第四节 地下水
? 一、地下水的物理性质和化学成分
? （一）地下水的物理性质
? 1.温度 地下水的温度是因自然条件不同而变化
的。极地、高纬和山区的地下水温度很低、地
壳深处和火山活动区的地下水温度很高。地下
水温度通常与当地气温有一定的关系，温带和
亚热带平原区的浅层地下水，年平均温度比所
在地区年平均气温高 1— 2℃ 。
? 2.颜色 地下水一般是无色透明的，但有时
因含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质，
也可显出各种各样的颜色。例如含亚铁离
子或硫化氢气体的水为浅蓝绿色，含腐殖
质或有机物的带浅黑色，含黑色矿物质或
碳质悬浮物的为灰色，含粘土颗粒或浅色
矿物质悬浮物的为土色，等等。
? 3.透明度 地下水的透明度决定于水中所含
盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透
明度分为透明、微混浊、混浊和极混浊四
级。水深 60 厘米时能看见容器底部 3 毫米
粗的线者为透明；于 30— 60 厘米深度能看
见者为微混浊； 30 厘米深度以内能看见者
为混浊；水很浅也看不见者为极混浊。
? 4.比重 地下水比重决定于水的温度和水中
溶解的盐类。溶解的盐分愈多，比重就愈
大。地下淡水的比重常常接近于 1。盐水的
比重可用波美度来表示，一升水内含有 10
克氯化钠，则其盐度相当于 1 波美度。
? 5.导电性 地下水导电性取决于其中所含电解质的
数量与性质。离子含量愈多，离子价愈高，则水
的导电性愈强。此外，温度对导电性也有影响。
测定了水溶液的电阻率，即可知道它的导电性
Ke=1/R
式中,Ke 为水的导电率，单位是欧姆 -1·厘米 -1；
R 为水的电阻率，单位为欧姆 ·厘米。地下淡水的
导电率为 33× 10-5 至 33× 10-3 欧姆 -1·厘米 -1 之
间。
? （二）地下水的化学成分
1.气体 地下水中溶解的气体主要有 CO2,O2、
N2,CH4,H2S，还有少量的惰性气体和 H2、
CO,NH3 等，按其成因可以分为四类：
（ 1）生物化学成因的气体：有机物和矿物在
微生物作用下分解形成 CH4,CO2,N2,H2S、
O2 和重碳氢化合物等气体即属此类。
（ 2）空气成因的气体：由空气进入岩石圈和
地下水中形成，如 N2,O2和惰性气体。
? （ 3）化学成因的气体：一部分是在常温常
压下的天然化学反应中形成的，如 CO2、
H2S 等；另一部分则是在岩石圈高温高压
下发生变质作用时形成的，如 CO2,H2S、
H2,CH4,CO,N2,HCl 等。
? （ 4）放射性成因气体：由放射性元素蜕变形
成，如 He,Re,Th,Ar,Xe 等。氧和二氧化
碳是地下水中两种主要气体。氧主要是从大气
进入水中的，以溶解分子形式存在。氧的含量
随地下水深度增加而减少，在一定深度以下，
即不存在溶解氧。氧的存在形成了氧化环境，
使很多物质被氧化，从而引起一系列物理 -化学
作用，对地下水化学成分和元素迁移带来巨大
的影响。
? 2.氢离子浓度
氢离子浓度常用 pH 值表示。 pH=7 呈中性反
应,pH＜ 7 呈酸性反应,pH＞ 7 呈碱性反应。
某些化合物只有在一定的 pH 值时，才能从溶
液中沉淀出来。因此，知道了水溶液的 pH 值
后，就可以预测哪些元素已经析出，哪些还残
留在水溶液中。
? 3.离子成分和胶体物质 构成地下水中主要
离子成分的元素有
Cl-,SO HCO3-2 CO NO Na- Ca2 Mg2
Al3 Fe2 Fe -3
? （三）地下水的总矿化度和硬度
1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分
子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后
所得的残渣来确定，单位为 g/l。水在蒸发时
部分离子被破坏，有机物被氧化，所以，残渣
总量与离子总量并不一致，计算时应考虑上述
因素，以便对分析结果作适当的订正。
? 根据总矿化度的大小，天然水可以分为五类：
? 淡水残渣＜ 1 克 /升
? 弱矿化水 1— 3 克 /升
? 中等矿化水 3— 10 克 /升
? 强矿化水 10— 50 克 /升
? 盐水＞ 50 克 /升
? 2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的
总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子的
重碳酸盐因失去 CO2 而成为碳酸盐沉淀，
沉淀的部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂
时硬度即为永久硬度。表示水的硬度的方
