水文地质特征有哪些6

㈠ 　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。

㈡ 我国山区水文地质基本特征

1.5.1我国山区地下水类型及其分布特征

按地下水赋存状态和含水岩层结构的不同，我国山区地下水可分为以下四大类型：松散沉积孔隙水、岩溶裂隙溶洞水、基岩裂隙孔隙水、多年冻土孔隙裂隙水。

这些地下水类型的形成和分布受气候、水文、地形地貌、地层、岩性的控制，各地条件不同，因此，它们的水文地质特征也不同。

1.5.1.1松散沉积孔隙水

这一类型地下水在山区主要分布在松散土孔隙和黄土层裂隙孔隙中。在这些地层中地下水有孔隙潜水和孔隙承压水。由于各地条件不同，含水层厚度、富水性、地下水动态也各异。

1.5.1.2岩溶裂隙溶洞水

碳酸盐岩溶是我国最主要的岩溶类型，它们主要分布在我国的西南、华南以及山西高原等地。这类地下水主要分布在坚硬层状的碳酸盐岩岩组、坚硬层状碳酸盐岩夹碎屑岩岩组及坚硬层状碎屑岩夹碳酸盐岩岩组中。纵观我国岩溶水不难看出如下基本特征：

（1）岩溶水类型和分布具有南北向显著差异。南方岩溶（主要分布在云贵高原、川东、鄂南、湘西山地、广西盆地等地）以暗河管道型岩溶水为主；岩溶发育，岩溶地貌类型十分齐全。北方岩溶（主要分布在山西高原上）以半裸露型岩溶为主，岩溶化程度较低，以溶隙水为主。北方岩溶主要发育于寒武、奥陶系地层中。网状发育的溶隙和开阔的汇水盆地使得其中的溶隙水水量较为丰富，多为岩溶大泉（如娘子关泉群、晋祠泉和龙子祠泉等），且水量较稳定。奥陶系灰岩岩溶水常造成矿床充水等工程地质问题。南方岩溶水大都赋存于上古生代和下古生代碳酸盐岩类中，时代较新，质纯层厚，多地下暗河、溶洞，易产生岩溶塌陷。

（2）岩溶水水量丰富，但分布极不均匀。一般地说质纯层厚的碳酸盐岩岩层，岩溶发育，岩溶水较丰富。如粤北地壶天群灰岩、白云岩和角砾状白云岩，钻孔单位涌水量为0.804～6.06L/s·m，而其下部的天子岭组花斑状、含泥质条带的灰岩钻孔涌水量仅为0.22～0.89L/s·m，即使同一层位，由于所处水文地质单元不同，其富水性也可能有很大差异。如滇东下二叠系灰岩最大钻孔单位涌水量为49.7L/s·m，而最小者仅为0.0002L/s·m。

（3）水质变化小，矿化度较低。岩溶水的水化类型主要为HCO₃-Ca型，矿化度一般小于0.5～1g/L。白云岩分布区因岩层中Mg O含量增高，水质类型一般为HC0₃-Ca·Mg型。

1.5.1.3基岩裂隙孔隙水

这类地下水主要分布在岩浆岩建造、变质岩建造及碎屑岩建造的工程地质岩组中。碳酸盐岩夹碎屑岩岩组及碎屑岩夹碳酸盐岩岩组中的碎屑岩中也含有此类地下水。除碎屑岩中有孔隙水外，其余皆为裂隙水。按含水岩组类型及水动力特征，其可分为3种类型：

（1）岩浆岩裂隙水：以花岗岩基岩裂隙水分布最广，几乎各大山地均有分布。花岗岩风化裂隙较发育，但发育深度各地不一。同一地区裂隙发育深度一般是山顶较浅，山麓较深。在裂隙发育深度内，裂隙成网状组合，蓄存条件和渗透性能良好。加之地形起伏较大，地下水流失严重，因此，泉水众多，但流量较小。一般泉水流量小于5t/h，钻孔单位涌水量小于1t/h·m，属缺水地区。但是，构造破碎带与接触带却往往极为富水，泉流量较大，可达90t/h，是最主要的找水方向。

