研究區域水文地質單元怎麼計算

『壹』 區域工程地質及水文地質調查范圍怎麼算

一般都會有該地區的地形圖，通過地形圖上的面積以及比例尺可以計算出調查的范圍。

水文地質，地質學分支學科，指自然界中地下水的各種變化和運動的現象。水文地質學是研究地下水的科學。它主要是研究地下水的分布和形成規律，地下水的物理性質和化學成分，地下水資源及其合理利用，地下水對工程建設和礦山開採的不利影響及其防治等。隨著科學的發展和生產建設的需要，水文地質學又分為區域水文地質學、地下水動力學、水文地球化學、供水水文地質學、礦床水文地質學、土壤改良水文地質學等分支學科。近年來，水文地質學與地熱、地震、環境地質等方面的研究相互滲透，又形成了若干新領域。

區域水文地質調查工作區域可以是自然地理單元或水文地質單元，也可以是行政區域，面積一般較大，在數百平方千米以上。小比例尺（小於1︰10萬）區域水文地質調查為綜合性區域水文地質調查，目的是為國民經濟發展和國防建設遠景規劃提供水文地質依據，並為今後進一步更大比例尺各種水文地質工作提供區域性水文地質基礎資料。中比例尺（1︰5萬～1︰10萬）區域水文地質調查可以是為國民經濟建設和國防建設提供較詳細區域水文地質資料的綜合性水文地質調查，也可以是為某一專門性水文地質工作任務提供較詳細區域水文地質背景資料的，在綜合性調查基礎上加有必要專門性調查工作的水文地質調查。小比例尺區域水文地質調查的主要任務是通過收集資料、地面調查、勘探、試驗和觀測工作等手段，查明調查區區域水文地質條件，包括主要含水層的岩性、埋藏分布條件，各含水層地下水的成因、類型、補逕排條件及其水質水量的分布和變化情況等。中比例尺區域水文地質調查的主要任務是在小比例尺區域水文地質調查的基礎上，通過增加必要的調查工作和提高調查工作的精度要求，進一步查明區域水文地質條件，並根據其專門性水文地質調查任務的需要，進行必要的專門調查、勘探、試驗和觀測工作,查明有關問題。中國區域水文地質調查工作始於1949年中華人民共和國成立以後。50年代和70年代初，佔全國陸地總面積約1/3的地區完成了1︰20萬區域水文地質普查。20世紀70年代後至今，全國除西藏地區、海拔4000米以上的高寒山區、原始森林地區和部分沙漠地區外,都已完成了1︰20萬區域水文地質普查。此外，根據需要，部分研究程度較高的地區完成了諸如農田供水、土壤改良、城市供水、生態環境等不同目的的1︰5萬或1︰10萬比例尺的區域水文地質調查。

第一講 區域地質調查方法與要求

工作方法

區域地質調查最基本最主要的工作方法是 野外實地勘查和觀測研究，並將所獲得的地質信息填繪在地理底圖上（見地質填圖），並按一定格式記錄下來（見地質編錄）。此外，為了更有效更准確地獲得和識別地質信息，還常採用以下方法：

①地球物理勘探，包括重力勘探、磁法勘探、電法勘探、地震勘探、核法勘探、地溫法勘探以及鑽孔地球物理勘探。 對重要成礦區帶取得的1:5萬高精度磁測、重力資料及激發極化法測量資料應進行系統的數據處理和分析解釋。對高精度重力和高精度磁測數據一般要進行濾波、位場轉換、解析延拓、局部異常的求取等數據處理。通過大比例尺物探數據的各類常規處理和對場源空間特徵的分析，結合區域地質礦產特徵，系統地推斷控礦構造、岩體、地層或標志層。綜合研究成礦環境和地球物理找礦標志。

②地球化學勘查。 應全面收集區內的區域地球化學、礦區（床）地球化學及異常查證等資料，應用范圍大體為： (1) 基礎地質：(a) 主要地質體的地球化學組份特徵； (b) 區域構造地球化學特徵。 (2) 礦產地質：(a) 區域地球化學背景與異常分布特徵；(b)成礦區帶、礦田及礦床地球化學特徵；(c) 局部地球化學異常組合特徵，異常解釋、推斷、追蹤評價及找礦地球化學標志；(d) 系統整理化探異常的面積、強度、規模、濃度分帶、組分分帶、各種比值等數據，研究分析化探異常分布規律、元素組合規律及與物探異常關聯對比等，結合異常地質背景和成礦條件，以及地表礦（化）點、蝕變帶分布，對化探異常進行定性解釋和分類排序，提出礦產檢查工作安排建議。 (3) 環境地質：(a) 城市及重要經濟區元素地球化學分布特徵；(b) 重要農業區元素地球化學分布特徵；(c) 地方病發生區元素地球化學分布特徵; (d) 重要自然景觀區元素地球化學分布特徵等。

③在基岩出露好、地質標志較清禁的地區，還可採用遙感圖象解釋的方法（見遙感地質）。遙感地質解譯工作重點是：區域構造格架解譯；各類地質填圖單元解譯；礦產地質解譯（如已知成礦、控礦地質體、地質構造追索圈定，與成礦、控礦相關的遙感線、環、紋、斑、色調等特徵影像提取，與成礦、控礦相關的隱伏岩體圈定等）；災害、環境地質解譯（如滑坡、泥石泥、地裂縫、地面塌陷圈定等）。

④重砂測量（重砂指由比重較大、物理和化學性質比較穩定的礦物的顆粒所組成的鬆散集合體），通過重砂分析和綜合整理，發現並圈出礦產機械分散暈，即與礦產密切相關的指示礦物的重砂異常，據此進一步追索原生礦床和砂礦床。重砂測量包括人工重砂測量和自然重砂測量，是區域地質調查中廣泛使用的一種找礦方法。尤適用於水系發育的地區。

