水文地質特徵有哪些
Ⅰ 水文地質條件分析
依據水文地質的調查分析，主要分析是否有井泉露頭，水位、補給的源頭是內什麼？含水層的厚容度和岩性？區域水文地質的特徵如何？地質資料的分析注意地層岩性的特點和導水性、滲透性、保溫性、熱導率等指標，基本判斷該區斷裂的分布和走向，可能賦存地下水的地質條件和特徵。
Ⅱ 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。
Ⅲ 水文地質條件
1.含水層及其特徵
在礦區，地下水含水層系統包括侏羅-三疊系阿加德茲群砂岩含水層系統和二疊系伊澤固安達組長石砂岩含水層系統。
圖8-9 研究區花崗岩的分布與鈾的來源示意圖
第一含水層系統侏羅-三疊系阿加德茲群砂岩層在阿澤里克穹窿中部缺失，主要分布在以穹窿斷裂構造帶為界的外部地區。在穹窿西翼、北翼和東翼，阿加德茲群砂岩層均出露地表，呈狹長帶狀，與大氣降水相連，在雨季有一定的降水補給。該含水層受穹窿和斷裂構造作用的影響，地下水在部分地段富存。在穹窿東翼，阿加德茲群砂岩與其頂部阿薩烏阿組砂岩出露地表，區域斷裂形成的次級斷裂和裂隙發育，成為導水和阻水構造，在其附近形成泉群。阿澤里克村附近的泉群就是在次級斷裂裂隙的導通下出露地表形成眾多湧泉。在穹窿北翼，IR礦床區，該含水層埋深達200m以上。在穹窿西翼和西北翼G礦床和T礦床分布區，含水層系統部分出露地表，沿岩層傾向逐漸變深，主礦體含水層系統埋深分別為60m和70m以下。在穹窿南翼，由於地層整體下沉，該含水層系統深埋於地下。受區域性地下水補給作用，在斷裂構造的阻隔作用下，南翼成為很好的含水層儲水地帶，地下水相對富集。
第二含水層系統為二疊系伊澤固安達組長石砂岩含水層。該含水層系統在穹窿核部為潛水含水層，在穹窿核部，因伊澤固安達組砂岩含水層隔水頂板被剝蝕，砂岩大面積出露地表，成為潛水含水層。Gueleli村東部和Teguida-In-Tessoum村附近出現的湧泉，即為該含水層地下水。而在礦區其他部位，該含水層系統均深埋於地下，為深層承壓含水層。在穹窿南部，該層地下水含水層系統埋深在200m以下。
2.礦區水文地質特徵
在礦區，分布有T礦、G礦和IR礦3個礦床。這3個礦床含鈾礦層均為下白堊統阿薩烏阿組砂岩層，該岩層多為緻密粉砂岩和細砂岩，其透水性較弱，含水量較少。而其底部則為礦區的第一含水層阿加德茲群砂岩含水層，為承壓含水層，其承壓水頭高度較高，均接近地表，部分地段高出地表。
（1）T礦床水文地質
在T礦床，含水層岩性為細砂岩、（中）細粒砂岩、（中）粗粒砂岩，厚度在7.5～14.6m之間。在礦床范圍內隨著岩層走向其深度逐漸加深，厚度有所變化，岩性總體變化不大。從T礦床岩心取樣資料來看，該岩層斷裂裂隙不發育，而節理、層理發育，在垂直方向自上而下岩石組成顆粒逐漸變粗，且膠結固化度降低，孔隙度增大，表明含水層越往底部滲透性越好，儲水能力越優良。
T礦床含水層頂板隔水層主要為白堊系泥岩、粉砂質泥岩，沿走向及傾向岩性變化不大。從整體上看（除穹隆頂部被剝蝕外）含水層隔水頂板厚度較大，膠結固化程度較高，隔水性較好。而含水層隔水底板也為泥岩和粉砂質泥岩，膠結較緻密。
T礦床含礦層地下水為承壓水。根據T礦床內水文孔SHW-T2資料，T礦床頂板地下埋深為68.93m，地下水承壓水位為地面以下11.7m。
T礦床地下水為弱鹼性微鹹水，pH值為8.8，水溫23.9℃，無色透明，總礦化度為2.27g/L，總硬度為78.4mg/L，屬軟水。按地下水離子成分含量，其水質類型為Cl-HCO3-Na型，即氯重碳酸鈉型水；按成因類型分類，其地下水類型為NaHCO3型，為蘇打化區地下水，表明為陸相成因。
（2）G礦床水文地質
