水文地質特徵有哪些6

㈠ 　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。

㈡ 我國山區水文地質基本特徵

1.5.1我國山區地下水類型及其分布特徵

按地下水賦存狀態和含水岩層結構的不同，我國山區地下水可分為以下四大類型：鬆散沉積孔隙水、岩溶裂隙溶洞水、基岩裂隙孔隙水、多年凍土孔隙裂隙水。

這些地下水類型的形成和分布受氣候、水文、地形地貌、地層、岩性的控制，各地條件不同，因此，它們的水文地質特徵也不同。

1.5.1.1鬆散沉積孔隙水

這一類型地下水在山區主要分布在鬆散土孔隙和黃土層裂隙孔隙中。在這些地層中地下水有孔隙潛水和孔隙承壓水。由於各地條件不同，含水層厚度、富水性、地下水動態也各異。

1.5.1.2岩溶裂隙溶洞水

碳酸鹽岩溶是我國最主要的岩溶類型，它們主要分布在我國的西南、華南以及山西高原等地。這類地下水主要分布在堅硬層狀的碳酸鹽岩岩組、堅硬層狀碳酸鹽岩夾碎屑岩岩組及堅硬層狀碎屑岩夾碳酸鹽岩岩組中。縱觀我國岩溶水不難看出如下基本特徵：

（1）岩溶水類型和分布具有南北向顯著差異。南方岩溶（主要分布在雲貴高原、川東、鄂南、湘西山地、廣西盆地等地）以暗河管道型岩溶水為主；岩溶發育，岩溶地貌類型十分齊全。北方岩溶（主要分布在山西高原上）以半裸露型岩溶為主，岩溶化程度較低，以溶隙水為主。北方岩溶主要發育於寒武、奧陶系地層中。網狀發育的溶隙和開闊的匯水盆地使得其中的溶隙水水量較為豐富，多為岩溶大泉（如娘子關泉群、晉祠泉和龍子祠泉等），且水量較穩定。奧陶系灰岩岩溶水常造成礦床充水等工程地質問題。南方岩溶水大都賦存於上古生代和下古生代碳酸鹽岩類中，時代較新，質純層厚，多地下暗河、溶洞，易產生岩溶塌陷。

（2）岩溶水水量豐富，但分布極不均勻。一般地說質純層厚的碳酸鹽岩岩層，岩溶發育，岩溶水較豐富。如粵北地壺天群灰岩、白雲岩和角礫狀白雲岩，鑽孔單位涌水量為0.804～6.06L/s·m，而其下部的天子嶺組花斑狀、含泥質條帶的灰岩鑽孔涌水量僅為0.22～0.89L/s·m，即使同一層位，由於所處水文地質單元不同，其富水性也可能有很大差異。如滇東下二疊系灰岩最大鑽孔單位涌水量為49.7L/s·m，而最小者僅為0.0002L/s·m。

（3）水質變化小，礦化度較低。岩溶水的水化類型主要為HCO₃-Ca型，礦化度一般小於0.5～1g/L。白雲岩分布區因岩層中Mg O含量增高，水質類型一般為HC0₃-Ca·Mg型。

1.5.1.3基岩裂隙孔隙水

這類地下水主要分布在岩漿岩建造、變質岩建造及碎屑岩建造的工程地質岩組中。碳酸鹽岩夾碎屑岩岩組及碎屑岩夾碳酸鹽岩岩組中的碎屑岩中也含有此類地下水。除碎屑岩中有孔隙水外，其餘皆為裂隙水。按含水岩組類型及水動力特徵，其可分為3種類型：

（1）岩漿岩裂隙水：以花崗岩基岩裂隙水分布最廣，幾乎各大山地均有分布。花崗岩風化裂隙較發育，但發育深度各地不一。同一地區裂隙發育深度一般是山頂較淺，山麓較深。在裂隙發育深度內，裂隙成網狀組合，蓄存條件和滲透性能良好。加之地形起伏較大，地下水流失嚴重，因此，泉水眾多，但流量較小。一般泉水流量小於5t/h，鑽孔單位涌水量小於1t/h·m，屬缺水地區。但是，構造破碎帶與接觸帶卻往往極為富水，泉流量較大，可達90t/h，是最主要的找水方向。

（2）變質岩裂隙潛水：其主要分布區有天山、陰山、遼東山地、昆侖山、秦嶺、太行山、山東半島、藏南、滇西及武夷山等地。地下水類型屬構造—風化裂隙潛水，主要受大氣降水補給，以地下徑流及泉的形式排泄。裂隙的發育受構造的控制，發育深度一般為20～50m，且不均勻。裂隙發育的這種不均勻性在地形地貌的影響下使得裂隙潛水也表現出不均勻性。例如，地勢低緩的丘陵地區，多為殘坡積物覆蓋，裂隙常被充填，故透水性較差、富水程度低；而地勢相對陡峻的中高山區，覆蓋較少，溝谷切割劇烈，滲入的降水很快以下降泉的形式排泄。所以在當地侵蝕基準面上只是透水，而不含水，只有在有利於水匯集的低窪地含水。因此，區內泉水眾多，但流量小，一般不足5t/h，鑽孔單位涌水量小於1t/h·m。變質岩系中的大理岩往往是富水的，如：安徽合肥的龍泉寺泉水，其流量達27t/h；湖北黃陵背斜大理岩分布的斷裂帶某鑽孔單位涌水量為29.45t/h。

（3）碎屑岩孔隙裂隙潛水及承壓水：碎屑岩類在我國分布極為廣泛，含水層的岩性成因復雜，地層發育程度不一，同時經歷了強烈的地殼運動，使岩層的裂隙、褶皺與斷裂較為發育，為含水層隨大氣降水等滲透補給創造了良好的條件。我國東西向構造帶與碎屑岩的地層成因、岩相變化、裂隙發育程度、富水性及水文地質構造特徵等，均有極為密切的關系。因此，從南到北碎屑岩類裂隙水具有一定的分布規律。與此同時，含水層岩性的差異引起的富水性等特徵的差異也是相當明顯的。相對來說，砂層、砂礫岩、礫岩為較為富水的岩層，而頁岩、泥岩、泥頁岩類等則為富水性弱或極弱的岩層。除此之外，氣候、地形、地貌、水文等因素的變化，對碎屑岩含水層富水性的影響也是相當大的。所以，碎屑岩孔隙裂隙水的富水性、水質、水位、水文地質結構等的變化是相當復雜的。

1.5.1.4多年凍土孔隙裂隙水

我國凍土地下水主要分為高緯度低海拔類型和低緯度高海拔類型兩類。高緯度低海拔類型主要分布在大、小興安嶺北部及阿爾泰山地。地下水主要受雨水和融雪水補給，溶濾作用較強烈，水化學類型多為重碳酸鈣型，呼倫貝爾平原以碳酸—硫酸、氯化物—硫酸鹽型為主。低緯度高海拔類型多處在海拔4000m以上的青藏高原上，融雪水是其最主要的補給來源。補給豐沛、徑流條件良好，水化學類型以重碳酸鹽型為主。但藏北高原各湖區水質較差，多為硫酸鹽型水，構成了眾多鹽湖。多年凍土區多凍丘、冰錐，常給工程設施帶來不利影響。

1.5.2山區地下水位及變化特點

基岩裂隙水水位變化十分復雜，隨地形而變化，大致與地形起伏相吻合。一般山區埋深較大，山前地帶埋深較淺。如太行山區埋深一般為20m，山前一般小於10m，大、小興安嶺山區一般小於10m，山前地區一般小於2m。

由於岩溶化作用向縱深發展，岩溶水的埋深一般較大，可達數十米，甚至於數百米。相對來說，南方岩溶化程度較北方高，其水位埋深也應比北方岩溶區的埋深大。西北黃土孔隙水，因黃土厚度大，氣候乾旱，因此，其水位埋深也很大，一般約達數十米至數百米。

潛水天然動態特徵

潛水天然動態曲線南方以多峰為主，北方以雙峰和單峰為主，高峰期逐漸由南向北朝後推移。這是由於秦嶺—淮河以南地區降雨季節來臨較早且持續時間長；以北地區雨季較短且多集中於秋季造成的。西北高山區，受氣候垂直變化控制，動態特徵亦隨高度而變化。

