水文地质结构包括哪些
『壹』 水文地质特征
5.3.1 井田水文地质特征
井田位于车轴山向斜的东南翼，从区域水文地质条件分析，整个车轴山向斜位于开平煤田的西北部，自成一独立的隐伏向斜，向斜上部被松散的巨厚第四系冲积层覆盖，车54、车60钻孔以北为厚度小于180m的宽缓平台，向南逐渐增厚，到南部边缘厚度达到650m。第四系底部卵砾石层埋深105～155m，厚约10～25m。该含水层水量充沛，构成各煤系含水层的补给水源。石炭-二叠纪煤系含水层位于第四纪冲积层之下，地下水主要赋存于砂岩裂隙之中。下伏中奥陶统灰岩，裂隙、岩溶发育，含水丰富。
5.3.1.1 矿井含水层概述
表5.4为东欢坨井田含水层的主要分布。
表5.4 东欢坨矿区含水层特征表
据含水层的赋存特征，井田存在着三大含水系统:第四纪冲积层孔隙承压含水层、石炭-二叠纪砂岩裂隙承压含水层和中奥陶统灰岩岩溶裂隙承压含水层。其特征分述如下:
(1)第四纪冲积层孔隙承压含水层(VII)第四纪冲积层覆盖于含煤地层之上，全区分布，不整合于古生代地层之上，北薄南厚，较均匀地渐变。第四系全为松散沉积物，此孔隙含水层水量充沛，含水性强，但变化较大。
(2)石炭-二叠纪砂岩裂隙承压含水层(VI～II)石炭-二叠纪煤系含水层以倾伏向斜的形式伏于新生代松散层之下，地下水主要储存于泥质或硅质胶结的厚层中、粗砂岩的裂隙之中。
(3)中奥陶世灰岩岩溶裂隙承压含水层(I)奥陶纪灰岩含水层呈平行不整合于含煤地层之下，通常在第四系底部卵砾石层与之直接接触地区，岩溶比较发育，在顶部的裂隙和溶洞中多有砂、砾石和粘土质充填。其中12-2煤底板含水层组是以奥灰水和底卵水为水源的强富水性含水层，主要包括:12-2煤～14-1煤强含水层组(IVa)、14-1煤～K3强含水层组(III)和奥陶纪石灰岩含水层
(I)，其中石炭－二叠纪砂岩裂隙承压含水层中12-2煤～14-1煤强含水层组为12-2煤底板直接充水含水层。
(1)12-2煤～14-1煤强含水层(IVa)
本段厚约40m，岩性以细砂岩为主，粉砂岩次之，夹中砂岩。顶部有一层4～10m厚粉砂岩或泥岩弱透水段，12下煤位于该段中部。含水细砂岩和粉砂岩位于12下煤层顶底10～15m范围内，其区域特点是透水性强。由于水源补给程度差异，在－500水平中央采区和西南采区浅部属强含水段，东南采区属中等含水段。强含水部位单位涌水量为1L/s·m，中等含水部位单位涌水量为0.57L/s·m。－230水平井底车场南北两端单位涌水量为0.7～0.9L/s·m，渗透系数为0.079～9.610m/d。水质类型为HCO3-CaNa型或HCO3-CaMg型，水温17℃。通过疏水钻孔的疏放分析，认为该含水层水可疏降。静水位标高:1958年为+20.89m(车42孔)，目前本含水层水位标高为－21～－160m左右。
(2)14－1煤～K3强含水层(III)本段厚约50m，岩性以粉砂岩为主，与细砂岩、泥岩互层;K3灰岩为该段顶板，平均厚4m，质纯，未见岩溶。在地层浅部据老风井掘进与东观29、东观37孔钻探揭露，K3在其顶面形成空腔，有黄泥残积充填，应为溶蚀作用和煤系风化产物。东观38孔在－560m标高见此层，顶面并无黄泥，但K3底10m段落内为强含水部位。抽水试验揭露单位涌水量为1.1L/s·m，与老风井马头门探水与涌水条件相似。K3顶、底板是出水部位，而且本段与上段含水层水基本一致(即无隔水地层)，本段其余地层弱透水。水质类型为HCO3－CaMg型，水温18.5～19.5℃。
(3)奥陶系灰岩含水层(I)此段不整合于含煤地层下。本区揭露此层的有12个钻孔，除车59、车43两钻孔揭露较厚(97.38m和73.26m)外，其他钻孔一般揭露厚度多小于10m，但其厚度被推测为大于400m。通常第四系底部卵砾石层与之直接接触的地区，岩溶比较发育，在顶部的裂隙和溶洞中多有粘土质和砂、砾石充填。渗透系数为3.405～10.385m/d，单位涌水量为0.799～1.794L/s·m，水温19.5℃，水质类型为HCO3－CaMg型。本层含水性较强，是一良好的供水层位，但对矿井深部的开采存在很大威胁。1958年的静水位标高为+22.26m(车43孔)，目前本含水层水位标高为－16m左右。
5.3.1.2 矿井隔水层概述
本区弱或极弱透水性地层或密集为层系或独立成层。撇开构造因素，仅就岩性区分，自上而下有:
(1)A层及其附近铁铝质粘土岩
A层以上发育为3～4层，层间距为4～20m，层厚度为3～8m;A层以下80m段距内发育4～5层，层厚小于2m。A层以上段落及以下段落的粘土岩均为弱透水层。
(2)煤5～煤12－2层间沉凝灰岩，各类泥岩，高岭土质砂岩
沉凝灰岩和高岭土质砂岩分布在煤8、煤9近旁以及煤12－1～煤12－2之间，遇水膨胀、裂隙弥合，是极弱透水层。层厚由2～28m不等。各类泥岩层薄，主要赋存在煤8以上与煤12－2近旁，构成煤层直接顶底板。
上述类别岩石连同煤层本身构成了水源不足的层间承压水顶底板。这种含、隔水层密集相间的层系结构形成了垂向径流纤弱的整体阻水效应。因此，煤5以上和煤12－2以下可以水源为背景，分为缺乏垂向联系的两大含水层组。
(3)G层铝土质粘土岩
其厚度随着奥灰剥蚀面起伏变化，大都小于10m。位于煤层基底的G层铝土质粘土岩是稳定的区域隔水层。该层是阻止奥灰水侵入煤系的第一道屏障;复结构的14煤及其粉砂岩与泥岩互层则是第二道屏障。
根据对矿井水文地质条件的综合分析，12－2煤底板主要隔水层为G层铝土质粘土岩。
5.3.2 断层导水性
东欢坨矿区在建井期间共发现106条断层。此外，通过三维地震勘探发现8条断层，其中有4条断到奥陶系在岩。实践证明:矿区绝大多数断层导水性较差，甚至不导水。但在北一，通过对由三维地震勘探给出的断层F3'、F5'进行井下钻探，表明它们导水，水量充足，且与12－2煤底板含水层及5煤顶板含水层有十分密切的水力联系。由于工程限制，对由其他三维地震发现的断层并未做钻探，但并不排除这些断层的导水可能性。
5.3.3 矿井充水条件
5.3.3.1 矿井的充水水源
(1)大气降水、地表水
大气降水、地表水均是井田内地下水的主要补给来源，它们分别通过基岩裸露区及风化带渗入补给，并顺层径流。但在此地区受地形及基岩裂隙发育程度的控制，补给量有限。
大气降水:本区属大陆性季风气候，每年降水多集中在6～9月份，其他时间降水很少。大气降雨通过下渗补给第四系底卵石含水层，通过顺层和垂向补给其他含水层。根据冲积层水文地质剖面图及有关资料，冲积层内含有3个岩性以粘土、亚粘土为主的隔水层，这3层隔水层，沉积比较稳定，隔水性能较强，阻隔了大气降水的向下补给，下渗补给量较小。因此，大气降雨对下部含水层及矿井涌水量不会造成明显影响。
地表水:井田范围内无地表水系存在，仅有两条排水渠。一条向东排至猪笼河，另一条向西排至泥河。两条河流均远离矿区，故地表水系对矿井涌水量无影响。
另外，本区内第四系松散地层中第三隔水层厚达10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土层断开，阻隔了大气降水和潜水的向下补给。
因此大气降水、地表水和潜水对矿井涌水量影响甚小。
(2)含水层水
井田内的三大含水系统———第四纪冲积层孔隙承压含水层，石炭、二叠纪砂岩裂隙承压含水层和中奥陶纪灰岩岩溶裂隙承压含水层。
(3)老空水
在建井、水平延伸、新区域施工及最上方煤层回采中，充水水源主要为含水层水。而在下方煤层回采中，老空水就成为了主要充水水源。
在本矿井生产过程中，由于工作面的布置、顶底板的岩性特征及涌水等因素，在采空区或废巷有可能存在不同形式的积水。一旦施工工程接近、揭露或冒落带达到这些积水，便可涌入井巷，发生老空区突水事故。老空区突水具有来势猛、破坏性大的特点，往往是瞬间大量积水溃入工作面，形成灾难性事故。
