水文地質結構包括哪些
『壹』 水文地質特徵
5.3.1 井田水文地質特徵
井田位於車軸山向斜的東南翼，從區域水文地質條件分析，整個車軸山向斜位於開平煤田的西北部，自成一獨立的隱伏向斜，向斜上部被鬆散的巨厚第四系沖積層覆蓋，車54、車60鑽孔以北為厚度小於180m的寬緩平台，向南逐漸增厚，到南部邊緣厚度達到650m。第四系底部卵礫石層埋深105～155m，厚約10～25m。該含水層水量充沛，構成各煤系含水層的補給水源。石炭-二疊紀煤系含水層位於第四紀沖積層之下，地下水主要賦存於砂岩裂隙之中。下伏中奧陶統灰岩，裂隙、岩溶發育，含水豐富。
5.3.1.1 礦井含水層概述
表5.4為東歡坨井田含水層的主要分布。
表5.4 東歡坨礦區含水層特徵表
據含水層的賦存特徵，井田存在著三大含水系統:第四紀沖積層孔隙承壓含水層、石炭-二疊紀砂岩裂隙承壓含水層和中奧陶統灰岩岩溶裂隙承壓含水層。其特徵分述如下:
(1)第四紀沖積層孔隙承壓含水層(VII)第四紀沖積層覆蓋於含煤地層之上，全區分布，不整合於古生代地層之上，北薄南厚，較均勻地漸變。第四系全為鬆散沉積物，此孔隙含水層水量充沛，含水性強，但變化較大。
(2)石炭-二疊紀砂岩裂隙承壓含水層(VI～II)石炭-二疊紀煤系含水層以傾伏向斜的形式伏於新生代鬆散層之下，地下水主要儲存於泥質或硅質膠結的厚層中、粗砂岩的裂隙之中。
(3)中奧陶世灰岩岩溶裂隙承壓含水層(I)奧陶紀灰岩含水層呈平行不整合於含煤地層之下，通常在第四系底部卵礫石層與之直接接觸地區，岩溶比較發育，在頂部的裂隙和溶洞中多有砂、礫石和粘土質充填。其中12-2煤底板含水層組是以奧灰水和底卵水為水源的強富水性含水層，主要包括:12-2煤～14-1煤強含水層組(IVa)、14-1煤～K3強含水層組(III)和奧陶紀石灰岩含水層
(I)，其中石炭－二疊紀砂岩裂隙承壓含水層中12-2煤～14-1煤強含水層組為12-2煤底板直接充水含水層。
(1)12-2煤～14-1煤強含水層(IVa)
本段厚約40m，岩性以細砂岩為主，粉砂岩次之，夾中砂岩。頂部有一層4～10m厚粉砂岩或泥岩弱透水段，12下煤位於該段中部。含水細砂岩和粉砂岩位於12下煤層頂底10～15m范圍內，其區域特點是透水性強。由於水源補給程度差異，在－500水平中央采區和西南采區淺部屬強含水段，東南采區屬中等含水段。強含水部位單位涌水量為1L/s·m，中等含水部位單位涌水量為0.57L/s·m。－230水平井底車場南北兩端單位涌水量為0.7～0.9L/s·m，滲透系數為0.079～9.610m/d。水質類型為HCO3-CaNa型或HCO3-CaMg型，水溫17℃。通過疏水鑽孔的疏放分析，認為該含水層水可疏降。靜水位標高:1958年為+20.89m(車42孔)，目前本含水層水位標高為－21～－160m左右。
(2)14－1煤～K3強含水層(III)本段厚約50m，岩性以粉砂岩為主，與細砂岩、泥岩互層;K3灰岩為該段頂板，平均厚4m，質純，未見岩溶。在地層淺部據老風井掘進與東觀29、東觀37孔鑽探揭露，K3在其頂面形成空腔，有黃泥殘積充填，應為溶蝕作用和煤系風化產物。東觀38孔在－560m標高見此層，頂面並無黃泥，但K3底10m段落內為強含水部位。抽水試驗揭露單位涌水量為1.1L/s·m，與老風井馬頭門探水與涌水條件相似。K3頂、底板是出水部位，而且本段與上段含水層水基本一致(即無隔水地層)，本段其餘地層弱透水。水質類型為HCO3－CaMg型，水溫18.5～19.5℃。
(3)奧陶系灰岩含水層(I)此段不整合於含煤地層下。本區揭露此層的有12個鑽孔，除車59、車43兩鑽孔揭露較厚(97.38m和73.26m)外，其他鑽孔一般揭露厚度多小於10m，但其厚度被推測為大於400m。通常第四系底部卵礫石層與之直接接觸的地區，岩溶比較發育，在頂部的裂隙和溶洞中多有粘土質和砂、礫石充填。滲透系數為3.405～10.385m/d，單位涌水量為0.799～1.794L/s·m，水溫19.5℃，水質類型為HCO3－CaMg型。本層含水性較強，是一良好的供水層位，但對礦井深部的開采存在很大威脅。1958年的靜水位標高為+22.26m(車43孔)，目前本含水層水位標高為－16m左右。
5.3.1.2 礦井隔水層概述
本區弱或極弱透水性地層或密集為層系或獨立成層。撇開構造因素，僅就岩性區分，自上而下有:
(1)A層及其附近鐵鋁質粘土岩
A層以上發育為3～4層，層間距為4～20m，層厚度為3～8m;A層以下80m段距內發育4～5層，層厚小於2m。A層以上段落及以下段落的粘土岩均為弱透水層。
(2)煤5～煤12－2層間沉凝灰岩，各類泥岩，高嶺土質砂岩
沉凝灰岩和高嶺土質砂岩分布在煤8、煤9近旁以及煤12－1～煤12－2之間，遇水膨脹、裂隙彌合，是極弱透水層。層厚由2～28m不等。各類泥岩層薄，主要賦存在煤8以上與煤12－2近旁，構成煤層直接頂底板。
上述類別岩石連同煤層本身構成了水源不足的層間承壓水頂底板。這種含、隔水層密集相間的層系結構形成了垂向徑流纖弱的整體阻水效應。因此，煤5以上和煤12－2以下可以水源為背景，分為缺乏垂向聯系的兩大含水層組。
