一、A study of ~(36)Cl age in Quaternary groundwater of Hebei plain,China（论文文献综述）
陈正山[1]（2021）在《贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响》文中进行了进一步梳理贵州位于上扬子地块西南缘,受西部特提斯域演化和青藏高原隆升及挤出构造远程效应影响,发育挽近期北东向、北北东向多期复活走滑断裂束,形成良好的地热地质条件,蕴藏着大量的理疗热矿水（温泉）资源,尤以东北部最为丰富。区内理疗热矿水（温泉）资源开发利用潜力巨大,已成为贵州重要的新经济增长点,从而开展热矿水水文地球化学演化机理及其医学地质学研究尤为重要。长期以来,区内理疗热矿水（温泉）的研究主要集中在温泉基础水化学方面,以及对一些知名温泉（如石阡温泉群、息烽温泉、剑河温泉等）进行过一些水文地质学及成因研究,综合采用多维水文地球化学技术手段对理疗热矿水（温泉）形成机理及医学地质学理论的深入研究相对较少。由此可见,作为理疗热矿水（温泉）资源大省的贵州尚缺乏系统的地质地球化学及其形成机理的研究,更未开展过与人群健康关联度研究。因此,本论文的研究具有重要的理论意义和重大的实践应用价值。本研究以贵州东北部地区理疗热矿水（温泉）为研究对象,通过采集区内理疗热矿水（温泉）水样42组进行水化学及环境同位素分析。选择代表性地热井、地层剖面采集热储层岩石样77组进行岩石地球化学分析。结合地质背景,采用H-O、13C、14C、87Sr/86Sr、34S同位素、稀土元素、相关性分析、XRD+SEM、矿物饱和指数法、反向水文地球化学模拟及医学地质学等多种技术手段对区内理疗热矿水（温泉）形成机理及其与健康的关联开展研究,提出区内理疗热矿水（温泉）的形成机理及其理疗价值。研究结果和结论如下:（1）研究区理疗热矿水（温泉）主要受北东向、北北东向多期复活走滑断裂束的控制,温泉主要赋存于碳酸盐岩第一储集单元、第二储集单元及变质岩储集单元内。其中,碳酸盐岩第一、二热储层为震旦系灯影组和寒武系清虚洞组至奥陶系红花园组白云岩,夹灰岩及白云质灰岩。矿物成分以白云石为主,其次是方解石、石英、石膏、天青石、萤石、菱锶矿、盐岩及少量粘土矿物。变质岩热储层为清白口系清水江组变质砂岩、变质沉凝灰岩及板岩,矿物成分以含钾钠铝硅酸盐矿物（长石、云母、蒙脱石等）及石英为主,其次为萤石、高岭石、伊利石等矿物。（2）区内理疗热矿水（温泉）水温为36.00～70.00℃,平均46.56℃。其中碳酸盐岩第一、二热储层理疗热矿水（温泉）水化学类型以SO4·HCO3-Ca·Mg、HCO3·SO4-Ca·Mg为主,变质岩热储层理疗热矿水（温泉）水化学类型以HCO3-Na为主。基于理疗热矿水（温泉）元素地球化学特征,采用地质地球化学理论及层次聚类分析将研究区理疗热矿水（温泉）分为碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）和变质岩型理疗热矿水（温泉）。其中,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）为锶泉、氟泉、偏硅酸泉、硫化氢泉、氡泉、硫酸钠泉、硫酸钠钙泉、硫酸钙泉、硫酸钙镁泉组合型理疗热矿水（温泉）,同时富含偏硼酸和锂组分;变质岩型理疗热矿水（温泉）为氟泉、偏硅酸泉、硫化氢泉、重碳酸钠泉组合型理疗热矿水（温泉）,同时富含氡、锂和偏硼酸组分。（3）两型理疗热矿水（温泉）δD值为-69.83‰～-44.89‰,δ18O值为-10.49‰～-6.82‰,表明区内理疗热矿水（温泉）起源于大气降水补给,补给高程为564.87～1522.29m。氘过量参数d值和δ18O右漂移揭示了热矿水与围岩矿物发生强烈的水-岩交换反应。14C、氚、H-O同位素揭示两型理疗热矿水（温泉）均为1952年前的次现代水补给,热矿水年龄为1536～28410a,补给区温度为6.58～11.33℃,为晚更新世气候较为寒冷的大气降水补给。采用平衡矿物法及SiO2温标估算两型理疗热矿水（温泉）热储温度为59.53～105.25℃,计算热储埋深为2246～4278m,热矿水循环深度为918～2428m。（4）矿物饱和指数法和相关性分析揭示了碳酸盐岩热储层中白云石、方解石、石膏及萤石的溶解使得大量的Ca2+、Mg2+、SO42-及HCO3-离子向水中迁移和分配;天青石、萤石、菱锶矿及含SiO2矿物的溶解使得碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）富含Sr2+、H2SiO3、F-微量组分;受四川成盐盆地及热储层中粘土矿物或类粘土矿物阳离子交换反应的控制,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）具有异常高的Na+、Cl-、TDS组分,并富含HBO2和Li+微量组分。在变质岩型理疗热矿水（温泉）中,铝硅酸盐矿物钠长石、石英及萤石的溶解形成了富含Na+、HCO3-、H2SiO3、F-化学组分的热矿水。两型理疗热矿水（温泉）在深循环过程中,在强还原条件下,微生物脱硫作用将水中的硫酸盐分解为H2S气体,从而形成富含H2S热矿水。（5）稀土元素分析表明,碳酸盐岩热储层理疗热矿水（温泉）LREE/HREE高于变质岩热储层理疗热矿水（温泉）的分异特征可能受到了不同酸碱条件的影响。而理疗热矿水（温泉）中HCO3-含量也是影响碳酸型理疗热矿水（温泉）与变质岩型理疗热矿水（温泉）稀土元素分异差别的原因之一。Ce负异常和正Eu异常研究表明氧化还原性并不是造成其异常的原因,可能是受原岩或沉积物的影响。（6）13C、87Sr/86Sr、34S同位素水文地球化学示踪揭示了携带有生物成因和有机物来源CO2的热水作用于碳酸盐岩和铝硅酸盐岩分别控制了两型理疗热矿水（温泉）的水岩反应过程。87Sr/86Sr、34S分馏特征及其与Ca2+、SO42-、SI-Gypsum等相关性表明了碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）的水岩反应过程中有大量的石膏和天青石溶解。随着水岩反应程度提高,两型理疗热矿水（温泉）δ13C、δ34S值逐渐富集,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）87Sr/86Sr越来越低,而变质岩型理疗热矿水（温泉）87Sr/86Sr逐渐升高,揭示碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）受碳酸盐岩风化溶解控制、变质岩型理疗热矿水（温泉）受铝硅酸盐岩风化溶解控制。（7）PHREEQC反向模拟揭示并验证了区内碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）主要的水文地球化学反应受碳酸盐岩白云石、石英、石膏、天青石、萤石、钠盐溶解和部分微弱的阳离子交换反应的控制,而变质岩型理疗热矿水（温泉）水岩反应受铝硅酸盐岩中长石、石英、高岭石、伊利石、萤石溶解反应的控制。（8）两型理疗热矿水（温泉）是由寒冷气候大气降水沿基岩裸露区或构造裂隙带渗入补给,在重力驱动下沿地温梯度不断加热增温进行对流循环。在热水径流路径上经人工开掘或天然出露为温泉。在热矿水对流循环过程中,热矿水与其碳酸盐岩热储层和变质岩热储层岩石矿物分别发生强烈的水岩反应,形成了碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）和变质岩型理疗热矿水（温泉）。（9）两型理疗热矿水（温泉）与人群健康关联性结果显示,理疗热矿水（温泉）泡浴与骨关节疾病有关联;过去一年泡温泉行为与皮肤症状、骨关节症状有关联;过去两周泡温泉行为与睡眠、食欲、精力充沛状况有关联。同时,不同类型的理疗热矿水（温泉）泡浴与慢性疾病的关联存在差异,其中,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）泡浴与高血压存在统计关联;变质岩型理疗热矿水（温泉）与心脑血管疾病、糖尿病存在统计关联。不同类型理疗热矿水（温泉）泡浴与慢性疾病关联的差异,可能与其所富含的元素和化学组分的差异密切相关,提示理疗热矿水（温泉）的构造条件和含水围岩的矿物成分对人群健康的间接影响,这也为温泉理疗价值进一步开发提供重要理论依据。本研究从区域地质背景角度出发,综合利用了多种水文地球化学技术,阐明了地质背景和水文地球化学反应是控制区内两型理疗热矿水（温泉）水文地球化学演化的主要原因。基于化学元素的理疗热矿水（温泉）分型泡浴与人群健康密切相关,本研究结果对今后温泉理疗价值的开发和保护具有重要指导意义。
