山西鲁能晋北铝业有限责任公司原平市阳房水源地供水水文地质勘探报告.ppt

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1、山西鲁能晋北铝业有限责任公司原平市阳房水源地供水水文地质勘探报告,山西省第三地质工程勘察院二四年六月,绪 言,山西鲁能晋北铝业有限责任公司100万吨氧化铝工程拟建于原平市北贾村一带，其规模为年产100万吨氧化铝。为满足其生产、生活用水需求，年需水量2194万m3(58876m3/d)。根据山西省水资源管理委员会晋水资发)200372号文，本工程在优先利用位于阳武河洪积扇上游区神山水库200万m3/a地表水资源的前提下，开发利用阳武河冲洪积扇区及滹沱河西岸南阳-东营村一带地下水，年开采量为1949万m3(53397m3/d)，其中滹沱河西岸水源地供水量为2万m3/d。本报告即为滹沱河西岸阳房水源

2、地供水水文地质勘探报告。,目的与任务,主要目的是在详查及已有工作的基础上，进一步查明水源地水文地质条件，“以探为主，探采结合”进行勘探，提交B级可开采资源2.0万m3/d。其主要任务是：开展1/万水文地质测绘，查明含水层的岩性结构、分布规律和富水性，了解地下水的开发利用状况；查清滹沱河的水文特征；对地下水污染程度及发展趋势进行详细调查；利用水文地质物探、钻探、化验等综合手段查明水源地地下水的埋藏条件和水化学特征；建立临时河流测流断面，确定滹沱河流量变化及与地下水的关系；进行地下水动态长期观测，查明水源地地下水的补迳排条件；进行单孔和群孔抽水试验，求取水文地质参数，评价地下水的天然补给资源和可开

3、采资源；开展渗水试验，求取滹沱河河床砂层的垂直入渗系数，确定开采条件下滹沱河的最大入渗能力；预测水源地建成投产后对相邻水源地的影响程度；制定水源地开采井的布置方案。,据原平市用水统计资料：2000-2003年平均取水总量为12150万m3。按水源分类，其中地表水平均为6804万m3，占取水总量的56%；地下水平均取水量为5346万m3，占取水总量的44%。19912002年阳武河洪积扇范围内地下水多年平均取水量4152万m3。历年开采量见图1-1。,原平市水资源开发利用及现状,水资源开发利用,历年开采量图,水源地西部的阳武河冲洪积扇是其地下水的侧向迳流补给区，也是原平市工农业用水的主要开采地段

4、，面积约168km2。据以往统计资料，该区在1972年以前地下水开采量很小；1972-1990年，地下水多年平均总开采量为2329万m3；1991-2002年，区内地下水多年平均开采量增加到4152万m3，即对水源地的侧向补给量有所减少。水源地东部的边山黄土丘陵区亦是水源地区地下水的侧向迳流补给区，该区目前的总开采量约37万m3/a，该区内的地下水大部分以侧向迳流形式补给水源地。截止到2003年底水源地区共有各类水井143眼，其中浅层水井87眼(井深小于30m)，中深层水井56眼(井深大于30m)。加上区内的各类勘探孔及本次勘探施工的井孔7眼，水源地区共有井孔182眼。水源地内共有各类井孔11

5、9眼，目前配套使用的井有82眼，平均年开采量186.15万m3/a。,水源地区地下水开采现状,水文地质研究程度,原平市境内水文地质研究程度较高，先后有地矿、冶金、水利、城建、科研院校等数家单位因不同目的在不同地段进行过水文地质工作，但各地貌单元的研究程度差异较大。对本次勘探有意义的主要有以下几项：1975年山西省地质局水文队进行的山西省原平县1/5万农田供水水文地质勘察。1981年忻州地区行署水利局地下水普查队进行的山西省原平县1/5万地下水资源详查。1988年山西省原平县水资源管理委员会和河海大学共同进行的阳武河流域水资源评价：提交现状开采条件下阳武河流域总水资源量1.3882亿m3，地下水