1.5.3山區淺層地下水水化學特徵及其侵蝕性

1.5.3.1淺層地下水的主要水化學特徵

淺層地下水主要受氣候、地形因素的控制，表示了自東南向西北，地下水礦化度逐漸增高的地帶性變化。即由溶濾作用低礦化重碳酸鹽為主的淡水過渡為溶濾鹽化作用有成因成分復雜的以硫酸鹽或氯化物為主的鹹水帶，甚至最後過渡為濃縮作用成因的氯化物鹽鹵水帶。並且每個盆地還呈現了由山前到盆地中心或至濱海的水化學水平分帶規律。

華南、華中廣大地區，廣泛分布溶濾作用成因的礦化度小於0.2g/L或0.2～0.5g/L的重碳酸型淡水。向西對廣西、雲貴高原碳酸鹽岩分布區，潛水礦化度增至0.2～0.5g/L，水化學類型以重碳酸—鈣，重碳酸—鈣鎂型為主。再向西對橫斷山脈北段和青藏高原東部邊緣地帶，礦化度則增至0.5～1.0g/L，水化學類型以重碳酸—鈣鎂型為主。

秦嶺—淮河以北的華北平原的周邊山地，淺層水皆為礦化度小於0.5g/L的重碳酸—鈣、鈣鈉型溶濾水。在平原區變化較復雜，一般由山前到盆地中心，而黃淮海平原則由山前至濱海都由低礦化（礦化度小於1g/L）的重碳酸鹽水逐漸過渡到礦化度1～3g/L（個別1～5g/L）的重碳酸氯化物、硫酸氯化物或氯化物硫酸型微鹹水。最後發展為5～10g/L或大於10g/L的氯化物鹽水。

大興安嶺山地分布的島狀及多年凍土地下水，不利於鹽分的積累，因此為礦化度小於0.2g/L的重碳酸—鈣型溶濾淡水。松遼平原淺層水為礦化度約0.5～1 g/L的重碳酸—鈉鈣型溶濾淡水。中部低窪地區，礦化度可增至1～3g/L，成為重碳酸氯化物—鈉鈣類型的溶濾—鹽化作用的鹹水。華北平原以西的黃土高原，水化學成分自東南向西北逐漸變化。高原東南部及中部地區，一般礦化度小於1g/L，為重碳酸—鈣鈉型水；向北至長城以北地區，礦化度增至1～5g/L，水化學類型以硫酸氯化物—鈉及氯化物硫酸—鈉型為主。

我國西北乾旱區地下水化學成分的變化復雜多樣，但總體上看仍以由東向西變化的重碳酸鹽水為主，西部則以氯化物水居優勢，體現了總的區域差異。此外該區地下水化學的另一特點是，有時缺失硫酸鹽水帶，由重碳酸鹽水帶可直接過渡到氯化物水帶。

青藏高原中部及西北部，多年凍土廣布，凍結層上水因直接受降水和冰雪融水補給，水質良好，多為重碳酸鹽水，礦化度一般小於1g/L，有時為1～3g/L。凍結層下水多為自流水或深層基岩構造—裂隙水。

在濱海地區的狹長地帶，地下水受海水成分的混合作用，分布有不同礦化度的氯化物—鈉水及重碳酸氯化物—鈉型水。在長江以北渤海灣區礦化度多大於10g/L，有時高達50g/L，水型為氯化物硫酸鹽或氯化物—鈉類型。在東南沿海地帶。因氣候潮濕，地下水受沖淡作用，礦化度一般在1～5g/L之間，很少超過10g/L，水化學類型以氯化物—鈉或重碳酸氯化物—鈉的混合類型為主。

1.5.3.2淺層地下水對混凝土的侵蝕性

一般當地下水中p H<6.0（或侵蝕C0₂>15mg/L）時，地下水對混凝土具有分解型侵蝕；而當水中的

含量大於500～1000mg/L時，地下水對混凝土具有結晶型侵蝕或結晶—分解型侵蝕。形成具有侵蝕性的地下水主要有這樣一些氣候、水文地質及環境地質條件：

（1）分解型侵蝕：氣候濕潤，地形起伏，地下水交替較強烈，地層中含有煤層、硫化礦體淤泥等或有酸性工業廢水滲入等。

（2）結晶型侵蝕及結晶—分解型侵蝕：氣候乾燥，地形平坦或封閉，地下水交替緩慢，且埋藏淺，蒸發濃縮作用強烈或地層中含有石膏、芒硝、各種鹽類、硫化礦體等，或有大量硫酸鹽、鎂鹽及銨鹽的工業水滲入等。

侵蝕性地下水的上述形成條件控制了其分布，因此，分解型地下水主要分布在東南沿海地區、長白山地、滇西山原地帶、秦巴山地等。除此以外，在一些煤層區、城市區、有機土分布區亦有零星分布。結晶型侵蝕地下水主要分布在華北平原及長江三角洲平原和下遼河平源的濱海地帶、黃土高原北部地下水淺埋帶、內蒙古高原、西北各大內陸盆地之中。此外，在四川、南昌、滇中等紅層分布區以及各大型石膏、硫化礦、鹽礦、芒硝等礦體附近亦有分布。據現有資料來看，結晶—分解復合型侵蝕只在寧夏的同心、新疆的阿克蘇、內蒙古的滿洲里等地有零星分布。

㈢ 水文地質條件分析

依據水文地質的調查分析，主要分析是否有井泉露頭，水位、補給的源頭是內什麼？含水層的厚容度和岩性？區域水文地質的特徵如何？地質資料的分析注意地層岩性的特點和導水性、滲透性、保溫性、熱導率等指標，基本判斷該區斷裂的分布和走向，可能賦存地下水的地質條件和特徵。

㈣ 水文地質特徵

10.3.1 井田水文地質特徵

荊各庄井田內共有8個含水層，自下而上分別為:奧陶系灰岩岩溶裂隙承壓含水層(Ⅰ)、K₂～K₆砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)、K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)、9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅳ)、5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)、風化帶裂隙、孔隙承壓含水層(Ⅵ)、第四系底部卵石孔隙承壓含水層(Ⅶ)和第四系中上部砂卵礫孔隙承壓和孔隙潛水含水層(Ⅷ)。第Ⅱ、第Ⅲ、第Ⅴ含水層為直接充水含水層，其他含水層為間接充水含水層，其中與礦井生產較密切的為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ、Ⅶ。

10.3.1.1 礦井直接充水含水層

荊各庄礦直接充水含水層有K₂～K₆砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)、K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)、5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)。

(1)K₂～K₆砂岩裂隙承壓含水層(Ⅱ)

該含水層位於石炭系中統唐山組的K₂灰岩和石炭繫上統趙各庄組的K₆灰岩之間，厚度100m。岩性以粉砂岩和細砂岩為主，膠結物多為鈣泥質。本層岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立密集分布。該含水層在垂向上以K₆灰岩、15煤頂板、16煤頂板含水較豐富。

本含水層單位涌水量為0.005～0.083L/s·m，平均為0.032L/s·m，滲透系數為1.296～7.816m/d，平均為3.486m/d，屬於含水豐富的含水層。水質類型為HCO₃^－-Ca²⁺-Mg²⁺型淡水，pH=7.89。礦井第二水平部分大巷揭露該含水層，開拓施工時最大涌水量達9.9m³/min，以後逐漸減小。在二水平形成降落漏斗，局部殘存水壓為1.0MPa，對第二水平及軸東采區主要可採煤層有一定的影響。

(2)K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層(Ⅲ)

該含水層位於石炭繫上統趙各庄組的K₆～9煤頂板之間，厚度20m。岩性以砂岩和粉砂岩為主，膠結物多為硅質。垂直層面的構造裂隙很發育，裂隙充填物多為鈣質。從水平方向看，含水層厚度由西向東呈遞增趨勢，導水裂隙發育率為東部較西部高。該含水層在垂向上以12煤頂板、12_1/2煤頂板、K₆灰岩含水較豐富。

