什么是水文地质透镜体
㈠ 研究区水文地质
一、西北内陆盆地
西北内陆盆地，主要包括甘肃河西走廊，新疆准噶尔、塔里木及青海柴达木等内陆盆地，均为极端干早气候条件下所形成的典型的戈壁沙漠地区。地下水的分布规律受构造、地貌、气候、水文等组合因素的控制。在强烈隆起的山区，赋存基岩裂隙水。在中新生代盆地缓慢隆起区，主要赋存深部承压水，潜水不甚发育。各盆地含水层以山前倾斜平原第四系孔隙介质为主，从山边到盆地中心地下水具有明显的分带规律，山前是冲洪积扇形成的卵、砂砾石平原潜水带，向细土平原逐渐过渡为潜水-承压水带，至盆地中心是湖沼低地高矿化地下水带。
河西走廊主要包括石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域。它们均发源于南部祁连山区，降水、冰川融水是河流的主要补给来源。每个盆地有被构造-地貌所控制的含水层系及独立的补给、径流、排泄条件，构成相对独立的水文地质单元。这些独立的水文地质单元又通过河水与地下水之间的相互转化，使南北方向上同属一个河系的两个或三个盆地中的水流连接成统一的“河流-含水层”系统。例如石羊河水系的武威盆地与民勤-潮水盆地，黑河水系的张掖盆地、酒泉盆地与金塔盆地，疏勒河水系的玉门-踏实盆地与安西-敦煌盆地等。含水层特征:南盆地潜水含水层为巨厚的粗颗粒地层，含有丰富的孔隙水，特别是中上更新统是走廊内最为丰富的主要含水层。岩性主要为砂卵砾石、砂砾石，主要分布在各盆地冲洪积平原上游。向北含水层岩性逐渐变为砂砾石、砂卵砾石夹亚粘土，厚度也逐渐减为50～100m。至盆地下游含水层岩性主要为砂、砂砾石，厚度20～50m，钻孔单位涌水量为3～30L/s，潜水水质逐渐变为微咸水和咸水。
准噶尔盆地位于新疆北部，盆地中部主要分布有古近-新近系及第四系。古近-新近系含水层岩性主要为陆相、河湖相碎屑岩，广泛分布于盆地中部及盆地边缘地区。尽管单井涌水量不大，其便于利用，是牧区的主要供水水源。第四系岩性是洪积相和冲湖积相松散大颗粒堆积物，山前平原厚度300～600m，至盆地中心岩性由粗逐渐变细，由巨厚的砾石、砂砾石倾斜平原过渡到细土平原区，是主要潜水和承压水分布区。第四系冲洪积含水岩组主要由潜水含水岩组和承压水含水岩组。
塔里木盆地位于天山与昆仑山之间，是我国最大的内陆盆地。盆地中主要分布有第四纪松散岩类孔隙潜水及孔隙承压水。第四纪松散岩类孔隙潜水主要分布在山前倾斜平原，在塔里木盆地南缘昆仑山、阿尔金山山前平原，含水层岩性多为冲洪积卵砾石;在阿克苏平原区，水位埋深5～50m，含水层厚度大于100m;在皮山-和田山前平原及河谷地区，单井涌水量1000～5000m3/d，水量丰富。现代河流冲积层沿河道两侧分布，含水层多为中细砂、粉砂，水位埋深1～5m，一般单井涌水量大于1000m3/d。第四系承压水主要分布在山前倾斜平原和冲湖积平原中，在天山南麓和昆仑山北麓及喀什—莎车一带等地广泛分布着2～3个承压水含水层，水量丰富，TDS小于1g/L。在喀什平原局部承压水头可高出地表10m。在孔雀河-渭干河一带细土平原，承压含水层顶板埋深50～100m，在300m深度内有3层承压含水层，单位涌水量200～600m3/d。
柴达木盆地位于青藏高原东北部，介于阿尔金山、祁连山和昆仑山之间。盆地底部海拔2600～3200m。中新生代陆相碎屑沉积物厚达7000m。第四系冲洪积物和冲湖积物厚度也大于1000m，组成了盆地主要的淡水地下水系统。盆地周边低山区河流的上游分布的山间盆地，都赋存有第四系孔隙水，主要接受河水、降水、冰雪融水和山区基岩裂隙水的补给;山前倾斜平原由河流冲洪积扇和冲湖积平原构成，是地下潜水的径流区和排泄区。含水层岩性为冰水沉积砂砾石、含泥质砂砾石、砂卵砾石等松散物质组成，由山前粗颗粒、单一大厚度含水系统向平原中部渐变为细粒、多层含水系统，地下水也由潜水转化为承压自流水。冲洪积扇前缘潜水下部往往分布有承压水，主要分布于祁连山和昆仑山山前地带;含水层呈大面积连续展布，含水层岩性主要由中粗砂、中细砂组成。在昆仑山前平原300m深度内，有4～7层承压含水层，单层厚度10～50m不等，单井涌水量200～1000m3/d。在祁连山前冲洪积扇前缘地带、冲湖积平原，含水层有8层，岩性多为中粗砂和砂砾石，钻孔涌水量从几百到2000m3/d不等。
西北内陆盆地在构造和沉积环境方面有很多共同之处，唯一不同的是河西走廊由于在走廊中部有一构造隆起而形成南北两盆地。但是，天然条件下每个盆地基本遵循相同的水资源转化关系，即山前地下水向地表水转化、冲洪积扇中上部地表水补给地下水、溢出带地下水补给地表水、冲积平原下游地表水补给地下水。由于内陆盆地平原区，降水稀少，蒸发量大，一般无地表径流，出山径流量基本上代表了这一河流或这一水系的水资源的总量。内陆河流一般具有汇水面积小、流程短，流量小、比降大等特点。西北内陆盆地水资源的分布均具有明显的水平分带性，即戈壁带(地下水补给带)→绿洲带(地下水溢出带，形成泉集河)→低平原细土带(地下水径流带)→盐土带(蒸发排泄带)。河流进到山前平原后，大量渗漏转而补给地下水，然后地下水又在适当条件下以泉水形式溢出地面变为地表水，这种河水→地下水→河水的转化过程是干旱区内陆河流自上而下水循环运动的基本方式。
二、黄土高原
黄土高原分布在我国中西部，地跨青、甘、宁、内蒙古、陕、晋、豫7省(区)，总面积43×104km2，包括甘肃东部、宁夏南部、陕西的陕北和关中盆地，以及内蒙古的鄂尔多斯高原。黄土区地下水的形成和分布具有特殊的规律性，地下水主要赋存在中更新世和早更新世地层中，大多埋藏较深，地下水分布也比较普遍;以大气降水入渗补给为主，水质一般较好，在一些地方往往是唯一的水源。因自然地理和地质条件变化大，不同黄土区地下水的赋存、分布以及补径排条件各异。
第四系松散岩类孔隙水在黄土高原可分为黄土层孔隙裂隙潜水、冲湖积粉细砂层孔隙潜水，冲积砂、砂卵石层孔隙潜水，以及冲洪积、冲湖积砂砾层孔隙承压水。黄土层孔隙裂隙潜水主要分布在黄土高原的北部以及陇东、陕北黄土高原的南部，含水层岩性主要为中、上更新统黄土;黄土类土，富水性差，单井涌水量20～80m3/d。冲湖积粉细砂层孔隙潜水主要分布在毛乌素沙漠东南缘定边、榆林、神木一带的沙漠草滩地，含水层岩性主要为上更新统冲湖积相粉细砂和粉土，厚度变化大，单井涌水量100～1000m3/d，水质一般较好。冲积砂、砂卵石层孔隙潜水主要分布于各大、中河谷阶地区，含水层为中更新统冲积砂、砂卵石，厚3～80m，单井出水量一般500～2000m3/d。冲洪积和冲湖积砂砾层孔隙承压水分布于关中盆地黄土台塬及河谷阶地的潜水层之下，含水层岩性为中、下更新统冲洪积、冲湖积砂砾石层，由山前至盆地中部河谷区，富水性由弱到强，水位埋深由深变浅。
碳酸盐岩类岩溶裂隙水分布于鄂尔多斯中生代盆地边缘，除在山区和深切的沟谷中小范围裸露外，大部分隐伏于新生界、中生界之下，顶面埋深数十至千余米不等。陕西渭北和府谷等地，奥陶系碳酸盐岩中赋存着丰富的岩溶裂隙水，富水性不均，富水区单井出水量多在1000m3/d以上。
中生界碎屑岩类孔隙裂隙水广泛分布于鄂尔多斯盆地，除出露于深切的沟谷底部和子午岭、黄龙山外，大多被黄土覆盖。在盆地东翼由东南向西北依次分布有二叠系、三叠系、侏罗系和白垩系，呈向北西缓倾的单斜构造。含水层岩性主要为中生界白垩系志丹群砂岩，富水区主要分布在无定河和葫芦河中游，单井出水量近1000m3/d，最大者可达3000m3/d以上，一般水质较好。
三、华北平原
华北平原位于我国东部地区，北靠燕山，南抵黄河，西依太行山，东濒渤海，为我国三大冲积平原之一。华北平原地势自北、西、南三个方向向渤海湾倾斜。按成因和形态特征可将其划分为山前冲洪积倾斜平原，中东部冲积湖积平原，黄河冲积扇及滨海冲积海积平原。山前冲积平原含水层颗粒组分在区内的分布是由北向南和由西向东逐渐变细，即卵砾石、砾石夹粗砂、粗砂夹砾、粗中砂至细砂、粉砂顺序。冲积扇顶部厚度大而单一，往下则呈多层，单层厚度越来越小。中部及滨海平原河道带沉积的含水层，其颗粒组成表现为上游粗下游细，即由中细砂到细粉砂组成，其厚度也是上游较厚，约20m，下游则多为5～10m。湖泊洼淀沉积主要是淤泥质黏性土与粉砂，供水意义不大且多为咸水。含水层组在空间的分异明显，在水平方向上主要表现在含水层的粒度与厚度上自西北向东南逐渐变细变薄，在垂向上表现为约在120m以下是湖相沉积特征;含水层多呈透镜体，彼此之间连通性差，组成高水头的深层承压水。一般说来，在250m以下的含水层多具地质封存水的性质。在120m以上的冲积扇或古河道带区则为冲洪积沉积特征，含水层不论在垂向上或是水平方向上都具有较好的连通性，参与现代水的循环交替，具较好的补给、径流、排泄条件。
华北平原由山区经平原到滨海构成一个完整的水文地质单元。长期以来，由北部燕山和西部太行山而来的地表水及其平原中的河流不断补给平原地下水，使厚达500～700m的第四纪堆积物内广泛分布第四系孔隙水，其流向与地表水基本一致;而且，在山前地段分布有隐伏岩溶水，在平原中东部第四系孔隙水下部分布有新近系孔隙水(主要指新近系明化镇组)。由于受不同地质历史时期的古气候、古地理沉积环境及新构造运动等因素控制，含水岩层在不同深度的分布形态和发育程度，均存在着差异性，并导致了它们的水力性质、水化学性质、渗透性、导水性、富水性及地下水动态等发生相应变化。
华北平原地下水主要为第四系孔隙水，根据地下水埋藏特征，沉积物岩性结构等水文地质要素可将华北平原第四系孔隙水统一划分为浅层地下水系统(潜水-微承压地下水系统)和深层地下水系统(承压地下水系统)。
浅层地下水系统为开放型地下水系统。它直接接受大气降水、地表水、灌溉回归水等垂直入渗补给，通过潜水蒸发、人工开采、侧向径流和矿坑疏排等排泄，地下水水力性质属于潜水-微承压水。浅层地下水在全淡水区为第Ⅰ+Ⅱ含水组，在有咸水区为第Ⅰ含水组。有咸水区浅层水底板埋深一般40～60m;在山前地段全淡水区由于沉积物无统一隔水层及人为沟通，Ⅰ和Ⅱ含水组构成统一含水系统，底板深度为120～170m，含水层岩性为卵砾石、中粗砂、中细砂及细粉砂等。自山前冲洪积倾斜平原，至中部冲积、湖积平原和东部滨海冲积、海积平原，地下水具明显的水平变化规律。在中东部平原区，浅层淡水下部广泛分布咸水，由咸淡水分界线向渤海方向，咸水体逐渐变厚。埋藏淡水深浅不等，在河道带埋藏浅，而沿海地区埋藏深，一般大于200m。浅层地下水径流方向基本与含水层结构，地貌变化方向一致。由山前平原至滨海平原，由河道带上游至下游，径流强度逐渐减弱。
