈現(xiàn)不穩(wěn)定和不連續(xù)性形成這種情況的原因是多 方面的，歸納起來主要有以下四個方面。

(1) 土壤特性的影響。土壤特性對下滲的影響，主要決定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的質地、孔隙的多少與大小有關。一般 來說土壤顆粒愈粗，孔隙直徑愈大，其透水性能愈好，土壤的下滲能力亦愈大。

(2) 降水特性的影響。降水特性包括降水強度、歷時、降水時程分配及降水空間分布等。其中降水強度直接影響土壤下滲強度及下滲水量，在降水強度/小于下滲率/的條件下，降水全部滲入土壤，下滲過程受降水過程制約。在相同土壤水分條件下，下滲率隨雨強增大而增大。尤其是在草被覆蓋條件下情況更明顯。但對裸 露的土壤，由于強雨點可將土粒擊碎，并充填土壤的孔隙中，從而可能減少下滲率。 此外，降水的時程分布對下滲也有一定的影響，如在相同條件下，連續(xù)性降水的下滲量要小于間歇性下滲量。

(3) 流域植被、地形條件的影響。通常有植被的地區(qū)，由于植被及地面上枯枝落葉具有滯水作用，增加了下滲時間，從而減少了地表徑流，增大了下滲量。而地 面起伏，切割程度不同，要影響地面漫流的速度和匯流時間。在相同的條件下，地 面坡度大、漫流速度快，歷時短，下滲量就小。

(4) 人類活動的影響。人類活動對下滲的影響，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各種坡地改梯田、植樹造林、蓄水工程均增加水的滯留時間，從而增 大下滲量。反之砍伐森林、過度放牧、不合理的耕作，則加劇水土流失，從而減少 下滲量。在地下水資源不足的地區(qū)采用人工回灌，則是有計劃、有目的的增加下滲

水量;反之在低洼易澇地區(qū)，開挖排水溝渠則是有計劃有目的控制下滲，控制地下 水的活動。從這意義上說，人們研究水的入滲規(guī)律，正是為了有計劃、有目的控制入滲過程，使之朝向人們所期望的方向發(fā)展。

5. 徑流

徑流是水文循環(huán)的重要環(huán)節(jié)和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重 力作用下沿地表或地下流動的水流。因此，徑流可分為地表徑流和地下徑流，兩者具有密切聯(lián)系，并經常相互轉化。據統(tǒng)計，全球大陸地區(qū)_平均有47 000 km3的水量通過徑流返回海洋，約占陸地降水量的40%。這部分水量大體上是人類可利用的淡水資源。

地表徑流和地下徑流均有按系統(tǒng)分布的特點。匯注于某一干流的全部河流的總 體構成一個地表徑流系統(tǒng)，稱為水系。一個水系的全部集水區(qū)域，稱為該水系的流域。流域范圍內的降水均通過各級支流匯注于干流。相鄰兩個流域之間地形最高點 的連線即為分水線，又稱分水嶺。這些概念同樣可用于地下水，但地下水的系統(tǒng)不 像地表水系那樣明顯和易于識別，具有自己的一些特點。

在水文學中常用流量、徑流總量、徑流深度、徑流模數(shù)和徑流系數(shù)等特征值說 明地表徑流。水文地質學中有時也釆用相應的特征值來表征地下徑流。

流量(0):系指單位時間內通過河流某一斷面的水量，單位為m3/s。Q流量等于過水斷面面積F與通過該斷面的平均流速F的乘積，艮P:

Q=VXF

徑流總量(F):系指某一時段/內，通過河流某一斷面的總水量，單位為m3。 可由下式求得：

W=QXt

徑流模數(shù)(M):系指單位流域面積F (km2)上平均產生的流量，以US km2 為單位，計算式為：

M=Q/FX\03

徑流深度(y):系指計算時段內的總徑流量均勻分布于測站以上整個流域面積 上所得到的平均水層厚度，單位為mm，計算式為：

Y=W/FX\03

徑流系數(shù)(ah為同一時段內流域面積上的徑流深度y(mm)與降水量尤(mm) 的比值KAT,以小數(shù)或百分數(shù)表示。

6. 水文循環(huán)

水文循環(huán)是發(fā)生于大氣水、地表水和地殼巖石空隙中的地下水之間的水循環(huán)， 水文循環(huán)的速度較快，途徑較短，轉換交替比較迅速。

水文循環(huán)是在太陽輻射和重力共同作用下，以蒸發(fā)、降水和徑流等方式周而復 始進行的。平均每年有577 000km3的水通過蒸發(fā)進入大氣，通過降水又返回海洋

和陸地。

地表水、包氣帶水及飽水帶中淺層水通過蒸發(fā)和植物蒸騰而變?yōu)樗魵膺M入大氣圈。水汽隨風飄移，在適宜條件下形成降水。落到陸地的降水，部分匯集于江河 湖沼形成地表水，部分滲入地下。滲入地下的水，部分滯留于包氣帶中(其中的土 壤水為植物提供了生長所需的水分)，其余部分滲入飽水帶巖石空隙之中，成為地 下水。地表水與地下水有的重新蒸發(fā)返回大氣圈，有的通過地表徑流或地下徑流返回海洋。水文循環(huán)的過程參見圖3-17中的710及圖3-18。