赵佳怡[2]（2020）在《雄安新区深部热储空间结构与水热分异过程研究》文中研究指明雄安新区位于华北平原中部,地热资源分布广、埋藏浅、温度高、储量大、水质优,属于地热资源非常丰富的地区,但该地区深部地热资源赋存条件复杂,目前深部岩溶热储结构和成因机制不明。地热科学钻探为获取深部热储空间结构有关数据提供了直接手段,也为获取深部流体样品提供了机会。地热流体携带大量深部信息,在水化学、同位素和微生物上留下组成特异的印迹,可用于识别地热流体形成演化机制。进行雄安新区深部热储空间结构与水热分异过程研究,对深部地热资源认识的提高和合理开发利用具有重要的科学意义。本研究采用地热科学钻探、野外调查、室内实验、水化学方法、同位素技术、微滴数字PCR技术和高通量测序技术等技术方法,进行了雄安新区深部热储空间结构与水热分异过程研究,分析了深部热储空间结构,研究了地热流体水文地球化学特征和深部热水微生物群落特征及其地热指示意义,建立了研究区地热资源的成因机制概念模型。主要认识如下:雄安新区位于华北克拉通的东侧、冀中拗陷中部。华北克拉通破坏使岩石圈减薄,地壳随之变薄,因此地幔热源较多,为研究区主要热源。断裂构造丰富,有众多次级构造单元,对局部构造起到明显控制作用,是良好的导热导水通道,深部热流通过断裂上涌,与热储中热流形成水热对流,导致热异常。从钻井数据分析了研究区地层岩性和热储空间结构。热储在凸起区埋藏较浅,凹陷区埋藏较深,表明在凸起区热量集中在浅部,凹陷区热量集中在深部。研究区地温梯度较高,一般为3.08.0℃/100m。垂向上,第四系一般为23℃/100m,新近系为3.03.7℃/100m,基岩顶部为3.094.15℃/100m,在基岩内部由于白云岩热导率较高,地温梯度降低到1.82.4℃/100m。研究区内大地热流值的分布范围为55125mW/m2,并在凸起区大地热流值高,凹陷区大地热流值低的特点。从水化学和同位素数据分析,保定西部山区浅层水水化学类型为HCO3-Ca·Mg水,而研究区深部热水水化学类型为Cl·HCO3-Na水或Cl-Na水。过量的HCO3-主要来源于生物成因CO2和非生物成因CO2的混合。深部热水处于较封闭的环境,发生了较强烈的硫酸盐还原作用。地下热水变质系数γNa/γCl比值为1.10-2.39,Cl/Br比值为409.29-735.29,大部分脱硫系数100?γSO4/γCl比值小于1,盐化系数γCl/（γHCO3+γCO3）比值为0.76-3.31,γCl/γCa比值为6.33-33.03之间,地下热水属于陆相淋滤变质水。深部热水主要补给来源为大气降水,补给区为保定西部太行山区。深部热水年龄在两万年以上,处于水交替缓慢的区域水循环中。建立了深部热水硫酸盐还原菌ddPCR检测新技术,利用该技术对深部热水、浅层水和土壤样品进行了检测,平均含量分别为4.0×103±8.4×103 copies/mL、1.6×102±3.5×102 copies/mL和1.5×103±1.2×103 copies/g dw,显示深部热水富含硫酸盐还原菌。新一代高通量测序技术检出雄安新区深部热水含有38个菌门,541个菌属。深部热水的优势菌属大部分是硫酸盐还原菌,如热脱硫弧菌属Thermodesulfovibrio、热脱硫杆菌属Thermodesulfobacterium、嗜热厌氧菌科Thermoanaerobacteraceae、脱硫化小幡菌属Desulfovirgula和脱硫肠状菌属desulfotomaculum等。功能基因预测结果显示,深部热水中微生物固碳作用很强,硫酸盐还原作用次强,而微生物产甲烷作用很弱,意味着深部热水中的CH4大部分来自非生物成因CH4。在大流量抽水条件下,深部热水存在两种主要菌群类型,即厚壁菌门型和变形菌门型,且后者趋向于浅层水菌群类型,说明深部热水得到浅层水补给。深部热水变形菌门的优势菌属不同于钻孔上方浅层水变形菌门的优势菌属,进一步说明深部热水得到浅层水补给不是来自钻孔上方的浅层水垂直补给,而是来自浅部水的侧向补给,通过深循环获得热能,也可能是通过断裂带连通获得浅部水补给,深部热水资源具有资源的可更新性。最后综合分析了研究区的地热地质、区域构造、热储空间结构、地热流体化学特征、同位素特征和微生物群落特征对地热资源聚敛机制的指示意义,建立了研究区的地热资源成因机制模型。
党岩[3]（2020）在《柴达木盆地塔塔凌河流域地下水循环演化模式》文中研究指明柴达木盆地是国家循环经济试验区的重要产业布局区,规划建设大柴旦循环经济工业园区。塔塔凌河是该地区最大的河流,为大柴旦地区提供了水资源保障。区内的地下水的开发利用目前主要集中在塔塔凌河冲洪积平原。自2003年该地段开展水源地勘查评价以来,已建成3处地下水水源地供水。但塔塔凌河作为该地区的供水基地,以往的调查和研究工作对地表水和地下水的相互转化,以及循环模式的研究相对不足。另外,与西北内陆盆地诸多流域相似,塔塔凌河流域也是一条河出山后流向了不同终端湖。这种排泄形式显示了盆山相间的构造格局下地下水循环演化的复杂性,也增加了研究的难度。解决这一问题始终是流域地表和地下水资源开发利用和生态环境保护要做的基础性工作。本文综合采用了水化学、环境同位素和数值模拟等方法,对特殊地质构造控制下的塔塔凌河流域水资源的循环演化规律进行了研究,取得了系统化和定量化的认识。1、收集了以往的调查研究资料,进行野外地质调查,了解了大柴旦地区的地形地貌和地质构造特征,明确了塔塔凌河流域地表水地下水的转化关系,揭示了地质构造控制下地表水和地下水转化的基本格局。即:在绿梁山北侧,塔塔凌河渗漏补给地下水,受构造阻水影响,地下水在山北富集,并向大、小柴旦湖排泄。其中,向小柴旦湖方向:地表水与地下水转化3次。向大柴旦湖方向,地下水沿古河道补给大柴旦湖,在大柴旦湖附近溢出补给地表水。2、塔塔凌河河水TDS沿程变化呈现由高到低再到高的变化特征,从山口（533mg/L）至绿梁山（480mg/L）再到溢出带（690mg/L）经细土平原区（1878mg/L）最终排入小柴旦湖（65476mg/L）。从出山口到小柴旦湖的中游河段,Cl·HCO3—Na·Ca·Mg型为主;在小柴旦湖周边湖沼平原,水化学类型转化为Cl—Na型。冲洪积扇区浅层地下水为Cl·HCO3—Na·Ca型,逐渐变为SO4·Cl—Na·Ca型并排向小柴旦湖,水化学类型终变为Cl—Na型水。大柴旦湖区,塔塔凌河以地下水的形式补给大柴旦湖,在溢出带方有河水出露,水化学类型仍为SO4·Cl—Na·Ca型水,在大柴旦湖周边转化为Cl—Na型卤水,地下水水化学类型自出山口到大柴旦湖的变化趋势和地表水基本一致。库尔雷克山到绿梁山南,水化学反应类型以水岩反应为主,在细土平原区,以蒸发作用为主,沿程伴随有有离子交换反应的发生。大柴旦湖区的水动力条件差,水化学组分受离子交换作用影响较大。3、同位素在平面上的分布特征表明,塔塔凌河主要的补给来源是北部库尔雷克山和柴达木山的冰雪融水。沿河剖面的同位素特征表明塔塔凌河河水和地下水多次转化。根据14C的分析结果表明,塔塔凌河冲洪积扇地下水循环至大柴旦湖地区的周期明显长于循环至小柴旦湖地区的周期,小柴旦湖地区的地下水更新相对较快。4、利用Modflow建立数值模型,模拟了地表水和地下水转化的动力学过程,按照水动力条件,参考水化学类型的分布特征,在垂向上,将地下水流动系统划局部和区域两个循环系统,在局部循环系统中地下水的埋深浅,径流路径短,径流速度快。区域循环系统埋深深,循环路径长,径流速度缓慢。5、大小柴旦湖受水文地质条件和构造作用的影响,其循环周期和对局部、区域流动系统的循环量比例也不同。在小柴旦湖区,局部循环系的统循环量约占总循环量的62.47%,循环周期小于2000年;区域循环系统的循环量约占总循环量的37.53%,循环周期大于2000年。在大柴旦湖区,局部循环系统的循环量约占总循环量的53.31%,循环周期小于6000年;区域循环系统循环量约占总循环量的46.69%,循环周期大于6000年。