深层地下水系统以半封闭型为主，地下水水力性质为承压水。它不具备直接接受大气降水、地表水等垂直入渗补给输入的条件，在天然状态下，仅有侧向径流输入，并通过缓慢的径流和越流输出。在开采条件下，则变为以侧向径流与来自上部的微弱越流补给输入，以人工开采为主输出。深层地下水在全淡水区包括Ⅲ+Ⅳ含水组，在有咸水区包括咸水体以下的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ含水组。底界埋深由山前的100m增加到东部平原的550m。受构造控制的坳陷区和隆起区埋藏深度和厚度差异很大。含水层以砂砾石、砂卵石、中粗砂、细砂为主。从山前平原径流至中部平原和东部平原需要数千年，甚至上万年的时间，因此深层承压水恢复能力很弱。深层地下水的排泄途径，在1970年以前主要是径流排泄，局部地区的以人工开采或向上部含水层的顶托排泄。1970年以后大量开采地下水，目前人工开采成为深层水主要排泄方式。人工开采增加了深层地下水侧向径流水力坡度，加强了地下水循环。
总的来说，华北平原是由多层叠加，纵横交错的砂、砾石层构成的第四系含水岩系。从山前平原至滨海平原含水层结构是由北西向及东西向扇状结构，逐渐过渡为北东向舌带状结构，以及岛状、盆状等结构类型。含水层的颗粒及厚度顺沿沉积方向变化:由山前平原砾、卵石至东部、滨海平原以粉砂、细砂为主;含水层厚度由薄变厚，至中部平原边缘一般变薄一些，复而沿沉积方向又加厚，但至滨海平原又逐渐变薄。横截沉积方向受冲积扇、河道带发育程度控制，一般在扇间地带及河道不甚发育的地区，厚度变薄，颗粒也较细。
四、东北松辽平原
东北松辽平原三面环山，西部为大兴安岭，北部为小兴安岭，东部为张广才岭、长白山，南部濒临渤海和黄海。松辽平原的主体包括中、南部宽阔的辽河平原、松嫩平原以及东北部三江平原的部分地区。松辽平原除下辽河滨海地区海陆交替相堆积以外，由于盆地周围山区以火成岩为主，盆地内广泛分布冰水及冲洪积相为主的巨厚砂砾石层，粘土夹层极少，岩性单一，第四系各统之间的界限较难划分，构成一个统一的巨厚含水层，是一个地下水资源极为丰富的潜水盆地。
松嫩盆地是一个由中、新生界地层构成的大型断拗盆地，在水文地质结构上，是由白垩系、古近-新近系、第四系多个含水层系统相互叠加而组成的一个大型潜水、自流水盆地。主要含水层有:下白垩统裂隙或裂隙-孔隙含水层(或含水带);古近-新近系孔隙-裂隙含水层;第四系下更新统冰水砂砾石含水层;中、上更新统冲洪积砂砾石含水层;上更新统冲湖积粉细砂含水层(分布于盆地中央);全新统现代河谷冲积砂砾石含水层。其中，中上更新统至全新统的含水层为潜水，其余均为承压水。松嫩平原在不同地段，含水层的结构也互不相同。在松嫩盆地西缘大兴安岭山前倾斜平原，主要为第四系单层含水层系统，含水层由单一的大兴安岭山前河流的冲洪积砂砾层组成;含水层介质以及厚度和富水性具有一般干旱半干旱冲洪积扇的典型特征，从冲洪积扇顶部到前缘，从扇轴到两侧，砂砾石粒度由粗变细，层数由单一到多层，富水性由强变弱;从北向南主要扇形体依次为诺敏河冲洪积扇，阿伦河冲洪积扇，雅鲁河冲洪积扇，霍林河冲洪积扇;在松嫩平原中部低平原，主要为第四系、古近-新近系、白垩系多层含水层系统，分布面积很大，几乎覆盖整个低平原。含水层自上而下依次为:上更新统荒山组孔隙含水层，下更新统白土山组孔隙含水层，新近系泰康组和大安组孔隙-裂隙含水层，古近系依安组孔隙-裂隙含水层，上白垩统裂隙-孔隙含水层;在东部和北部的高平原的广大地区，主要为第四系、白垩系上层含水层系统，其分布面积占松嫩平原总面积的二分之一。双层结构的上部含水层，主要是呈片状分布的中更新统下荒山组砂砾石含水层，或为零星带状分布的下更新统白土山组砂砾石含水层，两者很少在剖面同时出现，双层结构的下部主要是白垩系的裂隙或裂隙-孔隙含水层和脉带状裂隙含水层。
松嫩盆地的地下水是一个统一的系统。在天然条件下，地下水主要从盆地周边获得降水和地表水的入渗补给，而后流向盆地中心。盆地地下水除小部分在西部山前冲洪积扇前缘和东部高平原边缘以泉水形式排泄外，绝大部分地下水均通过盆地中心承压含水层向上越流补给潜水，而后消耗于蒸发。目前人为开采量已逐渐成为承压水的主要消耗项。
三江平原由于第四纪地壳运动的结果塑造了三级层状地形，形成了一个巨型的低凹潜水-微承压水盆地。平原边缘的西部和南部的山前台地在中更新世为浅湖相沉积区，岩性为棕黄色黄土质砂粘土夹薄层砂。这种地层结构不利于大气降水入渗，又因与丘陵山区基岩裂隙水水力联系极差，故其储存、调节 、传导功能弱，地下水以裂隙微孔隙水的形式存在，单井涌水量小。低平原地区的含水介质为第四系砂、砂砾石，含水层厚度大，分布稳定，上更新统的冲、湖积层广布，平原中的松散堆积物下部粗，上部细，形成二元结构;顶部为黄土质砂粘土夹淤泥，下部为粉细砂、砂砾石。中更新统的冲、洪积层大部分隐伏于上更新统含水层之下，具二元结构，一般组成3个韵律层;下更新统冲湖积层为砂砾石、中粗砂，也构成了3个旋回。
从山前到平原，从河流上游到下游，含水层从下部到上部，沉积物颗粒由粗变细，厚度由薄变厚，富水性由弱变强。在小兴安岭山前台地前缘，为晚更新世时形成的扇形地沉积物，分选不好，厚度不一，单井出水量小而且变化较大。在宝清山前台地的前缘地段和一些残丘附近，含水层由滨湖相或分选不好的浅湖相组成，岩性为砂质粘土夹砂，厚度较薄，水量中等至贫乏，水质较差。在松花江、黑龙江、乌苏里江等主要河流流经的河谷平原地带以及一些古河道，埋藏着厚度大、结构单一的砂砾石含水层;分选程度好，粒度粗，上无覆盖层;地下水补给渗透径流条件好，疏导功能和富水性强，单井出水量大于5000m3/d。
辽河平原主要包括东西辽河平原和下辽河平原。东西辽河地区在地貌上为大兴安岭丘陵与倾斜平原。大兴安岭山前台地岩石构造裂隙及风化裂隙均较发育，易于接受大气降水补给，为地下水的补给区。地下水以泉的方式向河谷中排泄，同时还以地下径流的方式向河谷及山前冲洪积扇地运动。倾斜平原区第四系含水层结构松散，孔隙极为发育，分布广而稳定，有利于大气降水入渗，古近-新近系碎屑岩类裂隙孔隙承压含水岩组，沿北西、西和南三个方向的山麓向盆地中心地带倾伏于第四系松散岩类之下，但不连续，在架马吐隆起以东、朱日河牧场以北、下洼镇以西地区缺失。含水层主要岩性为砂砾岩、含砾粗砂岩、细粉砂岩等，微胶结，结构疏松，具有良好的蓄水条件。由于含水层上部普遍有泥岩分布，致使该裂隙孔隙水具有承压性。据钻孔揭露，含水层厚10～50m，具有从盆地边缘向中心增厚，富水性增强，承压水头增高等自流水斜地的特征，顶板埋深70～200m。
下辽河冲洪积扇，含水层岩性为砂砾卵石、中砂等。厚度20～60m，单井涌水量在轴部为3000～5000m3/d，边缘1000～3000m3/d。河谷平原区地势较平坦，表层为亚砂土、亚粘土或砂、砂砾卵石层，植被发育，降水入渗条件良好;下部的砂、砂砾卵石含水层透水性能较好，渗透系数一般为10～200m/d;地下水埋深较浅，径流条件较好。河谷平原区是工农业相对集中，地下水的开发利用程度较高的地区，为地下水主要排泄区，排泄形式为人工开采、潜水蒸发及地下径流。
㈡ 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。
㈢ 水文地质评价
4.2.1地下水系统划分及其特征
在东营市辖区地表下数百米以内到处分布有多层系统结构的粉砂、淤泥和粘土，除土壤水带以外，地下水充填在多层系统沉积物的孔隙中，地下水在砂层中的运移要相对比在淤泥和粘土中运移通畅得多，高渗透性层称为含水层，反之称为隔水层。辖区内地下浅部数百米的地质特征变化不大，相反地下水的盐化程度和地下水的起源却变化很大，因而这种特征被用来作为概化地下水系统的标准（图4-2，图4-3，图4-4）。
总体上，地下水可以划分为以下系统：①小清河南浅层地下淡水；②三角洲沿黄河地带浅层地下淡水；③中深层地下淡水；④深层地下淡水；⑤浅层地下卤水；⑥深层地下卤水；⑦地下微咸水和咸水（图4-5）。
小清河南地下淡水系统位干东营市辖区南部山前平原，其余地下水系统均位于三角洲地区，且在浅部分布多为微咸水和咸水，各系统特征论述如下：
1.小清河南浅层地下淡水
冲洪积扇平原水文地质区，分布于石村—颜徐—稻庄—西刘桥一线以南以西地区（基本以小清河为界），面积460km2，主要为淡水，仅北部有少量微咸水和咸水分布。浅层地下水含水介质主要为全新统和中更新统冲积洪积物，属冲洪积扇型赋存模式，具有较典型的冲洪积扇型水文地质特征。在一般情况下，40～50m左右深度内，无稳定的隔水层存在，形成潜水和微承压水。60m以下，往往具有几十米厚的粘性土隔水层，与中深层孔隙承压水水力联系较微弱。
2.三角洲沿黄河地带浅层地下淡水
三角洲冲海积物主要呈近于水平层状分布，全新世之前的沉积环境为浅海环境，然而浅部却是以强烈的冲积作用为主。由泛滥平原和决口扇形地组成的现今黄河河床带和古河床带导致了岩相的突变。形成了相对高渗透性的浅部砂体，河水的不断渗入形成了一些浅层地下淡水透镜体，它们漂浮在微咸水或咸水体之上，随着时间的推移，这些淡水透镜体的体积可能会增大或缩小，甚至消失。
3.中深层地下淡水
中深层地下淡水系统系指，含水层顶板埋深大于60m，底板埋深180～370m。孔隙承压淡水分布于官庄—陈桥—王屋—广北农场一线以南，含水介质为中更新统和下更新统冲洪积物。在古村—广饶—稻庄以南为全淡结构。该线以北为上咸下淡结构。小清河一带上部咸水底界埋深120m左右，向北逐渐加深。
图4-2水文地质条件示意图
图4-3浅层水文地质剖面示意图
图4-4深层水文地质剖面示意图
中深层承压淡水含水层岩性，南部以粉细砂、细砂为主，局部有中粗砂，含水层厚40～50m，单井出水量一般大于1000m3/d。向北含水层颗粒由粗变细，含水层厚度由大变小。北部含水层岩性以粉细砂为主，含水层厚10～30m，单井出水量500～1000m3/d（局部地区单井出水量小于500m3/d）。