（2）变质岩裂隙潜水：其主要分布区有天山、阴山、辽东山地、昆仑山、秦岭、太行山、山东半岛、藏南、滇西及武夷山等地。地下水类型属构造—风化裂隙潜水，主要受大气降水补给，以地下径流及泉的形式排泄。裂隙的发育受构造的控制，发育深度一般为20～50m，且不均匀。裂隙发育的这种不均匀性在地形地貌的影响下使得裂隙潜水也表现出不均匀性。例如，地势低缓的丘陵地区，多为残坡积物覆盖，裂隙常被充填，故透水性较差、富水程度低；而地势相对陡峻的中高山区，覆盖较少，沟谷切割剧烈，渗入的降水很快以下降泉的形式排泄。所以在当地侵蚀基准面上只是透水，而不含水，只有在有利于水汇集的低洼地含水。因此，区内泉水众多，但流量小，一般不足5t/h，钻孔单位涌水量小于1t/h·m。变质岩系中的大理岩往往是富水的，如：安徽合肥的龙泉寺泉水，其流量达27t/h；湖北黄陵背斜大理岩分布的断裂带某钻孔单位涌水量为29.45t/h。

（3）碎屑岩孔隙裂隙潜水及承压水：碎屑岩类在我国分布极为广泛，含水层的岩性成因复杂，地层发育程度不一，同时经历了强烈的地壳运动，使岩层的裂隙、褶皱与断裂较为发育，为含水层随大气降水等渗透补给创造了良好的条件。我国东西向构造带与碎屑岩的地层成因、岩相变化、裂隙发育程度、富水性及水文地质构造特征等，均有极为密切的关系。因此，从南到北碎屑岩类裂隙水具有一定的分布规律。与此同时，含水层岩性的差异引起的富水性等特征的差异也是相当明显的。相对来说，砂层、砂砾岩、砾岩为较为富水的岩层，而页岩、泥岩、泥页岩类等则为富水性弱或极弱的岩层。除此之外，气候、地形、地貌、水文等因素的变化，对碎屑岩含水层富水性的影响也是相当大的。所以，碎屑岩孔隙裂隙水的富水性、水质、水位、水文地质结构等的变化是相当复杂的。

1.5.1.4多年冻土孔隙裂隙水

我国冻土地下水主要分为高纬度低海拔类型和低纬度高海拔类型两类。高纬度低海拔类型主要分布在大、小兴安岭北部及阿尔泰山地。地下水主要受雨水和融雪水补给，溶滤作用较强烈，水化学类型多为重碳酸钙型，呼伦贝尔平原以碳酸—硫酸、氯化物—硫酸盐型为主。低纬度高海拔类型多处在海拔4000m以上的青藏高原上，融雪水是其最主要的补给来源。补给丰沛、径流条件良好，水化学类型以重碳酸盐型为主。但藏北高原各湖区水质较差，多为硫酸盐型水，构成了众多盐湖。多年冻土区多冻丘、冰锥，常给工程设施带来不利影响。

1.5.2山区地下水位及变化特点

基岩裂隙水水位变化十分复杂，随地形而变化，大致与地形起伏相吻合。一般山区埋深较大，山前地带埋深较浅。如太行山区埋深一般为20m，山前一般小于10m，大、小兴安岭山区一般小于10m，山前地区一般小于2m。

由于岩溶化作用向纵深发展，岩溶水的埋深一般较大，可达数十米，甚至于数百米。相对来说，南方岩溶化程度较北方高，其水位埋深也应比北方岩溶区的埋深大。西北黄土孔隙水，因黄土厚度大，气候干旱，因此，其水位埋深也很大，一般约达数十米至数百米。

潜水天然动态特征

潜水天然动态曲线南方以多峰为主，北方以双峰和单峰为主，高峰期逐渐由南向北朝后推移。这是由于秦岭—淮河以南地区降雨季节来临较早且持续时间长；以北地区雨季较短且多集中于秋季造成的。西北高山区，受气候垂直变化控制，动态特征亦随高度而变化。