林重阳[4]（2020）在《漳卫河流域地下水的水化学特征和高氟地下水的形成》文中提出高氟地下水导致地方性氟中毒,被视为严重的环境问题。高氟地下水的特征、赋存条件和形成机理是水文地质领域的研究热点。漳卫河流域平原区高氟地下水分布广泛,然而其分布特征及形成机理不明。论文以漳卫河流域平原区为研究区,在采集地下水、孔隙水和沉积物等基础上,分析了高氟地下水的化学特征、分布规律、赋存条件和形成机理,具有一定的理论和实际意义。论文取得了以下主要认识:（1）研究区地下水整体来说呈弱碱性。浅层淡水地下水和深层地下水,阳离子以Na+为主,阴离子以HCO3-为主;浅层咸水地下水,主要阳离子为Na+,主要阴离子为SO42-离子。浅层淡水高氟地下水的水化学类型为HCO3·Cl·SO4-Na和HCO3-Na型水;浅层咸水高氟地下水的水化学类型为SO4·Cl-Na型水;深层高氟地下水的水化学类型为HCO3·Cl-Na和HCO3-Na型水。（2）从地下水和孔隙水同位素的分布特征看,所有样品点位于全球大气降水线和当地大气降水线附近,表明研究区高氟水来源为大气降水。浅层淡水、咸水地下水的蒸发作用更加强烈,深层地下水的来源可能温度更低、高度更高的大气降水。深层含水层相比浅层含水层孔隙水的氢氧同位素值明显偏负。（3）沉积物中全氟含量,与对应层位沉积物提取出的孔隙水中氟含量的相关性显着（p≤0.05）相关系数为0.318,表明沉积物氟含量是影响孔隙水氟含量的一个重要因素。（4）浅层含水层高氟水受蒸发浓缩作用更强烈,深层含水层高氟水主要受溶解-沉淀作用、阳离子交换、解吸与竞争吸附作用控制。利用沉积物孢粉信息和孔隙水同位素分析重建了2.5 Ma BP以来古气候演化,表明在温暖湿润的气候下,由于粘土矿物水解程度的增强,导致孔隙水中氟元素的富集。
杨云展[5]（2020）在《黄骅台陷沧州段馆陶组热储特征及地热资源评价》文中研究指明地热资源作为一种绿色新型可再生的清洁能源,与风能、太阳能相比,不受季节、气候、昼夜变化等外界因素干扰。其储量大,分布广,开发利用简便,是一种现实并具有竞争力的新能源。地热能已成当今世界能源研究的重要课题,开发利用地热能,实现采暖、洗浴以及其他应用,已成为改善城市大气环境、减少温室气体排放的有效途径。沧州地区蕴含着丰富的地热资源,且分布广泛,是区内主要的能源资源之一。据区内已有勘查资料表明,新近系馆陶组热储孔隙度大,渗透性好,赋存着丰富的地热水资源,是该地区的主要热储。长期以来,该地区馆陶组地热资源量不清严重阻碍了地热产业的长期健康发展。因此,查明馆陶组热储特征并对馆陶组热储地热资源进行评价,为合理开发和最大限度地可持续利用地热资源提供地质资料,为地热资源矿业权设置、科学规划、规范管理和有效保护提供依据。本文以黄骅台陷沧州段新近系馆陶组为研究对象,研究区位于中朝准地台（Ⅰ级）华北断坳（Ⅱ级）次一级构造单元黄骅台陷（Ⅲ级）南部,分布于沧县台拱的东部,埕宁台拱西侧。该构造单元东以羊二庄断裂为界,西以沧东断裂为界,该构造单元上分布有7个Ⅳ构造单元,分别为沧东断凹、齐家务台凸、孔店台凸、岐口断凹、南皮断凹、徐里台凸、盐山断凹。在充分收集相关文献资料的基础上,初步查明了区内地层岩性、地质构造以及馆陶组热储特征。通过开展野外地热地质调查,初步查明区内地温特征。采集地热流体样品进行水质全分析化验,初步查明地热流体的化学特征,采集地热流体氢氧同位素分析得出研究区地热流体主要来源于大气降水的补给。采集14C地热流体样品分析得出研究区地热水大部分形成在27–32 ka左右。采用热储法和可采系数法对研究区内各个四级构造单元馆陶组地热资源储量、可采地热资源量、地热流体储存量、地热流体可开采量及流体可开采资源量进行了评价。评价结果表明,研究区内馆陶组热储地热资源量为7651.66×1016J,其中可采地热资源量为1912.91×1016J。地热流体总储存量为1781.59×108m3,地热流体可开采量为17.81×108m3、地热流体可采地热资源量为29.93×1016J,可采地热水资源总产能293.69MW。经分析,研究区地热田类型属大型地热田,地热资源富集性较好。根据水质全分析检测结果开展地热流体质量评价,结果显示研究区馆陶组热储地热流体不适宜作为生活饮用水、饮用天然矿泉水、渔业用水和农业灌溉用水;适宜作为理疗热矿泉水。此外,本区地热流体具有腐蚀性、易结垢和起泡的特点,在开发利用过程中应注意防腐、除垢和曝气。最后本文简要分析了研究区地热资源的成因机理,并提出了一些地热资源合理开发及保护建议。
向伟[6]（2019）在《宁波杭州湾新区地下水演化与数值模拟研究》文中提出杭州湾新区地处余慈滨海平原,由于区内自早更新世至全新世期间多次受到海侵海退的影响,造成了平原区内各类水体的水质以咸水为主而淡水体仅在第Ⅱ承压含水层有所分布的咸、淡水体共存的水环境特征,由此可见,区内淡水资源极度匮乏。而杭州湾新区为国家级经济技术开发区,随着区内社会经济快速发展,需水量与日俱增,于是对区内的淡水体进行大规模不合理的开采,以至于形成了区域降落漏斗,引发了地面沉降、淡水咸化等地质环境问题,这不仅严重威胁了区域淡水资源安全,也阻碍了当地经济社会的发展。因此,本文以宁波杭州湾新区为研究区,系统搜集了区内以往研究成果并补充了水文地球化学调查、野外抽水试验、潮汐效应监测等内容。基于研究区水文地质条件,在区内首次综合利用水化学原理及同位素示踪技术分析了杭州湾新区地下水循环模式与水化学特征的演变规律,推测了淡水体的形成原因并评价了其更新能力;利用研究区钻孔与水文地质剖面建立了地下水流、溶质运移及地面沉降等数值模型;结合地方政府对该区应急水源地的规划要求,根据区内人口规模和不同应急时长,本次研究制订了三个应急等级共九个应急开采方案,并利用数值模型对九个应急开采方案进行了水量、水质演化趋势及地下水开采所导致的地质环境负效应进行了预测评价。研究结果表明:（1）研究区地下水水化学类型受TDS影响,随着地下水中TDS含量的升高,本区地区地下水中的主要阴离子从HCO3-向Cl-演化,主要阳离子从Ca2+、Mg2+向Na+演化;同时结合水文地质条件、水化学演化特征和地下水2H,180,3H分布特征分析出各含水层水力联系不密切,潜水主要受大气降水与地表水补给,以蒸发排泄为主;承压水则未受到到现代水补给,以侧向径流为主;（2）根据3H及14C测年分析出研究区深层地下淡水不含现代氚且形成时期为13.0～17.9ka.B.P,而咸水形成时间在10.6～15.6ka.B.P之间（晚更新世末）。推测地下淡水系更新世被埋藏起来的陆相沉积水,在后期海侵（主要是冰后期海侵）时,由于上游直接入渗和下游切割入渗咸化,将“屏蔽”良好地段的原生沉积淡水包围“封存”起来的结果;因淡水无补给来源,即表明也无更新能力;（3）按照地下水规划要求,结合控制水位与开采时长,考虑区内人口需水量,提出不同应急等级情况下地下水开采方案。基于水文地质资料,利用GMS前处理建立了研究区三维地质结构模型,而后运用MODFLOW、MT3DMS、SUB模块分别对地下水流、溶质运移、地面沉降等数学模型进行参数赋值并求解,并预测了不同应急等级下各开采方案地下水水量、水质演化及开采后所导致的地下水降落漏斗、咸淡水界面演变、地面沉降。整体而言,随着着开采量和开采时长增大造成的影响也越大;其中等级Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ连续开采半年水位最大降深分别为38.5米、24米、18.5米,降落漏斗面积为53.755km2、33.026km2、25.273km2,咸水入侵宽度931米、585米、413米,地面沉降最大可达60～61mm、40～41mm、26～27mm,等级Ⅰ水位恢复时间超过三年,而等级Ⅱ、Ⅲ一年左右基本恢复了。