6、总补给量1.5198亿m3，其中阳武河冲洪积扇总水资源量0.4154亿m3，地下水总补给量17.21万m3/d。1988年山西省地质矿产局第三水文地质工程地质队进行的山西省原平县滹沱河畔1/5万供水水文地质普查：提出了南阳桃园段可以作为集中开采的傍河型水源地，计算出D级可采资源14.98万m3/d。,1989-1990年我院进行的山西省原平县滹沱河畔南阳-桃园段供水水文地质详查：提出区内可建立混合开采傍河水源地，开采深度60-120m，提交C级可采资源14万m3/d。2001-2002年华北有色地质勘查局五一七大队进行的山西晋北铝厂原平水源地供水水文地质勘探：选择阳武河冲洪积扇中下部南阳店至武

7、彦为北贾水源地开采井群布置区，提出阳武河洪积扇现状条件下的排泄量为1.63m3/s，提交水源地可开采量1.5m3/s，其中，0.5-0.7m3/s为北贾水源地的允许开采量；2003年山西省水资源研究所进行的山西鲁能晋北铝业有限责任公司100万吨氧化铝工程水资源论证：综合分析了山西鲁能晋北铝业有限责任公司100万吨氧化铝工程拟选取水水源地的水文地质条件，计算阳武河洪积扇区地下水新增允许开采量为5.63万m3/d，在滹沱河西岸傍河取水2万m3/d的条件下，滹沱河激发入渗补给量为1.865万m3/d。,工作量统计表,自然地理概况,本区属温带大陆性半干旱季风气候。年降水量变化较大，多年平均降水量432

8、.1mm。年内分配极不均匀，69月份的降水量约占全年降水量的75%。多年平均蒸发量1811.9mm，为年降水量的4.2倍，一年中以47月份的蒸发强度最大，强烈的蒸发作用，直接影响着本区地下水的动态及排泄。,气 象,19542003年气象站历年降水量分布图,19542003年逐月平均降水量分布图,水 文,滹沱河自北向南，纵贯工作区，界河铺水文站以上流域面积为6031km2。多年平均流量为7.84m3/s。逐月平均流量2.0-23.2m3/s，以8、9、10三个月平均流量最大，5、6两个月平均流量较小，有时甚至断流，2001年5月14日至9月19日，下班政-红旗桥段断流长达129天。今年4月21、

9、22日断流2天。阳武河 阳武河是滹沱河的级支流，在南阳村北汇入滹沱河，河口以上流域面积972km2。浮图寺截流工程实施后，阳武河水在农灌期间引入阳武灌区，非农灌期全部引入神山水库，因而截流工程以下为季节性河流。,滹 沱 河,区域地质,地形 区域地形为一山地型高原，地面标高一般在800m以上。东部和西部为中低山区，中部为滹沱河地堑谷地，地形相对高差1500m，起伏悬殊。勘探区北起南阳村，南至东营村，属滹沱河冲积平原区。一般地面标高为800-820m，西高东低。滹沱河现代河床宽度一般为50-150m。地貌 水源地以滹沱河冲积平原为主体，西侧与冲洪积交接带相连，东侧上封峙峪段与小型洪积扇相连，辛章上

10、封及峙峪以南段直接与边山丘陵区接触，其地貌类型的详细划分详见图3-1和表3-1,地形地貌,原平市阳房水源地区地貌分区图,原平市阳房水源地南阳东营地貌分区表,地 层,区内仅为上新统，为坡洪积项，其下直接与变质岩接触。埋藏于地表以下，底板埋深150-250m，最深在南阳300m，最浅在东营仅105m，厚度30-80m不等，岩性为粘土夹1-3层砾石层，砾石成分为变质岩。,第三系,第 四 系,区内埋藏于地表以下，顶板埋深50-120m，按成因可分为湖沼相、冲洪积相和坡洪积相(详见图3-2)。,下更新统(Q1),阳房水源地区早更新世岩相示意图,湖沼相沉积物 主要分布于阳房-下社一带。最厚可达50m，一般

11、情况下与冲积砂层或坡洪积粘土层或冲洪积砂卵砾石层交互出现。岩性以粘土为主。冲洪积物 主要分布于北贾-东营一线，厚度30-60m，岩性主要以粉质粘土为主，夹2-3层砂卵砾石、中细砂，表面有风化壳，局部有半胶结现象。坡洪积物 集中分布于东部山前，厚度20-70m，岩性主要是粘土及粉质粘土，夹有2-4层钙质结核层，下部地层中含有砾石，普遍夹有数层薄层状砂卵砾石层。,中 更 新 统,地表零星出露，顶板埋深一般30-40m，最深可达50余m，最浅仅17m，是水源地地下水开采的主要层位之一。岩性从滹沱河到边山由冲积砂层-冲洪积砂卵砾石-坡洪积粘土过渡(图3-3)。,阳房水源地区中更新世岩相示意图,冲积物