本矿井4个主要可采煤层，其间距为8～12m，属煤层群开采。下一煤层开采时，其导水裂隙带远远大于煤层间距，这样当上方采空区或老巷道存有积水、动水时，这些积水、动水会顺裂隙进入工作面，成为突水水源，若水中再夹杂煤渣、岩碴形成煤矸泥，对下方工作面威胁更大。
基于以上原因，同时受地质条件所限，仅在中央及北一两个采区内回采，所以生产阶段主要是存在老空水的威胁，防治水工作也主要是对老空水的探放。如:2192下风道在掘进及回采前对上方2182上采空区积水进行探放，共疏放积水1728m3;2118工作面在掘进及回采前对上方2196采空区及老巷道进行探放，前后共放出积水及动水4.3万m3;另外2192上、2094、2116等工作面在掘进及回采前均进行了探放，证明存在老空水。由于采取了超前的探放水工作，十几年来未因老空水隐患出现水害事故。
老空水是长期积存起来的，多为酸性水，有较强的腐蚀性，对矿山设备危害甚大。老空区突水时，水势猛，破坏性大，如与其他水源无联系，则突水可急剧减弱。通过确定充水水源，有利于更有效地为防治水提供资料。
5.3.3.2 矿井充水通道
通过近十年的生产实践，东欢坨井田范围内充水通道主要有以下3种方式:
(1)直接揭露含水层
根据开采煤层与含水层的关系，可分为直接充水水源和间接充水水源。从目前矿井的开采区域看，直接充水水源为A0～A、A～5煤顶、12煤～14煤含水层组。
在煤矿生产中，有些工程必须穿越含水层。当巷道直接揭露这些含水层后，含水层水将会进入矿井。如本矿－500水平轨道中石门及－690水平轨道中石门，按设计其由A0～A含水层，穿越A下80m含水层、5煤顶含水层直到12－1煤。这样当巷道揭露含水层时，均发生了涌水，其中5煤顶含水层最大出水点达到10.26m3/min。
(2)断裂带导水
本井田构造发育。通过建井及生产阶段来看，大部分断层未与含水层导通或不导水，但是有些断层则表现导水或揭露时未导水，但由于扰动影响成为导水断层。如2182上工作面在风道掘进时遇一条落差为2m的F138正断层，未出水，但回采至该断层时，又发生了突水，水量0.55m3/min;－230水平北二顶板绕道利用管棚技术顺利通过F2(落差35m)断层组，一年半后发生了迟到突水，最大涌水量3.0m3/min，并伴随有大量的黄泥、卵砾石等物，判断为导通冲积层水。
(3)采矿造成的裂隙通道
巷道掘进和工作面回采时，都会对原有围岩产生影响，当产生的裂隙导通含水层或其他水源时，这些水也会顺采动裂隙进入矿井。大部分回采工作面出水均属此种通道。
『贰』 地质及水文地质概况
一、地质构造
研究区地处临清台陷(
图2-2 区域地质构造简图
(据中国地质调查工作项目“石家庄-西柏坡经济区地质环境调查”)
1—Ⅱ级构造单元界线及编号；2—Ⅲ级构造单元界线及编号；3—Ⅳ级构造单元界线及编号；4—工作区范围
晋县断凹的走向NNE，盖层包括第四系、新近系和古近系，最大厚度5500m，盖层下伏基岩为中生界。
根据断裂的规模，区内断裂分为三级：一级断裂为紫荆关深断裂带和太行山前深断裂带。紫荆关深断裂带在太行山段为紫荆关-灵山断裂。自北而南，太行山前深断裂带包括怀柔-涞水、定兴-石家庄、邢台-安阳等三条主干断裂。定兴-石家庄深断裂的南端和邢台-安阳深断裂的北端，位于本研究区内。二级断裂主要有正定东断裂、北席断裂、藁城西断裂、藁城东断裂、晋县断裂和高迁断裂等。三级断裂，主要有古运粮河-牛山-郑村、同阁-百尺杆、良都店-鹿泉-大河和吴家窑-黄峪断裂带等。
二、地层
研究区新生界以下基岩以石炭系、二叠系、侏罗系和白垩系为主，局部分布有古元古界变质岩系及寒武系、奥陶系。基岩之上为巨厚的新生界松散堆积物覆盖，堆积物厚度自西向东由薄变厚。
1.太古宇
太古宇厚度达万米以上。由一套麻粒岩相至角闪岩相的深变质岩组成，在太行山山前断裂以西山区及丘陵区出露地表，其他地段则主要掩埋于元古宇、古生界以下；太行山山前断裂以东则掩埋在平原区深部。
2.古元古界
古元古界地层厚度4000m以上，岩性为甘陶河群板岩、长石石英砂岩、白云岩、蚀变安山岩等，与上覆中元古界呈不整合接触。在太行山山前断裂以西主要出露于鹿泉市区以南-封龙山一带的山区，山前地带隐伏分布在200m以下，其他地段掩埋于中新元古界、古生界以下；太行山山前断裂以东则主要掩埋在平原区深部。
3.中新元古界
中元古界长城系厚度600m，上部为灰色白云岩、泥质白云岩，下部为灰绿色泥岩等；蓟县系厚度550m，岩性为浅灰色、灰色、灰褐色白云岩、硅质白云岩。在太行山山前断裂以西，仅见长城系，主要分布在鹿泉市九里山山前地带，隐伏于40m以下；太行山山前断裂以东，掩埋于平原区深部。
4.古生界
寒武系厚度介于420～700m之间，下部为灰黄色、灰色、红色泥岩、页岩夹白云岩、灰岩；中部为泥页岩、浅灰色鲕状灰岩、灰岩；上部为灰色、灰褐色竹叶状灰岩和白云岩。奥陶系厚度介于650～900m之间，下部为灰黄色、灰色白云岩、灰岩；上部为浅灰色、灰褐色灰岩、泥质灰岩，石膏层发育，是基岩主要储水层。石炭系厚度不大于320m，中石炭统底部为一明显剥蚀面，常见一层赤铁矿或为铁质页岩所代替，下部灰色、灰紫色鲕状铝土页岩，夹透镜体铝土矿；上部为浅灰、深灰色砂质页岩。上石炭统为砂质页岩及页岩，夹石英砂岩、薄层致密灰岩，有5层煤，稳定可采，底部为中粒石英砂岩。二叠系厚度介于150～850m之间，本区只有中二叠统，主要岩性为砂页岩，底部为褐色砂砾岩。
古生界在太行山山前断裂以西，北部缺失上古生界石炭系、二叠系，下古生界寒武系、奥陶系主要分布于鹿泉市九里山一带，九里山山前地带隐伏于150m以下。南部主要分布于封龙山山前地带，隐伏于300m以下。太行山山前断裂以东，主要掩埋在平原区深部，无极藁城低凸起内部分地段缺失石炭系和二叠系。
5.中生界
侏罗系厚度介于100～500m之间，岩性为棕灰、灰紫色火山岩夹砂岩、泥岩。白垩系厚度介于100～2650m之间，岩性上部为紫红、灰绿、灰黑色泥岩、泥灰岩与砂岩互层，下部为砂砾岩及少量紫红色泥岩。中生界在太行山山前断裂以西缺失。太行山山前断裂以东，隐伏新生界以下，凸起区薄，局部地段缺失，正定东部的凹陷中心厚度达3000m以上。
6.新生界
古近系孔店组为一套河流-湖泊相沉积，靠近山前地带，一般沙四段与孔店组分不开，不整合于中生界及其以前的地层之上，岩性以棕红色泥岩、砂砾岩为主。沙河街组的第四段，主要岩性为红色泥岩与砂岩互层，底部为含砾砂岩，厚度介于22～230m之间，沙三段本区缺失。沙二段厚度介于200～450m之间，是一套下粗上细、以红色碎屑岩为主的沉积。沙一段厚度在300～500m之间，浅湖-滨湖相泥岩为主，间夹数层生物灰岩、白云岩、泥灰岩等。东营组厚度介于86～394m之间，为一套河湖相沉积，岩性上部紫红色、灰绿色泥岩与灰白色泥岩互层，下部为泥岩与砂岩互层，中部以具含螺泥岩为特征。古近系在太行山山前断裂以西缺失，在太行山山前断裂以东广泛分布，厚度介于100～850m之间，凸起区薄，凹陷区厚，凹陷中心厚度达1800m以上。
新近系的馆陶组厚度介于100～280m之间，为一套河流相沉积，岩性为棕红色泥岩夹灰色、灰白色砂岩、砾岩互层。明化镇组厚度介于100～700m之间，为一套河流相沉积，岩性以灰绿色、棕黄色泥岩与棕黄色砂岩互层为主。
第四系堆积物成因类型、厚度与展布方向受基底构造、古地理、古气候的控制与影响。研究区沉积物的成因主要是河流的洪积、冲积作用形成。各冲洪积扇及本区东部局部地带，有零星湖积及浅水洼地沉积。沉积物由东向西逐渐变厚，颗粒上部和下部较细，中部较粗。
第四系由新至老，概况如下：
全新统：在研究区西部，厚度介于5～10m之间，东部厚度介于10～30m之间。岩性一般以灰黄、黄灰色为主，次为深灰色及灰黑色的亚砂土、粉细砂及部分砾石。西北部粒度较粗，为中、粗砂，南、中部粒度较细，为亚砂土、亚黏土，且夹有淤积层，砂层很薄，多为粉细砂透镜体。
