地下水资料

专注地信 · 发表于 2011-5-12 20:19

地下水是贮存于包气带以下地层空隙，包括岩石孔隙、裂隙和溶洞之中的水。地下水是水资源的重要组成部分,由于水量稳定,水质好，是农业灌溉、工矿和城市的重要水源之一。但在一定条件下，地下水的变化也会引起沼泽化、盐渍化、滑坡、地面沉降等不利自然现象，在工程中也会引起渗漏和工程基础稳定性等问题，地下水的合理开发、利用和管理具有重要意义。结构运动　
地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的统称。地下水主要来源于大气降水和地表水的入渗补给；同时以地下渗流方式补给河流、湖泊和沼泽，或直接注入海洋；上层土壤中的水分则以蒸发或被植物根系吸收后再散发入空中，回归大气，从而积极地参与了地球上的水循环过程，以及地球上发生的溶蚀、滑坡、土壤盐碱化等过程，所以地下水系统是自然界水循环大系统的重要亚系统。

循环结构

地下水作为地球上重要的水体，与人类社会有着密切的关系。地下水的贮存有如在地下形成一个巨大的水库，以其稳定的供水条件、良好的水质，而成为农业灌溉、工矿企业以及城市生活用水的重要水源，成为人类社会必不可少的重要水资源，尤其是在地表缺水的干旱、半干旱地区，地下水常常成为当地的主要供水水源。据不完全统计，70年代以色列国75％以上的用水依靠地下水供给，德国的许多城市供水，亦主要依靠地下水；法国的地下水开采量，要占到全国总用水量1/3左右；像美国，日本等地表水资源比较丰富的国家，地下水亦要占到全国总用水量的20％左右。中国地下水的开采利用量约占全国总用水量的10—15％，其中北方各省区由于地表水资源不足，地下水开采利用量大。根据统计，1979年黄河流域平原区的浅层地下水利用率达48.6％，海、滦河流域更高达87.4％；1988年全国270多万眼机井的实际抽水量为529.2×108立方米，机井的开采能力则超过800×108立方米。
问题的另一面，由于过量的开采和不合理的利用地下水，常常造成地下水位严重下降，形成大面积的地下水下降漏斗，在地下水用量集中的城市地区，还会引起地面发生沉降。此外工业废水与生活污水的大量入渗，常常严重地污染地下水源，危及地下水资源。因而系统地研究地下水的形成和类型、地下水的运动以及与地表水、大气水之间的相互转换补给关系，具有重要意义。

类型划分　　露出地表成泉或直接补给地表水或蒸发按埋藏条件，可分为浅层地下水和深层地下水两种。各地划分浅层地下水和深层地下水的标准不尽相同，含水层底板埋深小于50米的地下水为浅层地下水，含水层底板埋深大于150米的地下水为深层地下水。按地下水的水力特征，可分为潜水和承压水两种。有自由水面、直接接受当地降水和地表水体垂向渗透补给的地下水为潜水，地表以下第一含水层一般为潜水，承压水的水头高于含水层的顶板，不能直接接受当地降水和地表水体的垂向渗透补给，其主要补给源为侧向地下径流补给。

类型	潜水	承压水
埋藏条件	埋藏在第一个隔水层之上的地下水	埋藏在上下两个隔水层之间，承受一定压力的地下水
补给来源	大气降水和地表水渗入补给	大气降水和地表水通过潜水补给承压水
排泄方式	露出地表成泉或直接补给地表水或蒸发	补给潜水或补给地表水或露出地表成泉
主要特点	1.具有自由水面2.受制于地形的坡度，在重力作用下，顺着倾斜方向从高处流向低处3.分布区与补给区基本一致 4.埋藏较浅，流量不稳定 5.受气候因素影响大，易受污染	1.受隔水层顶的限制，承受静水压力 2.水的运动取决于静水压力 3.分布区、补给区、排泄区基本不在同一地区 4.埋藏较深，直接受气候影响较小，流量稳定 5.不易受污染，水质比较好

按地下水的矿化度大小，可分为淡水、微咸水、咸水和卤水4种。矿化度小于2克／升的地下水为淡水，矿化度2～3克／升的地下水为微咸水，矿化度3～50克／升的地下水为咸水，矿化度大于50克／升的地下水为卤水。
按地下水的贮存条件，可分为基岩裂隙水、岩溶水和松散岩系孔隙水3种。贮存于基岩裂隙或构造破碎带中的地下水为基岩裂隙水，贮存于碳酸盐岩喀斯特岩溶中的地下水为岩溶水（又称喀斯特水），贮存于松散岩系孔隙中的地下水为松散岩系孔隙水。此外，从孔隙或构造裂隙自然流出地表的地下水称为泉水。地下水中含有超量的特殊矿物成分或化学成分（如锶、硫、二氧化碳等）者称为矿泉水。地下水的天然温度超常高或超常低者，分别称为温泉或冷泉水。

地下水与地表上其他水体相比较，无论从形成、平面分布与垂向结构上讲，还是从水的理化性状、力学性质上看，均显得复杂多样。地下水的这种多样性和变化复杂性，是地下水类型划分的基础；而地下水的分类，又是揭示地下水内在的差异性，充分认识和把握地下水的特性及其动态变化规律的有效方法和手段。因而具有十分重要的理论意义和实际价值。
地下水的分类方法有多种，并可根据不同的分类目的、不同的分类原则与分类标准，可以区分为多种类型体系。如按地下水的起源和形成，可区分为渗入水、凝结水、埋藏水、原生水和脱出水等；按地下水的力学性质可分为结合水、毛细水和重力水；如按地下水的化学成分的不同，又有多种分类。但从地理水文学角度来说，特别重视如下的分类：
（一）按地下水的贮存埋藏条件分类
1.包气带水

类型划分

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
潜水
承压水（分自流溢水与非自流溢水）
（二）按岩土的贮水空隙的差异分类
1.孔隙水
2.裂隙水
3.岩溶水
在上述两种基本类型的基础上，将它们组合在一起，便可得到组合类型，如孔隙潜水、承压裂隙水等等。
二、包气带水
（一）包气带水的特征与包气带的类型
贮存在地下自由水面以上包气带中的水，称为包气带水。包气带水包括吸湿水、薄膜水、毛细水、汽态水、过路的重力渗入水以及上层滞水。
1.包气带水的主要特征与饱和带中的地下水相比较，包气带水具有如下特征：其一包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响，尤其是与降水、气温等气象因素关系密切，多雨季节，雨水大量入渗，包气带含水率显著增加；干旱月分，土壤蒸发强烈，包气带含水量迅速减少，致使包气带水呈现强烈的季节性变化。其二包气带在空间上的变化，主要体现在垂直剖面上的差异，一般规律是愈近表层，含水率的变化愈大，逐渐向下层，含水率变化趋于稳定而有规律。其三包气带含水率变化还与岩土层本身结构，岩土颗粒的机械组成有关，因为颗粒组成不同，使得岩土的孔隙大小和孔隙度发生差异，从而导致了含水量的不同。

岩溶水

2.包气带的类型通常，根据包气带厚度的不同，将包气带区分为厚型、薄型与过渡型等3种类型。
1）厚型包气带比较厚，即使在地下水自由水面较高的雨季，带内毛管上升高度亦不能到达地表，整个包气带可以进一步区分出土壤水带、中间过渡带以及毛管上升带等3个亚带，其中土壤水带从地表到主要植物根系分布下限，通常只有几十厘米的厚度。除水汽与结合水外，水分主要以悬着水形式存在于土壤孔隙之中，所以又称为悬着水带。其主要特点受外界气象因素的影响大，与外界水分交换最为强烈，所以含水量变化大。当土壤孔隙中毛细悬着水达到最大含量时，称此含水率为“田间持水量”。入渗的水一旦超过田间持水量，土体无法再保持超量的水分，于是在重力作用下沿非毛细空隙向下渗漏。
中间过渡带处于悬着水带与毛管上升带之间。其本身并不直接与外界进行交换，而是一个水分蓄存及传送带。它的厚度变化比较大，主要取决整个包气带的厚度，如包气带本身很薄，中间带往往就不复存在。本带的特点是水分含量不仅沿深变化小，而且在时程上也具有相对稳定性，水分运行缓慢，故又名含水量稳定带。
毛管上升带位于潜水面以上，并以毛管上升高度为限，具体厚度视颗粒的组成而定。颗粒细、毛管上升高度大，本带就厚，反之则薄。在天然状态下，毛管上升带厚度一般在1—2米左右。毛管上升带内的水分分布的一般规律是：其含水率具有自下而上逐渐减小的特点，由饱和含水率逐步过渡到与中间过渡带下端相衔接的含水量。对于干旱的土层，则以最大分子持水量为下限。而且对于给定的岩土层，这种分布具有相对的稳定性。
2）薄型薄型的包气带其厚度往往不到1米，有的只有几十厘米，包气带内只有毛细上升带的存在，没有中间过渡带，强烈变化亦不明显。因而毛细上升水可以直接到达地表，在这种情况下，毛细管就象无数的小吸管，源源不断地将地下水吸至地表，所以地下潜水蒸发迅速。反之由于包气带薄，降水入渗补给地下水的途径亦短，雨后地下潜水面上升快。因而薄型包气带之下的潜水季节变化强烈。
3）过渡型过渡型包气带之厚度介于上述两类之间，并存在明显的季节性变化。在雨季，地下水面上升，包气带变薄，只存在毛细上升带；到了旱季，地下水面下降，整个包气带又可区分出3个亚带。中国东部平原地区的地下包气带大多属于这种类型。