党慧慧[7]（2016）在《乌兰布和沙漠地下水水化学特征和水文地球化学过程》文中认为沙漠作为中国干旱半干旱区的一种特有地貌,其形成受气候变化与人类活动共同影响,研究沙漠地区地下水的补给演化规律及与气候之间的响应机制,对中国西北部干旱地区气候变化和水文循环过程研究有着指示意义。乌兰布和沙漠位于内蒙古阿拉善高原西部,本文利用水文地球化学方法、同位素方法和反向地球化学模拟,分析区域水文地球化学时空变异特征和演化规律,揭示地下水与环境的相互联系,探讨地下水的可能补给来源,为干旱区地下水资源的可持续利用提供理论依据。通过本文研究,得出以下结论:（1）从补给区经径流区至排泄区,乌兰布和沙漠地下水水化学类型变化规律为从HCO3-Ca-Na型到HCO3-Na型,再到Cl-Na型水。沿着水流路径,地下水水化学类型表现出垂直分层性,浅层地下水和中层地下水都以Cl-Na型水为主,深层地下水主要水化学类型为HCO3-Ca-Na型、HCO3-Ca型和Cl-Na型。浅层地下水水化学组成主要受蒸发/浓缩作用控制,深层地下水主要由岩石风化作用和阳离子交换作用主导。通过分析研究区地下水水文地球化学特征,可以得出乌兰布和沙漠的补给来源及机制,乌兰布和沙漠的地下水主要来源为巴彦乌拉山和贺兰山基岩裂隙水下渗、黄河水的侧渗补给和不同含水层间的越流补给。（2）地下水的δ2H和δ18O具有明显的分层特征,随着深度增加,δ2H和δ18O平均值均减小。乌兰布和沙漠当地大气降水线为δ2H=6.93δ18O-8.68（‰,VSMOW,R2=0.95）,蒸发趋势线为δ2H=5.00δ18O-35.14,地下水受低湿度条件下降水补给,补给过程中经历强烈蒸发。补充研究区地下水的主要来源:大气降水的间接补给和古地下水在偏冷气候下的混合补给。（3）通过Netpath软件模拟计算乌兰布和沙漠地下水的14C年龄,并用Vogel、Tamers、Pearson、Fontes及Garnier、Evans、Eichinger及Gonfiantini模型校正地下水年龄,基于Pearson、Fontes及Garnier模,研究区地下水年龄为将近22000现在,在地质年代上为第四纪时期,包括全新世早期及更新世晚期,补给环境较现在偏冷湿。（4）选取Ca、Mg、Na、K、S、Cl、C作为此次模拟的约束条件,白云石、方解石、伊利石、石膏等、阳离子交换作用、NaCl列为矿物相,选择五条具有代表性的模拟路径,利用Netpath软件对研究区进行反向地球化学模拟。概括乌兰布和沙漠地下水从补给区至排泄区的反应模式为:起始点+石膏+NaCl+阳离子交换作用+蒸发作用=终点+白云石+方解石+伊利石。反向地球化学模拟表明溶滤作用、阳离子交换作用、蒸发作用及不同深度地下水之间的混合作用共同影响着地下水在水流路径上的化学形成作用。
牛宏[8]（2016）在《地下水流系统控制因素及演变规律研究 ——以河北平原为例》文中研究说明地下水流系统时空变化复杂,明晰其控制因素和演变规律对于深入认识地下水分布和循环规律及其合理开发利用具有重要意义。受地质环境和海平面等因素影响,晚更新世后期以来河北平原地下水流系统时空演变规律非常复杂。论文采用解析解和数值模拟系统分析了地下水流系统控制因素（入渗强度比、盆地长深比、弱透水层）和变化特征,并结合前人资料,通过数值模拟分析了晚更新世后期以来河北平原地下水流系统演变规律。定水头上边界稳定流解析解结果表明,介质各向异性比增大时,水流穿透深度变小,反向水流附近的滞流区更接近地表。通量上边界数值模拟结果发现渗透系数不变,入渗强度减小,当水流系统由三级转变为局部加区域以及单级区域系统时,地下水流速减小,滞留时间增长,水循环更新强度减弱；长深比也存在与入渗强度比类似的影响。大长深比和弱透水层（如河北平原）不利于区域水流系统发育。各因素对水流系统的影响可归结为水流驱动力（入渗强度比）的变化。非稳定地下水流系统解析解参数敏感性分析显示渗透系数的（给水度）增加将导致初期水头的正（负）变化,后期逐渐达到该水头上边界的稳定流结果。周期性入渗补给使水流系统的转化（与对应的稳定流模式相比）出现滞后和缺失,其对浅层的局部水流系统影响较大,而对深层的区域水流系统影响较小。此外,开采将使水流模式发生改变。河北平原地下水流系统受环境及人为影响呈现时空四维非稳定变化。古环境与海平面变迁是影响河北平原晚更新世后期以来地下水流系统特征和演变的主控因素,人类活动对现代水流系统影响较大。利用衡水130m钻孔粘性土孔隙水与沉积物孢粉古环境记录,以及结合大量文献资料重塑的中国东部海平面与海岸线变迁,认为晚更新世后期以来河北平原地下水流系统经历了四个演变期。结合文献资料,通过分时段二维稳定流模拟得出低海平面时期,强烈地形势差使河北平原发育穿透第四系底部的区域水流系统。海平面快速上升期,地形势差减弱,深部区域水流系统流速极慢,成为滞流区；低平原区（如衡水）成为地下水集中排泄带,长期蒸发累盐形成浅层咸水,中部发育穿透较深的中间水流系统。人类活动影响以前高位海平面期,地表河流泛滥改造局部地形,区域势汇进一步减弱,中间水流系统穿透深度减小,局部水流系统发育；强烈人工开采产生新源汇,水流系统被割裂。后期发育水流部分替换前期水流,不同时期水流系统的演替犹如地层沉积和侵蚀,呈现下老上新及新系统切割老系统的空间叠置关系。
马致远,张雪莲,何丹,郭森,李修成[9]（2016）在《关中盆地深层地热水36Cl测年研究》文中提出前期同位素水文地球化学的研究成果显示,关中盆地深部地下热水存在地质历史时期残余的沉积水,这直接关系到地热水资源的可持续开发利用。为此本文运用36Cl测年法对其深层地下热水的年龄进行尝试性研究。36Cl测年结果表明,关中盆地深层地热水最大的36Cl年龄范围为988.691 123.98 ka,不同构造单元、不同热储封闭条件、不同成因类型的地下热水具有不同的36Cl年龄。其中,文热4、渭热4两样点的36Cl年龄分别为988.691 123.98 ka、675.69809.77ka,在一定程度上分别代表了咸礼断阶和固市凹陷深层地热水的赋存年龄,提供了关中盆地残存沉积水的36Cl年龄证据。由于这2个样点的地下热水仍存在一定量的入渗水混入,所以计算年龄小于实际年龄,此36Cl测年结果应视为沉积水的下限年龄,估计关中盆地原始沉积水的年龄至少在百万年以上。
