水文地质纳滤

⑴ 基本的水文地质参数有哪些

水文地质参数，反映含水层或透水层水文地质性能的指标。如渗透系数、导水系数、水位传导系数、压力传导系数、给水度、释水系数、越流系数等，都是基本的水文地质参数。水文地质参数是进行各种水文地质计算时不可缺少的数据。一般是通过勘探试验测求水文地质参数。渗透系数，又称水力传导系数，是水力坡度为1时，地下水在介质中的渗透速度。为表征介质导水能力的重要水文地质参数。渗透系数不仅与介质性质有关，还与在介质中运动的地下水的粘滞系数、比重及温度等物理性质有关。根据达西定律：V＝－KH／I式中，V为渗透速度；H为地下水水头；I为渗透距离；K为介质的渗透系数，量纲为（L／T）。其与渗透率的关系为K＝r�6�1k／μ（K为渗透系数；k为渗透率；r为地下水的比重；μ为地下水动力粘滞系数）。从关系式中可知渗透系数与水的粘滞系数成反比，而后者随温度的升高而减小，因此，渗透系数随温度的升高而增大。在地下水温度变化较大时，应作相应的换算。在地下水矿化度显著增高时，水的比重和粘滞系数均增大，渗透系数则随之而变化。在这种情况下，一般采用与液体性质无关的渗透率较为方便。导水系数，表示含水层全部厚度导水能力的参数。通常，可定义为水力坡度为1时，地下水通过单位含水层垂直断面的流量。导水系数T等于含水层渗透系数K与含水层厚度m的乘积。量纲为（L／T）。压力传导系数，又称水力扩散系数，为导水系数与释水系数之比。它表征在弹性动态条件下承压含水层中水头传递速度的参数。压力传导系数a＝T／s（T为导水系数；S为释水系数）。量纲为（L2／T）。水位传导系数，也称水力扩散系数。它表征在弹性动态条件下潜水含水层中水位变化传播速度的参数。水位传导系数aw＝Kh／μ（K为渗透系数；h为潜水含水层平均厚度；μ为给水度）。量纲为（L2／T）。释水系数，又称贮水系数或弹性给水度。水头下降一个单位时，从单位面积含水层全部厚度的柱体中，由于水的膨胀和岩层的压缩而释放出的水量；或者水头上升一个单位时，其所贮入的水量。它是表征含水层（或弱透水层）全部厚度释水（贮水）能力的参数。含水层释水系数S（对承压含水层常用μ表示）等于含水层厚度m与单位释水系数Ss的乘积，即S＝mSs。对潜水含水层总释水系数S＝μ＋hSs，μ为给水度；h为含水层厚度，Ss为潜水含水层单位释水系数，一般因μ》hSs，所以通常以给水度近似代表潜水含水层的总释水系数S。有效孔隙度，相互连通的孔隙体积与土或岩石总体积之比，一般用百分数表示。有效孔隙体积不包括结合水和气体所占的体积，仅指地下水可以在其中流动的部分。越流系数表征弱透水层垂直方向上传导越流水量能力的参数。即当抽水含水层（主含水层）与上部（或下部）补给层之间的水头差为一个单位时，垂直渗透水流通过弱透水层与抽水含水层单位界面的流量。换言之，是指含水层顶（底）板弱透水层的垂直渗透系数K′与其厚度m′之值，即K′／m′。量纲为（1／T）。 版权声明1.凡本网站注明“来源：中国环境修复网”字样的文字、图片合音视频作品，版权均属中国环境修复网所有。任何媒体、网站或个人在转载时必须注明“来源：中国环境修复网”。

⑵ 水文地质条件概化

1.模拟计算的区域

郑州矿区岩溶地下水系统受自然条件和地质构造控制，具有独立的水文地质单元，东西向牛店断层将矿区分为南北两部分，由于牛店断层的阻隔，形成了两个相对独立的次级水文地质单元。本次研究主要以煤矿较集中的北部单元为主。计算的区域尽可能以天然边界为界。其范围为：西部以分水岭为界，地上分水岭与地下分水岭一致，位于五指岭断层-塔水磨-屈峪一线；北部以荥密背斜为界，位于梵村-邢村-水磨村一线；南部以牛店断层为界；东部以岩溶发育下限为界，位于西湖垌-张沟-煤窑沟-崔岗一线。计算面积约为552km²。