12、大面积分布于南阳-阳房-磨头-东营一线，东西宽一般1500m，最宽2500m，为滹沱河冲积物与阳武河冲洪积物交互沉积，岩性为中、细砂夹薄层淤泥，厚55-70m。冲洪积物 南北条带状分布于西边部和东部边山一带。西部岩性为砂卵砾石层夹砂层及粉质粘土层，厚度35-75m，其中砂卵砾石层厚25-40m；东部洪积物与坡洪积粘土和冲积砂层交互沉积，勾通了东山地下水与水源地地下水的联系，岩性为砂卵砾石层，厚度均小于40m。坡洪积物 分布于东部山区，岩性为粉质粘土夹1-2层粘土，普遍含钙质结核和夹有数层砂砾石，厚度一般0-20m，最厚50m。,丘陵区及冲洪积倾斜平原区广泛出露，厚度变化大，一般在039.67m

13、。冲积平原区普遍埋藏于地下，也是水源地的重要含水层位，顶板埋深变化较小，一般10.2015.35m，厚度变化小，一般21.5029.39m，岩性从冲积平原到边山丘陵由冲积砂层冲洪积砂卵砾石坡洪积粉土(详见图3-4)。,上更新统,阳房水源地区上更新世岩相示意图,冲积物 南北条带状分布于冲积平原区，西边界位于南阳-下社-磨头-东营一线，东部边界基本与滹沱河作用边界相同，东西宽1800m，最宽2700m，最窄900m。岩性以中粗和中细砂为主，夹有粉砂、淤泥和粘土。冲洪积物 大面积分布于西部地区和零星片状分布于东部边山前缘。西部冲洪积物系阳武河所形成，岩性中下部以砂卵砾石夹砂层为主，上部为8-15m厚

14、的粉土，总厚度一般21-45m；东部洪积物系东山季节性河流所形成，多与坡洪积物交互沉积，岩性下部以砂卵砾石为主，上部为7-26m厚的粉土，总厚度多在28-36m之间。坡洪积物 条带状分布于东部边山，岩性主要为粉土，厚度变化较大，一般0-30m，多数地段与洪积砂卵砾石呈互层状。,分布于滹沱河冲积平原区，一般厚9-25m。岩性以中细砂、细砂为主，夹1-3层薄层灰黄色粉质粘土、淤泥透镜体，虽然平面分布连续性不好，但对地表水渗漏补给地下水具有一定的制约作用。由于冲积平原区各地貌单元均由滹沱河侵蚀堆积而形成，地下水与地表水水力联系密切，是水源地开采袭夺滹沱河地表水的主要通道。,全新统,西部山区是吕梁山褶

15、皱带的东北端，构造主要为北东、北西和近东西向三组；东部山区属山西中北部多字型构造的南半部，构造主要为北东东向，构造密集、规模较大，以褶曲为主，断裂不发育；中部断陷盆地位于新华夏系第三沉降带中北部，根据卫片解译并结合前人电探成果资料，盆地中共有22条隐伏断裂，其中5条与盆地边缘大致平行的北北东向正断层组成不对称的地堑，构成了盆地区基底构造的主体。总之，燕山期构造运动对本区影响甚大，它不但控制了盆地内第四系沉积物的厚度与分布，也影响着区域地下水的富集和运动。,地质构造及新构造运动,地质构造,新构造运动,盆地区堆积的巨厚松散层、山区河谷阶地、边山断层崖的存在、冲洪积扇的镶嵌、新生代活动性断层的发育、