耿付强[10]（2014）在《柴达木盆地典型剖面地下水循环研究》文中进行了进一步梳理柴达木盆地位于我国西北部,青海省境内,属于干旱半干旱气候,海拔2700～3500m,研究程度较低,由于地质历史时期构造活动频繁,各种构造纵横分布,水文地质条件较为复杂,研究区位于柴达木盆地东南部,降水稀少、蒸发强烈、生态环境脆弱,鉴于当地的居民生活用水以及枸杞产业对地下水水资源的依赖性非常高,因此查明柴达木河流域地下水赋存规律,合理的开发管理地下水资源迫在眉睫。本文依托“柴达木河流域地下水与地表水转化关系及循环更新能力研究专题”项目,主要利用氢氧稳定同位素方法确定地下水补给来源,进而定量估算诺木洪地区研究地表水与地下水转化量;进而估算了 CK8位置受到香日德和诺木洪方向的补给量的比例;结合水化学资料估算了蒸发作用、溶滤作用对盆地中心地带地下水咸化贡献;查明了研究区地下水演化过程以及不同区段地下水的水化学成因。在盆地周边的冲洪积扇区域,降水很难构成对地下水的补给来源,论文结合氢氧稳定同位素和水化学两方面的证据,确定了山区大气降水为盆地周边冲洪积扇地区地下水的主要补给来源。诺木洪南缘高山区冰川覆盖面积较大,所以冰川、冰雪融水对诺木洪河的补给比例也比较大,本文通过氢氧稳定同位素手段,估算出山区大气降水、冰雪融水对诺木洪河的补给比例分别为21.1%和78.8%。结合同位素质量守恒和水均衡原理,估算出地下水在溢出带对诺木洪河流的补给量为0.071～0.098×108m3/a。在盆地中心地带,地下水化学类型较为单一,矿化度较高。在钻孔CK8位置处,盐分来源主要为蒸发作用和溶滤作用,其对TDS的贡献分别为21.6%和78.4%,地下水主要受到香日德和诺木洪两个方向的补给,其补给量之比约为3.7:1。综合盆地的演化、第四纪的构造运动以及水化学检测结果,分析了地下水演化过程以及不同区段地下水的水化学成因。
二、A study of ~(36)Cl age in Quaternary groundwater of Hebei plain,China（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、A study of ~(36)Cl age in Quaternary groundwater of Hebei plain,China（论文提纲范文）
（1）贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 理疗热矿水(温泉)分类 |
| 1.2.2 理疗热矿水(温泉)水文地球化学演化机理 |
| 1.2.3 水文地球化学模拟 |
| 1.2.4 理疗热矿水(温泉)医学地质学 |
| 1.2.5 贵州理疗热矿水(温泉)研究程度及存在问题 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 关键科学问题及创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候及气象 |
| 2.1.3 水文 |
| 2.1.4 地形地貌 |
| 2.1.5 社会经济概况 |
| 2.2 地质特征 |
| 2.2.1 地层岩性 |
| 2.2.2 岩相古地理 |
| 2.2.3 地质构造 |
| 2.2.4 水文地质 |
| 2.3 地热地质条件 |
| 2.3.1 热储单元结构特征 |
| 2.3.2 地热异常构造 |
| 2.3.3 地温场特征 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 理疗热矿水(温泉)地球化学特征 |
| 3.1 样品采集与测试 |
| 3.1.1 样品采集 |
| 3.1.2 样品测试 |
| 3.2 岩石地球化学特征 |
| 3.2.1 矿物岩石特征 |
| 3.2.2 主量元素特征 |
| 3.2.3 微量元素特征 |
| 3.2.4 稀土元素特征 |
| 3.3 水文地球化学特征 |
| 3.3.1 常量组份特征 |
| 3.3.2 微量组分特征 |
| 3.3.3 稀土元素特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 理疗热矿水(温泉)类型 |
| 4.1 地质成因类型 |
| 4.1.1 理疗热矿水(温泉)地质类型 |
| 4.1.2 理疗热矿水(温泉)地热系统类型 |
| 4.1.3 理疗热矿水(温泉)热储类型 |
| 4.2 理疗热矿水(温泉)分类 |
| 4.2.1 基于地质地球化学特征分类 |
| 4.2.2 基于统计学分类 |
| 4.3 理疗热矿水(温泉)类型 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 理疗热矿水(温泉)水文地球化学演化机理 |
| 5.1 样品采集与测试 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 样品测试 |
| 5.2 热流体起源及深循环特征 |
| 5.2.1 热矿水起源 |
| 5.2.2 热矿水滞留时间 |
| 5.2.3 热储温度及温标理论 |
| 5.2.4 水岩平衡状态判断 |
| 5.2.5 热储温度估算 |
| 5.2.6 热储埋深及循环深度 |
| 5.3 主要水化学组分水文地球化学过程 |
| 5.3.1 常量组分水文地球化学过程 |
| 5.3.2 微量组分水文地球化学过程 |
| 5.4 稀土元素水文地球化学过程指示意义 |
| 5.4.1 REEs分异特征指示意义 |
| 5.4.2 Ce异常特征及其指示意义 |
| 5.4.3 Eu异常特征及其指示意义 |
| 5.5 同位素水文地球化学示踪 |
| 5.5.1 碳同位素 |
| 5.5.2 锶同位素 |
| 5.5.3 硫同位素 |
| 5.6 反向水文地球化学模拟 |
| 5.6.1 模拟的必要性和软件选择 |
| 5.6.2 反应路径的确定 |
| 5.6.3 可能的矿物相化学反应 |
| 5.6.4 模拟结果与分析 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 理疗热矿水(温泉)形成机理研究 |
| 6.1 理疗热矿水(温泉)形成条件 |
| 6.1.1 热储层和盖层 |
| 6.1.2 构造 |
| 6.1.3 水源 |
| 6.1.4 热源 |
| 6.1.5 物质来源 |
| 6.2 理疗热矿水(温泉)成因模式 |
| 6.2.1 碳酸盐岩型理疗热矿水(温泉)形成过程 |
| 6.2.2 变质岩型理疗热矿水(温泉)形成过程 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.1 流行病学调查 |
| 7.1.1 调查方法 |
| 7.1.2 调查结果 |
| 7.2 典型理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.2.1 理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.2.2 理疗热矿水(温泉)对人群健康影响的环境地球化学机理探讨 |
| 7.3 本章小结 |
| 第八章 结论与建议 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 建议 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（2）雄安新区深部热储空间结构与水热分异过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.4 创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.3 研究区水文地质特征 |
| 2.4 研究区地热地质背景 |
| 本章小结 |
| 第三章 热储空间结构 |
| 3.1 研究区热储分布特征 |
| 3.2 岩石热导率 |
| 3.3 热储空间热传导模式 |
| 本章小结 |
| 第四章 地温场特征 |
| 4.1 平面地温分布规律 |
| 4.2 垂向地温分布规律 |
| 4.3 区域大地热流 |
| 4.4 地温影响因素 |