2.含水层的概化

（1）含水层结构概化：计算区域的含水层主要为寒武系和奥陶系碳酸盐岩组成的含水层。第四系含水岩组在区内零星分布，且水量极少，难以构成供水水源，并对煤炭开采威胁不大，计算时忽略不计。因石炭系中统本溪组以泥岩为主，与下伏马家沟组灰岩成平行不整合接触，因此，石炭系、二叠系砂页岩含水岩组由于其底部有较厚的隔水层，与岩溶地下水难以形成面上的水量交换，其水量交换仅通过断层进行线或点交换，这种水量交换可通过点源或线源处理。故本次研究的含水层由寒武系、奥陶系碳酸盐岩组成，碳酸盐岩含水层在裸露区为潜水含水层，隐伏区为承压含水层。

碳酸盐岩含水层，由于其岩性不同，所处的地质构造单元不同，以及地下水径流条件的差异，区内岩溶发育的程度也不同，因此，研究区内不同地段含水层的渗透性能也不同，含水层为非均质含水层。其非均质性用含水层参数（T、μ）分区概化处理。根据勘探试验获得的含水层参数值作成参数分区图，给出各区的参数均值作为数值计算的初值，经过模型调试和识别，最终将试验参数系统转化为模型参数系统。

（2）边界条件的概化：主要以自然边界为隔水边界。

东部边界：以奥灰埋深600m一线为界，由于600m以下岩溶不发育，概化为隔水边界。

西部边界：以老变质岩、前寒武系与寒武奥陶系地层的接触带为分界线，由于老变质岩和前寒武系地层的富水性与寒武奥陶系地层相比小的多，可忽略不计，所以该边界可概化为零流量边界。

南部边界：以牛店断层为界，其南盘下降，北盘上升，牛店断层东段最大落差达600m，奥陶系地层与石炭二叠系地层对接，西段落差小，有水量交换，故牛店断层东段概化为隔水边界，西段概化为弱透水边界。

北部边界：以荥密背斜为界，由于轴部隆起，该背斜轴部地层由元古界老变质岩地层组成，所以该边界概化为隔水边界。

3.汇源项的处理

（1）大气降水入渗补给量：碳酸盐岩含水层裸露区和半覆盖区均接受大气降水入渗补给。降水入渗补给条件的不均匀性用入渗分区概化处理。依据有关降水入渗资料，并参考包气带岩性、潜水位埋深、地形、植被等因素，做出全区降水入渗系数分区图，分别给出各区降水入渗系数平均值，加在模型对应的剖分网格单元上。根据各区面积、降水量、降水入渗系数来计算降水入渗补给量。

郑州矿区岩溶地区包气带厚度大，当降雨量较小时，难以补给地下水，所以当月降雨量小于20mm时，不计入有效降雨量。

（2）地下水开采量：研究区内地下水开采比较集中，主要有新密市水厂、矿务局水厂以及各矿排水和其他零星的抽水井，剖分时尽可能将抽水井落在节点上，其开采量按实际调查的各单井逐月开采量加在与井位对应的网格节点上。

（3）河流渗漏量的处理：该区水系不发育，仅在计算区西部有双洎河穿过，该河为季节性短暂流水，有水时间短，所以河流渗漏量与降水一同考虑在内。

4.水文地质概念模型

经过对水文地质条件的各种概化处理，计算区域水文地质概念模型为非均质各向同性的灰岩含水层组成的具有二类边界条件无越流的平面二维渗流潜水过渡到承压水的含水层。

⑶ 第四系含水组的划分及分区水文地质特征

一、含水组的划分原则和方法

对于第四系含水组的划分，河北平原一直沿用黑龙港地区第四系含水组划分的原则和方法，为了与以往的资料较好地对比使用，本次调查仍采用老的原则和方法，即以第四系地质分层为基础，从新到老将第四系划分为四个含水组：第Ⅰ、第Ⅱ、第Ⅲ、第Ⅳ含水组，其时代分别相当于Qh、Qp₃、Qp₂、Qp₁。而在做条件的分析论述时，将第Ⅰ、第Ⅱ含水组合并为浅层潜水-微承压水含水组、将第Ⅲ、第Ⅳ含水组合并为深层承压水含水组。浅层潜水-微承压水含水组底板埋深山前倾斜平原为40～120m，滨海平原为140～180m；深层承压水含水组底板埋深山前倾斜平原为100～450m，滨海平原为500～550m。

