在什麼地質尋找地下水比較

㈠ 尋找地下水的簡單方法

現在對大地物探最先進的就是：EH-4可控源變頻大地電磁測量！

EH4大地電磁系統是由美國GEOMETRICS和EMI公司聯合生產的採用最新數字處理器的連續電導率成像系統, 該系統是採用天然場源與人工場源相結合大地電磁測量系統, 其有效勘探深度為幾十米至三千米左右, 很適合於我國目前礦產勘探的現實需求, 與其他大地電磁系統如加拿大鳳凰公司生產的V系統、美國EMI公司生產的MT系統等電磁儀一樣, 其觀測的基本參數為正交的電場分量, 和磁場分量, 。通過密點連續測量, 採用專業反演解釋處理軟體可以組成地下二維電阻率剖面, 甚至三維立體電阻率成像。用來測量地下0-3000米深的地球電阻率的特殊大地電磁測深儀器。這套儀器即可以使用天然場源的大地電磁信號，又可以使用人工場源的電磁信號，以此來獲得測量點下的電性結構。大地電磁測深儀器是通過同時對一系列當地電場和磁場波動的測量來獲得地表的電阻抗。這些野外測量要經過幾分鍾；傅立葉變換以後以能譜存儲起來。這些通過能譜值計算出來的表面阻抗是一個復雜的頻

率函數，在這個頻率函數中，高頻數據受到淺部或附近的地質體的影響，而低頻數據受到深部或遠處地質體的影響。一個大地電磁測量給出了測量點以下垂直電阻率的估計值，同時也表明了在測量點的地電復雜性。在那些點到點電阻率分布變化不快的地方，電阻率的探測是一個對測量點下地電分層的一個合理估計。

主要用途：岩土電導率分層、地下水探測、基岩埋深調查、煤田高分辯率電探、金屬礦詳查和普查、環境調查、金屬礦詳查和普查、大壩、鐵路、橋梁等基岩調查、鐵路、公路路基、隧道勘查。咸、淡水分界面劃分、地震地質剖面、構造斷層劃分、水庫探測漏水點、探測找礦、各種鑽探前地下剖面平面三維成像。總之該設備用途廣泛！只要是想知道或者想了解地下情況的均可進行EH-4探測，可為工程的後期工作節約很多費用，如找水！可劃分出地層的剖面、儲水層位置及深度。礦山鑽探前先進行EH4，根據EH4二維三維圖及地質構造、走向、斷層等來布置鑽孔，大大節省了後期成本。EH-4是大地前期工作的首先！雲南省核工業二0九地質隊有相關設備、軟體及技術人員，在任何瀏覽器里搜索「核工業209打水井」可找到他們的聯系方式。

㈡ 如何利用地面物探方法尋找地下水

傳統方法）有：（1）電法勘探；（2）電法測井等。在工程地質調查中主要使用的物探方法（傳統方法）有：（1）電法勘探；（2）地震勘探；（3）聲波探測等。

㈢ 在哪種地質環境下，大氣降水更容易補給地下水

沙質土壤應該是最容易的，沙質土壤的滲水速度快（這里的容易主要是指速度專快），對地下水補充屬也快。
然後應該就是地表擁有豐富植被的區域，土壤的發育成熟，這樣大氣降水容易被植被的有機腐質土壤吸收，同時大量動植物對土壤的改良形成比較通氣的土壤結構，這類型的土壤對於地下水的補充從量上是最大。

㈣ 地質學上如何尋找地下水

你的問題和模糊，
一般情況下，了解工作區地下水類型，一般構造裂隙水相對好一些，接下來采區物探工作摸清構造，並結合當地水文地質調查情況進行布孔位鑽探。

㈤ 在灰岩地區尋找地下水

在石灰岩地區，地下水常與岩溶發育帶有密切關系，而這些地帶的電阻率通內常較低。容圖3⁃3⁃9是用VLF法在湖南郴州市找地下水的一個實例。該區地表為粘土及亞粘土，厚幾米至20m左右，下部為石炭系壺天灰岩。岩溶發育帶受NE向斷裂構造控制。工作中利用f=22.3kHz的NWC台，在256.5線的458點附近有VLF傾角的零交點，並與聯剖正交點相結應，顯示一低阻體之存在，推斷為含水溶洞。經鑽探驗證，在43～46.4m處見到溶洞，涌水量達48m³/h。

