地下水系统概化

地下水形成演化模式概化~

第四纪以来，内陆干旱盆地的发展过程概化如图7-1，从山前至盆地中心大致可分为三个盐分迁移特征带和四级地下水流系统。三个盐分迁移特征带分别为盐分溶滤带（A）、盐分迁移带（B）和盐分聚集带（C）；四级水流系统分别为山前局部地下水流系统（Ⅰ）、区域地下水流系统（Ⅱ）、滞流地下水流系统（Ⅲ）和下游易变局部地下水流系统（Ⅳ）。下游易变局部地下水流系统（Ⅳ）可分为交互补给型局部地下水流系统（Ⅳ1）、洼地汇流型局部地下水流系统（Ⅳ2）和湖泊汇流型局部地下水流系统（Ⅳ3）。滞流地下水流系统可分为浅部滞流地下水流系统和深部滞流地下水流系统。各级水流系统及盐分迁移特征带与地貌位置对应关系大体如表7-1。

表7-1　西北内陆干旱盆地盐分迁移特征带与地下水流系统对应关系


图7—1　内陆干旱盆地地下水形成演化模式

（a）初期；（b）中期；（c）后期
1—盐分行移分带；2—水流系统类型；3一水流系统界线；4—弱透水层；5—溢出泉；6—舌状淡水体

1.模拟计算的区域
郑州矿区岩溶地下水系统受自然条件和地质构造控制，具有独立的水文地质单元，东西向牛店断层将矿区分为南北两部分，由于牛店断层的阻隔，形成了两个相对独立的次级水文地质单元。本次研究主要以煤矿较集中的北部单元为主。计算的区域尽可能以天然边界为界。其范围为：西部以分水岭为界，地上分水岭与地下分水岭一致，位于五指岭断层-塔水磨-屈峪一线；北部以荥密背斜为界，位于梵村-邢村-水磨村一线；南部以牛店断层为界；东部以岩溶发育下限为界，位于西湖垌-张沟-煤窑沟-崔岗一线。计算面积约为552km2。
2.含水层的概化
（1）含水层结构概化：计算区域的含水层主要为寒武系和奥陶系碳酸盐岩组成的含水层。第四系含水岩组在区内零星分布，且水量极少，难以构成供水水源，并对煤炭开采威胁不大，计算时忽略不计。因石炭系中统本溪组以泥岩为主，与下伏马家沟组灰岩成平行不整合接触，因此，石炭系、二叠系砂页岩含水岩组由于其底部有较厚的隔水层，与岩溶地下水难以形成面上的水量交换，其水量交换仅通过断层进行线或点交换，这种水量交换可通过点源或线源处理。故本次研究的含水层由寒武系、奥陶系碳酸盐岩组成，碳酸盐岩含水层在裸露区为潜水含水层，隐伏区为承压含水层。
碳酸盐岩含水层，由于其岩性不同，所处的地质构造单元不同，以及地下水径流条件的差异，区内岩溶发育的程度也不同，因此，研究区内不同地段含水层的渗透性能也不同，含水层为非均质含水层。其非均质性用含水层参数（T、μ）分区概化处理。根据勘探试验获得的含水层参数值作成参数分区图，给出各区的参数均值作为数值计算的初值，经过模型调试和识别，最终将试验参数系统转化为模型参数系统。
（2）边界条件的概化：主要以自然边界为隔水边界。
东部边界：以奥灰埋深600m一线为界，由于600m以下岩溶不发育，概化为隔水边界。
西部边界：以老变质岩、前寒武系与寒武奥陶系地层的接触带为分界线，由于老变质岩和前寒武系地层的富水性与寒武奥陶系地层相比小的多，可忽略不计，所以该边界可概化为零流量边界。
南部边界：以牛店断层为界，其南盘下降，北盘上升，牛店断层东段最大落差达600m，奥陶系地层与石炭二叠系地层对接，西段落差小，有水量交换，故牛店断层东段概化为隔水边界，西段概化为弱透水边界。
北部边界：以荥密背斜为界，由于轴部隆起，该背斜轴部地层由元古界老变质岩地层组成，所以该边界概化为隔水边界。
3.汇源项的处理
（1）大气降水入渗补给量：碳酸盐岩含水层裸露区和半覆盖区均接受大气降水入渗补给。降水入渗补给条件的不均匀性用入渗分区概化处理。依据有关降水入渗资料，并参考包气带岩性、潜水位埋深、地形、植被等因素，做出全区降水入渗系数分区图，分别给出各区降水入渗系数平均值，加在模型对应的剖分网格单元上。根据各区面积、降水量、降水入渗系数来计算降水入渗补给量。
郑州矿区岩溶地区包气带厚度大，当降雨量较小时，难以补给地下水，所以当月降雨量小于20mm时，不计入有效降雨量。
（2）地下水开采量：研究区内地下水开采比较集中，主要有新密市水厂、矿务局水厂以及各矿排水和其他零星的抽水井，剖分时尽可能将抽水井落在节点上，其开采量按实际调查的各单井逐月开采量加在与井位对应的网格节点上。
（3）河流渗漏量的处理：该区水系不发育，仅在计算区西部有双洎河穿过，该河为季节性短暂流水，有水时间短，所以河流渗漏量与降水一同考虑在内。
4.水文地质概念模型
经过对水文地质条件的各种概化处理，计算区域水文地质概念模型为非均质各向同性的灰岩含水层组成的具有二类边界条件无越流的平面二维渗流潜水过渡到承压水的含水层。