1.5.3山区浅层地下水水化学特征及其侵蚀性

1.5.3.1浅层地下水的主要水化学特征

浅层地下水主要受气候、地形因素的控制，表示了自东南向西北，地下水矿化度逐渐增高的地带性变化。即由溶滤作用低矿化重碳酸盐为主的淡水过渡为溶滤盐化作用有成因成分复杂的以硫酸盐或氯化物为主的咸水带，甚至最后过渡为浓缩作用成因的氯化物盐卤水带。并且每个盆地还呈现了由山前到盆地中心或至滨海的水化学水平分带规律。

华南、华中广大地区，广泛分布溶滤作用成因的矿化度小于0.2g/L或0.2～0.5g/L的重碳酸型淡水。向西对广西、云贵高原碳酸盐岩分布区，潜水矿化度增至0.2～0.5g/L，水化学类型以重碳酸—钙，重碳酸—钙镁型为主。再向西对横断山脉北段和青藏高原东部边缘地带，矿化度则增至0.5～1.0g/L，水化学类型以重碳酸—钙镁型为主。

秦岭—淮河以北的华北平原的周边山地，浅层水皆为矿化度小于0.5g/L的重碳酸—钙、钙钠型溶滤水。在平原区变化较复杂，一般由山前到盆地中心，而黄淮海平原则由山前至滨海都由低矿化（矿化度小于1g/L）的重碳酸盐水逐渐过渡到矿化度1～3g/L（个别1～5g/L）的重碳酸氯化物、硫酸氯化物或氯化物硫酸型微咸水。最后发展为5～10g/L或大于10g/L的氯化物盐水。

大兴安岭山地分布的岛状及多年冻土地下水，不利于盐分的积累，因此为矿化度小于0.2g/L的重碳酸—钙型溶滤淡水。松辽平原浅层水为矿化度约0.5～1 g/L的重碳酸—钠钙型溶滤淡水。中部低洼地区，矿化度可增至1～3g/L，成为重碳酸氯化物—钠钙类型的溶滤—盐化作用的咸水。华北平原以西的黄土高原，水化学成分自东南向西北逐渐变化。高原东南部及中部地区，一般矿化度小于1g/L，为重碳酸—钙钠型水；向北至长城以北地区，矿化度增至1～5g/L，水化学类型以硫酸氯化物—钠及氯化物硫酸—钠型为主。

我国西北干旱区地下水化学成分的变化复杂多样，但总体上看仍以由东向西变化的重碳酸盐水为主，西部则以氯化物水居优势，体现了总的区域差异。此外该区地下水化学的另一特点是，有时缺失硫酸盐水带，由重碳酸盐水带可直接过渡到氯化物水带。

青藏高原中部及西北部，多年冻土广布，冻结层上水因直接受降水和冰雪融水补给，水质良好，多为重碳酸盐水，矿化度一般小于1g/L，有时为1～3g/L。冻结层下水多为自流水或深层基岩构造—裂隙水。

在滨海地区的狭长地带，地下水受海水成分的混合作用，分布有不同矿化度的氯化物—钠水及重碳酸氯化物—钠型水。在长江以北渤海湾区矿化度多大于10g/L，有时高达50g/L，水型为氯化物硫酸盐或氯化物—钠类型。在东南沿海地带。因气候潮湿，地下水受冲淡作用，矿化度一般在1～5g/L之间，很少超过10g/L，水化学类型以氯化物—钠或重碳酸氯化物—钠的混合类型为主。