二、分区水文地质特征

（一）山区

山区第四系沉积物主要分布于冲洪积的山间盆地（最大的为榛子镇、王官营盆地）、河谷地带和山前堆积地带。第四系厚度不一，差异较大，大致为10～100m，局部大于100m，主要岩性为冲洪积、坡积和残坡积的磨圆度小、颗粒不均、分选较差的卵砾石、砂、亚砂土和含碎石的黏性土类，主要含水层厚度6～70m，河谷地带单井出水量为6000m³/d；山间盆地单井出水量为1200～3600m³/d；在盆地边缘地带，由于第四系地层埋深不大，且多与基岩侧斜面交接，地势不平，故富水性差，局部无水，一般单井出水量小于600m³/d。山区地下水水化学类型为HCO₃-Ca型，矿化度小于0.5g/L。山区地下水主要接受大气降雨入渗补给和洪水入渗补给，因含水层薄，储水能力小，开采后水位下降快但恢复也快。2000年枯水期水位埋深为2.90～24.75m，丰水期水位埋深为2.88～22.66m。

（二）山前倾斜平原区（全淡水区）

山前倾斜平原区为山前冲洪积扇的中上部，由还乡河、陡河冲洪积扇（滦河早期扇）和沙河冲洪积扇（滦河中期扇）组成。范围包括丰润县平原大部、唐山市平原区、丰南市北部、滦县西部平原区、滦南县西部。地势由东北向西南倾斜，第四系厚度由北向南逐渐变大，含水层由单层变为多层，单层厚度由4～15m增至10～40m，地下水由潜水逐步过渡到微承压、承压水。第四系含水层岩性由卵砾石、粗砂、中粗砂和中细砂组成，扇缘地带和两扇的交接地带以中细砂为主，残山丘陵附近为砂卵砾石、碎石并混有黏性土的不均一岩性。冲洪积扇的轴部富水性最强。浅层潜水-微承压水（第Ⅰ+Ⅱ含水组）2000年枯水期水位埋深为3.10～25.92m，丰水期为1.02～23.5m；深层承压水（第Ⅲ+Ⅳ含水组）2000年枯水期水位埋深为4～53m，丰水期为2.50～50.75m。

还乡河、陡河流域亚区为还乡河、陡河冲洪积扇（滦河早期扇），浅层潜水-微承压水（第Ⅰ+Ⅱ含水组）的单井出水量为432～8568m³/d，地下水矿化度小于0.5g/L，水化学类型为HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg型，局部由于点污染源的影响，为HCO₃Cl-Ca，NO₃·HCO₃-Ca·Mg·Na型和SO₄·HCO₃-Ca型。深层承压水（第Ⅲ+Ⅳ含水组）的单井出水量为3274～7184m³/d，地下水矿化度大部分小于0.5g/L，仅在丰润县新军屯和韩城镇之间同咸淡水分界线附近大于1g/L，水化学类型主要为HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg型，在丰润县欢喜庄局部由于点污染源的影响，为NO₃·HCO₃-Ca型。

沙河流域水文地质亚区为沙河冲洪积扇（滦河中期扇），浅层潜水-微承压水（第Ⅰ+Ⅱ含水组）的单井出水量为432～8568m³/d，地下水矿化度大部分小于1g/L，水化学类型为HCO₃-Ca·Mg型；在唐山市东北部矿区由于矿坑排水的影响，矿化度大于1g/L，地下水的水化学类型为SO₄·HCO₃-Ca型；滦南县油盘庄一带矿化度为0.5～1g/L，地下水的水化学类型为SO₄·HCO₃-Ca型；在丰南市大新庄和滦南县东黄坨一带，水化学类型为HCO₃·Cl-Ca·Mg型。深层承压水（第Ⅲ+Ⅳ含水组）的单井出水量为3274～7184m³/d，地下水矿化度大部分小于1g/L，在咸淡水分界线附近为1～2g/L，水化学类型为HCO₃-Ca·Mg型和HCO₃-Na型；在唐山市东北部矿区和滦南县油盘庄一小部分地带，由于矿坑排水的影响，地下水的水化学类型为SO₄·HCO₃-Ca型。

在天然状态下，地下水流向与地势是一致的，经过多年的强烈开采，已形成围绕唐山市及丰南市的大漏斗区，地下水流场发生很大变化，地下水径流方向总体由东北向西南和由北向南流，局部径流方向指向了漏斗中心。

（三）滨海平原区（有咸水区）

滨海平原区为山前冲洪积扇的边缘至滨海部分，即咸、淡水界线以南濒临渤海湾的广大平原，第四系为冲积、海积和湖积相沉积。范围包括丰润县平原南部、丰南市中南部、唐海县西部及滦南县西部一小部分。地势平坦，地面标高均小于15m，局部地段如丰润县大漫港乡低于海平面。第四系厚度由北向南逐渐变大，含水层为多层结构，单层厚度由4～8m增至5～14m，第四系含水层岩性由粉细砂局部夹中砂组成。