．區域地質調查

簡言之就是對一定區域范圍的基礎地質情況進行調查和研究。（簡稱「區調」、「區測」或「填圖」）。

（1）一定區域

就是國家統一規定按經緯度把全國分成若干個方塊，每一個方塊就是一個區域范圍。（以區域中重要城鎮命名，如巢湖幅）

（2）地質情況

包括：這個區域中的地層古生物、岩石、礦床、地球化學、水文、工程地質以及環境地質、農業地質、災害地質、地質構造等基礎地質。

區域地質調查的最終成果是地質圖、地質報告。

2.地質圖

將一定區域范圍內的各種地質體，按一定的比例尺，投影到地形平面圖上，並用規定的符號表示出來的圖件，稱為地質圖。

（1）按比例尺劃分地質圖

按比例尺不同可以劃分為不同比例尺的地質圖。

小比例尺地質圖：1/100萬——1/50萬,全國、全省范圍大區域地質調查

中比例尺地質圖：1/20萬——1/5萬,在一個省范圍內區域地質調查

大比例尺地質圖：1/2.5萬——1/1萬,還有1/1000-1/100(主要針對具體礦床、礦體或者小范圍特殊需要進行地質調查)

（2）地質體

沉積岩——可劃分到群、組、段

火成岩——包括各種岩體：花崗岩、輝長岩……等。

變質岩——不同變質程度的變質岩，若片麻岩、麻粒岩……等

其他地質體——如礦體、生物礁體、特殊地質標志層……等

二、填圖單位的確定原則與方法

1．侵入岩地區
是以不同的侵入體來劃分填圖單位。例如酸性花崗岩，中性的閃長岩，正長岩、基性、超基性的輝長岩、橄欖岩等，為不同的填圖單位。

2．變質岩地區
以不同的變質岩類型，例如片岩、片麻岩、麻粒岩、……等。

3.沉積岩地區
（1）以地層為基礎來劃分

①岩石地層 ②生物地層 ③年代地層 ④磁性地層 ⑤化學地層 ⑥礦物地層。目前主要以岩石地層為主。

（2）岩石地層單位劃分的原則
①依據岩性特徵和相對地層位置

②可以是一種或幾種岩石類型的組合

③整體岩性一致，野外易於識別
④岩石地層單位是客觀描述的實體，它不能根據成因和形成年代來劃分。（但反過來研究地層單位成因和形成年代，卻有助於客觀地選擇岩性標志，以便更好地劃分地層）。

（3）岩石地層單位的種類（可分為正式的和非正式的）
①正式的岩石地層單位：有定義並正式命名的「群」、「組」、「段」、「層」

A：群——是高級別的正式岩石地層單位（一般由縱向上相鄰的兩個或兩個以上的具有某種共同岩性特徵的組而成，或由一個規模較大的老組再分組升級為群，保留原地理名稱）。

B：組——是等級居中的岩石地層單位（劃分適度的地區性或區域性岩石地層單位）。

組的重要含義還在於其總體岩性一致，並具有可填圖性，即野外易識別、追索，並可在1：5萬地質圖上表示出來。

C：段——是級別低於組的岩石地層單位。段是組的組成部分。正式命名段必須具有與組內相鄰岩層明顯不同的岩性特徵，並且分布范圍廣，對研究區域地層有用。

D：層——是等級最低的岩石地層單位。層一般由岩性、成分、生物組合（視為物理特徵）等特徵顯著區別於相鄰岩層的單層或復層構成。它厚度不大（數厘米或數米至十餘米），在側向上橫穿不同的組或段，而名稱保持不變。通常只有區域性地層劃分對比的標志層才正式命名層。

②非正式填圖單位

非正式岩石地層單位是未被正式命名或不需要正式命名的局部性岩石單位。

常使用帶（段、層）、透鏡體、礁、（岩舌、岩楔）等術語（如灰岩礁、斑脫岩帶，生物化石富集帶（層）等。

劃分非正式岩石地層單位主要是為了突出其特殊性。

（4）比例尺不同，岩石地層單位劃分的級別不同
A：1/100萬——劃分到「群」（即幾個組合並）。
B：1/20萬，可以是「群」，主要以「組」為單位。
C：1/5萬——必須劃分到「組」，根據地質情況有時還可以劃分「段」。
D：岩石地層單位的厚度，在圖上表示時不能小於1mm。
不管比例尺大小，岩石地層單位的厚度，在圖上一般不能小於1mm。否則在地質圖上就表示不出來。

『貳』 水文地質單元劃分

吐哈盆地為典型的山間自流水盆地。盆地四周基底出露，主要由石炭紀火山岩、火內山容碎屑岩和海西期花崗質侵入岩組成。盆內蓋層主要為中、新生代陸相碎屑沉積。因而形成了兩套完全不同的水文地質體系，即盆地周邊的水文地質地塊和吐哈自流水盆地。在盆地周邊水文地質地塊中，主要賦存構造裂隙水和風化裂隙水；而在自流水盆地內，則主要賦存孔隙水、孔隙-裂隙水。吐哈盆地具有獨立的補給、徑流、排泄體系，因此將其確定為Ⅰ級水文地質單元，即吐哈自流水盆地。

圖2—1 吐哈盆地水文地質分區圖

（據董文明，1998）

1—盆地邊界；2—Ⅱ級界線；3—Ⅲ級界線

吐哈盆地中部的了墩隆起構成盆地地下水的分水嶺，並將其分割為東、西兩個Ⅱ級水文地質單元，即西部的吐魯番坳陷自流水區和東部的哈密坳陷自流水區（圖2—1）。然後根據各坳陷的區域構造、地下水運動等方面的特徵，可將其進一步劃分為6個Ⅲ級水文地質單元，即台北凹陷自流水區、艾丁湖斜坡自流水區、布爾加凸起自流水區、五堡凹陷自流水區、黃田斜坡自流水區和南湖戈壁斜坡自流水區。各水文地質單元的基本特徵見表2-1。