(3)G層鋁土質粘土岩
其厚度隨著奧灰剝蝕面起伏變化，大都小於10m。位於煤層基底的G層鋁土質粘土岩是穩定的區域隔水層。該層是阻止奧灰水侵入煤系的第一道屏障;復結構的14煤及其粉砂岩與泥岩互層則是第二道屏障。
根據對礦井水文地質條件的綜合分析，12－2煤底板主要隔水層為G層鋁土質粘土岩。
5.3.2 斷層導水性
東歡坨礦區在建井期間共發現106條斷層。此外，通過三維地震勘探發現8條斷層，其中有4條斷到奧陶系在岩。實踐證明:礦區絕大多數斷層導水性較差，甚至不導水。但在北一，通過對由三維地震勘探給出的斷層F3'、F5'進行井下鑽探，表明它們導水，水量充足，且與12－2煤底板含水層及5煤頂板含水層有十分密切的水力聯系。由於工程限制，對由其他三維地震發現的斷層並未做鑽探，但並不排除這些斷層的導水可能性。
5.3.3 礦井充水條件
5.3.3.1 礦井的充水水源
(1)大氣降水、地表水
大氣降水、地表水均是井田內地下水的主要補給來源，它們分別通過基岩裸露區及風化帶滲入補給，並順層徑流。但在此地區受地形及基岩裂隙發育程度的控制，補給量有限。
大氣降水:本區屬大陸性季風氣候，每年降水多集中在6～9月份，其他時間降水很少。大氣降雨通過下滲補給第四系底卵石含水層，通過順層和垂向補給其他含水層。根據沖積層水文地質剖面圖及有關資料，沖積層內含有3個岩性以粘土、亞粘土為主的隔水層，這3層隔水層，沉積比較穩定，隔水性能較強，阻隔了大氣降水的向下補給，下滲補給量較小。因此，大氣降雨對下部含水層及礦井涌水量不會造成明顯影響。
地表水:井田范圍內無地表水系存在，僅有兩條排水渠。一條向東排至豬籠河，另一條向西排至泥河。兩條河流均遠離礦區，故地表水系對礦井涌水量無影響。
另外，本區內第四系鬆散地層中第三隔水層厚達10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土層斷開，阻隔了大氣降水和潛水的向下補給。
因此大氣降水、地表水和潛水對礦井涌水量影響甚小。
(2)含水層水
井田內的三大含水系統———第四紀沖積層孔隙承壓含水層，石炭、二疊紀砂岩裂隙承壓含水層和中奧陶紀灰岩岩溶裂隙承壓含水層。
(3)老空水
在建井、水平延伸、新區域施工及最上方煤層回採中，充水水源主要為含水層水。而在下方煤層回採中，老空水就成為了主要充水水源。
在本礦井生產過程中，由於工作面的布置、頂底板的岩性特徵及涌水等因素，在采空區或廢巷有可能存在不同形式的積水。一旦施工工程接近、揭露或冒落帶達到這些積水，便可湧入井巷，發生老空區突水事故。老空區突水具有來勢猛、破壞性大的特點，往往是瞬間大量積水潰入工作面，形成災難性事故。
本礦井4個主要可採煤層，其間距為8～12m，屬煤層群開采。下一煤層開采時，其導水裂隙帶遠遠大於煤層間距，這樣當上方采空區或老巷道存有積水、動水時，這些積水、動水會順裂隙進入工作面，成為突水水源，若水中再夾雜煤渣、岩碴形成煤矸泥，對下方工作面威脅更大。
基於以上原因，同時受地質條件所限，僅在中央及北一兩個采區內回採，所以生產階段主要是存在老空水的威脅，防治水工作也主要是對老空水的探放。如:2192下風道在掘進及回採前對上方2182上采空區積水進行探放，共疏放積水1728m3;2118工作面在掘進及回採前對上方2196采空區及老巷道進行探放，前後共放出積水及動水4.3萬m3;另外2192上、2094、2116等工作面在掘進及回採前均進行了探放，證明存在老空水。由於採取了超前的探放水工作，十幾年來未因老空水隱患出現水害事故。
老空水是長期積存起來的，多為酸性水，有較強的腐蝕性，對礦山設備危害甚大。老空區突水時，水勢猛，破壞性大，如與其他水源無聯系，則突水可急劇減弱。通過確定充水水源，有利於更有效地為防治水提供資料。
5.3.3.2 礦井充水通道
通過近十年的生產實踐，東歡坨井田范圍內充水通道主要有以下3種方式:
(1)直接揭露含水層
根據開採煤層與含水層的關系，可分為直接充水水源和間接充水水源。從目前礦井的開采區域看，直接充水水源為A0～A、A～5煤頂、12煤～14煤含水層組。
在煤礦生產中，有些工程必須穿越含水層。當巷道直接揭露這些含水層後，含水層水將會進入礦井。如本礦－500水平軌道中石門及－690水平軌道中石門，按設計其由A0～A含水層，穿越A下80m含水層、5煤頂含水層直到12－1煤。這樣當巷道揭露含水層時，均發生了涌水，其中5煤頂含水層最大出水點達到10.26m3/min。
(2)斷裂帶導水
本井田構造發育。通過建井及生產階段來看，大部分斷層未與含水層導通或不導水，但是有些斷層則表現導水或揭露時未導水，但由於擾動影響成為導水斷層。如2182上工作面在風道掘進時遇一條落差為2m的F138正斷層，未出水，但回採至該斷層時，又發生了突水，水量0.55m3/min;－230水平北二頂板繞道利用管棚技術順利通過F2(落差35m)斷層組，一年半後發生了遲到突水，最大涌水量3.0m3/min，並伴隨有大量的黃泥、卵礫石等物，判斷為導通沖積層水。
(3)采礦造成的裂隙通道
巷道掘進和工作面回採時，都會對原有圍岩產生影響，當產生的裂隙導通含水層或其他水源時，這些水也會順采動裂隙進入礦井。大部分回採工作面出水均屬此種通道。
