水文地质特征有哪些
Ⅰ 水文地质条件分析
依据水文地质的调查分析，主要分析是否有井泉露头，水位、补给的源头是内什么？含水层的厚容度和岩性？区域水文地质的特征如何？地质资料的分析注意地层岩性的特点和导水性、渗透性、保温性、热导率等指标，基本判断该区断裂的分布和走向，可能赋存地下水的地质条件和特征。
Ⅱ 水文地质特征
5.3.1 井田水文地质特征
井田位于车轴山向斜的东南翼，从区域水文地质条件分析，整个车轴山向斜位于开平煤田的西北部，自成一独立的隐伏向斜，向斜上部被松散的巨厚第四系冲积层覆盖，车54、车60钻孔以北为厚度小于180m的宽缓平台，向南逐渐增厚，到南部边缘厚度达到650m。第四系底部卵砾石层埋深105～155m，厚约10～25m。该含水层水量充沛，构成各煤系含水层的补给水源。石炭-二叠纪煤系含水层位于第四纪冲积层之下，地下水主要赋存于砂岩裂隙之中。下伏中奥陶统灰岩，裂隙、岩溶发育，含水丰富。
5.3.1.1 矿井含水层概述
表5.4为东欢坨井田含水层的主要分布。
表5.4 东欢坨矿区含水层特征表
据含水层的赋存特征，井田存在着三大含水系统:第四纪冲积层孔隙承压含水层、石炭-二叠纪砂岩裂隙承压含水层和中奥陶统灰岩岩溶裂隙承压含水层。其特征分述如下:
(1)第四纪冲积层孔隙承压含水层(VII)第四纪冲积层覆盖于含煤地层之上，全区分布，不整合于古生代地层之上，北薄南厚，较均匀地渐变。第四系全为松散沉积物，此孔隙含水层水量充沛，含水性强，但变化较大。
(2)石炭-二叠纪砂岩裂隙承压含水层(VI～II)石炭-二叠纪煤系含水层以倾伏向斜的形式伏于新生代松散层之下，地下水主要储存于泥质或硅质胶结的厚层中、粗砂岩的裂隙之中。
(3)中奥陶世灰岩岩溶裂隙承压含水层(I)奥陶纪灰岩含水层呈平行不整合于含煤地层之下，通常在第四系底部卵砾石层与之直接接触地区，岩溶比较发育，在顶部的裂隙和溶洞中多有砂、砾石和粘土质充填。其中12-2煤底板含水层组是以奥灰水和底卵水为水源的强富水性含水层，主要包括:12-2煤～14-1煤强含水层组(IVa)、14-1煤～K3强含水层组(III)和奥陶纪石灰岩含水层
(I)，其中石炭－二叠纪砂岩裂隙承压含水层中12-2煤～14-1煤强含水层组为12-2煤底板直接充水含水层。
(1)12-2煤～14-1煤强含水层(IVa)
本段厚约40m，岩性以细砂岩为主，粉砂岩次之，夹中砂岩。顶部有一层4～10m厚粉砂岩或泥岩弱透水段，12下煤位于该段中部。含水细砂岩和粉砂岩位于12下煤层顶底10～15m范围内，其区域特点是透水性强。由于水源补给程度差异，在－500水平中央采区和西南采区浅部属强含水段，东南采区属中等含水段。强含水部位单位涌水量为1L/s·m，中等含水部位单位涌水量为0.57L/s·m。－230水平井底车场南北两端单位涌水量为0.7～0.9L/s·m，渗透系数为0.079～9.610m/d。水质类型为HCO3-CaNa型或HCO3-CaMg型，水温17℃。通过疏水钻孔的疏放分析，认为该含水层水可疏降。静水位标高:1958年为+20.89m(车42孔)，目前本含水层水位标高为－21～－160m左右。
(2)14－1煤～K3强含水层(III)本段厚约50m，岩性以粉砂岩为主，与细砂岩、泥岩互层;K3灰岩为该段顶板，平均厚4m，质纯，未见岩溶。在地层浅部据老风井掘进与东观29、东观37孔钻探揭露，K3在其顶面形成空腔，有黄泥残积充填，应为溶蚀作用和煤系风化产物。东观38孔在－560m标高见此层，顶面并无黄泥，但K3底10m段落内为强含水部位。抽水试验揭露单位涌水量为1.1L/s·m，与老风井马头门探水与涌水条件相似。K3顶、底板是出水部位，而且本段与上段含水层水基本一致(即无隔水地层)，本段其余地层弱透水。水质类型为HCO3－CaMg型，水温18.5～19.5℃。
(3)奥陶系灰岩含水层(I)此段不整合于含煤地层下。本区揭露此层的有12个钻孔，除车59、车43两钻孔揭露较厚(97.38m和73.26m)外，其他钻孔一般揭露厚度多小于10m，但其厚度被推测为大于400m。通常第四系底部卵砾石层与之直接接触的地区，岩溶比较发育，在顶部的裂隙和溶洞中多有粘土质和砂、砾石充填。渗透系数为3.405～10.385m/d，单位涌水量为0.799～1.794L/s·m，水温19.5℃，水质类型为HCO3－CaMg型。本层含水性较强，是一良好的供水层位，但对矿井深部的开采存在很大威胁。1958年的静水位标高为+22.26m(车43孔)，目前本含水层水位标高为－16m左右。
5.3.1.2 矿井隔水层概述
本区弱或极弱透水性地层或密集为层系或独立成层。撇开构造因素，仅就岩性区分，自上而下有:
(1)A层及其附近铁铝质粘土岩
A层以上发育为3～4层，层间距为4～20m，层厚度为3～8m;A层以下80m段距内发育4～5层，层厚小于2m。A层以上段落及以下段落的粘土岩均为弱透水层。
