研究区域水文地质单元怎么计算

『壹』 区域工程地质及水文地质调查范围怎么算

一般都会有该地区的地形图，通过地形图上的面积以及比例尺可以计算出调查的范围。

水文地质，地质学分支学科，指自然界中地下水的各种变化和运动的现象。水文地质学是研究地下水的科学。它主要是研究地下水的分布和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。随着科学的发展和生产建设的需要，水文地质学又分为区域水文地质学、地下水动力学、水文地球化学、供水水文地质学、矿床水文地质学、土壤改良水文地质学等分支学科。近年来，水文地质学与地热、地震、环境地质等方面的研究相互渗透，又形成了若干新领域。

区域水文地质调查工作区域可以是自然地理单元或水文地质单元，也可以是行政区域，面积一般较大，在数百平方千米以上。小比例尺（小于1︰10万）区域水文地质调查为综合性区域水文地质调查，目的是为国民经济发展和国防建设远景规划提供水文地质依据，并为今后进一步更大比例尺各种水文地质工作提供区域性水文地质基础资料。中比例尺（1︰5万～1︰10万）区域水文地质调查可以是为国民经济建设和国防建设提供较详细区域水文地质资料的综合性水文地质调查，也可以是为某一专门性水文地质工作任务提供较详细区域水文地质背景资料的，在综合性调查基础上加有必要专门性调查工作的水文地质调查。小比例尺区域水文地质调查的主要任务是通过收集资料、地面调查、勘探、试验和观测工作等手段，查明调查区区域水文地质条件，包括主要含水层的岩性、埋藏分布条件，各含水层地下水的成因、类型、补迳排条件及其水质水量的分布和变化情况等。中比例尺区域水文地质调查的主要任务是在小比例尺区域水文地质调查的基础上，通过增加必要的调查工作和提高调查工作的精度要求，进一步查明区域水文地质条件，并根据其专门性水文地质调查任务的需要，进行必要的专门调查、勘探、试验和观测工作,查明有关问题。中国区域水文地质调查工作始于1949年中华人民共和国成立以后。50年代和70年代初，占全国陆地总面积约1/3的地区完成了1︰20万区域水文地质普查。20世纪70年代后至今，全国除西藏地区、海拔4000米以上的高寒山区、原始森林地区和部分沙漠地区外,都已完成了1︰20万区域水文地质普查。此外，根据需要，部分研究程度较高的地区完成了诸如农田供水、土壤改良、城市供水、生态环境等不同目的的1︰5万或1︰10万比例尺的区域水文地质调查。

第一讲 区域地质调查方法与要求

工作方法

区域地质调查最基本最主要的工作方法是 野外实地勘查和观测研究，并将所获得的地质信息填绘在地理底图上（见地质填图），并按一定格式记录下来（见地质编录）。此外，为了更有效更准确地获得和识别地质信息，还常采用以下方法：

①地球物理勘探，包括重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、核法勘探、地温法勘探以及钻孔地球物理勘探。 对重要成矿区带取得的1:5万高精度磁测、重力资料及激发极化法测量资料应进行系统的数据处理和分析解释。对高精度重力和高精度磁测数据一般要进行滤波、位场转换、解析延拓、局部异常的求取等数据处理。通过大比例尺物探数据的各类常规处理和对场源空间特征的分析，结合区域地质矿产特征，系统地推断控矿构造、岩体、地层或标志层。综合研究成矿环境和地球物理找矿标志。

②地球化学勘查。 应全面收集区内的区域地球化学、矿区（床）地球化学及异常查证等资料，应用范围大体为： (1) 基础地质：(a) 主要地质体的地球化学组份特征； (b) 区域构造地球化学特征。 (2) 矿产地质：(a) 区域地球化学背景与异常分布特征；(b)成矿区带、矿田及矿床地球化学特征；(c) 局部地球化学异常组合特征，异常解释、推断、追踪评价及找矿地球化学标志；(d) 系统整理化探异常的面积、强度、规模、浓度分带、组分分带、各种比值等数据，研究分析化探异常分布规律、元素组合规律及与物探异常关联对比等，结合异常地质背景和成矿条件，以及地表矿（化）点、蚀变带分布，对化探异常进行定性解释和分类排序，提出矿产检查工作安排建议。 (3) 环境地质：(a) 城市及重要经济区元素地球化学分布特征；(b) 重要农业区元素地球化学分布特征；(c) 地方病发生区元素地球化学分布特征; (d) 重要自然景观区元素地球化学分布特征等。

③在基岩出露好、地质标志较清禁的地区，还可采用遥感图象解释的方法（见遥感地质）。遥感地质解译工作重点是：区域构造格架解译；各类地质填图单元解译；矿产地质解译（如已知成矿、控矿地质体、地质构造追索圈定，与成矿、控矿相关的遥感线、环、纹、斑、色调等特征影像提取，与成矿、控矿相关的隐伏岩体圈定等）；灾害、环境地质解译（如滑坡、泥石泥、地裂缝、地面塌陷圈定等）。

④重砂测量（重砂指由比重较大、物理和化学性质比较稳定的矿物的颗粒所组成的松散集合体），通过重砂分析和综合整理，发现并圈出矿产机械分散晕，即与矿产密切相关的指示矿物的重砂异常，据此进一步追索原生矿床和砂矿床。重砂测量包括人工重砂测量和自然重砂测量，是区域地质调查中广泛使用的一种找矿方法。尤适用于水系发育的地区。

