什麼是水文地質透鏡體
㈠ 研究區水文地質
一、西北內陸盆地
西北內陸盆地，主要包括甘肅河西走廊，新疆准噶爾、塔里木及青海柴達木等內陸盆地，均為極端干早氣候條件下所形成的典型的戈壁沙漠地區。地下水的分布規律受構造、地貌、氣候、水文等組合因素的控制。在強烈隆起的山區，賦存基岩裂隙水。在中新生代盆地緩慢隆起區，主要賦存深部承壓水，潛水不甚發育。各盆地含水層以山前傾斜平原第四系孔隙介質為主，從山邊到盆地中心地下水具有明顯的分帶規律，山前是沖洪積扇形成的卵、砂礫石平原潛水帶，向細土平原逐漸過渡為潛水-承壓水帶，至盆地中心是湖沼低地高礦化地下水帶。
河西走廊主要包括石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域。它們均發源於南部祁連山區，降水、冰川融水是河流的主要補給來源。每個盆地有被構造-地貌所控制的含水層系及獨立的補給、徑流、排泄條件，構成相對獨立的水文地質單元。這些獨立的水文地質單元又通過河水與地下水之間的相互轉化，使南北方向上同屬一個河系的兩個或三個盆地中的水流連接成統一的「河流-含水層」系統。例如石羊河水系的武威盆地與民勤-潮水盆地，黑河水系的張掖盆地、酒泉盆地與金塔盆地，疏勒河水系的玉門-踏實盆地與安西-敦煌盆地等。含水層特徵:南盆地潛水含水層為巨厚的粗顆粒地層，含有豐富的孔隙水，特別是中上更新統是走廊內最為豐富的主要含水層。岩性主要為砂卵礫石、砂礫石，主要分布在各盆地沖洪積平原上游。向北含水層岩性逐漸變為砂礫石、砂卵礫石夾亞粘土，厚度也逐漸減為50～100m。至盆地下游含水層岩性主要為砂、砂礫石，厚度20～50m，鑽孔單位涌水量為3～30L/s，潛水水質逐漸變為微鹹水和鹹水。
准噶爾盆地位於新疆北部，盆地中部主要分布有古近-新近系及第四系。古近-新近系含水層岩性主要為陸相、河湖相碎屑岩，廣泛分布於盆地中部及盆地邊緣地區。盡管單井涌水量不大，其便於利用，是牧區的主要供水水源。第四系岩性是洪積相和沖湖積相鬆散大顆粒堆積物，山前平原厚度300～600m，至盆地中心岩性由粗逐漸變細，由巨厚的礫石、砂礫石傾斜平原過渡到細土平原區，是主要潛水和承壓水分布區。第四系沖洪積含水岩組主要由潛水含水岩組和承壓水含水岩組。
塔里木盆地位於天山與昆侖山之間，是我國最大的內陸盆地。盆地中主要分布有第四紀鬆散岩類孔隙潛水及孔隙承壓水。第四紀鬆散岩類孔隙潛水主要分布在山前傾斜平原，在塔里木盆地南緣昆侖山、阿爾金山山前平原，含水層岩性多為沖洪積卵礫石;在阿克蘇平原區，水位埋深5～50m，含水層厚度大於100m;在皮山-和田山前平原及河谷地區，單井涌水量1000～5000m3/d，水量豐富。現代河流沖積層沿河道兩側分布，含水層多為中細砂、粉砂，水位埋深1～5m，一般單井涌水量大於1000m3/d。第四系承壓水主要分布在山前傾斜平原和沖湖積平原中，在天山南麓和昆侖山北麓及喀什—莎車一帶等地廣泛分布著2～3個承壓水含水層，水量豐富，TDS小於1g/L。在喀什平原局部承壓水頭可高出地表10m。在孔雀河-渭干河一帶細土平原，承壓含水層頂板埋深50～100m，在300m深度內有3層承壓含水層，單位涌水量200～600m3/d。
柴達木盆地位於青藏高原東北部，介於阿爾金山、祁連山和昆侖山之間。盆地底部海拔2600～3200m。中新生代陸相碎屑沉積物厚達7000m。第四系沖洪積物和沖湖積物厚度也大於1000m，組成了盆地主要的淡水地下水系統。盆地周邊低山區河流的上游分布的山間盆地，都賦存有第四系孔隙水，主要接受河水、降水、冰雪融水和山區基岩裂隙水的補給;山前傾斜平原由河流沖洪積扇和沖湖積平原構成，是地下潛水的徑流區和排泄區。含水層岩性為冰水沉積砂礫石、含泥質砂礫石、砂卵礫石等鬆散物質組成，由山前粗顆粒、單一大厚度含水系統向平原中部漸變為細粒、多層含水系統，地下水也由潛水轉化為承壓自流水。沖洪積扇前緣潛水下部往往分布有承壓水，主要分布於祁連山和昆侖山山前地帶;含水層呈大面積連續展布，含水層岩性主要由中粗砂、中細砂組成。在昆侖山前平原300m深度內，有4～7層承壓含水層，單層厚度10～50m不等，單井涌水量200～1000m3/d。在祁連山前沖洪積扇前緣地帶、沖湖積平原，含水層有8層，岩性多為中粗砂和砂礫石，鑽孔涌水量從幾百到2000m3/d不等。
西北內陸盆地在構造和沉積環境方面有很多共同之處，唯一不同的是河西走廊由於在走廊中部有一構造隆起而形成南北兩盆地。但是，天然條件下每個盆地基本遵循相同的水資源轉化關系，即山前地下水向地表水轉化、沖洪積扇中上部地表水補給地下水、溢出帶地下水補給地表水、沖積平原下游地表水補給地下水。由於內陸盆地平原區，降水稀少，蒸發量大，一般無地表徑流，出山徑流量基本上代表了這一河流或這一水系的水資源的總量。內陸河流一般具有匯水面積小、流程短，流量小、比降大等特點。西北內陸盆地水資源的分布均具有明顯的水平分帶性，即戈壁帶(地下水補給帶)→綠洲帶(地下水溢出帶，形成泉集河)→低平原細土帶(地下水徑流帶)→鹽土帶(蒸發排泄帶)。河流進到山前平原後，大量滲漏轉而補給地下水，然後地下水又在適當條件下以泉水形式溢出地面變為地表水，這種河水→地下水→河水的轉化過程是乾旱區內陸河流自上而下水循環運動的基本方式。
二、黃土高原
黃土高原分布在我國中西部，地跨青、甘、寧、內蒙古、陝、晉、豫7省(區)，總面積43×104km2，包括甘肅東部、寧夏南部、陝西的陝北和關中盆地，以及內蒙古的鄂爾多斯高原。黃土區地下水的形成和分布具有特殊的規律性，地下水主要賦存在中更新世和早更新世地層中，大多埋藏較深，地下水分布也比較普遍;以大氣降水入滲補給為主，水質一般較好，在一些地方往往是唯一的水源。因自然地理和地質條件變化大，不同黃土區地下水的賦存、分布以及補徑排條件各異。
第四系鬆散岩類孔隙水在黃土高原可分為黃土層孔隙裂隙潛水、沖湖積粉細砂層孔隙潛水，沖積砂、砂卵石層孔隙潛水，以及沖洪積、沖湖積砂礫層孔隙承壓水。黃土層孔隙裂隙潛水主要分布在黃土高原的北部以及隴東、陝北黃土高原的南部，含水層岩性主要為中、上更新統黃土;黃土類土，富水性差，單井涌水量20～80m3/d。沖湖積粉細砂層孔隙潛水主要分布在毛烏素沙漠東南緣定邊、榆林、神木一帶的沙漠草灘地，含水層岩性主要為上更新統沖湖積相粉細砂和粉土，厚度變化大，單井涌水量100～1000m3/d，水質一般較好。沖積砂、砂卵石層孔隙潛水主要分布於各大、中河谷階地區，含水層為中更新統沖積砂、砂卵石，厚3～80m，單井出水量一般500～2000m3/d。沖洪積和沖湖積砂礫層孔隙承壓水分布於關中盆地黃土台塬及河谷階地的潛水層之下，含水層岩性為中、下更新統沖洪積、沖湖積砂礫石層，由山前至盆地中部河谷區，富水性由弱到強，水位埋深由深變淺。
碳酸鹽岩類岩溶裂隙水分布於鄂爾多斯中生代盆地邊緣，除在山區和深切的溝谷中小范圍裸露外，大部分隱伏於新生界、中生界之下，頂面埋深數十至千餘米不等。陝西渭北和府谷等地，奧陶系碳酸鹽岩中賦存著豐富的岩溶裂隙水，富水性不均，富水區單井出水量多在1000m3/d以上。
中生界碎屑岩類孔隙裂隙水廣泛分布於鄂爾多斯盆地，除出露於深切的溝谷底部和子午嶺、黃龍山外，大多被黃土覆蓋。在盆地東翼由東南向西北依次分布有二疊系、三疊系、侏羅系和白堊系，呈向北西緩傾的單斜構造。含水層岩性主要為中生界白堊系志丹群砂岩，富水區主要分布在無定河和葫蘆河中游，單井出水量近1000m3/d，最大者可達3000m3/d以上，一般水質較好。
三、華北平原
華北平原位於我國東部地區，北靠燕山，南抵黃河，西依太行山，東瀕渤海，為我國三大沖積平原之一。華北平原地勢自北、西、南三個方向向渤海灣傾斜。按成因和形態特徵可將其劃分為山前沖洪積傾斜平原，中東部沖積湖積平原，黃河沖積扇及濱海沖積海積平原。山前沖積平原含水層顆粒組分在區內的分布是由北向南和由西向東逐漸變細，即卵礫石、礫石夾粗砂、粗砂夾礫、粗中砂至細砂、粉砂順序。沖積扇頂部厚度大而單一，往下則呈多層，單層厚度越來越小。中部及濱海平原河道帶沉積的含水層，其顆粒組成表現為上游粗下游細，即由中細砂到細粉砂組成，其厚度也是上游較厚，約20m，下游則多為5～10m。湖泊窪淀沉積主要是淤泥質黏性土與粉砂，供水意義不大且多為鹹水。含水層組在空間的分異明顯，在水平方向上主要表現在含水層的粒度與厚度上自西北向東南逐漸變細變薄，在垂向上表現為約在120m以下是湖相沉積特徵;含水層多呈透鏡體，彼此之間連通性差，組成高水頭的深層承壓水。一般說來，在250m以下的含水層多具地質封存水的性質。在120m以上的沖積扇或古河道帶區則為沖洪積沉積特徵，含水層不論在垂向上或是水平方向上都具有較好的連通性，參與現代水的循環交替，具較好的補給、徑流、排泄條件。
華北平原由山區經平原到濱海構成一個完整的水文地質單元。長期以來，由北部燕山和西部太行山而來的地表水及其平原中的河流不斷補給平原地下水，使厚達500～700m的第四紀堆積物內廣泛分布第四系孔隙水，其流向與地表水基本一致;而且，在山前地段分布有隱伏岩溶水，在平原中東部第四系孔隙水下部分布有新近系孔隙水(主要指新近系明化鎮組)。由於受不同地質歷史時期的古氣候、古地理沉積環境及新構造運動等因素控制，含水岩層在不同深度的分布形態和發育程度，均存在著差異性，並導致了它們的水力性質、水化學性質、滲透性、導水性、富水性及地下水動態等發生相應變化。
華北平原地下水主要為第四系孔隙水，根據地下水埋藏特徵，沉積物岩性結構等水文地質要素可將華北平原第四系孔隙水統一劃分為淺層地下水系統(潛水-微承壓地下水系統)和深層地下水系統(承壓地下水系統)。
淺層地下水系統為開放型地下水系統。它直接接受大氣降水、地表水、灌溉回歸水等垂直入滲補給，通過潛水蒸發、人工開采、側向徑流和礦坑疏排等排泄，地下水水力性質屬於潛水-微承壓水。淺層地下水在全淡水區為第Ⅰ+Ⅱ含水組，在有鹹水區為第Ⅰ含水組。有鹹水區淺層水底板埋深一般40～60m;在山前地段全淡水區由於沉積物無統一隔水層及人為溝通，Ⅰ和Ⅱ含水組構成統一含水系統，底板深度為120～170m，含水層岩性為卵礫石、中粗砂、中細砂及細粉砂等。自山前沖洪積傾斜平原，至中部沖積、湖積平原和東部濱海沖積、海積平原，地下水具明顯的水平變化規律。在中東部平原區，淺層淡水下部廣泛分布鹹水，由鹹淡水分界線向渤海方向，鹹水體逐漸變厚。埋藏淡水深淺不等，在河道帶埋藏淺，而沿海地區埋藏深，一般大於200m。淺層地下水徑流方向基本與含水層結構，地貌變化方向一致。由山前平原至濱海平原，由河道帶上游至下游，徑流強度逐漸減弱。