G礦床位於背斜構造西翼，區域性阿澤里克斷裂構造西端的尾部。由於受東西向區塊的擠壓，斷裂構造末端變異、錯斷，斷距達750m，次級構造發育且無序，呈網格狀展布。由於礦床含水層地下水為區域性補給，這些構造無疑加大了地下水的水力聯系，含水層厚度加厚為13.5～23.1m。
G礦床含礦層阿薩烏阿組砂岩含水層因受構造作用，從地表出露處沿岩層傾向逐步埋深於地下深部。其隔水頂板與區域地質條件相同，為白堊系伊臘澤爾組泥岩和粉砂質泥岩，是良好的隔水層頂板；其底部因與礦區第一含水層侏羅-三疊系阿加德茲群砂岩含水層連通，涌水量較大，受次級構造影響，水文地質條件較為復雜。
G礦床第一含水層地下水為承壓水。根據SHW-G2水文孔資料，其頂板埋深為59.50m，承壓水位高度溢出地表，為承壓自流。地下水為弱鹼性鹹水，無色透明，pH值為8.6，水溫28℃，礦化度為6.57g/L，總硬度為40.24mg/L，屬極軟水。按地下水離子成分含量，其水質類型為Cl-Na型，即氯化鈉型水；按成因類型分類，其地下水類型為NaHCO3型，為蘇打化區地下水，表明為陸相成因。
（3）IR礦床水文地質
在IR礦，含礦層分布於下白堊統下部阿薩烏阿組的砂岩中，其底部為侏羅-三疊系阿加德茲群砂岩第一含水層；頂部為白堊系伊臘澤爾組紅褐色泥岩，沿岩層傾向逐漸加深，至主礦床頂板埋深在190多米，是良好的隔水頂板。在近地表的第四系鬆散堆積層中，孔隙度較大，但是其上部多為隔水較好的黏土層，含水量極少。
IR礦分為兩個含水層：其一為第四系洪積含水層，其補給來源於大氣降水，地下水位隨季節的變化而變化。雨季地下涌水量增加，枯水期地下涌水量減少；其二為阿薩烏阿組砂岩弱含水層，從不同水文孔承壓水頭高度不同情況來看，其地下水補給來源主要來自底部侏羅-三疊系阿加德茲群砂岩組第一含水層越流補給和區域性地下水補給。
含水層岩性主要為細砂岩、（中）細粒砂岩和（中）粗粒砂岩。在礦床范圍內只在深度和厚度上有所變化，岩性變化不大。從岩心地質編錄資料來看，斷裂構造不甚發育，節理、層理發育，充填物多為鈣質，含水層厚8～16m，沿垂直方向自上而下岩石顆粒逐漸變粗，且自上而下膠結固化度降低，空隙度加大。
頂底板隔水層岩性主要為灰色泥岩、灰褐色粉砂質泥岩，硅質膠結，沿走向及傾向上岩性變化不大，從整體上看頂板厚3～5m，大於底板厚度，膠結固化程度高，底板次之。
IR礦床地下水為弱鹼性鹹水，無色透明，pH值為8.4，水溫23.60℃，礦化度為9.06g/L，總硬度為78.4mg/L，屬軟水。按地下水離子成分含量，其水質類型為Cl-Na型，即氯化鈉型水；按成因類型分類，其地下水類型為NaHCO3型，為蘇打化區地下水。
Ⅳ 水文地質的水文地質
盡管19世紀已開始使用水文地質學一詞，但到20世紀初科學家Mead才給出這個術語一個廣泛的含義：水文地質學是研究地表以下水的發生與運動。20世紀50年代末期到80年代早期這將近30年的時間里，水文地質學一下子成熟了，成為地球科學羽翼豐滿的一員。1960年之前，水文地質學主要是地質學家的領域，作為一個自然科學家，對於控制地下水流動的因素和規律，毫無興趣或者知之甚少，任憑差分方程式去加以描述。另一方面，工程師在估算井的單位出水量和總出水量時，只顧得計算，處於岩層「透水」和「不透水」之間的灰域之中，無所適從。
久遠以前直到20世紀50年代，兩種分叉的、幾乎完全獨立的方法，各不相關地沿著平行的路徑研究著地下水；一邊被科學家好奇心所驅使；另一邊受到工程師務實精神的推動。兩個分支的演變在時間上也可以分為兩個階段：以理論與假說的定量表述，以及數學上的嚴格推導為其分界（圖1）。