(2)煤5～煤12－2层间沉凝灰岩，各类泥岩，高岭土质砂岩
沉凝灰岩和高岭土质砂岩分布在煤8、煤9近旁以及煤12－1～煤12－2之间，遇水膨胀、裂隙弥合，是极弱透水层。层厚由2～28m不等。各类泥岩层薄，主要赋存在煤8以上与煤12－2近旁，构成煤层直接顶底板。
上述类别岩石连同煤层本身构成了水源不足的层间承压水顶底板。这种含、隔水层密集相间的层系结构形成了垂向径流纤弱的整体阻水效应。因此，煤5以上和煤12－2以下可以水源为背景，分为缺乏垂向联系的两大含水层组。
(3)G层铝土质粘土岩
其厚度随着奥灰剥蚀面起伏变化，大都小于10m。位于煤层基底的G层铝土质粘土岩是稳定的区域隔水层。该层是阻止奥灰水侵入煤系的第一道屏障;复结构的14煤及其粉砂岩与泥岩互层则是第二道屏障。
根据对矿井水文地质条件的综合分析，12－2煤底板主要隔水层为G层铝土质粘土岩。
5.3.2 断层导水性
东欢坨矿区在建井期间共发现106条断层。此外，通过三维地震勘探发现8条断层，其中有4条断到奥陶系在岩。实践证明:矿区绝大多数断层导水性较差，甚至不导水。但在北一，通过对由三维地震勘探给出的断层F3'、F5'进行井下钻探，表明它们导水，水量充足，且与12－2煤底板含水层及5煤顶板含水层有十分密切的水力联系。由于工程限制，对由其他三维地震发现的断层并未做钻探，但并不排除这些断层的导水可能性。
5.3.3 矿井充水条件
5.3.3.1 矿井的充水水源
(1)大气降水、地表水
大气降水、地表水均是井田内地下水的主要补给来源，它们分别通过基岩裸露区及风化带渗入补给，并顺层径流。但在此地区受地形及基岩裂隙发育程度的控制，补给量有限。
大气降水:本区属大陆性季风气候，每年降水多集中在6～9月份，其他时间降水很少。大气降雨通过下渗补给第四系底卵石含水层，通过顺层和垂向补给其他含水层。根据冲积层水文地质剖面图及有关资料，冲积层内含有3个岩性以粘土、亚粘土为主的隔水层，这3层隔水层，沉积比较稳定，隔水性能较强，阻隔了大气降水的向下补给，下渗补给量较小。因此，大气降雨对下部含水层及矿井涌水量不会造成明显影响。
地表水:井田范围内无地表水系存在，仅有两条排水渠。一条向东排至猪笼河，另一条向西排至泥河。两条河流均远离矿区，故地表水系对矿井涌水量无影响。
另外，本区内第四系松散地层中第三隔水层厚达10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土层断开，阻隔了大气降水和潜水的向下补给。
因此大气降水、地表水和潜水对矿井涌水量影响甚小。
(2)含水层水
井田内的三大含水系统———第四纪冲积层孔隙承压含水层，石炭、二叠纪砂岩裂隙承压含水层和中奥陶纪灰岩岩溶裂隙承压含水层。
(3)老空水
在建井、水平延伸、新区域施工及最上方煤层回采中，充水水源主要为含水层水。而在下方煤层回采中，老空水就成为了主要充水水源。
在本矿井生产过程中，由于工作面的布置、顶底板的岩性特征及涌水等因素，在采空区或废巷有可能存在不同形式的积水。一旦施工工程接近、揭露或冒落带达到这些积水，便可涌入井巷，发生老空区突水事故。老空区突水具有来势猛、破坏性大的特点，往往是瞬间大量积水溃入工作面，形成灾难性事故。
本矿井4个主要可采煤层，其间距为8～12m，属煤层群开采。下一煤层开采时，其导水裂隙带远远大于煤层间距，这样当上方采空区或老巷道存有积水、动水时，这些积水、动水会顺裂隙进入工作面，成为突水水源，若水中再夹杂煤渣、岩碴形成煤矸泥，对下方工作面威胁更大。
基于以上原因，同时受地质条件所限，仅在中央及北一两个采区内回采，所以生产阶段主要是存在老空水的威胁，防治水工作也主要是对老空水的探放。如:2192下风道在掘进及回采前对上方2182上采空区积水进行探放，共疏放积水1728m3;2118工作面在掘进及回采前对上方2196采空区及老巷道进行探放，前后共放出积水及动水4.3万m3;另外2192上、2094、2116等工作面在掘进及回采前均进行了探放，证明存在老空水。由于采取了超前的探放水工作，十几年来未因老空水隐患出现水害事故。
老空水是长期积存起来的，多为酸性水，有较强的腐蚀性，对矿山设备危害甚大。老空区突水时，水势猛，破坏性大，如与其他水源无联系，则突水可急剧减弱。通过确定充水水源，有利于更有效地为防治水提供资料。
5.3.3.2 矿井充水通道
通过近十年的生产实践，东欢坨井田范围内充水通道主要有以下3种方式:
(1)直接揭露含水层
根据开采煤层与含水层的关系，可分为直接充水水源和间接充水水源。从目前矿井的开采区域看，直接充水水源为A0～A、A～5煤顶、12煤～14煤含水层组。
在煤矿生产中，有些工程必须穿越含水层。当巷道直接揭露这些含水层后，含水层水将会进入矿井。如本矿－500水平轨道中石门及－690水平轨道中石门，按设计其由A0～A含水层，穿越A下80m含水层、5煤顶含水层直到12－1煤。这样当巷道揭露含水层时，均发生了涌水，其中5煤顶含水层最大出水点达到10.26m3/min。