．区域地质调查

简言之就是对一定区域范围的基础地质情况进行调查和研究。（简称“区调”、“区测”或“填图”）。

（1）一定区域

就是国家统一规定按经纬度把全国分成若干个方块，每一个方块就是一个区域范围。（以区域中重要城镇命名，如巢湖幅）

（2）地质情况

包括：这个区域中的地层古生物、岩石、矿床、地球化学、水文、工程地质以及环境地质、农业地质、灾害地质、地质构造等基础地质。

区域地质调查的最终成果是地质图、地质报告。

2.地质图

将一定区域范围内的各种地质体，按一定的比例尺，投影到地形平面图上，并用规定的符号表示出来的图件，称为地质图。

（1）按比例尺划分地质图

按比例尺不同可以划分为不同比例尺的地质图。

小比例尺地质图：1/100万——1/50万,全国、全省范围大区域地质调查

中比例尺地质图：1/20万——1/5万,在一个省范围内区域地质调查

大比例尺地质图：1/2.5万——1/1万,还有1/1000-1/100(主要针对具体矿床、矿体或者小范围特殊需要进行地质调查)

（2）地质体

沉积岩——可划分到群、组、段

火成岩——包括各种岩体：花岗岩、辉长岩……等。

变质岩——不同变质程度的变质岩，若片麻岩、麻粒岩……等

其他地质体——如矿体、生物礁体、特殊地质标志层……等

二、填图单位的确定原则与方法

1．侵入岩地区
是以不同的侵入体来划分填图单位。例如酸性花岗岩，中性的闪长岩，正长岩、基性、超基性的辉长岩、橄榄岩等，为不同的填图单位。

2．变质岩地区
以不同的变质岩类型，例如片岩、片麻岩、麻粒岩、……等。

3.沉积岩地区
（1）以地层为基础来划分

①岩石地层 ②生物地层 ③年代地层 ④磁性地层 ⑤化学地层 ⑥矿物地层。目前主要以岩石地层为主。

（2）岩石地层单位划分的原则
①依据岩性特征和相对地层位置

②可以是一种或几种岩石类型的组合

③整体岩性一致，野外易于识别
④岩石地层单位是客观描述的实体，它不能根据成因和形成年代来划分。（但反过来研究地层单位成因和形成年代，却有助于客观地选择岩性标志，以便更好地划分地层）。

（3）岩石地层单位的种类（可分为正式的和非正式的）
①正式的岩石地层单位：有定义并正式命名的“群”、“组”、“段”、“层”

A：群——是高级别的正式岩石地层单位（一般由纵向上相邻的两个或两个以上的具有某种共同岩性特征的组而成，或由一个规模较大的老组再分组升级为群，保留原地理名称）。

B：组——是等级居中的岩石地层单位（划分适度的地区性或区域性岩石地层单位）。

组的重要含义还在于其总体岩性一致，并具有可填图性，即野外易识别、追索，并可在1：5万地质图上表示出来。

C：段——是级别低于组的岩石地层单位。段是组的组成部分。正式命名段必须具有与组内相邻岩层明显不同的岩性特征，并且分布范围广，对研究区域地层有用。

D：层——是等级最低的岩石地层单位。层一般由岩性、成分、生物组合（视为物理特征）等特征显著区别于相邻岩层的单层或复层构成。它厚度不大（数厘米或数米至十余米），在侧向上横穿不同的组或段，而名称保持不变。通常只有区域性地层划分对比的标志层才正式命名层。

②非正式填图单位

非正式岩石地层单位是未被正式命名或不需要正式命名的局部性岩石单位。

常使用带（段、层）、透镜体、礁、（岩舌、岩楔）等术语（如灰岩礁、斑脱岩带，生物化石富集带（层）等。

划分非正式岩石地层单位主要是为了突出其特殊性。

（4）比例尺不同，岩石地层单位划分的级别不同
A：1/100万——划分到“群”（即几个组合并）。
B：1/20万，可以是“群”，主要以“组”为单位。
C：1/5万——必须划分到“组”，根据地质情况有时还可以划分“段”。
D：岩石地层单位的厚度，在图上表示时不能小于1mm。
不管比例尺大小，岩石地层单位的厚度，在图上一般不能小于1mm。否则在地质图上就表示不出来。

『贰』 水文地质单元划分

吐哈盆地为典型的山间自流水盆地。盆地四周基底出露，主要由石炭纪火山岩、火内山容碎屑岩和海西期花岗质侵入岩组成。盆内盖层主要为中、新生代陆相碎屑沉积。因而形成了两套完全不同的水文地质体系，即盆地周边的水文地质地块和吐哈自流水盆地。在盆地周边水文地质地块中，主要赋存构造裂隙水和风化裂隙水；而在自流水盆地内，则主要赋存孔隙水、孔隙-裂隙水。吐哈盆地具有独立的补给、径流、排泄体系，因此将其确定为Ⅰ级水文地质单元，即吐哈自流水盆地。

图2—1 吐哈盆地水文地质分区图

（据董文明，1998）

1—盆地边界；2—Ⅱ级界线；3—Ⅲ级界线

吐哈盆地中部的了墩隆起构成盆地地下水的分水岭，并将其分割为东、西两个Ⅱ级水文地质单元，即西部的吐鲁番坳陷自流水区和东部的哈密坳陷自流水区（图2—1）。然后根据各坳陷的区域构造、地下水运动等方面的特征，可将其进一步划分为6个Ⅲ级水文地质单元，即台北凹陷自流水区、艾丁湖斜坡自流水区、布尔加凸起自流水区、五堡凹陷自流水区、黄田斜坡自流水区和南湖戈壁斜坡自流水区。各水文地质单元的基本特征见表2-1。

