怎麼從水文地質看地下水流向
❶ 自然電場法在確定地下水流向方面的應用
大家知道，由滲透作用引起的過濾電場其方向與地下水流向有關。在地下水埋藏不深、流速大、地形較為平緩的條件下，應用自然電場法可以確定地下水的流向。野外觀測方法常採用環形觀測法，即在一測點上，用兩個不極化電極沿直徑二倍於地下水埋深的圓周，在不同方位上進行電位差的測定，然後將觀測結果繪成電位差方點陣圖。正常情況下，在地下水流向方位上測得的電位差值最大，在與其垂直的方向上，電位差值應為零，見圖3⁃1⁃9所示的「8」字形電位差方位曲線。在自然條件下，由於地下水運動的不均勻性，觀測結果多為橢圓形，其長軸方向便為地下水運動的軸向；再根據所觀測得的電位差極性確定地下水運動方向，即運動方向是由負電位指向正電位。
圖3⁃1⁃9 環形觀測布置及「8」字形電位差方位曲線
圖3⁃1⁃10為河南滎陽地區利用自然電場法了解區域性地下水流向的實測結果，根據觀測結果，確定地下水運動方向是從西南流向東北。為了與水文地質資料對比，圖上還繪出了地下水等水位線。兩者對比可見，其反映的流向是一致的。另外，在圖的西北部，即黃河附近，在兩個測點上所反映的方向是南東一北西。這表明地下水與地表黃河水存在有補給關系，根據兩者水位資料對比，地下水位高於黃河水位，因此，確定該區是地下水補給黃河水，如圖中所示的指向。
圖3⁃1⁃10 河南滎陽地區潛水流向圖
1—鐵路；2—村莊；3—電位差方位曲線；4—等水位線
關於用自然電場法找油氣的問題，國外於20世紀70年代就有人開展過這方面的試驗研究（Pirson SJ，1980）。國內自20世紀80年代以來，在某些油氣田上也相繼進行了不少試驗研究工作（王一新等，1983）。試驗結果表明，在多處含油氣構造上均能觀測到自然電位的負異常。由此認為用自然電場法可檢測地質構造的含油氣性。但其產生機理及異常區分問題，尚有待進行深入研究。
❷ 地下水流向原則
根據水流流向的原則，地下水流向應該是從水位高處向地處流，從圖中可以看出，乙處海拔最高，因此地下水的水位也較高，因此由乙流向甲丙．
故選C．
❸ 有人能斷出地下水的具體走向和位置，憑的是什麼
當然是最准確的是靠地下水等水位線，通過水文地質調查，獲得區域的水文地質調查點的地下水位標高，再把相同標高的點，用平滑曲線相連，類似等高線。
地下水流向總是垂直於等水位線的，所以你需要做垂線。
進而得到水力坡度。
❹ 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。
❺ 地下水類型與水文地質分區
一、區域地下水系統劃分
（一）地下水系統的基本特徵
地下水系統與地表水、大氣降水、包氣帶土壤水及人類活動有著密切的關系。河南省地下水系統，總體上主要受水文系統的控制，但在平原區及部分岩溶山區地下水系統與水文系統不完全一致。
河南省地下水系統，在垂向上劃分為淺層地下水系統和深層地下水系統，各自具有明顯的輸入、輸出、儲存與調節功能。淺層地下水系統為開放型系統，它直接接受大氣降水、地表水、灌溉回滲水等垂直入滲補給輸入，通過潛水蒸發、人工開采、側向徑流等排泄輸出，地下水水力性質屬於潛水—微承壓水，其與外部環境條件關系密切，環境條件的改變，直接影響著系統功能的變化，且反應迅速。深層地下水系統以半封閉為主，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，僅有微量側向徑流輸入，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。
（二）地下水系統的劃分原則