(2)断裂带导水
本井田构造发育。通过建井及生产阶段来看，大部分断层未与含水层导通或不导水，但是有些断层则表现导水或揭露时未导水，但由于扰动影响成为导水断层。如2182上工作面在风道掘进时遇一条落差为2m的F138正断层，未出水，但回采至该断层时，又发生了突水，水量0.55m3/min;－230水平北二顶板绕道利用管棚技术顺利通过F2(落差35m)断层组，一年半后发生了迟到突水，最大涌水量3.0m3/min，并伴随有大量的黄泥、卵砾石等物，判断为导通冲积层水。
(3)采矿造成的裂隙通道
巷道掘进和工作面回采时，都会对原有围岩产生影响，当产生的裂隙导通含水层或其他水源时，这些水也会顺采动裂隙进入矿井。大部分回采工作面出水均属此种通道。
Ⅲ 水文地质条件
1.含水层及其特征
在矿区，地下水含水层系统包括侏罗-三叠系阿加德兹群砂岩含水层系统和二叠系伊泽固安达组长石砂岩含水层系统。
图8-9 研究区花岗岩的分布与铀的来源示意图
第一含水层系统侏罗-三叠系阿加德兹群砂岩层在阿泽里克穹窿中部缺失，主要分布在以穹窿断裂构造带为界的外部地区。在穹窿西翼、北翼和东翼，阿加德兹群砂岩层均出露地表，呈狭长带状，与大气降水相连，在雨季有一定的降水补给。该含水层受穹窿和断裂构造作用的影响，地下水在部分地段富存。在穹窿东翼，阿加德兹群砂岩与其顶部阿萨乌阿组砂岩出露地表，区域断裂形成的次级断裂和裂隙发育，成为导水和阻水构造，在其附近形成泉群。阿泽里克村附近的泉群就是在次级断裂裂隙的导通下出露地表形成众多涌泉。在穹窿北翼，IR矿床区，该含水层埋深达200m以上。在穹窿西翼和西北翼G矿床和T矿床分布区，含水层系统部分出露地表，沿岩层倾向逐渐变深，主矿体含水层系统埋深分别为60m和70m以下。在穹窿南翼，由于地层整体下沉，该含水层系统深埋于地下。受区域性地下水补给作用，在断裂构造的阻隔作用下，南翼成为很好的含水层储水地带，地下水相对富集。
第二含水层系统为二叠系伊泽固安达组长石砂岩含水层。该含水层系统在穹窿核部为潜水含水层，在穹窿核部，因伊泽固安达组砂岩含水层隔水顶板被剥蚀，砂岩大面积出露地表，成为潜水含水层。Gueleli村东部和Teguida-In-Tessoum村附近出现的涌泉，即为该含水层地下水。而在矿区其他部位，该含水层系统均深埋于地下，为深层承压含水层。在穹窿南部，该层地下水含水层系统埋深在200m以下。
2.矿区水文地质特征
在矿区，分布有T矿、G矿和IR矿3个矿床。这3个矿床含铀矿层均为下白垩统阿萨乌阿组砂岩层，该岩层多为致密粉砂岩和细砂岩，其透水性较弱，含水量较少。而其底部则为矿区的第一含水层阿加德兹群砂岩含水层，为承压含水层，其承压水头高度较高，均接近地表，部分地段高出地表。
（1）T矿床水文地质
在T矿床，含水层岩性为细砂岩、（中）细粒砂岩、（中）粗粒砂岩，厚度在7.5～14.6m之间。在矿床范围内随着岩层走向其深度逐渐加深，厚度有所变化，岩性总体变化不大。从T矿床岩心取样资料来看，该岩层断裂裂隙不发育，而节理、层理发育，在垂直方向自上而下岩石组成颗粒逐渐变粗，且胶结固化度降低，孔隙度增大，表明含水层越往底部渗透性越好，储水能力越优良。
T矿床含水层顶板隔水层主要为白垩系泥岩、粉砂质泥岩，沿走向及倾向岩性变化不大。从整体上看（除穹隆顶部被剥蚀外）含水层隔水顶板厚度较大，胶结固化程度较高，隔水性较好。而含水层隔水底板也为泥岩和粉砂质泥岩，胶结较致密。
T矿床含矿层地下水为承压水。根据T矿床内水文孔SHW-T2资料，T矿床顶板地下埋深为68.93m，地下水承压水位为地面以下11.7m。
T矿床地下水为弱碱性微咸水，pH值为8.8，水温23.9℃，无色透明，总矿化度为2.27g/L，总硬度为78.4mg/L，属软水。按地下水离子成分含量，其水质类型为Cl-HCO3-Na型，即氯重碳酸钠型水；按成因类型分类，其地下水类型为NaHCO3型，为苏打化区地下水，表明为陆相成因。
（2）G矿床水文地质
G矿床位于背斜构造西翼，区域性阿泽里克断裂构造西端的尾部。由于受东西向区块的挤压，断裂构造末端变异、错断，断距达750m，次级构造发育且无序，呈网格状展布。由于矿床含水层地下水为区域性补给，这些构造无疑加大了地下水的水力联系，含水层厚度加厚为13.5～23.1m。
G矿床含矿层阿萨乌阿组砂岩含水层因受构造作用，从地表出露处沿岩层倾向逐步埋深于地下深部。其隔水顶板与区域地质条件相同，为白垩系伊腊泽尔组泥岩和粉砂质泥岩，是良好的隔水层顶板；其底部因与矿区第一含水层侏罗-三叠系阿加德兹群砂岩含水层连通，涌水量较大，受次级构造影响，水文地质条件较为复杂。