水文循環(huán)分為小循環(huán)與大循環(huán)。海洋與大陸之間的水分交換為大循環(huán)。海洋或 大陸內部的水分交換稱為小循環(huán)。通過調節(jié)小循環(huán)條件，加強小循環(huán)的頻率和強度，可以改善局部性的干旱氣候。目前人力仍無法改變大循環(huán)條件。

地殼淺表部水分如此往復不已地循環(huán)轉化，乃是維持生命繁衍與人類社會發(fā)展的必要前提。一方面，水通過不斷轉化而水質得以凈化;另一方面，水通過不斷循 環(huán)水量得以更新再生。水作為資源不斷更新再生，可以保證在其再生速度水平上的 永續(xù)利用。大氣水總量雖然小，但是循環(huán)更新一次只要8天，每年平均更換約45 次。河水的更新期是16天。海洋水全部更新一次需要2 500年(中國大百科全書大氣科學海洋科學水文科學，1987)。地下水根據其不同埋藏條件，更新的周期 由幾個月到若干萬年不等。

三、地下水的基本知識

1. 地下水的概念

地下水是指以各種形式埋藏在地殼空隙中的水，包括包氣帶和飽水帶中的水。 地下水也是參于自然界水循環(huán)過程中處于地下隱伏徑流階段的循環(huán)水。

地下水是儲存和運動于巖石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地質條件 的控制。地質條件包括巖石性質、空隙類型與連通性、地質地貌特征、地質歷史等。

地下水環(huán)境是地質環(huán)境的組成部分，它是指地下水的物理性質、化學成分和貯存空間及其由于自然地質作用和人類工程——經濟活動作用下所形成的狀態(tài)總和。

2. 地下水的埋藏條件

巖石和土體空隙既是地下水的儲存場所，又是運移通道?？障兜拇笮?、多少、 連通性、充填程度及其分布規(guī)律決定著地下水埋藏條件。根據成因可把空隙區(qū)分為孔隙、裂隙與溶隙三種，并可把巖層劃分為孔隙巖層(松散沉積物、砂巖等)、裂隙巖層(非可溶性的堅硬巖層)與可溶巖層(可溶性的堅硬巖石)?？紫稁r層中的 空隙分布比裂隙可溶巖層均勻，溶隙一般比孔隙、裂隙巖層中的空隙規(guī)模大。這三 種空隙的大小分別以孔隙度、裂隙率與巖溶率表示，即某一體積巖石中孔隙、裂隙 和溶隙體積與巖石總體積之比，以百分數(shù)表示。

巖石空隙中存在著各種形式的水，按其物理性質可分為氣態(tài)水、吸著水、薄膜 水、毛細水、重力水和固態(tài)水。此外，還有存在于礦物晶體內部及其間的沸石水、結晶水與結構水。水文地質學所研究的主要對象是飽和帶的重力水，即在重力作用支配下運動的地下水。

巖石空隙是地下水儲存場所和運動通道。空隙的多少、大小、形狀、連通情況 和分布規(guī)律，對地下水的分布和運動具有重要影響。將巖石空隙作為地下水儲存場所和運動通道研究時，可分為三類，即：松散巖石中的孔隙，堅硬巖石中的裂隙和可溶巖石中的溶穴。

(1) 孔隙。松散巖石是由大小不等的顆粒組成的。顆粒或顆粒集合體之間的空隙，稱為孔隙。巖石中孔隙體積的多少是影響其儲容地下水能力大小的重要因素。 孔隙體積的多少可用孔隙度表示?？紫抖仁侵改骋惑w積巖石(包括孔隙在內)中孔 隙體積所占的比例。

由于多孔介質中并非所有的孔隙都是連通的，于是人們提出了有效孔隙度的概 念。有效孔隙度為重力水流動的孔隙體積(不包括結合水占據的空間)與巖石體積 之比。顯然，有效孔隙度小于孔隙度。

松散巖石中的孔隙分布于顆粒之間，連通良好，分布均勻，在不同方向上，孔 隙通道的大小和多少都很接近。賦存于其中的地下水分布與流動都比較均勻。

(2) 裂隙。固結的堅硬巖石，包括沉積巖、巖漿巖和變質巖，一般不存在或只保留一部分顆粒之間的孔隙，而主要發(fā)育各種應力作用下巖石破裂變形產生的裂 隙。按裂隙的成因可分成巖裂隙、構造裂隙和風化裂隙。

成巖裂隙是巖石在成巖過程中由于冷凝收縮(巖衆(zhòng)巖)或固結干縮(沉積巖) 而產生的。巖漿巖中成巖裂隙比較發(fā)育，尤以玄武巖中柱狀節(jié)理最有意義。構造裂隙是巖石在構造變動中受力而產生的。這種裂隙具有方向性，大小懸殊(由隱蔽的 節(jié)理到大斷層)，分布不均一。風化裂隙是風化營力作用下，巖石破壞產生的裂隙，主要分布在地表附近。

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(K)是裂隙體積(R)與包括裂隙在內的 巖石體積(K)的比值，即或(V/F) 100%。除了這種體積裂隙率，還 可用面裂隙率或線裂隙率說明裂隙的多少。野外研究裂隙時，應注意測定裂隙的方向、寬度、延伸長度、充填情況等，因為這些都對地下水的運動具有重要影響。

堅硬基巖的裂隙是寬窄不等，長度有限的線狀縫隙，往往具有一定的方向性。只有當不同方向的裂隙相互穿切連通時，才在某一范圍內構成彼此連通的裂隙網 絡。裂隙的連通性遠較孔隙為差。因此，賦存于裂隙基巖中的地下水相互聯(lián)系較差。 分布與流動往往是不均勻的。