法有两种：一是德国度，以 1 升水中含 10
毫克 CaO 为 1 度；一是用 Ca2,Mg2的毫克
当量 /升来表示,1 毫克当量硬度等于德国
度 2.8° 。
? 根据水的总硬度可以把水分为五类：
? 极软水＜ 1.5 毫克当量（＜ 4.2° ）
? 软水 1.5— 3.0 毫克当量（ 4.2— 8.4° ）
? 弱硬水 3.0— 6.0 毫克当量（ 8.4— 16.8° ）
? 硬水 6.0— 9.0 毫克当量（ 16.8— 25.2° ）
? 极硬水＞ 9.0 毫克当量（＞ 25.2° ）
? 二、岩石的水理性质
松散岩石存在着孔隙，坚硬岩石中有裂隙，
易溶岩石有孔洞。水以不同形式存在于这些
空隙中。岩石与水作用时，表现出不同的容
水性、持水性、给水性、透水性等，这就是
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。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容
水度（ wn）来表示。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。也即是岩土容纳水的最大体积（ vn）与岩土
总体积（ v）之比：
? wn＝ vn / v × 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。
? 孔隙率（ n） 又称孔隙度，它是反映含水介
质特性的重要指标，以孔隙体积（ Vn）与
包括孔隙在内的岩土体积（ V）之比值来表
示,
? n = Vn/V× 100％
? 孔隙率的大小，取决于岩土颗粒本身的大
小，颗粒之间的排列形式、分选程度以及
颗粒的形状和胶结的状况等。
岩石孔隙种类
? （二）持水性
在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力在
其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性，
以持水度表示。在重力影响下岩石空隙中所能
保持的水量与岩石总体积之比，就是岩石的持
水度。
岩石的颗粒大小对持水度影响很大，泥炭、
粘土、亚粘土等持水度较高，泥灰岩、疏松砂
岩、粘土质砂和细砂持水度小，块状火成岩和
块状沉积岩、砾石和砂，几乎完全不持水。
（三）给水性
在重力作用下，饱水岩石能够流出一定水量
的性能，为岩石的给水性。流出的水的体积与
储水岩石体积之比，称为给水度。颗粒较粗的
岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。表
5-5 为某些松散沉积物的给水度。
（四）透水性
透水性就是岩石的透水性能。岩石空隙的大
小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着
明显的影响。粘土孔隙度有时虽然可达 50％以
上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有 30％，
但孔隙大，故透水性良好。同一岩石在不同方
向上的透水性能也不一样
? 三、地下水的运动
地下水的运动形式一般分为两种：一种是层
流运动，一种是紊流运动。地下水在岩石空隙
中的运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂
隙或空洞中具有较大速度而成为紊流外，一般
都为层流。地下水的这种运动称 渗透 。
渗透系数 K (m/日）,用以衡量岩石的渗透能力。
? 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。
四、地下水按埋藏条件的分类
（一）按岩土的贮水空隙的差异分类
? 1.孔隙水 在堆积物和岩石孔隙中流动的地下水
? 2.裂隙水 在堆积物和岩石裂隙（如节理）中流动的
地下水
? 3.岩溶水 存在于可溶性岩石孔洞内的地下水
（二）按地下水的贮存埋藏条件分类
? 1.包气带水 存在于包气带中的地下水
? 结合水（分吸湿水、薄膜水）
? 毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）
? 重力水（分上层滞水与渗透重力水）
? 2.饱水带水 存在于饱和带中的地下水
? 潜水 具有自由水面
? 承压水 （分自流水与非自流水）
? 成规模可以利用的主要有：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。
风化裂隙中的上层滞水主要是以季节性存
在的。而在岩溶地区，上层滞水的出现主要是
岩性变化的结果。当岩溶发育的岩层被比较厚
的非岩溶化岩层所隔开时，上下两层岩溶化岩
层可能各自发育一套溶洞系统。此时，上层的