贮存空间地下水由于埋藏于地下岩土的空隙之中，因而其分布、运动和水的性质，要受到岩土的特性以及贮存它的空间特性的深刻影响。与地表水系统相比，地下水系统显得更为复杂多样，并表现出立体结构的特点。
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（一）含水介质、含水层和隔水层
自然界的岩石、土壤均是多孔介质，在它们的固体骨架间存在着形状不一、大小不等的孔隙、裂隙或溶隙，其中有的含水，有的不含水，有的虽然含水却难以透水。通常把既能透水，又饱含水的多孔介质称为含水介质，这是地下水存在的首要条件。
所谓含水层是指贮存有地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩体。由于这类含水的岩体大多呈层状、故名含水层，如砂层、砂砾石层等。亦有的含水岩体呈带状、脉状甚至是块状等复杂状态分布，对于这样的含水岩体可称为含水带、含水体或称为含水岩组。
对于那些虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的岩体，称为隔水层，如质地致密的火成岩、变质岩，以及孔隙细小的页岩和粘土层均可戌为良好的隔水层。实际上，含水层与隔水层之间并无一条截然的界线，它们的划分是相对的，并在一定的条件下可以互相转化。如饱含结合水的粘土层，在寻常条件下，不能透水与给水，成为良好的隔水层；但在较大的水头作用下，由于部分结合水发生运动，粘土层就可以由隔水层转化为含水层。
（二）含水介质的空隙性与水理性
1.含水介质的空隙性含水介质的空隐性是地下水存在的先决条件之一。空隙的多少、大小、均匀程度及其连通情况，直接决定了地下水的埋藏、分布和运动特性。
通常，将松散沉积物颗粒之间的空隙称为孔隙，坚硬岩石因破裂产生的空隙称裂隙，可溶性岩石中的空隙称溶隙（包括巨大的溶穴，溶洞等）。
1）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，即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。
必须指出，孔隙率只有孔隙数量多少的概念，并不说明孔隙本身的大小（即孔隙率大并不表示孔隙也大）。孔隙的大小与岩土颗粒粗细有关，通常是颗粒粗则孔隙大，颗粒细则孔隙小。但因细颗粒岩土表面积增大，因而孔隙率反而增大，如粘土孔隙率达到45—55％；而砾石的平均孔隙率只有27％。
2）裂隙率（KT）裂隙率即裂隙体积（VT）与包括裂隙在内岩石体积（V）之比值：KT　=　VT/V×100％。与孔隙相比裂隙的分布具有明显的不均匀性，因此，即使是同一种岩石，有的部位的裂隙率KT可能达到百分之几十，有的部位KT值可能小于1％。
3）岩溶率（KK）溶隙的多少用岩溶率表示，即溶隙的体积（Vk）与包括溶隙在内的岩石体积（V）之比值：K　k　=　Vk/V×100％。溶隙与裂隙相比较，在形状、大小等方面显得更加千变万化，小的溶孔直径只几毫米，大的溶洞可达几百米，有的形成地下暗河延伸数千米。因此岩溶率在空间上极不均匀。
综上所述，虽然裂隙率（KT）、岩溶率（Kk）与孔隙率（n）的定义相似，在数量上均说明岩土空隙空间所占的比例。但实际意义却颇有区别，其中孔隙率具有较好的代表性，可适用于相当大的范围；而裂隙率囿于裂隙分布的不均匀性，适用范围受到极大限制；对于岩溶率（Kk）来说，即使是平均值也不能完全反映实际情况，所以局限性更大。
2.含水介质的水理性质岩土的空隙，虽然为地下水提供了存在的空间，但是水能否自由的进出这些空间，以及岩土保持水的能力，却与岩土表面控制水分活动的条件、性质有很大的关系。这些与水分的贮容、运移有关的岩石性质，称为含水介质的水理性质，包括岩土的容水性、持水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。
1）容水性指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能，以容水度来衡量。容水度（Wn）定义为岩土容纳水的最大体积Vn与岩土总体积V之比，即Wn=Vn/V×100％。由定义可知，容水度Wn值的大小取决于岩土空隙的多少和水在空隙中充填的程度，如全部空隙被水充满，则容水度在数值上等于孔隙度；对于具有膨胀性的粘土，充水后其体积会增大，所以容水度可以大于孔隙度。
2）持水性饱水岩土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力称持水性。持水性在数量上用持水度表示。持水度Wr定义为饱水岩土经重力排水后所保持水的体积Vr和岩土总体积V之比。即Wr=Vr/V×100％，其值大小取决于岩土颗粒表面对水分子的吸附能力。在松散沉积物中，颗粒愈细，空隙直径愈小，则同体积内的比表面积愈大，Wr，愈大。
3）给水性指饱水岩土在重力作用下能自由排出水的性能，其值用给水度（μ）来表示。给水度定义为饱水岩土在重力作用下，能自由排出水的体积Vg和岩土总体积V之比，即μ=Vg/V×100％。
由上述3个定义可知：岩土持水度和给水度之和等于容水度（或孔隙度），即Wn=Wr+μ或n　=　Wr+μ。式中n为孔隙度。
4）透水性指在一定条件下，岩土允许水通过的性能。透水性能一般用渗透系数K值来表示。其值大小首先与岩土空隙的直径大小和连通性有关，其次才和空隙的多少有关。如粘土的孔隙度很大，但孔隙直径很小，水在这些微孔中运动时，不仅由于水与孔壁的摩阻力大而难以通过，而且还由于粘土颗粒表面吸附形成一层结合水膜，这种水膜几乎占满了整个孔隙，使水更难通过。透水层与隔水层虽然没有严格的界限，不过常常将渗透系数K值小于0.001米/日的岩土，列入隔水层，大于或等于此值的岩土属透水层。
5）贮水性上述岩土的容水性和给水性，对于埋藏不深、厚度不大的潜水（无压水）来说是适合的，但对于埋藏较深的承压水层来说，往往存在明显的误差。主要原因是在高压条件下释放出来的水量，与承压含水介质所具有的弹性释放性能以及来自承压水自身的弹性膨胀性有关。通常，埋藏愈深，承压愈大则误差愈大。因而需要引入贮水性概念。承压含水介质的贮水性能可用贮水系数或释水系数表示，其定义为：当水头变化为一个单位时，从单位面积含水介质柱体中释放出来的水体积，称为释水系数（s），它是一个无量纲的参数。大部分承压含水介质的s值大约从10-5变化到10-3。

地下水构造
（三）蓄水构造
所谓蓄水构造，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。
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、岩溶型蓄水构造等。在松散沉积物广泛分布的河谷、山前平原地带，有人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、河谷冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造等。

水流系统　　地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它象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。
地下水研究模型
（一）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，又称地下水流动系。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。
此外，与地表水系相比较，地下水流系统具有如下的特征：
1.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指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，但在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。
除上述特点外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较小，不可能象地表江河那样组合成面积广达几十万乃至上百万平方公里的大流域系统。根据托思的研究，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。
（二）地下水域
地下水域就是地下水流系统的集水区域。它与地表水的流域亦存在明显区别，地表水的流动主要受地形控制，其流域范围以地形分水岭为界，主要表现为平面形态；而地下水域则要受岩性地质构造控制，并以地下的隔水边界及水流系统之间的分水界面为界，往往涉及很大深度，表现为立体的集水空间。
如以人类历史时期来衡量，地表水流域范围很少变动或变动极其缓慢，而地下水域范围的变化则要快速得多，尤其是在大量开采地下水或人工大规模排水的条件下，往往引起地下水流系统发生劫夺，促使地下水域范围产生剧变。
通常，每一个地下水域在地表上均存在相应的补给区与排泄区，其中补给区由于地表水不断地渗入地下，地面常呈现干旱缺水状态；而在排泄区则由于地下水的流出，增加了地面上的水量，因而呈现相对湿润的状态。如果地下水在排泄区以泉的形式排泄，则可称这个地下水域为泉域。