表2—1 吐哈盆地水文地质单元特征表

『叁』 水文地质报告里面，在计算汇流的一些参数时候，水文地质单元面积是按照平面计算还是三维地形计算

按投影面积计算的。

『肆』 关于水文地质单元

如果正好是我知来道的话，应该自是出自于 SWAT 模型系统， HRU

以下是官方SWAT模型的网站，现在使用手册已经有一个版本的中文翻译版了。
http://swat.tamu.e/software/swat-model/

这个模型由美国 Texas大学 Jeff Arnold 教授 和 Srini 教授 （印度裔，名字太长，我是这样称呼他的）创立，现在已经在世界范围内有了非常广泛的应用，现在也比较健全了。不过学起来可能需要一点时间。

今年在法国的国际会议我刚好是组委会成员，你感兴趣的话可以学习一下。
国内我只知道武汉水生所和我们的联系比较紧密。其它好像也有，不过我不太清楚。

『伍』 求助：水文地质单元的划分方法

1，水文地质单元的划分方法：根据水文地质条件的差异性而划分的。
2，水文地质条件的差内异：包括地质结构容、岩石性质、含水层和隔水层的产状、分布及其在地表的出露情况、地形地貌、气象和水文因素等。
3，水文地质单元：是一个具有一定边界和统一的补给、径流、排泄条件的地下水分布的域。

『陆』 水文地质的计算方法

1．应用的技术手段：⑴调查、钻探、地球物理勘探和遥感技术；⑵各种观测和试验技术（水位、流量等的观测；抽水试验、示踪试验和弥散试验等）；⑶各种地下水模拟技术（数值模拟用的较多）；⑷同位素技术等。
随着科学技术水平的不断提高，水文地质计算方法也不断发展。水文地质计算方法大致有：解析解法，物理模拟法，数值解法，系统分析方法，概率统计方法等等。
解析解法
60年代以前，解含水层地下水的水头和流量问题，多偏重于解析解法。如“地下水动力学”课程中所述，无论是以稳定流为基础的裘布衣公式，还是以非稳定流为基础的泰斯公式，它们的推导都有许多假设，在水文地质条件满足这些假设时，当然没有问题。但要解决大范围的地下水系统计算时，由于水文地质条件的复杂性，解析解法就无能为力了。
物理模拟法
物理模拟有电模拟、水力模拟、粘滞流模拟、薄膜模拟等等，以电模拟应用较多。早在本世纪的20年代，苏联的巴甫洛夫斯基提出了电解液模拟(arn A)，它成为当时研究水工建筑物地区渗捕问题的重要手段。以后叉发展到电阻网模拟，在50年代和60年代，R-C网络和R-R阿络模拟也得到发展。60年代中期叉出现了与计算机结合在一起的混合机。
数值解法
60年代后期随着电子计算机的发展，人们把数值模拟应用到水文地质计算中来。由于电模拟制作和参数调试都比数值法麻烦，所以应用更多的是数值解法。
在水文地质计算中应用的数值方法可大致归纳为5类。①有限差分法（简称有限差法）；②有限单元法（简称有限元法）；@边界单元法（简称边界元法）；④特征线法}⑥有限分析法。
有限差分法从60年代初就开始应用于水文地质计算。最初多用正规网格和松弛解法，1968年引入交替方向豫式差分法，以后又引入强隐式法，1973年被推广到变格距情况，兰马特f Lemard）于1D79年提出了上游加权有限拦分法。
有限单元法从1968年开始应用于水史地质计算，1 972年弓1八等参数有限单元法，1977年休延康(Huyakorn)和尼尔康卡(lxlilkuka)等提出了上风有限单元法。
有限差分法和有限单元法是水一_上地质汁箅中最常用的数值计算方法。
边界单元法是70年代中期发展起来的一种新的数值方法。
有限分析法是80年代发展起来的‘种新的数值计算方法。它也是一种区域离散方法，它是通过某种解析途径进行离散化，得到一一组方程，然后求得每一结点的水头近似值和进一步算出流量。
其它方法
系统分析方法，是结合数学模型及计算机技术米进行分析的一种方法，在地下水资源管理中得到迅速发展。许多国家，叮i在用此方法实行大规模和大范围的河水调用，以达到地下水和河水资源瓦相调剂，统一运行。系统方法叮以根据所在地区的气象、地质、地貌等自然地理条件与系统的关系以及经济、政治等社会环境条件，根据需要与可能，为该系统确定—个最优解。
随机模型也在地下水资源管理中广泛应用。如时间序列分析，也开始应用于地下水计算中。随着计算机科学的发展，将使更多更新的方法应用于实际生产中去。

『柒』 研究区水文地质

一、西北内陆盆地

西北内陆盆地，主要包括甘肃河西走廊，新疆准噶尔、塔里木及青海柴达木等内陆盆地，均为极端干早气候条件下所形成的典型的戈壁沙漠地区。地下水的分布规律受构造、地貌、气候、水文等组合因素的控制。在强烈隆起的山区，赋存基岩裂隙水。在中新生代盆地缓慢隆起区，主要赋存深部承压水，潜水不甚发育。各盆地含水层以山前倾斜平原第四系孔隙介质为主，从山边到盆地中心地下水具有明显的分带规律，山前是冲洪积扇形成的卵、砂砾石平原潜水带，向细土平原逐渐过渡为潜水-承压水带，至盆地中心是湖沼低地高矿化地下水带。