(3) 溶穴?？扇艿某练e巖，如巖鹽、石膏、石灰?guī)r和白云巖等，在地下水溶蝕 下會產生空洞，這種空隙稱為溶穴(隙)。溶穴的體積(Vk)與包括溶穴在內的巖 石體積(F)的比值即為巖溶率(&),即尤k=Fk/F或A：k= ( Vk/V) 100%。

溶的規(guī)模懸殊，大的溶洞可寬達數(shù)十米，高數(shù)十乃至百余米，長達幾至幾十 公里，而小的溶孔直徑僅幾毫米。巖溶發(fā)育帶巖溶率可達百分之幾十，而其附近巖 石的巖溶率幾乎為零。

可溶巖石的溶穴是一部分原有裂隙與原生孔縫溶蝕擴大而成的，空隙大小懸殊 且分布極不均勻。因此，賦存于可溶巖石中的地下水分布與流動通常極不均勻。

3.包氣帶和飽水帶

地表以下一定深度，巖石中的空隙被重力水所充滿，形成地下水面。地表與潛 水面之間的地帶稱為包氣帶;地下水面以下，土層或巖層的空隙全部被水充滿的地帶稱為飽水帶(圖3-19)。在包氣帶中，空隙壁面吸附有結合水，細小空隙中含有毛細水，未被液態(tài)水占據的空隙包含空氣及氣態(tài)水，空隙中的水超過吸附力和毛細 力所能支持的量時，空隙中的水便以過重力水的形式向下運動。上述以各種形式存 在于包氣帶中的水統(tǒng)稱為包氣帶水。包氣帶水來源于大氣降水的入滲，地表水體的滲漏，由地下水面通過毛細上升輸送的水，以及地下水蒸發(fā)形成的氣態(tài)水

4.含水層、隔水層與弱透水層

巖石中含有各種狀態(tài)的地下水，由于各類巖石的水力性質不同，可將各類巖石層劃分為含水層、隔水層和弱透水層。

含水層：指能夠給出并透過相當數(shù)量重力水的巖層或土層。構成含水層的條件，一是巖石中要有空隙存在，并充滿足夠數(shù)量的重力水;二是這些重力水能夠在巖石

空隙中自由運動。

含水層一般分為承壓含水層、潛水含水層。承壓含水層是指充滿于上下兩個隔 水層之間的地下水，其承受壓力大于大氣壓力。潛水含水層是指地表以下，第一個穩(wěn)定隔水層以上具有自由水面的地下水。在承壓含水層強抽水形成的漏斗區(qū)域，或 地形切割嚴重的區(qū)域，有時承壓水水頭下降至承壓含水層的隔水頂板之下，這部分 承壓水就變成了無壓水，通常將這樣的含水層稱為無壓一承壓含水層。

隔水層：指不能給出并透過水的巖層、土層，如黏土、致密的巖層等。

含水層和隔水層是相對概念，有些巖層也給出與透過一定數(shù)量的水，介于含水 層與隔水層之間，于是有人提出了弱透水層(弱含水層)的概念。

弱透水層(弱含水層)：所謂弱透水層是指那些滲透性相當差的巖層，在一般的供排水中它們所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水層;但是，在發(fā)生越流時，由于驅動水流的水力梯度大且發(fā)生滲透的過水斷面很大(等于弱透水層分布 范圍)，因此，相鄰含水層通過弱透水層交換的水量相當大，這時把它稱作隔水層就不合適了。松散沉積物中的黏性土，堅硬基巖中裂隙稀少而狹小的巖層(如砂質頁巖、泥質粉砂巖等)都可以歸入弱透水層之列。

嚴格地說，自然界中并不存在絕對不發(fā)生滲透的巖層，只不過某些巖層(如缺少裂隙的致密結晶巖)的滲透性特別低罷了。從這個角度說，巖層之是否透水(即 地下水在其中是否發(fā)生具有實際意義的運移)還取決于時間尺度。當我們所研究的某些水文地質過程涉及的時間尺度相當長時，任何巖層都可視為可滲透的。諾曼與 威瑟斯龐(Neuman and Witherspoon, 1969)曾經指出，有5個含水層被4個弱透 水層所阻隔，當在含水層3中抽水時，短期內相鄰的含水層2與4的水位均未變動 (圖3-20)。圖中所示a的范圍構成一個有水力聯(lián)系的單元。但當抽水持續(xù)時，最終影響將波及圖中b所示范圍，這時5個含水層與4個弱透水層構成一個發(fā)生統(tǒng)一水力聯(lián)系的單元。這個例子雖然涉及的是弱透水層，但對典型的隔水層同樣適用。

1. 地下水形成條件

指參與現(xiàn)代水循環(huán)的地下水補給、徑流、排泄條件而言，不涉及討論地下水首 次形成的地下水起源問題。地下水的形成必須具備兩個條件，一是有水分來源，二是要有貯存水的空間。它們均直接或間接受氣象、水文、地質、地貌和人類活動的 影響。

