水文地質納濾

⑴ 基本的水文地質參數有哪些

水文地質參數，反映含水層或透水層水文地質性能的指標。如滲透系數、導水系數、水位傳導系數、壓力傳導系數、給水度、釋水系數、越流系數等，都是基本的水文地質參數。水文地質參數是進行各種水文地質計算時不可缺少的數據。一般是通過勘探試驗測求水文地質參數。滲透系數，又稱水力傳導系數，是水力坡度為1時，地下水在介質中的滲透速度。為表徵介質導水能力的重要水文地質參數。滲透系數不僅與介質性質有關，還與在介質中運動的地下水的粘滯系數、比重及溫度等物理性質有關。根據達西定律：V＝－KH／I式中，V為滲透速度；H為地下水水頭；I為滲透距離；K為介質的滲透系數，量綱為（L／T）。其與滲透率的關系為K＝r�6�1k／μ（K為滲透系數；k為滲透率；r為地下水的比重；μ為地下水動力粘滯系數）。從關系式中可知滲透系數與水的粘滯系數成反比，而後者隨溫度的升高而減小，因此，滲透系數隨溫度的升高而增大。在地下水溫度變化較大時，應作相應的換算。在地下水礦化度顯著增高時，水的比重和粘滯系數均增大，滲透系數則隨之而變化。在這種情況下，一般採用與液體性質無關的滲透率較為方便。導水系數，表示含水層全部厚度導水能力的參數。通常，可定義為水力坡度為1時，地下水通過單位含水層垂直斷面的流量。導水系數T等於含水層滲透系數K與含水層厚度m的乘積。量綱為（L／T）。壓力傳導系數，又稱水力擴散系數，為導水系數與釋水系數之比。它表徵在彈性動態條件下承壓含水層中水頭傳遞速度的參數。壓力傳導系數a＝T／s（T為導水系數；S為釋水系數）。量綱為（L2／T）。水位傳導系數，也稱水力擴散系數。它表徵在彈性動態條件下潛水含水層中水位變化傳播速度的參數。水位傳導系數aw＝Kh／μ（K為滲透系數；h為潛水含水層平均厚度；μ為給水度）。量綱為（L2／T）。釋水系數，又稱貯水系數或彈性給水度。水頭下降一個單位時，從單位面積含水層全部厚度的柱體中，由於水的膨脹和岩層的壓縮而釋放出的水量；或者水頭上升一個單位時，其所貯入的水量。它是表徵含水層（或弱透水層）全部厚度釋水（貯水）能力的參數。含水層釋水系數S（對承壓含水層常用μ表示）等於含水層厚度m與單位釋水系數Ss的乘積，即S＝mSs。對潛水含水層總釋水系數S＝μ＋hSs，μ為給水度；h為含水層厚度，Ss為潛水含水層單位釋水系數，一般因μ》hSs，所以通常以給水度近似代表潛水含水層的總釋水系數S。有效孔隙度，相互連通的孔隙體積與土或岩石總體積之比，一般用百分數表示。有效孔隙體積不包括結合水和氣體所佔的體積，僅指地下水可以在其中流動的部分。越流系數表徵弱透水層垂直方向上傳導越流水量能力的參數。即當抽水含水層（主含水層）與上部（或下部）補給層之間的水頭差為一個單位時，垂直滲透水流通過弱透水層與抽水含水層單位界面的流量。換言之，是指含水層頂（底）板弱透水層的垂直滲透系數K′與其厚度m′之值，即K′／m′。量綱為（1／T）。 版權聲明1.凡本網站註明「來源：中國環境修復網」字樣的文字、圖片合音視頻作品，版權均屬中國環境修復網所有。任何媒體、網站或個人在轉載時必須註明「來源：中國環境修復網」。

