1、 中国的地下水 中国的地下水（groundwater of China） 影响和控制中国地下水形成的主要因素是地质及与其有内在关系的各种自然地理因素。由于中国独特的自然地理条件和地质构造特征，形成了各地区不同类型的地下水，特别是受昆仑秦岭巨型纬向构造带的影响，使中国地下水在区域分布上不仅南北有明显的不同，在东西方向上也有一定的差异。 地下水类型按其形成主要可分为下列 4 类： 松散沉积物中孔隙水。秦岭、淮河以北地区多分布有大型中、新生代构造盆地和平原，有巨厚的松散沉积，地下水蕴藏丰富，如松辽平原、黄淮海平原、塔里木盆地、准噶尔盆地、柴达木盆地等以及汾渭盆地、银川盆地、南阳盆地、河西走廊等，中国
2、南方则多为小型山间盆地和河谷平原，松散沉积较薄，含水相对较差。在北方西部多为内陆盆地，降水和常年积雪融化源源汇集于盆地边缘的巨厚砾石层中，在地下水溢出带形成绿洲，而盆地中心则远离水源，降水又少，多为沙丘覆盖。东部为平原地区，新老河道纵横，沉积了厚层的第四系松散沉积，地下水蕴藏丰富。在上述东部平原和西部内陆盆地之间的黄河中游地区，分布有巨厚的黄土沉积，形成中国独特的黄土高原黄土孔隙-裂隙水。 碳酸盐岩类喀斯特（岩溶）裂隙溶洞水。在南北方的分布有明显差异。北方喀斯特裂隙溶洞水主要发育在下古生代寒武、奥陶纪的石灰岩中，喀斯特水以大泉或泉群泄出。南方特别是中国西南地区的云、贵、川、粤、桂、湘、鄂等省区
3、，多分布在上古生代和下中生代的地层中，形成一系列的地下暗河和规模巨大的溶洞。 南北方浅层地下水（包括潜水与浅部微承压水）。南北方浅层地下水水质变化不同。北方地下水矿化度一般常大于 1 克/升，西北内陆盆地有时可高达几十克/升；而在秦岭以南的广大地区，矿化度多小于 1 克/升。此外在北方不论平原地区或大型内陆盆地，由山区到平原均具有较明显的地下水水化学水平分带与垂直分带，而在南方一些山间盆地中，这种分带现象极不明显。 多年冻土地下水。除在黑龙江省北部和新疆阿尔泰地区有少量永久冻土和季节冻土地下水分布外，在青藏高原出现世界中、低纬度地带少见的低纬度高海拔多年冻土地下水。 根据各地区含水岩层空隙性质
4、、地下水赋存状态和含水岩层结构的不同，可将地下水划分为 4 种类型：松散沉积孔隙水。喀斯特（岩溶）裂隙溶洞水。基岩裂隙水。多年冻土孔隙-裂隙水。 区域地下水分布特征可分为松散沉积物分布区地下水、喀斯特（岩溶）分布区地下水、基岩山区地下水和多年冻土区地下水 4 大类。 松散沉积物分布区的地下水又可分为以下 4 种： 东部平原区。包括松辽平原、黄淮海平原、长江三角洲及江汉平原等地区。砂砾石松散堆积厚达数百米甚至上千米，为地下水的赋存、运移，创造了有利条件。以河北平原为例，由山前到滨海一般可分为 3 大水文地质单元：太行山东麓与燕山南麓，由第四系砂砾石组成的冲、洪积扇群十分发育，含水层厚达 4060
5、 米，多为潜水或浅部微承压水，钻孔单位涌水量普遍大于 30 立方米/时米，最大可达 200 立方米/时米（即每小时水位下降 1 米的涌水量），水质良好，多属重碳酸钙（镁）型水，矿化度均小于 0.5 克/升，为极好的供水水源。中部冲积大平原，多由古河道和近代河道冲积形成，含水层主要为中细砂和粉细砂，单层厚度较薄，水量不大，但在深部常有 34 层颗粒较粗的承压含水层，单位涌水量一般大于 10 立方米/时米，为区内主要供水水源。滨海地区，主要为冲、湖积和海相沉积的互层，由细粉砂和亚粘土所构成，含水层多为透镜体状，水量普遍小于 1立方米/时米，矿化度大于 3 克/升，但在深部 100200 米以下，常