垂向结构　　（一）地下水垂向层次结构的基本模式
如前所述，地下水流系统的空间上的立体性，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构，则是地下水空间立体性的具体表征。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。其中包气带又可进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细水带等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，甚至基本不存在；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。至于象承压水带的存在，要求有特定的贮水构造和承压条件。而这种构造和承压条件并非处处都具备，所以承压水的分布受到很大的限制。但是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。

垂直分布结构
（二）地下水不同层次的力学结构
地下水在垂向上的层次结构，还表现为在不同层次的地下水所受到的作用力亦存在明显的差别，形成不同的力学性质。如包气带中的吸湿水和薄膜水，均受分子吸力的作用而结合在岩土颗粒的表面。通常，岩土颗粒愈细小，其颗粒的比表面积愈大，分子吸附力亦愈大，吸湿水和薄膜水的含量便愈多。其中吸湿水又称强结合水，水分子与岩土颗粒表面之间的分子吸引力可达到几千甚至上万个大气压，因此不受重力的影响，不能自由移动，密度大于1，不溶解盐类，无导电性，也不能被植物根系所吸收。
薄膜水又称弱结合水，它们受分子力的作用，但薄膜水与岩土颗粒之间的吸附力要比吸湿水弱得多，并随着薄膜的加厚，分子力的作用不断减弱，直至向自由水过渡。所以薄膜水的性质亦介于自由水和吸湿水之间，能溶解盐类，但溶解力低。薄膜水还可以由薄膜厚的颗粒表面向薄膜水层薄的颗粒表面移动，直到两者薄膜厚度相当时为止。而且其外层的水可被植物根系所吸收。当外力大于结合水本身的抗剪强度（指能抵抗剪应力破坏的极限能力）时，薄膜水不仅能运动，并可传递静水压力。
毛管水当岩土中的空隙小于1毫米，空隙之间彼此连通，就象毛细管一样，当这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。如果毛管水是从地下水面上升上来的，称为毛管上升水；如果与地下水面没有关系，水源来自地面渗入而形成的毛管水，称为悬着毛管水。毛管水受重力和负的静水压力的作用，其水分是连续的，并可以把饱和水带与包气带联起来。毛管水可以传递静水压力，并能被植物根系所吸收。
重力水当含水层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中发生渗透移动，形成渗透重力水。饱和水带中的地下水正是在重力作用下由高处向低处运动，并传递静水压力。
综上所述，地下水在垂向上不仅形成结合水、毛细水与重力水等不同的层次结构，而且各层次上所受到的作用力亦存在差异，形成垂向力学结构。

地下水体系作用势
（三）地下水体系作用势
所谓“势”是指单位质量的水从位势为零的点，移到另一点所需的功，它是衡量地下水能量的指标。根据理查兹（Richards）的测定，发现势能（Φ）是随距离（L）呈递减趋势，并证明势能梯度（-dΦ/dL）是地下水在岩土中运动的驱动力。地下水总是由势能较高的部位向势能较低的方向移动。
地下水体系的作用势根据其力源性质，可分为重力势、静水压势、渗透压势、吸附势等分势，这些分势的组合称为总水势。
1.重力势（Φg）指将单位质量的水体，从重力势零的某一基准面移至重力场中某给定位置所需的能量，并定义为Φg=Z，式中Z为地下水位置高度。具体计算时，一般均以地下水位的高度作为比照的标准，并将该位置的重力势视为零，则地下水位以上的重力势为正值，地下水面以下的重力势为负值。
2.静水压势（Φp）连续水层对它层下的水所产生的静水压力，由此引起的作用势称静水压势，由于静水压势是相对于大气压而定义的，所以处于平衡状态下地下水自由水面处静水压力为零，位于地下水面以下的水则处于高于大气压的条件下，承载了静水压力，其压力的大小随水的深度而增加，以单位质量的能量来表达，即为正的静水压势，反之，位于地下水面以上非饱和带中地下水则处于低于大气压的状态条件下。由于非饱和带中有闭蓄气体的存在，以及吸附力和毛管力的对水分的吸附作用，从而降低了地下水的能量水平，产生了负压效应，称为负的静水压势，又称基模势。
3.渗透压势（Φ0）又称溶质势，它是由于可溶性物质在溶于水形成离子时，因水化作用将其周围的水分子吸引并作走向排列，并部分地抑制了岩土中水分子的自由活动能力，这种由溶质产生的势能称为溶质势，其势值的大小恰与溶液的渗透压相等，但两者的作用方向正好相反，显然渗透压势为负值。
4.吸附势（Φa）岩土作为吸水介质，所以能够吸收和保持水分，主要是由吸附力的作用，水分被岩土介质吸附后，其自由活动的能力相应减弱，如将不受介质影响的自由水势作为零，则由介质所吸附的水分，其势值必然为负值，这种由介质吸附而产生的势值称为吸附势。或介质势。
5.总水势总水势就是上述分势的组合，即Φ=Φg+Φp+Φ0+Φa，但处于不同水带的地下水其作用势并不相等。

全国地下水信息图

地下水

全国地下水的环境1、开采漏斗
　　近30年来，我国地下水开采量以每年25亿立方米的速度递增，有效保证了经济社会发展需求。但是，北方和东部沿海地区地下水超采越来越严重。初步统计，全国已形成大型地下水降落漏斗100多个，面积达15万平方公里，超采区面积62万平方公里，严重超采城市近60个，造成众多泉水断流，部分水源地枯竭。地下水超采区主要分布在华北平原（黄淮海平原）、山西六大盆地、关中平原、松嫩平原、下辽河平原、西北内陆盆地的部分流域（石羊河、吐鲁番盆地等）、长江三角洲、东南沿海平原等地区。华北平原最为严重，河北平原和北京市平原区地下水超采量累计分别达到500亿立方米和60亿立方米；由于严重的地面沉降，天津市已不能继续超采地下水。长期持续超采造成华北平原深层地下水水位持续下降，储存资源不断减少，目前有近7万平方公里面积的地下水位在海平面以下；沧州市深层地下水漏斗中心区水位最大下降幅度近100米，低于海平面80余米，地下水储存资源濒于枯竭。（附:华北平原地下水漏斗图）

华北平原地下水漏斗图

2、地面沉降
2.1 上海　　
上海地面沉降是由自1921年以来的水准测量资料发现的，主要是由于开发利用地下水资源而引起。
　　建国后，地下水资源的开发利用更为普遍，开采强度也迅速提高，由于开采格局不合理，因抽汲地下水而引发的地面沉降急速增长。至1965年地面沉降已经出现明显的灾害特征。
　　自1965年下半年开始，对地面沉降实施了切实的控制措施，迅速遏止了地面沉降的发展。根据水准监测成果，1921～1998年上海市中心城区地面平均累计沉降1870.2mm，年均沉降量约23.98 mm。
　　1956～1998年上海市中心城区地面平均累计沉降959 mm，年均沉降量约22.30 mm。
　　1994～1998年上海市中心城区地面平均累计沉降105.5 mm，年均沉降量约21.1 mm。
　　1980～1995年上海全市平均累计地面沉降量为81.4mm，年均沉降量为5.4mm。主要沉降漏斗在中心城区，其最大累计沉降量为329mm，位于虹口区昆明路保定路口。（附:上海地面沉降图1980-1995）