『貳』 地質及水文地質概況
一、地質構造
研究區地處臨清台陷(
圖2-2 區域地質構造簡圖
(據中國地質調查工作項目「石家莊-西柏坡經濟區地質環境調查」)
1—Ⅱ級構造單元界線及編號；2—Ⅲ級構造單元界線及編號；3—Ⅳ級構造單元界線及編號；4—工作區范圍
晉縣斷凹的走向NNE，蓋層包括第四系、新近系和古近系，最大厚度5500m，蓋層下伏基岩為中生界。
根據斷裂的規模，區內斷裂分為三級：一級斷裂為紫荊關深斷裂帶和太行山前深斷裂帶。紫荊關深斷裂帶在太行山段為紫荊關-靈山斷裂。自北而南，太行山前深斷裂帶包括懷柔-淶水、定興-石家莊、邢台-安陽等三條主幹斷裂。定興-石家莊深斷裂的南端和邢台-安陽深斷裂的北端，位於本研究區內。二級斷裂主要有正定東斷裂、北席斷裂、藁城西斷裂、藁城東斷裂、晉縣斷裂和高遷斷裂等。三級斷裂，主要有古運糧河-牛山-鄭村、同閣-百尺桿、良都店-鹿泉-大河和吳家窯-黃峪斷裂帶等。
二、地層
研究區新生界以下基岩以石炭系、二疊系、侏羅系和白堊系為主，局部分布有古元古界變質岩系及寒武系、奧陶系。基岩之上為巨厚的新生界鬆散堆積物覆蓋，堆積物厚度自西向東由薄變厚。
1.太古宇
太古宇厚度達萬米以上。由一套麻粒岩相至角閃岩相的深變質岩組成，在太行山山前斷裂以西山區及丘陵區出露地表，其他地段則主要掩埋於元古宇、古生界以下；太行山山前斷裂以東則掩埋在平原區深部。
2.古元古界
古元古界地層厚度4000m以上，岩性為甘陶河群板岩、長石石英砂岩、白雲岩、蝕變安山岩等，與上覆中元古界呈不整合接觸。在太行山山前斷裂以西主要出露於鹿泉市區以南-封龍山一帶的山區，山前地帶隱伏分布在200m以下，其他地段掩埋於中新元古界、古生界以下；太行山山前斷裂以東則主要掩埋在平原區深部。
3.中新元古界
中元古界長城系厚度600m，上部為灰色白雲岩、泥質白雲岩，下部為灰綠色泥岩等；薊縣系厚度550m，岩性為淺灰色、灰色、灰褐色白雲岩、硅質白雲岩。在太行山山前斷裂以西，僅見長城系，主要分布在鹿泉市九里山山前地帶，隱伏於40m以下；太行山山前斷裂以東，掩埋於平原區深部。
4.古生界
寒武系厚度介於420～700m之間，下部為灰黃色、灰色、紅色泥岩、頁岩夾白雲岩、灰岩；中部為泥頁岩、淺灰色鮞狀灰岩、灰岩；上部為灰色、灰褐色竹葉狀灰岩和白雲岩。奧陶系厚度介於650～900m之間，下部為灰黃色、灰色白雲岩、灰岩；上部為淺灰色、灰褐色灰岩、泥質灰岩，石膏層發育，是基岩主要儲水層。石炭系厚度不大於320m，中石炭統底部為一明顯剝蝕面，常見一層赤鐵礦或為鐵質頁岩所代替，下部灰色、灰紫色鮞狀鋁土頁岩，夾透鏡體鋁土礦；上部為淺灰、深灰色砂質頁岩。上石炭統為砂質頁岩及頁岩，夾石英砂岩、薄層緻密灰岩，有5層煤，穩定可采，底部為中粒石英砂岩。二疊系厚度介於150～850m之間，本區只有中二疊統，主要岩性為砂頁岩，底部為褐色砂礫岩。
古生界在太行山山前斷裂以西，北部缺失上古生界石炭系、二疊系，下古生界寒武系、奧陶系主要分布於鹿泉市九里山一帶，九里山山前地帶隱伏於150m以下。南部主要分布於封龍山山前地帶，隱伏於300m以下。太行山山前斷裂以東，主要掩埋在平原區深部，無極藁城低凸起內部分地段缺失石炭系和二疊系。
5.中生界
侏羅系厚度介於100～500m之間，岩性為棕灰、灰紫色火山岩夾砂岩、泥岩。白堊系厚度介於100～2650m之間，岩性上部為紫紅、灰綠、灰黑色泥岩、泥灰岩與砂岩互層，下部為砂礫岩及少量紫紅色泥岩。中生界在太行山山前斷裂以西缺失。太行山山前斷裂以東，隱伏新生界以下，凸起區薄，局部地段缺失，正定東部的凹陷中心厚度達3000m以上。
6.新生界
古近系孔店組為一套河流-湖泊相沉積，靠近山前地帶，一般沙四段與孔店組分不開，不整合於中生界及其以前的地層之上，岩性以棕紅色泥岩、砂礫岩為主。沙河街組的第四段，主要岩性為紅色泥岩與砂岩互層，底部為含礫砂岩，厚度介於22～230m之間，沙三段本區缺失。沙二段厚度介於200～450m之間，是一套下粗上細、以紅色碎屑岩為主的沉積。沙一段厚度在300～500m之間，淺湖-濱湖相泥岩為主，間夾數層生物灰岩、白雲岩、泥灰岩等。東營組厚度介於86～394m之間，為一套河湖相沉積，岩性上部紫紅色、灰綠色泥岩與灰白色泥岩互層，下部為泥岩與砂岩互層，中部以具含螺泥岩為特徵。古近系在太行山山前斷裂以西缺失，在太行山山前斷裂以東廣泛分布，厚度介於100～850m之間，凸起區薄，凹陷區厚，凹陷中心厚度達1800m以上。
新近系的館陶組厚度介於100～280m之間，為一套河流相沉積，岩性為棕紅色泥岩夾灰色、灰白色砂岩、礫岩互層。明化鎮組厚度介於100～700m之間，為一套河流相沉積，岩性以灰綠色、棕黃色泥岩與棕黃色砂岩互層為主。
第四系堆積物成因類型、厚度與展布方向受基底構造、古地理、古氣候的控制與影響。研究區沉積物的成因主要是河流的洪積、沖積作用形成。各沖洪積扇及本區東部局部地帶，有零星湖積及淺水窪地沉積。沉積物由東向西逐漸變厚，顆粒上部和下部較細，中部較粗。
第四系由新至老，概況如下：