岩溶水就具有上层滞水的性质。在松散沉积物
中，只有在沉积物能够形成局部不透水层时，
才可能出现上层滞水。冰水沉积物的分选不良
的透水层中，常常夹有细粒透镜体，有利于上
层滞水的存在。洪积冲积物中如有这类透镜体，
其上部也可形成上层滞水。
? （二）潜水（ phreatic water）
? 潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具
有自由表面的重力水。这个自由表面就是潜
水面。从地表到潜水面的距离称为潜水的埋
藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层称
为含水层，而隔水层就是含水层的底板。潜
水面以上通常没有隔水层，大气降水、凝结
水或地表水可以通过包气带补给潜水，所以
大多数情况下，潜水的补给区和分布区是一
致的。
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
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。
潜水等水位线图就
是潜水面各点水位高
程的等值线图。可解
决下列问题：
确定潜水的流向：
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。
?
? 潜水面的位臵随补给来源的变化而发生季
节性升降。潜水面的形状可以是倾斜的、水
平的或低凹的曲面。
? 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，取水井应布臵在地下水汇流处。
如下图所示。当等水位线由密变稀时，并应
布臵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臵。
? （三）承压水（ confined water）
? 充满于两个隔水层之间的水称承压水。
承压水水头高于上部隔水层（隔水顶板），
在地形条件适宜时，其天然露头或经人工
凿井喷出地表称自流水。隔水顶板妨碍了
含水层直接从地表得到补给，故自流水的
补给区和分布区常不一致。
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位臵较
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。
谢 谢
? 一、地下水的物理性质和化学成分
? （一）地下水的物理性质
? 1.温度 地下水的温度是因自然条件不同而变化
的。极地、高纬和山区的地下水温度很低、地
壳深处和火山活动区的地下水温度很高。地下
水温度通常与当地气温有一定的关系，温带和
亚热带平原区的浅层地下水，年平均温度比所
在地区年平均气温高 1— 2℃ 。
? 2.颜色 地下水一般是无色透明的，但有时
因含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质，
也可显出各种各样的颜色。例如含亚铁离
子或硫化氢气体的水为浅蓝绿色，含腐殖
质或有机物的带浅黑色，含黑色矿物质或
碳质悬浮物的为灰色，含粘土颗粒或浅色
矿物质悬浮物的为土色，等等。
? 3.透明度 地下水的透明度决定于水中所含
盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透
明度分为透明、微混浊、混浊和极混浊四
级。水深 60 厘米时能看见容器底部 3 毫米
粗的线者为透明；于 30— 60 厘米深度能看
见者为微混浊； 30 厘米深度以内能看见者
为混浊；水很浅也看不见者为极混浊。
? 4.比重 地下水比重决定于水的温度和水中
溶解的盐类。溶解的盐分愈多，比重就愈
大。地下淡水的比重常常接近于 1。盐水的
比重可用波美度来表示，一升水内含有 10
克氯化钠，则其盐度相当于 1 波美度。
? 5.导电性 地下水导电性取决于其中所含电解质的
数量与性质。离子含量愈多，离子价愈高，则水
的导电性愈强。此外，温度对导电性也有影响。
测定了水溶液的电阻率，即可知道它的导电性
Ke=1/R
式中,Ke 为水的导电率，单位是欧姆 -1·厘米 -1；
R 为水的电阻率，单位为欧姆 ·厘米。地下淡水的
导电率为 33× 10-5 至 33× 10-3 欧姆 -1·厘米 -1 之
间。
? （二）地下水的化学成分
1.气体 地下水中溶解的气体主要有 CO2,O2、
N2,CH4,H2S，还有少量的惰性气体和 H2、
CO,NH3 等，按其成因可以分为四类：
（ 1）生物化学成因的气体：有机物和矿物在
微生物作用下分解形成 CH4,CO2,N2,H2S、
O2 和重碳氢化合物等气体即属此类。
（ 2）空气成因的气体：由空气进入岩石圈和
地下水中形成，如 N2,O2和惰性气体。