上海地面沉降图1980-1995

2.2 天津
　　长期过量开采地下水是造成地面沉降的主要原因，由于长期超采，使地下水位大幅度下降，造成弱透水层和含水层孔隙水位压力降低，粘性土层孔隙水被挤出，使粘性土产生压密变形，而引起地面沉降。
　　天津市宝坻断裂以南的广大平原区均有不同程度的下沉，面积8798.12平方公里，其中累计沉降量超过1000mm的面积达4080.48平方公里，并形成了市区、塘沽区、汉沽区、大港区及海河下游地区等几个沉降中心。自1959年至1998年，市区及塘沽区沉降中心最大累计沉降量分别为2.814、3.091米；1957年至1998年汉沽区最大累计沉降量达2.84米。这一大范围的沉降区域已与临近的河北省地面沉降区连成一片，构成华北平原沉降地区的一部分。
　　多年来，随着深层水的大量开采，地下水位持续下降，市区形成河北大街、北站外、河东大王庄和大直沽-陈塘庄四个沉降中心，至1985年四个沉降中心累计沉降量分别为2.39、2.34、2.37和2.25米，年沉降速率平均约100毫米。为治理地面沉降，市政府自1986年始至1997年已实施四期三年控沉计划，1998年为第五期实施计划的第一年。市区地下水开采量已由1985年的1亿米3/年左右，减至1998年2435.26万米3/年，地下水开采强度由27.4米3/年?km2减至5.29万米3/年?km2，地面沉降明显减缓，局部地区偶有回弹；至1998年，累计沉降量最大的地区为：北运河、子牙河及新开河交汇地区，累计沉降量大于2.5米的面积为3.2平方公里，中环线内累计沉降值已大于1.5米。近年来，外环线以外地带沉降量呈增大趋势，其中西青区98年平均沉降值69毫米，最大后桑园沉降103毫米。（天津地面沉降图1967-2000）

地下水

2.3 西安
　　地面沉降是西安较为突出的地质灾害之一。其形成发展的历史较长，波及范围广，并具有独特的活动特征。地面沉降的持续发展还加剧了西安地裂缝的活动，给西安市的市政设施及城市建设造成很大危害，因此有效地控制地面沉降已成为一项非常紧迫的任务。
　　本图主要反映1959—1995年西安市地面沉降的分布范围和空间变化规律，以及1982—1992年平均沉降速率的分布特征（南郊八里村附近采用1988—1992年平均沉降速率）。
　　地面沉降特征：
　　西安市的地面沉降主要发生在城区和近郊区。从1959年开始大范围的水准测量以来，截止1995年，累积沉降量超过200mm的范围。西起鱼化寨，东到纺织城，南抵三爻村，北至辛家庙，面积为145.5km2。
　　在西安沉降区内，11条地裂缝呈NNE向展布，把沉降区分割成同走向的条块体，使地面沉降水平方向的发展受到了制约。地面沉降区总体形态呈椭圆形，所形成的各个沉降漏斗水平扩展多限于两条地裂缝之间，形成了一系列NNE走向平面形态呈狭长的椭圆形沉降槽，其长轴方向与地裂缝走向基本一致。沉降槽一般是北深南浅，地裂缝南侧沉降量大，形成地形变陡变带，地形上多呈陡坎或陡坡。
　　地面沉降的强度表现在累积沉降量与沉降速率大小上。
　　多年监测资料表明，地面沉降的空间分布极不均匀，总体规律是：累计沉降量在西安市东南郊较大，西北郊较小。沉降区内形成了7个沉降槽，中心分别位于北郊的辛家庙、西安交通大学、沙坡村、南郊的大雁塔什字、东八里村和西北工业大学。西安城郊大部分地区（除城区西北角外）累积沉降量均超过了600 mm ，有41 km2的地区超过了1000mm,东八里村、大雁塔什字、沙坡村、胡家庙沉降中心超过了2000 mm，其中东八里村地段达到2322 mm。
　　地面沉降强度的另一个指标是沉降速率。沉降速率超过100 mm/a的地区大约8.5km2，分布在东八里村、省军区、大雁塔什字、沙坡村、胡家庙附近，与沉降中心基本吻合。沉降速率在50—100 mm/a的地区约42.5km2,主要分布在西安市南郊、东郊及城区范围内，而西安市北郊、西郊及东郊纺织城地区沉降速率均小于50 mm/a。
　　西安市区地面沉降主要特征如下：
　　地面沉降中心与承压水降落漏斗基本一致受水文地质条件及井群分布等因素的影响，地面沉降中心与承压水降落漏斗基本对应，二者的平面分布范围总体上呈NE向椭圆形，承压水水位下降大的地区，地面沉降量也相应的较大。
　　地面沉降速率的年内变化  由于一年内承压水各季度开采量不同，水位下降速率也不相同，因而导致了地面沉降速率年内的变化，一般第三季度沉降量大，可占年内沉降量的30%—50%。
　　地面沉降中心发展具有继承性  自1959年西安发生地面沉降以来，形成了小寨、沙坡、西工大及胡家庙等沉降中心，直到现在，这些沉降中心仍在发展，它们在时空上的分布与发展具有继承性。
　　地面沉降具有垂向发展迅速，水平扩展缓慢的特点  在井群分布基本不变而地下水持续超采的情况下，地面沉降范围水平扩展较缓慢，而垂向沉降发展迅速。
　　地面沉降原因：
　　西安市区地面沉降，主要是过量开采承压水引起水位大幅度下降导致开采层段地层失水压密造成的，其次是区域构造活动引起的沉降。
　　研究表明，在过量开采承压水的情况下，不仅使含水砂层被挤压，减少孔隙度，排出含水层中的部分水量而产生压密；同时，承压水位的大幅度下降，也使砂层和粘性土层原有的水力平衡被破坏，粘性土层中的孔隙水压力逐渐降低，随着孔隙水的排出，一部分原来由孔隙水承担的上覆载荷转移到粘土颗粒的骨架上，粘土骨架承受的有效应力增加，使土层原有的结构被破坏，并重新组合排列造成土层压密。这种粘性土层的释水压密特征与含水砂层的释水压密特征不同，是不可逆变形，它是产生地面沉降的最主要原因。
　　西安市区承压水含水岩组由第四系中、下更新统冲洪积、冲湖积粉质粘土与砂、砂砾石层呈不等厚互层构成。埋深380m以浅的承压含水层可划为三层，第一承压含水层，埋深100—150m,为冲洪积层；第二层承压含水层埋深150—270 m,为冲洪积层；第三承压含水层埋深270—380 m，主要为冲湖积砂砾石层与粘土层，三个承压含水层之间被分布连续的厚层粉质粘土和粘土分隔。平面上东南郊一带粘性土层厚度较大，由东南往西北砂层和砂砾石层厚度逐渐增大，而粘性土层厚度减小。这种由粘性土层和砂层组成的不等厚互层结构，有利于粘性土层中孔隙水的排出，从而能在较短时间内产生较大的地面沉降量。
　　西安市区主要开采埋深100—300 m的承压水，其中埋深100—150 m含水层为多数井群的开采段。从五十年代初到九十年代，西安城郊区开采承压水井数从最初的2眼增加到500多眼，开采量也从7.7×104m3/a剧增到11223×104m3/a，持续多年的超量开采，引起区域承压水位大幅度下降，形成了250km2的降落漏斗，截止1995年水位降深达80—130 m，有90 km2的地区水位降至第一承压含水层顶板以下。据分层标多年监测资料，埋深在0—104m非开采段内压密量占总沉降量的14%；埋深104—187 m的第一承压含水层压密量占总沉降量的55%；埋深187—367 m的第二、三层承压含水层压密量占总沉降量的28%。
　　造成地面沉降的另一个原因是区域构造沉降。西安市区位于西安凹陷的东部边缘，长期以来一直处于下沉状态，位于西安凹陷东南边界的长安—临潼断裂进行着南升北降的活动，同时位于西安断陷北侧边界的渭河北岸断裂进行着北升南降的活动，这两个断层的活动对西安地区的地面沉降有一定影响。有资料表明，由于构造活动造成的区域沉降量，占总沉降量的3%左右。
　　地面沉降的发展过程：
　　西安市区地面沉降的形成和发展历史，大致可分为四个阶段：
　　第一阶段，1959—1971年。该阶段是西安承压水的开采初期，其特点是开采井少，开采量小，水位下降缓慢。承压水位每年下降幅度一般为0.5—0.8 m，截止1970年，全区没有出现统一的承压水位下降漏斗。但该阶段已清楚地反映出西安地面沉降的雏形，沉降区总体分布范围呈NEE向，地面沉降中心也都位于其邻近两条地裂缝之间的洼地内，呈NEE向展布。其平均沉降速率为2mm/a，累计最大沉降量小于100 mm。
　　第二阶段，1972—1978年。该阶段西安市区各单位自备井数量呈递增趋势，1975年底已有承压水开采井259眼，开采量已达9997×104m3/a。该阶段承压水位迅速下降，并逐渐形成区域降落漏斗，开采中心的承压水位以大于5m的速率下降。此时西安市区已形成四个降落漏斗，中心区分别位于东北郊的八府庄、胡家庙、西南郊的西北工业大学和南郊的陕西省测绘局附近。该阶段地面沉降速率逐渐加大，沉降区面积不断扩大。截止1978年，地面沉降量累计大于50 mm的面积已达100km2，最大沉降量为295 mm，该阶段地面沉降最为突出的特点是在沉降区内形成了数条地形变陡变带。这些陡变带的最大梯度位置与地裂缝主裂缝位置基本吻合，地面沉降中心均位于陡变带南侧。现今地面沉降的格局就是继承这个时期的特点发展而来的。第二阶段的平均沉降速率是第一阶段的4—9倍，显示七十年代以来，西安地面沉降速率明显加快。各沉降中心的沉降速率随时间与地点的不同表现出较大的差异。如西北工业大学1972—1978年沉降速率为13.86 mm/a，而胡家庙则达46.7 mm/a。
　　第三阶段，1979—1983年。承压水井数与开采量仍不断增加，区域降落漏斗面积继续扩大，漏斗中心不断加深。并在西郊小寨、八里村、沙坡村等地形成新的降落漏斗。各降落漏斗中心承压水位已每年3—5 m的速率下降，最大可达10 m。此阶段地面沉降加速发展，各沉降中心的沉降速率相继达到最大值，一般在50—100 mm/a，小寨沉降速率达到了136 mm/a，是此阶段最大的沉降速率，但沉降区的范围扩展较缓慢。
      第四阶段，即1984年至今。由于西安市加强了地下水资源的管理，使新增承压水井数量显著减少，开采量基本稳定。此阶段大部分地区地面沉降速率趋于稳定，基本保持在1982—1983年的水平，主要沉降中心的沉降速率保持在80—100 mm/a，局部地区还有减缓的趋势。但在新建电子城与八里村小区，由于承压水开采量增加较快，地面沉降速率猛增1—2倍，最大沉降速率达到191 mm/a。
　　地面沉降的危害及防治对策：
　　西安市的地面沉降与地裂缝的活动关系极为密切，客观上已构成灾链效应。地面沉降的直接作用使得一些建筑物下沉或倾斜。另外，由于地面不均匀沉降使城市局部地区排水不畅，污水外溢。更为严重的是地裂缝两侧的不均匀沉降加剧了地裂缝的垂直活动，使地裂缝活动的致灾作用明显加剧，沿地裂缝带附近房屋开裂损坏，供水、供气管道错断，道路破坏变形，给城市规划、建设带来较大影响。
　　由于产生地面沉降的主要原因是过量开采承压水，因此，控制承压水的开采量是减缓西安地面沉降的最有效的对策。
　　西安市1990年8月引进黑水河，1996年引进水量已增大到1.13×108m3/a，并陆续关闭城区承压水井61眼，开采量由1990的1.12×108m3/a，降至0.70×108m3/a。据分层沉降标监测资料，地面沉降局部已有趋缓迹象。预计黑河引水工程完工后，引水量大于2.92×108m3/a，加上西安市原有水源地供水量，可满足现阶段西安市用水需求，应逐步停止东南郊一带沉降量较大地段承压水井的开采，使这些地段的地面沉降得到有效的控制。（西安地面沉降图）