(1) 自然地理條件。氣象、水文、地質、地貌等對地下水影響最為顯著。大氣 降水是地下水的主要補給來源，降水的多寡直接影響到一個地區(qū)地下水的豐富程度。在濕潤地區(qū)，降雨量大，地表水豐富，對地下水的補給量也大，一般地下水也 比較豐富;在于旱地區(qū)，降雨量小，地表水貧乏，對地下水的補給有限，地下水量 一般較小。另外，干旱地區(qū)蒸發(fā)強烈，淺層地下水濃縮，再加上補給少，循環(huán)差， 多形成高礦化度的地下水。

地表水與地下水同處于自然界的水循環(huán)中，并且互相轉化，兩者有著密切的聯(lián)系。

除了降水對地下水的補給外，地表水對地下水也能起到補給作用，但主要集中在地表水分布區(qū)，如河流沿岸、湖泊的周邊。所以有地表水的地區(qū)地下水既可得到 降水補給，又可得到地表水補給，所以水量比較豐富，水質一般也好。

在不同的地形地貌條件下，形成的地下水存在很大差異。

地形平坦的平原和盆地區(qū)，松散沉積物厚，地面坡度小，降水形成的地表徑流 流速慢，易于滲入地下，補給地下水，特別是降水多的沿海地帶和南方，平原和盆 地中地下水廣而豐富。

在沙漠地區(qū)盡管地面物質粗糙，水分易于下滲，但因為氣候干旱，降水少，地 下水很難得到補給，許多巖層是能透水而不含水的干巖層。

黃土高原，組成物質較細，且地面切割劇烈，不利于地下水的形成，又加上位 于干旱半干旱氣候區(qū)，地下水貧乏，是中國有名的貧水區(qū)。

山區(qū)地形陡峻，基巖出露，地下水主要存在于各種巖石的裂隙中，分布不均。由于降水受海拔高度的影響，具有垂直分布規(guī)律，在高大山脈分布地區(qū)，降水充足, 地表水和地下水均很豐富，特別在干旱地區(qū)，這一現(xiàn)象表現(xiàn)更為明顯。位于中國干旱區(qū)腹部的祁連山、昆侖山、天山等，山體高大，攔截了大氣中的大量水汽，并有山岳冰川分布，成為干旱區(qū)中的“濕島”，為周圍地區(qū)提供大量的地表徑流，使位于山前的部分平原具有充足的地表水和地下水資源。

(2)地質條件。影響地下水形成的地質條件，主要是巖石性質和地質構造。巖

石性質決定了地下水的貯存空間，它是地下水形成的先決條件;地質構造則決定了 具有貯水空間的巖石，能否將水儲存住以及儲存水量的多少等特性。

除了一些結晶致密的巖石外，絕大部分巖石都具有一定的空隙。堅硬巖石中地 下水存在于各種內、外動力地質作用形成的裂隙之中，分布極不均勻;松散巖層中，地下水存在于松散巖土顆粒形成的孔隙之中，分布相對較為均勻。在一些構造發(fā)育、 斷層分布集中的地區(qū)，巖層破碎，各種裂隙密布，地下水以脈狀、帶狀集中分布在 大斷層及其附近。在構造盆地，由于基底是盆地式構造，其上往往沉積了巨厚的第四紀松散沉積物，再加上良好的匯水條件，多形成良好的承壓含水層，蘊藏著豐富 的自流水。

(1) 人類活動對地下水的影響。隨著社會的發(fā)展，人類對水資源的需求越來越大。統(tǒng)計資料表明，水資源的需求量是與社會進步和生活水平的提高成正比。美國、 英國等發(fā)達國家的人平均年用水量遠高于發(fā)展中國家。近年來，人類活動對地下水 的影響范圍和強度都在不斷加強，人類對地下水的幵釆量不斷增加，導致地下水位下降，引起一些大中城市地面沉降;沿海地區(qū)海水入侵地下水含水層;內陸平原地 下水位下降，地表植被衰退，土地荒漠化等。人類為調節(jié)徑流，大力興修水利，改 變了地下水的補給、徑流和排泄條件，破壞了天然狀態(tài)下的地下水平衡，如措施不當，則會產生土壤次生鹽潰化，破壞生態(tài)平衡，促使環(huán)境惡化。此外，人類生產和 生活排放的污水和廢料，進入地下含水層，造成地下水污染。

人類采取有計劃的措施對地下水進行合理而科學的開發(fā)和保護，則對促進地下 水的循環(huán)，改善地下水條件非常有益。如在一些引客水灌區(qū)，適當控制地表水灌溉量，增加地下水開釆，可降低地下水位，防治土壤鹽堿化。在一些因開釆過量而導 致地下水位大幅度下降，引起地面沉降的城市，采用人工回灌方法，可提高地下水 水位，控制地面沉降。在一些地質條件合適的地方，可將地表水引入地下，將水貯存在地下含水層中，增加地下水水量，形成“地下水庫”，在需要時抽取引用。

6.地下水的分類

地下水存在于巖石、土層的空隙之中。巖石、土層的空隙既是地下水的儲存場 所，又是地下水的滲透通道，空隙的多少、大小及其分布規(guī)律，決定著地下水分布與滲透的特點。地下水根據其物理力學性質可分為毛細水和重力水。根據含水介質 (空隙)類型，可分為孔隙水、裂隙水和巖溶水三類;根據埋藏條件可分為包氣帶 水、潛水和承壓水(圖3-21);將二者組合可分為9類地下水(表3-15)。