全新統：在研究區西部，厚度介於5～10m之間，東部厚度介於10～30m之間。岩性一般以灰黃、黃灰色為主，次為深灰色及灰黑色的亞砂土、粉細砂及部分礫石。西北部粒度較粗，為中、粗砂，南、中部粒度較細，為亞砂土、亞黏土，且夾有淤積層，砂層很薄，多為粉細砂透鏡體。
上更新統：自西向東底板埋深20～160m，西部山前地帶較淺，一般小於20m，東部最大埋深達205m，岩層厚度一般在50～100m之間，岩性以棕黃色黏土為主；次為淺黃色及灰黃色的亞砂土及不同粒度的中粗砂、砂卵礫石。
中更新統：屬於沖積、洪積及湖積相。西部山前地帶底板埋深介於40～200m之間，厚度160m，東部埋深介於280～440m之間。岩性為棕紅、棕黃色夾銹黃色砂卵礫石、砂及黏土。
下更新統：位於京廣鐵路以西，底板埋深介於180～300m之間，厚度介於72～120m之間。辛集、深澤一帶，埋深大於420m，厚度介於150～170m之間，岩性以棕紅、棕褐色為主，下部夾紫色、灰綠色的中粗砂、中細砂及亞黏土、黏土，砂層風化嚴重，呈半固結狀。
三、水文地質條件
研究區第四系含水介質是一個幾何形態復雜、多種類型疊加的含水層組結構，它是由多層交疊、縱橫交錯的砂、礫層以及間以黏土層構成的孔隙含水組，一般在垂向上缺少較大面積分布的、具有一定空間厚度的細粒堆積物，富水性和透水性良好。前人根據Qh、Qp3、Qp2和Qp1地層，相應劃分為第I、II、III和IV含水層。即全新統含水層、上更新統含水層、中更新統含水層和下更新統含水層。其中第III和IV含水層為承壓水，但是，由於大量泥包礫，富水性差。在太行山山前平原，混合開采鑽井取水，造成第I、II含水層組之間水力聯系密切，統稱為「淺層地下水系統」。淺層地下水是石家莊地區主開采層位。因此，本研究側重石家莊地區淺層地下水系統(圖2-3)。
圖2-3 石家莊平原區水文地質圖
全新統-上更新統含水層(I、II)：底板埋深為80～120m，含水層厚度為25～40m，岩性以礫卵石為主。在滹沱河、磁河等沖洪積扇軸部，單井涌水量在70～180m3/(m·h)之間；在沖洪積扇的兩翼及前緣，在10～30m3/(m·h)之間。目前，第I含水層已基本疏干，目前主要開采第Ⅱ含水層。
中更新統含水層(III)：底界埋深為120～300m。含水層岩性山前地帶以卵礫石及砂礫石為主，向東逐漸變為砂層。在山前及扇間地帶，含水層厚度較薄，小於20m，其他大部分地區在20～60m之間。在沖洪積扇主體部位，含水層厚度較大，多大於60m，單井涌水量5～20m3/(m·h)。
下更新統含水層(IV)：底板埋深為300～580m，含水層厚度在沖洪積扇軸部地帶大於180m，山前帶則小於20m，其他地區為60～80m。石家莊市區以北，京廣鐵路線以西含水層岩性以砂礫石層、礫卵石為主，其他區域以砂層為主。在無極城關和藁城果庄以北，新樂的西平樂-正定曲陽橋-石家莊市區以西，砂層風化較為嚴重，富水性差。
『叄』 水文地質常見的儲水結構
地下水層的構造：地下水流系統的空間上的立體性，是地下水與地表水之間存在的主要差異之一。而地下水垂向的層次結構，則是地下水空間立體性的具體表徵。典型水文地質條件下，地下水垂向層次結構的基本模式。自地表面起至地下某一深度出現不透水基岩為止，可區分為包氣帶和飽和水帶兩大部分。其中包氣帶又可進一步區分為土壤水帶、中間過渡帶及毛細水帶等3個亞帶；飽和水帶則可區分為潛水帶和承壓水帶兩個亞帶。從貯水形式來看，與包氣帶相對應的是存在結合水（包括吸濕水和薄膜水）和毛管水；與飽和水帶相對應的是重力水（包括潛水和承壓水）。以上是地下水層次結構的基本模式，在具體的水文地質條件下，各地區地下水的實際層次結構不盡一致。有的層次可能充分發展，有的則不發育。如在嚴重乾旱的沙漠地區，包氣帶很厚，飽和水帶深埋在地下，甚至基本不存在；反之，在多雨的濕潤地區，尤其是在地下水排泄不暢的低窪易澇地帶，包氣帶往往很薄，甚至地下潛水面出露地表，所以地下水層次結構亦不明顯。至於象承壓水帶的存在，要求有特定的貯水構造和承壓條件。而這種構造和承壓條件並非處處都具備，所以承壓水的分布受到很大的限制。但是上述地下水層次結構在地區上的差異性，並不否定地下水垂向層次結構的總體規律性。這一層次結構對於人們認識和把握地下水性質具有重要意義，並成為按埋藏條件進行地下水分類的基本依據。
地下水在垂向上的層次結構，還表現為在不同層次的地下水所受到的作用力亦存在明顯的差別，形成不同的力學性質。如包氣帶中的吸濕水和薄膜水，均受分子吸力的作用而結合在岩土顆粒的表面。通常，岩土顆粒愈細小，其顆粒的比表面積愈大，分子吸附力亦愈大，吸濕水和薄膜水的含量便愈多。其中吸濕水又稱強結合水，水分子與岩土顆粒表面之間的分子吸引力可達到幾千甚至上萬個大氣壓，因此不受重力的影響，不能自由移動，密度大於1，不溶解鹽類，無導電性，也不能被植物根系所吸收。
薄膜水 又稱弱結合水，它們受分子力的作用，但薄膜水與岩土顆粒之間的吸附力要比吸濕水弱得多，並隨著薄膜的加厚，分子力的作用不斷減弱，直至向自由水過渡。所以薄膜水的性質亦介於自由水和吸濕水之間，能溶解鹽類，但溶解力低。薄膜水還可以由薄膜厚的顆粒表面向薄膜水層薄的顆粒表面移動，直到兩者薄膜厚度相當時為止。而且其外層的水可被植物根系所吸收。當外力大於結合水本身的抗剪強度（指能抵抗剪應力破壞的極限能力）時，薄膜水不僅能運動，並可傳遞靜水壓力。