上更新统：自西向东底板埋深20～160m，西部山前地带较浅，一般小于20m，东部最大埋深达205m，岩层厚度一般在50～100m之间，岩性以棕黄色黏土为主；次为浅黄色及灰黄色的亚砂土及不同粒度的中粗砂、砂卵砾石。
中更新统：属于冲积、洪积及湖积相。西部山前地带底板埋深介于40～200m之间，厚度160m，东部埋深介于280～440m之间。岩性为棕红、棕黄色夹锈黄色砂卵砾石、砂及黏土。
下更新统：位于京广铁路以西，底板埋深介于180～300m之间，厚度介于72～120m之间。辛集、深泽一带，埋深大于420m，厚度介于150～170m之间，岩性以棕红、棕褐色为主，下部夹紫色、灰绿色的中粗砂、中细砂及亚黏土、黏土，砂层风化严重，呈半固结状。
三、水文地质条件
研究区第四系含水介质是一个几何形态复杂、多种类型叠加的含水层组结构，它是由多层交叠、纵横交错的砂、砾层以及间以黏土层构成的孔隙含水组，一般在垂向上缺少较大面积分布的、具有一定空间厚度的细粒堆积物，富水性和透水性良好。前人根据Qh、Qp3、Qp2和Qp1地层，相应划分为第I、II、III和IV含水层。即全新统含水层、上更新统含水层、中更新统含水层和下更新统含水层。其中第III和IV含水层为承压水，但是，由于大量泥包砾，富水性差。在太行山山前平原，混合开采钻井取水，造成第I、II含水层组之间水力联系密切，统称为“浅层地下水系统”。浅层地下水是石家庄地区主开采层位。因此，本研究侧重石家庄地区浅层地下水系统(图2-3)。
图2-3 石家庄平原区水文地质图
全新统-上更新统含水层(I、II)：底板埋深为80～120m，含水层厚度为25～40m，岩性以砾卵石为主。在滹沱河、磁河等冲洪积扇轴部，单井涌水量在70～180m3/(m·h)之间；在冲洪积扇的两翼及前缘，在10～30m3/(m·h)之间。目前，第I含水层已基本疏干，目前主要开采第Ⅱ含水层。
中更新统含水层(III)：底界埋深为120～300m。含水层岩性山前地带以卵砾石及砂砾石为主，向东逐渐变为砂层。在山前及扇间地带，含水层厚度较薄，小于20m，其他大部分地区在20～60m之间。在冲洪积扇主体部位，含水层厚度较大，多大于60m，单井涌水量5～20m3/(m·h)。
下更新统含水层(IV)：底板埋深为300～580m，含水层厚度在冲洪积扇轴部地带大于180m，山前带则小于20m，其他地区为60～80m。石家庄市区以北，京广铁路线以西含水层岩性以砂砾石层、砾卵石为主，其他区域以砂层为主。在无极城关和藁城果庄以北，新乐的西平乐-正定曲阳桥-石家庄市区以西，砂层风化较为严重，富水性差。
『叁』 水文地质常见的储水结构
地下水层的构造：地下水流系统的空间上的立体性，是地下水与地表水之间存在的主要差异之一。而地下水垂向的层次结构，则是地下水空间立体性的具体表征。典型水文地质条件下，地下水垂向层次结构的基本模式。自地表面起至地下某一深度出现不透水基岩为止，可区分为包气带和饱和水带两大部分。其中包气带又可进一步区分为土壤水带、中间过渡带及毛细水带等3个亚带；饱和水带则可区分为潜水带和承压水带两个亚带。从贮水形式来看，与包气带相对应的是存在结合水（包括吸湿水和薄膜水）和毛管水；与饱和水带相对应的是重力水（包括潜水和承压水）。以上是地下水层次结构的基本模式，在具体的水文地质条件下，各地区地下水的实际层次结构不尽一致。有的层次可能充分发展，有的则不发育。如在严重干旱的沙漠地区，包气带很厚，饱和水带深埋在地下，甚至基本不存在；反之，在多雨的湿润地区，尤其是在地下水排泄不畅的低洼易涝地带，包气带往往很薄，甚至地下潜水面出露地表，所以地下水层次结构亦不明显。至于象承压水带的存在，要求有特定的贮水构造和承压条件。而这种构造和承压条件并非处处都具备，所以承压水的分布受到很大的限制。但是上述地下水层次结构在地区上的差异性，并不否定地下水垂向层次结构的总体规律性。这一层次结构对于人们认识和把握地下水性质具有重要意义，并成为按埋藏条件进行地下水分类的基本依据。
地下水在垂向上的层次结构，还表现为在不同层次的地下水所受到的作用力亦存在明显的差别，形成不同的力学性质。如包气带中的吸湿水和薄膜水，均受分子吸力的作用而结合在岩土颗粒的表面。通常，岩土颗粒愈细小，其颗粒的比表面积愈大，分子吸附力亦愈大，吸湿水和薄膜水的含量便愈多。其中吸湿水又称强结合水，水分子与岩土颗粒表面之间的分子吸引力可达到几千甚至上万个大气压，因此不受重力的影响，不能自由移动，密度大于1，不溶解盐类，无导电性，也不能被植物根系所吸收。
薄膜水 又称弱结合水，它们受分子力的作用，但薄膜水与岩土颗粒之间的吸附力要比吸湿水弱得多，并随着薄膜的加厚，分子力的作用不断减弱，直至向自由水过渡。所以薄膜水的性质亦介于自由水和吸湿水之间，能溶解盐类，但溶解力低。薄膜水还可以由薄膜厚的颗粒表面向薄膜水层薄的颗粒表面移动，直到两者薄膜厚度相当时为止。而且其外层的水可被植物根系所吸收。当外力大于结合水本身的抗剪强度（指能抵抗剪应力破坏的极限能力）时，薄膜水不仅能运动，并可传递静水压力。
毛管水 当岩土中的空隙小于1毫米，空隙之间彼此连通，就象毛细管一样，当这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。如果毛管水是从地下水面上升上来的，称为毛管上升水；如果与地下水面没有关系，水源来自地面渗入而形成的毛管水，称为悬着毛管水。毛管水受重力和负的静水压力的作用，其水分是连续的，并可以把饱和水带与包气带联起来。毛管水可以传递静水压力，并能被植物根系所吸收。
重力水 当含水层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中发生渗透移动，形成渗透重力水。饱和水带中的地下水正是在重力作用下由高处向低处运动，并传递静水压力。
综上所述，地下水在垂向上不仅形成结合水、毛细水与重力水等不同的层次结构，而且各层次上所受到的作用力亦存在差异，形成垂向力学结构。
关于地下水层的拓展：
地下水（ground water），是指赋存于地面以下岩石空隙中的水，狭义上是指地下水面以下饱和含水层中的水。在国家标准《水文地质术语》（GB/T 14157-93）中，地下水是指埋藏在地表以下各种形式的重力水。
国外学者认为地下水的定义有三种：一是指与地表水有显著区别的所有埋藏在地下水的水，特指含水层中饱水带的那部分水；二是向下流动或渗透，使土壤和岩石饱和，并补给泉和井的水；三是在地下的岩石空洞里、在组成地壳物质的空隙中储存的水。
地下水是水资源的重要组成部分，由于水量稳定，水质好，是农业灌溉、工矿和城市的重要水源之一。但在一定条件下，地下水的变化也会引起沼泽化、盐渍化、滑坡、地面沉降等不利自然现象。
分布状态
一 《中国地下水类型分布图》依据地下水的赋存、分布状态分类，结合我国地下水的赋存、分布特点，并考虑分类描述的通俗性编制而成，将全国地下水类型划分为平原—盆地地下水、黄土地区地下水、岩溶地区地下水和基岩山区地下水四种。
平原—盆地地下水。地下水主要赋存于松散沉积物和固结程度较低的岩层之中，一般水量比较丰富，具有重要开采价值，分布于我国的各大平原、山间盆地、大型河谷平原和内陆盆地的山前平原和沙漠中，主要包括黄淮海平原、三江平原、松辽平原、江汉平原、塔里木盆地、准葛尔盆地、四川盆地、以及河西走廊、河套平原、关中盆地、长江三角洲、珠江三角洲、黄河三角洲、雷州半岛等地区。我国平原盆地地下水分布面积273.89平方千米，占全国评价区总面积的28.86%；地下水可开采资源量1686.09亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的47.79%。
