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1、水 文 学 基 础,第6章 地下水,1.概述,2.地下水的理化性质,3.地下水的运动,4.地下水的类型,Hydrologic Science,地下水：指埋藏在地面以下岩土空隙中的水体，包括气态的、液态的和固态的水,地下水是自然界水体存在的一种重要形式，也是自然界水量的重要组成部分,一、岩土的空隙,自然界的岩土，无论是松散的沉积物还是坚硬的岩石，皆具有大小不一、多少不等和形状各异的空隙。通常将岩土空隙的大小、多少、形状、联通程度以及分布状况等性质统称为岩土的空隙性,1 概述,岩土的空隙是地下水存在的空间、容器。饱水岩土是指岩层的孔隙或裂隙被水饱和的岩土。非饱和岩土中，除了地下水外，还有地下气体,

2、岩石的空隙包括溶隙(地下岩溶洞)、岩体裂隙(节理)和岩石内部的孔隙；而土体一般只考虑孔隙,1)溶隙 地下水和有些地表水长期溶解可溶性岩石而形成的较大体积的一种特殊空隙。岩溶洞(喀斯特Karst)是很大的地下岩体空隙，除了已干枯的外，岩溶洞常常是地下水大量埋藏的地方，往往形成地下河流或湖泊。有的岩溶洞则相当于不规则的地下承压水管线,1 概述,衡量溶隙多少的定量指标是岩溶率,Vk 岩石中溶隙的体积(m3)；V 岩石的总体积(m3); nk 岩石的岩溶率、溶隙率,2)裂隙 存在于坚硬岩石中的裂缝状空隙。衡量裂隙多少的定量指标为裂隙率,Vf岩石中裂隙的体积(m3）；nf岩石的裂隙率,1 概述,3)孔隙

3、 松散岩石或土体是由大小不等的颗粒组成的，在颗粒或颗粒集合体之间普遍存在着孔隙。 衡量孔隙多少的定量指标为孔隙率（度,Vv岩石或土体中孔隙的体积(m3)；nv岩石或土体的孔隙率,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、颗粒的形状和胶结的状况等,1 概述,常见堆积物和岩石的孔隙率,岩石与水作用时，表现出不同的容水性、持水性、给水性、透水性等特性，这就是岩石的水理性质,二、岩石的水理性质,1 概述,1.容水性 指在常压状况下岩土空隙能够容纳水量的性能,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率、裂隙率或岩溶率相等。但对于具有膨胀性的

4、粘土来说，充水后体积扩大，容水度可以大于孔隙率,1 概述,通常用容水度(wn)来衡量岩石容水性的大小。 容水度就是在常温常压的自然条件下，单位体积岩石中其空隙所能容纳水分的最大含量。也就是说，容水度是岩土容纳水的最大体积(vn)与岩土总体积(v)之比,2.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，通常以持水度表示。 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。 在重力影响下，岩石空隙中尚能保持的主要是结合水。因此，持水度实际上表明了岩石中结合水的含量。岩石颗粒表面面积愈大，结合水含量愈多，持水度愈大。颗粒细小的黏土，总表面

5、积大，持水度就大。砂的持水度较小，具有宽大裂隙或溶穴的岩石，持水度更小,1 概述,3.给水性 在重力作用下，饱水岩石能够自由流出一定水量的性能，为岩石的给水性，通常用给水度来表示其大小。 给水度是指在单位饱和岩土体积中由于重力作用所能释放出的水量份额，或定义为在某个饱和岩土体积中，依靠重力所能释放的重力水体积与该岩土的体积之比。 颗粒较粗的岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小,1 概述,4.透水性 岩土体因有空隙而可透过水的性能称透水性。衡量透水性的定量指标是渗透系数。 岩石透水性的好坏，首先决定于岩石空隙的大小、形状、多少、连通程度。粘土的孔隙度有时虽然可达50以上，但透水性很差，砂的孔隙度