G矿床第一含水层地下水为承压水。根据SHW-G2水文孔资料，其顶板埋深为59.50m，承压水位高度溢出地表，为承压自流。地下水为弱碱性咸水，无色透明，pH值为8.6，水温28℃，矿化度为6.57g/L，总硬度为40.24mg/L，属极软水。按地下水离子成分含量，其水质类型为Cl-Na型，即氯化钠型水；按成因类型分类，其地下水类型为NaHCO3型，为苏打化区地下水，表明为陆相成因。
（3）IR矿床水文地质
在IR矿，含矿层分布于下白垩统下部阿萨乌阿组的砂岩中，其底部为侏罗-三叠系阿加德兹群砂岩第一含水层；顶部为白垩系伊腊泽尔组红褐色泥岩，沿岩层倾向逐渐加深，至主矿床顶板埋深在190多米，是良好的隔水顶板。在近地表的第四系松散堆积层中，孔隙度较大，但是其上部多为隔水较好的黏土层，含水量极少。
IR矿分为两个含水层：其一为第四系洪积含水层，其补给来源于大气降水，地下水位随季节的变化而变化。雨季地下涌水量增加，枯水期地下涌水量减少；其二为阿萨乌阿组砂岩弱含水层，从不同水文孔承压水头高度不同情况来看，其地下水补给来源主要来自底部侏罗-三叠系阿加德兹群砂岩组第一含水层越流补给和区域性地下水补给。
含水层岩性主要为细砂岩、（中）细粒砂岩和（中）粗粒砂岩。在矿床范围内只在深度和厚度上有所变化，岩性变化不大。从岩心地质编录资料来看，断裂构造不甚发育，节理、层理发育，充填物多为钙质，含水层厚8～16m，沿垂直方向自上而下岩石颗粒逐渐变粗，且自上而下胶结固化度降低，空隙度加大。
顶底板隔水层岩性主要为灰色泥岩、灰褐色粉砂质泥岩，硅质胶结，沿走向及倾向上岩性变化不大，从整体上看顶板厚3～5m，大于底板厚度，胶结固化程度高，底板次之。
IR矿床地下水为弱碱性咸水，无色透明，pH值为8.4，水温23.60℃，矿化度为9.06g/L，总硬度为78.4mg/L，属软水。按地下水离子成分含量，其水质类型为Cl-Na型，即氯化钠型水；按成因类型分类，其地下水类型为NaHCO3型，为苏打化区地下水。
Ⅳ 水文地质的水文地质
尽管19世纪已开始使用水文地质学一词，但到20世纪初科学家Mead才给出这个术语一个广泛的含义：水文地质学是研究地表以下水的发生与运动。20世纪50年代末期到80年代早期这将近30年的时间里，水文地质学一下子成熟了，成为地球科学羽翼丰满的一员。1960年之前，水文地质学主要是地质学家的领域，作为一个自然科学家，对于控制地下水流动的因素和规律，毫无兴趣或者知之甚少，任凭差分方程式去加以描述。另一方面，工程师在估算井的单位出水量和总出水量时，只顾得计算，处于岩层“透水”和“不透水”之间的灰域之中，无所适从。
久远以前直到20世纪50年代，两种分叉的、几乎完全独立的方法，各不相关地沿着平行的路径研究着地下水；一边被科学家好奇心所驱使；另一边受到工程师务实精神的推动。两个分支的演变在时间上也可以分为两个阶段：以理论与假说的定量表述，以及数学上的严格推导为其分界（图1）。
17世纪处在“自然科学分支”的“猜想”阶段，关于泉的成因以及水循环，出现了首批记录在案的问题与解答。伟大的思想家们，从公元前8世纪的荷马开始，包括亚里士多德、泰勒斯（Thales）、柏拉图，甚至笛卡儿和开普勒（17世纪）都曾猜想：泉水来源于海洋中挤榨出来的水，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，在另一个阵营中，波尔洛（Marcus Vitruvius Pollo）认为，泉来源于入渗的雨水，这一看法受到文奇（Leonardo da Vinci）和帕利西（Bernard Palissy，16世纪）的支持。定量水文观测始于17世纪，佩罗（Pierre Perrault，1608-1680）在塞纳河盆地测量了3年降水量，得出降水量是河流流量的6倍。马利奥特（Mariotte，1620-1684）验证了佩罗的观测结果，而哈雷（Halley，1656-1742）证明了注入地中海径流的不足部分消耗于蒸发。梅瑟利（La Metherie，1791）开始测量岩石的渗透性，将入渗水区分为地表径流和深部储存，于是，水均衡的初步概念形成了。
20世纪50年代晚期到60年代早期，也许是由于偶然的巧合，也许是由于下意识地交流渗透，绝对隔水性的观念受到来自两个分支的强烈质疑——工程师们从评价含水层和井的出水量出发产生疑问，而地质学家在研究盆地地下水流动时发现了问题。雅可布、汉图斯、诺曼（Neuman）、威瑟斯庞等，引入并发展了越流含水层的概念，并将其扩展到盆地尺度的含水层系。自然科学分支这边，托特的均质的“统一盆地”被弗里泽和威瑟斯庞“非均质化”了，通过数值模拟，揭示了不同形态、不同规模含水岩系的基本流动型式。两方面共同的最终结论是，岩体存在水力连续性。基于岩体存在水力连续性的结论，很快人们就认识到，存在着时空尺度差别很大的流动系统，而每个系统具有自己的作用过程与伴随现象。于是，统一的观念诞生了，不断流动着的地下水是一种地质营力。