⑵ 水文地質條件概化

1.模擬計算的區域

鄭州礦區岩溶地下水系統受自然條件和地質構造控制，具有獨立的水文地質單元，東西向牛店斷層將礦區分為南北兩部分，由於牛店斷層的阻隔，形成了兩個相對獨立的次級水文地質單元。本次研究主要以煤礦較集中的北部單元為主。計算的區域盡可能以天然邊界為界。其范圍為：西部以分水嶺為界，地上分水嶺與地下分水嶺一致，位於五指嶺斷層-塔水磨-屈峪一線；北部以滎密背斜為界，位於梵村-邢村-水磨村一線；南部以牛店斷層為界；東部以岩溶發育下限為界，位於西湖垌-張溝-煤窯溝-崔崗一線。計算面積約為552km²。

2.含水層的概化

（1）含水層結構概化：計算區域的含水層主要為寒武系和奧陶系碳酸鹽岩組成的含水層。第四系含水岩組在區內零星分布，且水量極少，難以構成供水水源，並對煤炭開采威脅不大，計算時忽略不計。因石炭系中統本溪組以泥岩為主，與下伏馬家溝組灰岩成平行不整合接觸，因此，石炭系、二疊系砂頁岩含水岩組由於其底部有較厚的隔水層，與岩溶地下水難以形成面上的水量交換，其水量交換僅通過斷層進行線或點交換，這種水量交換可通過點源或線源處理。故本次研究的含水層由寒武系、奧陶系碳酸鹽岩組成，碳酸鹽岩含水層在裸露區為潛水含水層，隱伏區為承壓含水層。

碳酸鹽岩含水層，由於其岩性不同，所處的地質構造單元不同，以及地下水徑流條件的差異，區內岩溶發育的程度也不同，因此，研究區內不同地段含水層的滲透性能也不同，含水層為非均質含水層。其非均質性用含水層參數（T、μ）分區概化處理。根據勘探試驗獲得的含水層參數值作成參數分區圖，給出各區的參數均值作為數值計算的初值，經過模型調試和識別，最終將試驗參數系統轉化為模型參數系統。

（2）邊界條件的概化：主要以自然邊界為隔水邊界。

東部邊界：以奧灰埋深600m一線為界，由於600m以下岩溶不發育，概化為隔水邊界。

西部邊界：以老變質岩、前寒武系與寒武奧陶系地層的接觸帶為分界線，由於老變質岩和前寒武系地層的富水性與寒武奧陶系地層相比小的多，可忽略不計，所以該邊界可概化為零流量邊界。

南部邊界：以牛店斷層為界，其南盤下降，北盤上升，牛店斷層東段最大落差達600m，奧陶系地層與石炭二疊系地層對接，西段落差小，有水量交換，故牛店斷層東段概化為隔水邊界，西段概化為弱透水邊界。

北部邊界：以滎密背斜為界，由於軸部隆起，該背斜軸部地層由元古界老變質岩地層組成，所以該邊界概化為隔水邊界。

3.匯源項的處理

（1）大氣降水入滲補給量：碳酸鹽岩含水層裸露區和半覆蓋區均接受大氣降水入滲補給。降水入滲補給條件的不均勻性用入滲分區概化處理。依據有關降水入滲資料，並參考包氣帶岩性、潛水位埋深、地形、植被等因素，做出全區降水入滲系數分區圖，分別給出各區降水入滲系數平均值，加在模型對應的剖分網格單元上。根據各區面積、降水量、降水入滲系數來計算降水入滲補給量。

鄭州礦區岩溶地區包氣帶厚度大，當降雨量較小時，難以補給地下水，所以當月降雨量小於20mm時，不計入有效降雨量。

（2）地下水開采量：研究區內地下水開采比較集中，主要有新密市水廠、礦務局水廠以及各礦排水和其他零星的抽水井，剖分時盡可能將抽水井落在節點上，其開采量按實際調查的各單井逐月開采量加在與井位對應的網格節點上。