圖3⁃3⁃9 湖南省郴州市三元沖VLF法、聯合剖面地質綜合剖面圖

1—亞粘土；2—石灰岩；3—岩溶

㈥ 地質概況和地下水分布

8.5.5.1 地質構造

祁連山區是地質構造強烈上升帶，地勢高，是中、下游盆地鬆散碎屑物質的來源區。平原區的構造－地貌盆地呈南北兩排展布。南部的張掖、酒泉盆地地勢較高，海拔1300～1700m，有大型洪積扇分布。盆地南緣與祁連山山區之間多為斷層相接，壓性斷裂與祁連山麓中新生代褶皺一起構成阻水屏障。古近系或白堊系構成盆地基底，其上沉積了數百米乃至千餘米厚的洪積－沖積相第四系鬆散物，其間賦存豐富的地下水。

北部金塔－花海子盆地，地勢較低，海拔1100～1450m，盆地邊緣分布大斷裂，基底為古近系。與南部盆地比較，北部第四系沉積厚度較小，一般小於400m，受到基底斷塊升降運動的控制。

額濟納盆地內發育的NE、NW及NNE向斷裂構造，將其分割成規模不等的棋盤格式地塊，凹陷與隆起相間分布，盆地中心地帶地勢低窪，地面海拔890～910m。第四紀以來，區域地殼比較穩定，額濟納平原是緩慢隆起帶內的沉降區，相對沉降幅度不大，而且沉降不均勻。

中新生代以來，祁連山繼續強烈上升，進入了以強烈的差異性斷塊為主的構造運動發展時期，主要表現為地殼上升和相對沉降，走廊盆地相對下降，在上升和沉降過渡帶形成一系列的褶皺和斷裂。一系列NE、NW向大斷裂和沿斷裂所產生的斷塊差異，將黑河流域分割成規模不等的構造－地貌單元，這種斷塊的差異性升降，形成了祁連山及眾多小型山間盆地、走廊南北串珠狀盆地及北部山區，中游為張掖盆地和酒泉盆地(稱為南部盆地)，下游為額濟納盆地(稱為北部盆地)。

由於南部山地強烈上升，岩層受到風化剝蝕，為南部各盆地第四系沉積物的形成提供了豐富的物質來源。走廊盆地相對下降，又為第四系沉積物的沉積提供了良好的場所。因此南部盆地第四系發育，厚度較大(表8.8)。

表8.8 黑河流域第四系的分布與岩性特徵

中部山地和北部山地上升幅度較小，相對穩定。北部盆地的第四系鬆散層沉積物主要來源於南部盆地，厚度較薄，沉積顆粒較細，磨圓分選性比較好。

黑河流域各盆地第四系鬆散層的基底，分別為下古生代以前的變質岩和火成岩組，侏羅系至上古生界碎屑岩組，古近系、白堊系以泥岩為主的細粒岩組。在大多數地區，其基底為古近系或白堊系。

8.5.5.2 地下水分布

受地質和地形地貌的控制，黑河流域不同地質單元的水文地質條件各異，氣候、地貌和第四系地層的分布均具有明顯的分帶性，導致地下水賦存和分布也具有明顯的分帶特徵。

根據流域地下水的賦存條件和水動力特徵，流域地下水可分為基岩裂隙水、碎屑岩類裂隙－孔隙水和鬆散岩類孔隙水。

1)基岩裂隙水。受地質構造和區域氣候的控制，流域周圍的山區分布有基岩裂隙水。南部祁連山區構造裂隙發育，由於山區降水量大，基岩裂隙水比較豐富，礦化度較低;而在北部山區，由於降水量很小，基岩裂隙水貧乏，礦化度較高，對流域內各盆地地下水的補給意義不大。

在祁連山區基岩裂隙水主要分布於3800m以下的中高山區，含水層岩性為古生界至中新生界的淺變質岩和碎屑岩，受構造和裂隙發育程度的影響，各地段岩層的富水性極不均一，單泉流量0.01～12L/s，集中出露於裂隙發育的構造破碎帶。在走廊北山(龍首山、合黎山和馬鬃山)基岩裂隙水貧乏，僅在大斷裂或局部變質岩和岩漿岩的強烈風化段存在礦化度較高的裂隙水，單井出水量一般小於10m³/d。