1.5.3.2浅层地下水对混凝土的侵蚀性

一般当地下水中p H<6.0（或侵蚀C0₂>15mg/L）时，地下水对混凝土具有分解型侵蚀；而当水中的

含量大于500～1000mg/L时，地下水对混凝土具有结晶型侵蚀或结晶—分解型侵蚀。形成具有侵蚀性的地下水主要有这样一些气候、水文地质及环境地质条件：

（1）分解型侵蚀：气候湿润，地形起伏，地下水交替较强烈，地层中含有煤层、硫化矿体淤泥等或有酸性工业废水渗入等。

（2）结晶型侵蚀及结晶—分解型侵蚀：气候干燥，地形平坦或封闭，地下水交替缓慢，且埋藏浅，蒸发浓缩作用强烈或地层中含有石膏、芒硝、各种盐类、硫化矿体等，或有大量硫酸盐、镁盐及铵盐的工业水渗入等。

侵蚀性地下水的上述形成条件控制了其分布，因此，分解型地下水主要分布在东南沿海地区、长白山地、滇西山原地带、秦巴山地等。除此以外，在一些煤层区、城市区、有机土分布区亦有零星分布。结晶型侵蚀地下水主要分布在华北平原及长江三角洲平原和下辽河平源的滨海地带、黄土高原北部地下水浅埋带、内蒙古高原、西北各大内陆盆地之中。此外，在四川、南昌、滇中等红层分布区以及各大型石膏、硫化矿、盐矿、芒硝等矿体附近亦有分布。据现有资料来看，结晶—分解复合型侵蚀只在宁夏的同心、新疆的阿克苏、内蒙古的满洲里等地有零星分布。

㈢ 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。

㈣ 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、12_1/2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(Ⅴ_A)、上段(Ⅴ_B)。

a.下段(Ⅴ_A):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(Ⅴ_B):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。

㈤ 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F_3'、F_5'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。

㈥ 岩溶地质环境及水文地质特征

由于地质环境条件、地质作用的变化，必然地导致水土资源、生物生长的适宜性、人类的生产生活环境、生态地质环境问题或灾害类型及活动强度的明显改变。相应地在不同类型的岩溶地质环境条件下，岩溶水的资源特征及生态环境功能，岩溶水源地的类型、水文地质特征，开发技术条件与脆弱性，供水需求等都有所差异。因此，岩溶水资源的开发利用，只有与岩溶地质环境条件相适应，做到因地制宜，才能够实现可持续发展。

服务于岩溶水运动和赋存规律、岩溶水开发技术条件研究的需要，也为了在岩溶水的开发与环境效应评价实践中便于识别，本书以岩溶地貌形态组合及特征为主导标志，结合地形地貌、地质、土壤、气候、水资源、植被等地质环境要素与人居分布及人类活动等社会环境的差异，对泸西小江流域进行岩溶地质环境分类研究，为岩溶水的有效开发实验研究提供地质科学依据。

小江流域岩溶地质环境类型复杂多样，从岩溶水的补给区到排泄区，历经岩溶山地、岩溶槽谷、岩溶丘陵、峰丛洼地、岩溶平坝、岩溶河谷等不同类型的岩溶地貌形态组合单元(图3-2)。

图3-2 泸西小江流或水文地质结构概化图

1—松散土覆盖层；2—表层岩溶带；3—岩溶空隙；4—导水溶洞管道；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—高程点

岩溶山地山高坡陡，气候冷凉，基岩裸露，土层浅薄，分布零散，土壤贫瘠，多属宜林区，耕地多为旱地，以旱作农业为主产业，主要种植玉米、荞、土豆等作物。交通不便，村镇规模小，居住分散。地表岩溶洼地、谷地发育，漏斗、落水洞密布，降水漏失严重，是岩溶水的主要补给区，建库条件极差，水资源严重匮乏。地下岩溶发育极不均匀，岩溶饱水带深埋，导储水空间以洞管为主，岩溶水主要为溶洞管道流，沿暗河有许多漏斗、落水洞与其沟通，岩溶水主要通过这些通道获得补给，岩溶水系统储存调节能力弱，水位流量季节变化剧烈。岩溶水很大一部分以大泉、暗河形式在盆谷底边缘排泄，饱水带岩溶水的开发十分困难，形成了地带性的资源性缺水。农村生活用水、抗旱保苗用水都十分紧缺。但岩溶石山区表层泉出露位置较高，水质良好，开发技术难度小，水量基本能满足岩溶山区分散居住的农村生活及抗旱保苗用水。因此，在饱水带深埋的岩溶石山区具有很大的供水意义和开发价值。