(1)毛細水與重力水。毛細水指在巖土細小的孔隙和裂隙中，受毛細作用控制 的水，它是巖土中三相界面上毛細力作用的結果。

重力水指存在于巖石顆粒之間，結合水層之外，不受顆粒靜電引力的影響，可在重力作用下運動的水。一般所指的地下水如井水、泉水、基坑水等都是重力水， 它具有液態(tài)水的一般特征。污染物進入地下水后，可隨地下水的運動而遷移，并在

地下水中產生溶解與沉淀、吸附與解吸、降解與轉化等物理化學過程。

(1) 孔隙水、裂隙水及巖溶水。

(2) 包氣帶水、潛水與承壓水。

①包氣帶水指處于地表面以下潛水位以上的包氣帶巖土層中的水，包括土壤 水、沼澤水、上層滯水以及基巖風化殼(黏土裂隙)中季節(jié)性存在的水。主要特征是受氣候控制，水量季節(jié)性變化明顯，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。

②潛水指地表以下，第一個穩(wěn)定隔水層以上具有自由水面的地下水。潛水沒 有隔水頂板，或只有局部的隔水頂板。潛水的表面為自由水面，稱作潛水面;從潛水面到隔水底板的距離為潛水含水層的厚度。潛水面到地面的距離為潛水埋藏深 度。潛水含水層厚度與潛水面潛藏深度隨潛水面的升降而發(fā)生相應的變化。如圖3- 22所示。

潛水主要分布在地表各種巖、土里，多數(shù)存在于第四紀松散沉積層中，堅硬的 沉積巖、巖漿巖和變質巖的裂隙及洞穴中也有潛水分布。潛水面隨時間而變化，其 形狀則隨地形的不同而異，也和含水層的透水性及隔水層底板形狀有關。

潛水的自由表面，承受大氣壓力，并受氣候條件影響，因而季節(jié)性變化明顯：春、夏季多雨，水位上升;冬季少雨，水位下降。水溫隨季節(jié)變化而有規(guī)律的變化; 水質易受地面建設項目影響。

③承壓水是指充滿于上下兩個隔水層之間的地下水，其承受壓力大于大氣壓力。承壓水不具自由水面，并承受一定的靜水壓力，承壓水位是虛擬水位，稱為水頭。承壓含水層的分布區(qū)與補給區(qū)不一致，常常是補給區(qū)遠小于分布區(qū)，一般只通 過補給區(qū)接受補給(圖3-23)。承壓的動態(tài)比較穩(wěn)定，受氣候影響較小。水質不易受地面建設影響。

1. 地下水的補給、徑流和排泄

地下水作為水圈的重要組成部分，一方面積極地參與了全球的水循環(huán)過程，另 一方面在一定的環(huán)境條件下，一定區(qū)域范圍內的地下水自身通過不斷地獲得補給、產生徑流而后排泄等環(huán)節(jié)，發(fā)生周而復始的運動，形成相對獨立的地下水循環(huán)系統(tǒng)。

(1)地下水的補給。含水層中的地下水自外界獲得水量補充的作用稱為補給。 地下水的主要補給來源有：降水入滲補給、地表水補給、凝結水補給、來自其他含水層的補給以及人工補給等。

①降水入滲補給。大氣降水是地下水最主要的補給來源。降水的入滲過程是 在分子力、毛細管力以及重力的綜合作用下進行的。地下水自降水獲得的補給量除了與降水本身的強度、降水總量等有關外，還與土層蓄水能力有關。只有降水入滲 量超過土層的蓄水能力，多余的降水才能補給潛水。在地下水埋藏較深的地方，這 一過程需要很長時間才能完成。

②地表水入滲補給。地表上的江河、湖泊、水庫以及海洋，皆可成為地下水 的補給水源。

河流對于地下水的補給，主要取決于河水位與地下水位的相對關系、河床的透

水性能、河床的周界和高水位持續(xù)時間的長短。

③含水層的補給。含水層補給分為兩種情況，一種是同一含水層通過側向排 泄補給下游含水層;另一種是兩個含水層之間的補給。兩個含水層之間的補給有兩個條件：一是兩個含水層具有水頭差，二是含水層之間具有水力聯(lián)系通道。兩個含 水層之間可通過天窗、導水斷裂、弱透水層越流、不整合接觸面等途徑補給。

④地下水的人工補給。人工補給也是地下水的重要補給來源。人工補給可區(qū) 分為以下幾類情況，一類是人類修建水庫、渠道，引水灌溉農田，從而補給地下水;另一類則是人類為了有效地保護和改善地下水資源、改善水質、控制地下漏斗以及 地面沉降現(xiàn)象的出現(xiàn)，而釆取的一種有計劃、有同的的人工回灌。城市工礦企業(yè)排 放工業(yè)廢水以及城鎮(zhèn)生活污水排放，因滲漏而補給地下水，經常使地下水遭到污染，是一種特殊的人工補給。

含水層(含水系統(tǒng))從外界獲得水量的區(qū)域稱為地下水補給區(qū)。對于潛水含水 層，補給區(qū)與含水層的分布區(qū)一致;對于承壓含水層，裂隙水、巖溶水的基巖裸露區(qū)，山前沖洪積扇的單層砂卵礫石層的分布區(qū)都屬于補給區(qū)。

(2)地下水的徑流。地下水由補給區(qū)流向排泄區(qū)的過程稱為徑流，是連接補給與排泄兩個作用的中間環(huán)節(jié)。徑流的強弱影響著含水層的水量與水質。徑流強度可 用地下水的平均滲透速度衡量。含水層透水性好，地形高差大、切割強烈、大氣降 水補給量豐沛地區(qū)的地下徑流強度大。同一含水層的不同部位徑流強度也有差異。