2)碎屑岩類裂隙－孔隙水。在祁連山區，碎屑岩類裂隙－孔隙水主要分布於上古生界至新生界地層，岩性主要為砂岩、礫岩、砂泥岩和泥岩。二疊系－侏羅系裂隙－孔隙水主要分布於中高山區，單泉流量0.01～0.2L/s，水質較差。白堊系－古近系裂隙－孔隙水主要分布於祁連山山前地帶，富水性較差。下更新統裂隙－孔隙水主要分布於山前褶皺隆起帶淺部，富水性較差。

在走廊北山，裂隙－孔隙水主要分布在侏羅系、白堊系和古近系砂礫岩、砂岩和泥岩中，孔隙、裂隙發育極不均勻，由於降水稀少，富水性差，單井出水量小於100m³/d。走廊北山同時也構成隔水層，阻隔中游盆地地下水側向流入下游盆地。

3)鬆散岩類孔隙水。在祁連山區，孔隙水主要分布於山間斷陷盆地，含水層岩性主要為泥質砂礫岩和砂礫卵石，含水層厚度在100m左右，地下水位埋深一般為1～8m，富水性較弱至中等。

在走廊北山，孔隙水主要分布於各沖溝溝谷中，呈股狀不均勻分布，在中高山區的溝谷中，含水層厚度4～10m，岩性為第四系礫石和卵石，水位埋深1～2m，單井涌水量5～350m³/d。低山丘陵溝谷中，含水層厚度2～6m，岩性為第四系礫石和卵石，水量貧乏，單井涌水量小於100m³/d，水質較差。

流域各盆地多為沖洪積平原和細土平原，分布巨厚的第四系鬆散沉積物。中游盆地的第四系沉積物厚度最大可達1000m，向北厚度逐漸減小。下游北部盆地第四系沉積物厚度一般在50～500m，自南向北逐漸變薄。

中游盆地主要包括張掖盆地和酒泉東盆地。張掖盆地的南緣與祁連山北緣以斷層接觸(圖8.8)。這種壓性斷裂帶連同祁連山北麓中新生界褶皺一起構成阻水屏障，使祁連山區的地下徑流很難直接進入盆地;北緣與走廊北山和東側與大馬營盆地均以斷層接觸，西側與酒泉東盆地接壤，榆木山－高台隱伏隆起構成張掖盆地與酒泉東盆地的分界。

受構造和地貌的制約，盆地第四系含水層的分布在空間上變化很大，總的特點是自山前至盆地內部含水層的厚度逐漸變大，顆粒漸細，由岩性比較均勻且粒度較粗的單一潛水含水層逐漸變為砂層、黏性土層相間的潛水－承壓水多層含水層。含水層的厚度以盆地中部為最大，可達500～1000m，向南、北兩側漸薄，遞變為100～200m。根據地下水埋藏條件，張掖盆地南部地下水為單層結構潛水系統，北部為多層結構潛水－承壓水系統。

圖8.8 張掖盆地水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

祁連山山前至沖洪積扇扇緣，主要為單一含水層結構的潛水系統。扇群帶的地下水，受構造、地貌的控制，水位埋深變化大，總的趨勢是自山前至盆地內部，地下水埋藏深度逐漸變淺，並在北部細土平原區出露泉水。山前洪積扇頂部地帶，地下水埋深大於200m，最大達500m，含水層岩性主要為粗顆粒的砂礫卵石，滲透系數達100～400m/d;扇中地帶，地下水埋深一般為50～100m，含水層岩性主要為砂礫石和中粗砂;扇緣地帶，含水層顆粒逐漸變細，地下水位埋深逐漸變淺，一般僅為10～20m，在張掖－臨澤一帶，地下水以泉水形式溢出，含水層結構由單一潛水系統逐漸變為多層結構潛水－承壓水系統。

在泉水溢出帶以下的細土平原地帶，含水層系統為多層結構的潛水－承壓水系統，上部為潛水，下部為承壓水，各含水層之間沒有穩定的隔水層，存在一定的水力聯系。含水層岩性主要以亞砂土、亞黏土和砂礫石互層為主，含水層單層厚度20～30m，上部第一承壓含水層頂板埋深在10m左右，承壓水頭一般高於潛水位1～2m，並隨著頂板埋深的增加而升高。