河西走廊主要包括石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域。它们均发源于南部祁连山区，降水、冰川融水是河流的主要补给来源。每个盆地有被构造-地貌所控制的含水层系及独立的补给、径流、排泄条件，构成相对独立的水文地质单元。这些独立的水文地质单元又通过河水与地下水之间的相互转化，使南北方向上同属一个河系的两个或三个盆地中的水流连接成统一的“河流-含水层”系统。例如石羊河水系的武威盆地与民勤-潮水盆地，黑河水系的张掖盆地、酒泉盆地与金塔盆地，疏勒河水系的玉门-踏实盆地与安西-敦煌盆地等。含水层特征:南盆地潜水含水层为巨厚的粗颗粒地层，含有丰富的孔隙水，特别是中上更新统是走廊内最为丰富的主要含水层。岩性主要为砂卵砾石、砂砾石，主要分布在各盆地冲洪积平原上游。向北含水层岩性逐渐变为砂砾石、砂卵砾石夹亚粘土，厚度也逐渐减为50～100m。至盆地下游含水层岩性主要为砂、砂砾石，厚度20～50m，钻孔单位涌水量为3～30L/s，潜水水质逐渐变为微咸水和咸水。

准噶尔盆地位于新疆北部，盆地中部主要分布有古近-新近系及第四系。古近-新近系含水层岩性主要为陆相、河湖相碎屑岩，广泛分布于盆地中部及盆地边缘地区。尽管单井涌水量不大，其便于利用，是牧区的主要供水水源。第四系岩性是洪积相和冲湖积相松散大颗粒堆积物，山前平原厚度300～600m，至盆地中心岩性由粗逐渐变细，由巨厚的砾石、砂砾石倾斜平原过渡到细土平原区，是主要潜水和承压水分布区。第四系冲洪积含水岩组主要由潜水含水岩组和承压水含水岩组。

塔里木盆地位于天山与昆仑山之间，是我国最大的内陆盆地。盆地中主要分布有第四纪松散岩类孔隙潜水及孔隙承压水。第四纪松散岩类孔隙潜水主要分布在山前倾斜平原，在塔里木盆地南缘昆仑山、阿尔金山山前平原，含水层岩性多为冲洪积卵砾石;在阿克苏平原区，水位埋深5～50m，含水层厚度大于100m;在皮山-和田山前平原及河谷地区，单井涌水量1000～5000m³/d，水量丰富。现代河流冲积层沿河道两侧分布，含水层多为中细砂、粉砂，水位埋深1～5m，一般单井涌水量大于1000m³/d。第四系承压水主要分布在山前倾斜平原和冲湖积平原中，在天山南麓和昆仑山北麓及喀什—莎车一带等地广泛分布着2～3个承压水含水层，水量丰富，TDS小于1g/L。在喀什平原局部承压水头可高出地表10m。在孔雀河-渭干河一带细土平原，承压含水层顶板埋深50～100m，在300m深度内有3层承压含水层，单位涌水量200～600m³/d。

柴达木盆地位于青藏高原东北部，介于阿尔金山、祁连山和昆仑山之间。盆地底部海拔2600～3200m。中新生代陆相碎屑沉积物厚达7000m。第四系冲洪积物和冲湖积物厚度也大于1000m，组成了盆地主要的淡水地下水系统。盆地周边低山区河流的上游分布的山间盆地，都赋存有第四系孔隙水，主要接受河水、降水、冰雪融水和山区基岩裂隙水的补给;山前倾斜平原由河流冲洪积扇和冲湖积平原构成，是地下潜水的径流区和排泄区。含水层岩性为冰水沉积砂砾石、含泥质砂砾石、砂卵砾石等松散物质组成，由山前粗颗粒、单一大厚度含水系统向平原中部渐变为细粒、多层含水系统，地下水也由潜水转化为承压自流水。冲洪积扇前缘潜水下部往往分布有承压水，主要分布于祁连山和昆仑山山前地带;含水层呈大面积连续展布，含水层岩性主要由中粗砂、中细砂组成。在昆仑山前平原300m深度内，有4～7层承压含水层，单层厚度10～50m不等，单井涌水量200～1000m³/d。在祁连山前冲洪积扇前缘地带、冲湖积平原，含水层有8层，岩性多为中粗砂和砂砾石，钻孔涌水量从几百到2000m³/d不等。

西北内陆盆地在构造和沉积环境方面有很多共同之处，唯一不同的是河西走廊由于在走廊中部有一构造隆起而形成南北两盆地。但是，天然条件下每个盆地基本遵循相同的水资源转化关系，即山前地下水向地表水转化、冲洪积扇中上部地表水补给地下水、溢出带地下水补给地表水、冲积平原下游地表水补给地下水。由于内陆盆地平原区，降水稀少，蒸发量大，一般无地表径流，出山径流量基本上代表了这一河流或这一水系的水资源的总量。内陆河流一般具有汇水面积小、流程短，流量小、比降大等特点。西北内陆盆地水资源的分布均具有明显的水平分带性，即戈壁带(地下水补给带)→绿洲带(地下水溢出带，形成泉集河)→低平原细土带(地下水径流带)→盐土带(蒸发排泄带)。河流进到山前平原后，大量渗漏转而补给地下水，然后地下水又在适当条件下以泉水形式溢出地面变为地表水，这种河水→地下水→河水的转化过程是干旱区内陆河流自上而下水循环运动的基本方式。

二、黄土高原

黄土高原分布在我国中西部，地跨青、甘、宁、内蒙古、陕、晋、豫7省(区)，总面积43×10⁴km²，包括甘肃东部、宁夏南部、陕西的陕北和关中盆地，以及内蒙古的鄂尔多斯高原。黄土区地下水的形成和分布具有特殊的规律性，地下水主要赋存在中更新世和早更新世地层中，大多埋藏较深，地下水分布也比较普遍;以大气降水入渗补给为主，水质一般较好，在一些地方往往是唯一的水源。因自然地理和地质条件变化大，不同黄土区地下水的赋存、分布以及补径排条件各异。