6、一般只有30，但孔隙大，故透水性良好。给水度的大小在很大程度上可以反映透水性的好坏,1 概述,三、岩土层的宏观水文特性,岩土的透水性决定于岩土中空隙的大小、数量和连通程度。岩土按其透水性的好坏分为透水岩土、半透水岩土和不透水岩土三类。 1、隔水层 不能给水或不透水的岩层称为隔水层。 含水层与隔水层是相对而言的，其间并无截然的界限和绝对的定量指标,1 概述,2、透水层 能够允许地下水在重力作用下流动的岩土层就是透水岩土(有时包括半透水的)，这类岩土层称作透水层；当透水层被水充满时就称为含水层。 3、含水层 可以储存和供给并透过相当数量水的岩土层称为含水层。含水层的形成，需要岩层具有蓄水的空间，存

7、水的地质结构和充足的补给来源，三个条件缺一不可,1 概述,包气带,1 概述,一般情况下，从地表向下、第一个稳定隔水层以上，土层可以分为两个不同的含水带,潜水面之下，土壤处于饱和含水量状态，是土壤颗粒与水分组成的二相系统，称为饱和带或饱水带,潜水面以上，土壤含水量未达到饱和，是土壤颗粒、水分、空气同时存在的三相系统，称为包气带或非饱和带,1 概述,包气带内，接近潜水面处存在毛管上升带，接近地面处存在毛管悬着水带，位于两者之间为中间带。但值得注意：悬着毛管水带只有在地面供水时才出现,某些地区土壤中并不存在潜水面，因此也就不存在饱和带。这时不透水基岩即隔水层以上整个土层全属包气带,在特殊情况下，当潜

8、水出露地表，或不透水基岩出露地表时，包气带厚度为零，也就是不存在包气带,四、地下水的来源与出路,地下水的来源包括：降水入渗；河流、湖泊、沼泽等水体的侧向或纵向补给；地质史上岩石封存的水；结晶水等。 地下水主要来自大气降水和地表水的下渗，小部分来自水汽在地下岩土中的凝结。 地下水的出路包括：蒸发；与河流、湖泊等水体的水交换；人类的开采,1 概述,1、温度 地下水的温度因自然条件不同而不同。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、地温有一定的关系，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12,TH 为H 深处地下水温

9、度；TB 为该地区年平均气温；H 为地下水深度；h 为地温年恒温带深度(20-130m)；G 为地热增温率（33m,2 地下水的理化性质,一、地下水的物理性质,地下水的温度变化较大，高的达到100以上，低的只有-5左右。地下水温度的差异，主要受各地的地温条件所控制，通常随埋藏深度不同而异，埋藏越深水温越高。埋藏深度不同的地下水，还具有不同的温度变化特点。埋深35m，即日常温带内的地下水，具昼夜变化规律。埋深550m的地下水，即年常温带以内，具年变化规律。年常温带以下，地下水温度随深度增加而增高，其变化规律取决于地热增温率。 地热增温率是指在年常温带以下，温度每升高1度所需增加的深度，单位为m。

10、整个地壳的地热增温率的平均值为33m,2 地下水的理化性质,泉水： 冷泉（20）； 温泉（2137）； 热泉（38 42 ）； 高温泉（43）； 沸泉（当地沸点,地下水： 0 过冷水； 020 冷水； 2050 温水； 50 热水,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，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呈浅黑色，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,2 地下水的理化性质,3、透明度 地下水的透明度取决于水中所含盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透明度可以分为透明、微混浊、混

11、浊和极混浊四级,4、比重 地下水的比重取决于水的温度和水中溶解的盐类。地下淡水的比重常常接近于1，溶解的盐分愈多比重愈大，一般最大可达1.21.3t/m3,2 地下水的理化性质,5、嗅感和味感 取决于地下水的化学成分和溶解的气体。如H2S的臭鸡蛋味、有机质的鱼腥味；含氯化钠的水味咸，而含氯化镁或硫化镁的水则昧苦，含碳酸氢钙、碳酸氢镁Ca(HCO3)2、Mg(HCO3)2常常有甜味，含CO2多则清凉爽口。 味道的明显程度与温度有关，低温时不明显，温度在2030时味最显著,6、导电性 地下水导电性取决于所含电解质的数量与性质。离子含量愈多，离子价位愈高，则水的导电性愈强。此外，温度对导电性也有一定