6、见有承压淡水。其他平原亦均与此类似，唯江汉平原地下水普遍含铁离子较高，并有由北向南递增趋势，最高平均含量达 10.8 毫克/升。长江三角洲共有 4 个承压含水层，分上下两组，中间有一较为稳定的粘土隔水层，上部两个承压含水层为海相和海陆交互相沉积，下部两个含水层均为陆相沉积，水量较大，水质较好。 西北内陆盆地及山前倾斜平原区。西北地区的几个大型内陆盆地，周边山区降水及常年积雪融水，通过潜流和渗流补给盆地。盆地周边广布有山前倾斜平原，其顶部一般为沉积巨厚的戈壁砾石层，地下水位埋深均在 50 米以下，河流出山后即潜入地下，至冲、洪积扇前缘溢出地表，形成绿洲。一般盆地南缘松散沉积物较北缘发育，如准噶尔
7、盆地在天山山麓前，沉积有厚达 300500 米的第四系砂砾石层，含水丰富，钻孔单位涌水量达 30 立方米/时米，水质良好，矿化度小于 1 克/升，地下水具有明显的水平分带与垂直分带特点。从戈壁带到绿洲带，地下水由埋藏很深的潜水过渡为多层结构的承压水，然后再到盆地中心的沙漠带。水量逐渐由大到小，水质由淡到咸，沙漠带淡水仅见于河流两侧。河西走廊在祁连山北麓形成巨厚的山前松散沉积，由于强烈的构造运动，使走廊平原被分割成南北向展布的两排小盆地，其总的特点是南部各盆地砂砾卵石的堆积较北部盆地宽广，厚度大，颗粒粗，地下水的质与量均好。 黄土高原区。黄土高原有的地方虽然严重缺水，但近年来调查证实以下地区仍有
8、较丰富的地下水源：河谷平原冲积层潜水。如泾河，祖厉河等河各地区，单井出水量可达1001000 立方米/日，一般埋藏较浅，便于开采。黄土塬区的地下水。含水层多为连续分布，如六盘山以东的董志塬，面积广阔平坦，常有蝶形凹地分布其间，有利于大气降水的汇集渗入补给地下水。一般塬面积愈大，富水程度愈强，距沟谷愈近，水位愈深，潜水常以下降泉的形式排入塬边的沟谷中，矿化度多小于 1 克/升。黄土塬下伏深层承压水。六盘山以东黄土层下主要为一套白垩纪地层，形成一向斜自流盆地，深层承压水广泛分布，范围大致在陕北安塞、宜君、彬县一线以西。东部含水层埋藏较浅，一般 100200 米，单井出水量可达 1000 立方米/日
9、以上。向西深度渐大，至环县、庆阳一带，深达 700850 米，水质变咸，矿化度 35 克/升。南部地区含水层顶板埋深 300500 米，单井出水量可达200010000 立方米/日，矿化度 12 克/升。 沙漠区。中国沙漠中常见的地下水类型有：沙丘潜水。其潜水水位一般小于 110米不等，随沙丘的高度而变深，如内蒙古库布齐沙漠，沙丘中含水层由粉细砂组成，厚度由沙丘边缘 12 米至内部增厚到 1020 米，钻孔单位涌水量小于 1 立方米/时米，水质良好。在丘间洼地，水位埋深可达 1015 米，水量较小。毛乌素沙漠中，沙丘含水层以中细沙为主，水位埋深 13 米，受季节影响较大，并与下伏的冲、湖积层有
10、密切的水力联系，或者构成统一的含水层，水量小于 10 立方米/时米，水质良好。沙丘下伏层孔隙水。在沙漠地区除沙丘淡水外，由于沙漠边缘地带埋藏有古冲积平原、古河湖平原等，故往往在沙丘下有较厚的早、中期第四纪堆积物，其来源或为山前冲、洪积层向盆地内的延伸，或为深入到沙漠腹地的河谷堆积以及沙丘覆盖下的冲、湖积层，其中常有淡承压水分布，如毛乌素沙漠东北边缘，在透水性较差的侏罗纪沙质泥岩上，覆盖有较厚的冲、湖积层，形成泉群，泉水流量每小时达数十立方米，水质良好。此外在准噶尔盆地的古尔班通古特沙漠，沙丘下普遍分布有高水头的淡承压水，在巴丹吉林和乌兰布和沙漠，也有类似情况。喀斯特分布区地下水即喀斯特裂隙溶洞