4.深层地下淡水
深层孔隙裂隙承压水含水岩组含水层顶板埋深大于180～370m。含水介质为上新统明化镇组上段碎屑岩类。孔隙裂隙承压淡水分布于前刘—郝家—史口镇—胜利电厂—广利联合站一线以南，该线以北在目前勘探深度（600m）内无承压淡水。承压淡水含水层岩性以中砂、中细砂及粉细砂为主，呈固结及半固结状态，由南向北颗粒逐渐变细。南部砂层累计厚40～50m，单井出水量一般大于1000m3/d。北部支脉河以北砂层累计厚度小于30m，单井出水量一般小于500m3/d。深层孔隙裂隙承压水与中深层孔隙承压水之间有厚达30余米的连续性较好的粉质粘土、粘土隔水层，二者之间水力联系微弱。
5.浅层地下卤水
沿渤海1855年以前的海岸线展布，赋存于第四系更新统海积冲积和海积地层中的地下水，其矿化度（TDS）高于50g/dm3，形成了浅层地下卤水带。卤水是由埋藏海水蒸发浓缩而成，呈带状分布，宽度10～20km不等。东营市内面积为432km2，包括广饶县东北部、东营区东南部的一部分。一般埋藏于10～40m深的粉砂层中，厚3～10m，最厚30m，形成于8万～10万年前。在卤水层之间，一般有弱隔水层，局部略具承压性。浅层卤水储量丰实，易采，单井产量大，最大可达250m3/d，矿化度40～80g/dm3，最高116g/dm3，水化学类型为Cl-Na水，是东营市卤水的主要开采区。据测算，东营市浅层卤水储量9.6×108m3。
6.深层地下卤水
深层卤水是古卤水与盐岩或石油地质构造有关的封闭型高矿化卤水，属原生卤水。主要赋存在东营市东营凹陷深部2500～3000m处，以东营西城为中心，面积为700km2的第三系中。而且在卤水下部3000～4000m处，面积为600km2，还埋藏有丰富质纯的膏盐、岩盐矿层，为盐卤开发利用提供了丰富的资源条件。分布范围东起辛镇，北至胜利村，南至六户—现河—郝家一线，西到利津洼子。该区18口井钻遇岩盐层，其中8口井己穿岩盐层，埋深3000～4000m，平均厚度440m以上，最厚达1000m余。而在岩盐层上部，普遍存在高浓度卤水。据60口井统计，卤水单层厚度一般在4m以上，有的厚达30m。坨深1井、东风10井等自喷出的卤水总矿化度200g/dm3左右，深层卤水的形成与地质构造条件、古地理环境、古水文地质条件有关。估算深层卤水储量达35×108m3。东营深层卤水除含丰富的氯化钠外，更重要的是含有较高的碘、溴、锂、钾、铯、硼、铷等微量元素。尤其是碘、溴、锂、钙工业品位已达到国家单独开采和综合利用的标准。
图4-5地下水系统划分剖面示意图
7.地下微咸水和咸水
除全淡水区外，其他地区均有厚薄不等的微咸水和咸水分布，是黄河三角洲地区含水量最大的水体，含水层厚度自南向北增厚，到广饶县卧佛庄—丁屋—广北农场一线以北在200m以浅已无地下淡水分布，微咸水与咸水连为一体，整个咸水体呈一楔形插入南部淡水体中，而最终尖灭于全淡水区。矿化度20～40g/dm3，为氯化物硫酸盐型水。在淡水与咸水之间，由于上游淡水体的补给和混合作用，存在着微咸水。总之，微咸水和咸水分布面积及体积巨大，漂浮在其上的地下淡水透镜体不可比拟。
4.2.2地下淡水（微咸水）补给、径流、排泄条件及动态特征
1.浅层淡水（微咸水）补给、径流、排泄条件及动态特征
小清河南浅层地下淡水系统，主要接受大气降水入渗补给、河渠侧渗补给和田间灌溉回归水的补给为主，还有区外从南向北的地下水侧向径流补给。补给量的大小，受控于降水量、降水强度、地下水埋深以及包气带岩性、地形、地貌等因素。浅层地下水主要从南向北径流，人工开采是主要排泄方式。在广饶南部井灌区由于目前浅层地下水大量开采形成了大面积区域下降漏斗。根据地下水0m等水位线，1997年漏斗面积为321km2。由于地下水力坡度加大，水位埋深增加，不但改变了浅层地下水天然流场，而且使浅层地下水垂向补给，大部分消耗在包气带地层中，减少了浅层地下水垂向补给量。同时，又是造成咸水向南入侵的一个重要因素。冲洪积扇水文地质区，在石村—稻庄一线以北的浅层微咸水区，水位埋深一般在2～5m，地下水以垂直运动为主。排泄方式主要为蒸发。地下水动态与当地气象、水文密切相关，属气象—蒸发型。石村—稻庄一线以南的浅层淡水区，因大量超采，目前已形成区域下降漏斗，漏斗中心水位埋深30.25m，地下水由四周向漏斗中心水平径流运动。主要接受大气降水和周边径流补给。地下水动态为气象—开采型。动态特征主要受降水和人工开采量控制。年内，地下水动态变化的一般特征是4～6月为地下水位下降期。由于春灌和降水少以及枯水期的农业大量开采，地下水位大幅下降。7～9月降水多，农业开采减少，地下水位回升，8月或9月出现一个小峰值。10～12月，降水少，小麦冬灌，水位波状下降。1～3月较长时间无农业开采，地下水位上升。2月或3月地下水位达到年内最高值。
小清河以北，古黄河三角洲和近代黄河三角洲区，浅层孔隙潜水仅部分地区分布有浅层淡水和微咸水。浅层淡水和微咸水主要以大气降水、黄河侧渗补给、渠系入渗补给为主。根据同位素地下水年龄鉴定，大气降水的补给主要是近40年的大气降水补给为主。地下水的径流，总的来说，以现代黄河河床为地下分水岭，向黄河两侧方向及黄河下游方向呈扇状径流。在近代黄河三角洲亚区，主要沿古河道带和故道带向北径流。蒸发是地下水的主要排泄方式，有部分人工开采。浅层淡水和微咸水以垂向运动为主。地下水动态主要受大气降水、地表水、渠系入渗的影响。其动态特征与气象、水文等因素有关。地下水动态特征主要为气象—蒸发型。一般年内变化分几个阶段，每年3～4月春灌开始，地下水位开始升高，出现一个小峰值。5～6月，为枯水期，水位下降，6月底达到最低值。7～9月为丰水期，水位上升，8月水位达到最高值。10月至次年2月为调整期。
2.中深层地下淡水补给、径流、排泄条件
在支脉河以南地区，中深层孔隙承压淡水主要接受山前冲洪积扇由南向北的侧向径流补给。由于中深层承压水含水层间均具有较稳定较连续且厚度较大的粘性土隔水层，因此含水层间水力联系微弱，越流补给量较小。人工开采是主要的排泄方式。目前中深层孔隙承压水已形成广饶—石村为中心的一个南北向下降漏斗，根据-14m等水位线，1996年中深层水漏斗面积255km2。形成漏斗东西两侧中深层孔隙承压水向漏斗中心方向径流、补给。
中深层孔隙承压淡水主要受区外侧向径流补给，以水平运动为主，径流滞缓，其动态特征与当地气象水文条件等季节性变化无关，主要与开采区的开采强度有关。地下水动态特征属径流—开采型。
支脉河以南地区中深层承压水因人工大量开采，区内形成以广饶县城—石村为中心的南北向区域下降漏斗，改变了地下水天然流场，形成了漏斗周边向漏斗中心补给。地下水以水平径流运动为主。地下水动态特征，年内高水位出现在3月，5～6月水位最低，7～9月水位又逐渐抬升。地下水位总体是下降趋势。
3.深层地下淡水补给、径流、排泄条件
深层地下淡水主要接受山前冲洪积扇平原侧向径流补给。由南向北径流。人工开采是主要排泄方式。深层孔隙裂隙承压淡水补给条件差，水平径流滞缓，水交替作用微弱。牛庄地区，按-25m等水位线，1996年深层水降落漏斗面积为233km2。草桥地区，按-20m等水位线，1996年深层水降落漏斗面积为121km2。形成漏斗周边向中心的径流补给。深层孔隙裂隙承压淡水的运动主要以水平运动为主。受人工开采强度控制。其地下水动态特征为径流—开采型。
目前已形成以草桥、牛庄为中心的区域下降漏斗，形成漏斗周边向漏斗中心的补给，人工开采是主要的排泄方式。地下水动态主要受人工开采强度控制，年内2月份水位最高，5～6月水位最低，多年呈下降趋势。
4.2.3水资源开发利用现状、未来需水量及可供水量分析
1.水资源开发利用现状
全市年均供水量（1991～1996年）141243×104m3，其中地表水131036×104m3，占92.8%；地下水10207×104m3，占7.2%。地表水供水量主要是黄河引、提水工程供水量，但引水时间与引水量大小与黄河季节来水量及当地降雨量密切相关，一般相机而供，多水多供，少水少供。1991～1996年东营市年均引黄河水量129822×104m3，占全市年均供水量的92%，占地表水年均供水量的99%。如表4-3。
表4-3东营市1991～1996年实际供水量统计表单位：104m3/a
注：各县、区的供水量均含油田。
地下水供水受降雨量影响较大，降雨量大则农业开采量小，反之则开采量大。1991～1996年浅层地下水年均供水量8048×104m3，约占地下水供水量的78.8%。中深层地下水年均供水量2159×104m3，占地下水供水量的21.2%。东营市地下水年均超采2500×104m3。
按用途分，工业用水17918.6×104m3/a，占12.7%，城镇生活用水2962.9×104m3/a，占2.1%，农业用水99632.2×104m3/a，占70.5%，畜、牧、渔业用水3104×104m3/a，占2.2%，农村生活用水4645.0×104m3/a，占3.3%，其他用水12980.3×104m3/a，占9.2%。
2.未来需水量
预测的需水量涉及对工农业发展的估计和用水定额等未定因素。东营市水利局按工业、农业灌溉、林牧副鱼、城镇和农村居民生活用水，对黄河三角洲地区需水量进行了预测分析，划分高低两个方案。如表4-4。
表4-4黄河三角洲地区需水量预测表单位：104m3
3.可供水量分析
东营市可供水源包括当地地表水、黄河客水和地下淡水、微咸水。由于区内地表水受污染严重，水质较差，可利用量很小，近期不作为可利用量考虑。黄河客水可供水量分析考虑引黄时有4个限制条件：①汛期黄河来水量大于5000m3/s不能引。②含砂量大于30kg/m3不能引。③冰凌期引水天数按70%计。④由于渠道的限制，实际引水量较设计引水量小，仅为270m3/s，即为设计值的60%。以此推求黄河水资源可供水量（见表4-5）。
表4-5现状工程条件下水资源可供水量表单位：104m3
根据东营市需水量预测和可供水量的计算及分析结果，分别按不同保证率时的高、低方案进行水资源供需平衡分析，2000年在保证率为95%时，高方案缺水88597万m3/a，低方案及75%、50%保证率时均不缺水；2010年在保证率为95%时，高方案缺水293782万m3/a，低方案缺水102025万m3/a；在保证率为75%时，高方案缺水134134万m3/a，低方案及50%保证率时均不缺水。