17世紀處在「自然科學分支」的「猜想」階段，關於泉的成因以及水循環，出現了首批記錄在案的問題與解答。偉大的思想家們，從公元前8世紀的荷馬開始，包括亞里士多德、泰勒斯（Thales）、柏拉圖，甚至笛卡兒和開普勒（17世紀）都曾猜想：泉水來源於海洋中擠榨出來的水，或者是在洞穴中冷凝而成的；而雨水不足以保持河水流量。然而，在另一個陣營中，波爾洛（Marcus Vitruvius Pollo）認為，泉來源於入滲的雨水，這一看法受到文奇（Leonardo da Vinci）和帕利西（Bernard Palissy，16世紀）的支持。定量水文觀測始於17世紀，佩羅（Pierre Perrault，1608-1680）在塞納河盆地測量了3年降水量，得出降水量是河流流量的6倍。馬利奧特（Mariotte，1620-1684）驗證了佩羅的觀測結果，而哈雷（Halley，1656-1742）證明了注入地中海徑流的不足部分消耗於蒸發。梅瑟利（La Metherie，1791）開始測量岩石的滲透性，將入滲水區分為地表徑流和深部儲存，於是，水均衡的初步概念形成了。
20世紀50年代晚期到60年代早期，也許是由於偶然的巧合，也許是由於下意識地交流滲透，絕對隔水性的觀念受到來自兩個分支的強烈質疑——工程師們從評價含水層和井的出水量出發產生疑問，而地質學家在研究盆地地下水流動時發現了問題。雅可布、漢圖斯、諾曼（Neuman）、威瑟斯龐等，引入並發展了越流含水層的概念，並將其擴展到盆地尺度的含水層系。自然科學分支這邊，托特的均質的「統一盆地」被弗里澤和威瑟斯龐「非均質化」了，通過數值模擬，揭示了不同形態、不同規模含水岩系的基本流動型式。兩方面共同的最終結論是，岩體存在水力連續性。基於岩體存在水力連續性的結論，很快人們就認識到，存在著時空尺度差別很大的流動系統，而每個系統具有自己的作用過程與伴隨現象。於是，統一的觀念誕生了，不斷流動著的地下水是一種地質營力。
1980年前後，可以看作研究地下水的自然和工程科學兩個分支的融合，從此進入成熟的當代水文地質學發展階段。這個地球科學的新成員，既是一門基礎學科，也是一個專門性分支。為了更好地理解幾乎所有的地質活動，絕對有必要熟悉當代水文地質學的基本理論。與此同時，需要培養具有獨特的教育和專業背景的、全職的水文地質學家。
就我國來講，水文地質學的發展歷史是與新中國的建立與發展分不開的，近半個世紀以來，水文地質學的成長與發展大致可劃分為兩個階段：從20世紀50年代到70年代中期，可稱為奠基階段，主要接受前蘇聯學術思想的影響，基本依照前稱聯模式。從20世紀70年代後期到90年代，可以稱為發展階段，這一時期由於實行改革開放政策，國內外學術交流日益頻繁，因此受西方學術思想影響較多，特別是系統科學、環境科學、現代應用數學與計算機技術等新思想、新理論與新技術的輸入，使水文地質學的基本概念與研究范疇發生了巨大的變革，使水文地質學從定性研究進入到了定量研究階段，納入到系統工程的軌道，與現代科學更緊密地融合了起來，因此我們把20世紀50年代到70年代奠基階段的水文地質學稱為傳統水文地質學，而20世紀70年代後期至90年代發展階段的水文地質學，稱為現代水文地質學（圖2）。
現代水文地質學的基本特徵主要有：①與現代科學的新理論新學科緊密結合，比如系統論、資訊理論、控制論及相應產生的系統科學、環境科學、信息科學等，對水文地質學的發展產生了重大影響；②現代應用數學與水文地質學的結合，特別是數值模擬方法得到普遍應用，模型研究成為水資源研究的主要內容，使水文地質學從定性研究發展到定量研究的新階段；③從地下水系統與自然環境系統相互關系的研究，擴大到與社會經濟系統關系的研究。對地下水資源的研究，也從數學模型發展到管理模型與經濟模型的研究；④許多新的分支學科的產生與發展，比如區域水文地質學、岩溶水文地質學、遙感水文地質學、環境水文地質學、醫學環境地球化學、污染水文地質學以及數學水文地質學、水資源水文地質學；⑤新技術、新方法的應用、除計算機技術外，遙感技術、同位素技術、自動監測技術，室內模擬技術，以及高精度水質分析技術等，都得到普遍應用，推動了水文地質學的發展。