（3）河流滲漏量的處理：該區水系不發育，僅在計算區西部有雙洎河穿過，該河為季節性短暫流水，有水時間短，所以河流滲漏量與降水一同考慮在內。

4.水文地質概念模型

經過對水文地質條件的各種概化處理，計算區域水文地質概念模型為非均質各向同性的灰岩含水層組成的具有二類邊界條件無越流的平面二維滲流潛水過渡到承壓水的含水層。

⑶ 第四系含水組的劃分及分區水文地質特徵

一、含水組的劃分原則和方法

對於第四系含水組的劃分，河北平原一直沿用黑龍港地區第四系含水組劃分的原則和方法，為了與以往的資料較好地對比使用，本次調查仍採用老的原則和方法，即以第四系地質分層為基礎，從新到老將第四系劃分為四個含水組：第Ⅰ、第Ⅱ、第Ⅲ、第Ⅳ含水組，其時代分別相當於Qh、Qp₃、Qp₂、Qp₁。而在做條件的分析論述時，將第Ⅰ、第Ⅱ含水組合並為淺層潛水-微承壓水含水組、將第Ⅲ、第Ⅳ含水組合並為深層承壓水含水組。淺層潛水-微承壓水含水組底板埋深山前傾斜平原為40～120m，濱海平原為140～180m；深層承壓水含水組底板埋深山前傾斜平原為100～450m，濱海平原為500～550m。

二、分區水文地質特徵

（一）山區

山區第四系沉積物主要分布於沖洪積的山間盆地（最大的為榛子鎮、王官營盆地）、河谷地帶和山前堆積地帶。第四系厚度不一，差異較大，大致為10～100m，局部大於100m，主要岩性為沖洪積、坡積和殘坡積的磨圓度小、顆粒不均、分選較差的卵礫石、砂、亞砂土和含碎石的黏性土類，主要含水層厚度6～70m，河谷地帶單井出水量為6000m³/d；山間盆地單井出水量為1200～3600m³/d；在盆地邊緣地帶，由於第四系地層埋深不大，且多與基岩側斜面交接，地勢不平，故富水性差，局部無水，一般單井出水量小於600m³/d。山區地下水水化學類型為HCO₃-Ca型，礦化度小於0.5g/L。山區地下水主要接受大氣降雨入滲補給和洪水入滲補給，因含水層薄，儲水能力小，開采後水位下降快但恢復也快。2000年枯水期水位埋深為2.90～24.75m，豐水期水位埋深為2.88～22.66m。

（二）山前傾斜平原區（全淡水區）

山前傾斜平原區為山前沖洪積扇的中上部，由還鄉河、陡河沖洪積扇（灤河早期扇）和沙河沖洪積扇（灤河中期扇）組成。范圍包括豐潤縣平原大部、唐山市平原區、豐南市北部、灤縣西部平原區、灤南縣西部。地勢由東北向西南傾斜，第四系厚度由北向南逐漸變大，含水層由單層變為多層，單層厚度由4～15m增至10～40m，地下水由潛水逐步過渡到微承壓、承壓水。第四系含水層岩性由卵礫石、粗砂、中粗砂和中細砂組成，扇緣地帶和兩扇的交接地帶以中細砂為主，殘山丘陵附近為砂卵礫石、碎石並混有黏性土的不均一岩性。沖洪積扇的軸部富水性最強。淺層潛水-微承壓水（第Ⅰ+Ⅱ含水組）2000年枯水期水位埋深為3.10～25.92m，豐水期為1.02～23.5m；深層承壓水（第Ⅲ+Ⅳ含水組）2000年枯水期水位埋深為4～53m，豐水期為2.50～50.75m。