表2—1 吐哈盆地水文地質單元特徵表

『叄』 水文地質報告裡面，在計算匯流的一些參數時候，水文地質單元面積是按照平面計算還是三維地形計算

按投影面積計算的。

『肆』 關於水文地質單元

如果正好是我知來道的話，應該自是出自於 SWAT 模型系統， HRU

以下是官方SWAT模型的網站，現在使用手冊已經有一個版本的中文翻譯版了。
http://swat.tamu.e/software/swat-model/

這個模型由美國 Texas大學 Jeff Arnold 教授 和 Srini 教授 （印度裔，名字太長，我是這樣稱呼他的）創立，現在已經在世界范圍內有了非常廣泛的應用，現在也比較健全了。不過學起來可能需要一點時間。

今年在法國的國際會議我剛好是組委會成員，你感興趣的話可以學習一下。
國內我只知道武漢水生所和我們的聯系比較緊密。其它好像也有，不過我不太清楚。

『伍』 求助：水文地質單元的劃分方法

1，水文地質單元的劃分方法：根據水文地質條件的差異性而劃分的。
2，水文地質條件的差內異：包括地質結構容、岩石性質、含水層和隔水層的產狀、分布及其在地表的出露情況、地形地貌、氣象和水文因素等。
3，水文地質單元：是一個具有一定邊界和統一的補給、徑流、排泄條件的地下水分布的域。

『陸』 水文地質的計算方法

1．應用的技術手段：⑴調查、鑽探、地球物理勘探和遙感技術；⑵各種觀測和試驗技術（水位、流量等的觀測；抽水試驗、示蹤試驗和彌散試驗等）；⑶各種地下水模擬技術（數值模擬用的較多）；⑷同位素技術等。
隨著科學技術水平的不斷提高，水文地質計算方法也不斷發展。水文地質計算方法大致有：解析解法，物理模擬法，數值解法，系統分析方法，概率統計方法等等。
解析解法
60年代以前，解含水層地下水的水頭和流量問題，多偏重於解析解法。如「地下水動力學」課程中所述，無論是以穩定流為基礎的裘布衣公式，還是以非穩定流為基礎的泰斯公式，它們的推導都有許多假設，在水文地質條件滿足這些假設時，當然沒有問題。但要解決大范圍的地下水系統計算時，由於水文地質條件的復雜性，解析解法就無能為力了。
物理模擬法
物理模擬有電模擬、水力模擬、粘滯流模擬、薄膜模擬等等，以電模擬應用較多。早在本世紀的20年代，蘇聯的巴甫洛夫斯基提出了電解液模擬(arn A)，它成為當時研究水工建築物地區滲捕問題的重要手段。以後叉發展到電阻網模擬，在50年代和60年代，R-C網路和R-R阿絡模擬也得到發展。60年代中期叉出現了與計算機結合在一起的混合機。
數值解法
60年代後期隨著電子計算機的發展，人們把數值模擬應用到水文地質計算中來。由於電模擬製作和參數調試都比數值法麻煩，所以應用更多的是數值解法。
在水文地質計算中應用的數值方法可大致歸納為5類。①有限差分法（簡稱有限差法）；②有限單元法（簡稱有限元法）；@邊界單元法（簡稱邊界元法）；④特徵線法}⑥有限分析法。
有限差分法從60年代初就開始應用於水文地質計算。最初多用正規網格和鬆弛解法，1968年引入交替方向豫式差分法，以後又引入強隱式法，1973年被推廣到變格距情況，蘭馬特f Lemard）於1D79年提出了上游加權有限攔分法。
有限單元法從1968年開始應用於水史地質計算，1 972年弓1八等參數有限單元法，1977年休延康(Huyakorn)和尼爾康卡(lxlilkuka)等提出了上風有限單元法。
有限差分法和有限單元法是水一_上地質汁箅中最常用的數值計算方法。
邊界單元法是70年代中期發展起來的一種新的數值方法。
有限分析法是80年代發展起來的『種新的數值計算方法。它也是一種區域離散方法，它是通過某種解析途徑進行離散化，得到一一組方程，然後求得每一結點的水頭近似值和進一步算出流量。
其它方法
系統分析方法，是結合數學模型及計算機技術米進行分析的一種方法，在地下水資源管理中得到迅速發展。許多國家，叮i在用此方法實行大規模和大范圍的河水調用，以達到地下水和河水資源瓦相調劑，統一運行。系統方法叮以根據所在地區的氣象、地質、地貌等自然地理條件與系統的關系以及經濟、政治等社會環境條件，根據需要與可能，為該系統確定—個最優解。
隨機模型也在地下水資源管理中廣泛應用。如時間序列分析，也開始應用於地下水計算中。隨著計算機科學的發展，將使更多更新的方法應用於實際生產中去。

『柒』 研究區水文地質

一、西北內陸盆地

西北內陸盆地，主要包括甘肅河西走廊，新疆准噶爾、塔里木及青海柴達木等內陸盆地，均為極端干早氣候條件下所形成的典型的戈壁沙漠地區。地下水的分布規律受構造、地貌、氣候、水文等組合因素的控制。在強烈隆起的山區，賦存基岩裂隙水。在中新生代盆地緩慢隆起區，主要賦存深部承壓水，潛水不甚發育。各盆地含水層以山前傾斜平原第四系孔隙介質為主，從山邊到盆地中心地下水具有明顯的分帶規律，山前是沖洪積扇形成的卵、砂礫石平原潛水帶，向細土平原逐漸過渡為潛水-承壓水帶，至盆地中心是湖沼低地高礦化地下水帶。