這要強調一點：水文地質學領域中的許多研究都是由水文地質學家、地質學家、水文學家和氣象學家等多個學科領域的專家學者聯合來完成的。
Ⅳ 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。
Ⅵ 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。
Ⅶ 井田水文地質特徵
研究區煤系地層賦存於一個不對稱的構造盆地之中，伏於第四紀沖積層之下。基岩面北高南低，高差達100～200m以上。
第四紀沖洪積層厚度變化較大，(143～434m)，以丁官屯附近最薄，向北和東南逐漸加厚，以粘土類地層為主，含水層組多由復結構的薄層中、細砂組成。第三承壓含水層在北部(岳庄、後湖定府一帶)發育有卵、礫石層，含水豐富。
煤系地層覆於奧陶紀灰岩之上，主要由砂岩和粘土質岩層組成。含煤段下部和煤系底部有薄層灰岩4～5層，單層厚一般約1～2m;在斷層發育的西部有火成岩侵入，水文地質條件較為復雜。
(一)含水層
1.第四紀沖洪積含水層
共分4個含水層，每個含水層組均有較穩定的粘土層相隔，隨沖積層的變厚，隔水層亦相應變厚。
2.基岩含水層
根據開平煤田相似礦井的實際觀測資料，煤層采空塌陷造成的人工裂隙以及觀測孔的水位影響范圍以最上可採煤層以淺100m以內最劇烈。計算坑道涌水量時，對最上可採煤層100m以淺的其他岩層可不計算，故對上述100m以淺的基岩含水層(組)不再贅述。
(二)含水層間的水力聯系
第四紀沖洪積層各含水層間均有較好的隔水層，特別是層位穩定的第三隔水層總厚度達20～50m，致使上下兩相鄰含水層的水位差達8m以上。隔水性能良好，各含水層間基本上無水力聯系。
煤系各含水層間因有較厚的煤層、粘土岩和粉砂岩的存在，隔絕了各含水層地下水的直接聯系。以倉補10孔為例，在煤9-煤12(ⅣB1)、煤12-煤14(Ⅳ－A)和煤14-K4含水層抽水時，當水位分別降至44.95m(q=0.119L/s·m)、26.97m單位涌水量(q=0.452L/s·m)和17.00m(單位涌水量q=0.779L/s·m)時，套管外環狀間隙(上部含水層)的水仍然自流，說明各層間地下水的聯系是微弱的。
第四紀第三承壓含水層雖直接覆於煤系地層之上，由於普遍有厚為0.80～16.0m的風化帶(表5-7)，在強烈風化帶內，粘土岩風化成粘土狀，砂岩風化成砂塊，岩石松軟、裂隙彌合，下部弱風化帶的裂隙亦有溶蝕淤塞的情況。風化帶起了明顯的阻滯作用，大大降低了二者之間的水力聯系。
表5-7 第三承壓含水層風化帶特徵
奧陶紀岩溶石灰岩伏於煤系地層之下，最下可採煤層距此灰岩達130m，特別是最下70～80m的范圍內以粘土岩和粉砂岩為主，與奧陶紀灰岩直接接觸處均有粘土岩賦存。所以在構造正常的情況下，二者之間的水力聯系將是極微弱的。
(三)斷層的導水性
影響斷層導水性的因素很多，如斷層性質、落差、破碎程度和岩性等，目前尚無較好的方法對斷層的導水性進行確切的評價。
研究區內共見斷層22條，其中逆斷層13條，落差大於30m的斷層8條。進行鑽孔水文觀測的14個斷層點，絕大多數在鑽進中泥漿消耗量甚微或者不消耗(表5－8)，僅在倉補5孔F1斷層處因破碎帶正處於A層附近的粗砂岩中，所以消耗量達1.28m3/h。與本井田相鄰的李莊子勘探區，在李11孔斷層帶抽水時，單位涌水量僅0.0035L/s·m，滲透系數為0.021m/晝夜。可見井田內部各斷層的大多數部位導水性均是很微弱的。
