（一）水文循环

尽管地下水占我们液态淡水的99%，但只有一小部分地下水可以在不过度抽水含水层的情况下获得。地下水通过风化和地貌过程塑造地球。河流、湖泊和湿地是地下水的地表表现形式，它们与地下水库交换流量，当它们需要水时，地下水库为它们提供水源，而当地表水过多时，它们会吸收一些流量。

本文介绍地表水如何与隐藏的地下水库相连并由其支撑，该地下水库不断流动并补充水文循环。这种地下水的持续流动是天然化学溶质以及人为（人为）化学溶质的传送带。这些化学物质的分布决定了地下水适合饮用的地方，土壤种植农作物的能力在很大程度上取决于地下水与土壤的相互作用。

（二）地球的管道系统

在大多数情况下，地下水起源于降水，降水渗入地表并渗透到地下水位，地下水位是存在于地表以下一定深度的概念表面。地下水位的深度因地而异。可以通过钻探（或者如果水靠近地表，则挖）一个钻孔到水开始流入孔的水平以下，并测量从地表到水面的深度来测量其深度。湖泊或河流中的水面成为地下水位，当地表与湖泊或河流的边缘相接时。也就是说，沿着海岸线的水面延伸到地表以下。沿着海岸线，水通常从陆地流入（排放）到湖泊或河流中，但在某些情况下，水流的方向是从水体流入地下。

图2-地下水位延伸到地下，湖泊或溪流等水体的表面与海岸线相接。

由于水分子与地下固体的粘附以及水分子之间的凝聚力产生的毛细管力，水上升到地下水位以上的土壤孔隙中一小段距离。这些毛细管力将土壤水向上拉，与将水向下拉的重力相反。这类似于一块干海绵，它将水从厨房台面向上拉，以填充海绵内的孔隙空间。这个区域被称为毛细血管边缘。在毛细管区上方并延伸到表面的是“不饱和”或“蒸发”区，其中一些空间充满了空气，一些空间充满了水。在地下水位以下，水占据了沉积物颗粒（孔隙）、裂缝（裂缝）和岩石通道（洞穴）中的所有空间，如图3所示。在地表上部几千米内的所有沉积物和岩石都连接了颗粒、裂缝或洞穴之间的开放空间，这些空间被称为孔隙度。孔隙度是地质材料中属于开放空间并可以容纳流体的部分。相互连接的孔隙空间使地质材料具有渗透性，即允许地下水流过材料。渗透率是衡量水通过地质材料的裂缝和孔隙的难易程度的指标。

图3-在地下水位以下，水填充了地下物质，包括：a）沉积物颗粒之间的孔隙;b） 岩石裂缝;c）被称为喀斯特的碳酸盐岩洞穴。  含水层被定义为储存和输送有用水量的地质层。含水层比含水层周围的地质层更具孔隙性和渗透性。地下水位以下的干净粗沙床是含水层的一个很好的例子。封闭单元是地下水流入和流出含水层的障碍。粗砂层之间的低渗透性粘土层或裂隙玄武岩层之间的未裂隙玄武岩层是围压单元的例子。 手挖井在全球许多地区都很常见，这些地区的地下水位很浅，可以使用铲子和镐或小型挖掘机到达。我们可以通过向下看一口井来看到地下水位，这口井是游牧民族很久以前在戈壁沙漠中挖的。在大多数情况下，水井更深，并且使用重型车载钻机进行钻探，而不是用手挖掘。钻井的直径通常较小，可能很难或不可能看到井中的水面，因此手工挖井对于图 4 的图像很有用。

图4-建造水井是为了进入地下水位。a） 一只手在戈壁沙漠中挖井，天空被水反射。b） 手挖井拦截地下水位的示意图。c） 机动水井钻机的照片。  

当降水落在地表时，它可能：蒸发回大气中;流经地面的水流（陆上径流）或经过地下水位以上暂时饱和的浅层土壤层（互流）到地表水体，如溪流，在溪流中成为暴雨流;或渗入土壤中。

图5

（三）地下水停留时间

地下水相对于地表水移动缓慢，因此考虑水流经水文循环的地下水部分所需的时间是有用的。在地下水流系统中，水分子在流道上的任何一点到达流道上的另一个位置所需的时间称为地下水流路径的传播时间。在补给区的地下水位上的水分子移动到它流向地表的地方所需的时间被称为地下水停留时间，因为这是水分子“驻留”在水文循环的地下水部分的时间。弯曲箭头上的标签显示，沿着更长、更慢和更深的路径流动的地下水在地下花费的时间更长，因此当它到达溪流时，它的停留时间更长。如图所示，水在大面积的许多位置进入地下水系统，但通常水流路径会汇聚到较小区域的排放。因此，排入溪流的地下水将包括停留时间范围广泛的水。

图6-沿着更长、更慢和更深的路径流动的地下水在地下花费的时间更长，因此当它到达溪流时，它的停留时间更长。水在大面积的许多位置进入地下水系统，但水流路径会汇聚到较小的区域排放，因此排入溪流的水具有广泛的停留时间范围。