溢出帶及細土平原區，地下水位埋深一般小於5m，在細土平原的溝壑和窪地，有成片泉水出露。在臨澤的農場－小屯一帶承壓水井為自流井，地下水位高出地表0.3～3m。

在扇緣地帶黑河河床附近，在140m深度以內黏性土層缺失，為單一岩性的含水層，隔斷了細土平原北半部承壓水區，而使張掖與臨澤形成兩個各自獨立的承壓水地段，如圖8.9所示。

張掖盆地的富水性主要分布在黑河－梨園河洪積扇中下部，單井涌水量大於5000m³/d;祁連山前洪積扇群帶和黑河沿岸，單井涌水量在3000～5000m³/d;細土平原，單井涌水量在1000～3000m³/d。

酒泉東盆地南部與祁連山區以斷層接觸，東側與張掖盆地相接，西部以嘉峪關斷裂和文珠山隆起為界，與酒泉西盆地接壤。酒泉東盆地地下水埋藏條件、含水層結構與張掖盆地基本相似，沖洪積扇緣以南為單層結構潛水系統，北部為細土平原多層結構潛水－承壓水系統(圖8.10)。

圖8.9 明海—臨澤－張掖水文地質剖面圖(據錢雲平等，2008)

圖8.10 酒泉東盆地水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

酒泉東盆地南部山前沖洪積扇帶，分布著中、上更新統80～200m厚的卵礫石含水層，滲透系數為100～400m/d。在北部細土平原，含水層厚度僅50～100m，滲透系數為10～80m/d。盆地含水層的岩性自南向北，從西到東由卵石和礫石漸變為砂礫石、砂及粉砂，因而盆地南部、西部單一含水層透水性和富水性遠比北部多層含水層大。細土平原多層含水層的岩性主要為砂礫石、中細砂、亞砂土和亞黏土，黏性土隔水頂板埋深10～15m。

在山前地帶，地下水埋深一般較大，最大可達300m，單井涌水量大於5000m³/d，地下水礦化度一般小於1g/L，水化學類型大多為HCO₃型水。在戈壁帶前緣，地下水埋深變為10m左右;到細土平原帶，地下水埋深一般小於5m，單井涌水量1000～3000m³/d，礦化度一般為1～3g/L，局部地區如鹽池附近，礦化度大於3g/L，水化學類型大多為SO₄·HCO₃型或SO₄型。

下游盆地包括鼎新盆地和額濟納盆地。鼎新盆地屬金塔－花海子盆地的一個子盆地，為NW走向的狹長形斷陷盆地，含水層為沖洪積卵礫石層，厚度100～160m。南部合梨山將鼎新盆地與張掖盆地分割，兩者間水力聯系微弱;北部由地灣東梁隱伏隆起和東西兩端基岩殘丘與下游額濟納盆地分隔，地灣東梁北緣－鹹水井斷裂為一活動斷裂，使地灣東梁隆起。隆起南側鼎新盆地地下水埋深較淺，一般為3～10m，而隆起北側，額濟納盆地地下水埋深較大，一般大於30m，鼎新盆地的地下徑流以地下跌水的形式進入額濟納盆地。鼎新盆地地下水包括潛水和承壓水兩種類型。在鼎新盆地的黑河兩岸狹長地帶，含水層岩性主要為粉細砂夾礫石為主。

額濟納盆地位於黑河流域北部，盆地南與甘肅省鼎新盆地相鄰，西以馬鬃山剝蝕山地東麓為限，東接巴丹吉林沙漠，北抵中蒙邊境。額濟納盆地為中新生代斷陷盆地，盆地第四系鬆散沉積物的厚度為50～500m，自南向北漸薄，盆地內部基底以侏羅系地層為主。在第四系鬆散沉積物內廣泛分布有比較豐富的孔隙水，含水層主要為中下更新統鬆散沉積物。自南向北，含水層岩性顆粒逐漸變細，含水層層次增多，地下水位埋深變淺，富水性變差。盆地中部狼心山木吉湖北東向隆起帶控制了盆地含水系統的分布和岩性特徵。長征站－賽漢桃來－額濟納旗一帶第四系厚度達200m，賽漢桃來沉降中心厚度超過300m;盆地東南部古日乃地區第四系厚度大於150m，中部含水層厚度較大。