表5－8 研究區斷層帶特徵
(四)地下水的補給、徑流和排泄
區內地形平坦，地面標高2～7m，坡降為2～4/1000，大致呈北高南低。大氣降水的總趨勢為自北向南宣洩。區內無河流，井田北緣有一葦塘(後湖)，東西長約7km，南北寬約2km，面積約14km2。葦塘與井田的西北邊部相接，雨季僅葦塘中心有南北寬100m，東西長約3000m的范圍內有積水，水深約0.9m，積水體積約27萬m3，旱季乾涸。
表土層在林南倉以北、後湖以南為灰黃色砂土或亞粘土，厚1～2m，透水性較好，利於大氣降水的滲透。林南倉以南及東南部為灰色粘土或亞粘土，厚度一般大於10m，有似蟲洞狀圓孔，直徑3～5mm，大者15mm。孔內含水，掘井時水自孔洞中流出。大氣降水和臨時的地表水體為潛水的補給來源。
由於沖積層內有較好的隔水層存在，深部含水層不能就近接受大氣降水的補給。
如前所述，沖積層和煤系各含水層之間均有較好的隔水層賦存，地下水徑流自北向南主要沿層間流動。煤系各含水層在盆狀向斜的北翼接受沖積層第三承壓含水層地下水的補給，主要沿層間流動後，在南翼又泄流於第四紀地層之中，所以向斜的北翼是煤系含水層的補給區，南翼是排泄區。
井田中、西部構造復雜，斷層較多，利於地下水的上下聯系。當礦井開采時，煤系地層各含水層水位產生大幅的下降，破壞原來的地下水平衡狀態，可能在局部地區奧陶紀灰岩的水沿著斷層破碎帶直接補給煤系各含水層，或將破碎帶沖潰，將奧陶紀灰岩水引入坑道。
Ⅷ 什麼是水文地質
主要研究地下水的分布、運動和形成規律，地下水的物理性質和化學性質，地下水資源評價、開發及其合理利用，地下水對工程建設和礦山開採的不利影響及其防治等問題的科學。
Ⅸ 水文地質特徵
10.3.1 井田水文地質特徵
荊各庄井田內共有8個含水層，自下而上分別為:奧陶系灰岩岩溶裂隙承壓含水層(Ⅰ)、K2～K6砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)、K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)、9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅳ)、5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)、風化帶裂隙、孔隙承壓含水層(Ⅵ)、第四系底部卵石孔隙承壓含水層(Ⅶ)和第四系中上部砂卵礫孔隙承壓和孔隙潛水含水層(Ⅷ)。第Ⅱ、第Ⅲ、第Ⅴ含水層為直接充水含水層，其他含水層為間接充水含水層，其中與礦井生產較密切的為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ、Ⅶ。
10.3.1.1 礦井直接充水含水層
荊各庄礦直接充水含水層有K2～K6砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)、K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)、5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)。
(1)K2～K6砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)
