水文地质学

水文地质学
水文地质学: 水文地质学是研究地下水的科学，它研究与岩石圈、水圈、大气圈以及人类活动相互作用地下水水量和水质的时空变化规律。

水循环：自大气圈到地幔的地球各个圈层中的水构成的系统中水相互联系、相互转化的过程叫做自然界的水循环。

（地质循环和水文循环）水文循环：大循环；小循环；循环环节：蒸发-运移-降水-径流水循环的作用：1促进天然水的更新2促进海洋和大气水的交换，也促进大陆内部不同流域内德水交换3促进各个圈层的水交换。

降水：空气中水汽含量达到饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态降落到地面，形成降水。

蒸发：常温下水由液态变为气态进入大气的过程叫做蒸发。

水面的蒸发速度取决于气温、气压、湿度、风速等。

径流：降落到地表的降水在重力作用下沿地表和地下流动的水流。

流量(Q)：系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。

流量Q等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速V的乘积，即：Q= V•F 径流总量: W (Runoff Volume)：指一定的时段内T(=t2 - t1)通过河流某一断面的总水量，(单位：m3)。

可由下式求得：W=Q•T
径流模数(M)：系指单位流域面积F（km2）上平均产生的流量，以L/s•km2为单位，计算式为：M=Q/F•103 (1L=10—3m3)
径流深度：径流深度(Y)：系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：Y=W/F•10|3
径流系数(ɑ)：为同一时段内流域面积上的径流深度Y (mm)与降水量X(mm)的比值：
ɑ=Y/X，以小数或百分数表示。

蒸发系数（β）：为同一时段内流域面
积上的蒸发量Z (mm)与降水量X(mm)的比值：
β=Z/X，以小数或百分数表示。

第二章岩石中的空隙与水分岩石的空隙是地下水储存和运移的先决条件，空隙的多少、大小、形状、联通状况和分布规律，决定着地下水的埋藏、分布和运动。

将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。

1、孔隙：在松散堆积物中或胶结不好的沉积岩中以及部分喷出岩中，组成岩石的颗粒或颗粒集合体之间能存在的多孔状的空隙。

2、孔隙性：岩土孔隙的大小、分布规律、数量、形状、性质、联通情况等的总称。

3、孔隙度：岩石孔隙体积与岩石总体积之比。

n=Vn/V
4、影响孔隙度大小的因素： 1）分选程度
2）颗粒排列状况：排列方式相同但颗粒直径不同的等粒岩石，其孔隙度完全相同。

3）颗粒形状 4）胶结充填情况
固结的坚硬岩石，包括：沉积岩、岩浆岩、变质岩，一般不存在或只是保留一部分颗
粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。

按照成因分类：成岩裂隙构造裂隙风化裂隙
裂隙率：裂隙体积与岩石总体积之比。

Kr=Vr/V
野外研究裂隙时，还应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况。

在花岗
岩闪长岩岩体边坡上，分布大量陡于80倾角的构造裂隙。

1、溶穴：起因于水的溶蚀，在可溶岩（白云岩、岩盐、石膏、石灰岩等）中
1
形成的空洞（溶隙）。

2、岩溶率：Kk=Vk/V
特点：岩溶率的变化范围很大，且在相邻很近地点处岩溶率完全不同，同一地点的不
同深度处岩溶率也有很大变化。

2、分布特点：孔隙主要分布于松散堆积物中，分布广泛，联通均匀裂隙分布于坚硬岩石中，分布不均溶穴分布可溶性岩石中，分布不均 3、孔隙度，运用范围广；裂隙率、岩溶率受到地区限制，运用不广，代表性不强。

三者定义也各
不相同。

4、裂隙率和岩溶率可以直接评价赋水性，孔隙度加孔隙大小才可评价。

5、孔
隙度及其影响因素。

按岩层的空隙类型分为三种类型地下水：①孔隙水；②裂隙水；③岩溶水。

岩石空
隙中水的存在形式有：①结合水；②重力水；③毛细水；④固态水和气态水。

岩石骨架中的水（矿物结合水）一、结合水
1、强结合水（吸着水）：
2、弱结合水（薄膜水）：
结合水区别于普通液态水的最大特征是：具有抗剪强度，即必须施加一定的力方能使
其发生变形，施加的外力越大，发生流动的水层厚度也越大。