黄淮海平原是我国第一大地下水富集区。评价区面积24.13平方千米，占全国评价区总面积的2.64%，地下水可开采资源量373.37亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的10.58%，范围包括北京市南部、天津市大部、河北省东部、河南省东北部、山东省西北部、安徽省北部和江苏省北部地区。三江-松辽平原是我国第二大地下水富集区。评价区面积34.2平方千米，占全国评价区总面积的3.74%，地下水可开采资源量306.4亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的8.68%，范围包括黑龙江省的大部、吉林省西部、辽宁省西部和内蒙古自治区的东北部地区。
黄土地区地下水。黄土地区地下水是平原-盆地地下水的一种，是中国的一大特色，主要分布在我国的陕西省北部、宁夏回族自治区南部、山西省西部和甘肃省东南部地区，即日月山以东、吕梁山以西、长城以南、秦岭以北的黄土高原地区。黄土地区地下水主要赋存于黄土塬区，在一些规模较大的塬区，地下水比较丰富，具有供水价值。评价区面积17.18万平方千米,占全国评价区总面积的1.81%；地下水可开采资源量97.44亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的3.0%。
岩溶地区地下水。地下水主要赋存于碳酸盐岩（石灰岩）的溶洞裂隙中，其赋存状态取决于岩溶发育程度。我国碳酸盐岩分布较广，有的直接裸露于地表，有的埋藏于地下，不同气候条件下，其岩溶发育程度不同，特别是北方和南方地区差异明显。我国岩溶地区地下水分布面积约82.83万平方千米,占全国评价区总面积的8.73%；岩溶地下水可开采资源量870.02亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的26.7%，开发利用价值非常大。
北方岩溶区主要包括京-津-辽岩溶区、晋冀豫岩溶区、济徐淮岩溶区，分布与北京、山西、河北、河南、山东、江苏、安徽、辽宁、天津等省（市、区）的部分地区。北方岩溶地下水具有集中分布的特点，往往形成大型、特大型水源地，成为城市与大型工矿供水的重要水源。南方岩溶区主要分布在西南岩溶石山地区，包括云南、贵州、广西的大部分地区和广东、湖南、湖北等省的部分地区。南方岩溶地下水主要赋存于地下暗河系统里，地下水补给充沛，但地下水地表水转化频繁，岩溶地下水难以被很好的开发利用，往往形成“一场大雨遍地淹，十无雨到处干”的特殊干旱局面。
基岩山区地下水。广泛分布于岩溶地区以外的其它山地、丘陵区，地下水赋存于岩浆岩、变质岩、碎屑岩和火山熔岩等岩石的裂隙中，是我国分布最广的一种地下水类型。基岩山区地下水只有在构造破碎带等局部地带富水性较好，大部分地区水量较贫乏，一般不适宜集中开采，但对山地丘陵区和高原地区的人、畜用水有重要作用。山区地下水分布面积约574.98万平方千米,占全国评价区总面积的60.60%；地下水可开采资源量971.67亿立方米/年，占全国地下水可开采资源总量的27.54%。 二地下水的天然形成能力，用单位面积地下水天然补给资源量（补给模数）来反映。地下水天然补给资源量，是指自然条件下，地下水系统中参与现代水循环的可更新地下水量。主要取决于三个方面：一是水的补给来源，如降雨量大小、降雨时空分布、河流湖泊状况等；二是地表的入渗条件，例如沙土地比粘土地的入渗条件要好些，石灰岩地区比花岗岩地区的入渗条件要好些；三是地下蓄水能力，包括含水层的孔隙性、裂隙性、地下水埋藏深度等。受自然条件、地质结构、蓄水能力等因素的影响，我国地下水产水能力的地区性差异较大。
『肆』 冻土区水文地质结构
青藏高原多年冻土分布区地下水环境属于冻结水环境，具有“隔水层”效应的多年冻土层，使该地区具有特殊的水文地质结构。根据多年冻土层分布与地下水的埋藏、赋存条件，可将源区的冻结水水文地质结构概括为以下几种新模式:
1.高山-丘陵区
冻结层上水埋藏很深，多年冻土与冻结层下水之间存在包气带，冻结层下水为潜水。因多年冻土有干燥冻土与富含冰冻土之分，其结构可分为以下两种模式:
1)多年冻土以干燥冻土形式出现，水文地质结构自上而下为干燥冻土层—包气带—冻结层下水结构。多分布在地形较高的地区。
2)多年冻土以富含冰冻土形式出现，水文地质结构自上而下为冻结层上水—多年冻土层—包气带—冻结层下水。这类结构多分布在高山丘陵区地形较低的沟谷和洼地中。
在具有这种水文地质结构的地区，一旦多年冻土层遭到破坏或消失，冻结层上水便会不复存在，地下水会下渗到更深的地下，使表层地下水疏干，引发植被生态系统一系列的变化。见图7-1-2。
图7-1-2 高山-丘陵区河谷中的水文地质结构
2.湖积平原、黄河谷地
冻结层上水埋藏较浅，多年冻土层与冻结层下水之间几乎不存在包气带。多年冻土以富含冰冻土形式出现，水文地质结构自上而下为冻结层上水—多年冻土—冻结层下水。分布在两湖周围的冲湖积平原和冰水洪积扇前缘，这些地区通常有沼泽草甸分布。见图7-1-3。
图7-1-3 湖积平原的水文地质结构
3.湖泊、河流及构造融区
无冻土影响，水文地质结构如常。主要分布在大型常年有水河段，以及大中型湖泊周围。
总的来说，河流融区是汇集冻结层上水、冻结层下水的主要通道，并与构造融区和湖泊融区相连，构成区域地下水常年性运移的网络通道，是多年冻土分布区地下水系统的主要组成部分。冬季，青藏高原千里冰封，融区地下水系统的排泄量维系着江河源区河流的基流量，若融区地下水系统储存量不足，将会导致地表径流断流。
『伍』 水文地质图系的图幅种类
（1）基础性图件：即反映地下水形成基础和分布背景的各类地质图件。如地质图、第四纪地质地貌图、包气带岩性图等。
（2）综合或专门性水文地质图件：即直接反映调查区地下水埋藏分布规律和形成条件的图件。如综合水文地质图、水文地质分区图、供水水文地质图、矿床水文地质图、环境水文地质图等。
（3）地下水单项特征性图件（或称要素性图件）：即主要反映地下水某项（有时为几项）特征的图件。如地下水等水位（压）线图及埋深图，地下水化学成分或某些离子等值线图、地下水水量（或富水性）分区图，某种水文地质参数分区图等。
（4）应用性图件（也称利用改造规划性图件）：即为解决某些与地下水有关的生产实际问题或为满足生产实际需要而编制的图件。如地下水开发利用条件分区图、土壤改良水文地质图、农田灌溉分区图、矿床疏干、堵水截流工程布置图、地下水资源分布图、地下水资源开发利用规划图等。
（5）预测与管理性图性：即为满足生产需要而编制的反映地下水水量、水质、环境地质等发展趋势的预测性图件及相应的管理、防范性图件。如地下水开采动态预测图、地下水质变化预测图、矿区突水预测图、环境地质变化预测及防治图、地下水水量预测与管理图等。
编制水文地质图系需注意以下几方面：
（1）在每项调查成果的图系中，实际材料图一般是必需编制的。它主要反映调查工作各工种的工作量是否达到相应的精度要求，布置是否合理，同时也是编制其他图件的基础资料。
（2）水文地质图系以平面图幅为主，也常要求编制主要方向的有代表性的剖面图，以说明某个方向或深部的水文地质变化规律，有时也需编制柱状图、立体结构图等。
（3）水文地质调查所编制的图件种类和数量都不是固定的。应根据调查目的、调查阶段、地区的水文地质条件、所取得资料情况等来决定应编制的具体图件。一般在小比例尺水文地质调查成果中，以基础性和综合性图件为主，单项特征性图件次之，而利用、改造、规划性图件可根据需要多编制成较小比例尺的镶图，附于主图（综合水文地质图）旁侧。在较大比例尺水文地质图系中，基础性与综合性图件仍是必需的，但重点是编制专门性、单项特征性、利用改造、规划性及预测管理性图件。在专项研究或生产阶段，应重点编制单项特征性、利用改造规划性及预测和管理性图件。
（4）在同一套图系中，各图幅所表示的同一内容和基本的地质—水文地质条件应一致，不能彼此矛盾。
（5）在一套图系中，主要图幅的比例尺皆应与水文地质调查的比例尺相一致。非主要图幅，可编成较小比例尺的附图或镶图。