本含水層單位涌水量為0.002～0.206L/s·m，平均為0.042L/s·m;滲透系數為0.253～19.793m/d，平均為6.360m/d，屬於含水豐富的含水層。水質類型為HCO₃^－－Ca²⁺－Mg²⁺型淡水，固型物含量為241mg/L，pH=7.85。

礦井第一水平－375大巷揭露該含水層，基建施工時最大水量達65.67m³/min，以後逐漸減小，在礦井(盆狀向斜)的中部形成一大漏斗。礦井中心大部分地區該含水層水基本上已降至含水層頂板，對第一水平主要可採煤層威脅不大。第二水平－475大巷大部分也揭露該含水層，開拓施工時最大水量達7.65m³/min，以後逐漸減小，對二水平主要可採煤層威脅不大。三水平開拓延伸工程主要受該含水層水威脅，且節理裂隙發育，水文地質條件較復雜。在施工3048軌道巷過程中曾出現過最大0.96m³/min頂板砂岩裂隙水。隨著生產的進行，預計涌水量逐漸減少，對三水平的主要可採煤層的影響不是很大。

(3)5煤以上砂岩裂隙承壓含水層(Ⅴ)

該含水層位於二疊系下統大苗庄組的5煤至唐家莊組上界。岩性以粉砂岩及砂岩為主，其中中粗砂岩含水最豐富，砂岩膠結物多為鈣、硅、泥質。本層岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立密集分布。在1987～1996年施工的鑽孔當鑽至本層時，沖洗液漏失現象也很嚴重，常有不回水現象，因此可知本含水層裂隙發育。但通過1148、1331、2080等5煤以上承壓含水層疏水中心實踐證實本含水層在水平方向上分布極不均勻，因此本含水層為非均質各向異性的含水層。

Ⅴ含水層為砂岩裂隙承壓含水層，平均厚度60m，岩性以砂岩為主。中粗粒砂岩段含水豐富，單位涌水量1.l25L/s·m，滲透系數5.292m/d。勘探鑽孔穿過含水層時均有沖洗液消耗，通過資料分析和繪制沖洗液消耗量分區圖，井田東翼、南翼、深部采區消耗量最大。鑽探結果表明:這些區域岩石裂隙非常發育，且以傾向裂隙為主，寬度較大，多呈直立狀密集分布;構造以NEE向高角度正斷層普遍發育，斷層面張開，有泥礫充填，部分充水。而井田西翼NNE到NE向逆斷層密集，傾角緩，層面充填斷層泥，均無水。通過分析Ⅴ含水層的水文地質參數(表10-5)，其富水性也具有同樣明顯的分區性，說明斷裂構造和岩石裂隙對含水層富水性分布起到控製作用。

表10-5 含水層水文地質參數

注:本含水層可分為下段(Ⅴ_A)、上段(Ⅴ_B)。

a.下段(Ⅴ_A):在5煤以上為60m厚，為一河床相砂岩，與下伏地層呈沖刷接觸，在井田西部和中部直接沖刷至5煤或6煤，甚至沖刷至7煤或8煤。本段單位涌水量為0.007～0.117L/s·m，平均為0.052L/s·m;滲透系數為1.985～8.945m/d，平均為4.952m/d。其水質特徵為:HCO₃^－-Na⁺-Ca²⁺型淡水，固形物含量234～297mg/L，pH=8.0～8.4。

b.上段(Ⅴ_B):位於5煤以上60～100m，即厚度40m，本段頂板直接與基岩風化帶連接。本段單位涌水量為0.011～0.016L/s·m，平均為0.013L/s·m;滲透系數為1.722～2.059m/d，平均為1.843m/d，其水質與下段相同。

5煤以上砂岩裂隙承壓含水層邊界為沖積層覆蓋下的基岩露頭，它受底卵含水層(Ⅶ)的補給。由於本含水層位於主要可採煤層9煤上方約50～70m處，而且9煤頂板為高嶺石泥質膠結的砂岩，遇水易風化膨脹變軟，極易冒落，從而使隔水層被破壞。冒落裂隙及自然裂隙可溝通本含水層，直泄工作面。如1093采面的突水事故，當時最大水量為44m³/min。

10.3.1.2 礦井間接充水含水層

(1)沖積層含水層

該含水層厚100～379.67m。作為礦井間接充水含水層，補給上述3個直接充水含水層。該含水層由砂礫、卵石、粘土顆粒組成，其中粗砂、礫石佔80%，卵石佔10%，粘土佔10%。本層是個比較均質的含水層，但摻雜在卵礫石中的粘土物質數量不同，也就造成含水性的差異。根據含水層的厚度和抽水試驗的結果可知，該含水層由北向南逐漸變厚，滲透系數K由北向南逐漸變小，富水性由西向東逐漸增強。本含水層單位涌水量為0.053～0.231L/s·m，平均為0.129L/s·m;滲透系數為7.464～32.748m/d，平均為10.455m/d，為含水豐富的含水層。

本含水層在井田東南部比較發育，幾乎與基岩直接接觸，補給各基岩含水層。在西北部本層下部有粘土層直接覆於基岩上，粘土層隔水性較好，它的存在使其與5煤頂板砂岩裂隙承壓含水層之間的補給關系有兩種形式:天窗式和越流式。

(2)奧陶系灰岩岩溶裂隙承壓含水層(Ⅰ)

該含水層厚度大於600m。岩性由質純的豹皮狀灰岩和白雲質灰岩組成。據勘探資料表明，施工的13個孔穿過灰岩總長度451.51m，因溶洞或巨大裂隙造成鑽具驟然下陷的有10個孔25個段落，溶洞最大直徑為1.13m，沖洗液失去循環。在井田東南部，因構造(F₁～F₃斷層組)作用與巨厚的第四紀沖積層相互接觸，增加了灰岩裂隙發育程度。

該含水層單位涌水量為0.002～0.267L/s·m，平均為0.122L/s·m;滲透系數為0.512～32.609m/d，平均為10.889m/d。其水質特徵為:HCO₃^－-Ca²⁺型，總礦化度為131～216mg/L，pH=7.8～8.3。

本含水層為含水豐富的含水層。據鑽探資料，鑽孔進入奧灰100m以淺范圍內，上述性質隨深度無明顯的變化。

奧陶系灰岩距最下可採煤層9煤為158m，其間有兩個含水層，即K₂～K₆及K₆～12煤岩裂隙含水層，其厚度分別為100m，20m。其下為隔水岩層，即G層鋁土～K₂，厚40～68m，其岩性從上而下分別為鮞狀粘土岩、粉砂岩、鈣質粘土岩、K₁灰岩、石英砂岩、粉砂岩、G層鋁土，這套岩層隔水性能較好。

10.3.2 斷層導水性

2001年委託河北省煤田地質局物測地質隊對井田西三采區進行了三維綜合地震勘探，共解釋斷層條數62條，包括正斷層36條，逆斷層26條。其中F₁～F₃斷層組向西南延伸部分控製程度不足，給斷層防水煤柱留設帶來誤差，潛伏著斷層水的威脅。F₁₆斷層在第一水平揭露時均有涌水現象，二水平揭露後有導水現象。

10.3.3 礦井充水條件

10.3.3.1 礦井的充水水源

(1)大氣降水、地表水

大氣降水、地表水均是井田內地下水的主要補給來源，它們分別通過基岩裸露區及風化帶滲入補給，並順層徑流。但在此地區受地形及基岩裂隙發育程度的控制，補給量有限。

大氣降水:本區屬大陸性季風氣候，每年降水多集中在6～9月份，其他時間降水很少。大氣降雨通過下滲補給第四紀底卵石含水層，通過順層和垂向補給其他含水層。根據沖積層水文地質剖面圖及有關資料，沖積層內含有3個岩性以粘土、亞粘土為主的隔水層，這3層隔水層沉積比較穩定，隔水性能較強，阻隔了大氣降水的向下補給，下滲補給量較小。因此，大氣降雨對下部含水層及礦井涌水量不會造成明顯影響。