㈣ 地质中透镜体是如何形成的
透镜状构造常见于构抄造破碎带、矿体或夹石中．野外所见的透镜体大的可达5 m～8 m，小的仅有2 rm ～3inn．在叠加有压性、压剪性构造活动的含矿构造带中较发育，透镜体旁侧往往有平卧或倾竖褶皱相伴， 推断透镜体大多是压性、压剪性构造变形的产物.透镜体的产状与控矿构造带一致，侧伏角为15°～40°，但侧伏向有所差异，成矿前和成矿期透镜体向北西侧伏，与河前庄斜轴倾伏向一致，而成矿后透镜体则多向南东侧伏，与后期强烈的左旋压剪性改造有关。
㈤ 井田水文地质
井田山西组二1煤层是主要可采煤层，五3煤仅局部可采。根据地下水向矿井充水和供水的关系，以及水层在空间的分布特征，共划分7个含水层、5个隔水层。其中二1煤层顶底板直接含水层、底板间接含水层为主要含水层。现叙述如下：
（一）含水层（组）
1.上寒武统和中奥陶统灰岩含水组（Ⅰ）
由崮山组至马家沟组组成，主要岩性为白云质灰岩，出露于井田以南地段。崮山组厚层状白云质灰岩中部，在曹村至杜家门一带见溶沟、溶槽、石芽等岩溶地貌，构成近东西向的岩溶发育带（长2.7km，宽0.05～0.10km）；在白坪水泥厂附近有大溶隙（宽0.8～2m）和大溶洞（高4～5m），均被粘土、碎石块充填。在长山组薄层状白云质灰岩中，西白坪白江河南岸见溶洞（两溶洞相距7～8m，相互连通），洞高0.8～1.2m，走向南东，长数10m。勘探区揭露该含水层的钻孔65个，其中厚度大于50m的12孔，最大厚度为111.14m（水9204孔见长山组17.59m，下崮山组93.55m）。其中溶洞7孔，占10.8%，溶洞最高3.22m（副10309孔长山组中下部），洞内多有部分充填物，溶洞钻孔分布于89～副103勘探线之间，标高411.55～163.30m。马家沟组石灰岩分布于井田东南部和113勘探线以东，有8孔揭露，厚2.59～38.22m（11706孔38.22m）。含水层灰岩化学成分、电法资料表明，东白坪至南地之间埋深100～250m，为上寒武统岩溶发育带。
在岩溶地层出露区西部有少数下降泉，流量0.325～2.30L/S，（标高461.64～382.78m），含水组有7孔漏水，漏失量1.02m3/h～全漏，单位涌水量0.00962～1.863L/S·m，渗透系数0.1567～5.85m/d，标高428.62～229.25m，为岩溶裂隙承压水。含水组受岩性、古风化带、断层带和埋藏条件等所控制，富水性极不均一（弱—强）。水化学类型为HCO3-Ca和HCO3-Ca·Mg水，水温14～16.5℃，矿化度0.256～0.371g/L。含水组顶至二1煤底板平均间距72.60m，是底板间接含水层。
2.太原组下段灰岩含水组（Ⅱ）
含水层为L14石灰岩。有83孔揭露，灰岩平均厚13.63m（单层厚一般2～4m），103勘探线以东一般厚10～18m，以西9～16m，有东厚西薄的变化趋势。见溶洞钻孔4孔（占揭露钻孔的4.8%），分布于副98勘探线以东，标高299.76～128.09m。其中副9903孔见7层溶洞，洞高0.20～3.13m，岩溶率达55.2%，被粘土全部充填。石灰岩化学成分，灰岩泥质含量（SiO2，A12O3，Fe2O3）由上至下变低，CaO含量增高，CaO和MgO比值增大。石灰岩质纯、溶解度高，易岩溶化含水组地层在井田南部零星出露，泉水极少，流量0.100L/s。漏水钻孔7孔，漏失量1.80～13.20m3/h，单位涌水量0.0021～0.00491L/s·m（井田东侧11904孔单位涌水量0.374L/s·m），渗透系数0.0362～0.222m/d，水位标高407.31～263.01m，为岩溶裂隙承压水。富水性由西向东增强，弱至中等。水化学类型为HCO3-Ca水，水温14.5～16℃，矿化度0.316～0.470g/L，含水组顶至二1煤层底板平均间距45.60m，是底板间接含水层。
3.太原组上段灰岩含水组（Ⅲ）
L7灰岩及以上太原组平均厚16m，L7-9灰岩为含水层。揭露钻孔96孔（揭露L8-9灰岩115孔），灰岩厚0～16.86m，平均厚9.41m。99勘探线以西一般厚5～10m，L7灰岩相变为砂岩地段厚2～5m；东部一般厚8～12m，有东厚西薄的变化规律。L9灰岩有73孔岩性为硅质菱铁质泥岩，占揭露钻孔的63.5%，平均厚0.59m。L8灰岩西部多为泥灰岩，平均厚2.34m。L7灰岩为厚层状隐晶质含燧石结核灰岩，厚0～13.94m，平均厚8.26m，井田东部厚度大，层位稳定，西部变薄，部分相变为砂岩。L9和L8灰岩泥质含量高，其平均含量分别为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。灰岩的化学特征与上述岩性是相符的。L7灰岩有7孔溶洞，占揭露钻孔的7.3%，L7-8灰岩漏水钻孔16孔，占16.7%。岩溶裂隙漏水孔分布于99～108勘探线之间，标高79.24～340.48m，形成岩溶裂隙发育地段，在150m以上岩溶发育，以下主要为溶裂。
以箕F31断层为界，西部出露少量下降泉，流量0.014～0.615L/s，单位涌水量0.00487～0.164L/s·m，渗透系数0.080～1.90m/d，水位标高305.295～412.80m；东部单位涌水量0.353～0.664L/s·m，单孔抽水渗透系数2.93～9.44m/d，水位标高268.989～299.86m。东、南线导水性较强，其次为北线。地下水化学特征，pH值7.40～8.30，矿化度0.307～0.471g/L，水温15～17℃，水质类型为HCO3-Ca和HCO3-Ca·Mg水。综合上述，箕F31断层以西属弱富水的灰岩裂隙承压水，以东为富水性中等的岩溶裂隙承压水。岩溶裂隙在空间的分布和富水性具有不均一的特征。L8灰岩顶至二1煤层底板平均间距17.28m，为底板直接含水层。
太原组上段灰岩含水组地下水流场特征：
（1）地下水天然流场
多孔抽水试验以前，地下水长期观测取得的天然流场。箕F31断层的东部和西部具有截然不同的特性，主要有以下几方面：
1）东部地下水等水位线稀疏，水力坡度1%～12.4%，沿断层带形成南西-北东向的地下水强径流带；
2）西部地下水等水位线密集，水力坡度8.4%～16.7%，地下水水位标高比东部高60m左右；
3）流场所反映的地下水流向，东部由南向北，自东向西；西部自西向东。地下水汇集于断层带后呈北东向径流。
（2）地下水人工流场
多孔抽水试验地，东部以副10211主孔为中心形成椭圆形的降落漏斗（长轴与箕F31断层方向一致）；西部基本保持了地下水天然流场特征。随抽水时间的延长降落漏斗不断扩大（动水位呈缓慢下降趋势），恢复水位长达37～84d，说明地下水的补给条件较差。
4.山西组砂岩含水组（Ⅳ）
在二1煤层以上有4～5层细—粗粒砂岩（俗称大占砂岩、香炭砂岩和冯家沟砂岩）为含水层。揭露钻孔204孔，砂岩厚2.45～58.23m，平均20.11m。含水层出露于井田浅部低山丘陵地带，泉水少，流量0.014～0.155L/s。据93孔工程地质编录统计，岩心破碎至较破碎的58孔，占62.4%，砂岩裂隙较发育，漏水钻孔10孔，占揭露钻孔的4.9%，漏失量1.00～12.00m3/h，单位涌水量0.0062～0.0181L/s·m，渗透系数0.0141～0.2974m/d（有3孔抽干），水位标高320.86～371.81m。水温14～16℃，矿化度0.242～0.382g/L，水质类型为HCO3-Ca·Mg·K+Na和HCO3-Ca水。含水组富水性弱，属砂岩孔隙裂隙承压水，为二1煤层顶板直接含水层。
5.五3煤顶底板砂岩含水组（V）
根据煤层可采范围内29孔统计，顶板含水层为细—中粒砂岩1～3层，厚0～15.8m，平均4.94m。泉水少，流量小于0.5L/s。有7孔漏水，漏失量0.84m3/h，全漏（构造裂隙漏水3孔，漏水量0.84～2.40m3/h，其余4孔为老窑风化带漏水）。底板含水层有细—中粒砂岩1～2层，多为透镜体，一般厚1.00～17.76m，平均厚2.92m。10802孔漏失量2.40m3/h，10503孔老窑漏水，漏水量大于9m3/h。含水层为砂岩孔隙裂隙承压水。
6.平顶山砂岩含水层（Ⅵ）
岩性主要为厚至巨厚层状中—粗粒砂岩，平均厚69m。出露于单面山峰地段，有较多的下降泉水出露，流量0.091～2.883L/s。全揭露钻孔12孔，含水层构造和风化裂隙发育，2孔涌水，流量0.28～0.35L/s，1孔漏水，漏失量4.00m3/h，为砂岩裂隙承压水含水层。水温13～17℃，矿化度0.212～0.326g/L，水质类型为HCO3-Ca及HCO3-Ca·K+Na水。含水层与采煤无关，可作为局部小水量供水水源点。
7.第四系含水层（Ⅶ）
分布于低山丘陵的沟谷中，为坡-洪积和冲-洪积物，平均厚7.10m。其中白江河谷一级阶地堆积物，一般厚3～6m。含水层呈二元结构，上部为亚砂土含小砾石，下部砾卵石夹亚砂土、亚粘土，砾径50～500mm，次圆—次棱角状，分选差。泉水流量0.10～1.192L/s，水位埋深3～5m，含水层属孔隙潜水，富水性弱至中等。水温12～17℃，矿化度0.262～0.422g/L，水质类型为HCO3-Ca水。含水层在井田南部92勘探线至箕F31断层之间的部分地段覆盖于上寒武统。上石炭统太原组灰岩和下二叠统山西组砂岩含水层之上，对其有补给。
（二）隔水层
1.本溪组铝质泥岩隔水层
井田有69孔揭露，厚2.26m，平均10.0m。层位稳定，是上寒武统和中奥陶统灰岩含水组与太原组下段灰岩含水组之间的隔水层。
2.太原组中段砂泥岩隔水层
L4岩顶至L7岩底之间的地层，有101孔揭露，厚14.0～54.0m，平均厚24.00m，泥岩类厚度占65.8%。为太原组上、下段灰岩含水组之间的隔水层。
3.二1煤层底板隔水层
L8灰岩顶至二1煤层底之间的地层，有137孔揭露，岩性主要为泥岩类夹薄层泥灰岩、细砂岩、煤层，厚2.60～37.61m，平均17.28m。箕F31以西，浅部一般厚大于10m，中深部5～10m；东部变薄，一般厚5～10m。岩石抗拉强度平均2.1MPa。层位稳定，厚度变化较大，隔水性较差。