| 本章小结 |
| 第五章 地热流体地球化学特征 |
| 5.1 样品采集及测试分析 |
| 5.2 研究区地热流体水化学特征 |
| 5.3 水岩作用分析 |
| 5.4 研究区同位素特征 |
| 5.5 水文地球化学路径模拟 |
| 本章小结 |
| 第六章 深部热水微生物群落特征 |
| 6.1 样品采集与分析 |
| 6.2 深部热水硫酸盐还原菌微滴数字PCR检测技术的建立 |
| 6.3 深部热水硫酸盐还原菌检测结果与分析 |
| 6.4 深部热水微生物群落多样性和组成特征 |
| 6.5 深部热水微生物群落功能预测 |
| 6.6 深部热水微生物群落特征的地热意义 |
| 本章小结 |
| 第七章 地热资源成因机制 |
| 7.1 地热资源聚敛因素分析 |
| 7.2 地热流体成因分析 |
| 7.3 地热流体微生物分析 |
| 7.4 地热资源成因机制分析 |
| 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历、攻读学位期间的研究成果及公开发表的学术论文 |
（3）柴达木盆地塔塔凌河流域地下水循环演化模式（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 地下水循环研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 交通地理位置 |
| 2.1.2 气象条件 |
| 2.1.3 水文特征 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 地形地貌 |
| 2.2.2 地层岩性 |
| 2.2.3 地质构造 |
| 2.3 水文地质概况 |
| 2.3.1 地下水类型及分布特征 |
| 2.3.2 地下水的富水性 |
| 2.3.3 地下水补给、径流及排泄特征 |
| 2.3.4 地下水位动态变化特征 |
| 第三章 水文地球化学演化规律 |
| 3.1 样品的采集与测试 |
| 3.1.1 现场采样 |
| 3.1.2 现场测试 |
| 3.1.3 室内测试 |
| 3.2 地表水化空间演化特征 |
| 3.2.1 TDS及主要离子浓度分布 |
| 3.2.2 地表水水化学类型 |
| 3.2.3 地表水水化学形成影响因素 |
| 3.3 地下水化学空间演化特征 |
| 3.3.1 地下水TDS及主要离子浓度分布 |
| 3.3.2 地下水水化学类型 |
| 3.3.3 地下水水化学形成影响因素 |
| 第四章 水体中环境同位素特征及其指示意义 |
| 4.1 同位素样品的采集与测试 |
| 4.2 地表水和地下水的氢氧同位素特征 |
| 4.2.1 区域大气降水线的建立 |
| 4.2.2 地表水的氢氧同位素特征 |
| 4.2.3 地下水的同位素分布特征 |
| 4.3 氢氧稳定同位素在水文地质中的应用 |
| 4.3.1 补给来源 |
| 4.3.2 补给高程与补给温度 |
| 4.3.3 地表水的蒸发比例 |
| 4.3.4 地下水循环的氢氧同位素指示 |
| 4.4 地下水年龄与更新速率分布特征 |
| 第五章 地下水流动系统动力场研究 |
| 5.1 区域地下水系统动力场特征 |
| 5.2 典型剖面地下水动力场研究 |
| 5.2.1 典型剖面的选取 |
| 5.2.2 水文地质概念模型 |
| 5.2.3 地下水流数学模型 |
| 5.2.4 典型剖面地下水流数值模型的识别与验证 |
| 5.2.5 剖面地下水流动系统 |
| 第六章 地下水循环模式及开发利用建议 |
| 6.1 地表水/地下水转化模式 |
| 6.2 地下水循环特征 |
| 6.2.1 水动力场特征 |
| 6.2.2 水化学场特征 |
| 6.3 水资源开发利用建议 |
| 6.3.1 水资源利用现状 |
| 6.3.2 水资源开发利用存在的问题 |
| 6.3.3 水资源开发利用的建议 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（4）漳卫河流域地下水的水化学特征和高氟地下水的形成（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地下水中氟的来源 |
| 1.2.2 水文地球化学环境对高氟水的影响 |
| 1.2.3 高氟地下水形成的水文地球化学过程 |
| 1.2.4 宏观的古气候演化对地下水中氟含量的影响 |
| 1.2.5 漳卫河流域地下水研究现状 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气象和水文 |
| 2.1.3 地形与地貌 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 区域地质构造 |
| 2.2.3 区域水文地质概况 |
| 2.3 研究区水文地质条件 |
| 2.3.1 主要含水层水文地质特征 |
| 2.3.2 地下水补给径流排泄条件 |
| 2.3.3 研究区的水文地球化学条件 |
| 第3章 样品采集和分析测试 |
| 3.1 地下水采样点的选取 |
| 3.2 研究区地下水样品的采集和保存 |
| 3.3 研究区钻孔概况和沉积物样品的采集 |
| 3.4 孔隙水样品的提取和保存 |
| 3.5 地下水(孔隙水)样品的分析及质量控制 |
| 3.6 沉积物样品的分析及质量控制 |
| 第4章 地下水化学特征和氟的分布规律 |
| 4.1 地下水主要组分特征 |
| 4.2 地下水微量组分特征 |
| 4.3 地下水氢氧同位素特征 |
| 4.4 地下水氟的空间分布规律 |
| 4.4.1 地下水中氟的水平分布特征 |
| 4.4.2 地下水中氟的垂向分布特征 |
| 4.5 地下水氟含量的影响因素 |
| 4.5.1 F-与pH值的关系 |
| 4.5.2 F-与HCO_3~-的关系 |
| 4.5.3 F-与TDS值的关系 |
| 4.5.4 F-与主要离子之间的关系 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 沉积物组分及其孔隙水水化学特征 |
| 5.1 沉积物宏量组分含量特征及其控制因素 |
| 5.2 沉积物微量组分含量特征及其影响因素 |
| 5.3 孔隙水水化学特征 |
| 5.3.1 孔隙水水化学类型 |
| 5.3.2 孔隙水常量组分 |
| 5.3.3 孔隙水微量组分 |
| 5.4 孔隙水氢氧同位素特征 |
| 5.5 孔隙水中氟与主要离子之间的关系 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 高氟水的来源及形成过程 |
| 6.1 研究区地下水的来源 |
| 6.2 孔隙水中氟与沉积物全氟含量的关系 |
| 6.3 高氟水中氟的来源 |
| 6.4 高氟水形成的水文地球化学过程 |
| 6.4.1 蒸发浓缩过程 |
| 6.4.2 溶解—沉淀过程 |
| 6.4.3 阳离子交换过程 |
| 6.4.4 解吸与竞争吸附 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 古气候演化及其对高氟地下水形成的影响 |
| 7.1 典型钻孔沉积物的年龄 |
| 7.2 典型钻孔沉积物孢粉组合特征 |
| 7.3 典型钻孔沉积物孢粉组合反映的古气候特征 |
| 7.4 古气候特征和孔隙水同位素演化 |
| 7.5 古气候特征对高氟地下水形成的影响 |
| 7.6 本章小结 |