深層地下水系統以半封閉型為主，地下水水力性質為承壓水。它不具備直接接受大氣降水、地表水等垂直入滲補給輸入的條件，在天然狀態下，僅有側向徑流輸入，並通過緩慢的徑流和越流輸出。在開采條件下，則變為以側向徑流與來自上部的微弱越流補給輸入，以人工開采為主輸出。深層地下水在全淡水區包括Ⅲ+Ⅳ含水組，在有鹹水區包括鹹水體以下的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ含水組。底界埋深由山前的100m增加到東部平原的550m。受構造控制的坳陷區和隆起區埋藏深度和厚度差異很大。含水層以砂礫石、砂卵石、中粗砂、細砂為主。從山前平原徑流至中部平原和東部平原需要數千年，甚至上萬年的時間，因此深層承壓水恢復能力很弱。深層地下水的排泄途徑，在1970年以前主要是徑流排泄，局部地區的以人工開采或向上部含水層的頂托排泄。1970年以後大量開采地下水，目前人工開采成為深層水主要排泄方式。人工開采增加了深層地下水側向徑流水力坡度，加強了地下水循環。
總的來說，華北平原是由多層疊加，縱橫交錯的砂、礫石層構成的第四系含水岩系。從山前平原至濱海平原含水層結構是由北西向及東西向扇狀結構，逐漸過渡為北東向舌帶狀結構，以及島狀、盆狀等結構類型。含水層的顆粒及厚度順沿沉積方向變化:由山前平原礫、卵石至東部、濱海平原以粉砂、細砂為主;含水層厚度由薄變厚，至中部平原邊緣一般變薄一些，復而沿沉積方向又加厚，但至濱海平原又逐漸變薄。橫截沉積方向受沖積扇、河道帶發育程度控制，一般在扇間地帶及河道不甚發育的地區，厚度變薄，顆粒也較細。
四、東北松遼平原
東北松遼平原三面環山，西部為大興安嶺，北部為小興安嶺，東部為張廣才嶺、長白山，南部瀕臨渤海和黃海。松遼平原的主體包括中、南部寬闊的遼河平原、松嫩平原以及東北部三江平原的部分地區。松遼平原除下遼河濱海地區海陸交替相堆積以外，由於盆地周圍山區以火成岩為主，盆地內廣泛分布冰水及沖洪積相為主的巨厚砂礫石層，粘土夾層極少，岩性單一，第四系各統之間的界限較難劃分，構成一個統一的巨厚含水層，是一個地下水資源極為豐富的潛水盆地。
松嫩盆地是一個由中、新生界地層構成的大型斷拗盆地，在水文地質結構上，是由白堊系、古近-新近系、第四系多個含水層系統相互疊加而組成的一個大型潛水、自流水盆地。主要含水層有:下白堊統裂隙或裂隙-孔隙含水層(或含水帶);古近-新近系孔隙-裂隙含水層;第四系下更新統冰水砂礫石含水層;中、上更新統沖洪積砂礫石含水層;上更新統沖湖積粉細砂含水層(分布於盆地中央);全新統現代河谷沖積砂礫石含水層。其中，中上更新統至全新統的含水層為潛水，其餘均為承壓水。松嫩平原在不同地段，含水層的結構也互不相同。在松嫩盆地西緣大興安嶺山前傾斜平原，主要為第四系單層含水層系統，含水層由單一的大興安嶺山前河流的沖洪積砂礫層組成;含水層介質以及厚度和富水性具有一般乾旱半乾旱沖洪積扇的典型特徵，從沖洪積扇頂部到前緣，從扇軸到兩側，砂礫石粒度由粗變細，層數由單一到多層，富水性由強變弱;從北向南主要扇形體依次為諾敏河沖洪積扇，阿倫河沖洪積扇，雅魯河沖洪積扇，霍林河沖洪積扇;在松嫩平原中部低平原，主要為第四系、古近-新近系、白堊系多層含水層系統，分布面積很大，幾乎覆蓋整個低平原。含水層自上而下依次為:上更新統荒山組孔隙含水層，下更新統白土山組孔隙含水層，新近系泰康組和大安組孔隙-裂隙含水層，古近系依安組孔隙-裂隙含水層，上白堊統裂隙-孔隙含水層;在東部和北部的高平原的廣大地區，主要為第四系、白堊繫上層含水層系統，其分布面積占松嫩平原總面積的二分之一。雙層結構的上部含水層，主要是呈片狀分布的中更新統下荒山組砂礫石含水層，或為零星帶狀分布的下更新統白土山組砂礫石含水層，兩者很少在剖面同時出現，雙層結構的下部主要是白堊系的裂隙或裂隙-孔隙含水層和脈帶狀裂隙含水層。
松嫩盆地的地下水是一個統一的系統。在天然條件下，地下水主要從盆地周邊獲得降水和地表水的入滲補給，而後流向盆地中心。盆地地下水除小部分在西部山前沖洪積扇前緣和東部高平原邊緣以泉水形式排泄外，絕大部分地下水均通過盆地中心承壓含水層向上越流補給潛水，而後消耗於蒸發。目前人為開采量已逐漸成為承壓水的主要消耗項。
三江平原由於第四紀地殼運動的結果塑造了三級層狀地形，形成了一個巨型的低凹潛水-微承壓水盆地。平原邊緣的西部和南部的山前台地在中更新世為淺湖相沉積區，岩性為棕黃色黃土質砂粘土夾薄層砂。這種地層結構不利於大氣降水入滲，又因與丘陵山區基岩裂隙水水力聯系極差，故其儲存、調節 、傳導功能弱，地下水以裂隙微孔隙水的形式存在，單井涌水量小。低平原地區的含水介質為第四系砂、砂礫石，含水層厚度大，分布穩定，上更新統的沖、湖積層廣布，平原中的鬆散堆積物下部粗，上部細，形成二元結構;頂部為黃土質砂粘土夾淤泥，下部為粉細砂、砂礫石。中更新統的沖、洪積層大部分隱伏於上更新統含水層之下，具二元結構，一般組成3個韻律層;下更新統沖湖積層為砂礫石、中粗砂，也構成了3個旋迴。
從山前到平原，從河流上游到下游，含水層從下部到上部，沉積物顆粒由粗變細，厚度由薄變厚，富水性由弱變強。在小興安嶺山前台地前緣，為晚更新世時形成的扇形地沉積物，分選不好，厚度不一，單井出水量小而且變化較大。在寶清山前台地的前緣地段和一些殘丘附近，含水層由濱湖相或分選不好的淺湖相組成，岩性為砂質粘土夾砂，厚度較薄，水量中等至貧乏，水質較差。在松花江、黑龍江、烏蘇里江等主要河流流經的河谷平原地帶以及一些古河道，埋藏著厚度大、結構單一的砂礫石含水層;分選程度好，粒度粗，上無覆蓋層;地下水補給滲透徑流條件好，疏導功能和富水性強，單井出水量大於5000m3/d。
遼河平原主要包括東西遼河平原和下遼河平原。東西遼河地區在地貌上為大興安嶺丘陵與傾斜平原。大興安嶺山前台地岩石構造裂隙及風化裂隙均較發育，易於接受大氣降水補給，為地下水的補給區。地下水以泉的方式向河谷中排泄，同時還以地下徑流的方式向河谷及山前沖洪積扇地運動。傾斜平原區第四系含水層結構鬆散，孔隙極為發育，分布廣而穩定，有利於大氣降水入滲，古近-新近系碎屑岩類裂隙孔隙承壓含水岩組，沿北西、西和南三個方向的山麓向盆地中心地帶傾伏於第四系鬆散岩類之下，但不連續，在架馬吐隆起以東、朱日河牧場以北、下窪鎮以西地區缺失。含水層主要岩性為砂礫岩、含礫粗砂岩、細粉砂岩等，微膠結，結構疏鬆，具有良好的蓄水條件。由於含水層上部普遍有泥岩分布，致使該裂隙孔隙水具有承壓性。據鑽孔揭露，含水層厚10～50m，具有從盆地邊緣向中心增厚，富水性增強，承壓水頭增高等自流水斜地的特徵，頂板埋深70～200m。
下遼河沖洪積扇，含水層岩性為砂礫卵石、中砂等。厚度20～60m，單井涌水量在軸部為3000～5000m3/d，邊緣1000～3000m3/d。河谷平原區地勢較平坦，表層為亞砂土、亞粘土或砂、砂礫卵石層，植被發育，降水入滲條件良好;下部的砂、砂礫卵石含水層透水性能較好，滲透系數一般為10～200m/d;地下水埋深較淺，徑流條件較好。河谷平原區是工農業相對集中，地下水的開發利用程度較高的地區，為地下水主要排泄區，排泄形式為人工開采、潛水蒸發及地下徑流。
㈡ 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。
㈢ 水文地質評價
4.2.1地下水系統劃分及其特徵
在東營市轄區地表下數百米以內到處分布有多層系統結構的粉砂、淤泥和粘土，除土壤水帶以外，地下水充填在多層系統沉積物的孔隙中，地下水在砂層中的運移要相對比在淤泥和粘土中運移通暢得多，高滲透性層稱為含水層，反之稱為隔水層。轄區內地下淺部數百米的地質特徵變化不大，相反地下水的鹽化程度和地下水的起源卻變化很大，因而這種特徵被用來作為概化地下水系統的標准（圖4-2，圖4-3，圖4-4）。
總體上，地下水可以劃分為以下系統：①小清河南淺層地下淡水；②三角洲沿黃河地帶淺層地下淡水；③中深層地下淡水；④深層地下淡水；⑤淺層地下鹵水；⑥深層地下鹵水；⑦地下微鹹水和鹹水（圖4-5）。
小清河南地下淡水系統位干東營市轄區南部山前平原，其餘地下水系統均位於三角洲地區，且在淺部分布多為微鹹水和鹹水，各系統特徵論述如下：
1.小清河南淺層地下淡水
沖洪積扇平原水文地質區，分布於石村—顏徐—稻庄—西劉橋一線以南以西地區（基本以小清河為界），面積460km2，主要為淡水，僅北部有少量微鹹水和鹹水分布。淺層地下水含水介質主要為全新統和中更新統沖積洪積物，屬沖洪積扇型賦存模式，具有較典型的沖洪積扇型水文地質特徵。在一般情況下，40～50m左右深度內，無穩定的隔水層存在，形成潛水和微承壓水。60m以下，往往具有幾十米厚的粘性土隔水層，與中深層孔隙承壓水水力聯系較微弱。
2.三角洲沿黃河地帶淺層地下淡水
三角洲沖海積物主要呈近於水平層狀分布，全新世之前的沉積環境為淺海環境，然而淺部卻是以強烈的沖積作用為主。由泛濫平原和決口扇形地組成的現今黃河河床帶和古河床帶導致了岩相的突變。形成了相對高滲透性的淺部砂體，河水的不斷滲入形成了一些淺層地下淡水透鏡體，它們漂浮在微鹹水或鹹水體之上，隨著時間的推移，這些淡水透鏡體的體積可能會增大或縮小，甚至消失。
3.中深層地下淡水
中深層地下淡水系統系指，含水層頂板埋深大於60m，底板埋深180～370m。孔隙承壓淡水分布於官莊—陳橋—王屋—廣北農場一線以南，含水介質為中更新統和下更新統沖洪積物。在古村—廣饒—稻庄以南為全淡結構。該線以北為上咸下淡結構。小清河一帶上部鹹水底界埋深120m左右，向北逐漸加深。
圖4-2水文地質條件示意圖
圖4-3淺層水文地質剖面示意圖
圖4-4深層水文地質剖面示意圖
中深層承壓淡水含水層岩性，南部以粉細砂、細砂為主，局部有中粗砂，含水層厚40～50m，單井出水量一般大於1000m3/d。向北含水層顆粒由粗變細，含水層厚度由大變小。北部含水層岩性以粉細砂為主，含水層厚10～30m，單井出水量500～1000m3/d（局部地區單井出水量小於500m3/d）。
4.深層地下淡水