1980年前后，可以看作研究地下水的自然和工程科学两个分支的融合，从此进入成熟的当代水文地质学发展阶段。这个地球科学的新成员，既是一门基础学科，也是一个专门性分支。为了更好地理解几乎所有的地质活动，绝对有必要熟悉当代水文地质学的基本理论。与此同时，需要培养具有独特的教育和专业背景的、全职的水文地质学家。
就我国来讲，水文地质学的发展历史是与新中国的建立与发展分不开的，近半个世纪以来，水文地质学的成长与发展大致可划分为两个阶段：从20世纪50年代到70年代中期，可称为奠基阶段，主要接受前苏联学术思想的影响，基本依照前称联模式。从20世纪70年代后期到90年代，可以称为发展阶段，这一时期由于实行改革开放政策，国内外学术交流日益频繁，因此受西方学术思想影响较多，特别是系统科学、环境科学、现代应用数学与计算机技术等新思想、新理论与新技术的输入，使水文地质学的基本概念与研究范畴发生了巨大的变革，使水文地质学从定性研究进入到了定量研究阶段，纳入到系统工程的轨道，与现代科学更紧密地融合了起来，因此我们把20世纪50年代到70年代奠基阶段的水文地质学称为传统水文地质学，而20世纪70年代后期至90年代发展阶段的水文地质学，称为现代水文地质学（图2）。
现代水文地质学的基本特征主要有：①与现代科学的新理论新学科紧密结合，比如系统论、信息论、控制论及相应产生的系统科学、环境科学、信息科学等，对水文地质学的发展产生了重大影响；②现代应用数学与水文地质学的结合，特别是数值模拟方法得到普遍应用，模型研究成为水资源研究的主要内容，使水文地质学从定性研究发展到定量研究的新阶段；③从地下水系统与自然环境系统相互关系的研究，扩大到与社会经济系统关系的研究。对地下水资源的研究，也从数学模型发展到管理模型与经济模型的研究；④许多新的分支学科的产生与发展，比如区域水文地质学、岩溶水文地质学、遥感水文地质学、环境水文地质学、医学环境地球化学、污染水文地质学以及数学水文地质学、水资源水文地质学；⑤新技术、新方法的应用、除计算机技术外，遥感技术、同位素技术、自动监测技术，室内模拟技术，以及高精度水质分析技术等，都得到普遍应用，推动了水文地质学的发展。
这要强调一点：水文地质学领域中的许多研究都是由水文地质学家、地质学家、水文学家和气象学家等多个学科领域的专家学者联合来完成的。
Ⅳ 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。
Ⅵ 地质及水文地质概况
一、地质构造
研究区地处临清台陷(
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。
Ⅶ 井田水文地质特征
研究区煤系地层赋存于一个不对称的构造盆地之中，伏于第四纪冲积层之下。基岩面北高南低，高差达100～200m以上。
第四纪冲洪积层厚度变化较大，(143～434m)，以丁官屯附近最薄，向北和东南逐渐加厚，以粘土类地层为主，含水层组多由复结构的薄层中、细砂组成。第三承压含水层在北部(岳庄、后湖定府一带)发育有卵、砾石层，含水丰富。
煤系地层覆于奥陶纪灰岩之上，主要由砂岩和粘土质岩层组成。含煤段下部和煤系底部有薄层灰岩4～5层，单层厚一般约1～2m;在断层发育的西部有火成岩侵入，水文地质条件较为复杂。
(一)含水层
1.第四纪冲洪积含水层
共分4个含水层，每个含水层组均有较稳定的粘土层相隔，随冲积层的变厚，隔水层亦相应变厚。
2.基岩含水层
根据开平煤田相似矿井的实际观测资料，煤层采空塌陷造成的人工裂隙以及观测孔的水位影响范围以最上可采煤层以浅100m以内最剧烈。计算坑道涌水量时，对最上可采煤层100m以浅的其他岩层可不计算，故对上述100m以浅的基岩含水层(组)不再赘述。
(二)含水层间的水力联系
第四纪冲洪积层各含水层间均有较好的隔水层，特别是层位稳定的第三隔水层总厚度达20～50m，致使上下两相邻含水层的水位差达8m以上。隔水性能良好，各含水层间基本上无水力联系。
煤系各含水层间因有较厚的煤层、粘土岩和粉砂岩的存在，隔绝了各含水层地下水的直接联系。以仓补10孔为例，在煤9-煤12(ⅣB1)、煤12-煤14(Ⅳ－A)和煤14-K4含水层抽水时，当水位分别降至44.95m(q=0.119L/s·m)、26.97m单位涌水量(q=0.452L/s·m)和17.00m(单位涌水量q=0.779L/s·m)时，套管外环状间隙(上部含水层)的水仍然自流，说明各层间地下水的联系是微弱的。
第四纪第三承压含水层虽直接覆于煤系地层之上，由于普遍有厚为0.80～16.0m的风化带(表5-7)，在强烈风化带内，粘土岩风化成粘土状，砂岩风化成砂块，岩石松软、裂隙弥合，下部弱风化带的裂隙亦有溶蚀淤塞的情况。风化带起了明显的阻滞作用，大大降低了二者之间的水力联系。
表5-7 第三承压含水层风化带特征
奥陶纪岩溶石灰岩伏于煤系地层之下，最下可采煤层距此灰岩达130m，特别是最下70～80m的范围内以粘土岩和粉砂岩为主，与奥陶纪灰岩直接接触处均有粘土岩赋存。所以在构造正常的情况下，二者之间的水力联系将是极微弱的。