12、的影响,2 地下水的理化性质,二、地下水的化学性质,自然界有的岩石(如石灰岩、白云岩)可溶于水，因此地下水不是化学纯水，而是复杂的混合溶液。地下水中包含有几十种元素，其中主要成分有四类： 离子状态：阴离子Cl-、SO42-、HCO3- 阳离子：Na+、K+、Ca2+、Mg2+ 、H+ 化合物状态：Fe2O3、Al2O3等 气体状态：N2、O2、CO2、CH4、H2S等 一般以阴阳离子来表征地下水的化学类型。若地下水主要阴离子成分为HCO3-、阳离子为Ca2+时，称为碳酸钙型水；若主要阴离子成分为SO42-、阳离子为Na+时，称为硫酸钠型水,2 地下水的理化性质,1、气体 地下水中溶解的气体主要

13、有CO2、O2、N2、CH4、H2S，还有少量的惰性气体和H2、CO、NH3等，这些气体的来源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和碳氢化合物等气体即属此类。 （2）空气溶解成因的气体：由空气进入岩石圈和地下水中直接溶解形成，如N2、O2和惰性气体,3）放射性成因气体：由放射性元素蜕变形成，如氦(He)、氩(Ar)、氡(Rn)、钍(Th)、氙(Xe)等,2 地下水的理化性质,4）化学成因的气体：一部分是在常温常压下化学反应过程中天然形成的，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形成的，包括

14、CO2、H2S、H2、CH4、CO、N2、HCl等,CO2、O2是地下水中的主要气体。氧主要是从大气进入水中、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，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-化学反应，对地下水化学成分和元素迁移带来巨大的影响,2 地下水的理化性质,2、氢离子浓度 水的酸碱度主要取决于水中氢离子浓度，氢离子浓度一般用pH值表示(pH=-lgH+)。根据pH值可将水分为,地下水的氢离子浓度主要取决于水中含有HCO3-、CO32-和H2CO3的数量。自然界中地下水的pH值绝大多数情况下都在6.58.5之间。 酸性地下水可

15、分解水泥及混凝土中的CaCO3，造成酸性侵蚀。因此氢离子浓度可作为地下水酸性侵蚀性的指标,2 地下水的理化性质,一般地，泉水的PH值在6.857.0之间，基本为中性；河水、溪水、自来水PH值在7.8以上，为弱碱性水。河水、溪水PH值较高，主要是受地表植被影响，植被能够释放植物生物碱，提高了水的PH值。 PH值还是水质净化的重要控制指标。我国的饮用水PH值标准定为6.5-8.5。过低的PH值会腐蚀金属管道和容器，过高则容易引起结垢，影响加氯消毒效果。酸性水促进金属溶解，对金属有腐蚀性，因而有可能引起金属急慢性中毒；碱性水能促进金属的析出，影响水的感官性状，也有腐蚀作用,2 地下水的理化性质,人体

16、需要弱碱性水！ 营养专家指出，弱碱性水有利于预防人体体液酸化，维持酸碱平衡。人体的衰老过程其实就是体液的酸化过程。婴儿时人体血液呈弱碱性，pH值为7.35-7.45，中年时7.25-7.35，老年时7.20-7.30。这是由于肉食、油腻和环境污染等的影响，人体体液随着年龄的增长而逐渐转为酸性。饮水的功能不仅在于解渴降暑、补充体液，更承担着维护健康、调节人体酸碱平衡的重任,2 地下水的理化性质,纯净水不适合长期饮用！ 纯净水是使用反渗透膜将水中99%以上的矿物质除去，加工生产的一种人造水，自然界不曾有过，对人体细胞来说是个“异物”。纯净水在失去矿物元素以后，它的水结构和功能也发生了相应的变化。水