滨海平原区上部咸水广布，咸水含水层据胥12咸孔抽水试验资料，单井出水量为840m³/d；咸水矿化度为2～64g/L，咸水底板埋深一般为40～80m，水化学类型为Cl-Na型；咸水底板以下为小于1g/L的淡水，水化学类型为HCO₃-Na、HCO₃·Cl-Ca、HCO₃-Ca·Mg型。浅层承压淡水（第Ⅰ+Ⅱ含水组）的单井出水量为600～1872m³/d，2000年枯水期地下水位埋深为3.84～39.91m，丰水期为4.00～39.39m；深层承压水（第Ⅲ+Ⅳ含水组）的单井出水量为1096～3510m³/d，2000年枯水期水位埋深为6.53～57.00m，丰水期为6.00～52.40m。

⑷ 水文地质参数

20世纪60年代以来，原甘肃省水文二队对流域水文地质参数研究及试验方面做了大量工作，主要有1964～1969年玉门镇、安西南桥子地渗仪观测资料及不同年代的大量抽水试验资料，本次工作以收集分析整理前人资料为主。流域内各盆地含水层渗透系数及给水度分布如图3-4，图3-5。

图3-4 疏勒河流域平原区含水层渗透系数分区图

图3-5 疏勒河流域平原区含水层给水度分区图

一、玉门-踏实盆地

玉门-踏实盆地属南盆地，其南部为大厚度砂砾卵石层，其间赋存潜水，渗透系数56.16～127.70m/d（表3-4），给水度0.25～0.30。北部细土平原为潜水-承压水，含水层岩性为砂及砂砾石，渗透系数9.27～76.64m/d（表3-5），给水度0.10～0.20。

表3-4 玉门-踏实盆地潜水带渗透系数统计表

表3-5 玉门-踏实盆地潜水-承压水带渗透系数统计表

二、安西-敦煌盆地

安西-敦煌盆地属北盆地，北截山前缘地带及党河洪积扇为单一潜水区，岩性以砂砾石为主，渗透系数53.6～61.36m/d（表3-6），给水度0.1～0.25；小宛至疏勒河下游的广大细土平原为潜水-承压水区，渗透系数0.39～21.58m/d（表3-7），给水度0.05～0.2。

表3-6 安西-敦煌盆地潜水带渗透系数统计表

表3-7 安西-敦煌盆地潜水-承压水带渗透系数统计表

三、花海盆地

花海盆地属北盆地，南部含水层岩性为砂砾石，为单一潜水区，渗透系数10～20m/d，给水度0.15～0.25，中部递变为含砾中粗砂、砂，北部为中细砂和细粉砂，为潜水-承压水区，渗透系数0.084～5.87m/d（表3-8），给水度0.10～0.15。

表3-8 花海盆地潜水-承压水带渗透系数统计表

由于前人所做的抽水试验均为稳定流抽水试验，且钻孔多为小口径，滤水管为木质滤水管，因此所得的渗透系数值均偏小。

⑸ 水文地质条件的分类

水文学开始主要研究陆地表面的河流、湖泊、沼泽、冰川等，以后逐渐扩展到地下水、土壤水、大气水和海洋水。
① 传统水文学按研究的水体来进行划分：河流水文学、湖泊水文学、沼泽水文学、冰川水文学、海洋水文学、地下水水文学（水文地质学）、土壤水文学、大气水文学等。
② 由水文学采用的实验方法，派生出三个分支学科：水文测验学、水文调查、水文实验。
③ 由水文研究内容分为：水文学原理、水文预报、水文分析与计算、水文地理学、河流动力学等。
④ 作为应用科学，水文学分为：工程水文学、农业水文学、土壤水文学、森林水文学、城市水文学等。
⑤ 随新科学、新技术的发展和引进，出现新分支：随机水文学、模糊水文学、灰色系统水文学、遥感水文学、同位素水文学等。

⑹ 水文地质单元划分

吐哈盆地为典型的山间自流水盆地。盆地四周基底出露，主要由石炭纪火山岩、火山碎屑岩和海西期花岗质侵入岩组成。盆内盖层主要为中、新生代陆相碎屑沉积。因而形成了两套完全不同的水文地质体系，即盆地周边的水文地质地块和吐哈自流水盆地。在盆地周边水文地质地块中，主要赋存构造裂隙水和风化裂隙水；而在自流水盆地内，则主要赋存孔隙水、孔隙-裂隙水。吐哈盆地具有独立的补给、径流、排泄体系，因此将其确定为Ⅰ级水文地质单元，即吐哈自流水盆地。