河西走廊主要包括石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域。它們均發源於南部祁連山區，降水、冰川融水是河流的主要補給來源。每個盆地有被構造-地貌所控制的含水層系及獨立的補給、徑流、排泄條件，構成相對獨立的水文地質單元。這些獨立的水文地質單元又通過河水與地下水之間的相互轉化，使南北方向上同屬一個河系的兩個或三個盆地中的水流連接成統一的「河流-含水層」系統。例如石羊河水系的武威盆地與民勤-潮水盆地，黑河水系的張掖盆地、酒泉盆地與金塔盆地，疏勒河水系的玉門-踏實盆地與安西-敦煌盆地等。含水層特徵:南盆地潛水含水層為巨厚的粗顆粒地層，含有豐富的孔隙水，特別是中上更新統是走廊內最為豐富的主要含水層。岩性主要為砂卵礫石、砂礫石，主要分布在各盆地沖洪積平原上游。向北含水層岩性逐漸變為砂礫石、砂卵礫石夾亞粘土，厚度也逐漸減為50～100m。至盆地下游含水層岩性主要為砂、砂礫石，厚度20～50m，鑽孔單位涌水量為3～30L/s，潛水水質逐漸變為微鹹水和鹹水。

准噶爾盆地位於新疆北部，盆地中部主要分布有古近-新近系及第四系。古近-新近系含水層岩性主要為陸相、河湖相碎屑岩，廣泛分布於盆地中部及盆地邊緣地區。盡管單井涌水量不大，其便於利用，是牧區的主要供水水源。第四系岩性是洪積相和沖湖積相鬆散大顆粒堆積物，山前平原厚度300～600m，至盆地中心岩性由粗逐漸變細，由巨厚的礫石、砂礫石傾斜平原過渡到細土平原區，是主要潛水和承壓水分布區。第四系沖洪積含水岩組主要由潛水含水岩組和承壓水含水岩組。

塔里木盆地位於天山與昆侖山之間，是我國最大的內陸盆地。盆地中主要分布有第四紀鬆散岩類孔隙潛水及孔隙承壓水。第四紀鬆散岩類孔隙潛水主要分布在山前傾斜平原，在塔里木盆地南緣昆侖山、阿爾金山山前平原，含水層岩性多為沖洪積卵礫石;在阿克蘇平原區，水位埋深5～50m，含水層厚度大於100m;在皮山-和田山前平原及河谷地區，單井涌水量1000～5000m³/d，水量豐富。現代河流沖積層沿河道兩側分布，含水層多為中細砂、粉砂，水位埋深1～5m，一般單井涌水量大於1000m³/d。第四系承壓水主要分布在山前傾斜平原和沖湖積平原中，在天山南麓和昆侖山北麓及喀什—莎車一帶等地廣泛分布著2～3個承壓水含水層，水量豐富，TDS小於1g/L。在喀什平原局部承壓水頭可高出地表10m。在孔雀河-渭干河一帶細土平原，承壓含水層頂板埋深50～100m，在300m深度內有3層承壓含水層，單位涌水量200～600m³/d。

柴達木盆地位於青藏高原東北部，介於阿爾金山、祁連山和昆侖山之間。盆地底部海拔2600～3200m。中新生代陸相碎屑沉積物厚達7000m。第四系沖洪積物和沖湖積物厚度也大於1000m，組成了盆地主要的淡水地下水系統。盆地周邊低山區河流的上游分布的山間盆地，都賦存有第四系孔隙水，主要接受河水、降水、冰雪融水和山區基岩裂隙水的補給;山前傾斜平原由河流沖洪積扇和沖湖積平原構成，是地下潛水的徑流區和排泄區。含水層岩性為冰水沉積砂礫石、含泥質砂礫石、砂卵礫石等鬆散物質組成，由山前粗顆粒、單一大厚度含水系統向平原中部漸變為細粒、多層含水系統，地下水也由潛水轉化為承壓自流水。沖洪積扇前緣潛水下部往往分布有承壓水，主要分布於祁連山和昆侖山山前地帶;含水層呈大面積連續展布，含水層岩性主要由中粗砂、中細砂組成。在昆侖山前平原300m深度內，有4～7層承壓含水層，單層厚度10～50m不等，單井涌水量200～1000m³/d。在祁連山前沖洪積扇前緣地帶、沖湖積平原，含水層有8層，岩性多為中粗砂和砂礫石，鑽孔涌水量從幾百到2000m³/d不等。

西北內陸盆地在構造和沉積環境方面有很多共同之處，唯一不同的是河西走廊由於在走廊中部有一構造隆起而形成南北兩盆地。但是，天然條件下每個盆地基本遵循相同的水資源轉化關系，即山前地下水向地表水轉化、沖洪積扇中上部地表水補給地下水、溢出帶地下水補給地表水、沖積平原下游地表水補給地下水。由於內陸盆地平原區，降水稀少，蒸發量大，一般無地表徑流，出山徑流量基本上代表了這一河流或這一水系的水資源的總量。內陸河流一般具有匯水面積小、流程短，流量小、比降大等特點。西北內陸盆地水資源的分布均具有明顯的水平分帶性，即戈壁帶(地下水補給帶)→綠洲帶(地下水溢出帶，形成泉集河)→低平原細土帶(地下水徑流帶)→鹽土帶(蒸發排泄帶)。河流進到山前平原後，大量滲漏轉而補給地下水，然後地下水又在適當條件下以泉水形式溢出地面變為地表水，這種河水→地下水→河水的轉化過程是乾旱區內陸河流自上而下水循環運動的基本方式。

二、黃土高原

黃土高原分布在我國中西部，地跨青、甘、寧、內蒙古、陝、晉、豫7省(區)，總面積43×10⁴km²，包括甘肅東部、寧夏南部、陝西的陝北和關中盆地，以及內蒙古的鄂爾多斯高原。黃土區地下水的形成和分布具有特殊的規律性，地下水主要賦存在中更新世和早更新世地層中，大多埋藏較深，地下水分布也比較普遍;以大氣降水入滲補給為主，水質一般較好，在一些地方往往是唯一的水源。因自然地理和地質條件變化大，不同黃土區地下水的賦存、分布以及補徑排條件各異。