毛管水 當岩土中的空隙小於1毫米，空隙之間彼此連通，就象毛細管一樣，當這些細小空隙貯存液態水時，就形成毛管水。如果毛管水是從地下水面上升上來的，稱為毛管上升水；如果與地下水面沒有關系，水源來自地面滲入而形成的毛管水，稱為懸著毛管水。毛管水受重力和負的靜水壓力的作用，其水分是連續的，並可以把飽和水帶與包氣帶聯起來。毛管水可以傳遞靜水壓力，並能被植物根系所吸收。
重力水 當含水層中空隙被水充滿時，地下水分將在重力作用下在岩土孔隙中發生滲透移動，形成滲透重力水。飽和水帶中的地下水正是在重力作用下由高處向低處運動，並傳遞靜水壓力。
綜上所述，地下水在垂向上不僅形成結合水、毛細水與重力水等不同的層次結構，而且各層次上所受到的作用力亦存在差異，形成垂向力學結構。
關於地下水層的拓展：
地下水（ground water），是指賦存於地面以下岩石空隙中的水，狹義上是指地下水面以下飽和含水層中的水。在國家標准《水文地質術語》（GB/T 14157-93）中，地下水是指埋藏在地表以下各種形式的重力水。
國外學者認為地下水的定義有三種：一是指與地表水有顯著區別的所有埋藏在地下水的水，特指含水層中飽水帶的那部分水；二是向下流動或滲透，使土壤和岩石飽和，並補給泉和井的水；三是在地下的岩石空洞里、在組成地殼物質的空隙中儲存的水。
地下水是水資源的重要組成部分，由於水量穩定，水質好，是農業灌溉、工礦和城市的重要水源之一。但在一定條件下，地下水的變化也會引起沼澤化、鹽漬化、滑坡、地面沉降等不利自然現象。
分布狀態
一 《中國地下水類型分布圖》依據地下水的賦存、分布狀態分類，結合我國地下水的賦存、分布特點，並考慮分類描述的通俗性編制而成，將全國地下水類型劃分為平原—盆地地下水、黃土地區地下水、岩溶地區地下水和基岩山區地下水四種。
平原—盆地地下水。地下水主要賦存於鬆散沉積物和固結程度較低的岩層之中，一般水量比較豐富，具有重要開采價值，分布於我國的各大平原、山間盆地、大型河谷平原和內陸盆地的山前平原和沙漠中，主要包括黃淮海平原、三江平原、松遼平原、江漢平原、塔里木盆地、准葛爾盆地、四川盆地、以及河西走廊、河套平原、關中盆地、長江三角洲、珠江三角洲、黃河三角洲、雷州半島等地區。我國平原盆地地下水分布面積273.89平方千米，佔全國評價區總面積的28.86%；地下水可開采資源量1686.09億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的47.79%。
黃淮海平原是我國第一大地下水富集區。評價區面積24.13平方千米，佔全國評價區總面積的2.64%，地下水可開采資源量373.37億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的10.58%，范圍包括北京市南部、天津市大部、河北省東部、河南省東北部、山東省西北部、安徽省北部和江蘇省北部地區。三江-松遼平原是我國第二大地下水富集區。評價區面積34.2平方千米，佔全國評價區總面積的3.74%，地下水可開采資源量306.4億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的8.68%，范圍包括黑龍江省的大部、吉林省西部、遼寧省西部和內蒙古自治區的東北部地區。
黃土地區地下水。黃土地區地下水是平原-盆地地下水的一種，是中國的一大特色，主要分布在我國的陝西省北部、寧夏回族自治區南部、山西省西部和甘肅省東南部地區，即日月山以東、呂梁山以西、長城以南、秦嶺以北的黃土高原地區。黃土地區地下水主要賦存於黃土塬區，在一些規模較大的塬區，地下水比較豐富，具有供水價值。評價區面積17.18萬平方千米,佔全國評價區總面積的1.81%；地下水可開采資源量97.44億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的3.0%。
岩溶地區地下水。地下水主要賦存於碳酸鹽岩（石灰岩）的溶洞裂隙中，其賦存狀態取決於岩溶發育程度。我國碳酸鹽岩分布較廣，有的直接裸露於地表，有的埋藏於地下，不同氣候條件下，其岩溶發育程度不同，特別是北方和南方地區差異明顯。我國岩溶地區地下水分布面積約82.83萬平方千米,佔全國評價區總面積的8.73%；岩溶地下水可開采資源量870.02億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的26.7%，開發利用價值非常大。
北方岩溶區主要包括京-津-遼岩溶區、晉冀豫岩溶區、濟徐淮岩溶區，分布與北京、山西、河北、河南、山東、江蘇、安徽、遼寧、天津等省（市、區）的部分地區。北方岩溶地下水具有集中分布的特點，往往形成大型、特大型水源地，成為城市與大型工礦供水的重要水源。南方岩溶區主要分布在西南岩溶石山地區，包括雲南、貴州、廣西的大部分地區和廣東、湖南、湖北等省的部分地區。南方岩溶地下水主要賦存於地下暗河系統里，地下水補給充沛，但地下水地表水轉化頻繁，岩溶地下水難以被很好的開發利用，往往形成「一場大雨遍地淹，十無雨到處干」的特殊乾旱局面。