4.下石盒子组泥岩类隔水层
五3煤底板含水层以下的地层，厚约160m，岩性以泥岩、砂质泥岩为主，夹薄层砂岩和薄煤层等。厚度大，层位稳定，为良好的隔水层。
5.上石盒子组泥岩类隔水层
平顶山砂岩底至五3煤顶板含水层之间的地层（包括下石盒子组上部地层），厚约320m，岩性以泥岩类为主，厚度大，层位稳定，是良好的隔水层。上述隔水层中，二1煤层以下含水层之间的隔水层，在自然状态下，井田西部隔水性相对较好，东部受断层的破坏隔水性较差。
㈥ 矿井水文地质
（一）含水层
1.第四系砂、砾石孔隙含水层
本区第四系发育厚度为0～45.26m。上部为黄土或砂质粘土，厚0～45.26m，平均18.37m，对大气降水对下部各含水层的淋漓、渗漏补给起阻隔作用。下部为砂砾石（或卵石）厚0～39.8m，平均7.65m，全区发育，其厚度变化主要受古地形地貌及现代流水堆积作用控制，基本规律为矿区北部较南部发育，东部较西部发育。该含水层主要由流砂、砂（卵）石组成，呈未胶结或半固结，导（富）水性较好，富含孔隙潜水。q=0.0074L/（s·m），k=0.0406m/d。水位标高225.15m，其水位水量变化动态不稳。与二1煤层间无稳定水力联系，对二1煤层的开采影响不大，但在隐伏露头地段，当开采煤层后形成的冒落破碎裂隙带与该含水层沟通时，则构成直接充水水源。
2.二1煤层顶板砂岩裂隙含水层
二1煤层以上60m范围内，为煤层采动后的冒落破裂影响带，在该影响带内发育的中粗粒砂岩含水层的承压水，将首先充入矿坑，是二1煤层顶板的直接充水含水层。据统计，该范围内发育的中—粗粒砂岩3～5层，主要为大占砂岩和香炭砂岩，厚0～32.87m，平均15.75m，该砂层组多为硅质胶结，致密坚硬，裂隙较发育，但多被方解石脉所充填，多以顶板淋水形式向矿坑充水。
3.太原组上段灰岩岩溶裂隙含水层
主要由太原组上段灰岩组成，其中L7和L8灰岩较发育，层位较稳定，厚2～13.9m，平均6.32m。灰岩致密坚硬，岩溶不发育，裂隙较发育，但多被方解石脉所充填。q=0.0024～0.038L/（s·m），k=0.015～3.72m/d，水质类型为HCO3-K·Na型。该含水层厚度小，出露及补给条件差，岩石空隙不发育，导、富水性差，且及不均一，但在断层构造作用下，使其与下部强含水层产生水力联系时，富水性则会相应增强，为二1煤层底板直接充水含水层。
4.太原组下段灰岩含水层
即指太原组下段L1-4灰岩，一般L1-3灰岩较发育，层位较稳定，厚4.75～23.79m，平均厚度10.08m。L2-4灰岩局部可相变为砂岩或与L1合并为一层，致密坚硬，岩溶裂隙也不甚发育，且多被方解石脉或黄铁矿细脉所充填，导、富水性较差。L1-4灰岩为一1煤层顶板直接充水含水层。
5.中奥陶统石灰岩岩溶裂隙含水层
该层厚度为2.05～73.5m，单位涌水量q=0.0141～18.79L/（s·m），渗透系数k=0.0285～119.27m/d。该含水层水水质类型为HCO3-Na·Ga或HCO3-Ga·Mg型，pH值为7.4～7.7，矿化度为0.574g/L。目前水位标高为171m左右（观1孔资料），岩溶裂隙发育，补给条件好，富水性强，但极不均一，为本区重要含水层，是一1煤层底板直接充水含水层。
主采煤层和含水层关系详见图4-2。
（二）隔水层
1.石盒子组砂泥岩隔水层
自基岩风化面下至二1煤层顶板60m之间，厚100～300m，由泥岩、砂质泥岩、砂岩等碎屑岩组成，以泥岩、砂质泥岩为主，间夹数层中厚层状粗粒砂岩含水层，富存有一定的水量。但各含水层挟持于厚层泥质岩之间，且距开采煤层较远，又因含水层砂岩胶结致密坚硬，在该段中起到骨架作用，相对增强了泥质岩层的抗压强度，故该岩层段裂隙不发育，透水性差，再加上其在地表呈零星出露，补给条件不佳，岩段厚度大，抗压强度较高，故能对上部第四系砂砾石潜水含水层和下部二1煤层顶板砂岩承压含水层之间的水力联系起到一定的阻隔作用。但在煤层露头区或煤层开采引起导水裂隙高度较大时，可能会失去阻水能力，使得地表水和第四系砂砾石潜水充入矿井。
图4-2 主采煤层与主要含水层示意图
2.二1煤层底板砂泥岩隔水层
系指二1煤层底板至L8灰岩顶界之间的砂泥质岩段。据统计，厚度5.25～48.93m，平均为12.41m。岩层以泥岩、砂质泥岩、粉细粒砂岩为主，底部夹一灰岩薄层（或灰岩透镜体），分布连续、稳定，其裂隙不发育，透水性差，隔水性能良好。由于该隔水层的存在，有效地防范了二1煤层在回采过程中太原组L7-8灰岩水直接涌入矿井。在局部地区由于断裂构造和采动影响，其隔水性能相对降低。
3.太原组中段砂泥岩隔水层
太原组中段即自L7灰岩底至L4灰岩顶之岩段，平均厚46.95m，岩性以泥岩、砂质泥岩、细中粒砂岩为主。间夹灰岩层（L5），岩石裂隙不发育，透水性差，隔水性能良好，有效地切断了太原组下部薄层灰岩与上部L7-8灰岩之间的水力联系，使二1煤层底板的多个薄层灰岩复合式含水层之间的整体性和连续性大大减弱。同时，该隔水层的存在也有效地阻隔了奥陶系灰岩含水层与太原组薄层灰岩含水层之间的水力联系。
4.本溪组铝土岩、泥岩隔水层
由本溪组铝土岩、铝土质泥岩组成，厚度为0.58～16.65m，平均9.36m，其岩性致密，强度中等，透水性差，具有良好的隔水性能，该隔水层的存在有效地阻隔了奥陶系灰岩水与太原组薄层灰岩含水层之间的水力联系。但在断裂破碎带和沉积薄弱地段或受到采动破坏影响，该隔水层将失去或降低其隔水性能。
（三）地下水动态特征
1.矿井涌水量逐年增加
大平煤矿1986年投产初期，年平均涌水量为134.44m3/h。1987年至1988年4月份，水量急剧增大至561.7m3/h，除因开采面积相应增加外，推断有第四系潜水和老窑水成分。之后，涌水量恢复至150m3/h，并随着回采面积的扩展，涌水量逐渐增加至2004年的424.6m3/h。大平矿历年矿井涌水量曲线见图4-3。
图4-3 大平煤矿历年矿井涌水量曲线图
2.涌水量与大气降水的关系
大平矿矿井涌水量与大气降水密切相关，据多年统计资料，每年最大降水月份为7～8月，而矿井涌水量最大月份为每年的10月份，与最大降水月相比，相应延迟约2～3个月，最小涌水量为来年的7月份，表现出集中补给逐渐消耗的补给排泄特征，大平矿月平均涌水量与降雨量关系曲线见图4-4。
3.奥陶系灰岩水位变化趋势
通过对1987～1992年13-补27孔奥陶系灰岩水位和1997年5月～2005年5月对观1孔中奥陶统灰岩水位观测，大平矿奥陶系灰岩水位呈逐年下降趋势，降幅每年近1.5m（图4-5，图4-6）。中奥陶统灰岩水位由建井初期至今已经由199.88m下降至171.29m，表明该矿区地下水降落漏斗在逐渐扩展和形成过程中。
（四）地下水补给径流排泄
区域地下水运移规律是由西北向东南流动，荥密背斜南翼及矿区西部山区是寒武系—奥陶系及石炭系含水层出露地区，为地下水之补给区，大气降水渗入形成地下水后向东南方向运移，一部分由超化泉群及灰徐沟泉群泄出，其余均运移到新郑矿区的八千背斜轴部地带由寒武系—奥陶系含水层隐伏露头区排出泄入第三、四系冲积层中。
图4-4 大平矿月平均涌水量与降水量关系曲线图
图4-5 13-补27孔奥陶系灰岩水位变化曲线图
图4-6 观1孔奥陶系灰岩水位变化曲线图
大平井田位于新密煤田西南，井田南、北、西三面环山，组成一个向东开阔的箕形汇水盆地，周边为寒武系—奥陶系灰岩或二叠系碎屑岩组成的低山丘陵区。煤矿床隐伏于第四系冲、洪积扇堆积物之下，矿区地势西高东低。大平井田构造特征为一轴向近东西的向斜构造。矿区大致以大冶向斜为对称轴由南北中马家沟组、本溪组、太原组逐次出露，成为地下水的主要补给区，大气降水是其主要补给来源。但由于矿区内沟谷发育，地表高差大，植被稀少，排泄条件好，故不利于地下水入渗补给。二1煤层顶板含水层与上部冲、洪积层之间有水力联系，富水性较强。
井田内奥陶系灰岩水流向基本以地层倾向相同，由井田南、北、西三面向中心汇集，并由井田西南部流出井田。二1煤层顶板砂岩水及太原组灰岩岩溶裂隙地下水，主要以井下排水的形式进行人工排泄。
㈦ 地质中透镜体的概念
简单说说：一种砂岩结构，有透镜的曲率结构，故名透镜体。
透镜体一般是变质作用形成的，也有的是固结成盐的。一般是矿物、石油的勘探好向导。
㈧ 可利用的水资源是在什么地方发现的
在塔克拉玛干沙漠北面和东面，水的矿化度很高，每升水的含盐量可达到数十回克甚至百克以答上，现有的净化手段很难使它们淡化。这些地方，应该说是沙漠真正的缺水区。但这种“缺水”，不是没有水，而是没有可以利用的淡水。
在塔克拉玛干地区，也有淡水的存在，由于有淡水的定期补给，使潜水渐渐被淡化，所以也被称为“冲淡型潜水”。但是，河水下渗的宽度是有限的，一般在200～500米之间，而在河流转弯处的凹岸，水流冲力影响的宽度自然大一些，有时可达数千米。这些淡水聚集成纺锤状，在水文地质上被称为“淡水透镜体”，但这种淡水透镜体厚度不会很大，一般小于30米。找到这些淡水透镜体，对开发沙漠的意义十分重大。
新疆水文地质部门在塔中油田附近找到了一处淡水，引起了新闻媒体大篇幅的报道。实际上，这处“淡水”是矿化度每升约一克左右的微咸水，按现行饮用水标准衡量属于下限，但对油田来说已经是弥足珍贵的了。希望塔克拉玛干会发现更多的水资源。
㈨ 区域地质和水文地质背景
一、气象水文
1.气象
九里山泉域岩溶水系统地处中纬度地带，属大陆季风型温暖带半干旱性气候，四季分明。据焦作气象站1952～2008年降水观测资料（图10-2），57年平均降水量为598.31mm，最大年降水量为1101.7mm（1955年），最小年降水量为243.3mm（1981年）。降水年内分配不均（表10-1，图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月降水总量仅占全年降水量的5%。多年平均蒸发量为1774.2mm，是年降水量的三倍，其中以5月、6月、7月蒸发量最大，三个月蒸发量占全年蒸发量的40%。多年平均气温为13.4℃，相对湿度为70%。最低气温出现在元月份，平均气温为-2.1℃，最高气温出现在6月份，月平均气温为27.0℃。