第四系鬆散岩類孔隙水在黃土高原可分為黃土層孔隙裂隙潛水、沖湖積粉細砂層孔隙潛水，沖積砂、砂卵石層孔隙潛水，以及沖洪積、沖湖積砂礫層孔隙承壓水。黃土層孔隙裂隙潛水主要分布在黃土高原的北部以及隴東、陝北黃土高原的南部，含水層岩性主要為中、上更新統黃土;黃土類土，富水性差，單井涌水量20～80m³/d。沖湖積粉細砂層孔隙潛水主要分布在毛烏素沙漠東南緣定邊、榆林、神木一帶的沙漠草灘地，含水層岩性主要為上更新統沖湖積相粉細砂和粉土，厚度變化大，單井涌水量100～1000m³/d，水質一般較好。沖積砂、砂卵石層孔隙潛水主要分布於各大、中河谷階地區，含水層為中更新統沖積砂、砂卵石，厚3～80m，單井出水量一般500～2000m³/d。沖洪積和沖湖積砂礫層孔隙承壓水分布於關中盆地黃土台塬及河谷階地的潛水層之下，含水層岩性為中、下更新統沖洪積、沖湖積砂礫石層，由山前至盆地中部河谷區，富水性由弱到強，水位埋深由深變淺。

碳酸鹽岩類岩溶裂隙水分布於鄂爾多斯中生代盆地邊緣，除在山區和深切的溝谷中小范圍裸露外，大部分隱伏於新生界、中生界之下，頂面埋深數十至千餘米不等。陝西渭北和府谷等地，奧陶系碳酸鹽岩中賦存著豐富的岩溶裂隙水，富水性不均，富水區單井出水量多在1000m³/d以上。

中生界碎屑岩類孔隙裂隙水廣泛分布於鄂爾多斯盆地，除出露於深切的溝谷底部和子午嶺、黃龍山外，大多被黃土覆蓋。在盆地東翼由東南向西北依次分布有二疊系、三疊系、侏羅系和白堊系，呈向北西緩傾的單斜構造。含水層岩性主要為中生界白堊系志丹群砂岩，富水區主要分布在無定河和葫蘆河中游，單井出水量近1000m³/d，最大者可達3000m³/d以上，一般水質較好。

三、華北平原

華北平原位於我國東部地區，北靠燕山，南抵黃河，西依太行山，東瀕渤海，為我國三大沖積平原之一。華北平原地勢自北、西、南三個方向向渤海灣傾斜。按成因和形態特徵可將其劃分為山前沖洪積傾斜平原，中東部沖積湖積平原，黃河沖積扇及濱海沖積海積平原。山前沖積平原含水層顆粒組分在區內的分布是由北向南和由西向東逐漸變細，即卵礫石、礫石夾粗砂、粗砂夾礫、粗中砂至細砂、粉砂順序。沖積扇頂部厚度大而單一，往下則呈多層，單層厚度越來越小。中部及濱海平原河道帶沉積的含水層，其顆粒組成表現為上游粗下游細，即由中細砂到細粉砂組成，其厚度也是上游較厚，約20m，下游則多為5～10m。湖泊窪淀沉積主要是淤泥質黏性土與粉砂，供水意義不大且多為鹹水。含水層組在空間的分異明顯，在水平方向上主要表現在含水層的粒度與厚度上自西北向東南逐漸變細變薄，在垂向上表現為約在120m以下是湖相沉積特徵;含水層多呈透鏡體，彼此之間連通性差，組成高水頭的深層承壓水。一般說來，在250m以下的含水層多具地質封存水的性質。在120m以上的沖積扇或古河道帶區則為沖洪積沉積特徵，含水層不論在垂向上或是水平方向上都具有較好的連通性，參與現代水的循環交替，具較好的補給、徑流、排泄條件。

華北平原由山區經平原到濱海構成一個完整的水文地質單元。長期以來，由北部燕山和西部太行山而來的地表水及其平原中的河流不斷補給平原地下水，使厚達500～700m的第四紀堆積物內廣泛分布第四系孔隙水，其流向與地表水基本一致;而且，在山前地段分布有隱伏岩溶水，在平原中東部第四系孔隙水下部分布有新近系孔隙水(主要指新近系明化鎮組)。由於受不同地質歷史時期的古氣候、古地理沉積環境及新構造運動等因素控制，含水岩層在不同深度的分布形態和發育程度，均存在著差異性，並導致了它們的水力性質、水化學性質、滲透性、導水性、富水性及地下水動態等發生相應變化。

華北平原地下水主要為第四系孔隙水，根據地下水埋藏特徵，沉積物岩性結構等水文地質要素可將華北平原第四系孔隙水統一劃分為淺層地下水系統(潛水-微承壓地下水系統)和深層地下水系統(承壓地下水系統)。

淺層地下水系統為開放型地下水系統。它直接接受大氣降水、地表水、灌溉回歸水等垂直入滲補給，通過潛水蒸發、人工開采、側向徑流和礦坑疏排等排泄，地下水水力性質屬於潛水-微承壓水。淺層地下水在全淡水區為第Ⅰ+Ⅱ含水組，在有鹹水區為第Ⅰ含水組。有鹹水區淺層水底板埋深一般40～60m;在山前地段全淡水區由於沉積物無統一隔水層及人為溝通，Ⅰ和Ⅱ含水組構成統一含水系統，底板深度為120～170m，含水層岩性為卵礫石、中粗砂、中細砂及細粉砂等。自山前沖洪積傾斜平原，至中部沖積、湖積平原和東部濱海沖積、海積平原，地下水具明顯的水平變化規律。在中東部平原區，淺層淡水下部廣泛分布鹹水，由鹹淡水分界線向渤海方向，鹹水體逐漸變厚。埋藏淡水深淺不等，在河道帶埋藏淺，而沿海地區埋藏深，一般大於200m。淺層地下水徑流方向基本與含水層結構，地貌變化方向一致。由山前平原至濱海平原，由河道帶上游至下游，徑流強度逐漸減弱。