岩溶槽谷、岩溶丘陵、峰丛洼地主要分布于盆地外围山区与盆底平坝之间，气候温和，地势起伏较小，植被覆盖率低，洼地、谷地发育，地形破碎，土层较薄，土壤肥力差，水土流失强烈，石漠化严重，灌溉条件较差，以旱地为主，水田次之，主要种植玉米、荞、土豆、水稻，经济作物和林果种植也较普遍。交通方便，人口稠密，村镇密布。地表落水洞、溶井、脚洞、溶沟溶槽发育，水库渗漏强烈，地下岩溶发育不均匀，岩溶饱水带埋藏较深，导储水空间以洞管隙构成网络，岩溶水为溶洞管道流及溶隙扩散流并存，沟谷、洼地内泉点较多，但流量动态变幅较大。此类地区因地表水严重渗漏、岩溶水埋藏分布不均匀、成井率低形成了工程性缺水。导致农村生活用水、发展种养殖业和庭院经济、抗旱保苗、岩溶石山名特优果林规模经营、生态环境建设用水困难。适宜通过开发隐伏的饱水带和表层带富水块段岩溶水，以解决农村生活和生产用水困难。

盆底沉积平坝地势平坦，气候温和，土层深厚，土壤肥沃，土地连片、平整，水资源较丰富，灌溉条件好，交通方便，最为适宜工农业生产与城镇建设。所以，人口稠密，城镇规模大，分布密集，工厂较多，农业生产发达，是传统的农业主产区。由此也造成了地表水和浅层孔隙水的严重污染，大兴堡一带取样化验分析表明亚硝酸盐超标2925倍，氨氮超标3019倍，细菌超标75倍，大肠杆菌超标800倍以上，造成了严重的水质性缺水，导致农村生活用水困难，周边岩溶台地区旱地的干旱缺水也很严重。该区岩溶水主要是来自周围裸露型岩溶山区的侧向径流，其次有少量的大气降水通过松散覆盖层孔隙的垂向渗透补给。在侧向径流中，一部分来自盆地底面以上上层径流带的岩溶水，以盆地底面为排泄基准，沿盆地边缘形成大泉、暗河排泄；盆地底面以下下层径流带的岩溶水，继续向深部呈近水平二维溶隙扩散流向盆地下游径流，通过盆地南部存在的落水洞和岩溶洞管，向小江峡谷区汇集排泄。大兴堡一带是岩溶水由浅变深，由较均匀的水平二维溶隙扩散流向不均匀的三维溶洞管道流过渡的转换地带，岩溶水埋深逐渐增大，径流逐渐集中。该区岩溶水汇集，且覆盖型岩溶含水层组具有很大的储存资源可以发挥调节作用，允许开采量大，岩溶发育较均匀，是一般供水钻井开发的主要分布区，适宜将大泉或暗河与富水块段联合规划开发，有效调节开发利用岩溶水。

南部岩溶河谷纵坡降大，地形切割深，谷坡陡峻，沟谷发育，植被覆盖率较低，土层浅薄，土地零散，以坡地为主，上游多种小麦、玉米，下游种植柑橘、黄竹等，水土流失强烈，石漠化严重。交通极差，人口稀少，村落稀疏。谷坡之上地表径流很快，岩溶水深埋，空间分布极不均匀，以溶洞管道流为主，在谷底集中排泄，水资源短缺。宜以表层泉开发解决农村生活用水困难。由于小江河谷为全流域地表水和地下水的集中排泄带，水能资源富集，而土地及其他自然资源和环境条件差，因此，适宜建设中小型水电站开发水能资源。