16、河流的袭夺与变迁等说明了原平地区新构造运动不仅存在，而且非常频繁和强烈。新构造运动的基本形式是全区普遍间隙性上升和盆地区相对下降，其严格控制了全区现代地貌形态、含水层的发育和地下水运动规律。东、西部山区断块的差异性上升和中部盆地区的不等量下沉，下沉幅度大的下班政、崞阳、下社、原平城南和西荣华等地，表现为相对下降，早更新世这些地区产生湖沼沉积物；而下沉幅度小的唐林岗、桃园、东营、田家庄以西等地，表现为相对上升，同时对滹沱河的作用范围和阳武河冲洪积物的沉积起了决定性的控制作用。,地下水类型及含水岩组特征 根据区内出露的地层、含水介质的特征，区内地下水类型主要为松散岩类孔隙水。该含水岩组广泛分布于盆

17、地区的山前倾斜平原和冲积平原及河谷地带，由第三系和第四系组成，其中砂卵砾石层、砂层中的孔隙为地下水的主要富集和运移空间，为含水层，其特点是厚度大、分布广、透水性及富水性极强，钻孔涌水量可达3000-5000m3/d，是本次水源地开采的目的层；底部上新统红色粘土为一良好的区域隔水层。,区域水文地质条件,垂向上，该类水可分为三层，第一层为浅层水，以中更新统顶部粉质粘土为隔水底板，含水层主要是砂与砂卵砾石互层，富水性较强，钻孔单位涌水量一般69.12-155.52m3/dm；第二层为承压水，水位高出第一层约0.8m，以下更新统顶部红色粘土或灰黑色淤泥为隔水底板，含水层主要为巨厚的砂卵砾石层，富水性极

18、强，钻孔单位涌水量138.24-250.56m3/dm；第三层为承压水，水位高出第二层约1m，以上新统底部红色粘土为隔水底板，含水层为粘土中所夹的薄层砂砾石层，富水性极弱。由此可见，松散岩类孔隙水含水层集中分布于下更新统顶板以上，从而决定了水源地的开采深度一般为80-120m。,水平方向上，该类地下水随地貌单元不同其富水性有明显的差异。黄土丘陵区富水性相对较弱，单井涌水量为100-1000 m3/d；冲洪积倾斜平原区富水性总体强但不均匀，单井涌水量为1000-5000 m3/d，扇间洼地区为100-1000 m3/d；冲积平原区富水性均匀且相对较强，单井涌水量为1000-4000 m3/d。由

19、此可见，松散岩类孔隙水相对富水地段在冲洪积扇和滹沱河冲积平原区。,工作区北起南阳村，南至东营村，根据所处地貌位置和埋藏条件的不同，分黄土丘陵区孔隙水、山前洪积扇区孔隙水和倾斜平原、平原区孔隙水。倾斜平原、平原区孔隙水又可分为浅层水和中深层水。按井径0.5m，降深5m的标准井涌水量将区内地下水富水性划分为如下四个等级：水量极丰富的 标准井涌水量5000m3/d；水量丰富的 标准井涌水量1000-5000m3/d；水量中等的 标准井涌水量100-1000m3/d；水量贫乏的 标准井涌水量100m3/d。,富水性分区,水量极丰富区(标准井涌水量5000m3/d)零星分布于磨头村西北部，含水岩组为第四

20、系中、上更新统地层，含水层厚50-60m，水位埋深5-10m。水量丰富区(标准井涌水量1000-5000m3/d)大面积分布于勘探区中部冲洪积交接带和冲积平原区。冲洪积交接带含水层为砂、砂卵砾石层，厚度40-50m，水位埋深8-13m；冲积平原区含水层以细砂、中粗砂层为主，局部有砂卵砾石，厚度50-60m，水位埋深0-8m。水量中等区(标准井涌水量100-1000m3/d)零星分布于原平农场一队西部，含水层为第四系中、上更新统砂、砂卵砾石层，厚4050m，水位埋深912m。水量贫乏区(标准井涌水量100m3/d)主要分布于滹沱河以东的黄土丘陵区。含水层主要为第四系中、上更新统黄土状粉土夹薄砂砾

21、石层，厚度薄，在孔深100-150m以内，可见1-3层含泥砂卵砾石层，总厚15-35m，含水性和透水性均较差。,原平盆地东、西、南侧为中低山基岩分布区，盆地中部分布着厚度大、面积广、透水性强的第四系松散堆积物。滹沱河于盆地东部从北往南纵贯全区，在南部(界河铺)的狭窄谷口流出区外。盆地内地形总体呈北高南低的变化趋势，整个盆地呈一个北部敞开，东、西、南封闭的储水构造，自成一个相对独立的补给、迳流、排泄水文地质单元。,地下水补给、径流和排泄条件,基岩山区地下水接受降水入渗补给后，从东、西两侧山区向滹沱河方向迳流运动，以越流和潜流形式向外排泄，沿河一带溢出成泉，并在其漫滩和阶地前缘形成潜水滞流带。潜水