深層孔隙裂隙承壓水含水岩組含水層頂板埋深大於180～370m。含水介質為上新統明化鎮組上段碎屑岩類。孔隙裂隙承壓淡水分布於前劉—郝家—史口鎮—勝利電廠—廣利聯合站一線以南，該線以北在目前勘探深度（600m）內無承壓淡水。承壓淡水含水層岩性以中砂、中細砂及粉細砂為主，呈固結及半固結狀態，由南向北顆粒逐漸變細。南部砂層累計厚40～50m，單井出水量一般大於1000m3/d。北部支脈河以北砂層累計厚度小於30m，單井出水量一般小於500m3/d。深層孔隙裂隙承壓水與中深層孔隙承壓水之間有厚達30餘米的連續性較好的粉質粘土、粘土隔水層，二者之間水力聯系微弱。
5.淺層地下鹵水
沿渤海1855年以前的海岸線展布，賦存於第四系更新統海積沖積和海積地層中的地下水，其礦化度（TDS）高於50g/dm3，形成了淺層地下鹵水帶。鹵水是由埋藏海水蒸發濃縮而成，呈帶狀分布，寬度10～20km不等。東營市內面積為432km2，包括廣饒縣東北部、東營區東南部的一部分。一般埋藏於10～40m深的粉砂層中，厚3～10m，最厚30m，形成於8萬～10萬年前。在鹵水層之間，一般有弱隔水層，局部略具承壓性。淺層鹵水儲量豐實，易采，單井產量大，最大可達250m3/d，礦化度40～80g/dm3，最高116g/dm3，水化學類型為Cl-Na水，是東營市鹵水的主要開采區。據測算，東營市淺層鹵水儲量9.6×108m3。
6.深層地下鹵水
深層鹵水是古鹵水與鹽岩或石油地質構造有關的封閉型高礦化鹵水，屬原生鹵水。主要賦存在東營市東營凹陷深部2500～3000m處，以東營西城為中心，面積為700km2的第三系中。而且在鹵水下部3000～4000m處，面積為600km2，還埋藏有豐富質純的膏鹽、岩鹽礦層，為鹽鹵開發利用提供了豐富的資源條件。分布范圍東起辛鎮，北至勝利村，南至六戶—現河—郝家一線，西到利津窪子。該區18口井鑽遇岩鹽層，其中8口井己穿岩鹽層，埋深3000～4000m，平均厚度440m以上，最厚達1000m余。而在岩鹽層上部，普遍存在高濃度鹵水。據60口井統計，鹵水單層厚度一般在4m以上，有的厚達30m。坨深1井、東風10井等自噴出的鹵水總礦化度200g/dm3左右，深層鹵水的形成與地質構造條件、古地理環境、古水文地質條件有關。估算深層鹵水儲量達35×108m3。東營深層鹵水除含豐富的氯化鈉外，更重要的是含有較高的碘、溴、鋰、鉀、銫、硼、銣等微量元素。尤其是碘、溴、鋰、鈣工業品位已達到國家單獨開采和綜合利用的標准。
圖4-5地下水系統劃分剖面示意圖
7.地下微鹹水和鹹水
除全淡水區外，其他地區均有厚薄不等的微鹹水和鹹水分布，是黃河三角洲地區含水量最大的水體，含水層厚度自南向北增厚，到廣饒縣卧佛庄—丁屋—廣北農場一線以北在200m以淺已無地下淡水分布，微鹹水與鹹水連為一體，整個鹹水體呈一楔形插入南部淡水體中，而最終尖滅於全淡水區。礦化度20～40g/dm3，為氯化物硫酸鹽型水。在淡水與鹹水之間，由於上游淡水體的補給和混合作用，存在著微鹹水。總之，微鹹水和鹹水分布面積及體積巨大，漂浮在其上的地下淡水透鏡體不可比擬。
4.2.2地下淡水（微鹹水）補給、徑流、排泄條件及動態特徵
1.淺層淡水（微鹹水）補給、徑流、排泄條件及動態特徵
小清河南淺層地下淡水系統，主要接受大氣降水入滲補給、河渠側滲補給和田間灌溉回歸水的補給為主，還有區外從南向北的地下水側向徑流補給。補給量的大小，受控於降水量、降水強度、地下水埋深以及包氣帶岩性、地形、地貌等因素。淺層地下水主要從南向北徑流，人工開采是主要排泄方式。在廣饒南部井灌區由於目前淺層地下水大量開采形成了大面積區域下降漏斗。根據地下水0m等水位線，1997年漏斗面積為321km2。由於地下水力坡度加大，水位埋深增加，不但改變了淺層地下水天然流場，而且使淺層地下水垂向補給，大部分消耗在包氣帶地層中，減少了淺層地下水垂向補給量。同時，又是造成鹹水向南入侵的一個重要因素。沖洪積扇水文地質區，在石村—稻庄一線以北的淺層微鹹水區，水位埋深一般在2～5m，地下水以垂直運動為主。排泄方式主要為蒸發。地下水動態與當地氣象、水文密切相關，屬氣象—蒸發型。石村—稻庄一線以南的淺層淡水區，因大量超采，目前已形成區域下降漏斗，漏斗中心水位埋深30.25m，地下水由四周向漏斗中心水平徑流運動。主要接受大氣降水和周邊徑流補給。地下水動態為氣象—開采型。動態特徵主要受降水和人工開采量控制。年內，地下水動態變化的一般特徵是4～6月為地下水位下降期。由於春灌和降水少以及枯水期的農業大量開采，地下水位大幅下降。7～9月降水多，農業開采減少，地下水位回升，8月或9月出現一個小峰值。10～12月，降水少，小麥冬灌，水位波狀下降。1～3月較長時間無農業開采，地下水位上升。2月或3月地下水位達到年內最高值。
小清河以北，古黃河三角洲和近代黃河三角洲區，淺層孔隙潛水僅部分地區分布有淺層淡水和微鹹水。淺層淡水和微鹹水主要以大氣降水、黃河側滲補給、渠系入滲補給為主。根據同位素地下水年齡鑒定，大氣降水的補給主要是近40年的大氣降水補給為主。地下水的徑流，總的來說，以現代黃河河床為地下分水嶺，向黃河兩側方向及黃河下遊方向呈扇狀徑流。在近代黃河三角洲亞區，主要沿古河道帶和故道帶向北徑流。蒸發是地下水的主要排泄方式，有部分人工開采。淺層淡水和微鹹水以垂向運動為主。地下水動態主要受大氣降水、地表水、渠系入滲的影響。其動態特徵與氣象、水文等因素有關。地下水動態特徵主要為氣象—蒸發型。一般年內變化分幾個階段，每年3～4月春灌開始，地下水位開始升高，出現一個小峰值。5～6月，為枯水期，水位下降，6月底達到最低值。7～9月為豐水期，水位上升，8月水位達到最高值。10月至次年2月為調整期。
2.中深層地下淡水補給、徑流、排泄條件
在支脈河以南地區，中深層孔隙承壓淡水主要接受山前沖洪積扇由南向北的側向徑流補給。由於中深層承壓水含水層間均具有較穩定較連續且厚度較大的粘性土隔水層，因此含水層間水力聯系微弱，越流補給量較小。人工開采是主要的排泄方式。目前中深層孔隙承壓水已形成廣饒—石村為中心的一個南北向下降漏斗，根據-14m等水位線，1996年中深層水漏斗面積255km2。形成漏斗東西兩側中深層孔隙承壓水向漏斗中心方向徑流、補給。
中深層孔隙承壓淡水主要受區外側向徑流補給，以水平運動為主，徑流滯緩，其動態特徵與當地氣象水文條件等季節性變化無關，主要與開采區的開采強度有關。地下水動態特徵屬徑流—開采型。
支脈河以南地區中深層承壓水因人工大量開采，區內形成以廣饒縣城—石村為中心的南北向區域下降漏斗，改變了地下水天然流場，形成了漏斗周邊向漏斗中心補給。地下水以水平徑流運動為主。地下水動態特徵，年內高水位出現在3月，5～6月水位最低，7～9月水位又逐漸抬升。地下水位總體是下降趨勢。
3.深層地下淡水補給、徑流、排泄條件
深層地下淡水主要接受山前沖洪積扇平原側向徑流補給。由南向北徑流。人工開采是主要排泄方式。深層孔隙裂隙承壓淡水補給條件差，水平徑流滯緩，水交替作用微弱。牛庄地區，按-25m等水位線，1996年深層水降落漏斗面積為233km2。草橋地區，按-20m等水位線，1996年深層水降落漏斗面積為121km2。形成漏斗周邊向中心的徑流補給。深層孔隙裂隙承壓淡水的運動主要以水平運動為主。受人工開采強度控制。其地下水動態特徵為徑流—開采型。
目前已形成以草橋、牛庄為中心的區域下降漏斗，形成漏斗周邊向漏斗中心的補給，人工開采是主要的排泄方式。地下水動態主要受人工開采強度控制，年內2月份水位最高，5～6月水位最低，多年呈下降趨勢。
4.2.3水資源開發利用現狀、未來需水量及可供水量分析
1.水資源開發利用現狀
全市年均供水量（1991～1996年）141243×104m3，其中地表水131036×104m3，佔92.8%；地下水10207×104m3，佔7.2%。地表水供水量主要是黃河引、提水工程供水量，但引水時間與引水量大小與黃河季節來水量及當地降雨量密切相關，一般相機而供，多水多供，少水少供。1991～1996年東營市年均引黃河水量129822×104m3，佔全市年均供水量的92%，佔地表水年均供水量的99%。如表4-3。
表4-3東營市1991～1996年實際供水量統計表單位：104m3/a
註：各縣、區的供水量均含油田。
地下水供水受降雨量影響較大，降雨量大則農業開采量小，反之則開采量大。1991～1996年淺層地下水年均供水量8048×104m3，約佔地下水供水量的78.8%。中深層地下水年均供水量2159×104m3，佔地下水供水量的21.2%。東營市地下水年均超采2500×104m3。
按用途分，工業用水17918.6×104m3/a，佔12.7%，城鎮生活用水2962.9×104m3/a，佔2.1%，農業用水99632.2×104m3/a，佔70.5%，畜、牧、漁業用水3104×104m3/a，佔2.2%，農村生活用水4645.0×104m3/a，佔3.3%，其他用水12980.3×104m3/a，佔9.2%。
2.未來需水量
預測的需水量涉及對工農業發展的估計和用水定額等未定因素。東營市水利局按工業、農業灌溉、林牧副魚、城鎮和農村居民生活用水，對黃河三角洲地區需水量進行了預測分析，劃分高低兩個方案。如表4-4。
表4-4黃河三角洲地區需水量預測表單位：104m3
3.可供水量分析
東營市可供水源包括當地地表水、黃河客水和地下淡水、微鹹水。由於區內地表水受污染嚴重，水質較差，可利用量很小，近期不作為可利用量考慮。黃河客水可供水量分析考慮引黃時有4個限制條件：①汛期黃河來水量大於5000m3/s不能引。②含砂量大於30kg/m3不能引。③冰凌期引水天數按70%計。④由於渠道的限制，實際引水量較設計引水量小，僅為270m3/s，即為設計值的60%。以此推求黃河水資源可供水量（見表4-5）。
表4-5現狀工程條件下水資源可供水量表單位：104m3
根據東營市需水量預測和可供水量的計算及分析結果，分別按不同保證率時的高、低方案進行水資源供需平衡分析，2000年在保證率為95%時，高方案缺水88597萬m3/a，低方案及75%、50%保證率時均不缺水；2010年在保證率為95%時，高方案缺水293782萬m3/a，低方案缺水102025萬m3/a；在保證率為75%時，高方案缺水134134萬m3/a，低方案及50%保證率時均不缺水。