17、分子过分串联，变成线团化结构，成为大分子团水，不仅不易通过细胞膜被人体吸收，相反，细胞内的离子还会逆向渗透到细胞膜外侧，进到纯净水的线团中，致使人体内有益的生命元素向体外流失。有些敏感的人感觉纯净水越喝越渴，长久下去感觉四肢无力，降低了人的免疫功能。 美国环境保护署（EPA）的研究表明，纯净水不含矿物质，是一种活跃的吸收剂，当它与空气接触时，会吸收空气中的二氧化碳，迅速溶解后变成酸性。饮用纯净水越多，人体的酸性物质就会越多。所以说，纯净水是一种功能退化、异化的水，是一种不健康的水,2 地下水的理化性质,3、地下水的总矿化度和硬度 (1)总矿化度 指水中离子、分子和各种化合物的总含量。通常以水烘

18、干后获得的残渣量来确定，单位为克/升。矿化度表明了水中含盐分的多少，矿化度高，说明地下水的循环条件差，盐分大；矿化度低，地下水的循环条件好，盐分小,根据矿化度的大小，天然水可以分为五类,2 地下水的理化性质,当水煮沸时，一部分钙镁离子的碳酸盐因失去CO2和H2O而成为碳酸盐沉淀，沉淀部分的Ca2+、Mg2+叫做暂时硬度。总硬度减去暂时硬度即为永久硬度（即水煮沸后仍然溶解在水中的Ca2+、Mg2+的数量）。 通常有两种方法表示水的硬度：一是“德国度”，以1升水中含10毫克CaO为1度；二是用每升水含有Ca2+、Mg2+离子的“毫克当量数”来表示，1毫克当量硬度等于德国度2.8,2）硬度 水中钙、

19、镁离子的总量称为水的总硬度,2 地下水的理化性质,根据水的总硬度可以把水分为五类,2 地下水的理化性质,地下水因重力作用，在岩土空隙中的运动，称为渗透或渗流。其运动形式，随水流速度不同而分为层流运动和紊流运动两种形式。 地下水在岩石空隙中的运动速度要比地表水的速度慢得多，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,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(流束近于平行)地流动,3 地下水的运动,层流运动遵循达西(H.Darcy)直线渗透定律,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(流束相互混杂)，称为紊流运动,v为渗透流速；Q为

20、流量；A为水流截面积；K为渗透系数；I为水头梯度。可见，渗透流速v或渗透流量Q与水力坡度I成正比,水头梯度(水力坡度)，就是水流沿渗透路径方向流动时产生的总水头的损失率，即渗透单位长度L水头高度H的减小率,3 地下水的运动,非直线渗透定律(克拉斯诺波里斯基，1912,式中m的变化范围为12，当m1时，即为达西定律；当m2时，为非直线渗透定律,混合流,即渗透流速与水力坡度的1/2次方成正比,有时地下水的运动状态介于层流与紊流之间，称为混合流运动。其运动规律可以用下式表示,当地下水流速较大( )时，其运动主要就是紊流运动，遵循非直线渗透定律,3 地下水的运动,在自然条件下，地下水流速较小，其渗透速

21、度一般都小于1km/d，因此可视为层流运动。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,地下水的运动形式：以层流为主、紊流次之,研究地下水的运动规律，有助于探讨地下水工程问题。如地下水引起的渗透破坏问题(流土与潜蚀)、人工降低地下水位引起地面沉降(地下水开采)、地下水对结构物的浮力作用、地下水对钢筋混凝土的腐蚀 、地下海水入侵等问题。水力学、水利工程的课题,3 地下水的运动,地下水开采造成地面沉降 案例不胜枚举！墨西哥城开采利用地下水历史较早，18981956年累计地面沉降达8m；日本发生地面沉降的地区已超过10个，其中东京在19601970年大量抽取地下水，为了