22、滞流带地下水通过蒸发消耗。天然条件下，盆地地下水通过河流排泄和潜水蒸发排泄。原平盆地地下水运动形式见图4-1。,地下水运动示意图,盆地区地下水的补给方式主要有：降水入渗补给、基岩山区地下水侧向迳流补给、灌溉水田间回渗补给，此外还有渠道渗漏补给、洪水期盆地区干河床与冲沟地表水渗漏补给及开采条件下滹沱河地表水的激发补给。降水入渗补给是地下水的主要补给来源，入渗补给条件的好坏主要取决于地表岩性、地貌特征、降水形式、地下水埋深和植被覆盖等因素。降水量大且集中，对地下水补给十分有利，一是增大了补给地下水的有效降水量；二是因降水量大使山区产生大量的地表迳流汇流于盆地干沟、干河，形成二次入渗，从而增加了对盆

23、地第四系地下水的补给水源。,地下水的补给,地下水迳流,地形地貌、水文地质条件和排泄基准面等因素决定了盆地地下水迳流特征。山区基岩地下水接受降水入渗补给后，除西部山区部分地段沿地层倾向向宁静向斜迳流和在山间小盆地富集外，其余通过山前断裂补给盆地区，地下水进入盆地后从东、西黄土丘陵区，穿越冲洪积倾斜平原区，到冲积平原区，与上游由北而南迳流的地下水汇集后向南迳流，构成了北、西、东三面向中南部滹沱河一带汇集迳流的趋势，区域等水位线在丘陵区和冲洪积倾斜平原区平行盆地边缘，在冲积平原呈开口向南的半环状可以说明这一点。,盆地区地下水排泄途经主要有河流的排泄、浅埋区潜水蒸发排泄及人工开采。河流的排泄 整个盆地

24、地下水迳流运动受滹沱河控制，从盆地东西两侧向盆地中心运动，到沿河一带地下水以越流和潜流形式向外溢出成泉，汇集于滹沱河成为地表水基流。盆地地下水分散排泄于全长45km滹沱河河段，经界河铺排出区外。,地下水的排泄,河川基流量大小与地下水补给量有着密切关系，同时还受开采量和潜水蒸发量影响。由于降水量年内和年际变化，造成河川基流量亦有相应地变化。一般情况下，每年4-7月农业开采量大和潜水强烈蒸发消耗，该期间河流基流量小，甚至断流；8-10月降雨入渗补给大，农业开采量减少，潜水蒸发作用减弱，河基流量渐趋增大；每年3月份由于冻结层融化，河流量明显增大；其他月份开采量小，潜水蒸发强度弱，河基流量较大且较稳定

25、。年内各时期滹沱河基流量变化情况见图4-2。,界河铺水文站滹沱河流量过程线分割示意图,从长时间系列看，河川基流量随着降水量和地下水开采量而变化。从上世纪五、六十年代直到七十年代，年降水量均值453mm，地下水开采程度低，滹沱河基流量均值可达5-6m3/s；八、九十年代降水量均值413.4mm，期间地下水开采量也在增加，滹沱河基流量均值为3.14 m3/s；再从近20年看，地下水开采量相对稳定情况下，滹沱河流域河川基流量随着降水量变化而变化，当降水量500mm左右，河基流量3.54-4.5 m3/s；当降水量小于400mm时，河基流量2.5-3.5 m3/s；当降水量小于300mm时，基流量2.