深層地下水系統以半封閉型為主，地下水水力性質為承壓水。它不具備直接接受大氣降水、地表水等垂直入滲補給輸入的條件，在天然狀態下，僅有側向徑流輸入，並通過緩慢的徑流和越流輸出。在開采條件下，則變為以側向徑流與來自上部的微弱越流補給輸入，以人工開采為主輸出。深層地下水在全淡水區包括Ⅲ+Ⅳ含水組，在有鹹水區包括鹹水體以下的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ含水組。底界埋深由山前的100m增加到東部平原的550m。受構造控制的坳陷區和隆起區埋藏深度和厚度差異很大。含水層以砂礫石、砂卵石、中粗砂、細砂為主。從山前平原徑流至中部平原和東部平原需要數千年，甚至上萬年的時間，因此深層承壓水恢復能力很弱。深層地下水的排泄途徑，在1970年以前主要是徑流排泄，局部地區的以人工開采或向上部含水層的頂托排泄。1970年以後大量開采地下水，目前人工開采成為深層水主要排泄方式。人工開采增加了深層地下水側向徑流水力坡度，加強了地下水循環。

總的來說，華北平原是由多層疊加，縱橫交錯的砂、礫石層構成的第四系含水岩系。從山前平原至濱海平原含水層結構是由北西向及東西向扇狀結構，逐漸過渡為北東向舌帶狀結構，以及島狀、盆狀等結構類型。含水層的顆粒及厚度順沿沉積方向變化:由山前平原礫、卵石至東部、濱海平原以粉砂、細砂為主;含水層厚度由薄變厚，至中部平原邊緣一般變薄一些，復而沿沉積方向又加厚，但至濱海平原又逐漸變薄。橫截沉積方向受沖積扇、河道帶發育程度控制，一般在扇間地帶及河道不甚發育的地區，厚度變薄，顆粒也較細。

四、東北松遼平原

東北松遼平原三面環山，西部為大興安嶺，北部為小興安嶺，東部為張廣才嶺、長白山，南部瀕臨渤海和黃海。松遼平原的主體包括中、南部寬闊的遼河平原、松嫩平原以及東北部三江平原的部分地區。松遼平原除下遼河濱海地區海陸交替相堆積以外，由於盆地周圍山區以火成岩為主，盆地內廣泛分布冰水及沖洪積相為主的巨厚砂礫石層，粘土夾層極少，岩性單一，第四系各統之間的界限較難劃分，構成一個統一的巨厚含水層，是一個地下水資源極為豐富的潛水盆地。

松嫩盆地是一個由中、新生界地層構成的大型斷拗盆地，在水文地質結構上，是由白堊系、古近-新近系、第四系多個含水層系統相互疊加而組成的一個大型潛水、自流水盆地。主要含水層有:下白堊統裂隙或裂隙-孔隙含水層(或含水帶);古近-新近系孔隙-裂隙含水層;第四系下更新統冰水砂礫石含水層;中、上更新統沖洪積砂礫石含水層;上更新統沖湖積粉細砂含水層(分布於盆地中央);全新統現代河谷沖積砂礫石含水層。其中，中上更新統至全新統的含水層為潛水，其餘均為承壓水。松嫩平原在不同地段，含水層的結構也互不相同。在松嫩盆地西緣大興安嶺山前傾斜平原，主要為第四系單層含水層系統，含水層由單一的大興安嶺山前河流的沖洪積砂礫層組成;含水層介質以及厚度和富水性具有一般乾旱半乾旱沖洪積扇的典型特徵，從沖洪積扇頂部到前緣，從扇軸到兩側，砂礫石粒度由粗變細，層數由單一到多層，富水性由強變弱;從北向南主要扇形體依次為諾敏河沖洪積扇，阿倫河沖洪積扇，雅魯河沖洪積扇，霍林河沖洪積扇;在松嫩平原中部低平原，主要為第四系、古近-新近系、白堊系多層含水層系統，分布面積很大，幾乎覆蓋整個低平原。含水層自上而下依次為:上更新統荒山組孔隙含水層，下更新統白土山組孔隙含水層，新近系泰康組和大安組孔隙-裂隙含水層，古近系依安組孔隙-裂隙含水層，上白堊統裂隙-孔隙含水層;在東部和北部的高平原的廣大地區，主要為第四系、白堊繫上層含水層系統，其分布面積占松嫩平原總面積的二分之一。雙層結構的上部含水層，主要是呈片狀分布的中更新統下荒山組砂礫石含水層，或為零星帶狀分布的下更新統白土山組砂礫石含水層，兩者很少在剖面同時出現，雙層結構的下部主要是白堊系的裂隙或裂隙-孔隙含水層和脈帶狀裂隙含水層。

松嫩盆地的地下水是一個統一的系統。在天然條件下，地下水主要從盆地周邊獲得降水和地表水的入滲補給，而後流向盆地中心。盆地地下水除小部分在西部山前沖洪積扇前緣和東部高平原邊緣以泉水形式排泄外，絕大部分地下水均通過盆地中心承壓含水層向上越流補給潛水，而後消耗於蒸發。目前人為開采量已逐漸成為承壓水的主要消耗項。