上述各种图幅的编图原则和方法，可参阅有关规范和书籍。下面主要介绍区域水文地质普查报告中的综合水文地质图的编制原则和方法。
『陆』 水文地质基本知识
(一)地下水的形成和分类
1.地下水的形成
自然界中的水以气态,液态和固态的形式存在于大气圈、水圈和岩石圈中。大气水、地表水和地下水并不是彼此孤立存在的,它们之间实际处于不断运动,相互转化的过程之中,这一过程称为自然界中的水循环(图1-12)。按其循环范围和途径的不同,分为大循环和小循环。
地下水的形成就是水的循环过程中水通过渗透和水汽的凝结作用而形成的。由大气降水和地表水渗入地下形成的地下水称为渗入水。其方式是大气降水通过岩石的空隙向下渗入形成地下水,地表水是通过岩土空隙在地表水柱压力和毛细力作用下渗入地下形成地下水。此外,在大气中含有的水汽和岩石空隙中的水汽在温度降低达到饱和时,就开始凝结成水滴,当水滴汇聚起来就成为地下水。我们把水汽凝结而形成的地下水称为凝结水。而且我们还得出这样的结论:地下水的来源主要来自大气降水的渗入,地下水是水资源的重要组成部分,虽然能不断得到补给,但它并非取之不尽用之不竭,如果不合理使用,水资源储量将会减少乃至出现枯竭。
图1-12 自然界中水的循环示意图
①含水层;②隔水层;③大循环;④小循环
2.地下水的分类
地下水按含水层性质分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类。
(1)孔隙水
埋藏在孔隙岩层中的地下水称为孔隙水。孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物中,如洪积、冲积、坡积、风积和海相沉积等岩层中。在坚硬和半坚硬的岩石中也有少量分布。孔隙水由于存在于岩土的孔隙中,因此孔隙的分布、大小、形状、排列等,直接影响着孔隙水,这也就取决于松散沉积物的岩性、分布等特点。孔隙水具有如下特点:
1)孔隙水存在于岩土孔隙中,因此各种类型的具有孔隙的松散沉积物,都可以赋存孔隙潜水或孔隙承压水。因此掌握沉积物的沉积规律、特征,是寻找该含水层和初步评价含水层以及选择供水施工工艺和供水结构设计的重要依据。
2)松散岩土孔隙发育,分布密集且均匀,相互连通,呈层状分布,具有统一的水动力联系,所以孔隙水一般呈层流运动。很少见到透水性突变等特征。
3)由于松散沉积物具有不同的成因类型,它们所分布的地貌也不同,因此可形成不同类型的孔隙水,它们的均匀性也各有差异。
4)孔隙水的补给来源主要是大气降水,在特定条件下,地表水也可成为重要的补给来源之一,在条件适宜的地方,深部裂隙水或岩溶水也可补给孔隙水。
5)孔隙水一般常存在于地壳表层,多以潜水形式出现,这对水源地勘察和供水井施工带来便利,同时对采矿带来一定的影响。
(2)裂隙水
埋藏和运动于基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。基岩的裂隙是地下水的储藏和运动的场所,裂隙的发育程度和联通性直接影响着裂隙水的分布和富集。因此,研究基岩的裂隙具有重要而实际的意义。基岩裂隙按其成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙三种类型。裂隙水的埋藏和分布很不均匀,主要受地质构造、岩性及地貌等因素的控制。按埋藏条件和含水层产状,可将裂隙水分为三种类型;面状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。
1)面状裂隙水:赋存于各种基岩表部的风化裂隙中,某些巨大的交叉断裂带也属这一类。这种裂隙水上部一般没有连续分布的隔水层,具有潜水的特征。风化裂隙广泛分布,均匀密集,彼此连通构成面状分布的网状裂隙体系,因而构成统一水动力系统,具有统一的水面,属面状裂隙水或似层状裂隙水。
2)层状裂隙水:是指聚集于成岩裂隙及区域构造裂隙中的水。其埋藏和分布常有一定的呈层性,这种水称为层状裂隙水。由于各种裂隙交织相通,构成了具有统一地下水水面的网状系统,因此,其埋藏和分布常具成层性。
3)脉状裂隙水(带状裂隙水):是指埋藏和运动于构造断裂带或岩浆侵入接触带的水,常呈带状或脉状分布。这种水由于受断裂影响,往往补给源较远,循环深度大,水量、水位较稳定。一般具有统一的地下水力联系,有些地段可具承压性。是良好的供水水源。脉状裂隙水对矿床的开采、钻探及地下洞穴工程,常常造成巨大的困难和威胁,有时可突然造成涌水事故。
(3)岩溶水
贮存和运动于岩溶中的地下水称为岩溶水。岩溶水的分布较孔隙水和裂隙水有更大的不均匀性。它主要发育在石灰岩地区。由于水流对可溶性岩石(石灰岩、白云岩、石膏、钾盐、石盐等)以化学溶蚀为主,机械破碎为辅的一种特殊的地质作用,产生了特殊的地质现象(如石芽、溶沟、溶洞、石林、峰林、地下暗河等),将这种作用称为岩溶作用,将这种现象称为岩溶现象或岩溶形态,将这种地表岩溶现象,称为地表岩溶。由此可见,地下岩溶是岩溶水贮存和运动的场所。因而它与孔隙水、裂隙水相比,具有独特的埋藏、分布和运动条件。岩溶含水层水量往往比较丰富,常可作大型供水水源。
在岩溶地区采矿和勘探时,要仔细研究岩溶的发育规律,以防造成损失。
地下水也可按埋藏条件,分为上层滞水、潜水和承压水三类。
1)上层滞水。存在于包气带中局部隔水层上面的重力水叫作上层滞水(图1-13)。一般分布不广,是降水或地表水下渗时,被局部隔水层或弱透水层所阻而存积起来的地下水。这种水与季节和气候有直接联系。湿润季节或雨后出现,干旱季节或雨后不久即消失。补给区与分布区相一致。上层滞水一般只能作小型或暂时性供水水源。由于它距地表近,易被污染,如作饮用时要加以注意。防范水质污染。
图1-13 上层滞水和潜水示意图
aa'—地面;bb'—潜水面;cc'—隔水层面;OO'—基准面;h1—潜水埋藏深度;h—含水层高度;H—潜水位
2)潜水。埋藏在地表以下第一个稳定的隔水层以上,具有自由水面的重力水。潜水的自由水现称为潜水面如图1-13所示;潜水面至地表的距离称为潜水的埋藏深度(h1);潜水面上任一点的标高(H)称为潜水位;潜水面至隔水板顶面的距离称为含水厚度(h)。潜水的基本特点是:潜水面上部,一般无稳定隔水层存在,因此潜水具有自由的水面,不承受静水压力属无压水。在重力作用下,潜水由较高处向低处流动;通常大气降水、地表水经过包气带直接渗入而补给潜水,所以大多数情况下,潜水的分布区就是补给区,二者完全一致;潜水动态(水位、水质、水量等)受气候影响随季节性变化。如雨季,降水充沛,潜水获得补给量较多,致使潜水面上升,埋藏深度变小。因而呈现季节性变化;由于潜水埋藏较浅,易污染,易于取用。常为民用水源及工农业供水水源。
3)承压水。充满于两个隔水层之间的地下水叫作承压水(图1-14)。当这种含水层未被水充满时,其性质与潜水相似,称为无压层间水。由于承压水具有隔水顶板,因而它具有与潜水不同的特点,承压水的特点是:承压水具有承压性能,当钻孔揭穿到含水层后,在静水压力作用下,初见水位与稳定水位不一致,稳定水位高于初见水位。当水能溢出地表时,可形成自流,这种水头称正水头。如果承压水头不能流出地表,这种水头称负水头;承压水分布区与补给区不一致,且往往补给区小于承压区,因承压水具有隔水顶板,使承压含水层不能自隔水顶板上部的地表直接接受补给。补给区往往处于承压区一侧,位于地形较高的含水层出露的位置。排泄区位于地形较补给区低的位置;承压水自补给区流入承压区再向低处排泄,故承压水的水量、水质、水温等受气候影响较小,随季节变化不大,且显得稳定;承压水受地表污染少,它是最具战略价值的水源地。
图1-14 承压盆地构造图
a—补给区;b—承压区;c—排泄区1—隔水层;2—含水层;3—喷水钻孔;4—不自喷钻孔;5—地下水流向;6—静止水位;7—泉;H—承压水头厚度(m);M—含水层厚度(m)
(二)含水层及水文地质单元
1.含水层