第四系松散岩类孔隙水在黄土高原可分为黄土层孔隙裂隙潜水、冲湖积粉细砂层孔隙潜水，冲积砂、砂卵石层孔隙潜水，以及冲洪积、冲湖积砂砾层孔隙承压水。黄土层孔隙裂隙潜水主要分布在黄土高原的北部以及陇东、陕北黄土高原的南部，含水层岩性主要为中、上更新统黄土;黄土类土，富水性差，单井涌水量20～80m³/d。冲湖积粉细砂层孔隙潜水主要分布在毛乌素沙漠东南缘定边、榆林、神木一带的沙漠草滩地，含水层岩性主要为上更新统冲湖积相粉细砂和粉土，厚度变化大，单井涌水量100～1000m³/d，水质一般较好。冲积砂、砂卵石层孔隙潜水主要分布于各大、中河谷阶地区，含水层为中更新统冲积砂、砂卵石，厚3～80m，单井出水量一般500～2000m³/d。冲洪积和冲湖积砂砾层孔隙承压水分布于关中盆地黄土台塬及河谷阶地的潜水层之下，含水层岩性为中、下更新统冲洪积、冲湖积砂砾石层，由山前至盆地中部河谷区，富水性由弱到强，水位埋深由深变浅。

碳酸盐岩类岩溶裂隙水分布于鄂尔多斯中生代盆地边缘，除在山区和深切的沟谷中小范围裸露外，大部分隐伏于新生界、中生界之下，顶面埋深数十至千余米不等。陕西渭北和府谷等地，奥陶系碳酸盐岩中赋存着丰富的岩溶裂隙水，富水性不均，富水区单井出水量多在1000m³/d以上。

中生界碎屑岩类孔隙裂隙水广泛分布于鄂尔多斯盆地，除出露于深切的沟谷底部和子午岭、黄龙山外，大多被黄土覆盖。在盆地东翼由东南向西北依次分布有二叠系、三叠系、侏罗系和白垩系，呈向北西缓倾的单斜构造。含水层岩性主要为中生界白垩系志丹群砂岩，富水区主要分布在无定河和葫芦河中游，单井出水量近1000m³/d，最大者可达3000m³/d以上，一般水质较好。

三、华北平原

华北平原位于我国东部地区，北靠燕山，南抵黄河，西依太行山，东濒渤海，为我国三大冲积平原之一。华北平原地势自北、西、南三个方向向渤海湾倾斜。按成因和形态特征可将其划分为山前冲洪积倾斜平原，中东部冲积湖积平原，黄河冲积扇及滨海冲积海积平原。山前冲积平原含水层颗粒组分在区内的分布是由北向南和由西向东逐渐变细，即卵砾石、砾石夹粗砂、粗砂夹砾、粗中砂至细砂、粉砂顺序。冲积扇顶部厚度大而单一，往下则呈多层，单层厚度越来越小。中部及滨海平原河道带沉积的含水层，其颗粒组成表现为上游粗下游细，即由中细砂到细粉砂组成，其厚度也是上游较厚，约20m，下游则多为5～10m。湖泊洼淀沉积主要是淤泥质黏性土与粉砂，供水意义不大且多为咸水。含水层组在空间的分异明显，在水平方向上主要表现在含水层的粒度与厚度上自西北向东南逐渐变细变薄，在垂向上表现为约在120m以下是湖相沉积特征;含水层多呈透镜体，彼此之间连通性差，组成高水头的深层承压水。一般说来，在250m以下的含水层多具地质封存水的性质。在120m以上的冲积扇或古河道带区则为冲洪积沉积特征，含水层不论在垂向上或是水平方向上都具有较好的连通性，参与现代水的循环交替，具较好的补给、径流、排泄条件。

华北平原由山区经平原到滨海构成一个完整的水文地质单元。长期以来，由北部燕山和西部太行山而来的地表水及其平原中的河流不断补给平原地下水，使厚达500～700m的第四纪堆积物内广泛分布第四系孔隙水，其流向与地表水基本一致;而且，在山前地段分布有隐伏岩溶水，在平原中东部第四系孔隙水下部分布有新近系孔隙水(主要指新近系明化镇组)。由于受不同地质历史时期的古气候、古地理沉积环境及新构造运动等因素控制，含水岩层在不同深度的分布形态和发育程度，均存在着差异性，并导致了它们的水力性质、水化学性质、渗透性、导水性、富水性及地下水动态等发生相应变化。

华北平原地下水主要为第四系孔隙水，根据地下水埋藏特征，沉积物岩性结构等水文地质要素可将华北平原第四系孔隙水统一划分为浅层地下水系统(潜水-微承压地下水系统)和深层地下水系统(承压地下水系统)。

浅层地下水系统为开放型地下水系统。它直接接受大气降水、地表水、灌溉回归水等垂直入渗补给，通过潜水蒸发、人工开采、侧向径流和矿坑疏排等排泄，地下水水力性质属于潜水-微承压水。浅层地下水在全淡水区为第Ⅰ+Ⅱ含水组，在有咸水区为第Ⅰ含水组。有咸水区浅层水底板埋深一般40～60m;在山前地段全淡水区由于沉积物无统一隔水层及人为沟通，Ⅰ和Ⅱ含水组构成统一含水系统，底板深度为120～170m，含水层岩性为卵砾石、中粗砂、中细砂及细粉砂等。自山前冲洪积倾斜平原，至中部冲积、湖积平原和东部滨海冲积、海积平原，地下水具明显的水平变化规律。在中东部平原区，浅层淡水下部广泛分布咸水，由咸淡水分界线向渤海方向，咸水体逐渐变厚。埋藏淡水深浅不等，在河道带埋藏浅，而沿海地区埋藏深，一般大于200m。浅层地下水径流方向基本与含水层结构，地貌变化方向一致。由山前平原至滨海平原，由河道带上游至下游，径流强度逐渐减弱。