三江平原由於第四紀地殼運動的結果塑造了三級層狀地形，形成了一個巨型的低凹潛水-微承壓水盆地。平原邊緣的西部和南部的山前台地在中更新世為淺湖相沉積區，岩性為棕黃色黃土質砂粘土夾薄層砂。這種地層結構不利於大氣降水入滲，又因與丘陵山區基岩裂隙水水力聯系極差，故其儲存、調節 、傳導功能弱，地下水以裂隙微孔隙水的形式存在，單井涌水量小。低平原地區的含水介質為第四系砂、砂礫石，含水層厚度大，分布穩定，上更新統的沖、湖積層廣布，平原中的鬆散堆積物下部粗，上部細，形成二元結構;頂部為黃土質砂粘土夾淤泥，下部為粉細砂、砂礫石。中更新統的沖、洪積層大部分隱伏於上更新統含水層之下，具二元結構，一般組成3個韻律層;下更新統沖湖積層為砂礫石、中粗砂，也構成了3個旋迴。

從山前到平原，從河流上游到下游，含水層從下部到上部，沉積物顆粒由粗變細，厚度由薄變厚，富水性由弱變強。在小興安嶺山前台地前緣，為晚更新世時形成的扇形地沉積物，分選不好，厚度不一，單井出水量小而且變化較大。在寶清山前台地的前緣地段和一些殘丘附近，含水層由濱湖相或分選不好的淺湖相組成，岩性為砂質粘土夾砂，厚度較薄，水量中等至貧乏，水質較差。在松花江、黑龍江、烏蘇里江等主要河流流經的河谷平原地帶以及一些古河道，埋藏著厚度大、結構單一的砂礫石含水層;分選程度好，粒度粗，上無覆蓋層;地下水補給滲透徑流條件好，疏導功能和富水性強，單井出水量大於5000m³/d。

遼河平原主要包括東西遼河平原和下遼河平原。東西遼河地區在地貌上為大興安嶺丘陵與傾斜平原。大興安嶺山前台地岩石構造裂隙及風化裂隙均較發育，易於接受大氣降水補給，為地下水的補給區。地下水以泉的方式向河谷中排泄，同時還以地下徑流的方式向河谷及山前沖洪積扇地運動。傾斜平原區第四系含水層結構鬆散，孔隙極為發育，分布廣而穩定，有利於大氣降水入滲，古近-新近系碎屑岩類裂隙孔隙承壓含水岩組，沿北西、西和南三個方向的山麓向盆地中心地帶傾伏於第四系鬆散岩類之下，但不連續，在架馬吐隆起以東、朱日河牧場以北、下窪鎮以西地區缺失。含水層主要岩性為砂礫岩、含礫粗砂岩、細粉砂岩等，微膠結，結構疏鬆，具有良好的蓄水條件。由於含水層上部普遍有泥岩分布，致使該裂隙孔隙水具有承壓性。據鑽孔揭露，含水層厚10～50m，具有從盆地邊緣向中心增厚，富水性增強，承壓水頭增高等自流水斜地的特徵，頂板埋深70～200m。

下遼河沖洪積扇，含水層岩性為砂礫卵石、中砂等。厚度20～60m，單井涌水量在軸部為3000～5000m³/d，邊緣1000～3000m³/d。河谷平原區地勢較平坦，表層為亞砂土、亞粘土或砂、砂礫卵石層，植被發育，降水入滲條件良好;下部的砂、砂礫卵石含水層透水性能較好，滲透系數一般為10～200m/d;地下水埋深較淺，徑流條件較好。河谷平原區是工農業相對集中，地下水的開發利用程度較高的地區，為地下水主要排泄區，排泄形式為人工開采、潛水蒸發及地下徑流。

『捌』 水文地質單元劃分及其特徵

研究區處於二連盆地烏蘭察布坳陷的東部和馬尼特坳陷西部范圍內。以賀根山大斷裂為界，又分為兩個相對獨立的水文地質單元，即2081地區、2082地區兩個Ⅲ級水文地質單元，它們分別具有相對獨立、完整的地下水補給、徑流、排泄系統(表2-2)，其分屬於烏蘭察布坳陷和馬尼特坳陷兩個Ⅱ級水文地質單元的一部分。

1.2082地區水文地質單元

該水文地質單元是烏蘭察布Ⅱ級水文地質單元自流水含水系統的一部分，大部分處於徑流、排泄區，補給區除北部的本巴圖凸起區外，大部分地下水來自於坳陷的西南上游一帶。因此，地下水的補給除基岩裂隙水、大氣降水之外，上游一帶的地下水是本區地下水的重要補給來源，從目前的情況看，來自於上游一帶的層間水是本區的主要補給源。地下水的總體徑流方向是由南西向北東方向，除了北東部的巴潤達來諾爾總排泄源外，在2082地區西南部的寶力格地段有大片沼澤地，並有泉水出露，形成諾爾區，為局部排泄源。

表2-2 礦區水文地質單元及主要特徵

2.2081地區水文地質單元

該水文地質單元屬於馬尼特坳陷的西部區，其所處的位置為馬尼特坳陷的徑流-排泄區。地下水的補給除南部蝕源區基岩裂隙水、大氣降水外，北東部上游一帶的層間水是本區地下水的重要補給來源。另外，有沿著北東向展布的張性斷裂帶自北東部上游區地下水的補給。地下水的主要排泄區為准達來諾爾。從現場調研和取樣分析可知，該區地勢低窪，為長年性湖泊，地下水屬於Cl-Na型水，礦化度高達4.026g/L，明顯由於地下水的不斷徑流，在這里排泄，再經蒸發濃縮作用所致。

『玖』 水文地質參數的計算、選取與分區

水文地質參數是表徵含水介質水文地質性能的數量指標，是地下水資源評價的重要基礎資料，主要包括含水介質的滲透系數(K)和導水系數(T)、承壓含水層的儲水系烽(μ^*)、潛水含水重力給水度(μ)及弱透水怪的越流系數(σ)等，還有表徵與岩土性質、水文氣象等因素的有關參數，如降水入滲系數(λ)、潛水蒸發強度(ε)、灌溉入滲補

給系數(β)等^[52～57]