西安地面沉降图

2.4 苏-锡-常地区
（苏-锡-常地区地面沉降图）

地下水

  3、岩溶塌陷
　　大规模集中开采地下水以及矿山排水等，造成地面塌陷频繁发生，呈现向城镇和矿山集中的趋势，规模越来越大，损失不断增加。据不完全统计，全国23个省（自治区、直辖市）发生岩溶塌陷1400多例，塌坑总数超过4万个，给国民经济建设和人民生命财产带来严重威胁。例如，2003年8月4日，广东阳春市岩溶塌陷造成6栋民房倒塌、2人伤亡、80多户400多人受灾；2000年4月6日武汉洪山区岩溶塌陷造成4幢民房倒塌，150多户900多人受灾；20世纪80年代，山东泰安岩溶塌陷造成京沪铁路一度中断、长期减速慢行；贵昆铁路因岩溶塌陷发生列车颠覆事件。



  4、海水入侵
　　在环渤海地区、长江三角洲的部分沿海城市和南方沿海地区，由于过量开采地下水引起不同程度的海水入侵，呈现从点状入侵向面状入侵的发展趋势。海水入侵使地下水产生不同程度的咸化，造成当地群众饮水困难，土地发生盐渍化，多数农田减产20%-40%，严重的达到50%-60%，非常严重的达到80%，个别地方甚至绝产。山东莱州湾南岸是我国海水入侵最严重的地区之一，造成8000多眼农用机井报废，40万人饮水困难，60万亩耕地丧失生产能力，粮食累计减产30—45亿公斤，直接经济损失40亿元。



  5、水质污染
　　新一轮地下水资源评价结果表明，我国地下水水质状况总体较好。按分布面积统计，63%可供直接饮用，17%经适当处理后可供饮用，12%不宜直接饮用但可供农业和部分工业部门利用，另有不足8%的地下水为矿化度大于5克/升的咸水盐水和少量遭受严重污染的地下水，不宜直接利用或需经深度处理后才有可能得以利用。
　　然而，城市与工业“三废”不合理或不达标排放量的迅速增加，农牧区农药、化肥的大量使用，导致我国地下水污染日益严重，呈现由点到面、由浅到深、由城市到农村的扩展趋势。全国195个城市监测结果表明，97%的城市地下水受到不同程度污染，40%的城市地下水污染趋势加重；北方17个省会城市中16个污染趋势加重，南方14个省会城市中3个污染趋势加重。
　　在一些地区，地下水污染已经造成了严重危害，危及到供水安全。例如，辽宁省海城市污水排放造成大面积地下水污染，附近一个村因长期饮用受污染的地下水，多数人患上当地未曾有过的特殊病症，160人因水而亡；淮河安徽段近5000平方公里范围内，符合饮用水标准的浅层地下水面积仅占11%；由于地下水的严重污染，淄博日供水量51万立方米的大型水源地面临报废，国家大型重点工程—齐鲁石化公司水源告急。即使首都北京，浅层地下水中也普遍检测出了具有巨大潜在危害的DDT、六六六等有机农药残留和尚没有列入我国饮用水标准的单环芳烃、多环芳烃等“三致”（致癌、致畸、致突变）有机物。这些“三致”有机物在我国东部其他城市和地区，很可能同样存在。由于水土污染，导致一些优质农产品，如蔬菜、水果、茶叶等品质下降，出口受到严重影响。
　　此外，我国部分地区分布有高砷水、高氟水、低碘水等，全国约有1亿多人在饮用不符合标准的地下水，使这些地区的群众遭受砷中毒（皮肤癌）、地甲病、地氟病、克山病等地方病困扰。