地质材料的性质对地下水流速有很大影响，从而影响地下水的流动和停留时间。地质材料的三大分类（颗粒沉积物、裂隙岩石和海绵状岩溶）的速度通常彼此有很大差异。即使在相似类型的地质材料中，速度也变化很大，因为速度是水通过材料的难易程度以及水位差产生的驱动力的组合。鉴于这一点，在较浅的深度，粒状含水层的典型速度约为0.01至1米/天，裂隙岩石的典型速度约为0.5至50米/天，海绵状岩溶物质的典型速度约为10至500米/天。同样，考虑到地下水在图7所示的流动系统中的停留时间，如果地质材料是沙子，地下水的停留时间可能在几年到几十年之间，但如果地质材料是淤泥和/或粘土，其渗透性比沙子小得多，则停留时间会长得多， 比如几十年到几千年。

水在水文循环的地下水部分的停留时间比在水文循环的其他部分（如地表水室或大气层）中的停留时间要长得多。水在地下水区的停留时间更像是构成大型冰川的水分子的停留时间，而不是液态地表水的停留时间。在水文循环的任何隔间中的停留时间估计为：隔间中的水量除以进出该隔间的平均水通量。确切的值是不确定的，但它们的数量级很容易估计。例如，一个水分子在大气中的平均停留时间约为 10 天，而一个分子在蒸发区停留约 1 年，在湖泊中大约停留数十到数百年，在海洋中停留大约几千年，在冰盖中停留大约数百 1000 年。相比之下，水在地下水区的淡水部分的停留时间从数百年到数千年不等，而淡水区下方的深层咸水的停留时间要长得多，大约为数百万年。这些深水中的大部分不与水文循环交换，除非在地质剧变期间，地质剧变的发生频率约为数千万年。这种深盐水的深度因地形和水力传导率而异，但通常发生在 200 至 1000 米的深度之间。

图7-滴水停留在水文循环的隔间中的相对时间。

当水流经这些材料的孔隙时，水会溶解地下物质中的矿物质，因此通常，水在地下水系统中停留的时间越长，溶解矿物质的浓度就越高。因此，鉴于排入溪流的水可能具有广泛的停留时间范围，以及水经过的地下物质的不同特性，排放的地下水可能具有广泛的化学成分。旅行时间和停留时间对于污染物在地下水中的移动很重要。如果污染物进入补给区，不容易被地质材料吸收，也不容易被地下微生物分解，则可能需要数年或数十年的时间才能到达溪流（从而在人类有生之年威胁到溪流），或者可能需要几个世纪到数千年的时间（因此只会在长期的未来对溪流构成威胁）。 地下水具有长期的“记忆”，因为一个大型水库的填充和排空需要很长时间，因此水在地下的停留时间很长。事实上，我们的一些含水层含有的水是在地球历史较潮湿和较凉爽的时期通过过去的冰期-间冰期循环得到补给的，这些时期是在过去数万年到数十万年之间。这种地下水被称为化石地下水，因为它没有像我们从地下提取的化石燃料那样得到补充。

（四）水循环的地下部分

4.1 浅层视角

当降水移动到地表以下时，它被称为渗透（图8中的深蓝色向下虚线箭头）。图 8左侧是裂隙介质环境，右侧是多孔介质环境。在裂隙岩石中，水通过裂缝移动，而在多孔介质中，水通过颗粒之间的空间移动。两个系统中的流动过程相同，但地质材料的特性不同。

图8–示意图显示了通过非饱和区渗透到毛细管边缘和地下水位，在那里它补充了地下水。非饱和带的水通常以渗透（蓝色箭头）的形式向下移动，或以蒸散作用（黑色箭头）的形式向上移动，因此，即使存在局部的横向水运动区域，也经常认为流动是一维的。

短暂的降雨事件产生的水只会渗入较浅的深度，但漫长而温和的降雨会渗入更深的地方，有时会达到地下水位（图8中用实心三角形标记的实心水平线），在那里它成为地下水补给。虽然存在局部的横向水运动区域，但在地下水位以上的区域，流量主要是一维的。

在地下水位以下，裂缝和孔隙充满水，水压大于大气压（正表压）。与地下水位以上相反，地下水位以上的区域孔隙和裂缝充满了水和空气的混合物，水压小于大气压（负表压）。

毛细管边缘上方的区域称为非饱和区，因为土壤孔隙仅部分被水填充；它也被称为迷输区（图8）。尽管地下物质可能是岩石或沙子（即，可能与表层土壤不同），但蒸发带中的水通常被称为土壤水，以便将其与地下水位以下饱和区的地下水区分开来。在图8中，土壤水在整个蒸发区中表示为蓝色形状。水在蒸发区的负表压是由于毛细管力造成的。

在地下水位附近，毛细管力形成毛细管条纹（图8），其中孔隙和裂缝完全充满水，但水压为负。毛细管边缘在大孔隙（例如沙沉积物）中延伸到地下水位上方几十毫米处，而在小孔隙（例如粘土沉积物或岩石中的小发丝断裂）中，毛细管边缘在地下水位上方几米处延伸。虽然毛细管边缘像地下水区一样被水饱和，但由于水具有负压，它被认为是非饱和区的一部分。这就是为什么术语迷输区包括毛细血管边缘的原因。

图9-降水量和地下水位上升和下降的时间示例。降水量显示在反轴上，因此较大的降水事件具有更大的下降峰值。地下水位上升通常会延迟（请注意，在这种情况下，地下水位在降水发生后大约一个月达到峰值），并且升高的水位比降水事件的持续时间更长。当地抽水等其他因素会影响地下水位升高，因此主要降水事件与地下水位升高之间的相关性不是一对一的。