地表水:井田范圍內無地表水系存在，僅有兩條排水渠。一條向東排至豬籠河，另一條向西排至泥河。兩條河流均遠離礦區，故地表水系對礦井涌水量無影響。

另外，本區內第四紀鬆散地層中第三隔水層厚達10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土層斷開，阻隔了大氣降水和潛水的向下補給。

因此大氣降水、地表水和潛水對礦井涌水量影響甚小。

(2)含水層水

礦井含水層充水水源有5煤以上砂岩裂隙承壓含水層水、9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層水、K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層水、K₂～K₆砂岩裂隙承壓含水層水。其中9煤開采受5煤以上砂岩裂隙承壓含水層和9煤～7煤砂岩裂隙承壓含水層水的影響，一、二水平開拓工程受K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層和K₂～K₆砂岩裂隙承壓含水層水的影響。三水平開拓工程受9煤頂板裂隙水和8煤～5煤含水層以及K₆～12煤砂岩裂隙承壓含水層水的影響。其中3090、3094、3093受9煤頂板裂隙水和8煤～5煤含水層影響;3324D、3322D、3122D等採掘工作面位於9煤層，受其頂板至K₆承壓含水層水威脅;3326D繞道工作面施工層位均在K₆～12煤之間，施工時可能有頂板裂隙水;1331工作面泄水巷施工時受9煤層頂板和5煤以上砂岩裂隙承壓含水層水影響。

(3)斷層水

斷層水作為充水水源，主要是通過斷層導通含水層水而形成的。斷層的性質及圍岩的破壞程度是斷層充水的主要因素。張性正斷層、落差大、圍岩破壞嚴重成為良好的斷層充水條件。

(4)老空水

在建井、水平延伸、新區域施工及最上方煤層回採中，充水水源主要為含水層水。而在下方煤層回採中，老空水就成為了主要充水水源。

荊各庄礦井老空水有本煤層的老空水和上煤層的老空水。

本煤層的老空水:由於煤層的開采方法和煤層本身的賦存狀態不同，工作面回採後隨著煤岩層垮落形成許多鬆散空隙，使工作面湧出的水積存在低窪的老空區內，形成老空水。在高處的工作面采後形成老空水對相鄰低處的工作面產生影響。如:9煤是恆底上行採煤法，第一分層采後形成老空水對第二分層生產活動必然產生影響。

上煤層的老空水:由於上煤層回採後工作面湧出的水積存在低窪的老空區內，從而形成老空水。對下煤層的採掘活動威脅較大。

在本礦井生產過程中，由於工作面的布置、頂板的岩性特徵及涌水等因素，在采空區或廢巷有可能存在不同形式的積水。一旦施工工程接近、揭露或冒落帶達到這些積水，便可湧入井巷，發生老空區突水事故。老空區突水具有來勢猛、破壞性大的特點，往往是瞬間大量積水潰入工作面，形成災難性事故。

10.3.3.2 礦井充水通道

通過近10年的生產實踐，荊各庄井田范圍內充水通道主要有以下3種方式:

( 1) 直接揭露含水層

根據開採煤層與含水層的關系，可分為直接充水水源和間接充水水源。在煤礦生產中，有些工程必須穿越含水層，當巷道直接揭露這些含水層後，含水層水將會進入礦井。

( 2) 斷裂帶導水

本井田構造發育。通過建井及生產階段來看，大部分斷層未與含水層導通或不導水，但由於擾動影響成為導水斷層。

( 3) 采礦造成的裂隙通道

巷道掘進和工作面回採時，都會對原有圍岩產生影響。當產生的裂隙導通含水層或其他水源時，這些水也會沿采動裂隙進入礦井。大部分回採工作面出水均屬此種通道。

㈤ 水文地質特徵

5.3.1 井田水文地質特徵

井田位於車軸山向斜的東南翼，從區域水文地質條件分析，整個車軸山向斜位於開平煤田的西北部，自成一獨立的隱伏向斜，向斜上部被鬆散的巨厚第四系沖積層覆蓋，車54、車60鑽孔以北為厚度小於180m的寬緩平台，向南逐漸增厚，到南部邊緣厚度達到650m。第四系底部卵礫石層埋深105～155m，厚約10～25m。該含水層水量充沛，構成各煤系含水層的補給水源。石炭-二疊紀煤系含水層位於第四紀沖積層之下，地下水主要賦存於砂岩裂隙之中。下伏中奧陶統灰岩，裂隙、岩溶發育，含水豐富。

5.3.1.1 礦井含水層概述

表5.4為東歡坨井田含水層的主要分布。

表5.4 東歡坨礦區含水層特徵表

據含水層的賦存特徵，井田存在著三大含水系統:第四紀沖積層孔隙承壓含水層、石炭-二疊紀砂岩裂隙承壓含水層和中奧陶統灰岩岩溶裂隙承壓含水層。其特徵分述如下:

(1)第四紀沖積層孔隙承壓含水層(VII)第四紀沖積層覆蓋於含煤地層之上，全區分布，不整合於古生代地層之上，北薄南厚，較均勻地漸變。第四系全為鬆散沉積物，此孔隙含水層水量充沛，含水性強，但變化較大。

(2)石炭-二疊紀砂岩裂隙承壓含水層(VI～II)石炭-二疊紀煤系含水層以傾伏向斜的形式伏於新生代鬆散層之下，地下水主要儲存於泥質或硅質膠結的厚層中、粗砂岩的裂隙之中。

(3)中奧陶世灰岩岩溶裂隙承壓含水層(I)奧陶紀灰岩含水層呈平行不整合於含煤地層之下，通常在第四系底部卵礫石層與之直接接觸地區，岩溶比較發育，在頂部的裂隙和溶洞中多有砂、礫石和粘土質充填。其中12-2煤底板含水層組是以奧灰水和底卵水為水源的強富水性含水層，主要包括:12-2煤～14-1煤強含水層組(IVa)、14-1煤～K3強含水層組(III)和奧陶紀石灰岩含水層

(I)，其中石炭－二疊紀砂岩裂隙承壓含水層中12-2煤～14-1煤強含水層組為12-2煤底板直接充水含水層。

(1)12-2煤～14-1煤強含水層(IVa)

本段厚約40m，岩性以細砂岩為主，粉砂岩次之，夾中砂岩。頂部有一層4～10m厚粉砂岩或泥岩弱透水段，12_下煤位於該段中部。含水細砂岩和粉砂岩位於12_下煤層頂底10～15m范圍內，其區域特點是透水性強。由於水源補給程度差異，在－500水平中央采區和西南采區淺部屬強含水段，東南采區屬中等含水段。強含水部位單位涌水量為1L/s·m，中等含水部位單位涌水量為0.57L/s·m。－230水平井底車場南北兩端單位涌水量為0.7～0.9L/s·m，滲透系數為0.079～9.610m/d。水質類型為HCO₃-CaNa型或HCO₃-CaMg型，水溫17℃。通過疏水鑽孔的疏放分析，認為該含水層水可疏降。靜水位標高:1958年為+20.89m(車42孔)，目前本含水層水位標高為－21～－160m左右。

(2)14－1煤～K₃強含水層(III)本段厚約50m，岩性以粉砂岩為主，與細砂岩、泥岩互層;K₃灰岩為該段頂板，平均厚4m，質純，未見岩溶。在地層淺部據老風井掘進與東觀29、東觀37孔鑽探揭露，K₃在其頂面形成空腔，有黃泥殘積充填，應為溶蝕作用和煤系風化產物。東觀38孔在－560m標高見此層，頂面並無黃泥，但K₃底10m段落內為強含水部位。抽水試驗揭露單位涌水量為1.1L/s·m，與老風井馬頭門探水與涌水條件相似。K₃頂、底板是出水部位，而且本段與上段含水層水基本一致(即無隔水地層)，本段其餘地層弱透水。水質類型為HCO₃－CaMg型，水溫18.5～19.5℃。