還鄉河、陡河流域亞區為還鄉河、陡河沖洪積扇（灤河早期扇），淺層潛水-微承壓水（第Ⅰ+Ⅱ含水組）的單井出水量為432～8568m³/d，地下水礦化度小於0.5g/L，水化學類型為HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg型，局部由於點污染源的影響，為HCO₃Cl-Ca，NO₃·HCO₃-Ca·Mg·Na型和SO₄·HCO₃-Ca型。深層承壓水（第Ⅲ+Ⅳ含水組）的單井出水量為3274～7184m³/d，地下水礦化度大部分小於0.5g/L，僅在豐潤縣新軍屯和韓城鎮之間同鹹淡水分界線附近大於1g/L，水化學類型主要為HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg型，在豐潤縣歡喜庄局部由於點污染源的影響，為NO₃·HCO₃-Ca型。

沙河流域水文地質亞區為沙河沖洪積扇（灤河中期扇），淺層潛水-微承壓水（第Ⅰ+Ⅱ含水組）的單井出水量為432～8568m³/d，地下水礦化度大部分小於1g/L，水化學類型為HCO₃-Ca·Mg型；在唐山市東北部礦區由於礦坑排水的影響，礦化度大於1g/L，地下水的水化學類型為SO₄·HCO₃-Ca型；灤南縣油盤庄一帶礦化度為0.5～1g/L，地下水的水化學類型為SO₄·HCO₃-Ca型；在豐南市大新莊和灤南縣東黃坨一帶，水化學類型為HCO₃·Cl-Ca·Mg型。深層承壓水（第Ⅲ+Ⅳ含水組）的單井出水量為3274～7184m³/d，地下水礦化度大部分小於1g/L，在鹹淡水分界線附近為1～2g/L，水化學類型為HCO₃-Ca·Mg型和HCO₃-Na型；在唐山市東北部礦區和灤南縣油盤庄一小部分地帶，由於礦坑排水的影響，地下水的水化學類型為SO₄·HCO₃-Ca型。

在天然狀態下，地下水流向與地勢是一致的，經過多年的強烈開采，已形成圍繞唐山市及豐南市的大漏斗區，地下水流場發生很大變化，地下水徑流方向總體由東北向西南和由北向南流，局部徑流方向指向了漏斗中心。

（三）濱海平原區（有鹹水區）

濱海平原區為山前沖洪積扇的邊緣至濱海部分，即咸、淡水界線以南瀕臨渤海灣的廣大平原，第四系為沖積、海積和湖積相沉積。范圍包括豐潤縣平原南部、豐南市中南部、唐海縣西部及灤南縣西部一小部分。地勢平坦，地面標高均小於15m，局部地段如豐潤縣大漫港鄉低於海平面。第四系厚度由北向南逐漸變大，含水層為多層結構，單層厚度由4～8m增至5～14m，第四系含水層岩性由粉細砂局部夾中砂組成。

濱海平原區上部鹹水廣布，鹹水含水層據胥12咸孔抽水試驗資料，單井出水量為840m³/d；鹹水礦化度為2～64g/L，鹹水底板埋深一般為40～80m，水化學類型為Cl-Na型；鹹水底板以下為小於1g/L的淡水，水化學類型為HCO₃-Na、HCO₃·Cl-Ca、HCO₃-Ca·Mg型。淺層承壓淡水（第Ⅰ+Ⅱ含水組）的單井出水量為600～1872m³/d，2000年枯水期地下水位埋深為3.84～39.91m，豐水期為4.00～39.39m；深層承壓水（第Ⅲ+Ⅳ含水組）的單井出水量為1096～3510m³/d，2000年枯水期水位埋深為6.53～57.00m，豐水期為6.00～52.40m。

⑷ 水文地質參數

20世紀60年代以來，原甘肅省水文二隊對流域水文地質參數研究及試驗方面做了大量工作，主要有1964～1969年玉門鎮、安西南橋子地滲儀觀測資料及不同年代的大量抽水試驗資料，本次工作以收集分析整理前人資料為主。流域內各盆地含水層滲透系數及給水度分布如圖3-4，圖3-5。