26、5 m3/s左右。2001年降水量严重偏小(238.2mm)，同期开采量增大，河基流量骤减，从5月14日到9月19日一直断流，断流时间是历史上最长的。丰水年或特丰水年，地下水得到大量补给，引起地下水位大幅度上升，河川基流量明显增大。因此多年平均河流基流量反映了盆地地下水多年平均排泄于河流的流量。,浅埋区潜水蒸发排泄,原平市属半干旱大陆性气候，多年平均蒸发量1811.9mm，蒸发量为降水量的4.2倍。盆地区潜水浅埋区面积大，气候干燥，液面蒸发强度大，土壤层岩性有利于蒸发作用，浅埋区潜水消耗于蒸发的水量是相当可观的，是地下水的主要排泄方式之一。蒸发强度以低漫滩最大，高漫滩次之，级阶地最小。,据调查

27、统计资料，到2002年阳武河洪积扇区共有各类水井602眼，1991-2002年多年平均取水量4152万m3，较上世纪七十年代有很大增长。目前，水源地区地下水开采主要用于农业灌溉和人畜吃水，开采井集中分布于冲积平原和冲洪积倾斜平原。农业灌溉在时间上具有季节性，主要集中于4-7月。据调查统计，水源地地下水开采量为186.15万m3/d。此外，盆地南侧界河铺峡谷宽300m，含水层厚5-14m，其上部为中细砂层，厚度5-6m，下部为砂砾石层，厚度0-8m，含水层以下为粘土及片麻岩，构成了以砂砾石层为断面的原平盆地区地下水向忻州盆地区排泄的天然途径(图4-3)。,人工开采,界河铺峡谷地下水排泄口剖面图,

28、在新构造运动的影响下，各个时期沉积环境变化十分突出，导致地层结构复杂多样化(详见图5-1)，对含水层的富水性有着重大的影响作用，同时严格控制了地下水运动。,水源地水文地质条件,地层结构及其富水性,阳房水源地区含水层结构分区图,集中分布于水源地西部冲洪积交接带和水源地内阳房、下社及东营等地，包括全新统和上更新统第一含水岩组(浅层)、中更新统上部第二含水岩组(中层)和中更新统下部第三含水岩组(深层)。三个含水岩组在水源地内有明显的差别，其代表性地层详见图5-2。地层总厚度北厚南薄，以砂层和砂卵砾石层为主，一般占总厚度的70%以上。其中冲洪积砂卵砾石层累计厚度由北向南逐渐增大，由此决定了该区为极富水

29、区。,三层状结构,阳房水源地区三层结构地层对比图,长条状分布于水源地内辛章-峙峪段，包括全新统和上更新统第一含水岩组和中更新统上部第二含水岩组，而中更新统下部第三含水岩组相变为坡洪积粘土，两个含水岩组在水源地内有明显的差别，其代表性地层详见图5-3。地层西厚东薄，含水岩组以砂层和砂卵砾石层为主，勘探深度范围内含水层所占比例总体较高，一般占总厚度的5070%，而水源地与东部丘陵区直接相接的个别地段仅为36.2%。,双层状结构,阳房水源地区双层结构地层对比图,互层状结构,分布于水源地北部南阳一带，包括第一含水岩组、第二含水岩组和第三含水岩组，其中第二、第三含水岩组的含水层发育较差，与非含水层呈互层

30、状，而且含水岩组之间分界不明显。该区勘探深度以下往往发育有下更新统第四含水岩组，其地层总厚度一般都比较大。岩性第一含水岩组以砂或含砾中粗砂为主，第二和第三含水岩组以粘土、粉质粘土和淤泥与砂层相间出现，含水层占地层总厚度35-65%。,分布于水源地东部黄土丘陵区，三个含水岩组在该区没有明显的界限，水位也没有明显的差别。地层总厚度变化较大，含水层累计厚度比较小，一般不足地层总厚度的25%，同时该区又属于水源地东部侧向补给区，含水层厚度小，颗粒细等特征决定了东部为弱补给边界。,夹层状结构,含水岩组特征,本次勘探钻探揭露的地层全部为第四系，开采深度以上为全新统、上更新统和中更新统。水源地内的含水岩组是

31、由阳武河冲洪积物和滹沱河冲积物组成的，根据含水层与非含水层组合序列的变化、地下水补给条件的差异、水位及其动态特征的不同和开采条件的优劣将开采深度以上地层划归为三大含水岩组。,第一含水岩组,包括全新统和上更新统地层，顶板埋深0.8-3.00m，底板埋深为23.22-48.56m，其中含水层以全新统中细砂和上更新统砂及砂卵砾石层为主，厚度为20.02-48.56m，一般占含水岩组总厚度的65.91-93.38%；以上更新统底部粉土或中更新统顶部粉质粘土层为局部隔水底板，形成了与下部含水岩组有密切水力联系的浅层地下水体系。地下水具微承压性，与滹沱河地表水有密切的补排转换关系。含水层的连续性决定了其富