小江流域岩溶水是由大气降水入渗而形成，其上层径流以泉、暗河的形式以泸西盆地底面为排泄基准排泄而转化成地表水，最终汇集于盆地南部通过工农隧洞及落水洞排向小江；下层径流则以小江水面为基准而通过深层径流排泄(图3-2)。流域岩溶水的年平均补给量，减去以泸西盆地为基准的上层径流排泄量及小江流域岩溶水开采利用后的损耗量，应等于小江流域岩溶水的下层径流量。

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补给量(10⁴m³/a)，采用渗入法计算，补给面积取全流域裸露型岩溶面积，降水量取泸西县气象站2003年降水量；Q₁—以泸西盆地底面为排泄基准的上层径流排泄量(10⁴m³/a)，采用泉流、暗河流量汇总法，即累加2003年野外调查期间泸西岩溶盆地汇水范围内的所有岩溶水天然出露点的排泄量(实测流量)；Q₂—小江流域岩溶水开采利用后的损耗量(10⁴m³/a)，为全流域合计开采量减去退水量，计算公式：Q₂=Q_K(1-t_S)，式中：Q_K为2003年小江流域岩溶水的开采量，t_S为退水系数，根据区域经验取0.85；Q_D—小江河谷岩溶水排泄量(10⁴m³/a)，为未知量；Q₃—泸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)。

岩溶水均衡方程左边为小江流域岩溶水总的大气降水渗入、灌入天然补给量，减去以泸西盆地底面为排泄基准的上层径流排泄量，以及小江流域岩溶水开采利用后的损耗量，显然剩余的仅有小江排泄带以上继续作深远程径流的下层径流量；右边为排入流域的最终排泄基准小江河谷的岩溶水总排泄量，包含下层径流量和泸西岩溶盆地南端落水洞、排水隧道吸收的地表水泄流量，显然，当其减去后一项之后，剩余的也仅有下层径流量。所以，方程是成立的，能准确完整地反映小江流域的“三水”转换关系。

选择2003年为均衡年，通过计算，小江流域岩溶水 2003年补给量为 14013.12 10⁴m³/a，上层径流量为6917.89 10⁴m³/a，下层径流量为6124.51 10⁴m³/a(表3-1)，下层径流量占年平均补给量的44%。这一研究成果，首次定量说明了岩溶盆地流域岩溶水开发的资源前景及潜力。

表3-1 泸西小江流域岩溶水均衡计算结果表 单位：10⁴m³/a

㈦ 地质工程中水文地质现象有哪些

水文地质，地质学分支学科，指自然界中地下水的各种变化和运动的现象。水文地质学是研究地下水的科学。它主要是研究地下水的分布和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。随着科学的发展和生产建设的需要，水文地质学又分为区域水文地质学、地下水动力学、水文地球化学、供水水文地质学、矿床水文地质学、土壤改良水文地质学等分支学科。近年来，水文地质学与地热、地震、环境地质等方面的研究相互渗透，又形成了若干新领域。《水文地质学》是地质工程专业一门必修的专业基础课。课程的主要任务是培养大家从水文循环的基本原理出发，获得水文地质学的基础知识和基本研究方法，能初步运用所学知识解决工程地质工作中与地下水有关的问题，要求大家掌握地下水形成、分布和运移规律，地下水的动态与均衡以及水化学相关问题；了解该领域研究状况及与其他学科的关系。为今后从事与地下水有关的实际工作或科学研究打下基础。
《水文地质学》是地质学的一个分支，是研究地下水(Groundwater)的一门学科，它是对地质环境中地下水的发生、运动及其水化学特性上的研究。水文地质学研究的是：地下水在与岩石圈、地幔、水圈、大气圈、生物圈和人类活动相互作用下，其水量与水质在时间和空间上的变化，以及对各圈层产生的影响，从而服务于人与自然相互协调的可持续发展。