11、水，又可分为裸露及半裸露型和隐伏型 2 种： 裸露及半裸露型喀斯特（岩溶）裂隙溶洞水又可分为以下 3 种类型：峰丛峰林裂隙溶侗水。多分布在两广及云贵。如广西由中泥盆纪至下三叠纪碳酸盐岩层总厚度达 8000 余米，出露面积占全区总面积的 40，桂林地区有 80的溶洞发育于上泥盆纪的融县灰岩中，有无山不洞之说。贵州由下古生代至中生代的岩层总厚度近万米，出露面积约占全省面积的 70。此外，地下暗河广泛发育，仅广西一区流量大于 100 立方米/时的地下河即有百余条，枯水总流量约为 36 万立方米/时，如都安地区地下河系长达 50 余公里，补给面积1000 多平方公里，洪水期最大流量为 140 万立方米
12、/时，枯水期最小流量为 1.4 万立方米/时。贵州独山南部地下河系长 40 公里，补给面积近 350 平方公里，出口处枯水流量为4320 立方米/时。此外，在中国南海的西沙群岛，珊瑚灰岩发育广泛，厚达 900 多米，钻孔单位涌水量 24 立方米/时米，但矿化度高达 30 克/升。喀斯特丘陵溶洞裂隙水。主要分布在长江中下游，如四川东部及南部碳酸盐岩层总厚度达千米左右，喀斯特现象十分发育，溶洞大者高可达 30 米。在南部长兴灰岩中有一地下暗河流量达 4212 立方米/时，泉流量最大为 432 立方米/时，但随季节的不同流量变化很大，如湖北南津关灰岩中的白马洞泉汛期流量为 228 立方米/时，旱季则
13、减少为 0.072 立方米/时；发育在石龙硐灰岩中的鲤鱼潭，汛期最大流量为 1404 立方米/时，旱季则仅有 10.8 立方米/时，相差悬殊。喀斯特山地裂隙溶洞水。主要分布于黄河流域，在东北和西北亦零星可见。地表喀斯特现象不很显著，以大型喀斯特泉群出露为其主要特征。但因补给区范围广阔，泉水流量大而稳定，如太行山中段的娘子关泉群，泉域面积达 4480 平方公里，流量为 916 立方米/秒；山西平朔神头泉，泉域面积 2910 平方公里，流量为 79 立方米/秒；河北峰峰黑龙洞泉，泉域面积 2140 平方公里，流量达 69 立方米/秒；山东济南附近有百余处泉水出露，总流量为1.4 万立方米/时。 隐
14、伏型喀斯特（岩溶）裂隙溶洞水又可分为以下 2 种类型：浅埋型隐伏喀斯特裂隙溶洞水。多分布于中国南部与东部地区，如广东的广花盆地和湖北江汉平原东北部，钻孔单位涌水量为 0.3628.1 立方米/时米。山东淄博盆地中共有 3 层隐伏的碳酸盐岩层，其中第 1 和第 3 层的裂隙喀斯特水较为丰富，钻孔单位涌水量为 72 立方米/时米，属硫酸钙型水。此外在粤北、江西、湖南、湖北、淮北及太行山山前等地亦均有分布，水量一般较丰富。深埋型隐伏喀斯特裂隙溶洞水。主要分布在四川盆地和华北平原的下部。在四川盆地巨厚的红色岩层下隐伏有多层的二叠、三叠系石灰岩承压含水层，多为高矿化度的盐水及盐卤水，单井出水量可达 12
15、2 立方米/时。华北平原在深埋的寒武、奥陶系灰岩中亦蕴藏有较丰富的喀斯特裂隙溶洞水。 属基岩山区地下水的有岩浆岩、变质岩、碎屑岩、玄武岩等岩层中的地下水，主要含水类型为基岩裂隙水，仅在局部碎屑岩中有孔隙-裂隙水。 岩浆岩为主的裂隙水岩浆岩类浅部常含有风化裂隙潜水。多分布于东北大小兴安岭及长白山地区，为华力西期的花岗岩及火山岩类，水质良好，但泉水流量较小。在中国东南沿海广布的为侏罗纪火山岩及燕山期花岗岩，泉水多以下降泉沿微弱的风化带出露，流量0.30.9 立方米/时，浙东火山岩地区泉水较多，流量为 0.13.6 立方米/时；粤东裂隙发育，风化层较厚，泉水流量为 13 立方米/时，在局部构造破碎带