深层地下水系统以半封闭型为主，地下水水力性质为承压水。它不具备直接接受大气降水、地表水等垂直入渗补给输入的条件，在天然状态下，仅有侧向径流输入，并通过缓慢的径流和越流输出。在开采条件下，则变为以侧向径流与来自上部的微弱越流补给输入，以人工开采为主输出。深层地下水在全淡水区包括Ⅲ+Ⅳ含水组，在有咸水区包括咸水体以下的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ含水组。底界埋深由山前的100m增加到东部平原的550m。受构造控制的坳陷区和隆起区埋藏深度和厚度差异很大。含水层以砂砾石、砂卵石、中粗砂、细砂为主。从山前平原径流至中部平原和东部平原需要数千年，甚至上万年的时间，因此深层承压水恢复能力很弱。深层地下水的排泄途径，在1970年以前主要是径流排泄，局部地区的以人工开采或向上部含水层的顶托排泄。1970年以后大量开采地下水，目前人工开采成为深层水主要排泄方式。人工开采增加了深层地下水侧向径流水力坡度，加强了地下水循环。

总的来说，华北平原是由多层叠加，纵横交错的砂、砾石层构成的第四系含水岩系。从山前平原至滨海平原含水层结构是由北西向及东西向扇状结构，逐渐过渡为北东向舌带状结构，以及岛状、盆状等结构类型。含水层的颗粒及厚度顺沿沉积方向变化:由山前平原砾、卵石至东部、滨海平原以粉砂、细砂为主;含水层厚度由薄变厚，至中部平原边缘一般变薄一些，复而沿沉积方向又加厚，但至滨海平原又逐渐变薄。横截沉积方向受冲积扇、河道带发育程度控制，一般在扇间地带及河道不甚发育的地区，厚度变薄，颗粒也较细。

四、东北松辽平原

东北松辽平原三面环山，西部为大兴安岭，北部为小兴安岭，东部为张广才岭、长白山，南部濒临渤海和黄海。松辽平原的主体包括中、南部宽阔的辽河平原、松嫩平原以及东北部三江平原的部分地区。松辽平原除下辽河滨海地区海陆交替相堆积以外，由于盆地周围山区以火成岩为主，盆地内广泛分布冰水及冲洪积相为主的巨厚砂砾石层，粘土夹层极少，岩性单一，第四系各统之间的界限较难划分，构成一个统一的巨厚含水层，是一个地下水资源极为丰富的潜水盆地。

松嫩盆地是一个由中、新生界地层构成的大型断拗盆地，在水文地质结构上，是由白垩系、古近-新近系、第四系多个含水层系统相互叠加而组成的一个大型潜水、自流水盆地。主要含水层有:下白垩统裂隙或裂隙-孔隙含水层(或含水带);古近-新近系孔隙-裂隙含水层;第四系下更新统冰水砂砾石含水层;中、上更新统冲洪积砂砾石含水层;上更新统冲湖积粉细砂含水层(分布于盆地中央);全新统现代河谷冲积砂砾石含水层。其中，中上更新统至全新统的含水层为潜水，其余均为承压水。松嫩平原在不同地段，含水层的结构也互不相同。在松嫩盆地西缘大兴安岭山前倾斜平原，主要为第四系单层含水层系统，含水层由单一的大兴安岭山前河流的冲洪积砂砾层组成;含水层介质以及厚度和富水性具有一般干旱半干旱冲洪积扇的典型特征，从冲洪积扇顶部到前缘，从扇轴到两侧，砂砾石粒度由粗变细，层数由单一到多层，富水性由强变弱;从北向南主要扇形体依次为诺敏河冲洪积扇，阿伦河冲洪积扇，雅鲁河冲洪积扇，霍林河冲洪积扇;在松嫩平原中部低平原，主要为第四系、古近-新近系、白垩系多层含水层系统，分布面积很大，几乎覆盖整个低平原。含水层自上而下依次为:上更新统荒山组孔隙含水层，下更新统白土山组孔隙含水层，新近系泰康组和大安组孔隙-裂隙含水层，古近系依安组孔隙-裂隙含水层，上白垩统裂隙-孔隙含水层;在东部和北部的高平原的广大地区，主要为第四系、白垩系上层含水层系统，其分布面积占松嫩平原总面积的二分之一。双层结构的上部含水层，主要是呈片状分布的中更新统下荒山组砂砾石含水层，或为零星带状分布的下更新统白土山组砂砾石含水层，两者很少在剖面同时出现，双层结构的下部主要是白垩系的裂隙或裂隙-孔隙含水层和脉带状裂隙含水层。

松嫩盆地的地下水是一个统一的系统。在天然条件下，地下水主要从盆地周边获得降水和地表水的入渗补给，而后流向盆地中心。盆地地下水除小部分在西部山前冲洪积扇前缘和东部高平原边缘以泉水形式排泄外，绝大部分地下水均通过盆地中心承压含水层向上越流补给潜水，而后消耗于蒸发。目前人为开采量已逐渐成为承压水的主要消耗项。