正確地進行地下水系統劃分，有助於水資源的客觀評價、綜合開發和實行科學的優化管理。為了研究河南省地下水資源的形成，評價、管理和保護地下水資源，運用系統理論原理，以淺層地下水系統為主體，按以下原則進行地下水系統劃分。
（1）地下水系統是各種組成要素的整體，是一個存在於一定環境之中的相對獨立的整體，是補、徑、排和水循環的統一體，進行地下水系統的劃分，應考慮儲水空間的完整性和水循環的連續性。
（2）地下水系統的地質、水文地質特徵與含水介質場的結構，是系統的基礎。進行地下水系統劃分，應考慮其地質、水文地質特徵與含水介質場的結構。
（3）地下水系統的環境條件與其各種要素之間，是相互聯系、相互依存、相互作用和相互制約的關系，進行地下水系統劃分應考慮系統的環境條件。
（4）淺層地下水系統屬於開放型地下水系統，需考慮系統的動態性，深層地下水系統只反映平原區，山區不作詳細研究。
（5）按照地下水系統、地下水亞系統兩個層次進行劃分。
（三）地下水系統的劃分依據和邊界條件
河南省在水文地質研究史上沒有進行過全省范圍的地下水系統劃分。本次工作在研究前人成果的基礎上，用系統論的分析方法，嘗試對全省山區及平原區地下水系統進行劃分。在各地下水亞系統，特別是山區亞系統內，常形成獨立的、具有一定開發利用價值的岩溶地下水子系統，由於本次工作精度所限，不再進行單獨的評價。綜合考慮河南省地下水系統的介質場、動力場、化學場等特徵及與水文系統的關系，各地下水系統、亞系統劃分依據和邊界條件的確定原則如下：
（1）地下水系統。從水文流域系統觀點出發，以區域地質構造和沉積環境為基礎進行地下水系統劃分。山區以地表分水嶺和區域地質構造為邊界圈定范圍，地表分水嶺與地下分水嶺大部分地區一致，局部地段受地質構造影響，二者不一致，其界線依地質構造情況確定；平原區按沉積環境及地下水趨勢面圈定邊界范圍。地下水系統命名冠以地表水系名稱。
（2）地下水亞系統。進行亞系統劃分應考慮水循環和水動力特徵，以次級分水嶺、地質構造、含水層系統的結構組合類型及地下水流場特徵確定亞系統邊界，以較大的二級流域為單位劃分亞區，太行山及桐柏、大別山區等，沒有形成大的二級水系，按區域劃分。以亞系統冠以地貌特徵或河流名稱和地下水類型命名。
（四）地下水系統的劃分及特徵
根據上述地下水系統劃分原則，將河南省地下水劃分為衛河地下水系統（I）、黃河地下水系統（Ⅱ）、淮河地下水系統（Ⅲ）、漢水地下水系統（Ⅳ），並依據其地質、地貌特點，將其分別劃分出二、四、三、二個地下水亞系統。另外，信陽地區南部局部地段為大別山南坡，亦屬漢水地下水系統，因面積小，未單獨劃分，暫歸並於淮河地下水系統的大別桐柏地下水亞系統。現將各地下水系統、亞系統的水文地質特徵分述如下：
（1）衛河地下水系統（I）：
①太行山地下水亞系統（I1）：位於太行山東麓、東南麓，為中低山地形，面積約4916km2。構造方向主要為SW—NE，含水岩層主要為下古生界碳酸鹽岩，岩溶裂隙發育，富水性好，山前常有斷裂及弱透水岩層阻水，形成大的岩溶水泉點。典型的岩溶大泉有九里山泉、百泉、小南海泉、珍珠泉等，每個岩溶水泉域都形成一個相對獨立的地下水子系統。上游與山西晉城地區岩溶水溝通，焦作一帶為岩溶水的集中排泄區。
按照泉域自北向南分為黑龍潭子系統（I1-1），珍珠泉子系統（I1-2）、小南海子系統（I1-3）、三門寺泉子系統（I1-4）、許家溝泉子系統（I1-5）、三門河子系統（I1﹣6）、百泉子系統（I1-7）和九里山泉子系統（I1-8）。