9.3.2.1 水文地質參數的計算

研究區前人取得了許多水文地質參數，其中多孔抽水試驗取得的參數都是由專業勘查隊伍計算求得，計算方法規范(包括博爾頓配線法、雅各布直線法)，可以供本次研究直接利用。

(1)滲透系數的確定

研究區許多地段含水層為粉砂層、礫卵石層、含黏性土的礫卵石層組成的多層結構，滲透系數差異顯著，本次計算將多層結構視為一個含水層系統，水文地質參數取加權平均值。

1)穩定流抽水試驗。研究區地下水類型為鬆散岩類孔隙潛水，但在部分階地後緣地段具有微承壓性。所以，計算滲透系數時，前者用潛水井Dupuit公式，後者採用了承壓水井Dupuit公式。

單井抽水試驗計算參數所採用公式如下:

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

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變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:K為含水層滲透系數，m/d;H 為潛水含水層厚度，m;Q為抽水試驗涌水量，m³/d;S為抽水試驗水位降深，m;R為抽水試驗影響半徑，m;r為抽水試驗井半徑， m;M為承壓水含水層厚度，m。

2)非穩定流抽水試驗。抽水試驗條件符合泰斯假設條件，可藉助泰斯公式或雅柯布公式，用配線法、直線圖解法、水位恢復法等方法求K。當u≤0.01時，可利用雅柯布公式，通過在單對數紙上作實際資料的s-lgt關系曲線求得K。

(2)給水度的確定

1)多孔抽水試驗法。首先，將抽水試驗延續時間、水位降深、涌水量數據按主孔、觀測孔分別錄入計算機。

其次，利用GRAF4WIN軟體形成Q-T、S-T歷時曲線，形成S-T單對數曲線(圖9.20)，標定各孔直線段並延長至T軸，求出直線段斜率ΔS和截距T₀值。

再次，利用非穩定流直線法計算水文地質參數，其計算公式為

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

圖9.20 多孔抽水試驗直線法求參單對數曲線圖

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:T為含水層導水系數，m²/d;ΔS為單對數曲線(S-T)直線段斜率;Q為抽水試驗涌水量，m³/d;μ為含水層給水度(儲水系數);t0為單對數曲線(S-T)T軸截距， d;r為觀測井至抽水井距離，m。

最後，利用穩定流觀測孔資料校核水文地質參數，其公式

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

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式中:S₁、S₂為觀測孔;水位降深，m;r₁、r₂為相對應觀測孔至主孔距離，m。

(3)潛水位變動帶給水度的確定

利用地下水動態監測資料計算。由前人的資料得到研究區的潛水蒸發的極限深度為4.95m，研究區地下水位埋深大部分都處於潛水蒸發極限深度以下，阿維揚諾夫公式適用范圍有限。在枯水季節，可利用動態監測資料，採用均衡法計算變動帶給水度:

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

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式中:H₁、H₂、H₃為t時段前上、中、下游含水層厚度，m;m₁、m₂、m₃為t時段後上、中、下游含水層厚度，m;h₁、h₂、h₃為t時段前上、中、下游潛水位高程，m;L₁₂、L₂₃為中心孔至兩側孔距離，m;t為計算時段，d;ΔH₂為中心孔t時段水位變幅，m。

(4)大氣降水入滲系數的確定

利用動態監測資料，本次研究採用時段水位升幅法。計算公式如下:

λ=μ'Δh/P (9.19)

λ=μ'ΣΔh_汛/ΣP_汛 (9.20)

式中:μ'為水位變動帶給水度;Δh為時段水位升幅;ΣΔh_汛為汛期水位升幅總和;P為時段降水量;P_汛為汛期降水量。

以上各水文地質參數的計算結果詳見下節水文地質參數的選取與分區。

9.3.2.2 水文地質參數的選取與分區

通過上述研究與計算把取得的水文地質參數按類型進行了分區，分別編制大氣降水入滲系數分區圖和大氣降水入滲系數分區表(圖9.21，表9.8)、含水層給水度分區圖和含水層給水度分區表(圖9.22，表9.9)、含水層滲透系數分區圖和含水層滲透系數分區表(圖9.23，表9.10)、潛水位變動帶給水度分區圖和潛水位變動帶給水度分區表(圖9.24，表9.11)。農田灌溉水回滲系數採用地區經驗值。

表9.8 大氣降水入滲系數分區表

大氣降水入滲系數計算點39個，平均值為0.21，分區統計數值在0.15～0.29之間，低值分布在松花江二級階地，高值分布於溫德河與牤牛河的漫灘、階地中。江北化工區、老市區入滲系數偏小(圖9.21，表9.8)。

含水層給水度值162個，平均值為0.15，分區統計數值在0.10～0.24之間。白山區含水層中混有黏性土，其給水度值偏小，尤其是階地後緣，給水度僅為0.10;牤牛河沿岸、江北八家子一帶地下水豐富，含水層給水度值相對較高(圖9.22，表9.9)。

圖9.21 大氣降水入滲系數分區圖

表9.9 含水層給水度分區表

圖9.22 含水層給水度分區圖

表9.10 含水層滲透系數分區表

含水層滲透系數值162個，平均值為56m/d，分區統計數值在7～265m/d之間。含水層地下水滲透性能差異顯著，滲透系數最低值分布在白山、馮家屯、龍潭山附近的階地後緣，滲透系數較大的區域分布在牤牛河沿岸、江北八家子、哈達灣及江南的部分地段(圖9.23，表9.10)。

圖9.23 含水層滲透系數分區圖

潛水水位變動帶給水度值在0.05～0.15之間，數值較小是由於水位變動帶岩性多為粉土、粉質黏土與砂層互層，數值較大的區域地下水埋深大，水位變動帶岩性組成與含水層岩性接近，其給水度值接近含水層給水度值(圖9.24;表9.11)。

圖9.24 潛水位變動帶給水度分區圖

表9.11 潛水位變動帶給水度分區表