4.2 更深层次的视角

一旦渗透的降水到达地下水位，地下水位就会上升。重力作用导致地下水从地下水位高程较高的位置横向流向地下水位较低的位置，如图10的横截面所示。图10垂直面上的棕色框将早期通过蒸发区的一维流动视图（图 8）置于更大的二维空间流动模式中。地下水流以三维模式发生，但首先我们将水流视为二维横截面，以简化可视化和讨论。

图10-在水补给地下水系统后，倾斜的地下水位将水从丘陵横向移动到山谷，在那里渗入溪流。插入窗口将图8的一维流动置于更广泛的空间上下文中。

在自然环境中，地下水流是三维的，如图11的示意图所示。图11中的蓝色虚线连接相等水头的位置，蓝色实线箭头表示地下水流沿水头梯度向下移动。从概念上讲，图10遵循图11中垂直于溪流的粗白线切割。尽管图10表明流量垂直于山脊和溪流，但在自然系统中，流量并不垂直于它们，如图11所示。也就是说，水流的分量从山麓的上坡区进入，然后流出到平原的下坡区。

图11-地下水流是三维的，如地下水盆地所示（用黑色勾勒出轮廓，地下水位为一条粗的深蓝色线，蓝色细虚线表示三维相等的水力水头，蓝色虚线箭头表示地下水流向）。图 12 的二维图表示沿垂直于山脊和溪流的横截面的流动，如粗白色横截面线所示。虽然图12代表了从山脊到溪流的一般流量模式，但它忽略了在三维场设置中进出截面正面和背面的流量，因此图12是地下水流量的理想化概念。

这种从丘陵到山谷的侧向流动很重要。山谷中的地下水位比高地更接近地表，并且不会像高地下的地下水位那样上升和下降，因为它受到其上方整个山坡上的补给的调节。如果很多天不下雨，山丘可能会干涸，但山谷仍然从高地接收地下水，因为地下水流动相对较慢。在干旱时期，许多天甚至许多年前山上的地下水补给仍在“流向”山谷。因此，地下水从山丘到山谷的延迟输送确保了山谷在干旱时期将获得水。因此，地下水系统类似于一个银行账户，水作为“账户中的资金”储存在山下，通过缓慢的“邮政服务”稳定地将“现金”发送到山谷，当它没有收到 “来自当地客户的现金 ”时到达山谷。因此，山谷有稳定的收入，因此为贫瘠时期做好了准备。这就是为什么在旱季很长的地方，山谷中的树木比山上的树木更大、更健康的部分原因。

1）地下水与溪流的连接

如果山下的地下水位高于溪流内或溪流下方的水位，地下水的高地向低地运动就会继续。接收地下水的溪流部分称为上升溪流（图12a）。从椽子顺流而下的角度来看，随着溪流的距离，获得的溪流携带的水量越来越大（变得更宽和/或更深和/或流得更快）。这是地下水排入地表的主要机制。从地下水系统进入溪流的水维持着溪流的基流。在地下水位比溪流中水面高程更深的地方，水从溪流流入地下。水渗入地下的溪流部分称为流失溪流（图12b和c）。从椽子的角度来看，当顺流而下时，流失的水流携带的水量会减少，其排放量会随着溪流的距离而减少（变得更浅和/或更窄和/或流动更慢），并最终可能变成干涸的河床（图12d）。在某些时期干涸的溪流，例如美国西南部的阿罗约斯，被称为间歇性或短暂性溪流。由于有足够的补给量来储存足够的地下水以支持在干旱时期流向溪流，因此基本上一直在增加的溪流被称为多年生溪流。

图 12 – a） 增益、b） 损失、c） 断开连接损失和 d） 干流的示意图。

在溪流中流动的水是由以下因素贡献的组成部分的组合：流过陆地的降水;流经地下水位以上暂时饱和的土壤区的渗透（称为互流或快速流）;地下水排放;和人类活动（主要来自雨水下水道、工业和水处理厂的点排放以及农业排水）。 

地下水排入溪流是溪流不会干涸的主要原因，尽管几天到几个月没有下雨。水流仍在继续，因为水很久以前就被补给到地下水系统，远离溪流，缓慢而稳定地流向溪流。尽管河流流量中自然成分的比例因当地气候和地质情况而异，但在全球范围内，河流中流淌的水中约有一半来自长期流经排入河流的地下水系统持续饱和的部分，一半来自地表的暴风雨径流或通过暂时饱和的浅层。一些暴雨径流发生在地表，尽管大多数暴雨径流流经浅层地下，通常通过位于低渗透层上的临时饱和区在蒸发带中启动。当渗透到达毛细管边缘时，靠近溪流的毛细管边缘区域可以提供互流的组成部分，从而将该区域从负水压状态变为正压状态。在这种情况下，保持在毛细管边缘的水被动员起来，水迅速流向溪流。这种现象被称为毛细管边缘效应。

图13 – 干涸山谷的浅层地下水位是排放地下水的结果，这些地下水在遥远的高地得到补给。这种排放支持了植物和动物的生命，否则这是不可能的：a）盐雪松将根系驱动到足够深的地方，以便直接从河流附近的浅水位中吸取水，而野马能够生存，因为区域性地下水排放到美国犹他州的格林河（Leitz，2009）；b）在山区附近失去的溪流为地下水系统提供了补给，而地下水系统流经很长一段距离，然后排入这个干旱地区的河流；c） 示意图显示河流附近的浅水位被水生植物的根部挖掘 