圖3-4 疏勒河流域平原區含水層滲透系數分區圖

圖3-5 疏勒河流域平原區含水層給水度分區圖

一、玉門-踏實盆地

玉門-踏實盆地屬南盆地，其南部為大厚度砂礫卵石層，其間賦存潛水，滲透系數56.16～127.70m/d（表3-4），給水度0.25～0.30。北部細土平原為潛水-承壓水，含水層岩性為砂及砂礫石，滲透系數9.27～76.64m/d（表3-5），給水度0.10～0.20。

表3-4 玉門-踏實盆地潛水帶滲透系數統計表

表3-5 玉門-踏實盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

二、安西-敦煌盆地

安西-敦煌盆地屬北盆地，北截山前緣地帶及黨河洪積扇為單一潛水區，岩性以砂礫石為主，滲透系數53.6～61.36m/d（表3-6），給水度0.1～0.25；小宛至疏勒河下游的廣大細土平原為潛水-承壓水區，滲透系數0.39～21.58m/d（表3-7），給水度0.05～0.2。

表3-6 安西-敦煌盆地潛水帶滲透系數統計表

表3-7 安西-敦煌盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

三、花海盆地

花海盆地屬北盆地，南部含水層岩性為砂礫石，為單一潛水區，滲透系數10～20m/d，給水度0.15～0.25，中部遞變為含礫中粗砂、砂，北部為中細砂和細粉砂，為潛水-承壓水區，滲透系數0.084～5.87m/d（表3-8），給水度0.10～0.15。

表3-8 花海盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

由於前人所做的抽水試驗均為穩定流抽水試驗，且鑽孔多為小口徑，濾水管為木質濾水管，因此所得的滲透系數值均偏小。

⑸ 水文地質條件的分類

水文學開始主要研究陸地表面的河流、湖泊、沼澤、冰川等，以後逐漸擴展到地下水、土壤水、大氣水和海洋水。
① 傳統水文學按研究的水體來進行劃分：河流水文學、湖泊水文學、沼澤水文學、冰川水文學、海洋水文學、地下水水文學（水文地質學）、土壤水文學、大氣水文學等。
② 由水文學採用的實驗方法，派生出三個分支學科：水文測驗學、水文調查、水文實驗。
③ 由水文研究內容分為：水文學原理、水文預報、水文分析與計算、水文地理學、河流動力學等。
④ 作為應用科學，水文學分為：工程水文學、農業水文學、土壤水文學、森林水文學、城市水文學等。
⑤ 隨新科學、新技術的發展和引進，出現新分支：隨機水文學、模糊水文學、灰色系統水文學、遙感水文學、同位素水文學等。

⑹ 水文地質單元劃分

吐哈盆地為典型的山間自流水盆地。盆地四周基底出露，主要由石炭紀火山岩、火山碎屑岩和海西期花崗質侵入岩組成。盆內蓋層主要為中、新生代陸相碎屑沉積。因而形成了兩套完全不同的水文地質體系，即盆地周邊的水文地質地塊和吐哈自流水盆地。在盆地周邊水文地質地塊中，主要賦存構造裂隙水和風化裂隙水；而在自流水盆地內，則主要賦存孔隙水、孔隙-裂隙水。吐哈盆地具有獨立的補給、徑流、排泄體系，因此將其確定為Ⅰ級水文地質單元，即吐哈自流水盆地。

圖2—1 吐哈盆地水文地質分區圖

（據董文明，1998）

1—盆地邊界；2—Ⅱ級界線；3—Ⅲ級界線

吐哈盆地中部的了墩隆起構成盆地地下水的分水嶺，並將其分割為東、西兩個Ⅱ級水文地質單元，即西部的吐魯番坳陷自流水區和東部的哈密坳陷自流水區（圖2—1）。然後根據各坳陷的區域構造、地下水運動等方面的特徵，可將其進一步劃分為6個Ⅲ級水文地質單元，即台北凹陷自流水區、艾丁湖斜坡自流水區、布爾加凸起自流水區、五堡凹陷自流水區、黃田斜坡自流水區和南湖戈壁斜坡自流水區。各水文地質單元的基本特徵見表2-1。