在額濟納盆地，以長征站－木吉湖－梭梭頭一帶為界，以南主要為單一的潛水，向北及向東逐漸過渡為雙層或多層含水層(潛水－承壓水)系統。圖8.11和圖8.12分別為額濟納盆地南北向和東西向水文地質剖面圖。可以看出，額濟納盆地南部為單一潛水含水層，含水層岩性主要為砂礫石或粗砂，厚度大於70m。向北至老西廟及木吉湖，含水層以中細砂為主。向北至賽漢桃來和額濟納旗，含水層為粉細砂或粉砂，至北端的居延海，含水層以粉砂和含泥粉細砂與黏土互層。盆地潛水埋深自南向北逐漸變淺，在盆地南部，狼心山以南，地下水埋深一般為10～30m，至老西廟、木吉湖一帶由5～10m變為1～3m。在索果淖爾蘇木以北，潛水位埋深一般3～5m，黑河沿岸為1～3m。

圖8.11 額濟納旗盆地南北向地質剖面圖(據錢雲平等，2008)

北部居延海至中蒙邊界一帶，含水層組成以沖、洪積物為主，南部地區洪積和沖洪積物交叉堆積，岩性變化相對復雜，主要為砂、黏性土、黏土，基底為砂岩、泥質砂岩，含水性較差。由南向北，含水層厚度由大變小，富水程度由好變差。在古日乃湖區一帶，含水層主要為中細砂和粉細砂。古日乃地下水埋深一般小於3m，在地勢低窪處有泉水出露。

圖8.12 額濟納旗盆地東西向水文地質剖面圖(據張光輝等，2005)

在湖西新村、白墩東梁一帶，為盆地沖洪積扇的頂部，地下水水量豐富，鑽井涌水量大於3000m³/d;向北至賽漢桃來和額肯查干牧場，以及向東至古日乃，鑽井涌水量1000～3000m³/d;向北至額濟納旗城關和古日乃以西，鑽井涌水量較小，涌水量為100～1000m³/d。在盆地北部的八道橋和天鵝湖一帶，鑽井涌水量為10～100m³/d。

盆地承壓水廣泛分布在盆地的北部，在老西廟、閆家井及木吉湖、梭梭頭一線以東和以北地區，相對隔水層主要由黏土、亞黏土組成，厚度為5～15m，分布穩定，埋深一般30～50m不等，含水層厚度一般為100～200m，含水層岩性在水平方向的變化與潛水一致，自南向北由砂礫石、粗砂、中細砂逐漸過渡到細砂、粉細砂。由南向北，亞黏土、亞砂土夾層增加，含水層厚度減小，含水層的富水性由強變弱。隔水層的分布在水平、垂直方向極不穩定，沒有穩定的區域隔水層，潛水與承壓水有一定的水力聯系，存在著由下向上的越流補給。在黑河尾閭居延海一帶，地勢低窪，深層承壓水水頭最高可高出地面1m，有自流井。

黑河來水是下游盆地地下水的主要補給來源，在盆地南部，地表水滲漏補給地下水，地下水徑流到長征站－木吉湖－梭梭頭一帶後，地下水流向多層含水層系統，自南向北流向居延海，並最終以蒸散發方式排泄。

㈦ 放射性勘探方法尋找地下水的基本地質依據

自然界中水的分布極為廣泛，水文地質工作者將埋藏於岩層中的水稱為地下水；根據含水層性質將地下水分為孔隙水、裂隙水及岩溶水；後二者主要分布於堅硬基岩之中，統稱為基岩地下水；它們主要受地質構造控制。放射性勘探方法找尋的地下水就是指的這類基岩地下水。但是，該方法找尋的不是地下水本身，而是找蓄水構造，也就是用放射性方法尋找岩石的破碎帶、構造裂隙帶及不同岩性的接觸帶等，從而發現良好的蓄水構造，間接找到基岩地下水。因而和水文地質工作者在山區找地下水的技術路線是一致的。

在蓄水構造上方往往會出現微弱的放射性異常，其形成機理目前尚未完全解決，一般認為可以有以下一些原因引起：

(1)構造帶附近，地表放射性元素的局部沉澱或富集

地下水中溶解有放射性物質，當其沿構造通道運動而出露地表時，由於地球化學環境的改變，以及細粒疏鬆物質、有機質的吸附等原因，會在構造帶附近出現放射性物質的沉澱和富集，從而形成異常。