自古以来，干旱地区的人类就通过在山上挖竖井和长而低坡的隧道将水输送到沙漠平原，从而开发这种地下水资源，并发展了大规模、繁荣的农业文明（图14）。这些建筑被称为坎儿井或卡里兹，大约3000年前在中国首次创建。

图14

2）地下水与泉水的连接

泉水是通过排放地下水来供水的。它们发生在地下水位与地表相交的地方。它们可能形成于地表的凹陷处，沿与地下水位相交的斜坡，如图15a所示，也可能形成于低渗透率的地质单元位于地下水位上方（陷阱）水位之上。

图15 –泉水发生在地下水位与地表相交的地方：a）在地表地形的凹陷处；或者，b） 地质构造栖息在地下水中并在地表露头的地方。

3）地下水和水井

人类为地下水与地表的动态交换带来了另一个因素，因为他们使用井从地下抽水。抽水会降低水井附近的水位，导致水从储水池流出并流向水井。这样可以降低离油井更远的水位，在油井周围形成一个锥形的水位表面。抽水前后的水位差称为回撤，锥形水位表面称为凹陷锥或回撤锥（图16a和b）。如果继续抽水，凹陷锥体会增大，直到流入量与井中泵送的体积相平衡。当回流锥延伸到溪流时，溪流水通过河床渗入地下水系统（图16c）。

图16 –示意图显示，从溪流附近的井中抽水会降低地下水位：a）在抽水之前；b） 抽水开始后不久，水来自地下水储存，流向溪流的水较少，从而减少了溪流中的流量；c） 随着抽水的继续，地下水位被压低到水从溪流流向井的程度，使得溪流流量进一步减少，溪流表面高程降低。

4.3 区域尺度视图

通过进一步缩小（图17），包含地下水系统的三维、区域性、通常是分层的地质单元进入了视野。地质层的出现是因为：1）沉积物是由水或风吹落的；2）沉积岩（约占上大陆地壳的73%）被固结，因此它们保留了原有的层状结构。这种层状结构意义重大，因为地下水储存量和地下水流动的难易程度都根据层的孔隙度和渗透率而变化，从而形成了一系列含水层和封闭单元。

图17 –地下水系统的区域观点。a） 美国向海倾覆的大西洋中部沿海平原沉积物，带窗框；b） 局部含水层，这些含水层是较大区域地下水系统的一小部分，并显示出分层含水层和封闭单元。

1）含水层和封闭单元

在钻井时，在某些时候，会遇到饱和条件。这是地下水位的位置，地下水位是地下水区的顶部和未承压含水层的顶部。这些地下水储存在未承压含水层中，在图17b中被标记为地表正下方的含水层。随着钻探深入，通常会遇到第一个围压床的顶部（图17b）。如果井内用管子封闭，使非承压含水层中的地下水不能渗入井中，水从管子里流出来，就会出现空管，底部是泥泞的淤泥。随着钻探继续向下穿过围压床，水不能以足够快的速度渗入井中以填充管道，因为围压床由低渗透性淤泥或粘土制成。在某个时刻，钻头到达围压床的底部并进入下面的砂层。突然，水迅速进入井眼，水位上升到高于下层沙床顶部的水位。这个砂床是另一个含水层，因为它是多孔的和可渗透的，但在这种情况下，含水层内的水位高于含水层的顶部，因为水处于压力之下，所以它被称为承压含水层或自流含水层（图17b）。从某种意义上说，它是有限的，因为这个含水层中的地下水被其上方的淤泥床所阻挡。密闭床的渗透性不强，水在密闭层中缓慢流动，因此在下面的密闭单元中保持了较高的水压。当油井穿过承压层时，承压含水层内的加压水流入油井套管，达到承压含水层中水力水头的水平（图18提供了承压和非承压含水层中油井的特写镜头）。与此相反，上部含水层中的水位不受上方低渗透性床的限制，而这种非承压含水层的井中的水位上升到地下水位的水平。非承压含水层也称为地下水位含水层，因为它包含上升和下降的地下水位。图18中浅层含水层井中的较高水位相对于围护层下方含水层井中的较低水位，表明在此位置，水必须向经围护层。

图18 –图17b所示的油井特写。虚线表示井的“筛选”部分，地层中的水可以通过这些部分进入井。由于承压床所包含的压力，非承压含水层井中的水上升到地下水位，而承压含水层中的井中的水位上升到承压含水层的顶部以上。

图19 - 一口流动的自流井：a） Dakota 含水层的 Woonsocket 井于 1888 年钻探，并于 1900 年拍摄了流出量;（b）达科他含水层的横截面，说明西部的补给流向页岩封闭层以下，导致东部的高压。

2）含水层储存

非承压含水层和承压含水层之间的另一个重要区别是它们从含水层抽水时的反应方式。当从非承压含水层的井中抽水时，抽水被从上方进入排空孔隙的空气所取代，如图20的前后图像所示。相反，当水从承压含水层抽水时，空气不会进入孔隙，而是水压得到释放，地质层（特别是含水层内部或之间的粘土层）致密。这是因为高水压通过承受上覆地质层和水的一些重量来支撑颗粒（图21）。