全国地下水资源

一《中国地下水类型分布图》依据地下水的赋存、分布状态分类，结合我国地下水的赋存、分布特点，并考虑分类描述的通俗性编制而成，将全国地下水类型划分为平原—盆地地下水、黄土地区地下水、岩溶地区地下水和基岩山区地下水四种。
　　平原—盆地地下水。地下水主要赋存于松散沉积物和固结程度较低的岩层之中，一般水量比较丰富，具有重要开采价值，分布于我国的各大平原、山间盆地、大型河谷平原和内陆盆地的山前平原和沙漠中，主要包括黄淮海平原、三江平原、松辽平原、江汉平原、塔里木盆地、准葛尔盆地、四川盆地、以及河西走廊、河套平原、关中盆地、长江三角洲、珠江三角洲、雷州半岛等地区。我国平原盆地地下水分布面积273.89平方千米，占全国评价区总面积的28.86%；地下水可开采资源量1686.09亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的47.79%。
　　黄淮海平原是我国第一大地下水富集区。评价区面积24.13平方千米，占全国评价区总面积的2.64%，地下水可开采资源量373.37亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的10.58%，范围包括北京市南部、天津市大部、河北省东部、河南省东北部、山东省西北部、安徽省北部和江苏省北部地区。三江-松辽平原是我国第二大地下水富集区。评价区面积34.2平方千米，占全国评价区总面积的3.74%，地下水可开采资源量306.4亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的8.68%，范围包括黑龙江省的大部、吉林省西部、辽宁省西部和内蒙古自治区的东北部地区。
　　黄土地区地下水。黄土地区地下水是平原-盆地地下水的一种，是中国的一大特色，主要分布在我国的陕西省北部、宁夏回族自治区南部、山西省西部和甘肃省东南部地区，即日月山以东、吕梁山以西、长城以南、秦岭以北的黄土高原地区。黄土地区地下水主要赋存于黄土塬区，在一些规模较大的塬区，地下水比较丰富，具有供水价值。评价区面积17.18万平方千米,占全国评价区总面积的1.81%；地下水可开采资源量97.44亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的3.0%。
　　岩溶地区地下水。地下水主要赋存于碳酸盐岩（石灰岩）的溶洞裂隙中，其赋存状态取决于岩溶发育程度。我国碳酸盐岩分布较广，有的直接裸露于地表，有的埋藏于地下，不同气候条件下，其岩溶发育程度不同，特别是北方和南方地区差异明显。我国岩溶地区地下水分布面积约82.83万平方千米,占全国评价区总面积的8.73%；岩溶地下水可开采资源量870.02亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的26.7%，开发利用价值非常大。
　　北方岩溶区主要包括京-津-辽岩溶区、晋冀豫岩溶区、济徐淮岩溶区，分布与北京、山西、河北、河南、山东、江苏、安徽、辽宁、天津等省（市、区）的部分地区。北方岩溶地下水具有集中分布的特点，往往形成大型、特大型水源地，成为城市与大型工矿企业供水的重要水源。南方岩溶区主要分布在西南岩溶石山地区，包括云南、贵州、广西的大部分地区和广东、湖南、湖北等省的部分地区。南方岩溶地下水主要赋存于地下暗河系统里，地下水补给充沛，但地下水地表水转化频繁，岩溶地下水难以被很好的开发利用，往往形成“一场大雨遍地淹，十无雨到处干”的特殊干旱局面。
　　基岩山区地下水。广泛分布于岩溶地区以外的其它山地、丘陵区，地下水赋存于岩浆岩、变质岩、碎屑岩和火山熔岩等岩石的裂隙中，是我国分布最广的一种地下水类型。基岩山区地下水只有在构造破碎带等局部地带富水性较好，大部分地区水量较贫乏，一般不适宜集中开采，但对山地丘陵区和高原地区的人、畜用水有重要作用。山区地下水分布面积约574.98万平方千米,占全国评价区总面积的60.60%；地下水可开采资源量971.67亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的27.54%。

地下水

二　地下水的天然形成能力，用单位面积地下水天然补给资源量（补给模数）来反映。地下水天然补给资源量，是指自然条件下，地下水系统中参与现代水循环的可更新地下水量。主要取决于三个方面：一是水的补给来源，如降雨量大小、降雨时空分布、河流湖泊状况等；二是地表的入渗条件，例如沙土地比粘土地的入渗条件要好些，石灰岩地区比花岗岩地区的入渗条件要好些；三是地下蓄水能力，包括含水层的孔隙性、裂隙性、地下水埋藏深度等。受自然条件、地质结构、蓄水能力等因素的影响，我国地下水产水能力的地区性差异较大。
全国地下水天然补给资源评价面积914.97万平方千米，地下水天然补给资源总量9234.72亿立方米/年，平均补给模数为10.09万立方米/平方千米?年。我国地下水资源补给量具有从东南沿海地区向西北内陆地区减少的规律，海南、广东等省的地下水补给资源量最大，在50万立方米/平方千米?年以上，新疆、内蒙古自治区最小，不足5万立方米/平方千米?年。《中国地下水补给资源量分布图》以水文地质单元为基础，以单位面积地下水天然补给资源量为依据编制而成，用个五级别来反映地下水补给的丰富程度。
　　地下水补给丰富区。单位面积地下水补给量大于50万立方米/平方千米?年，主要分布在海南省、广东省、湖北省和广西壮族自治区的部分地区，黑龙江省、吉林省、四川省、台湾省、陕西省、宁夏回族自治区也有零星分布。地下水资源补给丰富区的面积约18.56万平方千米,占全国总面积的1.96%。
地下水补给较丰富区。单位面积地下水补给资源量20—50万立方米/平方千米?年，分布在海南省、广西壮族自治区、广东省、福建省、贵州省和上海市的大部分地区，江苏省、重庆市、山东省、辽宁省、北京市、湖南省、西藏自治区和新疆维吾尔自治区也有分布。地下水资源补给较丰富区的面积约137.64万平方千米,占全国总面积的14.51%。
　　地下水补给中等区。单位面积地下水补给资源量10—20万立方米/平方千米?年，主要分布在北方地区的黄淮海平原区、南方地区的云南省、贵州省、四川省、江西省、湖南省等地的岩溶石山地区，西北地区、东北地区、西南地区的平原河谷地带也有分布。地下水资源补给丰富区的面积约178.34万平方千米,占全国总面积的18.79%。
　　地下水补给较贫乏区。单位面积地下水补给资源量小于5—10万立方米/平方千米?年，从东部沿海地区到西部内陆地区均有分布，主要集中分布在中部地区，范围几乎涉及全国所有省份，主要包括东北三省、山东、山西、河北、河南、安徽、江西、四川、重庆等省（市）的丘陵山区，其它省份也有零星状分布。地下水资源补给丰富区面积约236.03万平方千米,占全国总面积的24.87%。
　　地下水补给贫乏区。单位面积地下水补给资源量小于5万立方米/平方千米?年，分布在我国西北的绝大部分地区、东北西部、华北北部和西南的部分地区，主要分布在新疆维吾尔自治区、内蒙古自治区、宁夏回族自治区、陕西省、甘肃省的大部分地区，青海省、山西省、河北省、西藏自治区的也有分布。地下水资源补给丰富区面积约378.37万平方千米,占全国总面积的39.87%。

地下水

三全国地下淡水可开采资源量3527.79亿立方米/年，现状（1999年）实际开采量1058.33亿立方米/年，地下淡水剩余量为2469.45亿立方米/年。从全国总的来看，地下淡水剩余量还比较多，占可开采资源量的70%。但地下淡水剩余量的分布极不均一，北方地区剩余量为744.77亿立方米/年，南方地区余量为1724.69亿立方米/年，分别占全国地下水淡水剩余量的30.2%和69.8%,占当地地下水可开采资源量的48.5%和86.8%。
　　《中国地下水资源开采潜力图》根据全国地市级行政单位的统计结果编制而成，划分为六个潜力等级，基本反映了我国地下水资源开采潜力的总体规律。北京、天津、河北、河南、山东、山西、陕西、甘肃、新疆的许多地区地下水超采；“三北”地区北部的广大地区地下水开采潜力较小；东北平原、塔里木盆地、四川盆地、江汉平原、巴颜喀拉山区、以及南方的部分地区，地下水开采潜力中等；长江流域、淮河流域、珠江流域的地下水开采潜力较大或大。
　　超采区。地下水开采潜力小于0，需要采取调整开采布局、调引客水补源、推行节约用水等措施，缓解地下水紧张矛盾。主要分布在北京市、天津市、河北省的大部分地区，上海市、山东省、河南省、陕西省的部分地区，新疆维吾尔自治区的乌鲁木齐、哈密、吐鲁番等地区，辽宁省的营口、铁岭等地区及台湾省。地下水超采区面积62.35万平方千米，占全国总面积的6.6%。
　　基本平衡区。地下水开采潜力0—1万立方米/平方千米?年，不能盲目扩大开采。北方地区应该把这部分水留作生态用水。主要分布华北、西北、东北地区的北部，包括内蒙古自治区、西藏自治区的大部分地区，甘肃省的酒泉、新疆维吾尔自治区的部分地区，以及四川省、陕西省、湖北省、江西省、福建省的部分地区。地下水采-补平衡区面积273.64万平方千米，占全国总面积的28.8%。
　　开采潜力较小区。地下水开采潜力1—5万立方米/平方千米?年的地区，可适度开发利用地下水。主要分布在青海、新疆、重庆、福建的大部分地区，黑龙江、吉林、辽宁三省的松嫩、松辽平原区，以及云南、贵州、湖南等省份的部分地区。地下水开采潜力较小的地区面积429.85万平方千米，占全国总面积的45.3%。
开采潜力中等区。地下水开采潜力5—10万立方米/平方千米?年的地区，可以适当增加地下水开采强度，减少地表水的利用。主要分布于长江流域和华南地区，包括四川省、贵州省、湖南省、湖北省、安徽省、广东省、广西壮族自治区等的大部分地区，北方地区仅在三江平原等局部地区分布。地下水开采潜力中等区面积100.58万平方千米，占全国总面积的10.6%。
　　开采潜力较大区。地下水开采潜力10—20万立方米/平方千米?年的地区，应该鼓励开发利用地下水，充分利用地下水水质优良、动态稳定和多年调节的特点。主要分布在长江沿岸、淮河沿岸和华南地区，包括江苏、安徽、广东、海南省的大部分地区，贵州省、湖南省、湖北省也有零星分布。地下水开采潜力较大区面积47.70万平方千米，占全国总面积的5.0%。
　　开采潜力大区。地下水开采潜力大于20万立方米/平方千米?年的地区，主要分布在广西壮族自治区、广东省、海南省的小部分地区。虽然这些地区地下水开采潜力大，但由于降水充沛，地表水丰富，社会经济对地下水的依赖程度不高，地下水开采潜力的实际价值不大。地下水开采潜力大区面积4.82平方千米，占全国总面积的0.5%。
备注：
1、地下水资源及其开采潜力的分布，主要依赖于不同级次水文地质单元的补给条件与开采状况，按照行政单位进行地下水开采潜力分析，其结果难免有与局部地区事实不相符的地方。
2、地下水是一种就地资源，在一个区域内往往是超量开采与资源剩余并存，区域平均结果有时掩盖了一些地方局部剩余与局部超采的客观实际，希望在使用这张图时有所辨别，以免产生误解。