32、水性的均匀性，地下水不仅接受东西部和北部地下水的侧向迳流补给、大气降水入渗补给和灌溉水回归入渗补给，而且在洪水期还接受滹沱河水的瞬时入渗补给，补给来源极为丰富，因而供水能力极强。该含水岩组是目前农业开采的主要层位，90%以上的用水量靠开采该层水，同时也是未来水源地开采袭夺滹沱河水的重要层位。,由中更新统上部地层组成，顶板埋深24.16-50.51m，底板埋深为56.3-78.05m，含水层以含砾中粗砂和含砾中细砂为主，普遍夹有数层砂砾石或砂卵石，厚度18.7-33.2m，一般占含水岩组总厚度的84.92-97.80%，以中更新统中部粉质粘土层或淤泥层为局部隔水底板，形成了一个与上部含水岩组水力

33、联系密切，与下部含水岩组具有一定水力联系的地下水体系。地下水为半承压性质，水位高出第一含水岩组0.51-0.54m。该含水岩组含水层分布连续且组成物质较为均匀，决定了其富水性较均匀，地下水接受东、西和北部地下水的侧向迳流补给，补给来源丰富，从而供水能力较强。第二含水岩组地下水在水源地内开采量较小，是未来水源地地下水开采的重要层位之一。,第二含水岩组,由中更新统下部地层组成，顶板埋深57.58-82.04m，底板埋深96.62-116.5m，含水层以砂层和砂卵砾石层为主，厚度变化较大，水源地西部一般30m左右，占含水岩组总厚度的78.9-84.4%；东部基本没有含水层，以下更新统顶部灰黑色淤泥或

34、红色粘土为隔水底板，形成了一个与上部含水岩组有一定水力联系的含水体系，地下水亦为半承压水性质，水位高出第二含水岩组水位1m以上。该含水岩组含水层组成物质不均匀且分布不连续，决定了其富水性极不均匀，地下水只接受西部和北部地下水的侧向迳流补给，补给来源较为丰富，供水能力北强南弱。该含水岩组在水源地内基本没有开采，也是未来水源地开采地下水的层位之一。第二、第三含水岩组构成了与上部浅层地下水有密切水力联系的中深层地下水体系。,第三含水岩组,含水岩组的表部特征 水源地地表为0-6.0m厚的粉土层，从河床向东西两侧由薄变厚，一般低漫滩区0.4-0.7m，高漫滩区0.9-1.8m，级阶地区1.56.0m，而

35、南北向分布不规律，总体具由北向南变薄的趋势。地表粉土层以下为含水层，第一非含水层以上的含水层有两种类型。第一，含水层以全新统的中细砂层为主，底板埋深4.51-20.45m，含水层厚度3.36-20.45m，平均11.89m。第二，含水层为全新统中细砂和上更新统砂砾石、砂卵石层为主，底板埋深23.22-34.6m，含水层总厚度为20.22-33.6m，平均28.09m(详见表5-1)。,地表水与地下水的关系,转换条件,阳房水源地含水层表部特征表,第二种类型的含水层集中分布于阳房-东营段，是地下水接受补给最为有利的地段，第一种类型的含水层分布于水源地阳房以北，地下水补给能力较上述显弱。,滹沱河河床

36、以0.05-0.25mm的颗粒为主，一般占63.5-88.3%，其次为0.25-0.5mm，约占2.7-30%，小于0.05mm颗粒一般较少，仅占0-9.8%。河床砂层分布连续，厚度比较稳定，厚度11m左右，底板与第一含水岩组上部含水层底板一致。砂层的渗透性能根据水源地内南阳、阳房、下社等13个控制点与滹沱河河床同一层位砂层所做的双环渗水试验，确定其垂直入渗系数一般0.36-1.69m/d，平均0.83m/d，入渗能力较强。滹沱河河床底部洪水期过后在流水滞缓区会出现0-0.35m的淤泥层，这种现象往往出现在河流的凸岸和滞水湾处，分布面积不足河水面积的5%，洪水期过后一直持续存在，直到下一次洪水