㈣ 地質中透鏡體是如何形成的
透鏡狀構造常見於構抄造破碎帶、礦體或夾石中．野外所見的透鏡體大的可達5 m～8 m，小的僅有2 rm ～3inn．在疊加有壓性、壓剪性構造活動的含礦構造帶中較發育，透鏡體旁側往往有平卧或傾豎褶皺相伴， 推斷透鏡體大多是壓性、壓剪性構造變形的產物.透鏡體的產狀與控礦構造帶一致，側伏角為15°～40°，但側伏向有所差異，成礦前和成礦期透鏡體向北西側伏，與河前庄斜軸傾伏向一致，而成礦後透鏡體則多向南東側伏，與後期強烈的左旋壓剪性改造有關。
㈤ 井田水文地質
井田山西組二1煤層是主要可採煤層，五3煤僅局部可采。根據地下水向礦井充水和供水的關系，以及水層在空間的分布特徵，共劃分7個含水層、5個隔水層。其中二1煤層頂底板直接含水層、底板間接含水層為主要含水層。現敘述如下：
（一）含水層（組）
1.上寒武統和中奧陶統灰岩含水組（Ⅰ）
由崮山組至馬家溝組組成，主要岩性為白雲質灰岩，出露於井田以南地段。崮山組厚層狀白雲質灰岩中部，在曹村至杜家門一帶見溶溝、溶槽、石芽等岩溶地貌，構成近東西向的岩溶發育帶（長2.7km，寬0.05～0.10km）；在白坪水泥廠附近有大溶隙（寬0.8～2m）和大溶洞（高4～5m），均被粘土、碎石塊充填。在長山組薄層狀白雲質灰岩中，西白坪白江河南岸見溶洞（兩溶洞相距7～8m，相互連通），洞高0.8～1.2m，走向南東，長數10m。勘探區揭露該含水層的鑽孔65個，其中厚度大於50m的12孔，最大厚度為111.14m（水9204孔見長山組17.59m，下崮山組93.55m）。其中溶洞7孔，佔10.8%，溶洞最高3.22m（副10309孔長山組中下部），洞內多有部分充填物，溶洞鑽孔分布於89～副103勘探線之間，標高411.55～163.30m。馬家溝組石灰岩分布於井田東南部和113勘探線以東，有8孔揭露，厚2.59～38.22m（11706孔38.22m）。含水層灰岩化學成分、電法資料表明，東白坪至南地之間埋深100～250m，為上寒武統岩溶發育帶。
在岩溶地層出露區西部有少數下降泉，流量0.325～2.30L/S，（標高461.64～382.78m），含水組有7孔漏水，漏失量1.02m3/h～全漏，單位涌水量0.00962～1.863L/S·m，滲透系數0.1567～5.85m/d，標高428.62～229.25m，為岩溶裂隙承壓水。含水組受岩性、古風化帶、斷層帶和埋藏條件等所控制，富水性極不均一（弱—強）。水化學類型為HCO3-Ca和HCO3-Ca·Mg水，水溫14～16.5℃，礦化度0.256～0.371g/L。含水組頂至二1煤底板平均間距72.60m，是底板間接含水層。
2.太原組下段灰岩含水組（Ⅱ）
含水層為L14石灰岩。有83孔揭露，灰岩平均厚13.63m（單層厚一般2～4m），103勘探線以東一般厚10～18m，以西9～16m，有東厚西薄的變化趨勢。見溶洞鑽孔4孔（占揭露鑽孔的4.8%），分布於副98勘探線以東，標高299.76～128.09m。其中副9903孔見7層溶洞，洞高0.20～3.13m，岩溶率達55.2%，被粘土全部充填。石灰岩化學成分，灰岩泥質含量（SiO2，A12O3，Fe2O3）由上至下變低，CaO含量增高，CaO和MgO比值增大。石灰岩質純、溶解度高，易岩溶化含水組地層在井田南部零星出露，泉水極少，流量0.100L/s。漏水鑽孔7孔，漏失量1.80～13.20m3/h，單位涌水量0.0021～0.00491L/s·m（井田東側11904孔單位涌水量0.374L/s·m），滲透系數0.0362～0.222m/d，水位標高407.31～263.01m，為岩溶裂隙承壓水。富水性由西向東增強，弱至中等。水化學類型為HCO3-Ca水，水溫14.5～16℃，礦化度0.316～0.470g/L，含水組頂至二1煤層底板平均間距45.60m，是底板間接含水層。
3.太原組上段灰岩含水組（Ⅲ）
L7灰岩及以上太原組平均厚16m，L7-9灰岩為含水層。揭露鑽孔96孔（揭露L8-9灰岩115孔），灰岩厚0～16.86m，平均厚9.41m。99勘探線以西一般厚5～10m，L7灰岩相變為砂岩地段厚2～5m；東部一般厚8～12m，有東厚西薄的變化規律。L9灰岩有73孔岩性為硅質菱鐵質泥岩，占揭露鑽孔的63.5%，平均厚0.59m。L8灰岩西部多為泥灰岩，平均厚2.34m。L7灰岩為厚層狀隱晶質含燧石結核灰岩，厚0～13.94m，平均厚8.26m，井田東部厚度大，層位穩定，西部變薄，部分相變為砂岩。L9和L8灰岩泥質含量高，其平均含量分別為45.6%和27.5%，L7灰岩CaO含量高，平均45.84%，L8，L7灰岩CaO和MgO比值在20倍以上。灰岩的化學特徵與上述岩性是相符的。L7灰岩有7孔溶洞，占揭露鑽孔的7.3%，L7-8灰岩漏水鑽孔16孔，佔16.7%。岩溶裂隙漏水孔分布於99～108勘探線之間，標高79.24～340.48m，形成岩溶裂隙發育地段，在150m以上岩溶發育，以下主要為溶裂。
以箕F31斷層為界，西部出露少量下降泉，流量0.014～0.615L/s，單位涌水量0.00487～0.164L/s·m，滲透系數0.080～1.90m/d，水位標高305.295～412.80m；東部單位涌水量0.353～0.664L/s·m，單孔抽水滲透系數2.93～9.44m/d，水位標高268.989～299.86m。東、南線導水性較強，其次為北線。地下水化學特徵，pH值7.40～8.30，礦化度0.307～0.471g/L，水溫15～17℃，水質類型為HCO3-Ca和HCO3-Ca·Mg水。綜合上述，箕F31斷層以西屬弱富水的灰岩裂隙承壓水，以東為富水性中等的岩溶裂隙承壓水。岩溶裂隙在空間的分布和富水性具有不均一的特徵。L8灰岩頂至二1煤層底板平均間距17.28m，為底板直接含水層。
太原組上段灰岩含水組地下水流場特徵：
（1）地下水天然流場
多孔抽水試驗以前，地下水長期觀測取得的天然流場。箕F31斷層的東部和西部具有截然不同的特性，主要有以下幾方面：
1）東部地下水等水位線稀疏，水力坡度1%～12.4%，沿斷層帶形成南西-北東向的地下水強徑流帶；
2）西部地下水等水位線密集，水力坡度8.4%～16.7%，地下水水位標高比東部高60m左右；
3）流場所反映的地下水流向，東部由南向北，自東向西；西部自西向東。地下水匯集於斷層帶後呈北東向徑流。
（2）地下水人工流場
多孔抽水試驗地，東部以副10211主孔為中心形成橢圓形的降落漏斗（長軸與箕F31斷層方向一致）；西部基本保持了地下水天然流場特徵。隨抽水時間的延長降落漏斗不斷擴大（動水位呈緩慢下降趨勢），恢復水位長達37～84d，說明地下水的補給條件較差。
4.山西組砂岩含水組（Ⅳ）
在二1煤層以上有4～5層細—粗粒砂岩（俗稱大占砂岩、香炭砂岩和馮家溝砂岩）為含水層。揭露鑽孔204孔，砂岩厚2.45～58.23m，平均20.11m。含水層出露於井田淺部低山丘陵地帶，泉水少，流量0.014～0.155L/s。據93孔工程地質編錄統計，岩心破碎至較破碎的58孔，佔62.4%，砂岩裂隙較發育，漏水鑽孔10孔，占揭露鑽孔的4.9%，漏失量1.00～12.00m3/h，單位涌水量0.0062～0.0181L/s·m，滲透系數0.0141～0.2974m/d（有3孔抽干），水位標高320.86～371.81m。水溫14～16℃，礦化度0.242～0.382g/L，水質類型為HCO3-Ca·Mg·K+Na和HCO3-Ca水。含水組富水性弱，屬砂岩孔隙裂隙承壓水，為二1煤層頂板直接含水層。
5.五3煤頂底板砂岩含水組（V）
根據煤層可采范圍內29孔統計，頂板含水層為細—中粒砂岩1～3層，厚0～15.8m，平均4.94m。泉水少，流量小於0.5L/s。有7孔漏水，漏失量0.84m3/h，全漏（構造裂隙漏水3孔，漏水量0.84～2.40m3/h，其餘4孔為老窯風化帶漏水）。底板含水層有細—中粒砂岩1～2層，多為透鏡體，一般厚1.00～17.76m，平均厚2.92m。10802孔漏失量2.40m3/h，10503孔老窯漏水，漏水量大於9m3/h。含水層為砂岩孔隙裂隙承壓水。
6.平頂山砂岩含水層（Ⅵ）
岩性主要為厚至巨厚層狀中—粗粒砂岩，平均厚69m。出露於單面山峰地段，有較多的下降泉水出露，流量0.091～2.883L/s。全揭露鑽孔12孔，含水層構造和風化裂隙發育，2孔涌水，流量0.28～0.35L/s，1孔漏水，漏失量4.00m3/h，為砂岩裂隙承壓水含水層。水溫13～17℃，礦化度0.212～0.326g/L，水質類型為HCO3-Ca及HCO3-Ca·K+Na水。含水層與採煤無關，可作為局部小水量供水水源點。
7.第四系含水層（Ⅶ）
分布於低山丘陵的溝谷中，為坡-洪積和沖-洪積物，平均厚7.10m。其中白江河谷一級階地堆積物，一般厚3～6m。含水層呈二元結構，上部為亞砂土含小礫石，下部礫卵石夾亞砂土、亞粘土，礫徑50～500mm，次圓—次稜角狀，分選差。泉水流量0.10～1.192L/s，水位埋深3～5m，含水層屬孔隙潛水，富水性弱至中等。水溫12～17℃，礦化度0.262～0.422g/L，水質類型為HCO3-Ca水。含水層在井田南部92勘探線至箕F31斷層之間的部分地段覆蓋於上寒武統。上石炭統太原組灰岩和下二疊統山西組砂岩含水層之上，對其有補給。
（二）隔水層
1.本溪組鋁質泥岩隔水層
井田有69孔揭露，厚2.26m，平均10.0m。層位穩定，是上寒武統和中奧陶統灰岩含水組與太原組下段灰岩含水組之間的隔水層。
2.太原組中段砂泥岩隔水層
L4岩頂至L7岩底之間的地層，有101孔揭露，厚14.0～54.0m，平均厚24.00m，泥岩類厚度佔65.8%。為太原組上、下段灰岩含水組之間的隔水層。
3.二1煤層底板隔水層
L8灰岩頂至二1煤層底之間的地層，有137孔揭露，岩性主要為泥岩類夾薄層泥灰岩、細砂岩、煤層，厚2.60～37.61m，平均17.28m。箕F31以西，淺部一般厚大於10m，中深部5～10m；東部變薄，一般厚5～10m。岩石抗拉強度平均2.1MPa。層位穩定，厚度變化較大，隔水性較差。
4.下石盒子組泥岩類隔水層