地下水

四地下水按矿化度划分为四类：（1）淡水，矿化度小于1克/升；（2）微咸水，矿化度1-3克/升；（3）半咸水，矿化度3-5克/升；（4）咸水，矿化度大于5克/升。
　　淡水分布区。分布于我国的广大地区。地下淡水分布区的面积约810.65万平方千米，占全国总面积的85.39%；地下淡水可开采资源量为3527.78亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的94.67%。
　　微咸水分布区。主要分布在我国的河北省、山东省、江苏省、宁夏回族自治区、新疆维吾尔自治区、内蒙古自治区、甘肃省、山西省、陕西省和吉林省的部分地区。地下微咸水分布区的面积约53.92万平方千米，占全国总面积有的5.68%；地下微咸水可开采资源为144.02亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的3.87%。
　　半咸水、咸水分布区，主要分布在新疆维吾尔自治区的许多地区、宁夏回族自治区、内蒙古自治区、青海省、甘肃省的部分地区，天津市、河北省、山东省、辽宁省、上海市、江苏省、广东省的滨海部分地区。地下半咸水、咸水分布区面积约84.73万平方千米，占全国总面积有的8.93%；可开采资源量为54.46亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的1.46%。

地下水

五人体里含有40多种元素，其中，铁、氟、锌、铜、铬、锰、碘、钼、钴等9种元素是人体必须的，对生命的正常新陈代谢非常重要，不可缺少，也不可过多。许多地方病就是由于人们长期饮用不符合标准的水而引起的，如高氟水引起氟斑牙、低碘水引起大脖子病、高砷水引起皮肤癌等。我国各地不同程度地存在着与饮用水水质有关的地方病区，尤其在北方丘陵山区，克山病、大骨节病、氟中毒、甲状腺肿等地方病比较普遍。
　　《中国地下水环境背景图》依据全国各地的地下水环境背景数据资料编制而成，反映了低碘水、高氟水、高砷水和高铁水的地域分布规律。
　　低碘水。主要分布于山地、丘陵地区，包括云贵高原、南岭山区、浙闽山区的大部分地区和横断山、秦巴山、太行山、燕山、祁连山、昆仑山等地带。低碘水分布面积约170万平方千米，占国土面积的17.8%。
　　高氟水。主要分布于长白山区、辽东山地、松辽平原中部、黄淮海平原中部、山西省中部盆地、内蒙古高原，西北内陆盆地冲洪积倾斜平原前缘地区。此外，我国东南丘陵温泉分布区，地下水中氟含量较高，一般大于5毫克/升，最高达35毫克/升。西藏南部地区温泉的氟含量也比较高。高氟水分布面积约160万平方千米，占国土面积的16.7%。
　　高砷水。主要分布在新疆塔里木盆地的渭干河流域和准噶尔盆地的奎屯河下游地区。低碘水分布面积约1万平方千米，占国土面积的0.1%。
　　高铁水。主要分布在青藏高原、三江平原、下辽河平原、江汉平原等地区。高铁水分布面积约70万平方千米，占国土面积的7.3%。

地下水

六地下水污染在我国大中城市不同程度地存在，其中，近一半的城区地下水污染呈加重趋势，并从点状污染有向带状和面状污染发展。一些大城市的中心地带和郊区的地下水排泄区，地下水污染最严重，部分城市浅层地下水已不能直接饮用。地下水污染表现为北方城市重于南方城市的特点，主要分布在华北平原、松辽平原、江汉平原和长江三角洲等地区。
　　《中国地下水污染状况图》以国家地下水质量标准（GB/T 14848-93）为依据，将人类活动影响下的地下水质量现状与天然条件下的地下水质量“背景值”相对照，确定地下水污染超标组分，按照单要素评价与多要素综合评价相结合的原则编制而成，反映了城市地下水污染程度和污染组分二方面内容。地下水污染程度分为污染严重、污染中等和污染较轻三级,反映的地下水污染组分包括硝酸盐氮、亚硝酸盐氮、氨氮、铅、砷、汞、铬、氰化物、挥发性酚、石油类、高锰酸盐指数等指标。
　　东北地区重工业和油田开发区地下水污染严重。东北地区的地下水污染，不同地区有不同特点。松嫩平原的主要污染物为亚硝酸盐氮、氨氮、石油类等；下辽河平原硝酸盐氮、氨氮、挥发性酚、石油类等污染普遍。各大中城市地下水的污染程度不同，其中，哈尔滨、长春、佳木斯、大连等城市的地下水污染较重。
　　华北地区地下水污染普遍呈加重趋势。华北地区人类经济活动强烈，从城市到乡村地下水污染比较普遍，主要污染组分有硝酸盐氮、氰化物、铁、锰、石油类等。此外，该区地下水总硬度和矿化度超标严重，大部分城市和地区的总硬度超标，其中，北京、太原、呼和浩特等城市污染较重。
　　西北地区地下水受人类活动影响相对较小污染较轻。西北地区地下水污染总体较轻。内陆盆地地区的主要污染组分为硝酸盐氮；黄河中游、黄土高原地区的主要污染物有硝酸盐氮、亚硝酸盐氮、铬、铅等，以点状、线状分布于城市和工矿企业周边地区，其中，兰州、西安等城市污染较重。
　　南方地区地下水局部污染严重。南方地区地下水水质总体较好，但局部地区污染严重。西南地区的主要污染指标有亚硝酸盐氮、氨氮、铁、锰、挥发性酚等，污染组分呈点状分布于城镇、乡村居民点，污染程度较低，范围较小。中南地区主要污染指标有亚硝酸盐氮、氨氮、汞、砷等，污染程度低。东南地区主要污染指标有硝酸盐氮、氨氮、汞、铬、锰等，地下水总体污染轻微，但城市及工矿区局部地域污染较重，特别是长江三角洲地区、珠江三角洲地区经济发达，浅层地下水污染普遍。南方城市中，武汉、襄樊、昆明、桂林等污染较重。