(3)奧陶系灰岩含水層(I)此段不整合於含煤地層下。本區揭露此層的有12個鑽孔，除車59、車43兩鑽孔揭露較厚(97.38m和73.26m)外，其他鑽孔一般揭露厚度多小於10m，但其厚度被推測為大於400m。通常第四系底部卵礫石層與之直接接觸的地區，岩溶比較發育，在頂部的裂隙和溶洞中多有粘土質和砂、礫石充填。滲透系數為3.405～10.385m/d，單位涌水量為0.799～1.794L/s·m，水溫19.5℃，水質類型為HCO₃－CaMg型。本層含水性較強，是一良好的供水層位，但對礦井深部的開采存在很大威脅。1958年的靜水位標高為+22.26m(車43孔)，目前本含水層水位標高為－16m左右。

5.3.1.2 礦井隔水層概述

本區弱或極弱透水性地層或密集為層系或獨立成層。撇開構造因素，僅就岩性區分，自上而下有:

(1)A層及其附近鐵鋁質粘土岩

A層以上發育為3～4層，層間距為4～20m，層厚度為3～8m;A層以下80m段距內發育4～5層，層厚小於2m。A層以上段落及以下段落的粘土岩均為弱透水層。

(2)煤5～煤12－2層間沉凝灰岩，各類泥岩，高嶺土質砂岩

沉凝灰岩和高嶺土質砂岩分布在煤8、煤9近旁以及煤12－1～煤12－2之間，遇水膨脹、裂隙彌合，是極弱透水層。層厚由2～28m不等。各類泥岩層薄，主要賦存在煤8以上與煤12－2近旁，構成煤層直接頂底板。

上述類別岩石連同煤層本身構成了水源不足的層間承壓水頂底板。這種含、隔水層密集相間的層系結構形成了垂向徑流纖弱的整體阻水效應。因此，煤5以上和煤12－2以下可以水源為背景，分為缺乏垂向聯系的兩大含水層組。

(3)G層鋁土質粘土岩

其厚度隨著奧灰剝蝕面起伏變化，大都小於10m。位於煤層基底的G層鋁土質粘土岩是穩定的區域隔水層。該層是阻止奧灰水侵入煤系的第一道屏障;復結構的14煤及其粉砂岩與泥岩互層則是第二道屏障。

根據對礦井水文地質條件的綜合分析，12－2煤底板主要隔水層為G層鋁土質粘土岩。

5.3.2 斷層導水性

東歡坨礦區在建井期間共發現106條斷層。此外，通過三維地震勘探發現8條斷層，其中有4條斷到奧陶系在岩。實踐證明:礦區絕大多數斷層導水性較差，甚至不導水。但在北一，通過對由三維地震勘探給出的斷層F_3'、F_5'進行井下鑽探，表明它們導水，水量充足，且與12－2煤底板含水層及5煤頂板含水層有十分密切的水力聯系。由於工程限制，對由其他三維地震發現的斷層並未做鑽探，但並不排除這些斷層的導水可能性。

5.3.3 礦井充水條件

5.3.3.1 礦井的充水水源

(1)大氣降水、地表水

大氣降水、地表水均是井田內地下水的主要補給來源，它們分別通過基岩裸露區及風化帶滲入補給，並順層徑流。但在此地區受地形及基岩裂隙發育程度的控制，補給量有限。

大氣降水:本區屬大陸性季風氣候，每年降水多集中在6～9月份，其他時間降水很少。大氣降雨通過下滲補給第四系底卵石含水層，通過順層和垂向補給其他含水層。根據沖積層水文地質剖面圖及有關資料，沖積層內含有3個岩性以粘土、亞粘土為主的隔水層，這3層隔水層，沉積比較穩定，隔水性能較強，阻隔了大氣降水的向下補給，下滲補給量較小。因此，大氣降雨對下部含水層及礦井涌水量不會造成明顯影響。

地表水:井田范圍內無地表水系存在，僅有兩條排水渠。一條向東排至豬籠河，另一條向西排至泥河。兩條河流均遠離礦區，故地表水系對礦井涌水量無影響。

另外，本區內第四系鬆散地層中第三隔水層厚達10～25m，即使有采空塌陷，也不致使粘土層斷開，阻隔了大氣降水和潛水的向下補給。

因此大氣降水、地表水和潛水對礦井涌水量影響甚小。

(2)含水層水

井田內的三大含水系統———第四紀沖積層孔隙承壓含水層，石炭、二疊紀砂岩裂隙承壓含水層和中奧陶紀灰岩岩溶裂隙承壓含水層。

(3)老空水

在建井、水平延伸、新區域施工及最上方煤層回採中，充水水源主要為含水層水。而在下方煤層回採中，老空水就成為了主要充水水源。

在本礦井生產過程中，由於工作面的布置、頂底板的岩性特徵及涌水等因素，在采空區或廢巷有可能存在不同形式的積水。一旦施工工程接近、揭露或冒落帶達到這些積水，便可湧入井巷，發生老空區突水事故。老空區突水具有來勢猛、破壞性大的特點，往往是瞬間大量積水潰入工作面，形成災難性事故。

本礦井4個主要可採煤層，其間距為8～12m，屬煤層群開采。下一煤層開采時，其導水裂隙帶遠遠大於煤層間距，這樣當上方采空區或老巷道存有積水、動水時，這些積水、動水會順裂隙進入工作面，成為突水水源，若水中再夾雜煤渣、岩碴形成煤矸泥，對下方工作面威脅更大。

基於以上原因，同時受地質條件所限，僅在中央及北一兩個采區內回採，所以生產階段主要是存在老空水的威脅，防治水工作也主要是對老空水的探放。如:2192下風道在掘進及回採前對上方2182上采空區積水進行探放，共疏放積水1728m³;2118工作面在掘進及回採前對上方2196采空區及老巷道進行探放，前後共放出積水及動水4.3萬m³;另外2192上、2094、2116等工作面在掘進及回採前均進行了探放，證明存在老空水。由於採取了超前的探放水工作，十幾年來未因老空水隱患出現水害事故。

老空水是長期積存起來的，多為酸性水，有較強的腐蝕性，對礦山設備危害甚大。老空區突水時，水勢猛，破壞性大，如與其他水源無聯系，則突水可急劇減弱。通過確定充水水源，有利於更有效地為防治水提供資料。

5.3.3.2 礦井充水通道

通過近十年的生產實踐，東歡坨井田范圍內充水通道主要有以下3種方式:

(1)直接揭露含水層

根據開採煤層與含水層的關系，可分為直接充水水源和間接充水水源。從目前礦井的開采區域看，直接充水水源為A0～A、A～5煤頂、12煤～14煤含水層組。

在煤礦生產中，有些工程必須穿越含水層。當巷道直接揭露這些含水層後，含水層水將會進入礦井。如本礦－500水平軌道中石門及－690水平軌道中石門，按設計其由A0～A含水層，穿越A下80m含水層、5煤頂含水層直到12－1煤。這樣當巷道揭露含水層時，均發生了涌水，其中5煤頂含水層最大出水點達到10.26m³/min。

(2)斷裂帶導水

本井田構造發育。通過建井及生產階段來看，大部分斷層未與含水層導通或不導水，但是有些斷層則表現導水或揭露時未導水，但由於擾動影響成為導水斷層。如2182上工作面在風道掘進時遇一條落差為2m的F₁₃₈正斷層，未出水，但回採至該斷層時，又發生了突水，水量0.55m³/min;－230水平北二頂板繞道利用管棚技術順利通過F₂(落差35m)斷層組，一年半後發生了遲到突水，最大涌水量3.0m³/min，並伴隨有大量的黃泥、卵礫石等物，判斷為導通沖積層水。

(3)采礦造成的裂隙通道

巷道掘進和工作面回採時，都會對原有圍岩產生影響，當產生的裂隙導通含水層或其他水源時，這些水也會順采動裂隙進入礦井。大部分回採工作面出水均屬此種通道。

㈥ 岩溶地質環境及水文地質特徵

由於地質環境條件、地質作用的變化，必然地導致水土資源、生物生長的適宜性、人類的生產生活環境、生態地質環境問題或災害類型及活動強度的明顯改變。相應地在不同類型的岩溶地質環境條件下，岩溶水的資源特徵及生態環境功能，岩溶水源地的類型、水文地質特徵，開發技術條件與脆弱性，供水需求等都有所差異。因此，岩溶水資源的開發利用，只有與岩溶地質環境條件相適應，做到因地制宜，才能夠實現可持續發展。