基岩山區地下水。廣泛分布於岩溶地區以外的其它山地、丘陵區，地下水賦存於岩漿岩、變質岩、碎屑岩和火山熔岩等岩石的裂隙中，是我國分布最廣的一種地下水類型。基岩山區地下水只有在構造破碎帶等局部地帶富水性較好，大部分地區水量較貧乏，一般不適宜集中開采，但對山地丘陵區和高原地區的人、畜用水有重要作用。山區地下水分布面積約574.98萬平方千米,佔全國評價區總面積的60.60%；地下水可開采資源量971.67億立方米/年，佔全國地下水可開采資源總量的27.54%。 二地下水的天然形成能力，用單位面積地下水天然補給資源量（補給模數）來反映。地下水天然補給資源量，是指自然條件下，地下水系統中參與現代水循環的可更新地下水量。主要取決於三個方面：一是水的補給來源，如降雨量大小、降雨時空分布、河流湖泊狀況等；二是地表的入滲條件，例如沙土地比粘土地的入滲條件要好些，石灰岩地區比花崗岩地區的入滲條件要好些；三是地下蓄水能力，包括含水層的孔隙性、裂隙性、地下水埋藏深度等。受自然條件、地質結構、蓄水能力等因素的影響，我國地下水產水能力的地區性差異較大。
『肆』 凍土區水文地質結構
青藏高原多年凍土分布區地下水環境屬於凍結水環境，具有「隔水層」效應的多年凍土層，使該地區具有特殊的水文地質結構。根據多年凍土層分布與地下水的埋藏、賦存條件，可將源區的凍結水水文地質結構概括為以下幾種新模式:
1.高山-丘陵區
凍結層上水埋藏很深，多年凍土與凍結層下水之間存在包氣帶，凍結層下水為潛水。因多年凍土有乾燥凍土與富含冰凍土之分，其結構可分為以下兩種模式:
1)多年凍土以乾燥凍土形式出現，水文地質結構自上而下為乾燥凍土層—包氣帶—凍結層下水結構。多分布在地形較高的地區。
2)多年凍土以富含冰凍土形式出現，水文地質結構自上而下為凍結層上水—多年凍土層—包氣帶—凍結層下水。這類結構多分布在高山丘陵區地形較低的溝谷和窪地中。
在具有這種水文地質結構的地區，一旦多年凍土層遭到破壞或消失，凍結層上水便會不復存在，地下水會下滲到更深的地下，使表層地下水疏干，引發植被生態系統一系列的變化。見圖7-1-2。
圖7-1-2 高山-丘陵區河谷中的水文地質結構
2.湖積平原、黃河谷地
凍結層上水埋藏較淺，多年凍土層與凍結層下水之間幾乎不存在包氣帶。多年凍土以富含冰凍土形式出現，水文地質結構自上而下為凍結層上水—多年凍土—凍結層下水。分布在兩湖周圍的沖湖積平原和冰水洪積扇前緣，這些地區通常有沼澤草甸分布。見圖7-1-3。
圖7-1-3 湖積平原的水文地質結構
3.湖泊、河流及構造融區
無凍土影響，水文地質結構如常。主要分布在大型常年有水河段，以及大中型湖泊周圍。
總的來說，河流融區是匯集凍結層上水、凍結層下水的主要通道，並與構造融區和湖泊融區相連，構成區域地下水常年性運移的網路通道，是多年凍土分布區地下水系統的主要組成部分。冬季，青藏高原千里冰封，融區地下水系統的排泄量維系著江河源區河流的基流量，若融區地下水系統儲存量不足，將會導致地表徑流斷流。
『伍』 水文地質圖系的圖幅種類
（1）基礎性圖件：即反映地下水形成基礎和分布背景的各類地質圖件。如地質圖、第四紀地質地貌圖、包氣帶岩性圖等。
（2）綜合或專門性水文地質圖件：即直接反映調查區地下水埋藏分布規律和形成條件的圖件。如綜合水文地質圖、水文地質分區圖、供水水文地質圖、礦床水文地質圖、環境水文地質圖等。
（3）地下水單項特徵性圖件（或稱要素性圖件）：即主要反映地下水某項（有時為幾項）特徵的圖件。如地下水等水位（壓）線圖及埋深圖，地下水化學成分或某些離子等值線圖、地下水水量（或富水性）分區圖，某種水文地質參數分區圖等。
（4）應用性圖件（也稱利用改造規劃性圖件）：即為解決某些與地下水有關的生產實際問題或為滿足生產實際需要而編制的圖件。如地下水開發利用條件分區圖、土壤改良水文地質圖、農田灌溉分區圖、礦床疏干、堵水截流工程布置圖、地下水資源分布圖、地下水資源開發利用規劃圖等。
（5）預測與管理性圖性：即為滿足生產需要而編制的反映地下水水量、水質、環境地質等發展趨勢的預測性圖件及相應的管理、防範性圖件。如地下水開采動態預測圖、地下水質變化預測圖、礦區突水預測圖、環境地質變化預測及防治圖、地下水水量預測與管理圖等。
編制水文地質圖系需注意以下幾方面：
（1）在每項調查成果的圖系中，實際材料圖一般是必需編制的。它主要反映調查工作各工種的工作量是否達到相應的精度要求，布置是否合理，同時也是編制其他圖件的基礎資料。
（2）水文地質圖系以平面圖幅為主，也常要求編制主要方向的有代表性的剖面圖，以說明某個方向或深部的水文地質變化規律，有時也需編制柱狀圖、立體結構圖等。
（3）水文地質調查所編制的圖件種類和數量都不是固定的。應根據調查目的、調查階段、地區的水文地質條件、所取得資料情況等來決定應編制的具體圖件。一般在小比例尺水文地質調查成果中，以基礎性和綜合性圖件為主，單項特徵性圖件次之，而利用、改造、規劃性圖件可根據需要多編製成較小比例尺的鑲圖，附於主圖（綜合水文地質圖）旁側。在較大比例尺水文地質圖系中，基礎性與綜合性圖件仍是必需的，但重點是編制專門性、單項特徵性、利用改造、規劃性及預測管理性圖件。在專項研究或生產階段，應重點編制單項特徵性、利用改造規劃性及預測和管理性圖件。