格尔木河流域地下水是一复杂的流动系统，用数值模型技术定量研究地下水问题，需对含水层介质、地下水运动状态、地下水补给与排泄过程、地下水与地表水的相互转化关系及空间分布等进行概化，以建立地下水数学模型。此外在概化和建模的过程中，还要考虑该地区的资料拥有情况及拟解决的主要问题，对地下水系统作出适度合理的概化。

一、模型区范围及边界条件

地下水系统的建模范围与研究区一致（图4-9），南以乃吉里电站水库大坝为界，北至东达布逊湖、新湖、大别勒湖，西至清水河与托拉海河之间的分水岭，东至红柳沟—白日其力沟之间的分水岭，为一独立完整的水文地质单元。研究区分布范围南北方向长112km，东西向宽72km，边界范围内有效面积5197km²。

格尔木河流域水资源系统具有典型的西北内陆干旱盆地的特征。河流出山后，穿过戈壁带强倾斜平原大量渗漏补给地下水，至细土平原区，地下水又以泉集河、沼泽湿地的形式溢出地表，最终达到终端湖泊。

研究区内的水资源变化情况主要取决于河流来水量、蒸发量、入湖量等。由于当地大气降水量小，其入渗所产生的地下水资源微乎其微，以至于可以忽略。本书中各种水资源频率，实际是指格尔木河的径流量来水频率。

图4-9 格尔木河流域水资源系统概念模型

（一）南部山前边界

南部边界位置以山区与平原区的分界线为界。该边界对水资源系统有影响的水文因素主要有：格尔木河入境流量（在地表水模型中进行概化）、乃吉里水库大坝河谷地下潜流、山前季节性沟谷洪水入渗以及基岩裂隙水侧向径流等。

乃吉里水库大坝地下潜流。严格地讲，该潜流受水库水位变动的影响，但考虑到水电站需要一定的运行水头，其水位的变化将被限制在一定的范围内，潜流随时间有一定的波动性。潜流量近似处理为不随时间变化的稳定流量，取年内潜流量的平均值。