三江平原由于第四纪地壳运动的结果塑造了三级层状地形，形成了一个巨型的低凹潜水-微承压水盆地。平原边缘的西部和南部的山前台地在中更新世为浅湖相沉积区，岩性为棕黄色黄土质砂粘土夹薄层砂。这种地层结构不利于大气降水入渗，又因与丘陵山区基岩裂隙水水力联系极差，故其储存、调节 、传导功能弱，地下水以裂隙微孔隙水的形式存在，单井涌水量小。低平原地区的含水介质为第四系砂、砂砾石，含水层厚度大，分布稳定，上更新统的冲、湖积层广布，平原中的松散堆积物下部粗，上部细，形成二元结构;顶部为黄土质砂粘土夹淤泥，下部为粉细砂、砂砾石。中更新统的冲、洪积层大部分隐伏于上更新统含水层之下，具二元结构，一般组成3个韵律层;下更新统冲湖积层为砂砾石、中粗砂，也构成了3个旋回。

从山前到平原，从河流上游到下游，含水层从下部到上部，沉积物颗粒由粗变细，厚度由薄变厚，富水性由弱变强。在小兴安岭山前台地前缘，为晚更新世时形成的扇形地沉积物，分选不好，厚度不一，单井出水量小而且变化较大。在宝清山前台地的前缘地段和一些残丘附近，含水层由滨湖相或分选不好的浅湖相组成，岩性为砂质粘土夹砂，厚度较薄，水量中等至贫乏，水质较差。在松花江、黑龙江、乌苏里江等主要河流流经的河谷平原地带以及一些古河道，埋藏着厚度大、结构单一的砂砾石含水层;分选程度好，粒度粗，上无覆盖层;地下水补给渗透径流条件好，疏导功能和富水性强，单井出水量大于5000m³/d。

辽河平原主要包括东西辽河平原和下辽河平原。东西辽河地区在地貌上为大兴安岭丘陵与倾斜平原。大兴安岭山前台地岩石构造裂隙及风化裂隙均较发育，易于接受大气降水补给，为地下水的补给区。地下水以泉的方式向河谷中排泄，同时还以地下径流的方式向河谷及山前冲洪积扇地运动。倾斜平原区第四系含水层结构松散，孔隙极为发育，分布广而稳定，有利于大气降水入渗，古近-新近系碎屑岩类裂隙孔隙承压含水岩组，沿北西、西和南三个方向的山麓向盆地中心地带倾伏于第四系松散岩类之下，但不连续，在架马吐隆起以东、朱日河牧场以北、下洼镇以西地区缺失。含水层主要岩性为砂砾岩、含砾粗砂岩、细粉砂岩等，微胶结，结构疏松，具有良好的蓄水条件。由于含水层上部普遍有泥岩分布，致使该裂隙孔隙水具有承压性。据钻孔揭露，含水层厚10～50m，具有从盆地边缘向中心增厚，富水性增强，承压水头增高等自流水斜地的特征，顶板埋深70～200m。

下辽河冲洪积扇，含水层岩性为砂砾卵石、中砂等。厚度20～60m，单井涌水量在轴部为3000～5000m³/d，边缘1000～3000m³/d。河谷平原区地势较平坦，表层为亚砂土、亚粘土或砂、砂砾卵石层，植被发育，降水入渗条件良好;下部的砂、砂砾卵石含水层透水性能较好，渗透系数一般为10～200m/d;地下水埋深较浅，径流条件较好。河谷平原区是工农业相对集中，地下水的开发利用程度较高的地区，为地下水主要排泄区，排泄形式为人工开采、潜水蒸发及地下径流。

『捌』 水文地质单元划分及其特征

研究区处于二连盆地乌兰察布坳陷的东部和马尼特坳陷西部范围内。以贺根山大断裂为界，又分为两个相对独立的水文地质单元，即2081地区、2082地区两个Ⅲ级水文地质单元，它们分别具有相对独立、完整的地下水补给、径流、排泄系统(表2-2)，其分属于乌兰察布坳陷和马尼特坳陷两个Ⅱ级水文地质单元的一部分。

1.2082地区水文地质单元

该水文地质单元是乌兰察布Ⅱ级水文地质单元自流水含水系统的一部分，大部分处于径流、排泄区，补给区除北部的本巴图凸起区外，大部分地下水来自于坳陷的西南上游一带。因此，地下水的补给除基岩裂隙水、大气降水之外，上游一带的地下水是本区地下水的重要补给来源，从目前的情况看，来自于上游一带的层间水是本区的主要补给源。地下水的总体径流方向是由南西向北东方向，除了北东部的巴润达来诺尔总排泄源外，在2082地区西南部的宝力格地段有大片沼泽地，并有泉水出露，形成诺尔区，为局部排泄源。

表2-2 矿区水文地质单元及主要特征

2.2081地区水文地质单元

该水文地质单元属于马尼特坳陷的西部区，其所处的位置为马尼特坳陷的径流-排泄区。地下水的补给除南部蚀源区基岩裂隙水、大气降水外，北东部上游一带的层间水是本区地下水的重要补给来源。另外，有沿着北东向展布的张性断裂带自北东部上游区地下水的补给。地下水的主要排泄区为准达来诺尔。从现场调研和取样分析可知，该区地势低洼，为长年性湖泊，地下水属于Cl-Na型水，矿化度高达4.026g/L，明显由于地下水的不断径流，在这里排泄，再经蒸发浓缩作用所致。

『玖』 水文地质参数的计算、选取与分区

水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数量指标，是地下水资源评价的重要基础资料，主要包括含水介质的渗透系数(K)和导水系数(T)、承压含水层的储水系烽(μ^*)、潜水含水重力给水度(μ)及弱透水怪的越流系数(σ)等，还有表征与岩土性质、水文气象等因素的有关参数，如降水入渗系数(λ)、潜水蒸发强度(ε)、灌溉入渗补

给系数(β)等^[52～57]