五3煤底板含水層以下的地層，厚約160m，岩性以泥岩、砂質泥岩為主，夾薄層砂岩和薄煤層等。厚度大，層位穩定，為良好的隔水層。
5.上石盒子組泥岩類隔水層
平頂山砂岩底至五3煤頂板含水層之間的地層（包括下石盒子組上部地層），厚約320m，岩性以泥岩類為主，厚度大，層位穩定，是良好的隔水層。上述隔水層中，二1煤層以下含水層之間的隔水層，在自然狀態下，井田西部隔水性相對較好，東部受斷層的破壞隔水性較差。
㈥ 礦井水文地質
（一）含水層
1.第四系砂、礫石孔隙含水層
本區第四系發育厚度為0～45.26m。上部為黃土或砂質粘土，厚0～45.26m，平均18.37m，對大氣降水對下部各含水層的淋漓、滲漏補給起阻隔作用。下部為砂礫石（或卵石）厚0～39.8m，平均7.65m，全區發育，其厚度變化主要受古地形地貌及現代流水堆積作用控制，基本規律為礦區北部較南部發育，東部較西部發育。該含水層主要由流砂、砂（卵）石組成，呈未膠結或半固結，導（富）水性較好，富含孔隙潛水。q=0.0074L/（s·m），k=0.0406m/d。水位標高225.15m，其水位水量變化動態不穩。與二1煤層間無穩定水力聯系，對二1煤層的開采影響不大，但在隱伏露頭地段，當開採煤層後形成的冒落破碎裂隙帶與該含水層溝通時，則構成直接充水水源。
2.二1煤層頂板砂岩裂隙含水層
二1煤層以上60m范圍內，為煤層采動後的冒落破裂影響帶，在該影響帶內發育的中粗粒砂岩含水層的承壓水，將首先充入礦坑，是二1煤層頂板的直接充水含水層。據統計，該范圍內發育的中—粗粒砂岩3～5層，主要為大占砂岩和香炭砂岩，厚0～32.87m，平均15.75m，該砂層組多為硅質膠結，緻密堅硬，裂隙較發育，但多被方解石脈所充填，多以頂板淋水形式向礦坑充水。
3.太原組上段灰岩岩溶裂隙含水層
主要由太原組上段灰岩組成，其中L7和L8灰岩較發育，層位較穩定，厚2～13.9m，平均6.32m。灰岩緻密堅硬，岩溶不發育，裂隙較發育，但多被方解石脈所充填。q=0.0024～0.038L/（s·m），k=0.015～3.72m/d，水質類型為HCO3-K·Na型。該含水層厚度小，出露及補給條件差，岩石空隙不發育，導、富水性差，且及不均一，但在斷層構造作用下，使其與下部強含水層產生水力聯系時，富水性則會相應增強，為二1煤層底板直接充水含水層。
4.太原組下段灰岩含水層
即指太原組下段L1-4灰岩，一般L1-3灰岩較發育，層位較穩定，厚4.75～23.79m，平均厚度10.08m。L2-4灰岩局部可相變為砂岩或與L1合並為一層，緻密堅硬，岩溶裂隙也不甚發育，且多被方解石脈或黃鐵礦細脈所充填，導、富水性較差。L1-4灰岩為一1煤層頂板直接充水含水層。
5.中奧陶統石灰岩岩溶裂隙含水層
該層厚度為2.05～73.5m，單位涌水量q=0.0141～18.79L/（s·m），滲透系數k=0.0285～119.27m/d。該含水層水水質類型為HCO3-Na·Ga或HCO3-Ga·Mg型，pH值為7.4～7.7，礦化度為0.574g/L。目前水位標高為171m左右（觀1孔資料），岩溶裂隙發育，補給條件好，富水性強，但極不均一，為本區重要含水層，是一1煤層底板直接充水含水層。
主採煤層和含水層關系詳見圖4-2。
（二）隔水層
1.石盒子組砂泥岩隔水層
自基岩風化面下至二1煤層頂板60m之間，厚100～300m，由泥岩、砂質泥岩、砂岩等碎屑岩組成，以泥岩、砂質泥岩為主，間夾數層中厚層狀粗粒砂岩含水層，富存有一定的水量。但各含水層挾持於厚層泥質岩之間，且距開採煤層較遠，又因含水層砂岩膠結緻密堅硬，在該段中起到骨架作用，相對增強了泥質岩層的抗壓強度，故該岩層段裂隙不發育，透水性差，再加上其在地表呈零星出露，補給條件不佳，岩段厚度大，抗壓強度較高，故能對上部第四系砂礫石潛水含水層和下部二1煤層頂板砂岩承壓含水層之間的水力聯系起到一定的阻隔作用。但在煤層露頭區或煤層開采引起導水裂隙高度較大時，可能會失去阻水能力，使得地表水和第四系砂礫石潛水充入礦井。
圖4-2 主採煤層與主要含水層示意圖
2.二1煤層底板砂泥岩隔水層
系指二1煤層底板至L8灰岩頂界之間的砂泥質岩段。據統計，厚度5.25～48.93m，平均為12.41m。岩層以泥岩、砂質泥岩、粉細粒砂岩為主，底部夾一灰岩薄層（或灰岩透鏡體），分布連續、穩定，其裂隙不發育，透水性差，隔水性能良好。由於該隔水層的存在，有效地防範了二1煤層在回採過程中太原組L7-8灰岩水直接湧入礦井。在局部地區由於斷裂構造和采動影響，其隔水性能相對降低。
3.太原組中段砂泥岩隔水層
太原組中段即自L7灰岩底至L4灰岩頂之岩段，平均厚46.95m，岩性以泥岩、砂質泥岩、細中粒砂岩為主。間夾灰岩層（L5），岩石裂隙不發育，透水性差，隔水性能良好，有效地切斷了太原組下部薄層灰岩與上部L7-8灰岩之間的水力聯系，使二1煤層底板的多個薄層灰岩復合式含水層之間的整體性和連續性大大減弱。同時，該隔水層的存在也有效地阻隔了奧陶系灰岩含水層與太原組薄層灰岩含水層之間的水力聯系。
4.本溪組鋁土岩、泥岩隔水層
由本溪組鋁土岩、鋁土質泥岩組成，厚度為0.58～16.65m，平均9.36m，其岩性緻密，強度中等，透水性差，具有良好的隔水性能，該隔水層的存在有效地阻隔了奧陶系灰岩水與太原組薄層灰岩含水層之間的水力聯系。但在斷裂破碎帶和沉積薄弱地段或受到采動破壞影響，該隔水層將失去或降低其隔水性能。
（三）地下水動態特徵
1.礦井涌水量逐年增加
大平煤礦1986年投產初期，年平均涌水量為134.44m3/h。1987年至1988年4月份，水量急劇增大至561.7m3/h，除因開采面積相應增加外，推斷有第四系潛水和老窯水成分。之後，涌水量恢復至150m3/h，並隨著回採面積的擴展，涌水量逐漸增加至2004年的424.6m3/h。大平礦歷年礦井涌水量曲線見圖4-3。
圖4-3 大平煤礦歷年礦井涌水量曲線圖
2.涌水量與大氣降水的關系
大平礦礦井涌水量與大氣降水密切相關，據多年統計資料，每年最大降水月份為7～8月，而礦井涌水量最大月份為每年的10月份，與最大降水月相比，相應延遲約2～3個月，最小涌水量為來年的7月份，表現出集中補給逐漸消耗的補給排泄特徵，大平礦月平均涌水量與降雨量關系曲線見圖4-4。
3.奧陶系灰岩水位變化趨勢
通過對1987～1992年13-補27孔奧陶系灰岩水位和1997年5月～2005年5月對觀1孔中奧陶統灰岩水位觀測，大平礦奧陶系灰岩水位呈逐年下降趨勢，降幅每年近1.5m（圖4-5，圖4-6）。中奧陶統灰岩水位由建井初期至今已經由199.88m下降至171.29m，表明該礦區地下水降落漏斗在逐漸擴展和形成過程中。
（四）地下水補給徑流排泄
區域地下水運移規律是由西北向東南流動，滎密背斜南翼及礦區西部山區是寒武系—奧陶系及石炭系含水層出露地區，為地下水之補給區，大氣降水滲入形成地下水後向東南方向運移，一部分由超化泉群及灰徐溝泉群泄出，其餘均運移到新鄭礦區的八千背斜軸部地帶由寒武系—奧陶系含水層隱伏露頭區排出泄入第三、四系沖積層中。
圖4-4 大平礦月平均涌水量與降水量關系曲線圖
圖4-5 13-補27孔奧陶系灰岩水位變化曲線圖
圖4-6 觀1孔奧陶系灰岩水位變化曲線圖
大平井田位於新密煤田西南，井田南、北、西三面環山，組成一個向東開闊的箕形匯水盆地，周邊為寒武系—奧陶系灰岩或二疊系碎屑岩組成的低山丘陵區。煤礦床隱伏於第四系沖、洪積扇堆積物之下，礦區地勢西高東低。大平井田構造特徵為一軸向近東西的向斜構造。礦區大致以大冶向斜為對稱軸由南北中馬家溝組、本溪組、太原組逐次出露，成為地下水的主要補給區，大氣降水是其主要補給來源。但由於礦區內溝谷發育，地表高差大，植被稀少，排泄條件好，故不利於地下水入滲補給。二1煤層頂板含水層與上部沖、洪積層之間有水力聯系，富水性較強。
井田內奧陶系灰岩水流向基本以地層傾向相同，由井田南、北、西三面向中心匯集，並由井田西南部流出井田。二1煤層頂板砂岩水及太原組灰岩岩溶裂隙地下水，主要以井下排水的形式進行人工排泄。
㈦ 地質中透鏡體的概念
簡單說說：一種砂岩結構，有透鏡的曲率結構，故名透鏡體。
透鏡體一般是變質作用形成的，也有的是固結成鹽的。一般是礦物、石油的勘探好向導。
㈧ 可利用的水資源是在什麼地方發現的
在塔克拉瑪干沙漠北面和東面，水的礦化度很高，每升水的含鹽量可達到數十回克甚至百克以答上，現有的凈化手段很難使它們淡化。這些地方，應該說是沙漠真正的缺水區。但這種「缺水」，不是沒有水，而是沒有可以利用的淡水。
在塔克拉瑪乾地區，也有淡水的存在，由於有淡水的定期補給，使潛水漸漸被淡化，所以也被稱為「沖淡型潛水」。但是，河水下滲的寬度是有限的，一般在200～500米之間，而在河流轉彎處的凹岸，水流沖力影響的寬度自然大一些，有時可達數千米。這些淡水聚集成紡錘狀，在水文地質上被稱為「淡水透鏡體」，但這種淡水透鏡體厚度不會很大，一般小於30米。找到這些淡水透鏡體，對開發沙漠的意義十分重大。
新疆水文地質部門在塔中油田附近找到了一處淡水，引起了新聞媒體大篇幅的報道。實際上，這處「淡水」是礦化度每升約一克左右的微鹹水，按現行飲用水標准衡量屬於下限，但對油田來說已經是彌足珍貴的了。希望塔克拉瑪干會發現更多的水資源。
㈨ 區域地質和水文地質背景
一、氣象水文
1.氣象
九里山泉域岩溶水系統地處中緯度地帶，屬大陸季風型溫暖帶半乾旱性氣候，四季分明。據焦作氣象站1952～2008年降水觀測資料（圖10-2），57年平均降水量為598.31mm，最大年降水量為1101.7mm（1955年），最小年降水量為243.3mm（1981年）。降水年內分配不均（表10-1，圖10-3），多集中在6月、7月、8月，占年降水量的75%左右，而12月、1月、2月降水總量僅佔全年降水量的5%。多年平均蒸發量為1774.2mm，是年降水量的三倍，其中以5月、6月、7月蒸發量最大，三個月蒸發量佔全年蒸發量的40%。多年平均氣溫為13.4℃，相對濕度為70%。最低氣溫出現在元月份，平均氣溫為-2.1℃，最高氣溫出現在6月份，月平均氣溫為27.0℃。
圖10-2 焦作市1952～2008年年降水量柱狀圖
表10-1 焦作市1952～2008年月均降水量統計表
圖10-3 焦作市多年月均降水量柱狀圖
2.水文