季节性沟谷洪流入渗。该量仅在汛期产生，严格说并不是发生在边界上，而是在山前一定范围内渗入补给地下水，并每年的大小具有随机性，精确模型化该量较困难。考虑到该量远小于戈壁带格尔木河的渗漏量，加之山前冲洪积扇含水层极强的调节能力，以及水资源系统的重点研究范围在冲洪积扇中下部以北（重点研究区距山前洪水入渗区有10～20km以上），因此将该量近似等效处理为：入渗发生在研究区边界沟谷位置上，入渗量取多年平均值，忽略年际间的随机波动。此种概化虽有一定的随机偏差，但该量所占总水资源的比例份额小及含水层的强大滤波性，进行水资源评价或资源配置研究是可行的。

基岩裂隙水侧向径流。南部基岩山区的地层岩性，主要为侵入岩、元古界变质岩和泥盆系火山岩；山区沟谷深切，几乎排泄了全部的基岩裂隙水，因此基岩裂隙水的侧向流入量极小。据前人研究估计，仅有0.0058m³/s，其数量微乎其微。将该量处理为不考虑随时间的变化，取基岩边界上的平均值，均匀加到基岩边界上。

（二）北部湖泊边界

位置以察尔汗盐湖南侧平均水面周边为界。边界带附近地下水水力坡度平缓，径流缓慢。有少量地下水径流通过该边界流向湖区深部，向盐湖方向的径流受湖水位和边界水力坡度的控制。该边界向湖区的径流量近似处理为不随时间变化的流量边界，其大小取年内平均值。

（三）东西部分水岭边界

边界位置为流域边界地下水分水岭，西为清水河与托拉海河之间的地下水分水岭，东为红柳沟—白日其力沟之间的地下水分水岭。现状条件下为分水岭隔水边界，当研究区内水资源开发与调配引起分水岭有少量的变动时，根据不同地段含水层导水特征，近似估计出单位水头变化所引起的单宽流量变化值，以此值线性外推估计边界流入（出）量的变化。

（四）地下水顶部边界

地下水顶部边界（潜水面边界）最为复杂，影响因素多，地下水资源模型的优劣很大程度上取决于顶部边界的概化与处理的合理性。顶部边界与外界交换水量因素有：浅埋带地下水蒸发、河水渗漏、泉水溢出、渠系与农田灌溉渗漏、大气降水入渗等。除水位埋深较大地区的河水渗漏、渠系渗漏已达到极限渗漏与地下水位（或埋深）无关以外，其他顶部边界补排因素均受地下水位（或埋深）的控制。

依据该地区的试验资料，对各种补排因素简化成适当的经验公式，如蒸发与埋深之关系等，其中地下水位或埋深作为控制因子，由潜水面流入或流出的垂直交换量由相应的经验公式近似计算。对于缺乏试验资料的交换量，借鉴类似地区的试验或经验数据，分析给出经验公式，其公式中的具体系数，待模型识别时加以修正确认。

对于不受地下水位控制的各种交换量，根据试验或调查数据，给出交换量的时空分布，直接加到含水层潜水面边界之上。

研究区内降水量很小，对地下水补给几乎不起作用，此次研究中不考虑降水对地下潜水的补给。

（五）含水层底部边界

据前所述，研究区地下水循环，在空间上可进一步分为强烈循环带和缓慢循环带。强烈循环带分布在砾石平原大厚度潜水含水层、细土平原上部潜水含水层、浅层与中层承压水含水层中；缓慢循环带包括砾石平原深部的承压含水层、细土平原深层承压含水层以及盐壳湖沼平原250m以深的承压含水层。

缓慢循环带含水层埋藏深度大，其勘探试验资料甚少。考虑到缓慢循环带地下水循环量占总循环量的比例很小，并且地下水的开发利用深度主要发生在强烈循环带，因此近似取强烈循环带下界作为底部隔水边界；在山前砾石平原区，底部隔水边界取大厚度潜水含水层底板，细土平原区底部隔水边界取中层承压水含水层底界，盐壳湖沼平原以250m深度近似作为隔水底板。