图10-2 焦作市1952～2008年年降水量柱状图
表10-1 焦作市1952～2008年月均降水量统计表
图10-3 焦作市多年月均降水量柱状图
2.水文
系统内河流有丹河、西石河、山门河、纸坊沟、峪河、新河、大沙河等（图10-1），丹河属黄河水系，其余河流属海河水系。丹河和峪河为常年性河流，其他河流均为季节性河流。
丹河发源于山西省高平县境内，干流长为162km，流域面积为3150km2。在系统内流经寒武-奥陶系灰岩岩溶发育区（图10-1），漏失严重，河水成为九里山泉域岩溶水系统的重要补给源之一。其中后寨至后陈庄段是河水强烈渗漏河段，渗漏量1.284～1.734m3/s。丹河山路平水文站46年（1955～2000年）年均径流量为7.34m3/s，最大径流量为22.00m3/s（1956年），多年趋势变化总体上呈阶段性下降（图10-4）。西石河、山门河、纸坊沟流经灰岩分布区，河流漏失严重，除丰水年有洪水流出山口外，其余时间均无水流，常表现为干谷，河水在距出山口5～10km地段全部漏失补给地下水。
二、地形地貌
焦作市区北部为太行山区，南部为黄河、沁河冲洪积平原。全区地形整体上为西北高、东南低。北部山区地面高程200～1790m，地形陡峭，地面起伏大，河谷深切，岩石裸露，发育地表岩溶景观。市区及市区南部为山前倾斜平原区，地面标高80～200m，地形略向南、南东倾斜，总体由北向南逐渐降低（图10-5）。
在长期内外地质营力的作用下，形成了山地和冲洪积平原两个一级地貌单元。根据地貌成因和形态特征，山地和冲洪积平原可划分为七个二级地貌单元。分述如下：
图10-4 丹河山路平水文站年均流量动态变化曲线图
图10-5 焦作附近地形地貌卫星影像图
1.山地
（1）构造侵蚀中山
分布于市区北部山西境内的晋庙铺、柳树口、夺火一带，山体呈北东向展布，标高为1000～1790m，地形陡峭，沟谷深切，似峰林地貌。山体出露地层主要是元古宇变质岩。
（2）构造溶蚀低山
分布于寨豁、赵庄、西村、黑龙王庙一线以北，地面标高为500～1000m。地形起伏较大，沟谷深切。山体岩层多为寒武-奥陶系灰岩和白云岩，地表岩溶发育，有溶隙、溶沟、溶槽和大型溶洞。
（3）构造剥蚀丘陵
分布于近山前地带，标高为200～500m，山顶呈浑圆状，山坡平缓。地表多出露中奥陶统灰岩和石炭-二叠系砂岩、泥岩。
2.山前倾斜平原
分布于山前一带，由河流冲洪物堆积而成。分坡洪积斜地、冲洪积扇、扇前和扇间洼地、交接洼地等二级地貌单元。
（1）坡洪积斜地
不连续地分布于市区东北部的方庄、薄壁等近山前地带，由重力和坡面水流作用堆积而成，黏土、碎石、卵石等组成的坡积物呈倒石锥状或围绕坡麓堆积构成坡积裙，坡积裙相连组成坡积斜地。
（2）冲洪积扇
在丹河、西石河、山门河、子房沟、翁涧河等河流的出山口处，间歇性暂时洪流堆积作用形成了一系列冲洪积扇。不同时期、不同河流的洪积扇相互重叠或相连，呈带状沿太行山前连成一片。组成物质为粉质黏土、黏土、卵砾石等。
（3）扇前洼地
分布于焦枝铁路线以南至新河间的朱村—于村—墙南—待王一带，为西石河、翁涧河、山门河洪积扇的前缘地带，地形低洼，地面标高95～85m，微向东南倾斜。组成物质以粉质黏土、粉土为主，局部夹有砂层。
（4）交接洼地
分布于新河—大沙河一带，为黄河、沁河的冲积平原与太行山山前冲洪积平原之间的交接洼地，由粉质黏土、粉细砂土组成。地势低洼，地面标高100～90m，微向东南倾斜。
在山前冲洪积平原中上部，分布有十几座煤矿。采煤引起地表下沉变形，地表形成塌陷坑。据调查，焦作矿区有较大的塌陷坑17个，塌陷面积近70km2。
三、地层与构造
1.地层
区域出露的地层有太古宇变质岩、震旦系石英砂岩、寒武系和奥陶系碳酸盐岩，石炭系和二叠系煤系地层、三叠系砂页岩、新近系砂泥岩、第四系松散冲洪积物。由老至新分述如下：
太古宇（Ar）：出露于山区峪河口、薄壁一带，主要岩性为变质程度中等的片麻岩和混合岩，厚度大于1000m。
震旦系（Z）：分布于山区马鞍石水库一带，与下伏太古宁呈角度不整合接触。主要岩性为浅红、紫红色石英砂岩，厚度为100～500m。
寒武系（）：出露于丹河、峪河等深切河谷中，与下伏震旦系地层平行不整合接触。总厚度为300～500m，分下统、中统、上统。下统主要为泥灰岩、泥质灰岩、砖红色页岩和砂岩，中统下部为紫红色页岩、砂岩，中上部为深灰色亮晶灰岩、白云岩，上统是中厚层状白云岩。
奥陶系（O）：山区广泛出露于地表；山前倾斜平原区则隐伏于石炭-二叠系之下，与下伏寒武系呈整合接触。总厚度约500m，分中统、下统。下统出露于深切河谷两岸，岩性为青灰色细晶白云岩和硅质条带或硅质团块白云岩。中统广泛分布于山区，山前倾斜平原区除局部埋藏于新生代地层之下外，大部分埋藏在石炭纪地层之下。是一套碳酸盐岩地层，厚度约400m。岩性主要是黑色、灰色厚层状灰岩、白云质灰岩和泥灰岩。
石炭系（C）：山区零星出露，山前平原区则隐伏于新生代地层之下，是一套由灰岩、泥岩、页岩组成的海陆交互相沉积，含煤数层。厚70～90m。
二叠系（P）：隐伏于山前平原之下。岩性为砂岩、页岩互层，夹可采煤层。厚度为70～120m。
新近系及第四系（R+Q）：据钻孔资料，新近系下部为砾岩、泥岩、砂岩、灰岩互层，上部是黏土、砂砾石互层。第四系（Q）分布于山前冲洪积平原区，由砾石、砂、粉土和粉质黏土组成，沉积物厚度从北向南由薄到厚，颗粒由粗变细。前冲洪积平原上部（近山前）沉积物一般为粉质黏土、砾石层或粗砂层，中部一般为粉质黏土夹粉土或中细砂层，冲洪积平原前缘多为粉质黏土夹粉土或砂透镜体。第四系地层厚度在近山前地带小于50m；老城区为75～150m，局部大于200m；焦枝铁路线南至新河一带，厚为175～200m；新河至大砂河一带，厚度大于500m。
区内分布的地层由于岩性不同，构成不同的含水介质。广泛分布的寒武系和奥陶系灰岩和白云岩岩溶裂隙普遍发育，富水性和导水性强，并具有很好的补给条件，富含岩溶水。石炭系薄层灰岩，岩溶裂隙较为发育，也富含有岩溶水。分布于山前冲洪积平原第四系冲洪积物，厚度大，砂卵石及砂层孔隙中，富含孔隙水。
2.构造
本区基岩断裂构造发育（图10-6），多为高角度正断层。受断裂构造控制，区内地层形成自北向南呈阶梯状下降的单斜式构造形式，地层倾角为10°20°。现将对岩溶水赋存和运动有控制意义的断层简要描述如下：
图10-6 焦作矿区基岩断裂构造纲要图
（1）凤凰岭断层
西起石河附近，与盘古寺断裂相交，向东经丹河、瓦窑沟，在焦作北部沿太行山山前展布，地貌上构成山区与平原的分界线。过焦作后隐伏于新生界地层之下，向东经过王母泉、葛庄，至狮子营一带尖灭，全长约70km。断层呈东西向走向，倾向南，倾角70°～80°，为一正断层，落差200～300m。该断层带岩石破碎，溶蚀裂隙、溶孔、溶洞发育，多个钻孔揭露过直径大于1m的溶洞，导水性和富水性强，是岩溶地下水的强径流带和富集带，大型集中水源地（岗庄、阎河等）和大型岩溶水充水矿井（演马矿）均处在该断层带上，各水源地取水量很大，但水位降深和影响范围有限。
（2）朱村断层
朱村断层是盘古寺-新乡断裂的一部分，盘古寺-新乡断裂西起济源克井盆地以西山区，向东经盘古寺、河口、柏山、焦作，直至新乡市南部的郎公庙，全长约160km。呈东西走向，倾向南，倾角为60°～70°，北盘上升，南盘下降，落差700～1000m。断层北盘的奥陶系灰岩岩溶含水层与南盘的石炭-二叠煤系地层及新生界相对阻水的地层对接，使岩溶水不能越过断层向南运动，从而构成岩溶水的南部边界。断层带岩石破碎，岩溶发育，断层北侧构造发育，断层北侧的岩溶水沿王封断层、39号井断层等北东向导水断层渗流。
（3）九里山断层
断层走向北东，倾向北西，倾角70°。南东盘上升，北西盘下降，落差300～1000m。南东盘局部地段中奥陶统灰岩出露地表，形成北东向展布的残丘，残丘附近中奥陶统灰岩与第四系接触，形成“天窗”。天然状态下，残丘附近曾是区域岩溶地下水的排泄中心，岩溶水以泉群形式集中排泄，20世纪50年代泉流量达12m3/s。该断层也是岩溶水强径流带，演马庄矿特大型突水后，岩溶水降落漏斗也沿断层扩展。九里山断层西南端与朱村断层交会，中间被凤凰岭断层截断，东北端与方庄断层交会，起到沟通各大断层的作用。
（4）赵庄断层
西南端与凤凰岭断层斜接，向北东方向延伸，全长35km，倾向南东，倾角65°～85°。赵庄断层和朱岭断层组成地垒构造，对焦作地区岩溶水渗流和分布有一定控制作用。断层两侧岩溶水水位及动态明显不同，北侧为高水位区，断层南侧为低水位区，断层两侧水位相差70～240m。
（5）方庄断层
呈北西走向，落差200m，倾向南西，西盘上升，东盘下降。导水性强，该断层西侧的冯营矿多次突水，最大突水量85m3/min。该断层与NE向展布的九里山断层相交，来自北部山区的岩溶水沿方庄断层带和九里山断层带运动、富集。
此外，规模比较大的断层还有39号井断层、3号井断层、天官区断层、王封断层、冯封断层、黑龙王庙断层、马坊泉断层等。
四、岩溶水系统边界
九里山泉域岩溶水系统周边均为隔水边界，岩溶水有独立的补给、径流和排泄条件。
1.西北边界
系统西北为丹河小山字形东南弧压性断层组成的隔水边界，总体上北盘上升、南盘下降。在晋城孔庄白水河河谷地面可见主断层带内发育约80cm厚断层糜棱岩，区域水文地质条件分析认为，水掌泉、三姑泉的出流与该断层带的相对阻水有关。
2.北部边界
大致在丹河一带，山字形构造前弧断层压性特征减弱，在青天河水库坝址北约2km可见断层面，断层带内发育角砾岩（未见糜棱岩），南北两侧地层断距约70m。经岩溶所水均衡计算，认为该段为潜流边界，三姑泉域岩溶水系统内约有0.944m3/s潜流量补给九里山泉域岩溶水系统（崔光中，1993）。
3.东北边界
东北边界分别与三姑泉域岩溶水系统和太行山散流区岩溶水系统为地下分水岭边界。
4.东部、南部边界
南部为朱村断层，该断层使中奥陶统含水层与南盘的石炭-二叠煤系地层及新生界相对阻水的地层对接，构成隔水边界；东南部为碳酸盐岩含水层埋深大致在1000m的滞流性隔水边界。
5.西部边界
西部边界从山西晋城冶底—追山并沿逍遥河西侧分水岭构成与延河泉域岩溶水系统的地下水分水岭或隔水边界。