? （ 3）化学成因的气体：一部分是在常温常
压下的天然化学反应中形成的，如 CO2、
H2S 等；另一部分则是在岩石圈高温高压
下发生变质作用时形成的，如 CO2,H2S、
H2,CH4,CO,N2,HCl 等。
? （ 4）放射性成因气体：由放射性元素蜕变形
成，如 He,Re,Th,Ar,Xe 等。氧和二氧化
碳是地下水中两种主要气体。氧主要是从大气
进入水中的，以溶解分子形式存在。氧的含量
随地下水深度增加而减少，在一定深度以下，
即不存在溶解氧。氧的存在形成了氧化环境，
使很多物质被氧化，从而引起一系列物理 -化学
作用，对地下水化学成分和元素迁移带来巨大
的影响。
? 2.氢离子浓度
氢离子浓度常用 pH 值表示。 pH=7 呈中性反
应,pH＜ 7 呈酸性反应,pH＞ 7 呈碱性反应。
某些化合物只有在一定的 pH 值时，才能从溶
液中沉淀出来。因此，知道了水溶液的 pH 值
后，就可以预测哪些元素已经析出，哪些还残
留在水溶液中。
? 3.离子成分和胶体物质 构成地下水中主要
离子成分的元素有
Cl-,SO HCO3-2 CO NO Na- Ca2 Mg2
Al3 Fe2 Fe -3
? （三）地下水的总矿化度和硬度
1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分
子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后
所得的残渣来确定，单位为 g/l。水在蒸发时
部分离子被破坏，有机物被氧化，所以，残渣
总量与离子总量并不一致，计算时应考虑上述
因素，以便对分析结果作适当的订正。
? 根据总矿化度的大小，天然水可以分为五类：
? 淡水残渣＜ 1 克 /升
? 弱矿化水 1— 3 克 /升
? 中等矿化水 3— 10 克 /升
? 强矿化水 10— 50 克 /升
? 盐水＞ 50 克 /升
? 2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的
总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子的
重碳酸盐因失去 CO2 而成为碳酸盐沉淀，
沉淀的部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂
时硬度即为永久硬度。表示水的硬度的方
法有两种：一是德国度，以 1 升水中含 10
毫克 CaO 为 1 度；一是用 Ca2,Mg2的毫克
当量 /升来表示,1 毫克当量硬度等于德国
度 2.8° 。
? 根据水的总硬度可以把水分为五类：
? 极软水＜ 1.5 毫克当量（＜ 4.2° ）
? 软水 1.5— 3.0 毫克当量（ 4.2— 8.4° ）
? 弱硬水 3.0— 6.0 毫克当量（ 8.4— 16.8° ）
? 硬水 6.0— 9.0 毫克当量（ 16.8— 25.2° ）
? 极硬水＞ 9.0 毫克当量（＞ 25.2° ）
? 二、岩石的水理性质
松散岩石存在着孔隙，坚硬岩石中有裂隙，
易溶岩石有孔洞。水以不同形式存在于这些
空隙中。岩石与水作用时，表现出不同的容
水性、持水性、给水性、透水性等，这就是
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。衡量和表示岩石容水性的大小，常用容
水度（ wn）来表示。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。也即是岩土容纳水的最大体积（ vn）与岩土
总体积（ v）之比：
? wn＝ vn / v × 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。
? 孔隙率（ n） 又称孔隙度，它是反映含水介
质特性的重要指标，以孔隙体积（ Vn）与
包括孔隙在内的岩土体积（ V）之比值来表
示,
? n = Vn/V× 100％
? 孔隙率的大小，取决于岩土颗粒本身的大
小，颗粒之间的排列形式、分选程度以及
颗粒的形状和胶结的状况等。
岩石孔隙种类
? （二）持水性
在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力在
其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性，
以持水度表示。在重力影响下岩石空隙中所能
保持的水量与岩石总体积之比，就是岩石的持
水度。
岩石的颗粒大小对持水度影响很大，泥炭、
粘土、亚粘土等持水度较高，泥灰岩、疏松砂
岩、粘土质砂和细砂持水度小，块状火成岩和
块状沉积岩、砾石和砂，几乎完全不持水。
（三）给水性
在重力作用下，饱水岩石能够流出一定水量