服務於岩溶水運動和賦存規律、岩溶水開發技術條件研究的需要，也為了在岩溶水的開發與環境效應評價實踐中便於識別，本書以岩溶地貌形態組合及特徵為主導標志，結合地形地貌、地質、土壤、氣候、水資源、植被等地質環境要素與人居分布及人類活動等社會環境的差異，對瀘西小江流域進行岩溶地質環境分類研究，為岩溶水的有效開發實驗研究提供地質科學依據。

小江流域岩溶地質環境類型復雜多樣，從岩溶水的補給區到排泄區，歷經岩溶山地、岩溶槽谷、岩溶丘陵、峰叢窪地、岩溶平壩、岩溶河谷等不同類型的岩溶地貌形態組合單元(圖3-2)。

圖3-2 瀘西小江流或水文地質結構概化圖

1—鬆散土覆蓋層；2—表層岩溶帶；3—岩溶空隙；4—導水溶洞管道；5—岩溶上升和下降泉；6—岩溶水流向；7—落水洞；8—地表河流及水位；9—地表河流及流向；10—高程點

岩溶山地山高坡陡，氣候冷涼，基岩裸露，土層淺薄，分布零散，土壤貧瘠，多屬宜林區，耕地多為旱地，以旱作農業為主產業，主要種植玉米、蕎、土豆等作物。交通不便，村鎮規模小，居住分散。地表岩溶窪地、谷地發育，漏斗、落水洞密布，降水漏失嚴重，是岩溶水的主要補給區，建庫條件極差，水資源嚴重匱乏。地下岩溶發育極不均勻，岩溶飽水帶深埋，導儲水空間以洞管為主，岩溶水主要為溶洞管道流，沿暗河有許多漏斗、落水洞與其溝通，岩溶水主要通過這些通道獲得補給，岩溶水系統儲存調節能力弱，水位流量季節變化劇烈。岩溶水很大一部分以大泉、暗河形式在盆谷底邊緣排泄，飽水帶岩溶水的開發十分困難，形成了地帶性的資源性缺水。農村生活用水、抗旱保苗用水都十分緊缺。但岩溶石山區表層泉出露位置較高，水質良好，開發技術難度小，水量基本能滿足岩溶山區分散居住的農村生活及抗旱保苗用水。因此，在飽水帶深埋的岩溶石山區具有很大的供水意義和開發價值。

岩溶槽谷、岩溶丘陵、峰叢窪地主要分布於盆地外圍山區與盆底平壩之間，氣候溫和，地勢起伏較小，植被覆蓋率低，窪地、谷地發育，地形破碎，土層較薄，土壤肥力差，水土流失強烈，石漠化嚴重，灌溉條件較差，以旱地為主，水田次之，主要種植玉米、蕎、土豆、水稻，經濟作物和林果種植也較普遍。交通方便，人口稠密，村鎮密布。地表落水洞、溶井、腳洞、溶溝溶槽發育，水庫滲漏強烈，地下岩溶發育不均勻，岩溶飽水帶埋藏較深，導儲水空間以洞管隙構成網路，岩溶水為溶洞管道流及溶隙擴散流並存，溝谷、窪地內泉點較多，但流量動態變幅較大。此類地區因地表水嚴重滲漏、岩溶水埋藏分布不均勻、成井率低形成了工程性缺水。導致農村生活用水、發展種養殖業和庭院經濟、抗旱保苗、岩溶石山名特優果林規模經營、生態環境建設用水困難。適宜通過開發隱伏的飽水帶和表層帶富水塊段岩溶水，以解決農村生活和生產用水困難。

盆底沉積平壩地勢平坦，氣候溫和，土層深厚，土壤肥沃，土地連片、平整，水資源較豐富，灌溉條件好，交通方便，最為適宜工農業生產與城鎮建設。所以，人口稠密，城鎮規模大，分布密集，工廠較多，農業生產發達，是傳統的農業主產區。由此也造成了地表水和淺層孔隙水的嚴重污染，大興堡一帶取樣化驗分析表明亞硝酸鹽超標2925倍，氨氮超標3019倍，細菌超標75倍，大腸桿菌超標800倍以上，造成了嚴重的水質性缺水，導致農村生活用水困難，周邊岩溶台地區旱地的乾旱缺水也很嚴重。該區岩溶水主要是來自周圍裸露型岩溶山區的側向徑流，其次有少量的大氣降水通過鬆散覆蓋層孔隙的垂向滲透補給。在側向徑流中，一部分來自盆地底面以上上層徑流帶的岩溶水，以盆地底面為排泄基準，沿盆地邊緣形成大泉、暗河排泄；盆地底面以下下層徑流帶的岩溶水，繼續向深部呈近水平二維溶隙擴散流向盆地下游徑流，通過盆地南部存在的落水洞和岩溶洞管，向小江峽谷區匯集排泄。大興堡一帶是岩溶水由淺變深，由較均勻的水平二維溶隙擴散流向不均勻的三維溶洞管道流過渡的轉換地帶，岩溶水埋深逐漸增大，徑流逐漸集中。該區岩溶水匯集，且覆蓋型岩溶含水層組具有很大的儲存資源可以發揮調節作用，允許開采量大，岩溶發育較均勻，是一般供水鑽井開發的主要分布區，適宜將大泉或暗河與富水塊段聯合規劃開發，有效調節開發利用岩溶水。

南部岩溶河谷縱坡降大，地形切割深，谷坡陡峻，溝谷發育，植被覆蓋率較低，土層淺薄，土地零散，以坡地為主，上游多種小麥、玉米，下游種植柑橘、黃竹等，水土流失強烈，石漠化嚴重。交通極差，人口稀少，村落稀疏。谷坡之上地表徑流很快，岩溶水深埋，空間分布極不均勻，以溶洞管道流為主，在谷底集中排泄，水資源短缺。宜以表層泉開發解決農村生活用水困難。由於小江河谷為全流域地表水和地下水的集中排泄帶，水能資源富集，而土地及其他自然資源和環境條件差，因此，適宜建設中小型水電站開發水能資源。

小江流域岩溶水是由大氣降水入滲而形成，其上層徑流以泉、暗河的形式以瀘西盆地底面為排泄基準排泄而轉化成地表水，最終匯集於盆地南部通過工農隧洞及落水洞排向小江；下層徑流則以小江水面為基準而通過深層徑流排泄(圖3-2)。流域岩溶水的年平均補給量，減去以瀘西盆地為基準的上層徑流排泄量及小江流域岩溶水開采利用後的損耗量，應等於小江流域岩溶水的下層徑流量。

流域岩溶水均衡方程：

Q_R-Q₁-Q₂=Q_D-Q₃

式中：Q_R—小江流域岩溶水天然補給量(10⁴m³/a)，採用滲入法計算，補給面積取全流域裸露型岩溶面積，降水量取瀘西縣氣象站2003年降水量；Q₁—以瀘西盆地底面為排泄基準的上層徑流排泄量(10⁴m³/a)，採用泉流、暗河流量匯總法，即累加2003年野外調查期間瀘西岩溶盆地匯水范圍內的所有岩溶水天然出露點的排泄量(實測流量)；Q₂—小江流域岩溶水開采利用後的損耗量(10⁴m³/a)，為全流域合計開采量減去退水量，計算公式：Q₂=Q_K(1-t_S)，式中：Q_K為2003年小江流域岩溶水的開采量，t_S為退水系數，根據區域經驗取0.85；Q_D—小江河谷岩溶水排泄量(10⁴m³/a)，為未知量；Q₃—瀘西岩溶盆地南端落水洞、排水隧道地表水2003年的泄流量(10⁴m³/a)。