16、可达 30 立方米左右。 变质岩为主的裂隙水主要分布在西北的天山、昆仑山、祁连山及秦岭山区及东南沿海的变质岩带，地下水常埋藏于构造裂隙带中。西北山地泉水出露较多，在天山流量一般为530 立方米/时。闽北、闽西及江西等地变质岩类含水微弱，泉水流量多小于 3 立方米/时。若变质岩中夹有大理岩时，常有层间裂隙水，如安徽合肥的龙泉流量达 2.7 立方米/时，水质良好，均为低矿化的重碳酸盐型淡水。 碎屑岩为主的裂隙水多分布于西北的一些山区，内蒙古高原及藏东、川西等地。在新疆的阿尔泰山、准噶尔西部山地均分布有不同地质时代的碎屑岩类，泉水流量 530 立方米/时，水质良好。天山北麓山前地带主要为承压水，局部
17、自流，钻孔涌水量大于 10 立方米/时，矿化度随深度而增高，祁连山和秦岭山地主要为泥岩、页岩、砂岩及砂砾岩互层，富水中等，在构造与地貌条件控制下，形成很多小的山间自流盆地，泉水流量为 530 立方米/时，若出露于断裂带上则可达 80 立方米，水质良好，矿化度小于 1 克/升。鄂尔多斯高原和陕北属于中、新生代构造盆地，侏罗系分布广泛，白垩系及第三系砂岩，砂砾岩含水层水量较丰富，水质良好，但至陕北高原西部含水层逐渐变薄，矿化度增高，水质变差。在藏东、川西山地和四川盆地中广布有轻变质的中、新生代砂页岩、砾岩等，地下水多富集于砂岩裂隙和层间裂隙中，在山区的构造盆地中，常在薄层松散沉积物覆盖下的碎屑岩中
18、形成自流盆地，水量一般不大。四川褶皱地带浅部普遍富集自流水，水头高度一般不超过 20 米，自流量 11 立方米/时左右。在台湾中央山地及其毗连的丘陵地区，也有中新生代碎屑岩分布，一般含水程度较差，属弱矿化的重碳酸盐型水。 玄武岩类地区的孔隙-裂隙水中国从晚第三纪至第四纪早期的玄武岩喷发，主要分布于吉林东部、内蒙古、雷州半岛、滇西及澎湖列岛等地。玄武岩在形成过程中常伴随有发育良好的柱状节理和产生气孔构造，为地下水的蓄集提供了良好的场所。吉林东部玄武岩出露于地势低洼的河谷中，受降水及地表水的补给，属中等富水。内蒙古熔岩台地玄武岩直接覆盖于第三系红土或第四系粘土层上，往往沿古沟谷形成富水地段。雷州半
19、岛玄武岩与松散砂层呈互层为底部的古风化红士层所隔，成为被玄武岩所穿插的自流盆地，其中浅部为潜水，下部为承压水，水质水量均佳。澎湖列岛表层有玄武岩分布，底部为砂、页岩互层，降水通过玄武岩的风化带渗透补给到底部岩层中，具有透水而不含水的特征。 最后为多年冻土区地下水。中国的多年冻土区地下水可分为高纬度山地多年冻土地下水及中、低纬度高原多年冻土地下水，前者主要分布在黑龙江省的大、小兴安岭及新疆阿尔泰山地等，黑龙江省北部由北往南冻土由连续分布渐变为断续分布的岛状冻土，冻土层厚度由 120 米渐减至 30 米左右，地下水按埋藏条件由上至下可分为冻结层上水，水质较好，水量不大；次为冻结层间水，主要埋藏于冻
20、土层内的融区，含水层厚度变化不大，水量较小；最下为冻结层下水，多属承压水，质好量大，钻孔单位涌水量小于 13 立方米/时米，是较为可靠的供水水源。中、低纬度高原多年冻土地下水主要分布在天山、祁连山及青藏高原，冻结层上水普遍分布，多在地形相对低洼或山坡地带，水质好但水量较小。冻结层下水具有承压性，一些断陷谷地和盆地，往往为冻结层下水富集的良好场所，如位于唐古拉山北侧的温泉断陷谷地，在厚约 1015 米的多年冻土层下，承压水或自流水分布普遍，钻孔涌水量为 10.8 立方米/时，属重碳酸、硫酸、钙（镁）型水，矿化度小于 0.5 克/升。 热水与矿水中国出露地面的温泉和矿泉即有 2600 多处。热、矿