表2—1 吐哈盆地水文地質單元特徵表

⑺ 地質及水文地質概況

一、地質構造

研究區地處臨清台陷(

)中的晉縣斷凹。西北部為五台台拱的阜平穹褶束，西南部為太行拱斷束(

)中的贊皇穹斷束(

)，東北部為狼牙山凹褶斷束(

)和保定斷凹(

)，東南部為寧晉斷凹(

)(圖2-2)。

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。

⑻ 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。

⑼ 水文地質方法

雙層水位礦床的研究，必須從礦床水文地質和水文地質測繪開始。這是最基本和最常用的方法。

水文地質測繪的內容和方法基本與一般的水文地質測繪相同，只是要結合礦床充水特點，把研究重點放在礦體周圍的頂、底板和隔水層上，而不是隔水層以外的強含水層上(不是不研究，只是不為重點)。重點搞清隔水層的分布范圍、厚度、隔水性能以及與礦體的關系等，特別要加強岩溶裂隙充水礦床中巨厚碳酸鹽岩水文地質分層的研究工作。

比如華北地區奧陶紀馬家溝組灰岩含水層，厚達600～800m，其岩性和透水性在剖面上的變化很大，有的層段透水性很好(如O₂m²，O₂m⁴，O₂m⁶等)，有的層段透水性較差(如O₂m¹，O₂m³等)。實質上，有時可以將這些透水性較差的層段按突變型雙層水位礦床來處理。奧陶紀灰岩中相對隔水層段能否成功地作為突變型雙層水位礦床中的隔水層來利用，主要看其厚度和隔水能力的大小以及與礦體的相互關系。因此，應該把奧陶紀灰岩含水層中的相對隔水層(O₂m¹，O₂m³)作為雙層水位礦床的重點研究對象，而不是把透水性較好的層段(如O₂m²，O₂m⁴，O₂m⁶)作為研究重點。

斷裂構造在水文地質研究中具有特殊意義。一條大的斷裂常常使其兩側地層岩性和地貌特徵等產生很大差別，容易形成不同水文地質單元的分界線，或成為同一水文地質單元的補給徑流或排泄區的分區邊界。因此，加強對斷層的性質、產狀、走向以及斷層上下盤岩性、透水性及斷層本身阻水性和透水性的研究，對判定雙層水位礦床具有特殊意義。

侵入岩大都是順構造薄弱面或順層侵入，本身往往會構成一定的隔水層(體)。因此，查明侵入岩體的產狀、規模、形態及其分布范圍，對於判定雙層水位礦床同樣具有重要意義。侵入規模較大的侵入岩體、岩床、岩牆等，往往會成為地下水徑流的天然屏障，形成特殊的地下水文現象。比如金嶺鐵礦召口礦床，就是因為奧陶紀馬家溝組灰岩中侵入了閃長岩床，使其分成上、下兩個含水層段，成為典型的突變型雙層水位礦床。

綜上所述，利用傳統水文地質學常規的地質和水文地質手段，充分利用各種地質和水文地質資料，做好基本的岩性鑒定、地質分層、溶隙統計和簡易水文地質觀測等(如水位、水溫，沖洗液消耗及鑽進過程中的掉鑽、涌水、漏水現象等)，利用常規的地質和水文地質方法，對所獲得的資料進行及時的系統整理，按照統一格式，繪製成鑽孔水文地質柱狀圖和水文地質剖面圖，配合各種物探手段(如電測、熱測、放射性測量、聲波控測等)綜合分析，對於判定礦床是否存在雙層水位都是一些最基本的基礎資料。對於突變型雙層水位礦床來說尤為重要，一般情況下，只根據這些資料便可以做出正確的判斷。