①地下水徑流方向與徑流強度。地下水的徑流方向與地表上河川徑流總是沿 著固定的河床匯流不同，呈現(xiàn)復雜多變的特點，具體形式則視沿程的地形，含水層的條件而定。當含水層分布面積廣，大致水平時，地下徑流可呈平面式的運動;在 山前洪積扇中的地下水則呈現(xiàn)放射式的流動，具有分散多方向的特點;在帶狀分布 的向斜、單斜含水層中的地下水，如遇斷層或橫溝切割，則可形成縱向或橫向的徑流。但這種復雜多變性，總離不開地下水從補給區(qū)向排泄區(qū)匯集，并沿著路徑中阻 力最小方向前進，即自勢能高處向勢能較低處運動，反映在平面上，地下水流方向， 總是垂直于等水位線的方向。

地下水的徑流強度與地下水的流動速度基本上與含水層的透水性，補給區(qū)與排 泄區(qū)之間水力坡度成正比，對承壓水來說，還與蓄水構造的開啟與封閉程度有關。

地下徑流強度不僅沿程上有差別，在垂直方向上也不同，一般規(guī)律是從地表向 下隨著深度增加，地下徑流強度逐漸減弱，至侵蝕基準面，地下水基本處于停滯狀

②地下水徑流類型。地下水是通過補給、徑流與排泄3個環(huán)節(jié)來實現(xiàn)交替循環(huán)的。根據水的交替循環(huán)途徑的不同，可區(qū)分為垂向交替、側向交替和混合交替。 其中垂向交替以內陸盆地為最典型，自降水或地表水入滲得到補給，而后以蒸發(fā)方 式垂直排泄，徑流過程微弱;側向交替類型的補給來源多樣，地下水的交替基本上在水平方向上進行，徑流比較發(fā)育;混合交替是介于上述兩類之間的過渡類型，自 然界中實際交替現(xiàn)象，大都屬這一類。

暢流型：暢流型的地下水流線近于平行，水力坡度較大，側向交替占絕對優(yōu)勢，補給排泄條件良好，徑流通暢，地下水交替積極，因而水的礦化度低，水質好。

匯流型：匯流型地下水的流線呈匯集狀，水力坡度常由小變大。對于匯流型潛 水盆地，其水交替屬混合型，邊緣以側向為主，中間部位垂向交替所占的比重增大。 對于承壓水則屬側向水交替。匯流型的地下水一般交替積極，常形成可資利用的地下水資源。

散流型：散流型的特點是流線呈放射狀，水力坡度由大變小，呈現(xiàn)集中補給， 分散排泄。水交替屬混合型，以側向為主，徑流交替沿途由強變弱，形成水化學水 平分帶規(guī)律，通常干旱地區(qū)山前洪積扇中的潛水，是此類型的代表。

緩流型：緩流型地下水面近于水平，水力坡度小，水流緩慢，水交替微弱，屬 于以垂向交替為主的混合型，通常礦化度較高，水質欠佳。沉降平原中的孔隙水及排水不良的自流水盆地，是此類的代表。

滯流型：滯流型的水力坡度趨近于零，徑流停滯。對于潛水表現(xiàn)為滲入補給和蒸發(fā)排泄，屬垂向交替;對于承壓水可以有垂直越流補給與排泄。某些平原地區(qū)局 部洼地中封閉的潛水盆地和無排泄口的自流盆地，可作為此類代表。某些封閉良好 的承壓水，水分交替停止，多成為鹽鹵水、油田水。

在自然條件下，地下徑流類型復雜多變，往往出現(xiàn)多種組合類型。

地下水徑流區(qū)是指地下水從補給區(qū)到排泄區(qū)的中間區(qū)域。對于潛水含水層，徑 流區(qū)與補給區(qū)是一致的。

③泄流排泄。地下水通過地下途徑直接排入河道或其他地表水體，稱為泄流 排泄。泄流只在地下水位高于地表水位的情況下發(fā)生，泄流量的大小，取決于含水 層的透水性能、河床切穿含水層的面積，以及地下水位與地表水位之間的高差。地下水位與河水水位相差越大，含水層透水性越好，河床切割的含水層面積越大，則 排泄量也越大。地表水與地下水之間的補排關系復雜，有轉化交替現(xiàn)象，主要取決 于區(qū)域氣候、地質構造條件及水文網發(fā)育情況。

④向含水層排泄。同一含水層通過側向排泄補給下游含水層;兩個含水層之間可通過天窗、導水斷裂、弱透水層越流、不整合接觸面等途徑排泄。

⑤人工排泄。指人工開釆對地下水的排泄，包括各類水井、地下集水廊道取 水、地下礦產開發(fā)過程中的礦坑排水等。

過量的人工排泄是引起地下水環(huán)境問題的主要因素。

(3)地下水的排泄。地下水的排泄指地下水失去水量的過程。其排泄方式有點 狀排泄(泉)、線狀排泄(向河流泄流)及面狀排泄(蒸發(fā))、向含水層排泄和人工 排泄，在排泄過程中，地下水的水量、水質及水位均相應的發(fā)生變化。其中蒸發(fā)排 泄僅消耗水分，鹽分仍留在地下水中，所以蒸發(fā)排泄強烈地區(qū)的地下水，水的礦化 度比較高。