二、重力水
1、定义：受重力作用在孔隙中自由运动的水
2、重力水是水文地质研究的主要对象三、毛细水 1、支持毛细水 2、悬挂毛细水
3、悬留孔角毛细水（触点毛细水）：四、气态水、固态水以及矿物中的水：气态水
在一定温度、压力条件下，于液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。

五、1、重力水是水文地质研究的主要对象，毛细水是消耗地下水水量的，结
合水影响地下水的运动。

2、在大孔隙中以重力水为主，细小孔隙中以结合水为主，裂隙、溶穴中几乎全部为重力水。

3岩石空隙大小、多少、连通程度及其分布的均匀程度，都对其储容、滞留、释出以及透过水的能力有影响。

一、容水性
1、容水性：岩石的孔隙具有容纳地下水的性质。

2、容水度：岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积之比。

Sc=Vw/V。

一般说来，容水度在数值上于孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。

3、含水量：某一时刻岩石孔隙中的实际水量与岩石的比值。

该指标说明松散岩石实际保留水份的状况。

1）重量含水量：Wg=Gw/Gs 2）体积含水量：Wv=Vv/V
3）当水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重量）为rα时，重量含水量与体积含水量的关系为：Wv=Wg*rα 二、给水性
1、给水性：含水岩石在重力作用下能释放出水的性质。

2、给水度：在重力作用下岩石所能释放出水体积与岩石总体积的比值。

μ＝Vw/V。

野外识别：地下水水位下降一个单位深度，从地下水水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释出水的体积，称为给水度。

3、注意：野外地层的给水度为一变值，室内试验中给水度为定值。

4 、给水度的影响因素：
1 ）岩性：主要是孔隙的大小与多少；
2 ）初始地下水埋藏深度
3 ）地下水下降速率
4 ）地下水下降幅度
5、给水度在理想数值上等于容水度减去持水度三、持水性
1 、持水性：饱水岩石在重力作用下失
水，依赖静电引力和毛细力依然能保持水的性质。

2 、持水度：地下水水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持水度。

Sr
3、给水度、持水度与孔隙度的关系：μ＋Sr=n 四、透水性
1、透水性：岩石允许水透过的能力叫做透水性。

2、定量指标：渗透系数
3、影响透水性的因素：
1）空隙的大小和联通情况，特别是最小空隙直径的影响，平均孔隙直径。

2）孔隙度：粘土和砂砾石孔隙度的区别。

颗粒的分选性，决定孔隙的变化和曲折性。

五1一般情况下，孔隙越小，持水度越大，给水度越小。

2一般不能用容水性来评价水资源，因为容水性同时包括有重力水、结合水和毛细水。

真正能利用的只有重力水。

第三章地下水的赋存
§一、包气带：地表到地下水面的这部分。

饱水带：地下水面以下。

1形态:不同部位，不同时间运动方向速度都在变化，受到气象因素影响严重。

2、分带： 1）土壤水带2）中间带3）毛细水带 3、研究意义：
1）降水要经过包气带下渗，地下水蒸发排泄也必然经过包气带。

2）包气带水盐的形成及其运动规律对饱水带水的形成有重要意义。

4、包气带中水
的几种形式：结合水、毛细水、气态水、过路重力水四、饱水带的特征
1、饱水带中岩石的空隙完全被液态水充满。

2、饱水带中水是连续分布的，可以传递静水压力，在水头差的作用下可以发生连续
运动。

这也是打井一定要打到饱
2
水带的重要原因。

饱水带中的重力水是开发利用或排除的主要对象。

1 、按照渗透性可以分为透水层和不透水层。

2 、含水层：能够透过并给出相当数量水的饱水岩层。

3 、隔水层：不能透过与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。

不透水层
通常称为隔水层。

4、弱透水层：在越流场很有意义。

二、含水层的构成条件
1、岩土体必须具备饱含重力水的空隙——足够空间
2、具有有利于地下水聚集和储存的地质构造。

1）含水层下要有隔水层，使得水不能向下渗漏；
2）在地下水流动方向上要有阻水构造，使得水不能排空。

3、要有充足的补给来源。

三、含水层和隔水层的相对性 1、隔水层的相对性 1）没有绝对隔水的岩层； 2）粘土层
也可以含水；
3）石英岩在多数地区是富水的，但是在华北震旦系的石英岩又是隔水的。