22、治理地面沉降，花费的支出达820亿日元(等于每吨水费的46倍)。我国华北、长三角的46座城市，也发生了不同程度的地面沉降，天津1980年初沉降量已超过2.92m，京津塘地区的沉降范围已有8000km2，目前的沉降率仍然达到3.518.8cm/a 。苏州、无锡、常州近十年来已下沉1m以上，上海1993年的沉降量已达2.63m。台北市有深井2880眼，开采地下水已造成地下水位大幅度的下降，地面沉降也达1.7m，沉降率20cm/a,3 地下水的运动,地面沉降的原因是复杂的，主要是由于超量抽取地下水，特别是开采承压水而引起的。因为承压水含水层是由含水层(砂、砾石等)及隔水层(粘土质土层)组成的，当大量

23、开采承压水时，水头降落，水位下降，当水位高度低于隔水层底板时，含水层中的水就基本被抽光，这样土层上部荷载(包括建筑物重量及上覆土层自重)，将全部由土的骨架颗粒承担，孔隙水压力消失，承压水的隔水层及含水层将被脱水、压缩、固结，并产生一定量的垂直变形，这种变形的集结，就可造成大面积的地面沉降,3 地下水的运动,地下海水入侵问题：一般情况下，陆地淡水含水层的水位比海水含水层水位高。长期大量抽取地下水，淡水抽水量超过它的补给量，会使地下淡水水位低于海水水位，海水与淡水之间的水动力平衡被破坏，导致海水通过透水层渗入陆地含水层中，从而破坏了地下淡水资源，这就是海水入侵。海水入侵可以延伸到内陆几十公里。 避

24、免或控制海水入侵的方法： 1严格控制滨海地区地下水的开采量，减少抽水、避免过分抽水可以防止海水入侵,3 地下水的运动,2在受海水入侵威胁的滨岸、河口地带，修建拦河闸和防潮闸、防潮堤坝，提高河水和河口两侧孔隙含水层中地下淡水水位，阻挡海水扩侵； 3限制滨海挖沙，削弱海水倒灌强度，缩短潮水沿河道上溯距离，减小海水入渗机会；防止盐场和海产养殖输水过程中的咸水下渗，改善地下水补给条件； 4拦蓄地表水或修建地下水库，增加地下淡水补给量，提高淡水含水层水位。 5必要时通过帷幕灌浆以及地下修坝（混凝土坝、粘土坝、粉煤灰坝等）阻断海水入侵通道，防止海水入侵,3 地下水的运动,地下水包括岩土中储存的一切形式的水

25、。岩土中有气态水、液态水和冻土中的固态水三种不同形态的水。作用在这些不同形态的地下水上的力，包括重力、吸附力和毛管力。 根据作用力的不同，可以将地下水分为重力水、结合水（吸附力为主）、毛管水三种类型,地下水的分类，常常根据按照地下水的埋藏条件，或按照岩土的贮水空隙的差异来分类,4 地下水的类型,一、按地下水的埋藏条件分类,包气带水 潜水 承压水,1、包气带水 位于潜水面以上包气带中的地下水，按其存在形式又可分为存在于土壤空隙中的土壤水和位于局部隔水层或弱透水层上的饱和水即上层滞水，其中比较有实际意义的是上层滞水,1)土壤水 埋藏在包气带土层中的水，主要以结合水和毛管水的形式存在。靠大气降水的渗

26、入、水汽的凝结及潜水由下而上的毛细管作用补给,大气降水或灌溉水向下渗入时经过土层，其中一部分保持在土壤层中，成为田间持水量，多余部分成为重力水下渗补给潜水,4 地下水的类型,土壤水主要消耗于蒸发，受大气条件的影响显著，水分变化剧烈。当土壤层透水性很差，气候潮湿多雨或地下水位接近地表时，易形成沼泽。若地下水埋藏不深，毛细水带可达到地表时，由于土壤水分强烈蒸发，盐分不断积累于土壤表层，则会形成土壤盐渍化,2)上层滞水 上层滞水是存在于包气带中局部隔水层之上的重力水。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,4 地下水的类型,4 地下水的类型,上层滞水接近地表