（4）在同一套圖系中，各圖幅所表示的同一內容和基本的地質—水文地質條件應一致，不能彼此矛盾。
（5）在一套圖系中，主要圖幅的比例尺皆應與水文地質調查的比例尺相一致。非主要圖幅，可編成較小比例尺的附圖或鑲圖。
上述各種圖幅的編圖原則和方法，可參閱有關規范和書籍。下面主要介紹區域水文地質普查報告中的綜合水文地質圖的編制原則和方法。
『陸』 水文地質基本知識
(一)地下水的形成和分類
1.地下水的形成
自然界中的水以氣態,液態和固態的形式存在於大氣圈、水圈和岩石圈中。大氣水、地表水和地下水並不是彼此孤立存在的,它們之間實際處於不斷運動,相互轉化的過程之中,這一過程稱為自然界中的水循環(圖1-12)。按其循環范圍和途徑的不同,分為大循環和小循環。
地下水的形成就是水的循環過程中水通過滲透和水汽的凝結作用而形成的。由大氣降水和地表水滲入地下形成的地下水稱為滲入水。其方式是大氣降水通過岩石的空隙向下滲入形成地下水,地表水是通過岩土空隙在地表水柱壓力和毛細力作用下滲入地下形成地下水。此外,在大氣中含有的水汽和岩石空隙中的水汽在溫度降低達到飽和時,就開始凝結成水滴,當水滴匯聚起來就成為地下水。我們把水汽凝結而形成的地下水稱為凝結水。而且我們還得出這樣的結論:地下水的來源主要來自大氣降水的滲入,地下水是水資源的重要組成部分,雖然能不斷得到補給,但它並非取之不盡用之不竭,如果不合理使用,水資源儲量將會減少乃至出現枯竭。
圖1-12 自然界中水的循環示意圖
①含水層;②隔水層;③大循環;④小循環
2.地下水的分類
地下水按含水層性質分為孔隙水、裂隙水和岩溶水三類。
(1)孔隙水
埋藏在孔隙岩層中的地下水稱為孔隙水。孔隙水廣泛分布於第四系鬆散沉積物中,如洪積、沖積、坡積、風積和海相沉積等岩層中。在堅硬和半堅硬的岩石中也有少量分布。孔隙水由於存在於岩土的孔隙中,因此孔隙的分布、大小、形狀、排列等,直接影響著孔隙水,這也就取決於鬆散沉積物的岩性、分布等特點。孔隙水具有如下特點:
1)孔隙水存在於岩土孔隙中,因此各種類型的具有孔隙的鬆散沉積物,都可以賦存孔隙潛水或孔隙承壓水。因此掌握沉積物的沉積規律、特徵,是尋找該含水層和初步評價含水層以及選擇供水施工工藝和供水結構設計的重要依據。
2)鬆散岩土孔隙發育,分布密集且均勻,相互連通,呈層狀分布,具有統一的水動力聯系,所以孔隙水一般呈層流運動。很少見到透水性突變等特徵。
3)由於鬆散沉積物具有不同的成因類型,它們所分布的地貌也不同,因此可形成不同類型的孔隙水,它們的均勻性也各有差異。
4)孔隙水的補給來源主要是大氣降水,在特定條件下,地表水也可成為重要的補給來源之一,在條件適宜的地方,深部裂隙水或岩溶水也可補給孔隙水。
5)孔隙水一般常存在於地殼表層,多以潛水形式出現,這對水源地勘察和供水井施工帶來便利,同時對采礦帶來一定的影響。
(2)裂隙水
埋藏和運動於基岩裂隙中的地下水稱為裂隙水。基岩的裂隙是地下水的儲藏和運動的場所,裂隙的發育程度和聯通性直接影響著裂隙水的分布和富集。因此,研究基岩的裂隙具有重要而實際的意義。基岩裂隙按其成因可分為成岩裂隙、構造裂隙和風化裂隙三種類型。裂隙水的埋藏和分布很不均勻,主要受地質構造、岩性及地貌等因素的控制。按埋藏條件和含水層產狀,可將裂隙水分為三種類型;面狀裂隙水、層狀裂隙水和脈狀裂隙水。
1)面狀裂隙水:賦存於各種基岩表部的風化裂隙中,某些巨大的交叉斷裂帶也屬這一類。這種裂隙水上部一般沒有連續分布的隔水層,具有潛水的特徵。風化裂隙廣泛分布,均勻密集,彼此連通構成面狀分布的網狀裂隙體系,因而構成統一水動力系統,具有統一的水面,屬面狀裂隙水或似層狀裂隙水。
2)層狀裂隙水:是指聚集於成岩裂隙及區域構造裂隙中的水。其埋藏和分布常有一定的呈層性,這種水稱為層狀裂隙水。由於各種裂隙交織相通,構成了具有統一地下水水面的網狀系統,因此,其埋藏和分布常具成層性。
3)脈狀裂隙水(帶狀裂隙水):是指埋藏和運動於構造斷裂帶或岩漿侵入接觸帶的水,常呈帶狀或脈狀分布。這種水由於受斷裂影響,往往補給源較遠,循環深度大,水量、水位較穩定。一般具有統一的地下水力聯系,有些地段可具承壓性。是良好的供水水源。脈狀裂隙水對礦床的開采、鑽探及地下洞穴工程,常常造成巨大的困難和威脅,有時可突然造成涌水事故。
(3)岩溶水
貯存和運動於岩溶中的地下水稱為岩溶水。岩溶水的分布較孔隙水和裂隙水有更大的不均勻性。它主要發育在石灰岩地區。由於水流對可溶性岩石(石灰岩、白雲岩、石膏、鉀鹽、石鹽等)以化學溶蝕為主,機械破碎為輔的一種特殊的地質作用,產生了特殊的地質現象(如石芽、溶溝、溶洞、石林、峰林、地下暗河等),將這種作用稱為岩溶作用,將這種現象稱為岩溶現象或岩溶形態,將這種地表岩溶現象,稱為地表岩溶。由此可見,地下岩溶是岩溶水貯存和運動的場所。因而它與孔隙水、裂隙水相比,具有獨特的埋藏、分布和運動條件。岩溶含水層水量往往比較豐富,常可作大型供水水源。