图20 –示意图显示了非承压含水层（孔隙排水）大量抽水前（左）和后（右）含水层条件的变化。

图21 –示意图显示了承压含水层重泵（孔隙减压和地质层致密）之前（左）和之后（右）含水层条件的变化。  由于当非承压含水层被抽取时，孔隙会排出，而当承压含水层被抽取时，孔隙会减压，因此与非承压含水层相比，对抽水的响应在承压含水层中向外传播的速度要快得多。由于从密闭井抽水而导致的水位下降，通常在几小时或几天内（取决于含水层特性）在100米到几公里的距离内表现出来，即使井附近的地下水可能在这段时间内只移动了几米。这有点类似于海洋中的波浪，波浪快速传播，而水分子保持在基本相同的位置，因为波浪是水分子之间的能量传递，而不是分子的旅程。非承压含水层中孔隙排水与承压含水层压缩孔隙排水之间差异的一个重要后果是，非承压含水层中水位相等下降将产生比承压含水层多得多的水。通常，在非承压含水层中，水位每下降一个单位（例如，1米），将产生比在承压含水层中相同水位下降多1000倍的水。

图22 –美国加利福尼亚州圣华金河谷的沉降。a）1925 年至 1977 年因大量灌溉而导致的地表下沉的照片；b） 1925年至1977年大约2000平方公里地区的取水量和沉降量；c） 抽水前的山谷示意图，显示了粘土透镜中细粒颗粒的排列;以及，d）长期泵送后的山谷示意图，显示由于泵送而降低水压后，颗粒在粘土镜片中的紧密堆积。

4.4 大陆尺度视图

如果把镜头缩小得更远，可以更清楚地看到水文循环的地下水部分，从大陆分水岭延伸到沿海海洋（图23）。从广义上讲，大陆尺度系统有两个终端成员：大陆分水岭附近山区的源头和靠近海岸的平坦地区的较低盆地。连接源头和下游流域的是两个大型的大陆尺度的陆地水运系统：一个在地面上，另一个在地下。地上系统是易于观测的河流网络，它集中在河道中，并且在很大程度上是二维的（拥抱地表）。细小的高地溪流在地表上倾泻而下，并以有序的方式向下汇合。地下系统是难以观察的地下水系统，它是弥漫的（不是在河道或隧道中，而是在地质材料的孔隙和裂缝中），相对于河流网络，它是三维的（流动路径不一定遵循地表的形状）。地下水流模式不如河流网络有序，因为地下水是由多尺度水力水头梯度驱动的，这些水力水头梯度被复杂的地质结构强烈偏转或扭曲。

图23 –大陆视图，显示了以下空间背景：a）失去和增加的溪流以及海底地下水排放;（b）地下水流系统的多尺度性质，浅层的局部流系统嵌套在较深的中间系统中，而深层中间系统又嵌套在区域流系统中。这说明了通过河流和地下水之间的交换以及河流和地下水向海洋的排放，地表水和地下水系统的长距离水文连通性。

图24 –很久以前，航海者就正确地理解了海底泉水，并利用海底泉水作为饮用水：a）咸水；b）淡水；c）低渗透地质层；d）可渗透地质层。

总而言之，有三个大陆尺度的水运系统：The atmosphere;The stream networks; and,The groundwater systems。

这些大陆尺度的系统不是孤立的。它们不是简单地通过平行流动系统将大陆降雨带回海洋，而是紧密相连，并在途中多次交换水（图25）。

图25 –三个大陆尺度的水运系统：大气中的空气循环、地表的溪流网络和地下的地下水紧密相连，沿途多次交换水。

（五）地下水在地球上的地形中着重要作用

地下水在地球的所有地形中都起着重要作用。为了说明不同地形中地下水条件的可变性，本小节简要介绍了几种地形的地下水条件：山脉、喀斯特和永久冻土。

5.1 喀斯特地区的地下水

如图26所示，碳酸盐基岩约占地球无冰表面的 41%，世界上超过 25% 的人口要么生活在喀斯特含水层上，要么从喀斯特含水层中获取水。

图26–世界各地形成喀斯特含水层的碳酸盐岩和蒸发岩露头。 如图27所示，喀斯特含水层由地下的大开口组成，这些开口由洞穴和落水洞（覆盖在洞穴上的地表坍塌到洞穴中的特征）连接。它们是在地质时间尺度上由蒸气带中的酸性水溶解地下水带走的石灰石和白云石中的大量矿物质形成的。后来，由于溶解的矿物质中和了水的酸度，水失去了进一步扩大流动路径的能力，因此在地下形成开口的过程停止了。随后，当气候变得更加干旱和/或海平面下降时，地下水位下降，酸性渗透水在更深的地方形成额外的洞穴。在潮湿时期和/或海平面上升时，洞穴会充满水，形成饱和的喀斯特含水层。随着地质时期的流逝，地下水位的波动在世界许多地方产生了深层喀斯特含水层。

图27 –喀斯特地区连接良好的大型开口导致地下水快速流动和较短的地下水停留时间，使其容易受到污染。

与其他类型的沉积含水层相比，补给水通过相连的喀斯特开口流向泉水和溪流，流向泉水和溪流。鉴于喀斯特地貌有大面积的连通开口，地下水流量更类似于溪流中的流量，而不是沉积物或裂隙岩石中的流量。在喀斯特地形中，找到足够的地表水供应通常很困难，因为水会迅速渗透。水在喀斯特含水层中的快速流动使它们容易受到广泛的污染。喀斯特是唯一的景观，人类可以步行穿过干燥的连通洞穴，或者在充满水的洞穴中使用潜水装备，深入地下进行远距离探索。除了对供水的价值外，它们还支持旅游业，在雄伟的洞穴中，装饰着锥体和柱子的矿物“珠宝”，这些矿物是当地下水中含有的矿物质超过其携带能力并且矿物质从水中沉淀出来时形成的（图28）。

图 28 – 地下洞穴照片显示了由地下水中的矿物质沉淀形成的常见结构.