地壳中的岩层有的含水,有的不含水,有的虽然含水(结合水、毛细水)但不能透水。我们把不透水且不含水的岩土层称为隔水层。透水的而又饱含重力水的岩土层称为含水层。
作为含水层必须是具备下列基本条件。
(1)岩层要有储存地下水的空间
岩土层要能含水,首先是在岩土层中必须要有储存地下水的空间(空隙),外部的水才能进入岩土层把水储存起来,并能在其中运动,才有可能成为含水层。由此可知,岩层具有空隙是含水层形成的先决条件,也是确定含水层存在的重要标志。
(2)要有储存地下水的地质条件
岩层有了空隙,虽然是含水层形成的首要条件,但它不是唯一的条件。同时,必须是具备一定的有利于地下水聚集和储存的地质条件,才能构成含水层。
(3)要有一定的补给水量
有了容水的空隙岩土层和有利蓄水的地质条件,并不一定有丰富的地下水,还必须具备充足的补给水量,才能使具有一定地质条件的空隙岩土层有水而构成含水层。有一定的补给水量不仅是形成含水层的一个重要条件,更重要的是关系到含水层水量的多少及其保证程度的一个主要因素。
2.水文地质单元
由水文地质要素(补给区、排泄区、含水层、隔水层等)组一个统一而完整的水文地质结构(单位),称为水文地质单元。一个水文地质单元可包括若干个蓄水构造,或者只有一个蓄水构造。研究水文地质单元才能揭示地下水的产生和发展变化规律,才能确切地认识、保护和合理地开发利用地下水资源。
补给区是指地下水接受水源补给的地区。它一般位于地形的相对高处或相对于排泄区的高处。
排泄区是指排泄地下水的地段,它一般处于地形的相对低处。河流、泉、某些断层都可以成为地下水的排泄通道。
『柒』 水文地质勘察中地质钻探结构设计包括哪些内容
水文地质钻探结构设计（钻孔孔身结构设计）包含：钻深、钻孔结构及孔径、过滤器类型及下置深度设计
『捌』 水文地质钻孔结构设计包含哪些内容
水文地质条件直接左右建筑结构设计的基础结构型式选择及计算、制图。
水文地质条件是大自然生成，不同地点千变万化；不同用途的建筑物也各式各样，网友没法归纳成1、2、3、4、5、6......来例举有哪些！
『玖』 地下水类型与水文地质分区
一、区域地下水系统划分
（一）地下水系统的基本特征
地下水系统与地表水、大气降水、包气带土壤水及人类活动有着密切的关系。河南省地下水系统，总体上主要受水文系统的控制，但在平原区及部分岩溶山区地下水系统与水文系统不完全一致。
河南省地下水系统，在垂向上划分为浅层地下水系统和深层地下水系统，各自具有明显的输入、输出、储存与调节功能。浅层地下水系统为开放型系统，它直接接受大气降水、地表水、灌溉回渗水等垂直入渗补给输入，通过潜水蒸发、人工开采、侧向径流等排泄输出，地下水水力性质属于潜水—微承压水，其与外部环境条件关系密切，环境条件的改变，直接影响着系统功能的变化，且反应迅速。深层地下水系统以半封闭为主，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，仅有微量侧向径流输入，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。
（二）地下水系统的划分原则
正确地进行地下水系统划分，有助于水资源的客观评价、综合开发和实行科学的优化管理。为了研究河南省地下水资源的形成，评价、管理和保护地下水资源，运用系统理论原理，以浅层地下水系统为主体，按以下原则进行地下水系统划分。
（1）地下水系统是各种组成要素的整体，是一个存在于一定环境之中的相对独立的整体，是补、径、排和水循环的统一体，进行地下水系统的划分，应考虑储水空间的完整性和水循环的连续性。
（2）地下水系统的地质、水文地质特征与含水介质场的结构，是系统的基础。进行地下水系统划分，应考虑其地质、水文地质特征与含水介质场的结构。
（3）地下水系统的环境条件与其各种要素之间，是相互联系、相互依存、相互作用和相互制约的关系，进行地下水系统划分应考虑系统的环境条件。
（4）浅层地下水系统属于开放型地下水系统，需考虑系统的动态性，深层地下水系统只反映平原区，山区不作详细研究。
（5）按照地下水系统、地下水亚系统两个层次进行划分。
（三）地下水系统的划分依据和边界条件
河南省在水文地质研究史上没有进行过全省范围的地下水系统划分。本次工作在研究前人成果的基础上，用系统论的分析方法，尝试对全省山区及平原区地下水系统进行划分。在各地下水亚系统，特别是山区亚系统内，常形成独立的、具有一定开发利用价值的岩溶地下水子系统，由于本次工作精度所限，不再进行单独的评价。综合考虑河南省地下水系统的介质场、动力场、化学场等特征及与水文系统的关系，各地下水系统、亚系统划分依据和边界条件的确定原则如下：
（1）地下水系统。从水文流域系统观点出发，以区域地质构造和沉积环境为基础进行地下水系统划分。山区以地表分水岭和区域地质构造为边界圈定范围，地表分水岭与地下分水岭大部分地区一致，局部地段受地质构造影响，二者不一致，其界线依地质构造情况确定；平原区按沉积环境及地下水趋势面圈定边界范围。地下水系统命名冠以地表水系名称。
（2）地下水亚系统。进行亚系统划分应考虑水循环和水动力特征，以次级分水岭、地质构造、含水层系统的结构组合类型及地下水流场特征确定亚系统边界，以较大的二级流域为单位划分亚区，太行山及桐柏、大别山区等，没有形成大的二级水系，按区域划分。以亚系统冠以地貌特征或河流名称和地下水类型命名。
（四）地下水系统的划分及特征
根据上述地下水系统划分原则，将河南省地下水划分为卫河地下水系统（I）、黄河地下水系统（Ⅱ）、淮河地下水系统（Ⅲ）、汉水地下水系统（Ⅳ），并依据其地质、地貌特点，将其分别划分出二、四、三、二个地下水亚系统。另外，信阳地区南部局部地段为大别山南坡，亦属汉水地下水系统，因面积小，未单独划分，暂归并于淮河地下水系统的大别桐柏地下水亚系统。现将各地下水系统、亚系统的水文地质特征分述如下：
（1）卫河地下水系统（I）：
①太行山地下水亚系统（I1）：位于太行山东麓、东南麓，为中低山地形，面积约4916km2。构造方向主要为SW—NE，含水岩层主要为下古生界碳酸盐岩，岩溶裂隙发育，富水性好，山前常有断裂及弱透水岩层阻水，形成大的岩溶水泉点。典型的岩溶大泉有九里山泉、百泉、小南海泉、珍珠泉等，每个岩溶水泉域都形成一个相对独立的地下水子系统。上游与山西晋城地区岩溶水沟通，焦作一带为岩溶水的集中排泄区。
按照泉域自北向南分为黑龙潭子系统（I1-1），珍珠泉子系统（I1-2）、小南海子系统（I1-3）、三门寺泉子系统（I1-4）、许家沟泉子系统（I1-5）、三门河子系统（I1﹣6）、百泉子系统（I1-7）和九里山泉子系统（I1-8）。
②卫河冲洪积平原地下水亚系统（I2）：位于博爱、淇县、安阳一带，系卫河及其支流冲洪积作用形成，面积约5849km2。地形上包括各支流的山前冲洪积扇及其扇前洼地。地下水为孔隙潜水，水文地质条件差别较大，洪积扇的中上部含水层粒度较粗，富水性较好，扇体的下部及扇前地带颗粒细，富水性差。主要冲洪积扇有丹河冲洪积扇、峪河冲洪积扇、黄水河—百泉河冲洪积扇、沧河—淇河冲洪积扇、安阳河—漳河冲洪积扇等。地下水排泄，主要为开采，其次为蒸发排泄。
（2）黄河地下水系统（Ⅱ）：
①宏农—青龙涧河地下水亚系统（Ⅱ1）：含宏农涧及三门峡以西黄河小支流流域，面积约4624km2。东界为扣门山和三教地阻水断层，西界至省界，南界基本与地表分水岭一致，北界为黄河。水文地质条件较复杂，灵—陕盆地为孔隙水，沿黄河地带受三门峡水库水位变化影响较大，一级阶地及漫滩区有开发潜力，二、三级阶及塬区等大部分已超采。北部及东部低中山区为基岩裂隙水及岩溶水，基岩裂隙水富水性弱，无开发利用价值。三门峡东部及杜关背斜轴部地带岩溶地区相对富水，具有一定的供水意义，可进一步勘探。