系統內河流有丹河、西石河、山門河、紙坊溝、峪河、新河、大沙河等（圖10-1），丹河屬黃河水系，其餘河流屬海河水系。丹河和峪河為常年性河流，其他河流均為季節性河流。
丹河發源於山西省高平縣境內，幹流長為162km，流域面積為3150km2。在系統內流經寒武-奧陶系灰岩岩溶發育區（圖10-1），漏失嚴重，河水成為九里山泉域岩溶水系統的重要補給源之一。其中後寨至後陳庄段是河水強烈滲漏河段，滲漏量1.284～1.734m3/s。丹河山路平水文站46年（1955～2000年）年均徑流量為7.34m3/s，最大徑流量為22.00m3/s（1956年），多年趨勢變化總體上呈階段性下降（圖10-4）。西石河、山門河、紙坊溝流經灰岩分布區，河流漏失嚴重，除豐水年有洪水流出山口外，其餘時間均無水流，常表現為干谷，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。
二、地形地貌
焦作市區北部為太行山區，南部為黃河、沁河沖洪積平原。全區地形整體上為西北高、東南低。北部山區地面高程200～1790m，地形陡峭，地面起伏大，河谷深切，岩石裸露，發育地表岩溶景觀。市區及市區南部為山前傾斜平原區，地面標高80～200m，地形略向南、南東傾斜，總體由北向南逐漸降低（圖10-5）。
在長期內外地質營力的作用下，形成了山地和沖洪積平原兩個一級地貌單元。根據地貌成因和形態特徵，山地和沖洪積平原可劃分為七個二級地貌單元。分述如下：
圖10-4 丹河山路平水文站年均流量動態變化曲線圖
圖10-5 焦作附近地形地貌衛星影像圖
1.山地
（1）構造侵蝕中山
分布於市區北部山西境內的晉廟鋪、柳樹口、奪火一帶，山體呈北東向展布，標高為1000～1790m，地形陡峭，溝谷深切，似峰林地貌。山體出露地層主要是元古宇變質岩。
（2）構造溶蝕低山
分布於寨豁、趙庄、西村、黑龍王廟一線以北，地面標高為500～1000m。地形起伏較大，溝谷深切。山體岩層多為寒武-奧陶系灰岩和白雲岩，地表岩溶發育，有溶隙、溶溝、溶槽和大型溶洞。
（3）構造剝蝕丘陵
分布於近山前地帶，標高為200～500m，山頂呈渾圓狀，山坡平緩。地表多出露中奧陶統灰岩和石炭-二疊系砂岩、泥岩。
2.山前傾斜平原
分布於山前一帶，由河流沖洪物堆積而成。分坡洪積斜地、沖洪積扇、扇前和扇間窪地、交接窪地等二級地貌單元。
（1）坡洪積斜地
不連續地分布於市區東北部的方庄、薄壁等近山前地帶，由重力和坡面水流作用堆積而成，黏土、碎石、卵石等組成的坡積物呈倒石錐狀或圍繞坡麓堆積構成坡積裙，坡積裙相連組成坡積斜地。
（2）沖洪積扇
在丹河、西石河、山門河、子房溝、翁澗河等河流的出山口處，間歇性暫時洪流堆積作用形成了一系列沖洪積扇。不同時期、不同河流的洪積扇相互重疊或相連，呈帶狀沿太行山前連成一片。組成物質為粉質黏土、黏土、卵礫石等。
（3）扇前窪地
分布於焦枝鐵路線以南至新河間的朱村—於村—牆南—待王一帶，為西石河、翁澗河、山門河洪積扇的前緣地帶，地形低窪，地面標高95～85m，微向東南傾斜。組成物質以粉質黏土、粉土為主，局部夾有砂層。
（4）交接窪地
分布於新河—大沙河一帶，為黃河、沁河的沖積平原與太行山山前沖洪積平原之間的交接窪地，由粉質黏土、粉細砂土組成。地勢低窪，地面標高100～90m，微向東南傾斜。
在山前沖洪積平原中上部，分布有十幾座煤礦。採煤引起地表下沉變形，地表形成塌陷坑。據調查，焦作礦區有較大的塌陷坑17個，塌陷面積近70km2。
三、地層與構造
1.地層
區域出露的地層有太古宇變質岩、震旦系石英砂岩、寒武系和奧陶系碳酸鹽岩，石炭系和二疊系煤系地層、三疊系砂頁岩、新近系砂泥岩、第四系鬆散沖洪積物。由老至新分述如下：
太古宇（Ar）：出露於山區峪河口、薄壁一帶，主要岩性為變質程度中等的片麻岩和混合岩，厚度大於1000m。
震旦系（Z）：分布於山區馬鞍石水庫一帶，與下伏太古寧呈角度不整合接觸。主要岩性為淺紅、紫紅色石英砂岩，厚度為100～500m。
寒武系（）：出露於丹河、峪河等深切河谷中，與下伏震旦系地層平行不整合接觸。總厚度為300～500m，分下統、中統、上統。下統主要為泥灰岩、泥質灰岩、磚紅色頁岩和砂岩，中統下部為紫紅色頁岩、砂岩，中上部為深灰色亮晶灰岩、白雲岩，上統是中厚層狀白雲岩。
奧陶系（O）：山區廣泛出露於地表；山前傾斜平原區則隱伏於石炭-二疊系之下，與下伏寒武系呈整合接觸。總厚度約500m，分中統、下統。下統出露於深切河谷兩岸，岩性為青灰色細晶白雲岩和硅質條帶或硅質團塊白雲岩。中統廣泛分布於山區，山前傾斜平原區除局部埋藏於新生代地層之下外，大部分埋藏在石炭紀地層之下。是一套碳酸鹽岩地層，厚度約400m。岩性主要是黑色、灰色厚層狀灰岩、白雲質灰岩和泥灰岩。
石炭系（C）：山區零星出露，山前平原區則隱伏於新生代地層之下，是一套由灰岩、泥岩、頁岩組成的海陸交互相沉積，含煤數層。厚70～90m。
二疊系（P）：隱伏於山前平原之下。岩性為砂岩、頁岩互層，夾可採煤層。厚度為70～120m。
新近系及第四系（R+Q）：據鑽孔資料，新近系下部為礫岩、泥岩、砂岩、灰岩互層，上部是黏土、砂礫石互層。第四系（Q）分布於山前沖洪積平原區，由礫石、砂、粉土和粉質黏土組成，沉積物厚度從北向南由薄到厚，顆粒由粗變細。前沖洪積平原上部（近山前）沉積物一般為粉質黏土、礫石層或粗砂層，中部一般為粉質黏土夾粉土或中細砂層，沖洪積平原前緣多為粉質黏土夾粉土或砂透鏡體。第四系地層厚度在近山前地帶小於50m；老城區為75～150m，局部大於200m；焦枝鐵路線南至新河一帶，厚為175～200m；新河至大砂河一帶，厚度大於500m。
區內分布的地層由於岩性不同，構成不同的含水介質。廣泛分布的寒武系和奧陶系灰岩和白雲岩岩溶裂隙普遍發育，富水性和導水性強，並具有很好的補給條件，富含岩溶水。石炭系薄層灰岩，岩溶裂隙較為發育，也富含有岩溶水。分布於山前沖洪積平原第四系沖洪積物，厚度大，砂卵石及砂層孔隙中，富含孔隙水。
2.構造
本區基岩斷裂構造發育（圖10-6），多為高角度正斷層。受斷裂構造控制，區內地層形成自北向南呈階梯狀下降的單斜式構造形式，地層傾角為10°20°。現將對岩溶水賦存和運動有控制意義的斷層簡要描述如下：
圖10-6 焦作礦區基岩斷裂構造綱要圖
（1）鳳凰嶺斷層
西起石河附近，與盤古寺斷裂相交，向東經丹河、瓦窯溝，在焦作北部沿太行山山前展布，地貌上構成山區與平原的分界線。過焦作後隱伏於新生界地層之下，向東經過王母泉、葛庄，至獅子營一帶尖滅，全長約70km。斷層呈東西向走向，傾向南，傾角70°～80°，為一正斷層，落差200～300m。該斷層帶岩石破碎，溶蝕裂隙、溶孔、溶洞發育，多個鑽孔揭露過直徑大於1m的溶洞，導水性和富水性強，是岩溶地下水的強徑流帶和富集帶，大型集中水源地（崗庄、閻河等）和大型岩溶水充水礦井（演馬礦）均處在該斷層帶上，各水源地取水量很大，但水位降深和影響范圍有限。
（2）朱村斷層
朱村斷層是盤古寺-新鄉斷裂的一部分，盤古寺-新鄉斷裂西起濟源克井盆地以西山區，向東經盤古寺、河口、柏山、焦作，直至新鄉市南部的郎公廟，全長約160km。呈東西走向，傾向南，傾角為60°～70°，北盤上升，南盤下降，落差700～1000m。斷層北盤的奧陶系灰岩岩溶含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，使岩溶水不能越過斷層向南運動，從而構成岩溶水的南部邊界。斷層帶岩石破碎，岩溶發育，斷層北側構造發育，斷層北側的岩溶水沿王封斷層、39號井斷層等北東向導水斷層滲流。
（3）九里山斷層
斷層走向北東，傾向北西，傾角70°。南東盤上升，北西盤下降，落差300～1000m。南東盤局部地段中奧陶統灰岩出露地表，形成北東向展布的殘丘，殘丘附近中奧陶統灰岩與第四系接觸，形成「天窗」。天然狀態下，殘丘附近曾是區域岩溶地下水的排泄中心，岩溶水以泉群形式集中排泄，20世紀50年代泉流量達12m3/s。該斷層也是岩溶水強徑流帶，演馬庄礦特大型突水後，岩溶水降落漏斗也沿斷層擴展。九里山斷層西南端與朱村斷層交會，中間被鳳凰嶺斷層截斷，東北端與方庄斷層交會，起到溝通各大斷層的作用。
（4）趙庄斷層
西南端與鳳凰嶺斷層斜接，向北東方向延伸，全長35km，傾向南東，傾角65°～85°。趙庄斷層和朱嶺斷層組成地壘構造，對焦作地區岩溶水滲流和分布有一定控製作用。斷層兩側岩溶水水位及動態明顯不同，北側為高水位區，斷層南側為低水位區，斷層兩側水位相差70～240m。
（5）方庄斷層
呈北西走向，落差200m，傾向南西，西盤上升，東盤下降。導水性強，該斷層西側的馮營礦多次突水，最大突水量85m3/min。該斷層與NE向展布的九里山斷層相交，來自北部山區的岩溶水沿方庄斷層帶和九里山斷層帶運動、富集。
此外，規模比較大的斷層還有39號井斷層、3號井斷層、天官區斷層、王封斷層、馮封斷層、黑龍王廟斷層、馬坊泉斷層等。
四、岩溶水系統邊界
九里山泉域岩溶水系統周邊均為隔水邊界，岩溶水有獨立的補給、徑流和排泄條件。
1.西北邊界
系統西北為丹河小山字形東南弧壓性斷層組成的隔水邊界，總體上北盤上升、南盤下降。在晉城孔庄白水河河谷地面可見主斷層帶內發育約80cm厚斷層糜棱岩，區域水文地質條件分析認為，水掌泉、三姑泉的出流與該斷層帶的相對阻水有關。
2.北部邊界
大致在丹河一帶，山字形構造前弧斷層壓性特徵減弱，在青天河水庫壩址北約2km可見斷層面，斷層帶內發育角礫岩（未見糜棱岩），南北兩側地層斷距約70m。經岩溶所水均衡計算，認為該段為潛流邊界，三姑泉域岩溶水系統內約有0.944m3/s潛流量補給九里山泉域岩溶水系統（崔光中，1993）。
3.東北邊界
東北邊界分別與三姑泉域岩溶水系統和太行山散流區岩溶水系統為地下分水嶺邊界。
4.東部、南部邊界
南部為朱村斷層，該斷層使中奧陶統含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，構成隔水邊界；東南部為碳酸鹽岩含水層埋深大致在1000m的滯流性隔水邊界。
5.西部邊界
西部邊界從山西晉城冶底—追山並沿逍遙河西側分水嶺構成與延河泉域岩溶水系統的地下水分水嶺或隔水邊界。
五、區域水文地質概況
1.含水岩組及富水性