該含水層位於石炭系中統唐山組的K2灰岩和石炭繫上統趙各庄組的K6灰岩之間，厚度100m。岩性以粉砂岩和細砂岩為主，膠結物多為鈣泥質。本層岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立密集分布。該含水層在垂向上以K6灰岩、15煤頂板、16煤頂板含水較豐富。
本含水層單位涌水量為0.005～0.083L/s·m，平均為0.032L/s·m，滲透系數為1.296～7.816m/d，平均為3.486m/d，屬於含水豐富的含水層。水質類型為HCO3－-Ca2+-Mg2+型淡水，pH=7.89。礦井第二水平部分大巷揭露該含水層，開拓施工時最大涌水量達9.9m3/min，以後逐漸減小。在二水平形成降落漏斗，局部殘存水壓為1.0MPa，對第二水平及軸東采區主要可採煤層有一定的影響。
(2)K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)
該含水層位於石炭繫上統趙各庄組的K6～9煤頂板之間，厚度20m。岩性以砂岩和粉砂岩為主，膠結物多為硅質。垂直層面的構造裂隙很發育，裂隙充填物多為鈣質。從水平方向看，含水層厚度由西向東呈遞增趨勢，導水裂隙發育率為東部較西部高。該含水層在垂向上以12煤頂板、121/2煤頂板、K6灰岩含水較豐富。
本含水層單位涌水量為0.002～0.206L/s·m，平均為0.042L/s·m;滲透系數為0.253～19.793m/d，平均為6.360m/d，屬於含水豐富的含水層。水質類型為HCO3－－Ca2+－Mg2+型淡水，固型物含量為241mg/L，pH=7.85。
礦井第一水平－375大巷揭露該含水層，基建施工時最大水量達65.67m3/min，以後逐漸減小，在礦井(盆狀向斜)的中部形成一大漏斗。礦井中心大部分地區該含水層水基本上已降至含水層頂板，對第一水平主要可採煤層威脅不大。第二水平－475大巷大部分也揭露該含水層，開拓施工時最大水量達7.65m3/min，以後逐漸減小，對二水平主要可採煤層威脅不大。三水平開拓延伸工程主要受該含水層水威脅，且節理裂隙發育，水文地質條件較復雜。在施工3048軌道巷過程中曾出現過最大0.96m3/min頂板砂岩裂隙水。隨著生產的進行，預計涌水量逐漸減少，對三水平的主要可採煤層的影響不是很大。
(3)5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)
該含水層位於二疊系下統大苗庄組的5煤至唐家莊組上界。岩性以粉砂岩及砂岩為主，其中中粗砂岩含水最豐富，砂岩膠結物多為鈣、硅、泥質。本層岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立密集分布。在1987～1996年施工的鑽孔當鑽至本層時，沖洗液漏失現象也很嚴重，常有不回水現象，因此可知本含水層裂隙發育。但通過1148、1331、2080等5煤以上承壓含水層疏水中心實踐證實本含水層在水平方向上分布極不均勻，因此本含水層為非均質各向異性的含水層。
Ⅴ含水層為砂岩裂隙承壓含水層，平均厚度60m，岩性以砂岩為主。中粗粒砂岩段含水豐富，單位涌水量1.l25L/s·m，滲透系數5.292m/d。勘探鑽孔穿過含水層時均有沖洗液消耗，通過資料分析和繪制沖洗液消耗量分區圖，井田東翼、南翼、深部采區消耗量最大。鑽探結果表明:這些區域岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立狀密集分布;構造以NEE向高角度正斷層普遍發育，斷層面張開，有泥礫充填，部分充水。而井田西翼NNE到NE向逆斷層密集，傾角緩，層面充填斷層泥，均無水。通過分析Ⅴ含水層的水文地質參數(表10-5)，其富水性也具有同樣明顯的分區性，說明斷裂構造和岩石裂隙對含水層富水性分布起到控製作用。