②衛河沖洪積平原地下水亞系統（I2）：位於博愛、淇縣、安陽一帶，系衛河及其支流沖洪積作用形成，面積約5849km2。地形上包括各支流的山前沖洪積扇及其扇前窪地。地下水為孔隙潛水，水文地質條件差別較大，洪積扇的中上部含水層粒度較粗，富水性較好，扇體的下部及扇前地帶顆粒細，富水性差。主要沖洪積扇有丹河沖洪積扇、峪河沖洪積扇、黃水河—百泉河沖洪積扇、滄河—淇河沖洪積扇、安陽河—漳河沖洪積扇等。地下水排泄，主要為開采，其次為蒸發排泄。
（2）黃河地下水系統（Ⅱ）：
①宏農—青龍澗河地下水亞系統（Ⅱ1）：含宏農澗及三門峽以西黃河小支流流域，面積約4624km2。東界為扣門山和三教地阻水斷層，西界至省界，南界基本與地表分水嶺一致，北界為黃河。水文地質條件較復雜，靈—陝盆地為孔隙水，沿黃河地帶受三門峽水庫水位變化影響較大，一級階地及漫灘區有開發潛力，二、三級階及塬區等大部分已超采。北部及東部低中山區為基岩裂隙水及岩溶水，基岩裂隙水富水性弱，無開發利用價值。三門峽東部及杜關背斜軸部地帶岩溶地區相對富水，具有一定的供水意義，可進一步勘探。
②伊洛河地下水亞系統（Ⅱ2）：含伊洛河流域及河口附近直接入黃的支流流域，面積約18630km2。本區大部分為基岩山區及黃土崗地區，地下水較貧乏，一般不具備供水意義。洛陽及偃師、宜陽、洛寧等地，沿洛河河谷地帶，地下水補給條件好，水量較豐富，資源模數為（20～30）×104m3/(km2.a），是沿河城市供水的主要水源；其次是岩溶水，地下水資源相對較豐富，主要分布於嵩山北麓、崤山東段及熊耳山北坡等地，較大的泉點有聖水峪泉、仁村泉、龍門泉、妙水寺泉等，由於地下水開采及礦坑排水等原因，現大部分泉已乾涸。
③沁蟒河地下水亞系統（Ⅱ3）：含沁蟒河流域河南境內大部地區及西部黃河北岸直接入黃的小支流流域，面積約1609km2。中西部地下水主要向基岩裂隙水，富水性較弱；東北沁河及蟒河沖洪積扇地下水豐富，據沁北電廠勘探報告，沁河沖積扇地下水可采資源為3m3/s，加上沖洪積扇以上沁河河谷地帶，地下水可采量可達6m3/s；東北部為岩溶分布，地下水亦較豐富，在濟源多青附近，岩溶地下水通過封口斷層補給第四系孔隙水。
④黃河沖洪積平原地下水亞系統（Ⅱ4）：位於洛陽市吉利區以下，鄭州黃河鐵路橋以上為扇把，以下為扇形地，面積約44363km2。扇形地岩性由上游到下游、由主流帶向兩側邊緣，由粗變細。主流帶岩性主要為細砂、中砂、粉砂，西北部及東南部邊緣地帶岩性主要為粘性土，基本無含水砂層，與鄰區間形成弱透水或隔水的邊界。地下水為潛力及微承壓水。地下水總體流向為自西向東，由於受黃河影響，形成黃河北地下水流向為自西南向東北，黃河南地下水流向自西北向南東。根據地下水趨勢面，將該亞系統劃分為黃河北、黃河南及黃河影響帶三個地下水子系統：黃河北子系統地下水開采量大，超采嚴重；黃河南子系統地下水基本處於采補平衡狀態；黃河影響帶子系統地下水補給條件優越，含水層富水性最好，補給模數可達20×104m3/(km2.a）左右，沿黃河地帶尚有較大開發潛力。
（3）淮河地下水系統（Ⅲ）：
①沙潁河上游地下水亞系統（Ⅲ1）：位於嵩山以南，含嵩山北麓及箕山和外方山東段，面積約11890km2。地質構造線方向為近東西向，含水層分布與構造線方向一致。主要含水層為下元古界碳酸鹽岩，局部河谷地帶第四系含水層較好，其他基岩裂隙含水層富水性差。碳酸鹽岩岩溶裂隙含水層主要分布在嵩山北坡、箕山南北兩側及外方山北麓，岩溶水徑流方向主要為自西向東。主要岩溶大泉有超化泉、灰徐溝泉、告成泉、柏樹咀泉、觀音堂泉等，由於岩溶水開采量大，加上礦坑排水，現大部分泉點已乾涸。第四系鬆散岩孔隙水主要分布在汝河河谷地帶，郟縣、汝州境內汝河河谷寬度大，含水層為砂、卵石層，富水性好，具開發價值。