①泉排泄。泉是地下水的天然露頭，是含水層或含水通道出露地表發(fā)生地下 水涌出的現(xiàn)象。通常山區(qū)及山前地帶泉水出露較多，這是與這些地區(qū)流水切割作用比較強烈、蓄水構造類型多樣及斷層切割比較普遍等因素的影響有關。

②蒸發(fā)排泄。潛水蒸發(fā)是淺層地下水消耗的重要途徑，潛水蒸發(fā)主要是通過 包氣帶巖土水分蒸發(fā)和植物的蒸騰來完成的。其蒸發(fā)的強度、蒸發(fā)量的大小與氣象條件、潛水埋藏深度及包氣帶的巖性有關。氣候愈干燥，相對濕度愈小，巖土中水 分蒸發(fā)便愈強烈，而且蒸發(fā)作用可深入巖土幾米乃至幾十米的深處。這種排泄不但 消耗水量，而且往往造成水的濃縮，導致地下水礦化的增高，水化學類型改變及土壤鹽堿化。

1. 水文地質單元

水文地質單元是指根據水文地質條件的差異性(包括地質結構、巖石性質、含 水層和隔水層的產狀、分布及其在地表的出露情況、地形地貌、氣象和水文因素等)而劃分的若干個區(qū)域，是一個具有一定邊界和統(tǒng)一的補給、徑流、排泄條件的地下 水分布的區(qū)域。

有時，地表流域與水文地質單元是重合的，地表分水嶺就是水文地質單元的邊 界。從這個意義上說，可以簡單地把水文地質單元理解為“埋藏”在地下的流域。

2. 地下水系統(tǒng)

地下水系統(tǒng)包括兩個方面：地下水含水系統(tǒng)和地下水流動系統(tǒng)。

地下水含水系統(tǒng)是指由隔水或相對隔水巖層圈閉的，具有統(tǒng)一水力聯(lián)系的含水 巖系。顯然，一個含水系統(tǒng)往往由若干含水層和相對隔水層(弱透水層)組成。然而，其中的相對隔水層并不影響含水系統(tǒng)中的地下水呈現(xiàn)統(tǒng)一水力聯(lián)系。

地下水流動系統(tǒng)是指由源到匯的流面群構成的，具有統(tǒng)一時空演變過程的地下 水體。

3. 地下水的動態(tài)與均衡

在各種天然和人為因素影響下，地下水的水位、水量、流速、水溫、水質等隨 時間變化的現(xiàn)象，稱為地下水動態(tài)。研究地下水動態(tài)是為了預測地下水的變化規(guī)律, 以便釆取相應的水文地質措施，并有助于查明含水層的補給和排泄關系，含水層之間及其與地表水體的水力聯(lián)系，以了解地下水的資源狀況。地下水量均衡是指地下 水的補給量與排泄量之間的相互關系，主要研究潛水的水量均衡。而地下水化學成 分的增加量與減少量之間的相互關系，則稱為地下水的鹽均衡。

均衡是地下水動態(tài)變化的內在原因，動態(tài)則是地下水均衡的外部表現(xiàn)。地下水動態(tài)反映了地下水要素隨時間變化的狀況，為了合理利用地下水或有效防范其危 害，必須掌握地下水動態(tài)。地下水動態(tài)與均衡的分析，可以幫助我們查清地下水的

補給與排泄，闡明其資源條件，確定含水層之間以及含水層與地表水體的關系。

地下水動態(tài)影響因素有：

(1) 氣象(氣候)因素：氣象(氣候)因素對潛水動態(tài)影響最為普遍。降水的 數(shù)量及其時間分布，影響潛水的補給，從而使?jié)撍畬铀吭黾?，水位抬升，?質變淡。氣溫、濕度、風速等與其他條件結合，影響著潛水的蒸發(fā)排泄，使?jié)撍孔兩?，水位降低，水質變咸。

(2) 水文因素：地表水體補給地下水而引起地下水位抬升時，隨著遠離河流， 水位變幅減小，發(fā)生變化的時間滯后。

(3) 地質因素：當降水補給地下水時，包氣帶厚度與巖性控制著地下水位對降水的響應。河水引起潛水位變動時，含水層的透水性愈好，厚度愈大，含水層的給 水度愈小，則波及范圍愈遠。對于承壓含水層，從補給區(qū)向承壓區(qū)傳遞降水補給影 響時，含水層的滲透性愈好，厚度愈大，給水度愈小，則波及的范圍愈大。承壓含 水層的水位變動還可以由于固體潮、地震等引起。

(4) 人為因素：鉆孔釆水、礦坑或渠道排水通過改變地下水的排泄去路影響地下水的動態(tài);修建水庫、利用地表水灌溉等通過改變地下水的補給來源而使地下水 動態(tài)發(fā)生變化。

4. 地下水降落漏斗

在開釆地下水時，會在圍繞開采中心的一定區(qū)域，形成漏斗狀的地下水水位(水 頭下降區(qū))，稱為地下水降落漏斗。地下水降落漏斗在潛水含水層中表現(xiàn)為漏斗狀 的地下水水面凹面，在承壓含水層中表現(xiàn)為抽象的漏斗狀水頭下降區(qū)域，承壓含水層中不存在水面凹面。地下水降落漏斗區(qū)的地下水等水位線往往呈不規(guī)則同心圓狀 或橢圓狀。