在岩溶地區采礦和勘探時,要仔細研究岩溶的發育規律,以防造成損失。
地下水也可按埋藏條件,分為上層滯水、潛水和承壓水三類。
1)上層滯水。存在於包氣帶中局部隔水層上面的重力水叫作上層滯水(圖1-13)。一般分布不廣,是降水或地表水下滲時,被局部隔水層或弱透水層所阻而存積起來的地下水。這種水與季節和氣候有直接聯系。濕潤季節或雨後出現,乾旱季節或雨後不久即消失。補給區與分布區相一致。上層滯水一般只能作小型或暫時性供水水源。由於它距地表近,易被污染,如作飲用時要加以注意。防範水質污染。
圖1-13 上層滯水和潛水示意圖
aa'—地面;bb'—潛水面;cc'—隔水層面;OO'—基準面;h1—潛水埋藏深度;h—含水層高度;H—潛水位
2)潛水。埋藏在地表以下第一個穩定的隔水層以上,具有自由水面的重力水。潛水的自由水現稱為潛水面如圖1-13所示;潛水面至地表的距離稱為潛水的埋藏深度(h1);潛水面上任一點的標高(H)稱為潛水位;潛水面至隔水板頂面的距離稱為含水厚度(h)。潛水的基本特點是:潛水面上部,一般無穩定隔水層存在,因此潛水具有自由的水面,不承受靜水壓力屬無壓水。在重力作用下,潛水由較高處向低處流動;通常大氣降水、地表水經過包氣帶直接滲入而補給潛水,所以大多數情況下,潛水的分布區就是補給區,二者完全一致;潛水動態(水位、水質、水量等)受氣候影響隨季節性變化。如雨季,降水充沛,潛水獲得補給量較多,致使潛水面上升,埋藏深度變小。因而呈現季節性變化;由於潛水埋藏較淺,易污染,易於取用。常為民用水源及工農業供水水源。
3)承壓水。充滿於兩個隔水層之間的地下水叫作承壓水(圖1-14)。當這種含水層未被水充滿時,其性質與潛水相似,稱為無壓層間水。由於承壓水具有隔水頂板,因而它具有與潛水不同的特點,承壓水的特點是:承壓水具有承壓性能,當鑽孔揭穿到含水層後,在靜水壓力作用下,初見水位與穩定水位不一致,穩定水位高於初見水位。當水能溢出地表時,可形成自流,這種水頭稱正水頭。如果承壓水頭不能流出地表,這種水頭稱負水頭;承壓水分布區與補給區不一致,且往往補給區小於承壓區,因承壓水具有隔水頂板,使承壓含水層不能自隔水頂板上部的地表直接接受補給。補給區往往處於承壓區一側,位於地形較高的含水層出露的位置。排泄區位於地形較補給區低的位置;承壓水自補給區流入承壓區再向低處排泄,故承壓水的水量、水質、水溫等受氣候影響較小,隨季節變化不大,且顯得穩定;承壓水受地表污染少,它是最具戰略價值的水源地。
圖1-14 承壓盆地構造圖
a—補給區;b—承壓區;c—排泄區1—隔水層;2—含水層;3—噴水鑽孔;4—不自噴鑽孔;5—地下水流向;6—靜止水位;7—泉;H—承壓水頭厚度(m);M—含水層厚度(m)
(二)含水層及水文地質單元
1.含水層
地殼中的岩層有的含水,有的不含水,有的雖然含水(結合水、毛細水)但不能透水。我們把不透水且不含水的岩土層稱為隔水層。透水的而又飽含重力水的岩土層稱為含水層。
作為含水層必須是具備下列基本條件。
(1)岩層要有儲存地下水的空間
岩土層要能含水,首先是在岩土層中必須要有儲存地下水的空間(空隙),外部的水才能進入岩土層把水儲存起來,並能在其中運動,才有可能成為含水層。由此可知,岩層具有空隙是含水層形成的先決條件,也是確定含水層存在的重要標志。
(2)要有儲存地下水的地質條件
岩層有了空隙,雖然是含水層形成的首要條件,但它不是唯一的條件。同時,必須是具備一定的有利於地下水聚集和儲存的地質條件,才能構成含水層。
(3)要有一定的補給水量
有了容水的空隙岩土層和有利蓄水的地質條件,並不一定有豐富的地下水,還必須具備充足的補給水量,才能使具有一定地質條件的空隙岩土層有水而構成含水層。有一定的補給水量不僅是形成含水層的一個重要條件,更重要的是關繫到含水層水量的多少及其保證程度的一個主要因素。
2.水文地質單元
由水文地質要素(補給區、排泄區、含水層、隔水層等)組一個統一而完整的水文地質結構(單位),稱為水文地質單元。一個水文地質單元可包括若干個蓄水構造,或者只有一個蓄水構造。研究水文地質單元才能揭示地下水的產生和發展變化規律,才能確切地認識、保護和合理地開發利用地下水資源。
補給區是指地下水接受水源補給的地區。它一般位於地形的相對高處或相對於排泄區的高處。
排泄區是指排泄地下水的地段,它一般處於地形的相對低處。河流、泉、某些斷層都可以成為地下水的排泄通道。
『柒』 水文地質勘察中地質鑽探結構設計包括哪些內容
水文地質鑽探結構設計（鑽孔孔身結構設計）包含：鑽深、鑽孔結構及孔徑、過濾器類型及下置深度設計
『捌』 水文地質鑽孔結構設計包含哪些內容
水文地質條件直接左右建築結構設計的基礎結構型式選擇及計算、制圖。
水文地質條件是大自然生成，不同地點千變萬化；不同用途的建築物也各式各樣，網友沒法歸納成1、2、3、4、5、6......來例舉有哪些！
『玖』 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。
『拾』 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。