岩溶水均衡方程左邊為小江流域岩溶水總的大氣降水滲入、灌入天然補給量，減去以瀘西盆地底面為排泄基準的上層徑流排泄量，以及小江流域岩溶水開采利用後的損耗量，顯然剩餘的僅有小江排泄帶以上繼續作深遠程徑流的下層徑流量；右邊為排入流域的最終排泄基準小江河谷的岩溶水總排泄量，包含下層徑流量和瀘西岩溶盆地南端落水洞、排水隧道吸收的地表水泄流量，顯然，當其減去後一項之後，剩餘的也僅有下層徑流量。所以，方程是成立的，能准確完整地反映小江流域的「三水」轉換關系。

選擇2003年為均衡年，通過計算，小江流域岩溶水 2003年補給量為 14013.12 10⁴m³/a，上層徑流量為6917.89 10⁴m³/a，下層徑流量為6124.51 10⁴m³/a(表3-1)，下層徑流量占年平均補給量的44%。這一研究成果，首次定量說明了岩溶盆地流域岩溶水開發的資源前景及潛力。

表3-1 瀘西小江流域岩溶水均衡計算結果表 單位：10⁴m³/a

㈦ 地質工程中水文地質現象有哪些

水文地質，地質學分支學科，指自然界中地下水的各種變化和運動的現象。水文地質學是研究地下水的科學。它主要是研究地下水的分布和形成規律，地下水的物理性質和化學成分，地下水資源及其合理利用，地下水對工程建設和礦山開採的不利影響及其防治等。隨著科學的發展和生產建設的需要，水文地質學又分為區域水文地質學、地下水動力學、水文地球化學、供水水文地質學、礦床水文地質學、土壤改良水文地質學等分支學科。近年來，水文地質學與地熱、地震、環境地質等方面的研究相互滲透，又形成了若干新領域。《水文地質學》是地質工程專業一門必修的專業基礎課。課程的主要任務是培養大家從水文循環的基本原理出發，獲得水文地質學的基礎知識和基本研究方法，能初步運用所學知識解決工程地質工作中與地下水有關的問題，要求大家掌握地下水形成、分布和運移規律，地下水的動態與均衡以及水化學相關問題；了解該領域研究狀況及與其他學科的關系。為今後從事與地下水有關的實際工作或科學研究打下基礎。
《水文地質學》是地質學的一個分支，是研究地下水(Groundwater)的一門學科，它是對地質環境中地下水的發生、運動及其水化學特性上的研究。水文地質學研究的是：地下水在與岩石圈、地幔、水圈、大氣圈、生物圈和人類活動相互作用下，其水量與水質在時間和空間上的變化，以及對各圈層產生的影響，從而服務於人與自然相互協調的可持續發展。

㈧ 水文地質調查

美國水文地質調查經歷了一百多年的發展，在該領域長期居於國際領先地位，影響和引導了國際水文地質學的發展方向。表6-1列出了美國不同發展階段的經濟社會特徵和水文地質發展特點。美國地質調查局(USGS)始終把地下水資源評價作為優先開展的重點工作。早期在一些地區進行的地下水調查工作成為全國地下水調查的起點，例如Darton在中部大平原的地下水調查、Mendenhall在加利福尼亞州洛杉磯地區的地下水調查^［1］。Meinzer自1923年開始陸續出版了一系列報告，首次對全國地下水資源進行了定性評估。20世紀30年代至60年代中期，USGS以州為單位先後對各個州的地下水資源進行了調查，採用均衡法對各個州的地下水資源進行了初步估算。20世紀70年代USGS對全國21個區域開展了水文地質調查和地下水評價工作，在對區域地質、水文地質條件調查和地下水區劃的基礎上，對地下水補給、地下水排泄等地下水均衡要素進行了估算，提出了地下水優化管理的對策。1978年USGS啟動了「區域含水層系統分析項目(RASA)」。RASA項目歷時近20年，調查和研究了全國28個以流域為單元的含水層系統。該項目採用三維有限差分地下水流數值模型，通過模擬地下水開發前後地下水的動態變化，確定了地下水補給、排泄和均衡要素的變化，使地下水資源的評價精度得到顯著提升。以RASA項目成果為基礎，從1990年到2000年先後編制出版了各個含水層系統的地下水圖集。美國地下水圖集採用不同的比例尺(1∶250萬～1∶10萬)集中展示了地下水調查和研究成果。繼區域含水層系統分析項目(RASA)之後，USGS於1998年啟動了新一輪地下水資源調查———地下水資源計劃(GWRP)，調查的范圍從過去的以州為單位改變為整個含水層系統、水文系統、生態環境系統，所面對的問題由當前的問題轉向長期的水資源可持續利用問題^［2］。隨著人們改善和保護生態環境的意識不斷增強，水文地質工作開始由過去的以資源為重逐漸轉變為資源和環境並重，近年來日益重視地下水的生態作用。1992年，美國頒布了《國家地質填圖法》，設立了以美國地質調查局為主導的全國合作地質填圖計劃(NCGMP)，將全國的地質填圖工作統一起來。水文地質屬於地質填圖計劃的重要內容之一，主要任務是通過1∶2.4萬比例尺為主的水文地質調查，建立地下水運動的三維地質框架。全國合作地質填圖計劃(2007～2011年)確定，到2010年所建三維地質框架將覆蓋美國含水層的12%。

英國的水文地質調查研究水平較高，1∶5萬比例尺新一輪工作完成了國土面積的65%以上。在城市填圖中根據具體城市發展和建設的需要進行專門填圖。法國開展了1∶5萬比例尺水文地質填圖，進行了地下水污染的調查研究工作，開展了全國范圍地下水氮化物和亞硝酸鹽的調查工作，建立了法國地下水資源水質資料庫。印度完成了大部分國土1∶5萬或1∶6.3萬比例尺的系統填圖，1994年開始進行第二輪地質填圖，重點是資源環境保障程度方面的調查。日本在完成本土水文地質填圖的同時，進行了列島及其周圍海域地質調查。日本特別重視地下水資源的開發利用和保護工作，每5年開展一次水質調查。

表6-1 美國不同經濟社會發展階段的水文地質調查發展特點

綜合學科本身、實踐應用、發展驅動力以及與社會的關系四個方面，國際水文地質調查可能將呈現以下幾個趨勢:

(1)資源和環境、生態並重的地下水資源可持續管理是水文地質學的重要應用研究主題。地下水管理既要保障社會穩定的水供給，又要不影響未來長遠的水資源利用，避免可利用地下水資源在數量和質量上大幅度降低。這項重要的主題包括很多內容，例如地表水和地下水的聯合調蓄和協調開發;地下水含水層獲得補給的途徑和機制;近河岸帶和生物棲息地地下水水質保護，恢復由於人類影響而退化的地下水含水層;影響地下水資源利用和分配的社會-經濟規律和管理模式;地下水疏干區的定量跟蹤和調控;岩溶含水層和基岩裂隙水的保護性開發等。

(2)近地表水文地質過程成為水文地質學與其他學科交叉滲透的重要理論研究主題。近地表地質圈包括土壤、包氣帶、淺層地下水、生物棲息地、濕地、河溪下層區和農業用地等。包氣帶是介於潛水面和地表之間的多孔介質，化學風化、有機質分解、氮素固定等其他化學物質循環過程均發生在包氣帶，也是地下水補給、污染物向地下水運移的必經之路。濕地和河溪下層區是水生生態環境向陸地生態環境的過渡區，是生物地球化學、生態學和水文地質學的交叉領域。農田是深受人類活動影響的生物棲息地。以前灌溉工作者所採取的措施集中於局域尺度。因此，灌溉農業管理應從區域水文地質系統的尺度著手，而實現這一目標需要水文地質學與土壤學、地貌學、農學、生態學進行交叉滲透^［3］。

(3)利用新技術進行地下水監測、調查和研究成為水文地質學技術方法發展的重要主題。無論是對水文地質系統進行更加完善的管理和調控，還是及時發現和預測社會經濟活動對水文地質系統所產生的不良後果，都需要對水文地質要素進行長期准確的監測。水文地質要素動態監測網的優化設計和自動化實時監測技術的發展，是地下水調查和研究的重要基礎設施。同位素技術和遙感技術將繼續發展，越來越多地用於地下水調查和研究。基於GIS的模型技術將進一步推動水文地質系統的定量化研究，成為水文地質工作的重要工具。