②桐柏大別山地下水亞系統（Ⅲ2）：含桐柏山南坡和大別山河南部分，面積約10785km2。地層主要為火成岩及變質岩，地下水主要為風化裂隙水，補給條件差，補給模數小於5×104m3/km2。含水層富水性弱，地下水未具開采價值，只能作為當地居民分散用水水源。
③淮河沖洪積平原地下水亞系統（Ⅲ3）：分布在黃河沖洪積平原亞系統以南，含淮河平原及桐柏、大別山山前崗地，面積約37159km2。接觸地帶山區基岩透水性弱，崗地及平原區第四系鬆散層主要為粘性土，二者水力聯系很弱，只在山前河谷出口處山區對平原區產生補給作用。本區水文地質條件差異較大，平原區地下水相對較豐富，地下水位埋藏淺，含水層富水性較好，目前開采強度不大，尚有開采潛力；崗地區地形起伏大，補給條件差，含水層薄，富水性弱，在崗間河谷地區含水層相對較好，地下水具有一定的開發價值。地下水排泄主要為蒸發及開采。
（4）漢水地下水系統（Ⅳ）：
①伏牛山—桐柏山地下水亞系統（Ⅳ1）：含伏牛山南坡、外方山西南段及桐柏山西坡，為一環形的中低山地形，面積約15584km2。地下水主要為基岩裂隙水，水文地質條件差，一般不具備開發利用價值。西部淅川一帶發育下古生界碳酸鹽岩，岩溶裂隙發育較好，地下水相對較豐富。碳酸鹽岩的展布方向為北西—南東向，主要河谷發育方向為南北向，河谷地段為地下水的主要排泄區。
②南陽盆地地下水亞系統（Ⅳ2）：含盆地內的河谷平原及周邊崗地，面積約11598km2。崗地上部為粘性土，透水性差，地下水補給條件差，富水性弱；唐、白河河谷地帶，含水層為砂礫石層，地下水的補給條件好，富水性強，是城市供水的主要水源。地下水徑流方向總體上為自北向南，東西部崗地局部流向為向西或向東。地下水排泄，主要為開采排泄，其次為徑流排泄。
二、含水層系統特徵
按地下水的賦存條件和含水層組的特徵劃分為三種基本類型。
1.鬆散岩類孔隙含水岩組
主要分布在黃淮海沖積平原、山前傾斜平原和靈三、伊洛、南陽等盆地中，面積約12.0×104km2，地下水主要賦存在第四系、新第三系砂、砂礫、卵礫石層孔隙中。根據鬆散岩類含水層的岩性組合及埋藏條件，一般劃分為淺層、中深層、深層三個含水層組。
（1）淺層含水層組（埋深＜60m）。主要分布在黃淮海沖積平原、太行山前傾斜平原、南陽、伊洛、靈三盆地和淮河及其支流河谷地帶，含水層主要為沖積、沖洪積砂、砂礫、卵礫石，結構鬆散，分選性好，普遍為二元結構，具有埋藏淺、厚度大、分布廣而穩定、滲透性強、補給快、儲存條件好、富水性好等特點，該含水層組一般為潛水，局部為微承壓水。
①黃河沖積平原：主要是全新統形成的黃河大型沖積扇，沖積扇始於沁河口，向東北以衛河為界，向東南以賈魯河—潁河為界。含水層為砂礫石、中粗砂、中細砂、細砂、粉細砂組成，永城南部有亞粘土孔隙裂隙含水層。含水層總的變化規律是向前緣和兩翼顆粒變細，厚度較薄，層次增多，富水性減弱，礦化度增高。黃河南扶溝—杞縣以西、黃河北濮陽—內黃的西南屬黃河沖積扇中上部主流相，含水層以中粗砂含礫石、中細砂為主，厚度12～25m，頂板埋深5～20m，單位涌水量10～30m3/(h.m），滲透系數10～30m/d；內黃—濮陽東北、商丘—民權西南為泛流帶相，泛道和邊緣相相間呈條帶狀，含水層為中細砂、細砂和粉砂，厚10～15m，埋深10～20m，單位涌水量5～15m3/(h.m）；商丘的東北部和范縣—長垣一帶屬沖積扇的前緣相，含水層以粉細砂為主，厚度小於5m，埋深10～35m，單位涌水量小於3m3/(h·m）。地下水流向黃河南為西北—東南向，黃河北為西南—東北向。礦化度自西向東由小於0.5g/l過渡到2～5g/l，局部地段大於5g/l。