地下水

七《中国地下水质量分布图》根据建国50年来，特别是近20年来,地下水勘查开发与地下水环境监测资料，参照不同用途的水质标准，在地下水水质评价和地下水污染评价基础上，经过系统分析与综合研究编制而成。地下水质量共分为四级：可供饮用的地下水、适当处理后可供饮用的地下水、不宜直接饮用但可供工农业利用的地下水、不宜直接利用的地下水。
　　按分布面积统计，63%可供直接饮用，17%经适当处理后可供饮用，12%不宜直接饮用但可供农业和部分工业部门利用，另有不足8%的地下水为矿化度大于5克/升的咸水盐水和少量遭受严重污染的地下水，不宜直接利用或需经深度处理后才有可能得以利用。我国地下水质量分布的总体规律是：南方地下水质量优于北方地下水质量，东部平原区地下水质量优于西部内陆盆地，山区地下水质量优于平原，山前及山间平原地下水质量优于滨海地区，古河道带的地下水质量优于河间地带，深层地下水质量常常优于浅层地下水。
　　东北地区地下水质量优劣不均局部污染。东北地区地下水质量从山区到平原由优变劣，基岩地区地下水质量优于松散岩类地下水，承压地下水质量优于潜水。该区大部分地下水为可供生活与工农业供水水源，松辽盆地中部地下水质量差，不宜直接利用。重工业和油田开发导致部分城市和地区的地下水遭受污染。
　　华北地区地下水质量分带明显污染普遍。华北地区是人类活动最强烈的地区之一，地下水环境受人类活动的干扰影响大。该区地下水主要赋存于黄淮海平原及其外围山区，浅层地下水质量分布具明显的分带规律，从山区、平原到滨海，地下水质量由优变劣，且城市地区地下水污染普遍。大部分地区的地下水可供直接饮用。
　　西北地区地下水质量总体较差污染较轻。西北地区地下水质量天然不良，并呈由山区向盆地、由盆地边缘向盆地中部，地下水质量呈现出由优变劣的变化特点，表现为环带状分布特点，不宜直接利用的地下水分布面积占全区总面积的18%。在西北地区，人类活动对地下水的干扰影响主要表现为开采造成的生态环境变化，地下水污染程度总体较轻。
　　南方地区地下水质量总体优良局部污染。南方大部分地区的地下水质量优良，可供直接饮用，其中江西、福建、广西、广东、海南、贵州、重庆等省（区、市），可供直接饮用地下水的分布面积占全省面积的90%以上。但在一些平原地区，经济发达，城市化进程较快，人类活动对地下水影响较大，浅层地下水遭到污染。目前长江三角洲、珠江三角洲等经济发展核心地区，浅层地下水质量差，人们对浅层地下水的开采越来越少，对深层地下水的开采越来越多，诱发了严重的地面沉降。

地下水

八随着社会经济的快速发展和地下水开发技术的不断提高，我国地下水开发正在向“深”、“广”发展，开采层不断加深，开采范围不断扩大。全国660个城市中，开采地下水的城市400多个；地下水有效灌溉面积7.48亿亩，占全国耕地总面积的40%；过去东南沿海从不开采地下水的地区，现在大量开采地下水；华北平原、长江三角洲等地区，因浅层地下水污染，地下水开采大量转向深层地下水。地下水的开发利用，一方面给社会经济发展提供了水源支撑，另一方面不合理超量开采地下水，诱发了许多环境地质问题。特别是以地下水为主要供水水源的北方城市和地区，掠夺式开采现象严重，引发的环境地质问题突出。
　　《中国地下水环境地质问题图》根据全国地下水环境调查监测资料编制而成，反映的主要环境地质问题有区域地下水降落漏斗、地面沉降、地面塌陷、地裂缝、海水入侵和土壤盐渍化等，主要分布在地下水集中开采和超量开采地区。
　　地下水降落漏斗。初步统计，全国已形成区域地下水降落漏斗100多个，漏斗区总面积达15万平方千米，主要分布在北方地区。华北平原深层地下水大量开采，形成了跨京、津、冀、鲁的区域地下水降落漏斗群，有近7万平方千米面积的地下水位低于海平面。长江三角洲等地区的深层承压水头下降幅度和范围也在不断扩大。区域地下水位下降还使平原或盆地的湿地萎缩或消失，地表植被破坏，导致生态环境退化。
　　地面沉降。全国有近70个城市因不合理开采地下水诱发了地面沉降，沉降范围6.4万平方千米，沉降中心最大沉降量超过2m的有上海、天津、太原、西安、苏州、无锡、常州等城市，天津塘沽的沉降量达到3.1m。西安、大同、苏州、无锡、常州等市的地面沉降同时伴有地裂缝，对城市基础设施构成严重威胁。发生地裂缝的地区还有河北、山东、云南、广东、海南等地。
　　地面塌陷。超量开采岩溶地下水造成地面塌陷，主要分布在广西、广东、贵州、湖南、湖北、江西等省（区），在福建、河北、山东、江苏、浙江、安徽、云南等省（区）也有分布。昆明、贵阳、六盘水、桂林、泰安、秦皇岛等城市的岩溶塌陷最为典型，湖南、广东的一些矿区矿坑排水产生的塌陷数量最多。全国共发生岩溶塌陷3000多处，塌陷面积300多平方千米。
　　海水入侵。沿海地区的大连、秦皇岛、沧州、烟台、北海和海南新英湾等地的地下水开采诱发了海水入侵，导致地下水水质恶化，全国海水入侵总面积近1000平方千米。其中，山东莱州湾南岸和辽东半岛海水入侵最严重，成为制约当地经济发展的重要因素。
　　土壤盐渍化。天然形成的原生土壤盐渍化问题主要分布于我国东北的松嫩平原和西北地区，黄淮海地区也有分布。主要省份有黑龙江、吉林、内蒙、宁夏、甘肃、新疆、河北、河南、山东。长期的气候干旱，农业灌溉和工业用水量的不断增加，造成地下水位普遍下降，表层土壤富集的盐分被淋滤到地下，土壤盐渍化程度降低，盐渍化面积缩小，我国现在的土壤盐渍化面积仅为80年代初分布面积的31.4%。人为活动形成的次生土壤盐渍化问题，主要分布在我国黄河中游和西北内陆盆地大量引用地表水灌溉的农业区。

地下水

超采地下水有什么危害开发地下水，在我国许多地区是开源抗旱的重要措施，特别是随着人口膨胀与工农业发展，水资源短缺日益严重，人们对地下水寄予更多的希望。然而就在各种现代化手段被用来撮地下水时，超采地下水所导致的多种人为灾害却不期而至了。所谓超采地下水是指地下水开采量长期超过地下水的补给量，地下水位进入非稳定性恶性下降的情况，它会引起一系列灾害性后果。
1、由于过量开采地下水，我国北京、上海、天津等许多大、中城市出现了地面沉降。如北京东郊约600平方公里的区域累计沉降量达550多毫米。这不仅导致高层建筑的倾斜，而且加重了城市防洪、防潮、排涝的负担。
2、在沿海地区超采地下水会破坏地下淡水与海水的压力平衡，使海水内侵，造成机井报废，人畜饮水困难，土壤盐碱化，地下水质恶化等。
3、在岩溶区开采地下水过量会造成地表塌陷，引起房屋开裂倒塌，地下管道弯裂，中断交通与电力供应等一系列灾难。
4、改变自然景观。北京地区多处历史名泉已因地下水位严重下降而枯竭。新疆吐鲁番地区的沙漠中有600万亩绿洲，其中有百万亩良田，因过量开采地下水，已使良田周围靠地下水涵养的草场出现枯死现象，长此以往绿洲还能在沙漠中长存吗？
另外超采地下水还可能加重地震灾害
一项本是减灾的措施，运用不当竟给人类带来如此多的灾难，甚至威胁到人类基本的生存条件，人类再也不能无节制地开采地下水了。
以下是引术我国北方平原地区地下水通报
中国北方平原区地下水通报2008年第二期（总第24期）
综述
2007年6月1日～2008年6月1日（以下简称统计时段），我国北方平原地下水动态监控区(以下简称监控区*)平均降水量556.8mm，与上年同时段和多年均值基本持平。
统计时段内，监控区约57%的区域地下水位呈下降态势，主要分布在北京西北部，黑龙江大部，吉林大部，辽宁北部、内蒙古东部，河北西部及中部，河南北部，江苏南部、新疆、青海等地；地下水位平均降幅在0.1m～0.7m之间，局部地区降幅大于1.0m。监控区内地下水位上升区主要分布在辽宁南部，河北东部和北部，河南中部和南部，山东大部，安徽大部、江苏北部、山西大部、陕西等地，水位平均升幅在0.1m～0.5m之间，局部地区升幅大于1.0m。
统计时段内，监控区地下水储存量总体减少40亿m3。其中：储存量减少区内共减少储存量约91亿m3，河北、内蒙古、吉林、黑龙江、新疆五省区减少较多，共减少74亿m3，占总减少储存量的4/5；储存量增加区内共增加储存量约51亿m3。
2007年度，北方平原区地下水开采量656.6亿m3，比上一年增加3.9亿m3，增幅0.6%。开采量中，城镇生活占8.6%，工业占15.9%，农业占67.6%，农村生活占7.9%。与2006年相比，黑龙江省开采量增幅最大，增加了12.4亿m3；河南省开采量减幅最大，减少了8.2亿m3。
2007年，在监控的58个超采区中，50%的超采区中心水位上升，24%的超采区中心水位基本稳定，26%的超采区中心水位下降。