5.2 永久冻土环境中的地下水

在地球极端寒冷的地区，永久冻土在地下水系统中形成（图29）。永久冻土可以是饱和或不饱和的土壤、岩石或沉积物，但根据定义，永久冻土会连续冻结两年以上。

图29 –冰冻圈（地球系统的冻结水部分）的世界地图。永久冻土的分布以紫色调显示

在地表没有冰的地方，永久冻土发生在“活动层”下方，“活动层”是每年冻结和融化的土壤、岩石或沉积物。活跃的地下水流发生在永久冻土层的上方和下方，永久冻土层基本上是不透水的。这种向下排水的障碍导致地表变得泥泞。当大量水流入地下水系统时，永久冻土内会出现未冻结的地面区域（图30）。

图30 –永久冻土是地球表面附近地下的冻结部分：a）冻结和未冻结物质与较少冻结物质的可变分布示意图，其中地表水渗入地下或森林覆盖物与地面绝缘；b）阿拉斯加北坡永久冻土上方薄薄的活动层照片。

（六）地下水在地球水文系统中的独特功能    

水文循环的地下水隔间是一个大型的、缓慢流动的淡水水库（在其较浅的领域），它沿其流动路径与地质物质发生化学反应，并与河流和大气的水输送系统相互作用。这个巨大的地下水库起到：1）通过调节大陆表层水的流动来调节淡水水文循环的作用；2）化工厂和传送带，用于处理地球物质并将其从大陆运输到海洋；3）废物储存库/处理厂；4）全球生命支持系统。

6.1 地下水作为水文调节剂

地球水库的相对大小如图31所示。最大的气泡显示了地球表面、地表下和大气中所有液态水的体积相对于地球总大小的体积（图31a）。这些水中只有2.5%是淡水，大多数陆地生物都依赖于这些淡水。在地球上的淡水总量中，大约70%被锁定在陆地生物无法进入的极地冰层中（图31b）。

图31 –a） 地球上的水和 b） 以冰、地下水和地表水形式储存的地球淡水的百分比。

图32 –抽水井周围的回撤会降低地下水位并减少蒸散。这增强了补给，并支持地下水向井的排放和向溪流的基流，而不会进一步降低地下水位。由于地下水位降低导致的蒸散量减少会导致植被死亡。

华北平原地区是地下水极度下降的一个例子，面积约40,000 km2，自1950年代以来，一些井的地下水位下降了90米以上，由于不可持续的地下水抽取，空间平均下降了15米（图33）。水位下降导致溪流干涸和地面沉降。

图33 –由于不可持续的地下水抽取，华北平原有一个大锥形的地下水凹陷，主要用于农业：a）自1950年代以来，以米为单位的水位下降，单个井的水位下降幅度最大，约为90米，空间平均下降15米。

6.2 地下水是地球化学工厂和传送带地下水中的天然化学成分

天然水中含有溶解元素，统称为总溶解固体（TDS），几乎所有元素都是天然无机盐。TDS 小于 1000 毫克/升 （mg/L） 的水被认为是淡水，而 TDS 较高 （>4000 mg/L） 的水被归类为微咸水，TDS 较高 （>10,000 mg/L） 的水是咸水（海水 ~ 35,000 mg/L），盐水 （>35,000 mg/L） 非常咸。

天然淡水地下水含有三类溶解元素：主要成分;次要成分股;以及，微量成分。地下水中主要元素、微量元素和微量元素的含量取决于补给区的气候、蒸发区的化学条件以及水流经的地下水系统的地质情况。了解地下水中可能存在的元素类型是很有用的，因为测量水样中元素周期表的每个元素是不可行的。通常，只有 8 或 9 种元素构成地下水中溶解固体质量的 95% 以上。

如图34所示，许多化学成分溶解在地下水中。地下水中通常以最高浓度存在的六种成分被称为主要离子：包括称为阳离子的带正电的离子（钠、Na; 钙、钙+2+;镁，Mg2+）和带负电荷的离子，称为阴离子（碳酸氢盐，HCO3–;硫酸盐，SO42-;氯化物、Cl–).这些通常几乎占测量的TDS值中的所有质量。可能存在的次要成分包括：钾，K;锰，锰+2+;铁、铁2+;硅、硅4+;硝酸盐，否3–;氟化物，F–;和溶解有机碳，DOC。这些次要成分的浓度通常在 0.1 至 5 mg/L 之间。许多微量元素以较低的浓度存在，有时低于我们使用常用分析方法检测它们的能力。

图34 –天然淡水地下水中有许多溶解的化学成分，称为主要离子、次要成分和微量元素，以及有机化合物和溶解气体。大多数溶解的化学物质以带正电荷或带负电荷的离子的形式存在。

1）地下水中溶解成分的来源

地下水中溶解的化学负荷不仅来自与它流经的地质物质的相互作用，而且还来自补给水在渗透之前暴露于大气中的成分。降水渗入蒸发带形成地下水补给，携带湿气溶胶和干气溶胶，大气将这些气溶胶输送到各大洲。这些气溶胶来自海洋喷雾、烟雾、火山、大陆尘埃和闪电，以及人类活动产生的化学物质，例如燃烧化石燃料和施用农业除草剂和杀虫剂。由于它们的亚微米尺寸小，并且由于二氧化碳的存在而导致雨水的酸性（CO2）在大气中，干燥的气溶胶溶解在降水中。这种溶解的物质包括元素周期表中浓度非常低的许多元素。