②淮河沖洪湖積平原：分布在漯河東南、確山以東、淮河以北至潁河，主要為中上更新統含水層。沙汝河平原上游，含水層為全新統—中更新統砂礫石，厚度10～44m，單位涌水量大於25m3/(h·m），河道帶及中遊河間地塊，含水層厚度10～20m，西部為砂礫石，東部為中細砂，單位涌水量5～10m3/(h·m）；平原區含水層主要是中上更新統沖洪湖積細砂、中細砂，局部含泥質和礫石，呈帶狀透鏡狀穿插，厚度8～25m，埋深10～40m，單位涌水量5～10m3/(h·m）；山前崗地小河谷中有砂礫、碎石透鏡體或寬條狀含水層，單位涌水量為1～3m3/(h·m），大部為粘土裂隙水、風化殼接觸帶水，單位涌水量小於1m3/(h·m）。
③太行山前沖洪積傾斜平原：主要由安陽河、淇河、黃峪河、白澗河、沁河、蟒河等多期沖洪積扇群構成，含水層為上更新統和全新統砂礫石、中粗砂、砂，向前緣變細、變薄，埋深增大，富水性減弱，水質變差。傾斜平原上部為沿太行山前弧形帶狀崗地，寬10km，含水層厚10～20m，單位涌水量10～30m3/(h·m）；傾斜平原中部含水層受河流沖積影響較大，古河道帶含水層厚度大於10m，為砂礫石、中粗砂，厚5～10m，單位涌水量5～10m3/(h·m）；前緣帶具明顯的河道帶強富水的特徵，含水層以中細砂為主，厚5～30m，單位涌水量10～30m3/(h·m），礦化度小於0.5g/l。
④靈三盆地：山前為坡洪積和河流沖積，具明顯的分帶性。河谷平原主要是全新統、上更新統砂礫石含水層，黃河灘地、I級階地分布有全新統的粉細砂含水層，厚10～30m，埋深2～35m，單位涌水量5～10m3/(h·m），滲透系數10m/d左右；山前坡洪積高斜地，含水層分布不均，多呈槽帶狀、透鏡狀，厚度6～30m，埋深20～60m，單位涌水量1～5m3/(h.m），澗口洪積扇達10m3/(h·m）左右；黃土塬賦存有上層滯水，單位涌水量小於0.5m3/(h·m）。
⑤伊洛盆地：周邊為黃土丘陵，裂隙發育，局部有砂礫石透鏡體和多層鈣核層，賦存有上層滯水。山前傾斜平原為中更新世沖洪積扇群構成，含水層厚度5～25m，埋深40～60m，單位涌水量5～10m3/(h·m）；河谷平原含水層的變化規律是向兩側變細變薄，埋深變大，縱向的變化是由上游至下游由卵礫石、砂礫石變為砂含礫石、砂，厚度由薄變厚，含水層厚4～40m，單位涌水量30～100m3/(h·m），滲透系數20～33.6m/d，礦化度小於0.5g/l。
⑥南陽盆地：盆地周邊崗地為中更新統沖洪積相極弱—弱富水的亞粘土、粘土裂隙含水層，局部有河流沖洪積條帶狀、透鏡狀砂、泥質砂礫石含水層，單位涌水量1～5m3/(h·m）左右；中部平原含水層由上更新統沖湖積砂、砂礫石、泥質砂礫石組成，厚度6～12m，埋深6～25m，單位涌水量4.3～8.0m3/(h·m），礦化度小於1.0g/l；沿唐、白河及主要支流呈帶狀分布的上更新統和全新統洪沖積砂、中細砂、砂礫石含水層，厚10～25m，頂板埋深20～30m，單位涌水量10～30m3/(h·m），具微承壓性。
（2）中深層含水層組（埋深60～150m，局部達200m或小於60m）。該深度內主要是更新統含水層組。由於構造、古地理、氣候及成因不同，各地沉積厚度和埋藏深度差別很大，黃河平原主要是中上更新統沖洪積—沖積砂層，淮河平原、南陽盆地、靈三和洛陽盆地等主要是中下更新統岩層。