地下水資源為可更新資源，可開釆利用的水量主要是當年或一定水文周期內地 下水的補給量。一個地區(qū)或一個流域在各種天然補給與消耗因素的綜合影響下，地下水保持相對穩(wěn)定狀態(tài)。如平原地區(qū)淺層地下水直接受大氣降水和地表水補給，其 補給量與潛水蒸發(fā)和地下徑流排泄之間，在相當時期內處于平衡狀態(tài)。由于地下水 過量開采，地下水收支平衡遭到破壞，地下水位持續(xù)下降，形成區(qū)域性地下水降落漏斗。我國華北地區(qū)由于多年干旱和地下水嚴重超采，已經形成了區(qū)域性地下水降 落漏斗。世界許多大城市如莫斯科、倫敦、巴黎等的地下水位下降都在幾十米以上。

5. 地下水化學性質

地下水溶有各種不同的離子、分子、化合物以及氣體，是一種成分復雜的水溶 液。氯化物和堿金屬、堿土金屬的硫酸鹽和碳酸鹽屬于最易溶解的化合物，Na、K、 Ca、Mg、Cl、S042_和110)3_等成為地下水中的主要組分。它們的不同組合決定了地下水的化學類型。此外，還有某些數(shù)量較少的次要組分，它們在地殼中分布不 廣，或者分布量廣但其溶解性能很低。如N02—、NCV、NH4+、Br-、I-、F、Li、

Sr等;還包括以膠體狀態(tài)存在于水中的物質，如Fe、AK Si02和有機化合物以及 氣體物質。地下水中主要氣體成分是N、0、CO、CH、H2S,有時還有放射性起源 的氣體(如Rn)及惰性氣體(He、Ar等)。根據這些氣體成分可判明地下水賦存的水文地球化學環(huán)境。地下水中含量甚微的稀有組分是各種金屬元素——Pt、Co、 Ni、Cu、In、Sn、Mo以及分散在地殼中的其他元素。

地下水中的有機物質種類很多，包括生物排泄和生物殘骸分解產生的有機質， 也有構成水生生物機體的有機質。有機質可能是隨廢水進入地下水的各種廢棄物分解的產物，它們是各種細菌繁殖的良好媒介。

1. 水文地質圖

水文地質圖是反映某地區(qū)的地下水分布、埋藏、形成、轉化及其動態(tài)特征的地 質圖件，主要表示地下水類型、性質及其儲量分布狀況等，它是某地區(qū)水文地質調查、勘查研究成果的主要表示形式。水文地質圖按其表示的內容和應用目的，可概 括為綜合性水文地質圖、專門性水文地質圖和水文地質要素圖三類。

(1) 綜合性水文地質圖。

反映某一區(qū)域內總的水文地質規(guī)律的為綜合性水文地質圖。以區(qū)域內的地質、 地形、氣候和水文等因素的內在聯(lián)系為基礎，綜合反映地下水的埋藏、分布、水質、水量、動態(tài)變化等特征，以及區(qū)域內地下水的補給、徑流、排泄等條件。綜合性水 文地質圖的比例尺常小于1 : 10萬。

(2) 專門性水文地質圖。

為某項具體目的而編制的為專門性水文地質圖。如地下水開采條件圖、供水水 文地質圖、土壤改良水文地質圖等。這類圖的內容以水文地質規(guī)律為基礎，同時又考慮應用目的的經濟技術條件。專門性水文地質圖多釆用大于1 : 10萬的比例尺。

(3) 水文地質要素圖。

表示某一方面水文地質要素的為水文地質圖。例如，水文地質柱狀圖、地下水 等水位線圖、地下水水化學類型圖、地下水污染程度圖等。

①水文地質柱狀圖是指將水文鉆孔揭示的地層按其時代順序、接觸關系及各層 位的厚度大小編制的圖件。編制水文地質柱狀圖所需的資料是在野外地質工作中取得的，并附有簡要說明。圖中標明有鉆孔口徑、深度、套管位置、地層時代、地層 名稱、地層代號、厚度、巖性和接觸關系等信息，它含有含水層位置、厚度、巖性、 滲透性，隔水層的位置、巖性和厚度等水文地質信息。

②地下水等水位線圖就是潛水水位或承壓水水頭標高相等的各點的連線圖。 在專業(yè)水文地質圖中，等水位線圖既含有地下水人工露頭(鉆孔、探井、水井)和 天然露頭(泉、沼澤)信息，還可能含有地層巖性、含水層富水性、地面標志物等信息。等水位線圖主要有以下用途：

確定地下水流向：在等水位線圖上，垂直于等水位線的方向，即為地下水

的流向。

計算地下水的水力坡度。

確定潛水與地表水之間的關系：如果潛水流向指向河流，則潛水補給河水; 如果潛水流向背向河流，則潛水接受河水補給。

確定潛水的埋藏深度：某一點的地形等高線標高與潛水等水位線標高之差 即為該點潛水的埋藏深度。

確定泉或沼澤的位置：在潛水等水位線與地形等高線高程相等處，潛水出 露，即是泉或沼澤的位置。

推斷給水層的巖性或厚度的變化：在地形坡度變化不大的情況下，若等水 位線由密變疏，表明含水層透水性變好或含水層變厚;相反，則說明含水層透水性變差或厚度變小。

確定富水帶位置：在含水層厚度大、滲透性好、地下水流匯集的地方即為 地下水富集區(qū)。

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