表10-5 含水層水文地質參數
注:本含水層可分為下段(ⅤA)、上段(ⅤB)。
a.下段(ⅤA):在5煤以上為60m厚，為一河床相砂岩，與下伏地層呈沖刷接觸，在井田西部和中部直接沖刷至5煤或6煤，甚至沖刷至7煤或8煤。本段單位涌水量為0.007～0.117L/s·m，平均為0.052L/s·m;滲透系數為1.985～8.945m/d，平均為4.952m/d。其水質特徵為:HCO3－-Na+-Ca2+型淡水，固形物含量234～297mg/L，pH=8.0～8.4。
b.上段(ⅤB):位於5煤以上60～100m，即厚度40m，本段頂板直接與基岩風化帶連接。本段單位涌水量為0.011～0.016L/s·m，平均為0.013L/s·m;滲透系數為1.722～2.059m/d，平均為1.843m/d，其水質與下段相同。
5煤以上砂岩裂隙承壓含水層邊界為沖積層覆蓋下的基岩露頭，它受底卵含水層(Ⅶ)的補給。由於本含水層位於主要可採煤層9煤上方約50～70m處，而且9煤頂板為高嶺石泥質膠結的砂岩，遇水易風化膨脹變軟，極易冒落，從而使隔水層被破壞。冒落裂隙及自然裂隙可溝通本含水層，直泄工作面。如1093采面的突水事故，當時最大水量為44m3/min。
10.3.1.2 礦井間接充水含水層
(1)沖積層含水層
該含水層厚100～379.67m。作為礦井間接充水含水層，補給上述3個直接充水含水層。該含水層由砂礫、卵石、粘土顆粒組成，其中粗砂、礫石佔80%，卵石佔10%，粘土佔10%。本層是個比較均質的含水層，但摻雜在卵礫石中的粘土物質數量不同，也就造成含水性的差異。根據含水層的厚度和抽水試驗的結果可知，該含水層由北向南逐漸變厚，滲透系數K由北向南逐漸變小，富水性由西向東逐漸增強。本含水層單位涌水量為0.053～0.231L/s·m，平均為0.129L/s·m;滲透系數為7.464～32.748m/d，平均為10.455m/d，為含水豐富的含水層。
本含水層在井田東南部比較發育，幾乎與基岩直接接觸，補給各基岩含水層。在西北部本層下部有粘土層直接覆於基岩上，粘土層隔水性較好，它的存在使其與5煤頂板砂岩裂隙承壓含水層之間的補給關系有兩種形式:天窗式和越流式。
(2)奧陶系灰岩岩溶裂隙承壓含水層(Ⅰ)
該含水層厚度大於600m。岩性由質純的豹皮狀灰岩和白雲質灰岩組成。據勘探資料表明，施工的13個孔穿過灰岩總長度451.51m，因溶洞或巨大裂隙造成鑽具驟然下陷的有10個孔25個段落，溶洞最大直徑為1.13m，沖洗液失去循環。在井田東南部，因構造(F1～F3斷層組)作用與巨厚的第四紀沖積層相互接觸，增加了灰岩裂隙發育程度。
該含水層單位涌水量為0.002～0.267L/s·m，平均為0.122L/s·m;滲透系數為0.512～32.609m/d，平均為10.889m/d。其水質特徵為:HCO3－-Ca2+型，總礦化度為131～216mg/L，pH=7.8～8.3。
本含水層為含水豐富的含水層。據鑽探資料，鑽孔進入奧灰100m以淺范圍內，上述性質隨深度無明顯的變化。
奧陶系灰岩距最下可採煤層9煤為158m，其間有兩個含水層，即K2～K6及K6～12煤岩裂隙含水層，其厚度分別為100m，20m。其下為隔水岩層，即G層鋁土～K2，厚40～68m，其岩性從上而下分別為鮞狀粘土岩、粉砂岩、鈣質粘土岩、K1灰岩、石英砂岩、粉砂岩、G層鋁土，這套岩層隔水性能較好。
10.3.2 斷層導水性