㈧ 水文地质调查

美国水文地质调查经历了一百多年的发展，在该领域长期居于国际领先地位，影响和引导了国际水文地质学的发展方向。表6-1列出了美国不同发展阶段的经济社会特征和水文地质发展特点。美国地质调查局(USGS)始终把地下水资源评价作为优先开展的重点工作。早期在一些地区进行的地下水调查工作成为全国地下水调查的起点，例如Darton在中部大平原的地下水调查、Mendenhall在加利福尼亚州洛杉矶地区的地下水调查^［1］。Meinzer自1923年开始陆续出版了一系列报告，首次对全国地下水资源进行了定性评估。20世纪30年代至60年代中期，USGS以州为单位先后对各个州的地下水资源进行了调查，采用均衡法对各个州的地下水资源进行了初步估算。20世纪70年代USGS对全国21个区域开展了水文地质调查和地下水评价工作，在对区域地质、水文地质条件调查和地下水区划的基础上，对地下水补给、地下水排泄等地下水均衡要素进行了估算，提出了地下水优化管理的对策。1978年USGS启动了“区域含水层系统分析项目(RASA)”。RASA项目历时近20年，调查和研究了全国28个以流域为单元的含水层系统。该项目采用三维有限差分地下水流数值模型，通过模拟地下水开发前后地下水的动态变化，确定了地下水补给、排泄和均衡要素的变化，使地下水资源的评价精度得到显著提升。以RASA项目成果为基础，从1990年到2000年先后编制出版了各个含水层系统的地下水图集。美国地下水图集采用不同的比例尺(1∶250万～1∶10万)集中展示了地下水调查和研究成果。继区域含水层系统分析项目(RASA)之后，USGS于1998年启动了新一轮地下水资源调查———地下水资源计划(GWRP)，调查的范围从过去的以州为单位改变为整个含水层系统、水文系统、生态环境系统，所面对的问题由当前的问题转向长期的水资源可持续利用问题^［2］。随着人们改善和保护生态环境的意识不断增强，水文地质工作开始由过去的以资源为重逐渐转变为资源和环境并重，近年来日益重视地下水的生态作用。1992年，美国颁布了《国家地质填图法》，设立了以美国地质调查局为主导的全国合作地质填图计划(NCGMP)，将全国的地质填图工作统一起来。水文地质属于地质填图计划的重要内容之一，主要任务是通过1∶2.4万比例尺为主的水文地质调查，建立地下水运动的三维地质框架。全国合作地质填图计划(2007～2011年)确定，到2010年所建三维地质框架将覆盖美国含水层的12%。

英国的水文地质调查研究水平较高，1∶5万比例尺新一轮工作完成了国土面积的65%以上。在城市填图中根据具体城市发展和建设的需要进行专门填图。法国开展了1∶5万比例尺水文地质填图，进行了地下水污染的调查研究工作，开展了全国范围地下水氮化物和亚硝酸盐的调查工作，建立了法国地下水资源水质数据库。印度完成了大部分国土1∶5万或1∶6.3万比例尺的系统填图，1994年开始进行第二轮地质填图，重点是资源环境保障程度方面的调查。日本在完成本土水文地质填图的同时，进行了列岛及其周围海域地质调查。日本特别重视地下水资源的开发利用和保护工作，每5年开展一次水质调查。

表6-1 美国不同经济社会发展阶段的水文地质调查发展特点

综合学科本身、实践应用、发展驱动力以及与社会的关系四个方面，国际水文地质调查可能将呈现以下几个趋势:

(1)资源和环境、生态并重的地下水资源可持续管理是水文地质学的重要应用研究主题。地下水管理既要保障社会稳定的水供给，又要不影响未来长远的水资源利用，避免可利用地下水资源在数量和质量上大幅度降低。这项重要的主题包括很多内容，例如地表水和地下水的联合调蓄和协调开发;地下水含水层获得补给的途径和机制;近河岸带和生物栖息地地下水水质保护，恢复由于人类影响而退化的地下水含水层;影响地下水资源利用和分配的社会-经济规律和管理模式;地下水疏干区的定量跟踪和调控;岩溶含水层和基岩裂隙水的保护性开发等。