4）不同
岩性组合时，隔水层是相对的。

如细砂层。

2、含水层划分的相对性
1）释出多少水就是含水层并无定量绝对指标。

要根据供水意义和研究目的来区别。

2）地表的亚粘土覆盖在砂砾石层上，两种情况。

四、野外如何判断含水层
1、仔细研究岩性，不同岩性的储水空间也不同。

2、研究岩层的组合关系。

3、地质构造条件的分析。

4、地貌条件分析。

1、孔隙含水层称为含水层比较符合实际。

2、裂隙称为含水带，因不同部位裂隙
的成因不同，裂隙发育情况不同。

3、岩溶称为含水系统较为合适。

因其不均匀性比
裂隙带更严重。

一、地下水定义
1、广义地下水:指赋存于地面以下岩土体空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩
土体空隙中的水均属之。

2、狭义地下水:仅指赋存于饱水带岩土体空隙中的水。

二、按
照含水介质分类： 1 、孔隙水 2 、裂隙水 3、岩溶水
三、按照埋藏条件分类。

1、潜水2、承压水：3、上层滞水一上层滞水狭义：包气
带中局部隔水层（弱透水层）上面积聚的具有自由水面的重力水。

2、广义：同包气带水，包括有毛细水，结合水和过路重力水。

二、形成上层滞水的
条件
1.较厚砂层中夹有粘土或亚粘土透镜体时，降水或下渗的地下水受到透镜体阻挡而滞
留于其上。

2.在裂隙发育、透水性好的基岩下有裂隙发育程度较差的相对隔水层.
3.在岩溶发育
的岩层中夹有局部非岩溶化的岩层.
4.在黄土中夹有钙质板层时，其上形成上层滞水。

5.在酷寒地带有永久冻土层时，夏季地表解冻后永冻层起到局部隔水层的作用。

三、上层滞水的特征
1 、补给：接受大气降水的补给
2 、排泄：通过蒸发或向隔水底板( 弱透水层底板) 的边缘下渗排泄
3 、基本特征：
1 ）一般水量小，动态不稳定，水量、水位季节性变化明显。

2 ）一个局部隔水层上的上层滞水与其他含水层之间无水力联系，无统一水位。

3 ）埋藏浅，径流短，矿化度低，
容易污染。

4、包气带中的上层滞水对其下部的潜水的补给与蒸发排泄，起到一定的滞后调节作用。

供水意义：因水量小，动态变化显著，只有在缺水地区才能成为小型供水水源或暂时性供水水源。

一、1、潜水：饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水。

2、潜水面：潜水的第一个自由表面称为潜水面。

3、潜水埋藏深度：潜水面到地面的铅直距离。

D
4、潜水含水层的厚度：从潜水面到隔水底板的距离。

M
5、潜水位：潜水面上任一点的标高称为该点的潜水位。

将潜水位相等的各点连线即得到潜水等水位线图。

7、潜水的水力梯度：在潜水流的渗透途径上，任意两点的水位差除以该两点的水平渗透距离叫做潜水水力梯度。

8、潜水的分布区：潜水含水层的分布范围。

潜水的补给区：大气降水入渗补给潜水的地区。

潜水的排泄区：潜水出流的地区。

二、 1、补给：在潜水的全部分布范围都可以通过包气带接受大气降水、地表水的补给。

2、排泄：流入其它含水层，径流排泄（泉、泄流），蒸发排泄。

3、径流：在重力作用下由高水头向低水头流动，主要受到地形控制。

4、水质：主要取决于气候、地形及岩性条件，容易受到污染
三、 1潜水面形状的意义：反映外界因素对潜水的影响，和潜水自身的特征如流向、水力梯度、含水层厚度等。

四、潜水面的表示方法 1、剖面图表示法
2、平面图表示法—潜水等水位线图
3、绘制方法：
1）在调查区内布置一定数量的水文地质点（包括人工露头和天然露头）；布
3
置点有技巧。

2）进行水准测量和水位测量。

如何测水位？（地面标高减去潜水埋藏深度）
3）按照内插法绘制等水位线图。

注意：等水位线图上应注明水位测得时间，各个点
的水文资料应在相同时间内测得，否则精度不能保证。

五、等水位线的实际用途： 1、
确定地下水的流向
2、确定潜水面的坡度（水力梯度）
3、确定潜水的埋藏深度
4、确定流量
5、推断含水层厚度和岩性变化一1、承压水：充满于两个隔水层（弱透水层）之间
的含水量中的水。