五、区域水文地质概况
1.含水岩组及富水性
依据含水介质特征、储水条件、地层时代和含水层富水性，区内含水层可以划分为寒武-奥陶系灰岩岩溶含水层组、石炭系薄层灰岩岩溶含水层和第四系松散沉积物孔隙含水层组。
（1）寒武系—奥陶系灰岩岩溶含水层组
由寒武系中上统和奥陶系中统灰岩组成，总厚约900m，岩溶裂隙发育，富含裂隙岩溶水，是本区最富水的含水层。在北部山区呈裸露型，山前倾斜平原区掩埋于石炭-二叠系和新生界地层之下，呈埋藏型。岩溶发育程度和含水层富水性与岩性、构造、地形、地貌等条件有关。主干断层带包括凤凰岭断层带、朱村断层带、九里山断层带和方庄断层带，是岩溶水地下强径流带和富集带，岩石破碎，岩溶发育，裂隙密集，岩溶水沿这些主干断层富集、运动。凤凰岭断层带上分布着数个大型水源地，其中岗庄水源地，在0.05km2的面积上布有50个水源井，取水量超过2.5m3/s。凤凰岭断层与朱村断层之间的焦西矿区、凤凰岭断层与九里山断层相交构成的三角形区域即演马、韩王、九里山、古汉山一带，在东西向主干构造控制下，北东向断裂构造发育，造成岩石破碎，岩溶发育，并发育有溶洞，富水性强，是岩溶水极强富水区，单井出水量大于3000m3/d，最大可达16000m3/d。处于该区的演马矿、九里山矿、王封矿等均是大型岩溶水充水煤矿，常发生大型岩溶水突水事故。方庄断层和九里山断层相会处附近即冯营、方庄一带，奥陶系灰岩埋深小于500m，岩溶也比较发育，单井出水量1000～3000m3/d，是岩溶水强富水区。朱村断层以南和焦东矿区的凤凰岭断层以南，奥陶系灰岩岩溶含水层深埋于新生界和石炭-二叠系之下，岩溶发育微弱，富水性较差，是弱富水区。北部山区奥陶系灰岩出露于地表，岩溶水水位埋深大，岩溶发育程度和富水性具有不均匀性。
（2）石炭系薄层灰岩岩溶含水层
石炭系有5～11层薄层灰岩，其中第八层灰岩和第二层灰岩分布比较稳定，八灰厚为6～10m，二灰厚为4～21m，含裂隙岩溶水。八灰和二灰位于二煤（大煤）之下，距煤层分别是20m和70m，是煤层底板充水含水层。石炭系薄层灰岩地表露头面积有限，直接接受大气降水入渗补给量非常有限，仅在近山前及九里山、演马矿一带覆盖在第四系松散沉积物地层之下，接受上部第四系孔隙水的越流补给。石炭系薄层灰岩虽然是煤层底板直接充水层，岩溶承压水影响采掘生产，但没有供水意义。
（3）第四系松散沉积物孔隙水含水层组
孔隙水主要分布于山前冲洪积平原区，含水层主要为砂砾石层或中细砂层，顶板埋深为20～40m。受地质、地貌和水文地质条件的影响，含水层富水性空间分布不均。丹河、西石河、山门河等河流的冲洪积扇上，含水层为砂砾石层，厚度20～50m，导水性和渗透性强，补给、径流条件好，富水性最强。单井出水量扇体上部大于5000m3/d，扇体中下部为3000～5000m3/d。冲洪积平原的扇间区，含水层为砂、砂砾石，连续性差，常呈透镜体状，厚度为10～15m，导水性和渗透性较差，单井出水量为1000～3000m3/d。山前倾斜平原的前缘区，含水层为上更新统中细砂，单层厚度为5～10m，富水性差，单井出水量为500～1000m3/d。坡洪积裙区，含水层是坡洪积的碎石和砾石，连续性差，多呈透镜状，局部半胶结，富水性最差，单井出水量小于500m3/d。
2.岩溶水的补给、径流和排泄
太行山区是岩溶水系统补给区，地表分布有大面积的寒武-奥陶系碳酸盐岩，地表及地下岩溶发育，且山区大气降水丰富，大气降水入渗是焦作岩溶水重要补给来源之一。丹河常年有水，流经碳酸盐岩分布区，河床渗漏严重，多年平均渗漏量为1.60m3/s。西石河、山门河和子房沟河流属季节性河流，流经碳酸盐岩分布区，河水在距出山口5～10km地段全部漏失补给地下水。地表水沿河渗漏也是焦作岩溶水的重要补给来源之一。
岩溶水在焦作北部、西部接受补给后，由北向南、东南以水平径流方式向山前排泄区径流汇集。赵庄断层是一条弱导水断层（图10-6），岩溶水以赵庄断层为界形成水位差达70～200m的地下水力陡坎。断层北为高水位区，岩溶水水位与大气降水同步变化，丰水期（9～10月）水位200～240m，枯水期（3～5月）水位130～160m，水位升降幅度与降水量大小成正比。断层南是低水位区，岩溶水水位低，水位受大气降水和人工开采的双重影响，年水位变幅小，丰水期水位为80～85m，枯水期水位为70～80m，年水位变幅为10～12m。近山前地带断裂构造和岩溶发育，岩溶水循环径流交替条件好，是岩溶水排泄-径流区，也是岩溶水富集区。来自北部山区的岩溶水，沿凤凰岭断层、九里山断层、朱村断层等强导水断裂运动、富集，并形成岩溶水强径流带。区内分支断裂及小构造也十分发育，相互连通，从而使山前地区的岩溶水具有统一流场和相似的水位动态。
天然条件下，岩溶水在九里山残丘南侧的奥灰“天窗”处以泉群形式集中排泄，在目前开采条件下，人工开采和矿井排水是岩溶水的主要排泄方式。
3.孔隙水的补给、径流与排泄
孔隙水补给来源有大气降水入渗、农田灌溉水回渗和地下水侧向径流补给等。山前冲洪积平原区地势比较平坦，地表植被发育，包气带岩性多为砾石、砂及粉质黏土等，渗透性好，大气降水容易下渗补给孔隙地下水。因此，大气降水入渗是孔隙水的重要补给来源之一。市区西部和市区东部农业区多用矿井排水灌溉农田，焦作南部农业区多采用城市污水灌溉农田，矿井水和污水沿渠道渗漏、农田灌溉水回渗也是孔隙水的重要补给方式。人工开采、矿井排水和地下蒸发是孔隙水的主要排泄方式。此外，在灵泉碑和小张庄，孔隙水还以泉和自流井形式向外排泄。
天然条件下，孔隙水自冲洪积扇上部向扇前缘径流，径流方向与地形坡降方向基本一致。在目前开采条件下，受煤矿排水和人工开采影响，孔隙水径流状态发生了变化，孔隙水分布区出现了水位深埋、含水层疏干区，水位降落漏斗区和水位稳定区。近山前地带，因煤矿长期排水和人工开采，水位大幅度下降，水位埋深为30～60m，含水层处于疏干—半疏干状态。老城区南部因集中开采已形成孔隙水水位下降漏斗，漏斗附近孔隙水由漏斗边缘向中心运动。丰收路以南孔隙水，补给与排泄处于平衡状态，水位稳定，地下水自西北向东南运动。
4.孔隙水与岩溶水水力联系
孔隙水与岩溶水属于两个不相同的含水层系统，各自有相对独立的补给、径流和排泄条件。孔隙水主要分布于山前冲洪积平原的第四系冲洪积物中，含水空间是孔隙；岩溶水主要分布于奥陶系灰岩中，含水空间是裂隙岩溶。岩溶水补给区在北部山区，属于远源补给，大气降水入渗和山区河流渗漏是岩溶水的补给来源。山前倾斜平原区是岩溶水集中排泄区，人工开采和矿井排水是岩溶水的主要排泄方式。孔隙水的补给来源包括大气降水入渗、农田灌溉水回渗、河流和沟渠地表水沿河渗漏等，补给区范围与其分布范围一致，属于近源补给。排泄方式为人工开采、蒸发、泉排泄及地下径流等。在山前冲洪积平原上，第四系冲洪积物孔隙水含水层分布在浅部，奥灰岩溶水含水层埋藏于石炭-二叠煤系地层之下，奥灰含水层之上有350～400m厚的石炭-二叠系砂岩、泥岩隔水层，奥灰岩溶水与浅层孔隙水一般无直接水力联系。
在九里山—演马矿一带，由于九里山断层北西盘下降，南东盘上升，使石炭系、奥陶系灰岩覆盖在第四系松散地层之下，局部区域中奥陶灰岩出露地表，形成“天窗”（图10-7），使奥灰水、孔隙水和薄层灰岩岩溶水相互间发生水力联系。20世纪60年代之前岩溶水水位高于孔隙水水位，岩溶水在此直接出露成泉。目前，孔隙水水位高于奥灰岩溶水水位，孔隙水补给岩溶水。石炭系薄层灰岩在松散沉积物分布区有条带状露头，孔隙水水位高于薄层灰岩岩溶水水位，孔隙水越流太灰岩溶水，顺地层倾向流入九里山矿和演马矿井田，以矿井排水形式排出地表。矿井水主要来源于太灰和奥灰岩溶水，矿井长期排水不仅造成岩溶水水位下降，也使九里山、演马矿附近的孔隙水水位下降，并形成水位降落漏斗。因此，在九里山—演马矿一带，岩溶水和孔隙水有一定水力联系。
图10-7 焦作九里山奥灰与第四系冲洪积层“天窗”式接触剖面示意图
六、岩溶水水位及动态
岩溶水水位动态主要受山区大气降水和人工开采（包括矿井排水）双重因素的影响，随开采量增加和降水减少呈阶梯状下降，自1952年至1993年上半年，水位呈台阶状下降，大致可划分5个阶梯；1994～2008年的水位动态主要表现为动态性的波动（图10-8）。
图10-8 焦作矿区历年岩溶水水位动态曲线
第一阶梯：1952～1964年，年均降水量734.3mm，岩溶水开采量小于1.50m3/s，水位标高在100～110m间波动，最高达到119m，高出九里山泉群排泄极限标高（95m），岩溶水在九里山奥灰露头周围以泉群形式排泄。泉水最大流量达到12m3/s。
第二阶梯：1965～1970年，年均降水量512.4mm，降水量减少，矿井排水和自备井开采量增大到4.42m3/s，岩溶水水位在100～102m之间波动，略高于九里山泉口标高，泉水流量减小。
第三阶梯：1971～1976年，年均降水量602.4mm，岩溶水开采量和矿井排水量增加到6.58m3/s，水位标高在90～100m之间波动。此间，九里山泉群开始出现断流，并开始形成水位下降漏斗。
第四阶梯：1977～1985年，年均降水量546.9mm，岩溶水开采量增至10.1m3/s，其中矿井排水量为8.7m3/s，水位降至80～90m，低于九里山泉口标高，泉水完全断流。1980年9月焦作电厂岗庄水源地建成使用，开采量达到0.7m3/s。焦作第四水厂于1982年投入使用，开采量0.3m3/s。因集中开采岩溶水，出现了以岗庄水源地为中心的水位降落漏斗。
第五阶梯：1986～1993年，年均降水量561.0mm，开采量达到达到峰值10.3m3/s，水位在70～90m之间波动。
1994年以来，王封矿、焦西矿和焦东矿相继被关闭，矿井排水量出现了逐年递减的变化。近年来，工作面煤层底板含水层注浆改造技术在焦作煤矿得到普遍应用，矿井排水量减小，但城市供水开采岩溶水量逐步增加，由此抵消了消减的矿井排水量，岩溶水开采总量仍然保持在较高的水平，在8.5～9.5m3/s之间，岩溶水水位在70～90m之间波动。此间，1996年和2003年降水量较大，分别达到746.8mm和859.0mm，当年岩溶水水位最高回升至95m，接近岩溶泉水排泄标高。
七、岩溶水水化学特征