9.3.2.1 水文地质参数的计算

研究区前人取得了许多水文地质参数，其中多孔抽水试验取得的参数都是由专业勘查队伍计算求得，计算方法规范(包括博尔顿配线法、雅各布直线法)，可以供本次研究直接利用。

(1)渗透系数的确定

研究区许多地段含水层为粉砂层、砾卵石层、含黏性土的砾卵石层组成的多层结构，渗透系数差异显著，本次计算将多层结构视为一个含水层系统，水文地质参数取加权平均值。

1)稳定流抽水试验。研究区地下水类型为松散岩类孔隙潜水，但在部分阶地后缘地段具有微承压性。所以，计算渗透系数时，前者用潜水井Dupuit公式，后者采用了承压水井Dupuit公式。

单井抽水试验计算参数所采用公式如下:

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

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式中:K为含水层渗透系数，m/d;H 为潜水含水层厚度，m;Q为抽水试验涌水量，m³/d;S为抽水试验水位降深，m;R为抽水试验影响半径，m;r为抽水试验井半径， m;M为承压水含水层厚度，m。

2)非稳定流抽水试验。抽水试验条件符合泰斯假设条件，可借助泰斯公式或雅柯布公式，用配线法、直线图解法、水位恢复法等方法求K。当u≤0.01时，可利用雅柯布公式，通过在单对数纸上作实际资料的s-lgt关系曲线求得K。

(2)给水度的确定

1)多孔抽水试验法。首先，将抽水试验延续时间、水位降深、涌水量数据按主孔、观测孔分别录入计算机。

其次，利用GRAF4WIN软件形成Q-T、S-T历时曲线，形成S-T单对数曲线(图9.20)，标定各孔直线段并延长至T轴，求出直线段斜率ΔS和截距T₀值。

再次，利用非稳定流直线法计算水文地质参数，其计算公式为

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图9.20 多孔抽水试验直线法求参单对数曲线图

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式中:T为含水层导水系数，m²/d;ΔS为单对数曲线(S-T)直线段斜率;Q为抽水试验涌水量，m³/d;μ为含水层给水度(储水系数);t0为单对数曲线(S-T)T轴截距， d;r为观测井至抽水井距离，m。

最后，利用稳定流观测孔资料校核水文地质参数，其公式

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

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式中:S₁、S₂为观测孔;水位降深，m;r₁、r₂为相对应观测孔至主孔距离，m。

(3)潜水位变动带给水度的确定

利用地下水动态监测资料计算。由前人的资料得到研究区的潜水蒸发的极限深度为4.95m，研究区地下水位埋深大部分都处于潜水蒸发极限深度以下，阿维扬诺夫公式适用范围有限。在枯水季节，可利用动态监测资料，采用均衡法计算变动带给水度:

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

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式中:H₁、H₂、H₃为t时段前上、中、下游含水层厚度，m;m₁、m₂、m₃为t时段后上、中、下游含水层厚度，m;h₁、h₂、h₃为t时段前上、中、下游潜水位高程，m;L₁₂、L₂₃为中心孔至两侧孔距离，m;t为计算时段，d;ΔH₂为中心孔t时段水位变幅，m。

(4)大气降水入渗系数的确定

利用动态监测资料，本次研究采用时段水位升幅法。计算公式如下:

λ=μ'Δh/P (9.19)

λ=μ'ΣΔh_汛/ΣP_汛 (9.20)

式中:μ'为水位变动带给水度;Δh为时段水位升幅;ΣΔh_汛为汛期水位升幅总和;P为时段降水量;P_汛为汛期降水量。

以上各水文地质参数的计算结果详见下节水文地质参数的选取与分区。

9.3.2.2 水文地质参数的选取与分区

通过上述研究与计算把取得的水文地质参数按类型进行了分区，分别编制大气降水入渗系数分区图和大气降水入渗系数分区表(图9.21，表9.8)、含水层给水度分区图和含水层给水度分区表(图9.22，表9.9)、含水层渗透系数分区图和含水层渗透系数分区表(图9.23，表9.10)、潜水位变动带给水度分区图和潜水位变动带给水度分区表(图9.24，表9.11)。农田灌溉水回渗系数采用地区经验值。

表9.8 大气降水入渗系数分区表

大气降水入渗系数计算点39个，平均值为0.21，分区统计数值在0.15～0.29之间，低值分布在松花江二级阶地，高值分布于温德河与牤牛河的漫滩、阶地中。江北化工区、老市区入渗系数偏小(图9.21，表9.8)。

含水层给水度值162个，平均值为0.15，分区统计数值在0.10～0.24之间。白山区含水层中混有黏性土，其给水度值偏小，尤其是阶地后缘，给水度仅为0.10;牤牛河沿岸、江北八家子一带地下水丰富，含水层给水度值相对较高(图9.22，表9.9)。

图9.21 大气降水入渗系数分区图

表9.9 含水层给水度分区表

图9.22 含水层给水度分区图

表9.10 含水层渗透系数分区表

含水层渗透系数值162个，平均值为56m/d，分区统计数值在7～265m/d之间。含水层地下水渗透性能差异显著，渗透系数最低值分布在白山、冯家屯、龙潭山附近的阶地后缘，渗透系数较大的区域分布在牤牛河沿岸、江北八家子、哈达湾及江南的部分地段(图9.23，表9.10)。

图9.23 含水层渗透系数分区图

潜水水位变动带给水度值在0.05～0.15之间，数值较小是由于水位变动带岩性多为粉土、粉质黏土与砂层互层，数值较大的区域地下水埋深大，水位变动带岩性组成与含水层岩性接近，其给水度值接近含水层给水度值(图9.24;表9.11)。

图9.24 潜水位变动带给水度分区图

表9.11 潜水位变动带给水度分区表