2、承压含水层的厚度：隔水顶底板之间的距离。

3、初见水位：钻孔揭穿顶板后刚见到承压水时的水面高程。

H1
4、静止水位（稳定水位、测压水位、承压水位）：由于承压性，承压水含水层被揭
穿后水位不断上升，达到一定高度后稳定下来时的水面高程。

H2 5、测压水位面：承压含
水层各点的测压水位所连成的面即该含水层的测压水位面。

6、承压水位埋藏深度：地面向下距测压水位的铅直距离叫做承压水位埋藏深度。

7、承压水头：由隔水顶板到测压水面之间的垂直距离。

二、1、承压性
2、要素：上下各一个隔水板。

3、补给：补给区(潜水分布区)获得补给，越流补给。

4、排泄：通过范围有限的排泄区，以泉或其它径流方式向地表或地表水体泄出，越
流排泄。

5、径流：主要受构造控制。

三、形成条件
1、常形成承压水的岩层组合：不透水层覆盖在透水性好的岩层上，且含水层下部还
应有稳定的隔水底板。

2、适宜形成承压水的地质构造（1）向斜盆地
a、透水层和隔水层相间分布的承压斜地
（2）单斜构造（承压斜地）
b、含水层相变或尖灭形成的承压斜地
c、含水层被断层阻隔形成的承压斜地
d、
含水层被侵入体阻截形成承压斜地除了封闭构造条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有的承压水最终都是由潜水转化而来的，或者由补给区的潜水测向流入，或者通过弱透
水层接受潜水的补给。

第四章地下水运动规律
1、岩石中水的存在形式： 1结合水2液态水（重力，毛细）3固态、气态
2、地下
水与地表水最大区别在于储存和运移；地下水的运动通道非常复杂，地表水（河流）是占
满整个过水断面，而地下水水流通过的断面小于地质断面。

注意区别：过水断面与实际过水断面。

1、地下水流态的类型
（1 层流运动：在岩土体空隙中渗流时，水质点作有秩序的、互相不混杂的运动。

（2 紊流运动：当流速加大，水质点作无秩序的、互相混杂、流线极不规则的运动。

一般空隙狭小重力水受介质的吸引力较大，多作层流运动。

只有当裂隙发育或岩溶发
育地带，水的流速大，呈紊流运动。

另外，在抽水井附近小范围内，当井内水位降落很大时，地下水的流速很大，也呈紊流运动。

二、线性渗透定律—达西定律 Q=KFI=KFh/L 流
量Q=VF V=KI
三、公式中各项的物理意义： 1、渗透流速V(与实际流速u)：u>V2、水力梯度
（1沿着渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。

（2 单位长度渗透途径上为克服摩擦阻力所耗失的机械能。

（3 驱动力。

3、渗透
系数
（1）单位与速度相同，但是不等于速度单位。

（2）可以定量说明岩石的透水性能，是表征透水性能的定量指标。

（3）渗透系数
与液体的性质有关，与容重和粘滞性有关。

一、1、流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线与流线组成的
网格。

2、流线：渗流场中某一瞬间的一条线，线上各个水质点在此瞬时的流向均与此线相切。

（拍照定格）
3、迹线：渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。

流网图包含的信息
(l)由分水岭到河谷，流向从由上向下到接近水平再向上；(2)在分水岭地带打井，井
中水位随井深加大而降低，河谷地带井中水位则随井深加大而抬升；(3)由分水岭到河谷，流线愈来愈密集，流量增大，地下径流加强；(4)由地表向深部，地下径流减弱；(5)由分
水岭出发的流线，渗透途径最长，平均水力梯度最小，地下水径流交替最弱，近流线末端
河谷下方，地下水的矿化度最高。

各向同性：同一地点不同方向上渗透系数均相等，即
渗透系数不随渗流方向改变。

各向异性：同一地点上不同方向上渗透系数不相等，即渗透系数随方向变化（黄土）
1、毛细现象：微细玻璃管插入水中，水会在管中上升到一定高度才会停止，这即是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。