| 第8章 结论与建议 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）黄骅台陷沧州段馆陶组热储特征及地热资源评价（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究思路及研究内容 |
| 1.4 主要工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 区域大地构造 |
| 2.3 区域地层概况 |
| 2.4 区域构造演化及岩浆活动 |
| 第3章 地热地质特征 |
| 3.1 热储特征及埋藏条件 |
| 3.2 地温场特征 |
| 3.3 地热流体化学特征 |
| 3.4 同位素化学与地热水成因分析 |
| 3.5 地热流体动态特征 |
| 第4章 地热资源计算与评价 |
| 4.1 地热资源储量计算 |
| 4.2 地热资源可采量计算 |
| 4.3 计算结果分析与讨论 |
| 4.4 地热流体质量评价 |
| 第5章 地热资源成因机理分析 |
| 5.1 地温异常分析 |
| 5.2 地热成藏模式分析 |
| 第6章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）宁波杭州湾新区地下水演化与数值模拟研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及目的 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 国内外地下水水循环研究现状 |
| 1.2.2 滨海地区地下水潮汐效应研究现状 |
| 1.2.3 研究区研究程度及存在的问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气象与水文条件 |
| 2.2 地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 地质构造 |
| 2.3 水文地质概况 |
| 2.3.1 地下水赋存条件及含水层组划分 |
| 2.3.2 地下水补径排条件 |
| 2.4 地下水开发引起环境负效应 |
| 2.4.1 地下水开发利用历史 |
| 2.4.2 地下水开发利用现状 |
| 2.4.3 地下水超采引起的地质环境问题 |
| 3 杭州湾新区淡水体成因与可更新能力分析 |
| 3.1 研究区第四纪地质环境演化 |
| 3.2 水样的采集与测试 |
| 3.2.1 采样方案 |
| 3.2.2 采集与测试方法 |
| 3.3 杭州湾新区水体水化学特征 |
| 3.3.1 地表水水化学特征 |
| 3.3.2 潜水水化学特征 |
| 3.3.3 第Ⅰ承压水水化学特征 |
| 3.3.4 第Ⅱ承压水水化学特征 |
| 3.4 杭州湾新区水体氢氧稳定同位素特征 |
| 3.4.1 大气降水氢氧稳定同位素特征 |
| 3.4.2 地表水、地下水氢氧稳定同位素特征 |
| 3.5 杭州湾新区水体氚同位素特征 |
| 3.5.1 地表水氚同位素特征 |
| 3.5.2 潜水氚同位素特征 |
| 3.5.3 第Ⅰ承压水氚同位素特征 |
| 3.5.4 第Ⅱ承压水氚同位素特征 |
| 3.6 杭州湾新区各含水层间水力联系 |
| 3.7 地下水同位素年龄 |
| 3.7.1 地下水3H年龄 |
| 3.7.2 地下水14C年龄 |
| 3.8 淡水体成因 |
| 3.9 淡水体可更新能力 |
| 3.10 本章小结 |
| 4 杭州湾新区地下淡水体数值模拟研究 |
| 4.1 水文地质概念模型 |
| 4.1.1 模拟区范围 |
| 4.1.2 含水层水力特征概化 |
| 4.1.3 模拟区边界条件概化 |
| 4.1.4 源汇项概化 |
| 4.2 基于潮汐效应的临海等效边界确定 |
| 4.2.1 潮汐效应 |
| 4.2.2 地下水位及潮汐动态观测 |
| 4.2.3 海底含水层等效边界的确立方法 |
| 4.2.4 计算参数的确定 |
| 4.3 数学模型的建立与求解 |
| 4.4 建立三维地质模型与网格剖分 |
| 4.5 水文地质参数的确定 |
| 4.6 地下水识别与验证 |
| 4.7 杭州湾新区淡水体开采演化趋势预测 |
| 4.7.1 应急水源地地下水开采原则 |
| 4.7.2 淡水体应急开采方案的确定 |
| 4.7.3 应急开采条件下淡水体地下水位变化趋势预测 |
| 4.7.4 淡水体地下水位恢复能力评价 |
| 4.8 杭州湾新区淡水体开采地质环境影响预测评价 |
| 4.8.1 淡水体咸-淡水界面演化趋势预测 |
| 4.8.2 区域水位降落漏斗风险预测分析 |
| 4.8.3 地面沉降风险预测分析 |
| 4.9 本章小结 |
| 5 结论与展望 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| A 作者在攻读学位期间取得的科研成果目录 |
| B 作者在攻读学位期间参加的科研项目目录 |
| C 学位论文数据集 |
| 致谢 |
（7）乌兰布和沙漠地下水水化学特征和水文地球化学过程（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究路线 |
| 第二章研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气象 |
| 2.1.3 地形与地貌 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 地质概况 |
| 2.2.2 地质构造 |
| 2.2.3 水文地质概况 |
| 第三章水文地球化学分析 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.1.1 野外调查 |
| 3.1.2 样品采集与化学指标测定 |
| 3.2 地下水水化学基本特征 |
| 3.2.1 主要水化学组分特征 |
| 3.2.2 水化学类型特征 |
| 3.3 水文地球化学过程 |
| 3.3.1 岩石风化过程 |
| 3.3.2 阳离子交换作用 |
| 3.3.3 溶滤作用 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章同位素特征分析 |
| 4.1 氢氧同位素分析 |
| 4.2 碳同位素测年 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章反向地球化学反应路径模拟 |
| 5.1 反向地球化学路径模拟简介 |
| 5.2 模拟过程 |
| 5.2.1 约束条件（constraint）的确定 |
| 5.2.2 可能矿物相的确定 |
| 5.2.3 地下水流路径的选择 |
| 5.2.4 反应路径中起点、终点地下水组分存在形式的确定 |
| 5.3 模拟结果 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章结论与不足 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在的问题 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（8）地下水流系统控制因素及演变规律研究 ——以河北平原为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及目的意义 |
| 1.2 国内外研究现状及发展趋势 |
| 1.2.1 盆地地下水流系统理论研究 |
| 1.2.2 河北平原地质环境(气候)研究 |
| 1.2.3 河北平原地下水流系统研究 |
| 1.2.4 主要问题 |