依據含水介質特徵、儲水條件、地層時代和含水層富水性，區內含水層可以劃分為寒武-奧陶系灰岩岩溶含水層組、石炭系薄層灰岩岩溶含水層和第四系鬆散沉積物孔隙含水層組。
（1）寒武系—奧陶系灰岩岩溶含水層組
由寒武系中上統和奧陶系中統灰岩組成，總厚約900m，岩溶裂隙發育，富含裂隙岩溶水，是本區最富水的含水層。在北部山區呈裸露型，山前傾斜平原區掩埋於石炭-二疊系和新生界地層之下，呈埋藏型。岩溶發育程度和含水層富水性與岩性、構造、地形、地貌等條件有關。主幹斷層帶包括鳳凰嶺斷層帶、朱村斷層帶、九里山斷層帶和方庄斷層帶，是岩溶水地下強徑流帶和富集帶，岩石破碎，岩溶發育，裂隙密集，岩溶水沿這些主幹斷層富集、運動。鳳凰嶺斷層帶上分布著數個大型水源地，其中崗庄水源地，在0.05km2的面積上布有50個水源井，取水量超過2.5m3/s。鳳凰嶺斷層與朱村斷層之間的焦西礦區、鳳凰嶺斷層與九里山斷層相交構成的三角形區域即演馬、韓王、九里山、古漢山一帶，在東西向主幹構造控制下，北東向斷裂構造發育，造成岩石破碎，岩溶發育，並發育有溶洞，富水性強，是岩溶水極強富水區，單井出水量大於3000m3/d，最大可達16000m3/d。處於該區的演馬礦、九里山礦、王封礦等均是大型岩溶水充水煤礦，常發生大型岩溶水突水事故。方庄斷層和九里山斷層相會處附近即馮營、方庄一帶，奧陶系灰岩埋深小於500m，岩溶也比較發育，單井出水量1000～3000m3/d，是岩溶水強富水區。朱村斷層以南和焦東礦區的鳳凰嶺斷層以南，奧陶系灰岩岩溶含水層深埋於新生界和石炭-二疊系之下，岩溶發育微弱，富水性較差，是弱富水區。北部山區奧陶系灰岩出露於地表，岩溶水水位埋深大，岩溶發育程度和富水性具有不均勻性。
（2）石炭系薄層灰岩岩溶含水層
石炭系有5～11層薄層灰岩，其中第八層灰岩和第二層灰岩分布比較穩定，八灰厚為6～10m，二灰厚為4～21m，含裂隙岩溶水。八灰和二灰位於二煤（大煤）之下，距煤層分別是20m和70m，是煤層底板充水含水層。石炭系薄層灰岩地表露頭面積有限，直接接受大氣降水入滲補給量非常有限，僅在近山前及九里山、演馬礦一帶覆蓋在第四系鬆散沉積物地層之下，接受上部第四系孔隙水的越流補給。石炭系薄層灰岩雖然是煤層底板直接充水層，岩溶承壓水影響採掘生產，但沒有供水意義。
（3）第四系鬆散沉積物孔隙水含水層組
孔隙水主要分布於山前沖洪積平原區，含水層主要為砂礫石層或中細砂層，頂板埋深為20～40m。受地質、地貌和水文地質條件的影響，含水層富水性空間分布不均。丹河、西石河、山門河等河流的沖洪積扇上，含水層為砂礫石層，厚度20～50m，導水性和滲透性強，補給、徑流條件好，富水性最強。單井出水量扇體上部大於5000m3/d，扇體中下部為3000～5000m3/d。沖洪積平原的扇間區，含水層為砂、砂礫石，連續性差，常呈透鏡體狀，厚度為10～15m，導水性和滲透性較差，單井出水量為1000～3000m3/d。山前傾斜平原的前緣區，含水層為上更新統中細砂，單層厚度為5～10m，富水性差，單井出水量為500～1000m3/d。坡洪積裙區，含水層是坡洪積的碎石和礫石，連續性差，多呈透鏡狀，局部半膠結，富水性最差，單井出水量小於500m3/d。
2.岩溶水的補給、徑流和排泄
太行山區是岩溶水系統補給區，地表分布有大面積的寒武-奧陶系碳酸鹽岩，地表及地下岩溶發育，且山區大氣降水豐富，大氣降水入滲是焦作岩溶水重要補給來源之一。丹河常年有水，流經碳酸鹽岩分布區，河床滲漏嚴重，多年平均滲漏量為1.60m3/s。西石河、山門河和子房溝河流屬季節性河流，流經碳酸鹽岩分布區，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。地表水沿河滲漏也是焦作岩溶水的重要補給來源之一。
岩溶水在焦作北部、西部接受補給後，由北向南、東南以水平徑流方式向山前排泄區徑流匯集。趙庄斷層是一條弱導水斷層（圖10-6），岩溶水以趙庄斷層為界形成水位差達70～200m的地下水力陡坎。斷層北為高水位區，岩溶水水位與大氣降水同步變化，豐水期（9～10月）水位200～240m，枯水期（3～5月）水位130～160m，水位升降幅度與降水量大小成正比。斷層南是低水位區，岩溶水水位低，水位受大氣降水和人工開採的雙重影響，年水位變幅小，豐水期水位為80～85m，枯水期水位為70～80m，年水位變幅為10～12m。近山前地帶斷裂構造和岩溶發育，岩溶水循環徑流交替條件好，是岩溶水排泄-徑流區，也是岩溶水富集區。來自北部山區的岩溶水，沿鳳凰嶺斷層、九里山斷層、朱村斷層等強導水斷裂運動、富集，並形成岩溶水強徑流帶。區內分支斷裂及小構造也十分發育，相互連通，從而使山前地區的岩溶水具有統一流場和相似的水位動態。
天然條件下，岩溶水在九里山殘丘南側的奧灰「天窗」處以泉群形式集中排泄，在目前開采條件下，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。
3.孔隙水的補給、徑流與排泄
孔隙水補給來源有大氣降水入滲、農田灌溉水回滲和地下水側向徑流補給等。山前沖洪積平原區地勢比較平坦，地表植被發育，包氣帶岩性多為礫石、砂及粉質黏土等，滲透性好，大氣降水容易下滲補給孔隙地下水。因此，大氣降水入滲是孔隙水的重要補給來源之一。市區西部和市區東部農業區多用礦井排水灌溉農田，焦作南部農業區多採用城市污水灌溉農田，礦井水和污水沿渠道滲漏、農田灌溉水回滲也是孔隙水的重要補給方式。人工開采、礦井排水和地下蒸發是孔隙水的主要排泄方式。此外，在靈泉碑和小張庄，孔隙水還以泉和自流井形式向外排泄。
天然條件下，孔隙水自沖洪積扇上部向扇前緣徑流，徑流方向與地形坡降方向基本一致。在目前開采條件下，受煤礦排水和人工開采影響，孔隙水徑流狀態發生了變化，孔隙水分布區出現了水位深埋、含水層疏干區，水位降落漏斗區和水位穩定區。近山前地帶，因煤礦長期排水和人工開采，水位大幅度下降，水位埋深為30～60m，含水層處於疏干—半疏干狀態。老城區南部因集中開采已形成孔隙水水位下降漏斗，漏斗附近孔隙水由漏斗邊緣向中心運動。豐收路以南孔隙水，補給與排泄處於平衡狀態，水位穩定，地下水自西北向東南運動。
4.孔隙水與岩溶水水力聯系
孔隙水與岩溶水屬於兩個不相同的含水層系統，各自有相對獨立的補給、徑流和排泄條件。孔隙水主要分布於山前沖洪積平原的第四系沖洪積物中，含水空間是孔隙；岩溶水主要分布於奧陶系灰岩中，含水空間是裂隙岩溶。岩溶水補給區在北部山區，屬於遠源補給，大氣降水入滲和山區河流滲漏是岩溶水的補給來源。山前傾斜平原區是岩溶水集中排泄區，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。孔隙水的補給來源包括大氣降水入滲、農田灌溉水回滲、河流和溝渠地表水沿河滲漏等，補給區范圍與其分布范圍一致，屬於近源補給。排泄方式為人工開采、蒸發、泉排泄及地下徑流等。在山前沖洪積平原上，第四系沖洪積物孔隙水含水層分布在淺部，奧灰岩溶水含水層埋藏於石炭-二疊煤系地層之下，奧灰含水層之上有350～400m厚的石炭-二疊系砂岩、泥岩隔水層，奧灰岩溶水與淺層孔隙水一般無直接水力聯系。
在九里山—演馬礦一帶，由於九里山斷層北西盤下降，南東盤上升，使石炭系、奧陶系灰岩覆蓋在第四系鬆散地層之下，局部區域中奧陶灰岩出露地表，形成「天窗」（圖10-7），使奧灰水、孔隙水和薄層灰岩岩溶水相互間發生水力聯系。20世紀60年代之前岩溶水水位高於孔隙水水位，岩溶水在此直接出露成泉。目前，孔隙水水位高於奧灰岩溶水水位，孔隙水補給岩溶水。石炭系薄層灰岩在鬆散沉積物分布區有條帶狀露頭，孔隙水水位高於薄層灰岩岩溶水水位，孔隙水越流太灰岩溶水，順地層傾向流入九里山礦和演馬礦井田，以礦井排水形式排出地表。礦井水主要來源於太灰和奧灰岩溶水，礦井長期排水不僅造成岩溶水水位下降，也使九里山、演馬礦附近的孔隙水水位下降，並形成水位降落漏斗。因此，在九里山—演馬礦一帶，岩溶水和孔隙水有一定水力聯系。
圖10-7 焦作九里山奧灰與第四系沖洪積層「天窗」式接觸剖面示意圖
六、岩溶水水位及動態
岩溶水水位動態主要受山區大氣降水和人工開采（包括礦井排水）雙重因素的影響，隨開采量增加和降水減少呈階梯狀下降，自1952年至1993年上半年，水位呈台階狀下降，大致可劃分5個階梯；1994～2008年的水位動態主要表現為動態性的波動（圖10-8）。
圖10-8 焦作礦區歷年岩溶水水位動態曲線
第一階梯：1952～1964年，年均降水量734.3mm，岩溶水開采量小於1.50m3/s，水位標高在100～110m間波動，最高達到119m，高出九里山泉群排泄極限標高（95m），岩溶水在九里山奧灰露頭周圍以泉群形式排泄。泉水最大流量達到12m3/s。
第二階梯：1965～1970年，年均降水量512.4mm，降水量減少，礦井排水和自備井開采量增大到4.42m3/s，岩溶水水位在100～102m之間波動，略高於九里山泉口標高，泉水流量減小。
第三階梯：1971～1976年，年均降水量602.4mm，岩溶水開采量和礦井排水量增加到6.58m3/s，水位標高在90～100m之間波動。此間，九里山泉群開始出現斷流，並開始形成水位下降漏斗。
第四階梯：1977～1985年，年均降水量546.9mm，岩溶水開采量增至10.1m3/s，其中礦井排水量為8.7m3/s，水位降至80～90m，低於九里山泉口標高，泉水完全斷流。1980年9月焦作電廠崗庄水源地建成使用，開采量達到0.7m3/s。焦作第四水廠於1982年投入使用，開采量0.3m3/s。因集中開采岩溶水，出現了以崗庄水源地為中心的水位降落漏斗。
第五階梯：1986～1993年，年均降水量561.0mm，開采量達到達到峰值10.3m3/s，水位在70～90m之間波動。
1994年以來，王封礦、焦西礦和焦東礦相繼被關閉，礦井排水量出現了逐年遞減的變化。近年來，工作面煤層底板含水層注漿改造技術在焦作煤礦得到普遍應用，礦井排水量減小，但城市供水開采岩溶水量逐步增加，由此抵消了消減的礦井排水量，岩溶水開采總量仍然保持在較高的水平，在8.5～9.5m3/s之間，岩溶水水位在70～90m之間波動。此間，1996年和2003年降水量較大，分別達到746.8mm和859.0mm，當年岩溶水水位最高回升至95m，接近岩溶泉水排泄標高。