上述处理方法实质上是忽略了深部相对少量的地下径流。一方面是深部勘探资料较少，无详尽的深部含水介质的结构与参数；另外由于其循环量比例很小，将其作为资源安全余量对待。

二、地下水补给与排泄要素

（一）地下水补给

1.南部山前边界补给量

南部山前边界补给包括：乃吉里水库渗漏量与河谷孔隙潜流量、季节性沟谷洪流渗漏量、基岩裂隙水侧向流入量。

河谷孔隙潜流量与乃吉里水库渗漏量：据前人资料，乃吉里水电站运行后，水库大坝以下河谷潜流量为1.1677×10⁸ m³/a。该量包括建库前的河谷潜流量0.4368×10⁸ m³/a与建库后的水库渗漏增加量0.7309×10⁸ m³/a。

季节性沟谷洪流渗漏量：利用多年平均径流深，对研究区南部山前边界的沟谷汇水范围进行计算，可得出各沟多年平均洪流量，总计为0.17×10⁸ m³/a；考虑到季节河沟在渗漏的过程中有部分与包气带损失与蒸发消耗，近似取经验值70％，即0.12×10⁸ m³/a作为地下水补给量。

基岩裂隙水侧向流入量：根据钻孔抽水试验数据，用补给带宽度法进行粗略估计，整个南部边界的裂隙水侧向流入量仅为0.0018×10⁸ m³/a。

由此三项合计，南部山前边界补给量总补给量为1.2895×10⁸ m³/a。

2.河道渗漏

据前“格尔木河渗漏特征”提及的河流渗漏统计规律，以现状年各月平均格尔木河流量与渠道引水量进行逐月计算，得出农灌枢纽以上的上部河段年总渗漏量为1.57×10⁸ m³/a；下部河段总量为3.13×10⁸ m³/a，总计为4.7×10⁸ m³/a。

格尔木河不同径流量、径流过程以及地下水位都会影响渗漏值，因此该量不是一常量。

3.灌溉干渠渗漏

从农灌枢纽向东西各有一条引水干渠，分别供东西农场的农业灌溉用水。20世纪80年代，东、西干渠总引水量为0.95×10⁸ m³/a。根据试验监测资料，干渠渗漏量占总引水量的9％～12％，取10％。即干渠渗漏量为0.095×10⁸ m³/a。2000年东西渠引水量为1.767×10⁸ m³/a，虽引水量提高了近一倍。由于渠道衬砌防渗，干渠渗漏量0.13×10⁸ m³/a，占总引水量的7％～8％。

4.渠系与田间灌溉渗漏

自引水干渠引出的水量，除灌溉耕地和林地外，还有部分弃水排向地表沟谷或低洼地带，后者消耗于大气蒸发。据格尔木市水利局经验数据，支、斗、农、毛渠与田间灌溉入渗总量，约占支渠毛引水定额的25％。由此计算，20世纪80年代渠系与田间灌溉渗漏量为0.24×10⁸ m³/a，2000年渗漏量约为0.45×10⁸ m³/a。

5.大气降水入渗

格尔木河流域深居内陆腹地，格尔木市多年平均降水量仅42.42mm/a，察尔汗盐湖则更低，几乎不会对地下水产生补给，忽略大气降水入渗，将其处理为零。

（二）地下水排泄

1.潜水蒸发

潜水蒸发取决于大气蒸发能力和毛管水的输运能力，前者与水面蒸发量有关，后者与地下水埋深、包气带岩性有关。当地下水浅埋带有植被时，会增加地下水的蒸腾量。1988年5月至1989年11月，青海柴达木综合地质大队建立了一简易蒸发试验场，对不同的地下水埋深、不同岩性进行了蒸发试验，得出不同岩性的蒸发试验初步成果（图4-10）。试验表明，最不易蒸发的岩性为粗颗粒岩性，如中粗砂、盐湖区地表疏松的盐壳土等；最宜于蒸发的岩性是亚砂土，当潜水埋深为3.0m时，淡水的年蒸发度仅20mm左右。因而确定该地区的极限蒸发埋深为3～3.5m。