(三)断层的导水性
影响断层导水性的因素很多，如断层性质、落差、破碎程度和岩性等，目前尚无较好的方法对断层的导水性进行确切的评价。
研究区内共见断层22条，其中逆断层13条，落差大于30m的断层8条。进行钻孔水文观测的14个断层点，绝大多数在钻进中泥浆消耗量甚微或者不消耗(表5－8)，仅在仓补5孔F1断层处因破碎带正处于A层附近的粗砂岩中，所以消耗量达1.28m3/h。与本井田相邻的李庄子勘探区，在李11孔断层带抽水时，单位涌水量仅0.0035L/s·m，渗透系数为0.021m/昼夜。可见井田内部各断层的大多数部位导水性均是很微弱的。
表5－8 研究区断层带特征
(四)地下水的补给、径流和排泄
区内地形平坦，地面标高2～7m，坡降为2～4/1000，大致呈北高南低。大气降水的总趋势为自北向南宣泄。区内无河流，井田北缘有一苇塘(后湖)，东西长约7km，南北宽约2km，面积约14km2。苇塘与井田的西北边部相接，雨季仅苇塘中心有南北宽100m，东西长约3000m的范围内有积水，水深约0.9m，积水体积约27万m3，旱季干涸。
表土层在林南仓以北、后湖以南为灰黄色砂土或亚粘土，厚1～2m，透水性较好，利于大气降水的渗透。林南仓以南及东南部为灰色粘土或亚粘土，厚度一般大于10m，有似虫洞状圆孔，直径3～5mm，大者15mm。孔内含水，掘井时水自孔洞中流出。大气降水和临时的地表水体为潜水的补给来源。
由于冲积层内有较好的隔水层存在，深部含水层不能就近接受大气降水的补给。
如前所述，冲积层和煤系各含水层之间均有较好的隔水层赋存，地下水径流自北向南主要沿层间流动。煤系各含水层在盆状向斜的北翼接受冲积层第三承压含水层地下水的补给，主要沿层间流动后，在南翼又泄流于第四纪地层之中，所以向斜的北翼是煤系含水层的补给区，南翼是排泄区。
井田中、西部构造复杂，断层较多，利于地下水的上下联系。当矿井开采时，煤系地层各含水层水位产生大幅的下降，破坏原来的地下水平衡状态，可能在局部地区奥陶纪灰岩的水沿着断层破碎带直接补给煤系各含水层，或将破碎带冲溃，将奥陶纪灰岩水引入坑道。
Ⅷ 什么是水文地质
主要研究地下水的分布、运动和形成规律，地下水的物理性质和化学性质，地下水资源评价、开发及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等问题的科学。
Ⅸ 水文地质特征
10.3.1 井田水文地质特征
荆各庄井田内共有8个含水层，自下而上分别为:奥陶系灰岩岩溶裂隙承压含水层(Ⅰ)、K2～K6砂岩裂隙承压含水层(Ⅱ)、K6～12煤砂岩裂隙承压含水层(Ⅲ)、9煤～7煤砂岩裂隙承压含水层(Ⅳ)、5煤以上砂岩裂隙承压含水层(Ⅴ)、风化带裂隙、孔隙承压含水层(Ⅵ)、第四系底部卵石孔隙承压含水层(Ⅶ)和第四系中上部砂卵砾孔隙承压和孔隙潜水含水层(Ⅷ)。第Ⅱ、第Ⅲ、第Ⅴ含水层为直接充水含水层，其他含水层为间接充水含水层，其中与矿井生产较密切的为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ、Ⅶ。
10.3.1.1 矿井直接充水含水层
荆各庄矿直接充水含水层有K2～K6砂岩裂隙承压含水层(Ⅱ)、K6～12煤砂岩裂隙承压含水层(Ⅲ)、5煤以上砂岩裂隙承压含水层(Ⅴ)。
(1)K2～K6砂岩裂隙承压含水层(Ⅱ)
该含水层位于石炭系中统唐山组的K2灰岩和石炭系上统赵各庄组的K6灰岩之间，厚度100m。岩性以粉砂岩和细砂岩为主，胶结物多为钙泥质。本层岩石裂隙非常发育，且以倾向裂隙为主，宽度较大，多呈直立密集分布。该含水层在垂向上以K6灰岩、15煤顶板、16煤顶板含水较丰富。
本含水层单位涌水量为0.005～0.083L/s·m，平均为0.032L/s·m，渗透系数为1.296～7.816m/d，平均为3.486m/d，属于含水丰富的含水层。水质类型为HCO3－-Ca2+-Mg2+型淡水，pH=7.89。矿井第二水平部分大巷揭露该含水层，开拓施工时最大涌水量达9.9m3/min，以后逐渐减小。在二水平形成降落漏斗，局部残存水压为1.0MPa，对第二水平及轴东采区主要可采煤层有一定的影响。
(2)K6～12煤砂岩裂隙承压含水层(Ⅲ)
该含水层位于石炭系上统赵各庄组的K6～9煤顶板之间，厚度20m。岩性以砂岩和粉砂岩为主，胶结物多为硅质。垂直层面的构造裂隙很发育，裂隙充填物多为钙质。从水平方向看，含水层厚度由西向东呈递增趋势，导水裂隙发育率为东部较西部高。该含水层在垂向上以12煤顶板、121/2煤顶板、K6灰岩含水较丰富。
本含水层单位涌水量为0.002～0.206L/s·m，平均为0.042L/s·m;渗透系数为0.253～19.793m/d，平均为6.360m/d，属于含水丰富的含水层。水质类型为HCO3－－Ca2+－Mg2+型淡水，固型物含量为241mg/L，pH=7.85。