尽管天然地下水的化学性质始于大气中溶解成分的贡献，但随着水通过蒸发带渗入，几乎所有地下水都会吸收额外的溶解成分质量，如图35所示。在蒸发区中，渗入水的化学性质以两种方式改变：通过与蒸发蒸腾相关的放大和地球化学反应（图35）。即使蒸发区具有化学和微生物惰性，不会对补给水贡献化学质量，但由于蒸散放大效应，渗透水中的化学浓度也会大幅增加（增加TDS）。  在许多地区，蒸发带含有含硫的矿物质，例如黄铁矿等含铁矿物，这些矿物质在氧气存在下被氧化产生硫酸，进一步增加了土壤水的酸度及其溶解矿物质的能力。矿物在蒸发带中的溶解过程是景观风化（岩石分解）的重要组成部分。蒸发区中氧气和二氧化碳的存在使蒸发区在地球化学上特别具有反应性。

图35 –由于碳酸的产生，蒸发带在地球化学上特别活跃 (H2CO3) 增强矿物质溶解，导致碳酸氢盐（HCO3–）和方解石等矿物质的溶解（CaCO3）  随着地下水沿着从补给区到排放区的流动路径移动，地下水的TDS会增加（图36）。这种增加主要是由于低渗透性区域的遗迹盐度释放，在这些区域内，地下水几乎停滞不前。遗迹盐度包括过去地质时代遗留下来的溶质，当时地质构造中存在海水。一些少量的溶质可能是从额外的风化中获得的，但大多数是从遗迹盐度和下面的盐水中获得的。

图 36 – 示意图，显示了由粘土质材料组成的低渗透性床（橙色/棕色区域）如何在地下水流系统中渗透性较强的部分为活跃的地下水流（蓝色箭头）贡献溶解成分。几乎没有活动流动的低渗透性地质单元（例如，粘土床）可以通过扩散（扭曲的黄色箭头，特写中的红色点）从粘土中几乎停滞的孔隙水释放出旧的溶解成分（例如，遗迹盐度，此处表示为灰色阴影/点），到高渗透率材料中的活跃地下水流区（例如， 沙子，有年轻的成分，表示为淡蓝色）。因此，排放区的地下水流出是年轻和老年溶解成分的混合物。为了清楚起见，这里只显示了几个大的粘土层，但通常有许多较小的粘土层，因此排放的地下水包括来自具有不同地球化学反应性且地下水停留时间不同的区域的水。  通常，短且冲洗良好的流路含有碳酸氢盐（HCO3–）作为主要阴离子，通常为钙（Ca2+）作为主要阳离子（图37）。这种成分主要是在蒸发区发生的过程的结果，如图35所示。如上所述，蒸发带特别具有地球化学活性，因为根系呼吸和微生物腐烂会产生大量的CO2溶解形成碳酸（H2一CO3），从而增强矿物质溶解，从而产生碳酸氢盐（HCO3–).即使蒸发区中没有反应性矿物质，一些 HCO3–是在这个区域生产的。构成溪流和河流几乎所有基流的地下水来自当地的地下水系统，其中主要的阴离子是HCO3–.在更典型的中间流系统较长的流路中，硫酸盐（SO42-） 经常超过 HCO3–作为主要阴离子（图37），但也有很多例外。在一些地下水系统中，SO42-由于消耗硫酸盐并产生一氧化碳的自然微生物过程（硫酸盐还原）而下降2导致 HCO 上升3–和 pH 值降低。区域流动系统（图37）通常具有氯化物（Cl–）作为主要阴离子，钠（Na）作为主要阳离子，因为这些较长的流动路径更有可能受到低渗透区和下层地层释放的岩盐（氯化钠）的影响。此外，常见的氯化物矿物质在所有主要矿物质中具有最高的溶解度。产生HCO的主要矿物质的溶解度较低+3–和 SO42-将这些离子保持在低到中等浓度。

图片37-在最高浓度下发生的阴离子沿着地下水流动路径变化，具体取决于补给区和排泄区之间的地质情况。  氯化物矿物的可溶性如此之强，以至于在地质条件下，氯化物会从被大量新鲜补给水冲洗的高渗透性区域中去除。但氯化物通常以“残余氯化物”的形式存在于低渗透区和深流系统中（图38）。一般来说，流动路径越长，缓慢流动的地下水区域就越有可能将残余氯化物释放到活动流动区域。

图38

2）含盐、富含矿物质的地下水的出现

含盐的地下水在所有深层地下水区都很常见。淡水地下水是浅水区的常态，尽管咸水地下水在干旱气候的浅水区很常见。

当地下水流系统排放到地表时，化学成分结束其地下水之旅并进入水文循环的地上部分。在气候潮湿的地区，这段旅程以渗入溪流、河流、湿地和湖泊而告终，最终到达海洋。在干旱和半干旱地区，旅程以渗入低地平原和干燥的山谷而告终。这些地区的蒸发可以将浅层地下水中的溶质浓缩数百至数千倍，使这些地区不适合农业。简言之，地下水排放的化学性质既控制着大多数地表水的化学性质，也控制着干旱地区陆地和土壤中盐分的积累。