除当地气象条件外，明显影响大气蒸发能力E₀（C，t）的因素还有表层土的含盐量与植被分布。据试验数据分析，有植被地段蒸发量是无植被地段的1.76～2.18倍（年内平均）（图4-11、图4-12），在生长期相差倍数更大。在咸水、卤水区，包气带表层盐分达到饱和结晶，使大气对咸卤水的蒸发能力大为降低；与淡水的蒸发能力比，两者可以相差数百倍。一般来讲，浅埋带地下水TDS越高，相差倍数就越大。

图4-10 潜水蒸发与地下水埋深关系图

图4-11 不同岩性蒸发曲线（据柴达木综合地质大队）1988.12至1989.11

图4-12 植被对潜水蒸发的影响（据柴达木综合地质大队）1988.12至1989.11

根据蒸发与埋深关系曲线特征，选择柯夫达-阿里维杨诺夫经验公式来近似描述蒸发规律。

柴达木盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中：ε（t）为潜水蒸发强度，随月份变化，m/d；E₀（C，t）为矿化水水面蒸发强度，取决于气象条件和盐分浓度，m/d；Δ为地下水埋深，m；Δ₀为地下水极限蒸发埋深，m，与岩性特征有关；m为量纲一指数，研究区近似取2。

在现状条件下，对研究区全年蒸发量进行统计计算，潜水蒸发总量为2.93×10⁸ m³。

在未来规划条件下，潜水蒸发量的数值将会随地下水埋深的变化而变化。

2.泉集河和沼泽溢出

在细土平原溢出带，地下水溢出地表形成泉群，泉水汇集成泉集河，是地下水最主要的排泄方式之一。其泉集河或汇集到东达布逊湖，或消耗于沿途蒸发。据20世纪80年代测流数据分析，总溢出量约为3.16×10⁸ m³/a（10m³/s）。

泉水溢出量受地下水位和地形的控制，当地下水位高出地表高程时，潜水溢出地表成泉，高差越大，流量亦越大。当地下水位低于地表时，泉水断流干涸。当未来水资源环境（地下水位）发生变化时，泉水溢出量将随之变化。

此规律可用数学公式近似描述：

柴达木盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中：W_S为泉水溢出强度，m/d；H₁为潜水地下水位，m；H_S为泉水溢出高程，m；α为泉水溢出系数，1/d。

3.地下水开采

格尔木市现状开采地下水主要用于城市生活和工业用水。共有五座水源地：市二期水源地、格尔木东水源地、青钾水源地、铁路生活区水源地和炼油厂水源地。均开采150m以浅的含水层。

格尔木地区的地下水开采量，自20世纪60年代以来是逐渐增加的，20世纪80年代，地下水开采量为0.18×10⁸ m³/a。1997年为0.32×10⁸ m³/a，2000年为0.398×10⁸ m³/a。

4.北边界侧向流出量

在研究区北部盐湖边界，地下水径流缓慢，径流量相对较小。据钻孔抽水试验资料得出的含水层导水参数，用达西定律估计边界径流量，通过地下水数值模型确认。

三、含水层概化

据前“地下水系统特征”、“含水层底部边界”论述，研究区含水层底界取为有限深度，山前砾石平原区，取大厚度潜水含水层底板为底部等效隔水边界；细土平原区，取中层承压水含水层底界为底部等效隔水边界；盐壳湖沼平原以250m深度作为等效隔水底板。

目前已有的勘测资料，都是以“含水层（组）”勘探思想进行整理和编图的，地质勘探报告文字及图件多针对宏观组合含水层，而非实际物理层。在实际水资源开发中，亦将相邻近的含水层归并为组或段进行开采。因此考虑到资料的局限性和实际开发条件，尤其是对流域级或盆地级的地下水系统，宜将含水层结构概化成归并后的宏观含水层，而不宜将含水层划分得过细。结合格尔木河流域平原区水文地质条件，将含水系统概化成以下宏观结构，其概念模型如图4-13。