(2)近地表水文地质过程成为水文地质学与其他学科交叉渗透的重要理论研究主题。近地表地质圈包括土壤、包气带、浅层地下水、生物栖息地、湿地、河溪下层区和农业用地等。包气带是介于潜水面和地表之间的多孔介质，化学风化、有机质分解、氮素固定等其他化学物质循环过程均发生在包气带，也是地下水补给、污染物向地下水运移的必经之路。湿地和河溪下层区是水生生态环境向陆地生态环境的过渡区，是生物地球化学、生态学和水文地质学的交叉领域。农田是深受人类活动影响的生物栖息地。以前灌溉工作者所采取的措施集中于局域尺度。因此，灌溉农业管理应从区域水文地质系统的尺度着手，而实现这一目标需要水文地质学与土壤学、地貌学、农学、生态学进行交叉渗透^［3］。

(3)利用新技术进行地下水监测、调查和研究成为水文地质学技术方法发展的重要主题。无论是对水文地质系统进行更加完善的管理和调控，还是及时发现和预测社会经济活动对水文地质系统所产生的不良后果，都需要对水文地质要素进行长期准确的监测。水文地质要素动态监测网的优化设计和自动化实时监测技术的发展，是地下水调查和研究的重要基础设施。同位素技术和遥感技术将继续发展，越来越多地用于地下水调查和研究。基于GIS的模型技术将进一步推动水文地质系统的定量化研究，成为水文地质工作的重要工具。

(4)水文地质系统微生物研究和海洋水文地质研究成为水文地质学自身发展的重要前沿领域。已有的研究成果表明，在化学风化、土壤形成、石油沉积、物质循环等水文地质过程中，微生物有着不容忽视的作用。然而关于微生物作用的机理至今尚不清楚。目前，微生物在用于治理土壤和地下水有机污染方面显示出了广阔的前景。海洋水文地质是一个新兴的研究领域，其主要目的在于更多地了解海洋海底岩层中的流体-岩石作用机制，揭示地壳作用机理，目前尚处在探索阶段。

㈨ 洪积扇上部,中部,下部中的地下水有哪些水文地质特性

洪积扇地形洪积扇（puluvial fan）是干旱、半干旱地区暂时性山地水流出山口堆积形成的扇形地貌。组成洪积扇的泥沙、石块颗粒粗大，磨圆度差，层理不明显，透水性较强，扇面上水系不发育。由于山前构造断裂下降，洪积物厚度可达数百米。从扇顶至扇缘高差也可达数百米。一系列洪积扇互相联结形成洪积平原，又称山麓洪积平原。洪积扇因山地不断抬升，山前平原不断下降，形成上叠式扇体。当山地上升规模、幅度均较大时，老扇随之抬升，在其下方发育新扇体，形成串珠状洪积扇。当山地前缘有不等量的新构造活动时，新扇体向相对下降的一侧移动，使新老扇体并列向一侧偏转，造成不对称形态。
洪积扇由暂时性流水堆积成的扇形地貌，又称为干三角洲。洪积扇由山口向山前倾斜，扇顶部坡度5°—10°，远离山口则为2°—6°，扇顶与边缘高差可达数百米。分布在干旱、半干旱地区这里的河流多为间歇性洪流，有的虽为经常性水流，但其水量变幅较大，也具有山区洪流的性质。同时山地基岩机械风化作用激烈，提供了大量粗粒碎屑物。由于河流出山口后，比降显著减小，水流分散形成许多支叉，因气候干旱，分散的水流更易蒸发和渗透，于是水量大减，甚至消失因此所携带的物质大量堆积，形成坡度较大的扇形堆积体。在扇体的边缘需有泉水出露，成为干旱区的绿洲。组成洪积扇的堆积物叫做洪积物，通常扇顶物质较粗，主要为砂、砾，分选较差，随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积物质逐渐变细，分选也较好，一般为沙、粉沙及亚粘土。
洪积扇沿山麓常造成一片，构成山前倾斜平原。

㈩ 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。