2、毛细力：由弯液面产生的向上的拉力称为毛细力。

3、毛细现象产生的原因：
（1）任何物体处于最低能量状态最稳定。

4
（2）任何液体都有力图缩小其表面的趋势，液滴总是力求为球状。

原因是：同体积
物体，球形表面积最小；（3）气液界面上不饱和，因而具有表面能，故表面积越小，表
面能越小。

4、毛细水存在范围：
土中毛细水主要存在于孔径为0.002～0.5mm的毛细孔隙中。

这些孔隙多存在于粉细
砂及粉土中。

6、研究毛细现象的实践意义：对由于地下水位变化而引起的地面沼泽化，盐渍化，建筑物地基土浸湿而造成的力学强度降低及附加沉降增加，冻土地带加剧冻胀作
用等都有实践价值。

一、地下水是一种良好的溶剂，是十分复杂的溶液。

水是良好的溶剂，这是水最突出的特性。

地下水运移于岩石空隙中，由于水的这种特征，必然要和岩石发生相互作用，使岩石
溶解，水是一种良好的溶剂。

盐分进入地下水中，因而自然界的水是非单纯的纯净水，
而成为一种溶液。

由于在地下径流的过程中，环境不断地发生变化，物理化学条件不断改变，所以这种溶液也在不断的发生变化，最终使地下水的化学成分变得非常复杂。

在地
下水中，就其组分而言，有：有机物、无机物、气体、微生物和元素的同位素组分。

就元素在水中的存在形式又有：单一离子、分子、复阴离子、化合物和络合物。

就水溶液的类型，可以分为：真溶液、胶体溶液和悬浮液。

地下水是一种复杂的溶液。

二地下水的物理性质包括：水温颜色透明度、味道、气味比重、放射性、导电性
地壳表层有两个热能来源：一个是太阳的辐射，另一是来自地球内部的热流。

根据受
热源影响的情况，地壳表层可分为变温带、常温带及增温带。

常温带的地下水水温与当
地年平均气温很接近。

增温带的地下水随其赋存与
循环深度的加大提高，成为热水甚至蒸汽。

地下水的其它物理性质
一般地下水都是无色、无味、无气味、透明、低盐量的液体。

当地下水中含有某些化
学成分时，其物理性质就发生了变化。

H2S → 绿色→ 臭鸡蛋味Fe2+ → 淡红褐色→ 铁腥味Fe3+ → 淡蓝绿色→ 淡
墨水味
腐植质→ 暗黄色→ 鱼腥味H2CO3 → 甜味有机质→ 甜味（不适于饮用）
NaCl → 咸味Na2SO4 → 涩味
MgCl2或MgSO4 → 苦味 H2S+碳酸气→ 酸味 1.氧和氮①来源：
主要来自大气，随大气降水和地表水的入渗一起进入地下；也有生物来源；对氮还有
化学来源。

②影响氧含量的因素：
(1)淡水含量高。

氧在水中的溶液度较大，在15℃、101324.62Pa（一个大气压）下，每升蒸馏水可溶解氧10.06mg（7.04cm3/l）。

（2）矿化度大的水、氧含量少。

对于矿化度大的水，其它离子成分含量很高，氧作
为一种氧化剂，易于氧化其它成分而消耗，海水的溶液氧仅为淡水的80％。

（3）地下水埋藏越浅，越容易获得大气中的氧，氧含量较大，否则则相反。

（4）
温度越高，溶解氧越少。

厌氧细菌
③反映的环境：地下水中氧的多少，表明了地下水所处的氧化还原的环境。

O2较N2
活泼的多，当处在封闭环境中或水源被有机物污染时，由于氧化作用，溶液氧很快被消耗，当得不到补充时，氧缺少；厌氧细菌繁殖并活跃起来，有机物质发生腐败作用，使水源产
生臭
气。

在封闭环境中，去硝化作用可将NO３-、NO２－分解并析出自由N2，其反应式为：
2HNO3→2HNO2→2HNO→N2 2.H2S
水中的H2S气体具有臭鸡蛋味。

①来源：主要来自硫酸盐的还原，另外可来自火山
喷发气体的析出。

还原时：
SO4２-+２Ｃ+2Ｈ２Ｏ→Ｈ２Ｓ+２ＨＣＯ３-
②环境H2S的生成说明是在缺氧环境下，因为O2较S活泼，大量氧存在，硫将失去
电子而被氧化，而在无氧时，硫才成为氧化剂，得到电子被还原。

另外，必须在脱硫细菌
的作用下，并且有有机质的存在。

H2S一般出现在封闭的地质构造中，H2S的大量出现，说明地下水循环不畅，补给量
受到限制，一般地下水（浅层）基本不含H2S。

H2S含量大于2mg/l的地下水为H2S矿水，洗浴可治疗皮肤病，在深层水中，特别是
在油田水中，H2S含量可以很高，保加利亚一油田地下水中H2S含量高达10g/l。