②伊洛河地下水亚系统（Ⅱ2）：含伊洛河流域及河口附近直接入黄的支流流域，面积约18630km2。本区大部分为基岩山区及黄土岗地区，地下水较贫乏，一般不具备供水意义。洛阳及偃师、宜阳、洛宁等地，沿洛河河谷地带，地下水补给条件好，水量较丰富，资源模数为（20～30）×104m3/(km2.a），是沿河城市供水的主要水源；其次是岩溶水，地下水资源相对较丰富，主要分布于嵩山北麓、崤山东段及熊耳山北坡等地，较大的泉点有圣水峪泉、仁村泉、龙门泉、妙水寺泉等，由于地下水开采及矿坑排水等原因，现大部分泉已干涸。
③沁蟒河地下水亚系统（Ⅱ3）：含沁蟒河流域河南境内大部地区及西部黄河北岸直接入黄的小支流流域，面积约1609km2。中西部地下水主要向基岩裂隙水，富水性较弱；东北沁河及蟒河冲洪积扇地下水丰富，据沁北电厂勘探报告，沁河冲积扇地下水可采资源为3m3/s，加上冲洪积扇以上沁河河谷地带，地下水可采量可达6m3/s；东北部为岩溶分布，地下水亦较丰富，在济源多青附近，岩溶地下水通过封口断层补给第四系孔隙水。
④黄河冲洪积平原地下水亚系统（Ⅱ4）：位于洛阳市吉利区以下，郑州黄河铁路桥以上为扇把，以下为扇形地，面积约44363km2。扇形地岩性由上游到下游、由主流带向两侧边缘，由粗变细。主流带岩性主要为细砂、中砂、粉砂，西北部及东南部边缘地带岩性主要为粘性土，基本无含水砂层，与邻区间形成弱透水或隔水的边界。地下水为潜力及微承压水。地下水总体流向为自西向东，由于受黄河影响，形成黄河北地下水流向为自西南向东北，黄河南地下水流向自西北向南东。根据地下水趋势面，将该亚系统划分为黄河北、黄河南及黄河影响带三个地下水子系统：黄河北子系统地下水开采量大，超采严重；黄河南子系统地下水基本处于采补平衡状态；黄河影响带子系统地下水补给条件优越，含水层富水性最好，补给模数可达20×104m3/(km2.a）左右，沿黄河地带尚有较大开发潜力。
（3）淮河地下水系统（Ⅲ）：
①沙颍河上游地下水亚系统（Ⅲ1）：位于嵩山以南，含嵩山北麓及箕山和外方山东段，面积约11890km2。地质构造线方向为近东西向，含水层分布与构造线方向一致。主要含水层为下元古界碳酸盐岩，局部河谷地带第四系含水层较好，其他基岩裂隙含水层富水性差。碳酸盐岩岩溶裂隙含水层主要分布在嵩山北坡、箕山南北两侧及外方山北麓，岩溶水径流方向主要为自西向东。主要岩溶大泉有超化泉、灰徐沟泉、告成泉、柏树咀泉、观音堂泉等，由于岩溶水开采量大，加上矿坑排水，现大部分泉点已干涸。第四系松散岩孔隙水主要分布在汝河河谷地带，郏县、汝州境内汝河河谷宽度大，含水层为砂、卵石层，富水性好，具开发价值。
②桐柏大别山地下水亚系统（Ⅲ2）：含桐柏山南坡和大别山河南部分，面积约10785km2。地层主要为火成岩及变质岩，地下水主要为风化裂隙水，补给条件差，补给模数小于5×104m3/km2。含水层富水性弱，地下水未具开采价值，只能作为当地居民分散用水水源。
③淮河冲洪积平原地下水亚系统（Ⅲ3）：分布在黄河冲洪积平原亚系统以南，含淮河平原及桐柏、大别山山前岗地，面积约37159km2。接触地带山区基岩透水性弱，岗地及平原区第四系松散层主要为粘性土，二者水力联系很弱，只在山前河谷出口处山区对平原区产生补给作用。本区水文地质条件差异较大，平原区地下水相对较丰富，地下水位埋藏浅，含水层富水性较好，目前开采强度不大，尚有开采潜力；岗地区地形起伏大，补给条件差，含水层薄，富水性弱，在岗间河谷地区含水层相对较好，地下水具有一定的开发价值。地下水排泄主要为蒸发及开采。
（4）汉水地下水系统（Ⅳ）：
①伏牛山—桐柏山地下水亚系统（Ⅳ1）：含伏牛山南坡、外方山西南段及桐柏山西坡，为一环形的中低山地形，面积约15584km2。地下水主要为基岩裂隙水，水文地质条件差，一般不具备开发利用价值。西部淅川一带发育下古生界碳酸盐岩，岩溶裂隙发育较好，地下水相对较丰富。碳酸盐岩的展布方向为北西—南东向，主要河谷发育方向为南北向，河谷地段为地下水的主要排泄区。
②南阳盆地地下水亚系统（Ⅳ2）：含盆地内的河谷平原及周边岗地，面积约11598km2。岗地上部为粘性土，透水性差，地下水补给条件差，富水性弱；唐、白河河谷地带，含水层为砂砾石层，地下水的补给条件好，富水性强，是城市供水的主要水源。地下水径流方向总体上为自北向南，东西部岗地局部流向为向西或向东。地下水排泄，主要为开采排泄，其次为径流排泄。
二、含水层系统特征
按地下水的赋存条件和含水层组的特征划分为三种基本类型。
1.松散岩类孔隙含水岩组
主要分布在黄淮海冲积平原、山前倾斜平原和灵三、伊洛、南阳等盆地中，面积约12.0×104km2，地下水主要赋存在第四系、新第三系砂、砂砾、卵砾石层孔隙中。根据松散岩类含水层的岩性组合及埋藏条件，一般划分为浅层、中深层、深层三个含水层组。
（1）浅层含水层组（埋深＜60m）。主要分布在黄淮海冲积平原、太行山前倾斜平原、南阳、伊洛、灵三盆地和淮河及其支流河谷地带，含水层主要为冲积、冲洪积砂、砂砾、卵砾石，结构松散，分选性好，普遍为二元结构，具有埋藏浅、厚度大、分布广而稳定、渗透性强、补给快、储存条件好、富水性好等特点，该含水层组一般为潜水，局部为微承压水。
①黄河冲积平原：主要是全新统形成的黄河大型冲积扇，冲积扇始于沁河口，向东北以卫河为界，向东南以贾鲁河—颍河为界。含水层为砂砾石、中粗砂、中细砂、细砂、粉细砂组成，永城南部有亚粘土孔隙裂隙含水层。含水层总的变化规律是向前缘和两翼颗粒变细，厚度较薄，层次增多，富水性减弱，矿化度增高。黄河南扶沟—杞县以西、黄河北濮阳—内黄的西南属黄河冲积扇中上部主流相，含水层以中粗砂含砾石、中细砂为主，厚度12～25m，顶板埋深5～20m，单位涌水量10～30m3/(h.m），渗透系数10～30m/d；内黄—濮阳东北、商丘—民权西南为泛流带相，泛道和边缘相相间呈条带状，含水层为中细砂、细砂和粉砂，厚10～15m，埋深10～20m，单位涌水量5～15m3/(h.m）；商丘的东北部和范县—长垣一带属冲积扇的前缘相，含水层以粉细砂为主，厚度小于5m，埋深10～35m，单位涌水量小于3m3/(h·m）。地下水流向黄河南为西北—东南向，黄河北为西南—东北向。矿化度自西向东由小于0.5g/l过渡到2～5g/l，局部地段大于5g/l。
②淮河冲洪湖积平原：分布在漯河东南、确山以东、淮河以北至颍河，主要为中上更新统含水层。沙汝河平原上游，含水层为全新统—中更新统砂砾石，厚度10～44m，单位涌水量大于25m3/(h·m），河道带及中游河间地块，含水层厚度10～20m，西部为砂砾石，东部为中细砂，单位涌水量5～10m3/(h·m）；平原区含水层主要是中上更新统冲洪湖积细砂、中细砂，局部含泥质和砾石，呈带状透镜状穿插，厚度8～25m，埋深10～40m，单位涌水量5～10m3/(h·m）；山前岗地小河谷中有砂砾、碎石透镜体或宽条状含水层，单位涌水量为1～3m3/(h·m），大部为粘土裂隙水、风化壳接触带水，单位涌水量小于1m3/(h·m）。
③太行山前冲洪积倾斜平原：主要由安阳河、淇河、黄峪河、白涧河、沁河、蟒河等多期冲洪积扇群构成，含水层为上更新统和全新统砂砾石、中粗砂、砂，向前缘变细、变薄，埋深增大，富水性减弱，水质变差。倾斜平原上部为沿太行山前弧形带状岗地，宽10km，含水层厚10～20m，单位涌水量10～30m3/(h·m）；倾斜平原中部含水层受河流冲积影响较大，古河道带含水层厚度大于10m，为砂砾石、中粗砂，厚5～10m，单位涌水量5～10m3/(h·m）；前缘带具明显的河道带强富水的特征，含水层以中细砂为主，厚5～30m，单位涌水量10～30m3/(h·m），矿化度小于0.5g/l。
④灵三盆地：山前为坡洪积和河流冲积，具明显的分带性。河谷平原主要是全新统、上更新统砂砾石含水层，黄河滩地、I级阶地分布有全新统的粉细砂含水层，厚10～30m，埋深2～35m，单位涌水量5～10m3/(h·m），渗透系数10m/d左右；山前坡洪积高斜地，含水层分布不均，多呈槽带状、透镜状，厚度6～30m，埋深20～60m，单位涌水量1～5m3/(h.m），涧口洪积扇达10m3/(h·m）左右；黄土塬赋存有上层滞水，单位涌水量小于0.5m3/(h·m）。