| 1.3 研究目标及拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究内容与方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 主要工作量 |
| 1.5 研究思路及创新点 |
| 第二章 二维稳定地下水流系统控制因素分析 |
| 2.1 稳定地下水流系统数学模型 |
| 2.2 地下水流系统控制因素 |
| 2.2.1 不同入渗强度比地下水流系统特征 |
| 2.2.2 不同长深比地下水流系统特征 |
| 2.2.3 各向异性影响下地下水流系统特征 |
| 2.2.4 弱透水层影响下地下水流系统特征 |
| 2.3 地下水流系统与地下水循环 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 二维非稳定地下水流系统演变分析 |
| 3.1 非稳定地下水流系统解析解 |
| 3.2 周期性补给变化盆地地下水流系统物理模拟 |
| 3.2.1 实验装置与实验条件 |
| 3.2.2 水流系统及排泄量变化分析 |
| 3.3 季节性补给变化地下水流系统数值模拟 |
| 3.3.1 模型设置 |
| 3.3.2 地下水流系统滞后性 |
| 3.3.3 各级次地下水流系统影响 |
| 3.3.4 开采影响下地下水流系统特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 河北平原概况及其形成演变分析 |
| 4.1 自然地理及地质构造 |
| 4.2 第四纪地层与沉积环境 |
| 4.2.1 地层与岩性 |
| 4.2.2 沉积物粒度 |
| 4.2.3 沉积物孢粉组合 |
| 4.3 水文地质条件 |
| 4.3.1 含水层特征 |
| 4.3.2 粘性土弱透水层孔隙水特征 |
| 4.4 河北平原形成与演变 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 河北平原晚更新世后期以来地质环境分析 |
| 5.1 植被演替与沉积环境 |
| 5.1.1 地质环境概述 |
| 5.1.2 植被演替与沉积环境孢粉指示 |
| 5.2 粘性土孔隙水与孢粉古环境指示 |
| 5.3 晚更新世后期以来中国东部海平面与海岸线变迁 |
| 5.4 地下水流系统演变期 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 晚更新世后期以来河北平原地下水流系统演变分析 |
| 6.1 模拟分析概述 |
| 6.2 18～15ka B.P.低海平面时期地下水流系统 |
| 6.2.1 模拟条件分析 |
| 6.2.2 地下水流系统特征 |
| 6.3 15～10ka B.P.海平面快速上升期地下水流系统 |
| 6.3.1 模拟条件分析 |
| 6.3.2 地下水流系统特征 |
| 6.3.3 咸水的形成及特征分析 |
| 6.4 10ka B.P.～1950s人类活动强烈影响前地下水流系统 |
| 6.4.1 模拟条件分析 |
| 6.4.2 地下水流系统特征 |
| 6.4.3 晚更新世后期以来地下水流系统演变规律 |
| 6.5 人类活动强烈影响地下水流系统 |
| 6.5.1 开采及地下水储量变化 |
| 6.5.2 地下水流系统变化 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 不足及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（9）关中盆地深层地热水36Cl测年研究（论文提纲范文）
| 1 研究区水文地质背景 |
| 2 样品的采集与测试 |
| 3 地下水36Cl与Cl-及 δ18O的关系 |
| 4 地下水36Cl年龄计算 |
| 4. 1 地下水36Cl年龄的测定原理和应用条件 |
| 4.2地下水36Cl年龄计算的参数选择 |
| 5 结果与讨论 |
| 6 结论 |
（10）柴达木盆地典型剖面地下水循环研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气候和水文条件 |
| 2.1.4 社会经济状况 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.3 区域水文地质概况 |
| 2.3.1 主要含水层组 |
| 2.3.2 地下水补给、径流、排泄条件 |
| 2.4 小结 |
| 第3章 样品采集以及检测 |
| 3.1 研究区样品采集 |
| 3.2 采样的目标任务 |
| 3.3 采样原则 |
| 3.4 样品采集以及检测 |
| 3.5 采样点具体分布 |
| 3.6 前人研究资料搜集 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 盆地的形成以及地下水水化学的形成与演化 |
| 4.1 柴达木盆地的形成与演化 |
| 4.2 地下水水化学的形成与演化 |
| 4.2.1 地下水水化学成因 |
| 4.2.2 地下水化学演化 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 CK8重点钻孔分析 |
| 5.1 CK8处0～230m地下水的混合比例的估算 |
| 5.2 蒸发和溶滤作用对CK8处浅层地下水矿化度的贡献 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 地下水循环研究 |
| 6.1 大气降水线的确定 |
| 6.2 地下水补给来源 |
| 6.2.1 氢氧同位素证据 |
| 6.2.2 水化学证据 |
| 6.3 地下水循环特征 |
| 6.4 地下水—地表水转换关系 |
| 6.4.1 金水口处河流水体的混合比例 |
| 6.4.2 金水口—溢出带段地下水与河水的转换关系 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 结论与建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、A study of ~(36)Cl age in Quaternary groundwater of Hebei plain,China（论文参考文献）
- [1]贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响[D]. 陈正山. 贵州大学, 2021(11)
- [2]雄安新区深部热储空间结构与水热分异过程研究[D]. 赵佳怡. 中国地质科学院, 2020
- [3]柴达木盆地塔塔凌河流域地下水循环演化模式[D]. 党岩. 长安大学, 2020(06)
- [4]漳卫河流域地下水的水化学特征和高氟地下水的形成[D]. 林重阳. 中国地质大学(北京), 2020
- [5]黄骅台陷沧州段馆陶组热储特征及地热资源评价[D]. 杨云展. 中国地质大学(北京), 2020(11)
- [6]宁波杭州湾新区地下水演化与数值模拟研究[D]. 向伟. 重庆大学, 2019(12)
- [7]乌兰布和沙漠地下水水化学特征和水文地球化学过程[D]. 党慧慧. 兰州大学, 2016(11)
- [8]地下水流系统控制因素及演变规律研究 ——以河北平原为例[D]. 牛宏. 中国地质大学, 2016(02)
- [9]关中盆地深层地热水36Cl测年研究[J]. 马致远,张雪莲,何丹,郭森,李修成. 水文地质工程地质, 2016(01)
- [10]柴达木盆地典型剖面地下水循环研究[D]. 耿付强. 中国地质大学(北京), 2014(04)