①黃河沖積平原：主要以中上更新世古黃河沖洪積扇的形式展布，以黃河為軸部，始於沁河口向兩翼、前緣含水層顆粒變細、厚度變薄至尖滅，埋深增大。北翼延津—內黃、南翼中牟—開封為沖積扇的中上部主流相，含水層頂板埋深40～100m，南翼局部達160m，可見3～4層中砂、中細砂，總厚度30～40m，局部大於40m，單位涌水量5～10m3/(h·m），局部大於10m3/(h·m）；濮陽—長垣一帶為沖積扇中下部，含水層頂板埋深50～100m，可見4～5層細砂、粉細砂，局部透鏡狀，總厚10～30m，單位涌水量1～5m3/(h·m）；商丘和周口東部為沖積扇的下部邊緣相，含水層民權以西為粉細砂，東部粉細砂呈薄層透鏡體，較大面積為亞砂土、亞粘土，含水砂層厚度小於5m，頂板埋深120～160m，單位涌水量1.0m3/(h·m）左右；永城南部頂板埋深140～160m，含水層主要為細砂、中細砂，厚20m左右，單位涌水量2.68～6.74m3/(h·m）。
②淮河沖洪湖積平原：駐馬店—沈丘的西部主要是中下更新統沖洪積、冰水和沖湖積含水層，而此線的東南和山前一帶主要是下更新統和新第三系河湖相含水層。傾斜平原臨潁—漯河—西平以西至襄縣、葉縣一帶，中更新世沖洪積扇和下更新世冰水三角洲發育，含水層以砂卵礫石、中粗砂為主，厚度25～70m，埋深40～100m，單位涌水量10m3/(h·m）左右，臨潁至項城以南、正陽至淮濱以北，含水層以中下更新統中細砂為主，局部含礫石或粉細砂，厚度10～30m，埋深60～150m，單位涌水量5～10m3/(h·m）；商水、項城、沈丘南部含水層埋深大、厚度薄，以粉細砂為主，單位涌水量1～5m3/(h·m）；淮南壟崗地區，中深含水層不發育，山間河谷和山前一帶，含水層主要為下更新統冰水泥質卵礫石、砂礫石和第三系半膠結的砂、砂礫岩及砂礫層，含水層埋深40m 左右，總厚度50～100m，單位涌水量1～3m3/(h·m）左右。
③靈三盆地：黃河灘地、I、Ⅱ級階地及主要支流的下游，下更新統在百米內可見30～50m 砂、砂礫石層，頂板埋深小於70m，單位涌水量5～10m3/(h·m）；黃河Ⅲ級階地和塬區，含水層粒細、層薄、埋深大，富水程度不均；山前一帶為中下更新統沖洪—冰水沉積泥質砂、砂卵石含水層，局部半膠結，沿河道呈帶狀小面積分布，埋深小於100 m，單位涌水量小於5m3/(h·m）。
④伊洛盆地：除河谷外，大都為中上更新統黃土覆蓋，含水層分布和富水性很不均勻，山前、洛陽以西和伊河東岸，含水層為弱富水的微膠結—半膠結砂、砂礫岩，局部夾泥灰岩，頂板埋深30～120m，厚度10～30m，單位涌水量1～4m3/(h·m）；盆地東部在200m 深度內，可見30～50m 砂、砂卵石含水層，單位涌水量5～10m3/(h·m）。
⑤南陽盆地：下更新統為一套冰水沖湖沉積，受古地理條件的控制，山前盆地沉積厚度較薄，而中部沉積厚度大於350m。下更新統上部近盆地邊緣主要是粗顆粒的含泥質砂礫石，頂板埋深30～80m，局部達百米，含水層2～3層，厚30～70m，到盆地中部則為中細砂、細砂乃至尖滅，由於盆地向中心的交互穿插疊加，可見3～4層含水層，厚度20m 左右，埋深50～80m，空間分布極不均勻；下更新統下部，含水層頂板埋深200m 左右，在350m 深度內可見2個含水層，由邊部砂礫石向中部過渡為砂層，厚度50～80m，分布較穩定。盆地中部大致在白河、湍河及其匯流兩側10～25km 范圍，單位涌水量5～10m3/(h·m），近盆地邊緣單位涌水量為1～5m3/(h·m）。