本区岩溶水属于大气降水、地表水溶滤-入渗型，其化学成分是水-岩相互作用的结果。太行山山区分布有大面积的碳酸盐岩地层，岩石化学成分主要是CaO和MgO，在水和水中CO2共同作用下，碳酸盐岩中的碳酸钙、碳酸镁等被溶于水中，从而使岩溶水以、Ca2+、Mg2+等离子为主，水化学类型以-Ca2+·Mg2+型为主。
东部山区岩溶水水化学形成环境和西部山区略有不同。在西部山区，奥陶系碳酸盐岩地层之上覆盖有富含硫化物的石炭-二叠煤系地层，大气降水的淋滤作用将煤系地层中的硫化物溶于水中，随入渗水流进入到岩溶水中，致使岩溶水含量较高，水化学类型演变为·-Ca2+·Mg2+型。这种类型岩溶水分布于寨豁—西张庄—李封以南、焦作电厂以西，水中化学成分以、、Ca2+、Mg2+为主，固化物、总硬度和各种离子含量，特别是含量均明显高于东部。东部山区，奥陶系—寒武系碳酸盐岩地层上基本没有煤系地层覆盖，大气降水、地表水通过岩溶裂隙补给岩溶水，水中含量不及西部地区，水化学成分主要是、Ca2+、Mg2+，水化学类型一般为-Ca2+·Mg2+型。
八、地下水资源概况及开采利用现状
1.地下水资源概况
焦作的地下水资源由岩溶水和孔隙水组成，以岩溶水资源为主。据河南省第一水文地质工程地质大队“河南省焦作市东小庄水源地水文地质勘查报告”（1989年），焦作地区地下水天然资源总量为10.758m3/s，其中岩溶水为8.09m3/s，相当于25512.6万m3/a；孔隙水为2.668m3/s，相当于8413.80万m3/a。
2.地下水资源开采利用现状
焦作市开发利用地下水的形式有：供水总公司大型水源地集中开采、厂矿自备水源地（水源井）集中或分散开采、矿井排水和郊区农业分散开采四种（表10-2）。
表10-2 焦作市规划区2008年地下水开采现状统计表 单位：万m3/a
焦作市供水公司现有水厂六座（第三水厂于2001年4月停产），以开采岩溶水为主，并利用少量群英水库地表水，其中以第七水厂（东小庄水源地）和第二水厂（周庄水源地）开采规模较大。2008年供水公司开采岩溶水4348万m3。
焦作城区共有厂矿自备水源井224眼，其中岩溶水开采井96眼，孔隙水开采井128眼。岩溶水的开采主要集中在焦作电厂（岗庄水源地46眼井）、爱依斯万方电厂（待王水源地14眼井）、化工三厂（6眼井）、热电厂（4眼井）、中州铝厂（14眼井）和化工总厂等企业，孔隙水的开采主要集中在造纸厂、平光厂、中州机械厂、化工一厂、轮胎厂和化工二厂等企业。2008年自备井开采地下水4403万m3，其中开采岩溶水3533万m3，开采孔隙水870万m3。
焦作矿区现有大型煤矿9座，主要分布在焦东矿区，2008年矿井排水总量为5.97m3/s，相当于18827万m3/a，扣除20%的重复排水量，实际抽排地下水15062万m3/a，其中岩溶水为12050万m3/a，孔隙水3012万m3/a。
近郊农村农民生活用水、农田灌溉用水和乡镇企业生产用水开采孔隙水约为4600万m3/a。
岩溶水开采量为19931万m3/a，低于岩溶水天然资源量；孔隙水开采量为8482万m3/a，略高于孔隙水天然资源量。岩溶水尚有一定开发潜力，而孔隙水则处于超采状态。
㈩ 水文地质条件的影响
研究区处于黄河冲积平原，全区均为第四纪松散地层堆积，地下水就赋存在这些厚度巨大而分布广泛的地层孔隙中，松散岩类中地下水的赋存条件，主要取决于含水层分布范围的大小、厚度、颗粒的粗细和结构的致密程度。一般来讲，含水层分布面积广、厚度大、颗粒粗、结构疏松，赋存条件就好，反之就差。本区各时代含水层从上到下，时代由新到老重叠覆盖，孔隙率也由新到老逐渐变小，这是因为时代新的压密程度较低，较松散，时代老埋藏深，压密程度高，故地下水赋存条件由新到老逐渐变差。
黄河冲积平原浅层水由于古黄河多次改道古河道分布面积广大，砂层颗粒粗，厚度大，结构松散，孔隙大，这对地下水的赋存与分布是极为有利的条件。西部条形岗地浅层水由于含水砂层颗粒细，厚度小，或者无砂层，地下水赋存条件较差。
深层地下水在不同地区、不同深度都埋藏有较厚的中粗砂、中细砂含水层，给地下水的存在和富集形成了较大的空间，地下水缺少储存的空间，而在300m深度以下有厚层的中粗砂含水砾石，其赋存条件较好。
研究区含水层的岩性、地下水的埋藏深度以及地下水的补径排对氟的迁移富集起很重要的作用，以下将分别进行阐述。
（一）含水层岩性的影响
研究区含水层岩性决定含水层的透水能力，而含水层的透水性好坏往往又决定地下水交替的快慢。如果含水层的透水性好，包气带的淋洗水进入含水层后，可及时被带走，有利于土壤的脱盐；另外由于径流条件好，地下水交替积极，潜水的矿化度往往也相对较低。反之，如果含水层的透水性差，来自包气带的淋洗水难以排走，导致土壤向积盐方向发展，造成土壤的盐渍化。例如，在一些干旱、半干旱地区，虽然潜水埋藏深度小于支持毛细带的最大上升高度，但潜水含水层（砂砾石层）透水性极佳，往往见不到盐分聚集现象。
另外，含水层由粒径较细的颗粒（如黏性土）组成时，这些细颗粒的物质可以吸附周围环境中的氟，使含水层中氟的背景值变大，这时在一定的水化学条件下进入地下水中的氟也会相应地增多，容易出现高氟地下水。
在研究区北部、东部以及南部的大部分地区为黄河冲积平原、古河道主流带地区，含水层上游以含砾石、中粗砂为主，下游以中细砂为主，为黄河古河道河床相堆积。含水砂层顶板埋深上游10m左右，下游可达20m。覆盖层岩性为亚砂土夹亚黏土，局部为粉砂，与下层含水层构成上细、下粗的“二元结构”。在古河道主流相和泛流相沉积中易形成这种典型的二元结构，为黄河冲积平原分布面积最大的含水层类型。上部为亚砂土、亚黏土等组成的弱含水层，下部为稳定的含水砂层。主流相含水砂层，以细砂、中细砂、中粗砂为主，厚度一般为10～35m，以HCO3-Ca，HCO3-Ca·Mg，HCO3-Na·Mg，HCO3-Mg·Na型水为主，氟含量一般小于1mg/L。
中牟县芦岗、大马寨，开封县榆园、三里寨、半坡店，杞县城南—裴庄店，通许县城南—太康县杨庙，扶沟县吕潭—太康县、鄢陵板桥、县城—马栏，尉氏县朱曲及临近条形岗地的黄河冲积平原的边缘地带，属于泛流带和泛流边缘带沉积。含水层颗粒细，厚度比较薄，地下水径流条件较差，因而水质也比主流带差，易形成高氟地下水，水化学类型为HCO3-Na·Mg型水，HCO3·Cl-Na·Mg·Ca型水，HCO3·SO4·Cl-Na·Mg型水，局部地区为SO4·Cl-Na·Mg型水，矿化度较高，一般为1～3g/L的微咸水。
（二）地下水埋藏深度的影响
地下水的埋藏深度影响潜水蒸发能力的大小，当地下水位埋深不大时，潜水的蒸发作用强烈，容易引起毛细上升，深层的地下水进入浅层，而潜水又被大量蒸发而浓缩，从而使氟离子含量升高。
地下水埋藏深度对高氟富集的影响在前文中已有阐述，在此不再进行赘述。
（三）地下水补径排的影响
1.地下水的补给
研究区地下水的补给分为垂直补给和水平补给两种，而以垂直补给为主。垂直补给以大气降水为主，其次为河流、渠系及灌溉回渗补给。大气降水的补给与降水量大小、降水强度、包气带岩性、土壤含水量、地形条件、地下水位埋深及植物等因素有关。这些因素不同程度地影响降水入渗补给量的大小，但在一般情况下，降水入渗补给量随降水量的增加而增大，随地下水位埋深增大而减少，包气带岩性越粗、地形越平坦、地下水径流越迟缓、土壤含水量越少、植被越密集则补给量越大，反之则越小。
本区广大平原区地形平坦，地表径流迟缓，岩性以亚砂土为主，地下水位埋深为3～4m，部分为1～2m，少数为4～6m，这对降水补给十分有利。尉氏县西部条形岗地，起伏较大，地表径流较好，降水补给条件稍差。
本研究区的地下水主要补给来源为大气降水，其次在雨季部分河流补给地下水，旱季则排泄地下水。地下水位埋深较浅，对降水补给十分有利。随着降水入渗，包气带中的含氟组分在溶滤作用下随之迁移到地下水中。
2.地下水的径流
地下水水平径流条件较好，有利于氟的迁移扩散，水氟含量较低；水平径流滞缓，则为氟的累积富集提供了有利条件。
研究区内的条形岗地，包括尉氏县西部岗地以及召陵岗地带，由于地形起伏大，地下水径流条件好，不利于氟的富集，故形成矿化度低的淡水；而东部广阔的黄河冲积平原，地形平缓，地下水径流缓慢，尤其是岗间的带状洼地、槽形洼地、碟形洼地等微地形、地貌，地下水流动滞缓，又属于地下水的排泄汇聚点，故易形成高氟地下水。
浅层地下水径流受地形、补给来源和含水层岩性的控制，研究区西部岗地（主要分布在中牟县黄店和尉氏县大桥以西）地形起伏较大，水力坡度也较大，自西向东、东北、东南呈放射状缓慢向下游流动，水力坡度为1/200～1/1000，地下水的径流相对较强，有利于氟的迁移。其他冲积平原地形平坦，地下水水力坡度上游为1/2000、下游为1/4000～1/6000，顺地面坡降由西北向东南流动，地下水的流动相当滞缓，容易造成氟的富集。
在平原区内，受微地貌和古地形的影响，往往形成局部的高氟和低氟地下水区。例如，在黄泛平原区，古河道分布较广，径流条件较好，形成局部的高渗透性透镜体，氟在地下水中的含量就比较低。而在径流条件差的闭塞低洼区，经过长期的水-岩作用，矿化度较高，促使氟向该处集中。
3.地下水的排泄
蒸发是研究区地下水排泄的主要形式，由于包气带岩性和地下水埋深均不同，其蒸发强度也不相同。我国蒸降比为1的地带可以大致看作高低氟地下水的分界区，蒸降比越大，水氟的浓缩特征越明显，这种浓缩特征在以松散均质沉积物构成的平原区尤为显著。在地下水位埋深为1～2m的地区，蒸发量最大，地下水位埋深在4m以下的地区蒸发量微小。研究区蒸降比达到2，地下水位埋深一般2～4m，部分地区1～2m和4～6m，地表岩性尤以亚砂土为主，毛细管作用强烈，蒸发量大，十分有利于氟的浓缩富集。
综合各方面因素可以得出：地下水补径排条件不同，对氟富集的影响不同。可归结为：补排类型为入渗-蒸发型的地区，有利于氟的浓缩富集，常为高氟地下水分布区。该地区主要分布在水位埋深小于2m的地区，面积较小，以降水入渗补给为主，其次为河渠水与灌溉水的补给；地下水水平径流滞缓，或岗间洼地地带的地下水汇聚点。开采水平极低，蒸发是地下水的主要排泄方式，地下水位埋深浅、含水层岩性细，有利于地下水的蒸发，易形成高氟地下水。反之，则不易形成高氟地下水。