⑤伊洛盆地：周边为黄土丘陵，裂隙发育，局部有砂砾石透镜体和多层钙核层，赋存有上层滞水。山前倾斜平原为中更新世冲洪积扇群构成，含水层厚度5～25m，埋深40～60m，单位涌水量5～10m3/(h·m）；河谷平原含水层的变化规律是向两侧变细变薄，埋深变大，纵向的变化是由上游至下游由卵砾石、砂砾石变为砂含砾石、砂，厚度由薄变厚，含水层厚4～40m，单位涌水量30～100m3/(h·m），渗透系数20～33.6m/d，矿化度小于0.5g/l。
⑥南阳盆地：盆地周边岗地为中更新统冲洪积相极弱—弱富水的亚粘土、粘土裂隙含水层，局部有河流冲洪积条带状、透镜状砂、泥质砂砾石含水层，单位涌水量1～5m3/(h·m）左右；中部平原含水层由上更新统冲湖积砂、砂砾石、泥质砂砾石组成，厚度6～12m，埋深6～25m，单位涌水量4.3～8.0m3/(h·m），矿化度小于1.0g/l；沿唐、白河及主要支流呈带状分布的上更新统和全新统洪冲积砂、中细砂、砂砾石含水层，厚10～25m，顶板埋深20～30m，单位涌水量10～30m3/(h·m），具微承压性。
（2）中深层含水层组（埋深60～150m，局部达200m或小于60m）。该深度内主要是更新统含水层组。由于构造、古地理、气候及成因不同，各地沉积厚度和埋藏深度差别很大，黄河平原主要是中上更新统冲洪积—冲积砂层，淮河平原、南阳盆地、灵三和洛阳盆地等主要是中下更新统岩层。
①黄河冲积平原：主要以中上更新世古黄河冲洪积扇的形式展布，以黄河为轴部，始于沁河口向两翼、前缘含水层颗粒变细、厚度变薄至尖灭，埋深增大。北翼延津—内黄、南翼中牟—开封为冲积扇的中上部主流相，含水层顶板埋深40～100m，南翼局部达160m，可见3～4层中砂、中细砂，总厚度30～40m，局部大于40m，单位涌水量5～10m3/(h·m），局部大于10m3/(h·m）；濮阳—长垣一带为冲积扇中下部，含水层顶板埋深50～100m，可见4～5层细砂、粉细砂，局部透镜状，总厚10～30m，单位涌水量1～5m3/(h·m）；商丘和周口东部为冲积扇的下部边缘相，含水层民权以西为粉细砂，东部粉细砂呈薄层透镜体，较大面积为亚砂土、亚粘土，含水砂层厚度小于5m，顶板埋深120～160m，单位涌水量1.0m3/(h·m）左右；永城南部顶板埋深140～160m，含水层主要为细砂、中细砂，厚20m左右，单位涌水量2.68～6.74m3/(h·m）。
②淮河冲洪湖积平原：驻马店—沈丘的西部主要是中下更新统冲洪积、冰水和冲湖积含水层，而此线的东南和山前一带主要是下更新统和新第三系河湖相含水层。倾斜平原临颍—漯河—西平以西至襄县、叶县一带，中更新世冲洪积扇和下更新世冰水三角洲发育，含水层以砂卵砾石、中粗砂为主，厚度25～70m，埋深40～100m，单位涌水量10m3/(h·m）左右，临颍至项城以南、正阳至淮滨以北，含水层以中下更新统中细砂为主，局部含砾石或粉细砂，厚度10～30m，埋深60～150m，单位涌水量5～10m3/(h·m）；商水、项城、沈丘南部含水层埋深大、厚度薄，以粉细砂为主，单位涌水量1～5m3/(h·m）；淮南垄岗地区，中深含水层不发育，山间河谷和山前一带，含水层主要为下更新统冰水泥质卵砾石、砂砾石和第三系半胶结的砂、砂砾岩及砂砾层，含水层埋深40m 左右，总厚度50～100m，单位涌水量1～3m3/(h·m）左右。
③灵三盆地：黄河滩地、I、Ⅱ级阶地及主要支流的下游，下更新统在百米内可见30～50m 砂、砂砾石层，顶板埋深小于70m，单位涌水量5～10m3/(h·m）；黄河Ⅲ级阶地和塬区，含水层粒细、层薄、埋深大，富水程度不均；山前一带为中下更新统冲洪—冰水沉积泥质砂、砂卵石含水层，局部半胶结，沿河道呈带状小面积分布，埋深小于100 m，单位涌水量小于5m3/(h·m）。
④伊洛盆地：除河谷外，大都为中上更新统黄土覆盖，含水层分布和富水性很不均匀，山前、洛阳以西和伊河东岸，含水层为弱富水的微胶结—半胶结砂、砂砾岩，局部夹泥灰岩，顶板埋深30～120m，厚度10～30m，单位涌水量1～4m3/(h·m）；盆地东部在200m 深度内，可见30～50m 砂、砂卵石含水层，单位涌水量5～10m3/(h·m）。
⑤南阳盆地：下更新统为一套冰水冲湖沉积，受古地理条件的控制，山前盆地沉积厚度较薄，而中部沉积厚度大于350m。下更新统上部近盆地边缘主要是粗颗粒的含泥质砂砾石，顶板埋深30～80m，局部达百米，含水层2～3层，厚30～70m，到盆地中部则为中细砂、细砂乃至尖灭，由于盆地向中心的交互穿插叠加，可见3～4层含水层，厚度20m 左右，埋深50～80m，空间分布极不均匀；下更新统下部，含水层顶板埋深200m 左右，在350m 深度内可见2个含水层，由边部砂砾石向中部过渡为砂层，厚度50～80m，分布较稳定。盆地中部大致在白河、湍河及其汇流两侧10～25km 范围，单位涌水量5～10m3/(h·m），近盆地边缘单位涌水量为1～5m3/(h·m）。
（3）深层含水层组（埋深150～200m 以下至350m）。豫西黄土地区、各山前缓岗地区和淮河平原主要是第三系含水层，黄海平原和南阳盆地主要是下更新统或二者合之。济源至沁阳、内黄至濮阳、洛阳至岳滩、郑州、新郑至中牟及杞县、太康和南阳盆地的社旗一带，含水层为砂砾石、中细砂，厚40～100m，单位涌水量2～10m3/(h·m）；开封东部、周口、灵三盆地、伊洛盆地西部，含水层不发育，一般为粉细砂和胶结的砂砾岩，单位涌水量1～5m3/(h·m）。
2.碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组
碳酸盐岩类含水岩组是基岩山区最有供水意义的含水岩组，岩性主要为震旦系、中上寒武系、奥陶系的灰岩、白云质灰岩、泥质灰岩，分布在太行山、嵩箕山、淅川以南山地。一般沿层面和裂隙发育有溶洞、溶隙等，构成降水、地表水入渗的良好通道，是地下水径流、储存的有利场所。在当地侵蚀基准面以上，为透水不含水的缺水地段，而侵蚀基准面以下的溶洞或溶隙发育地带，有丰富的地下水，一般泉流量达3.6～60m3/h，中奥陶灰岩单位涌水量为27.22～36.14m3/(h·m），而上寒武、下奥陶系灰岩水量相对较小。在山前排泄地带的有利部位往往形成大泉，如辉县百泉、安阳珍珠泉、小南海泉、鹤壁许家沟泉等，流量都曾在1000m3/h以上，20世纪90年代以来基本断流。
碳酸盐岩夹碎屑岩含水岩组主要分布在焦作以西、嵩山南部、箕山东部，外方山东西两端和淅川以北等山地，由下寒武系和部分石炭系组成，富水性极不均一，下寒武系泉流量在32～314.7m3/h，其他7.6～20.7m3/h，单位涌水量1～10m3/(h·m）。
主要是二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、第三系和部分石炭系、震旦系，分布于王屋山、新渑山地、嵩山北麓、箕山西南、平顶山及太行山、大别山前和山间盆地等，含水层主要为砂砾岩和砂岩。受岩性、地质构造、补给条件等因素控制，其泉水流量有所差异，淅川县上寺泉流量达540m3/h，济源、渑池泉流量5.4～18m3/h，而宜阳、临汝、大别山北麓泉流量仅0.004～3.6m3/h，一般富水性较弱。
3.基岩裂隙含水岩组
系指变质岩和岩浆岩类裂隙含水岩组，分布在伏牛山、桐柏山、大别山区，由花岗岩、片麻岩、片岩、千枚岩、石英岩、白云岩、大理岩组成。地下水赋存在构造质碎带和风化裂隙中，其风化裂隙深度15～35m，局部达75m，泉点较多，泉流量一般为5.4～20m3/h，栾川三岔口泉最大流量达122.4m3/h。
『拾』 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。