图2—1 吐哈盆地水文地质分区图

（据董文明，1998）

1—盆地边界；2—Ⅱ级界线；3—Ⅲ级界线

吐哈盆地中部的了墩隆起构成盆地地下水的分水岭，并将其分割为东、西两个Ⅱ级水文地质单元，即西部的吐鲁番坳陷自流水区和东部的哈密坳陷自流水区（图2—1）。然后根据各坳陷的区域构造、地下水运动等方面的特征，可将其进一步划分为6个Ⅲ级水文地质单元，即台北凹陷自流水区、艾丁湖斜坡自流水区、布尔加凸起自流水区、五堡凹陷自流水区、黄田斜坡自流水区和南湖戈壁斜坡自流水区。各水文地质单元的基本特征见表2-1。

表2—1 吐哈盆地水文地质单元特征表

⑺ 地质及水文地质概况

一、地质构造

研究区地处临清台陷(

)中的晋县断凹。西北部为五台台拱的阜平穹褶束，西南部为太行拱断束(

)中的赞皇穹断束(

)，东北部为狼牙山凹褶断束(

)和保定断凹(

)，东南部为宁晋断凹(

)(图2-2)。

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。

⑻ 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。

⑼ 水文地质方法

双层水位矿床的研究，必须从矿床水文地质和水文地质测绘开始。这是最基本和最常用的方法。

水文地质测绘的内容和方法基本与一般的水文地质测绘相同，只是要结合矿床充水特点，把研究重点放在矿体周围的顶、底板和隔水层上，而不是隔水层以外的强含水层上(不是不研究，只是不为重点)。重点搞清隔水层的分布范围、厚度、隔水性能以及与矿体的关系等，特别要加强岩溶裂隙充水矿床中巨厚碳酸盐岩水文地质分层的研究工作。

比如华北地区奥陶纪马家沟组灰岩含水层，厚达600～800m，其岩性和透水性在剖面上的变化很大，有的层段透水性很好(如O₂m²，O₂m⁴，O₂m⁶等)，有的层段透水性较差(如O₂m¹，O₂m³等)。实质上，有时可以将这些透水性较差的层段按突变型双层水位矿床来处理。奥陶纪灰岩中相对隔水层段能否成功地作为突变型双层水位矿床中的隔水层来利用，主要看其厚度和隔水能力的大小以及与矿体的相互关系。因此，应该把奥陶纪灰岩含水层中的相对隔水层(O₂m¹，O₂m³)作为双层水位矿床的重点研究对象，而不是把透水性较好的层段(如O₂m²，O₂m⁴，O₂m⁶)作为研究重点。

断裂构造在水文地质研究中具有特殊意义。一条大的断裂常常使其两侧地层岩性和地貌特征等产生很大差别，容易形成不同水文地质单元的分界线，或成为同一水文地质单元的补给径流或排泄区的分区边界。因此，加强对断层的性质、产状、走向以及断层上下盘岩性、透水性及断层本身阻水性和透水性的研究，对判定双层水位矿床具有特殊意义。

侵入岩大都是顺构造薄弱面或顺层侵入，本身往往会构成一定的隔水层(体)。因此，查明侵入岩体的产状、规模、形态及其分布范围，对于判定双层水位矿床同样具有重要意义。侵入规模较大的侵入岩体、岩床、岩墙等，往往会成为地下水径流的天然屏障，形成特殊的地下水文现象。比如金岭铁矿召口矿床，就是因为奥陶纪马家沟组灰岩中侵入了闪长岩床，使其分成上、下两个含水层段，成为典型的突变型双层水位矿床。

综上所述，利用传统水文地质学常规的地质和水文地质手段，充分利用各种地质和水文地质资料，做好基本的岩性鉴定、地质分层、溶隙统计和简易水文地质观测等(如水位、水温，冲洗液消耗及钻进过程中的掉钻、涌水、漏水现象等)，利用常规的地质和水文地质方法，对所获得的资料进行及时的系统整理，按照统一格式，绘制成钻孔水文地质柱状图和水文地质剖面图，配合各种物探手段(如电测、热测、放射性测量、声波控测等)综合分析，对于判定矿床是否存在双层水位都是一些最基本的基础资料。对于突变型双层水位矿床来说尤为重要，一般情况下，只根据这些资料便可以做出正确的判断。