七、岩溶水水化學特徵
本區岩溶水屬於大氣降水、地表水溶濾-入滲型，其化學成分是水-岩相互作用的結果。太行山山區分布有大面積的碳酸鹽岩地層，岩石化學成分主要是CaO和MgO，在水和水中CO2共同作用下，碳酸鹽岩中的碳酸鈣、碳酸鎂等被溶於水中，從而使岩溶水以、Ca2+、Mg2+等離子為主，水化學類型以-Ca2+·Mg2+型為主。
東部山區岩溶水水化學形成環境和西部山區略有不同。在西部山區，奧陶系碳酸鹽岩地層之上覆蓋有富含硫化物的石炭-二疊煤系地層，大氣降水的淋濾作用將煤系地層中的硫化物溶於水中，隨入滲水流進入到岩溶水中，致使岩溶水含量較高，水化學類型演變為·-Ca2+·Mg2+型。這種類型岩溶水分布於寨豁—西張庄—李封以南、焦作電廠以西，水中化學成分以、、Ca2+、Mg2+為主，固化物、總硬度和各種離子含量，特別是含量均明顯高於東部。東部山區，奧陶系—寒武系碳酸鹽岩地層上基本沒有煤系地層覆蓋，大氣降水、地表水通過岩溶裂隙補給岩溶水，水中含量不及西部地區，水化學成分主要是、Ca2+、Mg2+，水化學類型一般為-Ca2+·Mg2+型。
八、地下水資源概況及開采利用現狀
1.地下水資源概況
焦作的地下水資源由岩溶水和孔隙水組成，以岩溶水資源為主。據河南省第一水文地質工程地質大隊「河南省焦作市東小庄水源地水文地質勘查報告」（1989年），焦作地區地下水天然資源總量為10.758m3/s，其中岩溶水為8.09m3/s，相當於25512.6萬m3/a；孔隙水為2.668m3/s，相當於8413.80萬m3/a。
2.地下水資源開采利用現狀
焦作市開發利用地下水的形式有：供水總公司大型水源地集中開采、廠礦自備水源地（水源井）集中或分散開采、礦井排水和郊區農業分散開采四種（表10-2）。
表10-2 焦作市規劃區2008年地下水開采現狀統計表 單位：萬m3/a
焦作市供水公司現有水廠六座（第三水廠於2001年4月停產），以開采岩溶水為主，並利用少量群英水庫地表水，其中以第七水廠（東小庄水源地）和第二水廠（周庄水源地）開采規模較大。2008年供水公司開采岩溶水4348萬m3。
焦作城區共有廠礦自備水源井224眼，其中岩溶水開采井96眼，孔隙水開采井128眼。岩溶水的開采主要集中在焦作電廠（崗庄水源地46眼井）、愛依斯萬方電廠（待王水源地14眼井）、化工三廠（6眼井）、熱電廠（4眼井）、中州鋁廠（14眼井）和化工總廠等企業，孔隙水的開采主要集中在造紙廠、平光廠、中州機械廠、化工一廠、輪胎廠和化工二廠等企業。2008年自備井開采地下水4403萬m3，其中開采岩溶水3533萬m3，開采孔隙水870萬m3。
焦作礦區現有大型煤礦9座，主要分布在焦東礦區，2008年礦井排水總量為5.97m3/s，相當於18827萬m3/a，扣除20%的重復排水量，實際抽排地下水15062萬m3/a，其中岩溶水為12050萬m3/a，孔隙水3012萬m3/a。
近郊農村農民生活用水、農田灌溉用水和鄉鎮企業生產用水開采孔隙水約為4600萬m3/a。
岩溶水開采量為19931萬m3/a，低於岩溶水天然資源量；孔隙水開采量為8482萬m3/a，略高於孔隙水天然資源量。岩溶水尚有一定開發潛力，而孔隙水則處於超采狀態。
㈩ 水文地質條件的影響
研究區處於黃河沖積平原，全區均為第四紀鬆散地層堆積，地下水就賦存在這些厚度巨大而分布廣泛的地層孔隙中，鬆散岩類中地下水的賦存條件，主要取決於含水層分布范圍的大小、厚度、顆粒的粗細和結構的緻密程度。一般來講，含水層分布面積廣、厚度大、顆粒粗、結構疏鬆，賦存條件就好，反之就差。本區各時代含水層從上到下，時代由新到老重疊覆蓋，孔隙率也由新到老逐漸變小，這是因為時代新的壓密程度較低，較鬆散，時代老埋藏深，壓密程度高，故地下水賦存條件由新到老逐漸變差。
黃河沖積平原淺層水由於古黃河多次改道古河道分布面積廣大，砂層顆粒粗，厚度大，結構鬆散，孔隙大，這對地下水的賦存與分布是極為有利的條件。西部條形崗地淺層水由於含水砂層顆粒細，厚度小，或者無砂層，地下水賦存條件較差。
深層地下水在不同地區、不同深度都埋藏有較厚的中粗砂、中細砂含水層，給地下水的存在和富集形成了較大的空間，地下水缺少儲存的空間，而在300m深度以下有厚層的中粗砂含水礫石，其賦存條件較好。
研究區含水層的岩性、地下水的埋藏深度以及地下水的補徑排對氟的遷移富集起很重要的作用，以下將分別進行闡述。
（一）含水層岩性的影響
研究區含水層岩性決定含水層的透水能力，而含水層的透水性好壞往往又決定地下水交替的快慢。如果含水層的透水性好，包氣帶的淋洗水進入含水層後，可及時被帶走，有利於土壤的脫鹽；另外由於徑流條件好，地下水交替積極，潛水的礦化度往往也相對較低。反之，如果含水層的透水性差，來自包氣帶的淋洗水難以排走，導致土壤向積鹽方向發展，造成土壤的鹽漬化。例如，在一些乾旱、半乾旱地區，雖然潛水埋藏深度小於支持毛細帶的最大上升高度，但潛水含水層（砂礫石層）透水性極佳，往往見不到鹽分聚集現象。
另外，含水層由粒徑較細的顆粒（如黏性土）組成時，這些細顆粒的物質可以吸附周圍環境中的氟，使含水層中氟的背景值變大，這時在一定的水化學條件下進入地下水中的氟也會相應地增多，容易出現高氟地下水。
在研究區北部、東部以及南部的大部分地區為黃河沖積平原、古河道主流帶地區，含水層上游以含礫石、中粗砂為主，下游以中細砂為主，為黃河古河道河床相堆積。含水砂層頂板埋深上游10m左右，下游可達20m。覆蓋層岩性為亞砂土夾亞黏土，局部為粉砂，與下層含水層構成上細、下粗的「二元結構」。在古河道主流相和泛流相沉積中易形成這種典型的二元結構，為黃河沖積平原分布面積最大的含水層類型。上部為亞砂土、亞黏土等組成的弱含水層，下部為穩定的含水砂層。主流相含水砂層，以細砂、中細砂、中粗砂為主，厚度一般為10～35m，以HCO3-Ca，HCO3-Ca·Mg，HCO3-Na·Mg，HCO3-Mg·Na型水為主，氟含量一般小於1mg/L。
中牟縣蘆崗、大馬寨，開封縣榆園、三里寨、半坡店，杞縣城南—裴庄店，通許縣城南—太康縣楊廟，扶溝縣呂潭—太康縣、鄢陵板橋、縣城—馬欄，尉氏縣朱曲及臨近條形崗地的黃河沖積平原的邊緣地帶，屬於泛流帶和泛流邊緣帶沉積。含水層顆粒細，厚度比較薄，地下水徑流條件較差，因而水質也比主流帶差，易形成高氟地下水，水化學類型為HCO3-Na·Mg型水，HCO3·Cl-Na·Mg·Ca型水，HCO3·SO4·Cl-Na·Mg型水，局部地區為SO4·Cl-Na·Mg型水，礦化度較高，一般為1～3g/L的微鹹水。
（二）地下水埋藏深度的影響
地下水的埋藏深度影響潛水蒸發能力的大小，當地下水位埋深不大時，潛水的蒸發作用強烈，容易引起毛細上升，深層的地下水進入淺層，而潛水又被大量蒸發而濃縮，從而使氟離子含量升高。
地下水埋藏深度對高氟富集的影響在前文中已有闡述，在此不再進行贅述。
（三）地下水補徑排的影響
1.地下水的補給
研究區地下水的補給分為垂直補給和水平補給兩種，而以垂直補給為主。垂直補給以大氣降水為主，其次為河流、渠系及灌溉回滲補給。大氣降水的補給與降水量大小、降水強度、包氣帶岩性、土壤含水量、地形條件、地下水位埋深及植物等因素有關。這些因素不同程度地影響降水入滲補給量的大小，但在一般情況下，降水入滲補給量隨降水量的增加而增大，隨地下水位埋深增大而減少，包氣帶岩性越粗、地形越平坦、地下水徑流越遲緩、土壤含水量越少、植被越密集則補給量越大，反之則越小。
本區廣大平原區地形平坦，地表徑流遲緩，岩性以亞砂土為主，地下水位埋深為3～4m，部分為1～2m，少數為4～6m，這對降水補給十分有利。尉氏縣西部條形崗地，起伏較大，地表徑流較好，降水補給條件稍差。
本研究區的地下水主要補給來源為大氣降水，其次在雨季部分河流補給地下水，旱季則排泄地下水。地下水位埋深較淺，對降水補給十分有利。隨著降水入滲，包氣帶中的含氟組分在溶濾作用下隨之遷移到地下水中。
2.地下水的徑流
地下水水平徑流條件較好，有利於氟的遷移擴散，水氟含量較低；水平徑流滯緩，則為氟的累積富集提供了有利條件。
研究區內的條形崗地，包括尉氏縣西部崗地以及召陵崗地帶，由於地形起伏大，地下水徑流條件好，不利於氟的富集，故形成礦化度低的淡水；而東部廣闊的黃河沖積平原，地形平緩，地下水徑流緩慢，尤其是崗間的帶狀窪地、槽形窪地、碟形窪地等微地形、地貌，地下水流動滯緩，又屬於地下水的排泄匯聚點，故易形成高氟地下水。
淺層地下水徑流受地形、補給來源和含水層岩性的控制，研究區西部崗地（主要分布在中牟縣黃店和尉氏縣大橋以西）地形起伏較大，水力坡度也較大，自西向東、東北、東南呈放射狀緩慢向下游流動，水力坡度為1/200～1/1000，地下水的徑流相對較強，有利於氟的遷移。其他沖積平原地形平坦，地下水水力坡度上游為1/2000、下游為1/4000～1/6000，順地面坡降由西北向東南流動，地下水的流動相當滯緩，容易造成氟的富集。
在平原區內，受微地貌和古地形的影響，往往形成局部的高氟和低氟地下水區。例如，在黃泛平原區，古河道分布較廣，徑流條件較好，形成局部的高滲透性透鏡體，氟在地下水中的含量就比較低。而在徑流條件差的閉塞低窪區，經過長期的水-岩作用，礦化度較高，促使氟向該處集中。
3.地下水的排泄
蒸發是研究區地下水排泄的主要形式，由於包氣帶岩性和地下水埋深均不同，其蒸發強度也不相同。我國蒸降比為1的地帶可以大致看作高低氟地下水的分界區，蒸降比越大，水氟的濃縮特徵越明顯，這種濃縮特徵在以鬆散均質沉積物構成的平原區尤為顯著。在地下水位埋深為1～2m的地區，蒸發量最大，地下水位埋深在4m以下的地區蒸發量微小。研究區蒸降比達到2，地下水位埋深一般2～4m，部分地區1～2m和4～6m，地表岩性尤以亞砂土為主，毛細管作用強烈，蒸發量大，十分有利於氟的濃縮富集。
綜合各方面因素可以得出：地下水補徑排條件不同，對氟富集的影響不同。可歸結為：補排類型為入滲-蒸發型的地區，有利於氟的濃縮富集，常為高氟地下水分布區。該地區主要分布在水位埋深小於2m的地區，面積較小，以降水入滲補給為主，其次為河渠水與灌溉水的補給；地下水水平徑流滯緩，或崗間窪地地帶的地下水匯聚點。開采水平極低，蒸發是地下水的主要排泄方式，地下水位埋深淺、含水層岩性細，有利於地下水的蒸發，易形成高氟地下水。反之，則不易形成高氟地下水。