图4-13 地下水含水系统模型结构示意图

山前砾石平原区为单层潜水模型层区；细土平原区和盐壳湖沼平原为双含水模型层结构，上为浅部潜水模型层，下为等效承压水模型层（模拟浅层承压与中层承压含水层综合导水能力），两模型层之间以等效半透水层将其分割（模拟承压水与上部潜水以及承压层组内部夹层的垂向等效阻力），承压水模型层水位代表浅层与中层承压水平均水位，径流量代表两层总通量。

四、模型参数概化

模型参数分为点、线、面、体参数，经概化后的地下水模型属于准三维流模型，仅有点、线、面参数。

点参数，如开采井等，仅需要加到对应的模型区域即可；线参数，如河流、泉集河、边界等，参数用分段常数法近似实现；面参数，如大气蒸发强度，模型层导水系数、给水度等，参数用分片常数法近似实现。

对于高浓度卤水区或TDS高的地区，地下水浓度变化使水的黏滞系数与密度发生变化，从而影响含水层的渗透性能与渗透系数的数值。欲较精确地解决这种问题，其数学模型会变得非常复杂。

根据该地区咸卤水的空间分布比较稳定，并宏观上不随时间变化。为简单起见，此次研究对咸卤水区做如下处理：咸卤水区中的渗透系数代表地层对当地咸卤水的通透能力，咸卤水区中水头代表当地咸卤水密度对应的水头，即地层的渗透系数与含水层水头均用当地咸卤水的等效值代替。由此，地下水的运动规律仍符合线性达西定律，其数学描述得以大为简化。

地下水系统：生命的水源
地下水，一种隐藏在地表以下的珍贵资源，滋养着我们的生命。它不仅为我们提供饮用水，还灌溉庄稼，支持生态系统。深入了解地下水系统至关重要，它将帮助我们保护和管理这种宝贵的资源。
地下水补给和流动
地下水来自降水。当雨水或融雪渗入地表时，它会填满土壤和岩石中的空隙。这些空隙逐渐形成一个充满水的区域，称为含水层。含水层不同，有些位于浅层，有些则埋藏得很深。
地下水在含水层中流动，就像河流在地表上流动一样。流动的动力是重力和含水层内的压力差。地下水从高处流向低处，最终在河流、湖泊或海洋等地表水体中出露。
地下水类型
地下水可以分为两种类型：承压水和非承压水。承压水被不透水的岩层困住，当钻探到时，它会喷涌而出。非承压水不受到顶盖的限制，它与大气相通，会随着含水层的水位升降而波动。
地下水的重要性
地下水是我们宝贵的资源，具有多种用途：
饮用水：地下水提供地球上约 40% 的饮用水。
灌溉：地下水约占世界灌溉用水的 20%。
工业用水：地下水用于各种工业流程，如制造和采矿。
生态系统支持：地下水为湿地、泉水和溪流等生态系统提供水源。
地下水面临的挑战
与任何其他资源一样，地下水也面临着挑战：
污染：地下水可以被化肥、杀虫剂、石油泄漏物和其他污染物污染。
过度抽取：过度抽取地下水会导致地表沉降、水质下降，甚至完全耗尽含水层。
气候变化：气候变化导致降水模式发生变化，可能会影响地下水补给。
保护地下水
保护地下水免受污染和过度抽取至关重要。我们可以采取以下措施来保护这种宝贵的资源：
合理使用：明智地使用地下水，仅在需要时使用。
预防污染：正确处理潜在污染源，如化学物质和废物。
监测和管理：监测地下水位和水质，并采取措施防止过度抽取和污染。
教育和宣传：提高人们对地下水重要性的认识，并鼓励保护措施。
总结
地下水系统是地球生命系统中至关重要的组成部分。它为我们提供饮用水、支持生态系统，并在我们经济中发挥着重要作用。保护地下水免受污染和过度抽取对于确保其可持续性至关重要。通过理解地下水系统并采取负责任的行动，我们可以为子孙后代保护这种宝贵的资源。