（3）深層含水層組（埋深150～200m 以下至350m）。豫西黃土地區、各山前緩崗地區和淮河平原主要是第三系含水層，黃海平原和南陽盆地主要是下更新統或二者合之。濟源至沁陽、內黃至濮陽、洛陽至岳灘、鄭州、新鄭至中牟及杞縣、太康和南陽盆地的社旗一帶，含水層為砂礫石、中細砂，厚40～100m，單位涌水量2～10m3/(h·m）；開封東部、周口、靈三盆地、伊洛盆地西部，含水層不發育，一般為粉細砂和膠結的砂礫岩，單位涌水量1～5m3/(h·m）。
2.碳酸鹽岩類裂隙岩溶含水岩組
碳酸鹽岩類含水岩組是基岩山區最有供水意義的含水岩組，岩性主要為震旦系、中上寒武系、奧陶系的灰岩、白雲質灰岩、泥質灰岩，分布在太行山、嵩箕山、淅川以南山地。一般沿層面和裂隙發育有溶洞、溶隙等，構成降水、地表水入滲的良好通道，是地下水徑流、儲存的有利場所。在當地侵蝕基準面以上，為透水不含水的缺水地段，而侵蝕基準面以下的溶洞或溶隙發育地帶，有豐富的地下水，一般泉流量達3.6～60m3/h，中奧陶灰岩單位涌水量為27.22～36.14m3/(h·m），而上寒武、下奧陶系灰岩水量相對較小。在山前排泄地帶的有利部位往往形成大泉，如輝縣百泉、安陽珍珠泉、小南海泉、鶴壁許家溝泉等，流量都曾在1000m3/h以上，20世紀90年代以來基本斷流。
碳酸鹽岩夾碎屑岩含水岩組主要分布在焦作以西、嵩山南部、箕山東部，外方山東西兩端和淅川以北等山地，由下寒武系和部分石炭系組成，富水性極不均一，下寒武系泉流量在32～314.7m3/h，其他7.6～20.7m3/h，單位涌水量1～10m3/(h·m）。
主要是二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、第三系和部分石炭系、震旦系，分布於王屋山、新澠山地、嵩山北麓、箕山西南、平頂山及太行山、大別山前和山間盆地等，含水層主要為砂礫岩和砂岩。受岩性、地質構造、補給條件等因素控制，其泉水流量有所差異，淅川縣上寺泉流量達540m3/h，濟源、澠池泉流量5.4～18m3/h，而宜陽、臨汝、大別山北麓泉流量僅0.004～3.6m3/h，一般富水性較弱。
3.基岩裂隙含水岩組
系指變質岩和岩漿岩類裂隙含水岩組，分布在伏牛山、桐柏山、大別山區，由花崗岩、片麻岩、片岩、千枚岩、石英岩、白雲岩、大理岩組成。地下水賦存在構造質碎帶和風化裂隙中，其風化裂隙深度15～35m，局部達75m，泉點較多，泉流量一般為5.4～20m3/h，欒川三岔口泉最大流量達122.4m3/h。
❻ 怎麼測水文地質剖面圖
1 水文地質剖面圖的布置宜垂直岩層走向或構造線方向，切過含水層最多的地段，平行於地下水流向布置，應盡量利用已有的勘探點和地下水露頭；
2 水文地質剖面圖應參照工程地質剖面圖的一般內容進行編制。同時還應根據研的不同對象和目的，有選擇的表示出需要的水文地質要素，如含水層的水位（水壓）、透系數、富水性、礦化度等，並結合平面圖標明水文地質分區的界線。
❼ 如何測量地下水流速流向
有兩種方式：1、用儀器：地下水動態參數測量儀，地下水流速流向儀 2、詳情請看http://xuewen.cnki.net/CJFD-KCKX198403011.html
❽ 水文地質學中水頭該如何理解，地下水能從水頭高的地方流向水頭低的地方嗎
水頭指單位重量的液體所具有的機械能，包括位置水頭、壓強水頭、流速水頭，三者之和為總水頭，位置水頭與壓強水頭之和為測壓管水頭。
從而可知，水一定會從水頭高的地方流向水頭低的地方。
❾ 如何通過Google earth判斷地下水流向
你牛逼了，地下水那麼復雜的東西被你說的跟大神看風水似的，我只能說那是瞎猜。。。不過我們學過的比你們猜的靠譜點，你來點實際我給你猜吧，我是中國地質大學地下水專業的