矿井第一水平－375大巷揭露该含水层，基建施工时最大水量达65.67m3/min，以后逐渐减小，在矿井(盆状向斜)的中部形成一大漏斗。矿井中心大部分地区该含水层水基本上已降至含水层顶板，对第一水平主要可采煤层威胁不大。第二水平－475大巷大部分也揭露该含水层，开拓施工时最大水量达7.65m3/min，以后逐渐减小，对二水平主要可采煤层威胁不大。三水平开拓延伸工程主要受该含水层水威胁，且节理裂隙发育，水文地质条件较复杂。在施工3048轨道巷过程中曾出现过最大0.96m3/min顶板砂岩裂隙水。随着生产的进行，预计涌水量逐渐减少，对三水平的主要可采煤层的影响不是很大。
(3)5煤以上砂岩裂隙承压含水层(Ⅴ)
该含水层位于二叠系下统大苗庄组的5煤至唐家庄组上界。岩性以粉砂岩及砂岩为主，其中中粗砂岩含水最丰富，砂岩胶结物多为钙、硅、泥质。本层岩石裂隙非常发育，且以倾向裂隙为主，宽度较大，多呈直立密集分布。在1987～1996年施工的钻孔当钻至本层时，冲洗液漏失现象也很严重，常有不回水现象，因此可知本含水层裂隙发育。但通过1148、1331、2080等5煤以上承压含水层疏水中心实践证实本含水层在水平方向上分布极不均匀，因此本含水层为非均质各向异性的含水层。
Ⅴ含水层为砂岩裂隙承压含水层，平均厚度60m，岩性以砂岩为主。中粗粒砂岩段含水丰富，单位涌水量1.l25L/s·m，渗透系数5.292m/d。勘探钻孔穿过含水层时均有冲洗液消耗，通过资料分析和绘制冲洗液消耗量分区图，井田东翼、南翼、深部采区消耗量最大。钻探结果表明:这些区域岩石裂隙非常发育，且以倾向裂隙为主，宽度较大，多呈直立状密集分布;构造以NEE向高角度正断层普遍发育，断层面张开，有泥砾充填，部分充水。而井田西翼NNE到NE向逆断层密集，倾角缓，层面充填断层泥，均无水。通过分析Ⅴ含水层的水文地质参数(表10-5)，其富水性也具有同样明显的分区性，说明断裂构造和岩石裂隙对含水层富水性分布起到控制作用。
表10-5 含水层水文地质参数
注:本含水层可分为下段(ⅤA)、上段(ⅤB)。
a.下段(ⅤA):在5煤以上为60m厚，为一河床相砂岩，与下伏地层呈冲刷接触，在井田西部和中部直接冲刷至5煤或6煤，甚至冲刷至7煤或8煤。本段单位涌水量为0.007～0.117L/s·m，平均为0.052L/s·m;渗透系数为1.985～8.945m/d，平均为4.952m/d。其水质特征为:HCO3－-Na+-Ca2+型淡水，固形物含量234～297mg/L，pH=8.0～8.4。
b.上段(ⅤB):位于5煤以上60～100m，即厚度40m，本段顶板直接与基岩风化带连接。本段单位涌水量为0.011～0.016L/s·m，平均为0.013L/s·m;渗透系数为1.722～2.059m/d，平均为1.843m/d，其水质与下段相同。
5煤以上砂岩裂隙承压含水层边界为冲积层覆盖下的基岩露头，它受底卵含水层(Ⅶ)的补给。由于本含水层位于主要可采煤层9煤上方约50～70m处，而且9煤顶板为高岭石泥质胶结的砂岩，遇水易风化膨胀变软，极易冒落，从而使隔水层被破坏。冒落裂隙及自然裂隙可沟通本含水层，直泄工作面。如1093采面的突水事故，当时最大水量为44m3/min。
10.3.1.2 矿井间接充水含水层
(1)冲积层含水层
该含水层厚100～379.67m。作为矿井间接充水含水层，补给上述3个直接充水含水层。该含水层由砂砾、卵石、粘土颗粒组成，其中粗砂、砾石占80%，卵石占10%，粘土占10%。本层是个比较均质的含水层，但掺杂在卵砾石中的粘土物质数量不同，也就造成含水性的差异。根据含水层的厚度和抽水试验的结果可知，该含水层由北向南逐渐变厚，渗透系数K由北向南逐渐变小，富水性由西向东逐渐增强。本含水层单位涌水量为0.053～0.231L/s·m，平均为0.129L/s·m;渗透系数为7.464～32.748m/d，平均为10.455m/d，为含水丰富的含水层。
本含水层在井田东南部比较发育，几乎与基岩直接接触，补给各基岩含水层。在西北部本层下部有粘土层直接覆于基岩上，粘土层隔水性较好，它的存在使其与5煤顶板砂岩裂隙承压含水层之间的补给关系有两种形式:天窗式和越流式。
(2)奥陶系灰岩岩溶裂隙承压含水层(Ⅰ)
该含水层厚度大于600m。岩性由质纯的豹皮状灰岩和白云质灰岩组成。据勘探资料表明，施工的13个孔穿过灰岩总长度451.51m，因溶洞或巨大裂隙造成钻具骤然下陷的有10个孔25个段落，溶洞最大直径为1.13m，冲洗液失去循环。在井田东南部，因构造(F1～F3断层组)作用与巨厚的第四纪冲积层相互接触，增加了灰岩裂隙发育程度。
该含水层单位涌水量为0.002～0.267L/s·m，平均为0.122L/s·m;渗透系数为0.512～32.609m/d，平均为10.889m/d。其水质特征为:HCO3－-Ca2+型，总矿化度为131～216mg/L，pH=7.8～8.3。