的性能，为岩石的给水性。流出的水的体积与
储水岩石体积之比，称为给水度。颗粒较粗的
岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。表
5-5 为某些松散沉积物的给水度。
（四）透水性
透水性就是岩石的透水性能。岩石空隙的大
小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着
明显的影响。粘土孔隙度有时虽然可达 50％以
上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有 30％，
但孔隙大，故透水性良好。同一岩石在不同方
向上的透水性能也不一样
? 三、地下水的运动
地下水的运动形式一般分为两种：一种是层
流运动，一种是紊流运动。地下水在岩石空隙
中的运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂
隙或空洞中具有较大速度而成为紊流外，一般
都为层流。地下水的这种运动称 渗透 。
渗透系数 K (m/日）,用以衡量岩石的渗透能力。
? 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。
四、地下水按埋藏条件的分类
（一）按岩土的贮水空隙的差异分类
? 1.孔隙水 在堆积物和岩石孔隙中流动的地下水
? 2.裂隙水 在堆积物和岩石裂隙（如节理）中流动的
地下水
? 3.岩溶水 存在于可溶性岩石孔洞内的地下水
（二）按地下水的贮存埋藏条件分类
? 1.包气带水 存在于包气带中的地下水
? 结合水（分吸湿水、薄膜水）
? 毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）
? 重力水（分上层滞水与渗透重力水）
? 2.饱水带水 存在于饱和带中的地下水
? 潜水 具有自由水面
? 承压水 （分自流水与非自流水）
? 成规模可以利用的主要有：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。
风化裂隙中的上层滞水主要是以季节性存
在的。而在岩溶地区，上层滞水的出现主要是
岩性变化的结果。当岩溶发育的岩层被比较厚
的非岩溶化岩层所隔开时，上下两层岩溶化岩
层可能各自发育一套溶洞系统。此时，上层的
岩溶水就具有上层滞水的性质。在松散沉积物
中，只有在沉积物能够形成局部不透水层时，
才可能出现上层滞水。冰水沉积物的分选不良
的透水层中，常常夹有细粒透镜体，有利于上
层滞水的存在。洪积冲积物中如有这类透镜体，
其上部也可形成上层滞水。
? （二）潜水（ phreatic water）
? 潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具
有自由表面的重力水。这个自由表面就是潜
水面。从地表到潜水面的距离称为潜水的埋
藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层称
为含水层，而隔水层就是含水层的底板。潜
水面以上通常没有隔水层，大气降水、凝结
水或地表水可以通过包气带补给潜水，所以
大多数情况下，潜水的补给区和分布区是一
致的。
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
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。
潜水等水位线图就
是潜水面各点水位高
程的等值线图。可解
决下列问题：
确定潜水的流向：
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。
?
? 潜水面的位臵随补给来源的变化而发生季
节性升降。潜水面的形状可以是倾斜的、水
平的或低凹的曲面。
? 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，取水井应布臵在地下水汇流处。
如下图所示。当等水位线由密变稀时，并应
布臵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臵。
? （三）承压水（ confined water）
? 充满于两个隔水层之间的水称承压水。
承压水水头高于上部隔水层（隔水顶板），
在地形条件适宜时，其天然露头或经人工
凿井喷出地表称自流水。隔水顶板妨碍了
含水层直接从地表得到补给，故自流水的
补给区和分布区常不一致。
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位臵较
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。
谢 谢