27、，补给区与分布区一致，接受当地大气降水或地表水的补给，以蒸发的形式排泄。雨季获得补充，积存一定水量，旱季水量逐渐消耗，甚至干涸。 松散沉积层、裂隙岩层及可溶性岩层中皆可埋藏有上层滞水。但由于其水量不大，季节变化强烈，故只能作为临时性小型供水水源,上层滞水的特点：分布范围小，水量小，季节变化剧烈；补给区与分布区一致；补给源是大气降水和地表水；耗损形式是蒸发和渗透,4 地下水的类型,2、潜水 潜水是埋藏在地表之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，潜水面用高程表示潜水位(h)，从地表到潜水面的距离称为潜水的埋藏深度(L)。由潜水面往下至隔水层顶板之间充满重力水的岩层称潜

28、水含水层，两者之间的距离称含水层厚度,4 地下水的类型,1)根据潜水的埋藏条件，潜水具有以下特征： 潜水面是自由水面，沿水平方向由高处向低处流动。潜水面的形状受地形、地质、气象、水文等自然因素控制，与地形有一定程度的一致性。潜水面坡度一般随地形坡度变陡而变陡，但潜水面坡度总小于地面坡度,潜水面以上无稳定的隔水层，大气降水、凝结水或地表水可以通过包气带补给潜水，因此，潜水的补给区和分布(径流)区是一致的。 潜水的水位、水量、水质随季节不同而有明显的变化。在雨季，潜水可以得到充沛补给，潜水位上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小；而在枯水季节正好相反,4 地下水的类型,潜水的特点：潜水面不承受静水压力

29、；补给区与分布区一致；动态变化较不稳定，有明显的季节变化；潜水补给条件好，水量丰富；水质容易遭污染,2)潜水等水位线 潜水面的形状可用等高线图表示，即潜水等水位线图。绘制时，不同测量点应在大致相同的时间内测定，点绘在地形图上，连接水位等高的各点，即为等水位线图。由于水位有季节性变化，图上必须注明测定水位的日期。一般应有最低水位和最高水位不同时期的等水位线图,4 地下水的类型,潜水等水位线图 就是潜水面各点水位高程的等值线图。利用等水位线图，可以确定潜水的流向：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,4 地下水的类型,3)根据等水位线可以确定以下问题： 确定潜水流向。潜水由

30、高水位流向低水位，故垂直于等水位线、由高水位指向低水位的方向就是潜水的流向。 确定潜水的水力梯度。在潜水的流向上，相邻两等水位线的高程差与水平距离之比值，即为该段距离内潜水的水力梯度。 确定潜水的埋藏深度。任一点的潜水埋藏深度就是该点地形等高线的标高与该点等水位线标高之差。 确定潜水与地表水的补排关系。潜水与河水的补给关系一般有三种不同情况,4 地下水的类型,a.潜水补给河水，潜水面倾向河流，这种情况多见于河流中上游山区或河流的枯水期,b.河水补给潜水，潜水面背向河流，这种情况多见于河流下游地区或河流的丰水期,4 地下水的类型,c.河水一侧补给潜水一侧排泄潜水。这种情况多发生于山前地区的一些河

31、流,4 地下水的类型,潜水与河水之间的水力联系,4 地下水的类型,确定泉眼的位置。等水位线与地形等高线高程相同处，潜水出露即为泉。 选择给水建筑物的位置。汇流处打井,3、承压水,充满于两个隔水层之间的水为承压水。承压水存在上下两个稳定的隔水层，上面的称为隔水层顶板，下面的称为隔水层底板，两板之间的距离称为含水层厚度,4 地下水的类型,承压水具有静水压力。当钻孔打穿隔水层顶板至含水层时，承压水在静水压力作用下就会上升到含水层顶板以上一定高度（承压水位）。若此高度大于地面高程，就会形成自流井,隔水顶板妨碍了含水层直接从地表得到补给，故承压水的补给区和分布区往往不一致，可以分为不在同一地点的补给区、承压区和排泄区,4 地下水的类型,承压水的特点：承压水具有一定的压力水头；补给区与承压区不一致；水量、水位、水温都较稳定，受气候、水文因素的直接影响较小，没有明显的季节变化；补给条件较差，大规模开采后，水的补充和恢复较缓