本含水层为含水丰富的含水层。据钻探资料，钻孔进入奥灰100m以浅范围内，上述性质随深度无明显的变化。
奥陶系灰岩距最下可采煤层9煤为158m，其间有两个含水层，即K2～K6及K6～12煤岩裂隙含水层，其厚度分别为100m，20m。其下为隔水岩层，即G层铝土～K2，厚40～68m，其岩性从上而下分别为鲕状粘土岩、粉砂岩、钙质粘土岩、K1灰岩、石英砂岩、粉砂岩、G层铝土，这套岩层隔水性能较好。
10.3.2 断层导水性
2001年委托河北省煤田地质局物测地质队对井田西三采区进行了三维综合地震勘探，共解释断层条数62条，包括正断层36条，逆断层26条。其中F1～F3断层组向西南延伸部分控制程度不足，给断层防水煤柱留设带来误差，潜伏着断层水的威胁。F16断层在第一水平揭露时均有涌水现象，二水平揭露后有导水现象。
10.3.3 矿井充水条件
10.3.3.1 矿井的充水水源
(1)大气降水、地表水
大气降水、地表水均是井田内地下水的主要补给来源，它们分别通过基岩裸露区及风化带渗入补给，并顺层径流。但在此地区受地形及基岩裂隙发育程度的控制，补给量有限。
大气降水:本区属大陆性季风气候，每年降水多集中在6～9月份，其他时间降水很少。大气降雨通过下渗补给第四纪底卵石含水层，通过顺层和垂向补给其他含水层。根据冲积层水文地质剖面图及有关资料，冲积层内含有3个岩性以粘土、亚粘土为主的隔水层，这3层隔水层沉积比较稳定，隔水性能较强，阻隔了大气降水的向下补给，下渗补给量较小。因此，大气降雨对下部含水层及矿井涌水量不会造成明显影响。
地表水:井田范围内无地表水系存在，仅有两条排水渠。一条向东排至猪笼河，另一条向西排至泥河。两条河流均远离矿区，故地表水系对矿井涌水量无影响。
另外，本区内第四纪松散地层中第三隔水层厚达10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土层断开，阻隔了大气降水和潜水的向下补给。
因此大气降水、地表水和潜水对矿井涌水量影响甚小。
(2)含水层水
矿井含水层充水水源有5煤以上砂岩裂隙承压含水层水、9煤～7煤砂岩裂隙承压含水层水、K6～12煤砂岩裂隙承压含水层水、K2～K6砂岩裂隙承压含水层水。其中9煤开采受5煤以上砂岩裂隙承压含水层和9煤～7煤砂岩裂隙承压含水层水的影响，一、二水平开拓工程受K6～12煤砂岩裂隙承压含水层和K2～K6砂岩裂隙承压含水层水的影响。三水平开拓工程受9煤顶板裂隙水和8煤～5煤含水层以及K6～12煤砂岩裂隙承压含水层水的影响。其中3090、3094、3093受9煤顶板裂隙水和8煤～5煤含水层影响;3324D、3322D、3122D等采掘工作面位于9煤层，受其顶板至K6承压含水层水威胁;3326D绕道工作面施工层位均在K6～12煤之间，施工时可能有顶板裂隙水;1331工作面泄水巷施工时受9煤层顶板和5煤以上砂岩裂隙承压含水层水影响。
(3)断层水
断层水作为充水水源，主要是通过断层导通含水层水而形成的。断层的性质及围岩的破坏程度是断层充水的主要因素。张性正断层、落差大、围岩破坏严重成为良好的断层充水条件。
(4)老空水
在建井、水平延伸、新区域施工及最上方煤层回采中，充水水源主要为含水层水。而在下方煤层回采中，老空水就成为了主要充水水源。
荆各庄矿井老空水有本煤层的老空水和上煤层的老空水。
本煤层的老空水:由于煤层的开采方法和煤层本身的赋存状态不同，工作面回采后随着煤岩层垮落形成许多松散空隙，使工作面涌出的水积存在低洼的老空区内，形成老空水。在高处的工作面采后形成老空水对相邻低处的工作面产生影响。如:9煤是恒底上行采煤法，第一分层采后形成老空水对第二分层生产活动必然产生影响。
上煤层的老空水:由于上煤层回采后工作面涌出的水积存在低洼的老空区内，从而形成老空水。对下煤层的采掘活动威胁较大。
在本矿井生产过程中，由于工作面的布置、顶板的岩性特征及涌水等因素，在采空区或废巷有可能存在不同形式的积水。一旦施工工程接近、揭露或冒落带达到这些积水，便可涌入井巷，发生老空区突水事故。老空区突水具有来势猛、破坏性大的特点，往往是瞬间大量积水溃入工作面，形成灾难性事故。
10.3.3.2 矿井充水通道
通过近10年的生产实践，荆各庄井田范围内充水通道主要有以下3种方式:
( 1) 直接揭露含水层
根据开采煤层与含水层的关系，可分为直接充水水源和间接充水水源。在煤矿生产中，有些工程必须穿越含水层，当巷道直接揭露这些含水层后，含水层水将会进入矿井。
( 2) 断裂带导水
本井田构造发育。通过建井及生产阶段来看，大部分断层未与含水层导通或不导水，但由于扰动影响成为导水断层。
( 3) 采矿造成的裂隙通道
巷道掘进和工作面回采时，都会对原有围岩产生影响。当产生的裂隙导通含水层或其他水源时，这些水也会沿采动裂隙进入矿井。大部分回采工作面出水均属此种通道。