2001年委託河北省煤田地質局物測地質隊對井田西三采區進行了三維綜合地震勘探，共解釋斷層條數62條，包括正斷層36條，逆斷層26條。其中F1～F3斷層組向西南延伸部分控製程度不足，給斷層防水煤柱留設帶來誤差，潛伏著斷層水的威脅。F16斷層在第一水平揭露時均有涌水現象，二水平揭露後有導水現象。
10.3.3 礦井充水條件
10.3.3.1 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紀底卵石含水層，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，本區內第四紀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
礦井含水層充水水源有5煤以上砂岩裂隙承壓含水層水、9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層水、K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層水、K2～K6砂岩裂隙承壓含水層水。其中9煤開采受5煤以上砂岩裂隙承壓含水層和9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層水的影響，一、二水平開拓工程受K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層和K2～K6砂岩裂隙承壓含水層水的影響。三水平開拓工程受9煤頂板裂隙水和8煤～5煤含水層以及K6～12煤砂岩裂隙承壓含水層水的影響。其中3090、3094、3093受9煤頂板裂隙水和8煤～5煤含水層影響;3324D、3322D、3122D等採掘工作面位於9煤層，受其頂板至K6承壓含水層水威脅;3326D繞道工作面施工層位均在K6～12煤之間，施工時可能有頂板裂隙水;1331工作面泄水巷施工時受9煤層頂板和5煤以上砂岩裂隙承壓含水層水影響。
(3)斷層水
斷層水作為充水水源，主要是通過斷層導通含水層水而形成的。斷層的性質及圍岩的破壞程度是斷層充水的主要因素。張性正斷層、落差大、圍岩破壞嚴重成為良好的斷層充水條件。
(4)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。
荊各庄礦井老空水有本煤層的老空水和上煤層的老空水。
本煤層的老空水:由於煤層的開采方法和煤層本身的賦存狀態不同，工作面回採後隨著煤岩層垮落形成許多鬆散空隙，使工作面湧出的水積存在低窪的老空區內，形成老空水。在高處的工作面采後形成老空水對相鄰低處的工作面產生影響。如:9煤是恆底上行採煤法，第一分層采後形成老空水對第二分層生產活動必然產生影響。
上煤層的老空水:由於上煤層回採後工作面湧出的水積存在低窪的老空區內，從而形成老空水。對下煤層的採掘活動威脅較大。
在本礦井生產過程中，由於工作面的布置、頂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。
10.3.3.2 礦井充水通道
通過近10年的生產實踐，荊各庄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。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。
( 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，但由於擾動影響成為導水斷層。
( 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，這些水也會沿采動裂隙進入礦井。大部分回採工作面出水均屬此種通道。