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霍山县15825488323： 如何理解地下水系统 - ？
娄促介宁： 地下水系统是个广义的泛指概念,不同学者从不同研究角度给出了各种定义,归纳起来可划分为二大类:地下水含水系统和地下水流动系统.地下水含水系统:是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的,具有统一水力联系的含水岩系.一个含水系统往往由若干含水层和相对隔水层(弱透水层)组成.含水系统中的地下水呈现统一水力联系.地下水流动系统:是指由源到汇的流面群构成的,具有统一时空演变过程的地下水体.

霍山县15825488323： 地球上的地下水是怎么形成的?？
娄促介宁： 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.

霍山县15825488323： 什么是地下水系统空间分布 ？
娄促介宁： 地下水系统的结构可以形象地概括为硬结构和软结构.硬结构指的是介质的空隙特征及其空间分布格局.它与地层的成因、岩相分布、地质构造及地貌特征有直接的关系.

霍山县15825488323： 什么叫地下水 - ？
娄促介宁： 地下水是指埋藏在地面以下,存在于岩石和土壤的孔隙中可以流动的水体.地面以下的水并不都是地下水.地面以下的土层可分为包气带的饱水带.包气带的土层中含有空气,没有被水充满,包气带中的水分称为土壤水.饱水带中土壤孔隙被水充满,含水量达到饱和,饱水带中的水即为地下水.常见的井水、泉水都是地下水.地下水分布广泛,水量也较稳定,是工农业和生活用水的重要水源之一.地下水的过量开采(开采速度大于其补给速度)会造成地下水位的大幅下降,引起地面沉降.地下水位过高会对农作物生长不利,会造成渍害,若地下水含盐量较高,则会产生土地的次生盐碱化.

霍山县15825488323： 什么是地下水?？
娄促介宁： 地下水是以各种形式埋藏在地壳岩石中的水.

霍山县15825488323： 什么是地下水 - ？
娄促介宁： 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.

霍山县15825488323： 地下水是如何循环的 - ？
娄促介宁： 地下水循环:指地下水的一个完整的补、径、排过程,补则是指地下水形成,地下水形成是由地表水或大降水入渗地下形成的,称之为补给源,径则是指地下水形成后在地下含水层系统中的运移,称之为径流,排则是指地下水通过种种方式又转化为地表水或大气水的过程,称之为排泄.其又分成浅循环、深循环及不循环.浅循环一般指,一个水文地质单元中流速快,百年内就可将含水层中(通常指浅层地下水含水层)地下水更新一次的地下水循环,深循环则是成百上千年或更长时间才能更新一次的地下水循环,不循环则是指不具有稳定补给源的地下水含水层中的地下水则不循环.

霍山县15825488323： 地下水从哪里来的? - ？
娄促介宁： 关于地球上水的形成, 有30多种说法, 大致可以归结为两类: 一类是原生说, 另一类是外来说.原生说认为, 宇宙的尘埃云凝聚成地球, 随着地球快速的自转, 含在熔融状态的原始物质里的水分便向地表移动, 最终逐渐释放出来; 当地球...

霍山县15825488323： 水资源开发利用应如何分析 - ？
娄促介宁： 开发利用么,无非是说明当地自产水量,过境水量,可利用水量,水质的问题,已经开发利用的问题,还有多少量能用,能用的量的水质对利用有无影响,以及退水和对第三者的影响吧,我考虑就这些.

霍山县15825488323： 地下水 运动特征 - ？
娄促介宁：[答案] 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.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,...