21、水有从内陆向东南沿海地区和云南及青藏高原温泉数量逐渐增多，水温逐渐增高的趋势。仅粤、闽、台 3 省就有温泉 500 多处，温度多在 5060以上，属中、高温热水。广东东山湖温泉区已发现有104的高腾冲火山温泉温热水，福州市钻孔孔口水温达 98，台湾屏东温泉高达 140。云南温泉最为集中，计有 480 处左右，仅滇西著名的腾冲火山温泉，在南北长 115 公里，东西宽 55 公里的范围内，即有温泉 50 多处，最高温度 105110，有些属间歇性喷泉。西藏高原也分布有许多高温间歇性喷泉，水温在 80以上（相当于当地水的沸点），著名的羊八井温泉属高温气泉，水温 92。在雅鲁藏布江中游两岸均有大量温泉
22、出露。四川热水分布多集中盆地东部及西部的边缘山地，计 250 多处，东部多中、低温热泉，如重庆市的南、北温泉，水温 3741；西部则分布于甘孜、理塘、康定、西昌和会理一带，以中、高温较多，如甘孜气泉 96，康定 92。其他较集中的地区还有湖南 70 多处，最高温度91；江西 50 多处，水温 82；辽东半岛 60 多处，水温多在 50以上；山东半岛的东部，温度高达 96。此外在太行山、吕梁山、秦岭东段、渭河谷地等均有温泉出露，如著名的陕西临潼华清池，水温 50。在天山北麓、昆仑山、青海东部等地也有不少温泉出露，如青海贵德热水沟温泉，水温达 93.5。 在中国许多大平原如松辽平原、黄淮海平原、江
23、汉平原、江淮平原、四川盆地、柴达木盆地等，都发现了丰富的地下热水，在四川、柴达木等内陆盆地中还发现有高矿化的浓热卤水，矿化度高达 350 克/升以上，含有碘、溴、硼、锂、铷、铯、锶、钡等微量元素。 中国的冷矿水主要分布在东北长白山脉，大、小兴安岭及内蒙古高原，青海东部等地，大多为碳酸泉，如黑龙江省的五大连池冷碳酸矿水，游离 Co2含量达 1475.51760 毫克/升；内蒙古高原在下白垩系和第三系的含碳质岩层中有较广泛的分布，游离 CO2含量一般均在 350 毫克/升以上。其他还有吉林的药水泉、辽宁的皮子窝矿泉、甘肃的白浪沟矿泉。台湾省也有 20 多处冷矿泉。综上所述，中国大致可划分为以下 6
24、 个地热构造带：滇、藏地热带；台湾地热带，多为高温水与湿蒸气型为主的地热田；东南沿海地热带；郯城庐江断裂地热带，北起黑龙江省，经辽、吉向南至山东、江苏，为中国东部主要地热带，江苏东海温泉区钻孔水温 94（孔深 545 米），地热梯度 3.424.57/100 米；川滇南北向地热带；祁吕弧形地热带，自河西走廊、甘肃中部到太行山地区，包括汾渭谷地等，一般多为低温热水。 地下水的开发利用中国是世界上开发利用地下水最早国家之一。水井的开凿利用（浙江省余姚县河姆渡村的木结构水井）可上溯到 5700 年前的仰韶文化时期。汉朝四川自贡地区在中生代坚硬岩层中开凿了深达百米以上的自流井以汲盐卤水，比法国和意大利
25、 12 世纪出现的自流井至少要早千年。中国西北干旱地区的“坎儿井”有悠久的使用历史，一直延用至今仍不失为当地引用地下水灌溉的有效方法。中国地下水年径流量约为 8288 亿立方米，20 世纪 50 年代以来，各地区均已不同程度地开发利用了地下水作为城市生活用水和工农业用水的主要水源。如河北平原自从大力发展井灌以来，已成井 40 多万眼，年开采地下水量约 100 亿立方米，井灌面积 200 多万公顷，占全区水浇地面积的 60，耕地面积的 1/3以上，基本上实现了机井化和井渠双保险。此外，在解决缺水山区人畜供水、发展草原畜牧业供水、沙漠地区的开发治理，以及滨海及沿海岛屿地区、西北黄土地区、南方红层分布地区、喀斯特缺水地区等的工农业供水问题，都取得了较显著的进展。在区域水文地质普查方面，中国绝大多数地区均已完成了 1：20 万或 1：50 万比例尺的测绘工作，获得了地下水的基础资料。在水资源计算，热、矿水的综合利用，环境保护和防止地面沉降方面也都有了良好开端。