(2)構造破碎帶導致放射性氣體的溢出

岩石破碎、裂隙發育，不僅增大了岩石的射氣系數，使得放射性氣體容易溢出，而且構造本身是氣體的良好通道，較深部的氡氣也能沿著斷裂帶向地表遷移，形成放射性異常。

不論是成岩裂隙還是構造裂隙往往都富含地下水。當脆性岩石與柔性岩石相互成層時，由於構造運動，脆性岩石往往形成構造裂隙的含水層，而柔性岩石則為相對的隔水層。

(3)岩性不同產生的放射性異常

含水層和隔水層的岩性不同時，其中各自的放射性元素含量會有差異，用放射性儀器沿垂直地層走向作剖面測量時，就可以依據放射性元素含量的差異區分岩性，找到蓄水構造的位置。

圖7-23是應用放射性勘探方法找基岩地下水的原理示意圖。

圖7-23 放射性勘探方法找基岩地下水原理示意圖

1—岩性不同產生的放射性異常；2—構造引起的放射性異常；3—地下水作用形成的放射性異常

實際情況比所列舉的因素要復雜得多，而且往往是多種原因的綜合結果。個別文獻報道，有時會在岩溶裂隙發育的灰岩地區，探測到低於正常值的「負」異常。這是由於表層的放射性元素受大氣降水沖刷或射氣作用，沿斷裂徑流遷移，而出現的負異常。

㈧ 有人認為，尋找地下水就是要找尋適宜的地質結構，應該怎樣理解這一看法

首先，不同的地抄質結襲構決定是否含水，所以要找可以蓄水的結構如盆地，向斜。另外，還有結合當地的地形，氣候，和地質特點，如在喀斯特地貌下，或西南多有色金屬等。還有更多一些的考慮如工業大量抽取，在不同的地質條件下所產生的地面沉降不同，這點在城市規劃上也要考慮

㈨ 地質勘測中地下水有那些類型

地下水的分類方法有多種，並可根據不同的分類目的、不同的分類原則與分類標准，可以區分為多種類型體系。如按地下水的起源和形成，可區分為滲入水、凝結水、埋藏水、原生水和脫出水等；按地下水的力學性質可分為結合水、毛細水和重力水；如按地下水的化學成分的不同，又有多種分類。但從地理水文學角度來說，特別重視如下的分類：
（一）按地下水的貯存埋藏條件分類
1.包氣帶水
結合水（分吸濕水、薄膜水）
毛管水（分毛管懸著水與毛管上升水）
重力水（分上層滯水與滲透重力水）
2.飽水帶水
潛水
承壓水（分自流溢水與非自流溢水）
（二）按岩土的貯水空隙的差異分類
1.孔隙水
2.裂隙水
3.岩溶水

如果按地下水化學分類，即舒卡列夫分類（據前蘇聯學者CAЩукалев）
首先，根據地下水中主要七種離子（其K+和Na+中合並，分為6種）的相對含量進行組合分類的一種方法。如果某種離子含量（毫克當量百分數，或視毫摩爾百分含量）≥25%，參與組合定名，給定編號：
三類陽離子（Ca2+、Mg2+、K+和Na+）可以有7種組合方式；
三類陰離子（HCO3-、SO4 2-、Cl-）也可組合為7種；
陰、陽離子再組合共計為：7×7＝49種水型。
其次，再加上礦化度大小分為4組，即
A——＜1.5g/L，
B——1.5～10g/L
C——10～40g/L
D——＞40g/L
例如，庫爾洛夫式所表示的地下水為：B—46，即中等礦化度的Cl—NaCa型水
通常，A—1號水表示沉積岩地區淺層溶濾水的特點。而49—D型則是礦化度大於40g/L的Cl—Na型水，可能是與海水及海相沉積有關的地下水。

㈩ 怎樣找地下水

最容易找地下水的地方：

1. 動物、植物一般生長在水源適宜的地方。

2. 地下水的形成專與地形地貌屬條件有密切關系。 「兩山夾一嘴,必然有泉水」,即夾於兩道大山中間的小山前沿,一般可找到泉。

3. 地下水在外界氣溫變化的影響下,地表往往表現出某種現象。