(4)水文地質系統微生物研究和海洋水文地質研究成為水文地質學自身發展的重要前沿領域。已有的研究成果表明，在化學風化、土壤形成、石油沉積、物質循環等水文地質過程中，微生物有著不容忽視的作用。然而關於微生物作用的機理至今尚不清楚。目前，微生物在用於治理土壤和地下水有機污染方面顯示出了廣闊的前景。海洋水文地質是一個新興的研究領域，其主要目的在於更多地了解海洋海底岩層中的流體-岩石作用機制，揭示地殼作用機理，目前尚處在探索階段。

㈨ 洪積扇上部,中部,下部中的地下水有哪些水文地質特性

洪積扇地形洪積扇（puluvial fan）是乾旱、半乾旱地區暫時性山地水流出山口堆積形成的扇形地貌。組成洪積扇的泥沙、石塊顆粒粗大，磨圓度差，層理不明顯，透水性較強，扇面上水系不發育。由於山前構造斷裂下降，洪積物厚度可達數百米。從扇頂至扇緣高差也可達數百米。一系列洪積扇互相聯結形成洪積平原，又稱山麓洪積平原。洪積扇因山地不斷抬升，山前平原不斷下降，形成上疊式扇體。當山地上升規模、幅度均較大時，老扇隨之抬升，在其下方發育新扇體，形成串珠狀洪積扇。當山地前緣有不等量的新構造活動時，新扇體向相對下降的一側移動，使新老扇體並列向一側偏轉，造成不對稱形態。
洪積扇由暫時性流水堆積成的扇形地貌，又稱為干三角洲。洪積扇由山口向山前傾斜，扇頂部坡度5°—10°，遠離山口則為2°—6°，扇頂與邊緣高差可達數百米。分布在乾旱、半乾旱地區這里的河流多為間歇性洪流，有的雖為經常性水流，但其水量變幅較大，也具有山區洪流的性質。同時山地基岩機械風化作用激烈，提供了大量粗粒碎屑物。由於河流出山口後，比降顯著減小，水流分散形成許多支叉，因氣候乾旱，分散的水流更易蒸發和滲透，於是水量大減，甚至消失因此所攜帶的物質大量堆積，形成坡度較大的扇形堆積體。在扇體的邊緣需有泉水出露，成為乾旱區的綠洲。組成洪積扇的堆積物叫做洪積物，通常扇頂物質較粗，主要為砂、礫，分選較差，隨著水流搬運能力向邊緣減弱，堆積物質逐漸變細，分選也較好，一般為沙、粉沙及亞粘土。
洪積扇沿山麓常造成一片，構成山前傾斜平原。

㈩ 井田水文地質特徵

研究區煤系地層賦存於一個不對稱的構造盆地之中，伏於第四紀沖積層之下。基岩面北高南低，高差達100～200m以上。

第四紀沖洪積層厚度變化較大，(143～434m)，以丁官屯附近最薄，向北和東南逐漸加厚，以粘土類地層為主，含水層組多由復結構的薄層中、細砂組成。第三承壓含水層在北部(岳庄、後湖定府一帶)發育有卵、礫石層，含水豐富。

煤系地層覆於奧陶紀灰岩之上，主要由砂岩和粘土質岩層組成。含煤段下部和煤系底部有薄層灰岩4～5層，單層厚一般約1～2m;在斷層發育的西部有火成岩侵入，水文地質條件較為復雜。

(一)含水層

1.第四紀沖洪積含水層

共分4個含水層，每個含水層組均有較穩定的粘土層相隔，隨沖積層的變厚，隔水層亦相應變厚。

2.基岩含水層

根據開平煤田相似礦井的實際觀測資料，煤層采空塌陷造成的人工裂隙以及觀測孔的水位影響范圍以最上可採煤層以淺100m以內最劇烈。計算坑道涌水量時，對最上可採煤層100m以淺的其他岩層可不計算，故對上述100m以淺的基岩含水層(組)不再贅述。

(二)含水層間的水力聯系

第四紀沖洪積層各含水層間均有較好的隔水層，特別是層位穩定的第三隔水層總厚度達20～50m，致使上下兩相鄰含水層的水位差達8m以上。隔水性能良好，各含水層間基本上無水力聯系。

煤系各含水層間因有較厚的煤層、粘土岩和粉砂岩的存在，隔絕了各含水層地下水的直接聯系。以倉補10孔為例，在煤9-煤12(ⅣB1)、煤12-煤14(Ⅳ－A)和煤14-K₄含水層抽水時，當水位分別降至44.95m(q=0.119L/s·m)、26.97m單位涌水量(q=0.452L/s·m)和17.00m(單位涌水量q=0.779L/s·m)時，套管外環狀間隙(上部含水層)的水仍然自流，說明各層間地下水的聯系是微弱的。

第四紀第三承壓含水層雖直接覆於煤系地層之上，由於普遍有厚為0.80～16.0m的風化帶(表5-7)，在強烈風化帶內，粘土岩風化成粘土狀，砂岩風化成砂塊，岩石松軟、裂隙彌合，下部弱風化帶的裂隙亦有溶蝕淤塞的情況。風化帶起了明顯的阻滯作用，大大降低了二者之間的水力聯系。

表5-7 第三承壓含水層風化帶特徵

奧陶紀岩溶石灰岩伏於煤系地層之下，最下可採煤層距此灰岩達130m，特別是最下70～80m的范圍內以粘土岩和粉砂岩為主，與奧陶紀灰岩直接接觸處均有粘土岩賦存。所以在構造正常的情況下，二者之間的水力聯系將是極微弱的。

(三)斷層的導水性

影響斷層導水性的因素很多，如斷層性質、落差、破碎程度和岩性等，目前尚無較好的方法對斷層的導水性進行確切的評價。

研究區內共見斷層22條，其中逆斷層13條，落差大於30m的斷層8條。進行鑽孔水文觀測的14個斷層點，絕大多數在鑽進中泥漿消耗量甚微或者不消耗(表5－8)，僅在倉補5孔F₁斷層處因破碎帶正處於A層附近的粗砂岩中，所以消耗量達1.28m³/h。與本井田相鄰的李莊子勘探區，在李11孔斷層帶抽水時，單位涌水量僅0.0035L/s·m，滲透系數為0.021m/晝夜。可見井田內部各斷層的大多數部位導水性均是很微弱的。

表5－8 研究區斷層帶特徵

(四)地下水的補給、徑流和排泄

區內地形平坦，地面標高2～7m，坡降為2～4/1000，大致呈北高南低。大氣降水的總趨勢為自北向南宣洩。區內無河流，井田北緣有一葦塘(後湖)，東西長約7km，南北寬約2km，面積約14km²。葦塘與井田的西北邊部相接，雨季僅葦塘中心有南北寬100m，東西長約3000m的范圍內有積水，水深約0.9m，積水體積約27萬m³，旱季乾涸。

表土層在林南倉以北、後湖以南為灰黃色砂土或亞粘土，厚1～2m，透水性較好，利於大氣降水的滲透。林南倉以南及東南部為灰色粘土或亞粘土，厚度一般大於10m，有似蟲洞狀圓孔，直徑3～5mm，大者15mm。孔內含水，掘井時水自孔洞中流出。大氣降水和臨時的地表水體為潛水的補給來源。

由於沖積層內有較好的隔水層存在，深部含水層不能就近接受大氣降水的補給。

如前所述，沖積層和煤系各含水層之間均有較好的隔水層賦存，地下水徑流自北向南主要沿層間流動。煤系各含水層在盆狀向斜的北翼接受沖積層第三承壓含水層地下水的補給，主要沿層間流動後，在南翼又泄流於第四紀地層之中，所以向斜的北翼是煤系含水層的補給區，南翼是排泄區。

井田中、西部構造復雜，斷層較多，利於地下水的上下聯系。當礦井開采時，煤系地層各含水層水位產生大幅的下降，破壞原來的地下水平衡狀態，可能在局部地區奧陶紀灰岩的水沿著斷層破碎帶直接補給煤系各含水層，或將破碎帶沖潰，將奧陶紀灰岩水引入坑道。