3）干燥和潮湿气候下的地球化学工厂和传送带

总之，除了一些例外，地下水是从几乎原始的状态（低浓度的溶解物质）演变而来的，在这种状态下，降水落在地球上，随着水流经蒸发带，溶解物质的浓度增加。在蒸发区，碳酸是由一氧化碳溶解产生的来自根部、腐烂的有机物和微生物的气体。碳酸溶解矿物质，从而增加蒸发带水中的总溶解固体 （TDS）。蒸散作用进一步增加了TDS，因为水分子被释放到大气中，而所有的盐都留在水中，为下面的地下水流系统提供水源。当沿着地下水区的流动路径移动时，水在排放到地表之前可能很少或没有增加TDS，这在局部地下水流系统中很常见，或者它可能获得更高的TDS，这在区域流系统中很常见。运动中的地下水为溶解成分提供传送带，将溶解的负荷从补给区运送到排放区。

输送带分为两类（图 39）。首先，有些项目是在干燥气候下运作的，所有的地下水排放都会蒸发，而盐分则留在盐碱地、盐滩或盐湖中积累，例如北美的大盐湖、澳大利亚的艾尔湖、南美洲的的喀喀湖和非洲的乍得湖。在干旱气候中，地下水排放区的化学性质对地表植被和水生系统的生态学具有影响性，也许是主要影响。相比之下，第二种潮湿气候传送带将其化学负荷排放到地表水体中，如泉水、溪流、河流、沼泽和沼泽，其中大部分水最终排入海洋。

图39 –在补给区，气溶胶进入蒸发区，渗入水，碳酸氢盐（HCO3–）在蒸发区产生，溶解的成分进入地下水区。在干旱气候下，当地下水中富含HCO3–离子排放到封闭的排水管，HCO3–和一氧化碳在蒸发过程中被释放并形成矿物质沉积物。风侵蚀了矿物沉积物，将气溶胶引入大气中。在潮湿气候下，当地下水中富含碳酸氢盐（HCO3–） 离子排放到地表水体，CO2被释放到大气中并与方解石（CaCO3）形成，其中一些沉积在河底，其余的作为细小的悬浮沉积物与溶解的HCO一起被输送到海洋中。

6.3 地下水作为废物储存库（眼不见心不烦）

在地球上的大部分地区，有某种形式的人类活动，产生化学成分，这些化学成分进入地下，导致地下水化学变化。全球已经生产了数以百万计的不同化合物，并且每年都在开发更多的化合物。因此，在过去的100年中，许多不同的化合物已经泄漏到地下，但目前已知只有数千种化合物会造成可检测的地下水污染。图40显示了导致地下水质量恶化的化学成分类型。源自人类活动的化学成分被称为人为化合物，以区别于地下水中的自然元素（地源元素）。地下水化学的大多数变化对人类或生态系统都无害;然而，那些可能危害人类健康和环境的因素在许多地区已成为巨大的问题。医生约翰·斯诺（John Snow）首次发现地下水污染会导致许多人类疾病和死亡，他于1854年将英国伦敦霍乱疫情的原因追溯到一口被人类污水污染的水井。

图40 –导致地下水质量恶化的化合物类别。

图41显示了城市和农村地区通常造成地下水污染的许多活动和化学品来源。除了图41所示的污染物外，城市地区还有下水道网络，这些下水道经常在接头和断裂处泄漏。郊区和农村地区有化粪池，会造成地下水污染。图41所示的每一类污染都会导致一个地下水污染区，该污染区沿地下水流动方向从源头延伸出去，由于其形状，它被称为羽流。与地下水中的天然成分一样，人为化合物也会从补给区迁移到排放区或水井。一些羽流在几年或几十年内到达其排放区域，而另一些羽流则在地下水停留时间长达几个世纪或更长时间的情况下传播更长的路径。一些羽流由于自然降解或通过地下化学和/或微生物过程或稀释而消失。然而，其他羽流中的污染物可能无法被去除，或者可能通过化学或微生物过程转化为其他污染物，这些污染物会持续存在并继续沿着流动路径迁移，直到它们被排出。

图片41 –人为活动产生的化学成分进入地下，改变了地下水的化学性质，并在地下水中产生污染物羽流。

图42显示了化粪池系统及其在安装化粪池系统后不久在地下水中的羽流。随着时间的流逝，难熔化合物的羽流变得越来越长，直到它到达受体，如井、河流、湖泊或海洋河口。

图42-图表：a）典型的住宅化粪池系统，附近有一口家用水井；b）相关的羽流，在系统开始运行后不久就建立起来。

人类和动物污水进入地下水对人类健康的主要问题可能是病原体的污染，例如一些大肠杆菌（大肠杆菌）细菌和病毒菌株。细菌在含水层中通常不活动，因为它们大到可以被沙子过滤掉，但在砾石含水层、喀斯特和裂隙岩石含水层中可以活动，而且由于病毒要小得多，它们比含水层中的细菌更具流动性。有害病毒可以保持活性长达三年之久，并可能在高渗透含水层中传播数公里。大肠杆菌是在水样中容易检测到的细菌，它们的存在是可能存在病毒的指标。虽然现在有有效的方法可以对井水中的病毒进行取样和分析，但这种检测很少进行，因此对地下水中病毒引起的疾病发生频率知之甚少。大肠杆菌常见于家庭水井中。

图43 –过去 100 年进入地下水的污染物来源的演变。