3.CO2
①来源：a.浅部有机物的氧化、分解； b.深部高温条件下CaCo3的分解；（400℃ ）
CaCo3
←－→ CaO+CO2↑ c.大气
②含量：一般地下水CO2含量小于40mg/l，最大时也不超过150mg/l CO2含量随温
度增高而降低
③作用水中CO2含量增多，产生侵蚀性CO2，加剧对砼、钢材的侵蚀。

地下水中以
离子形态存在的成分很多。

天然水中普遍存在，且含量较大的通常有七种。

1氯离子不容易被土粒表面吸收。

5
2氯离子不能被生物所积累，一般不被植物或细菌吸收，即使吸收，不被积累，排放
仍在水中。

3它不容易形成难容矿物，即一般氯盐的溶解度比较高。

决定了氯离子在水中含量可
以很高，又因为它不易被吸附，不易沉淀，可以随水流的流动而蔓延，具有很强的迁移能力，因而决定了它在水中分布广泛。

在低矿化度水中含量很低，高矿化度水含量很高。

地下水中Cl-常与Na+伴生，如果两者摩尔浓度相近，说明是溶解NaCl而来，如果
Cl-＜Na+，说明Na+有其它来源，一般高矿化度水中［Cl-］＞［Na+］这是因为MgCl2、CaCl2溶解度更高。

2.SO42 ①来源：
A.硫酸盐矿物的溶解；
B.含硫金属矿物的氧化；
C．火山喷发及人类的大气污染，SO2氧化成SO42- ；
D．生活和工业废水，及H2S的氧化。

②含量：
变化在数mg/l到数十 g/l
因为SO常与Ca2+伴生，CaSO4溶解度相对较小。

③ SO42-最高含量较Cｌ-低的原因 a.硫酸盐类溶解度较氯化物低； b.硫是蛋白质和很多其他有机物的组成部分，植物可以消化SO42- 形成的硫，会被生物捕获；
c.一般不被吸附，但天然水中Ca的存
在抑制了SO42-的增大。

d.环境不同， SO42- ～H2S可以转化。

3.HCO-①来源:A.碳酸盐溶解；B.CO2溶解。

②含量：一般数毫克/l～数百毫克/l。

低矿化水中常以HCO3-及Ca２＋、Mg２＋为主；高矿化水则以Cl-及Na＋为主；中等矿化的地下水中，阴离子常以SO42-为主，主要阳离子则可以是Na＋，也可以是Ca２＋。

②三种主要阴离子绝对最高含量的变
化：HCO3-几十毫克，SO42-几百毫克，Cl- 几十毫克到一百克。

4.Na+ 5K+
6.Ca2+低矿化度水主要阳离子。

7.Mg2+
在地壳中含量不高，容易被岩土吸附和植物摄取，故很少有以Mg2+为主的地下水。

1酸碱度（1 ）酸性水对金属和混凝土有腐蚀作用；
（2 ）指导水化学找矿。

2.硬度水中硬度是指除碱金属（K、Na）外，其它金属阳离子的含量。

地下水按硬度分类（国标三类）： 1）软水：总硬度（CaCo3）＜150ｍｇ／ｌ
2）硬水：总硬度（CaCo3）150-450ｍｇ／ｌ
3）极硬水：总硬度（CaCo3）＞450ｍｇ／ｌ以前五类：
1）极软：总硬度（CaCo3）＜75ｍｇ／ｌ
2）软水：总硬度（CaCo3）75-150ｍｇ／ｌ
3）微硬水：总硬度（CaCo3）150-300ｍｇ／ｌ
4）硬水：总硬度（CaCo3）300-450ｍｇ／ｌ
5）极硬水：总硬度（CaCo3）＞450ｍｇ／ｌ
我国饮用水标准规定总硬度应小于450mg/l。

3.地下水的总矿化度
总矿化度：地下水中所含各种离子、分子、化合物的总量称之为总矿化度，g/l。

包括溶解状态，胶体状态，但不包括游离气体成分。

地下水按矿化度分类淡水＜1.0 微咸水 1.0～3.0 咸水 3.0-10.0 盐水 10-50.0
卤水＞50.0。