37、来临将其冲刷并在新的部位形成新的淤泥层，其对河流入渗是一个不利因素。,滹沱河床特征,从地层结构来看，水源地区表层粉土层底与滹沱河床基本在同一标高，滹沱河床直接座落在第一含水岩组的上部含水层上，河床与浅层地下水含水层的连通性非常好(详见图5-5)。从抽水试验来看，水源地内涌水量为3500m3/d的单孔抽水稳定较快，一般4-7小时，说明滹沱河不仅补给了地下水，而且激发补给的速度比较快，反映了滹沱河床与浅层地下水含水层的连通性非常好。从目前状态下滹沱河一般表现为排泄地下水；而洪水季节滹沱河水可以对地下水产生瞬时补给，说明滹沱河河床与浅层地下水含水层之间关系是非常密切的。,滹沱河河床与浅层地下水含水层

38、的连通性,阳房水源地滹沱河河床与浅层地下水含水层关系图 水平比例尺1:10000垂直比例尺1:1000,水源地滹沱河水与浅层地下水之间的关系从水量角度来看总趋势是地下水向滹沱河河谷排泄。在枯水期和丰水期交替时期，地表水与地下水之间基本处于一种动平衡状态，即相互转换的水量接近于零，该期的长短一般与山区地下水对水源地地下水影响的滞后期相近。丰水期，地下水向地表水转换由初期的最小到末期的最大，这种地下水补给地表水量由小到大直线上升的变化过程是该期总的趋势。在平水期及枯水期，地下水向地表水转换由初期最大到末期最小，这种由大到小直线下降的变化过程与丰水期恰恰相反，这是由于地下水失去了降雨入渗补给而不断消

39、耗丰水期入渗补给量的结果。,转换方式,地下水位呈北高南低，东西高而中部滹沱河低的开口向南的半环状，地下水位埋深受地貌单元控制十分明显。地下水位变化与滹沱河水位变化同步且关系十分密切，受农业开采的影响非常明显，入渗影响具有一定的滞后期，因此其动态特征为气象-水文-人工型。地下水位动态受各种影响因素控制呈季节性变化。,地下水位动态,地下水位一般从每年7月份开始一直到次年3月份处于上升期。该期的不同时段，由于补给水源性质、补给量大小及地下水开采状况等不同，地下水位上升幅度也不一样。7-9月降水量集中期，为地下水位主要升幅段；10-11月为过渡期，该期继续接受降雨入渗补给和前期降雨在饱气带残留的重力水

40、下渗补给，地下水位持续上升，该期升幅有时往往还大于汛期水位升幅；12月-翌年2月，该期由于沿河漫滩一带的地下水溢出带冻结层深度的土壤或浅埋区潜水被冻结，相对减小了泄水的过水断面，排泄量减少，同时继续接受地下水侧向径流补给，并且该期间农业地下水开采量较少，地下水位一般趋于继续上升；3月份，由于冻结层融化及冰雪融化水入渗补给，地下水位仍略有上升或变化不大；4-6月(或7月)由于农业大量开采地下水和强烈蒸发作用，为地下水主要下降期，该期间因开采量大小不同，地下水位降幅也不一样。年内各时期地下水位变化见图5-6。,年内地下水位上升期长，下降期短,1988年各期地下水位变化曲线图,地下水位动态的年际变化

41、,地下水位变化除受开采量大小影响外，主要受降水量大小的制约，它处于周期性变化。总体上水源地区地下水位呈缓慢下降趋势，据有关资料显示，从上世纪80年代以来，水源地区地下水位总共下降了2-3m。,水质及环境污染现状,水源地段滹沱河地表水水质不仅受其上游河水及阳武河水水质的双重控制，而且还受上游厂矿工业废水和城镇生活污水的影响，同时因地表水与浅层地下水关系密切，浅层地下水水质亦受地表水水质及污染的影响。,地表水,来源于变质岩山区的滹沱河水质一般为重碳酸钠型水，PH值呈中性或偏碱性，枯水期为7.6-8.4，丰水期7.20-7.8，同时氯离子和硫酸根离子具有相当的含量；发源于碳酸盐岩及碎屑岩山区的地表水

42、水质一般为HCO3CaMg型水，矿化度300-400mg/L，总硬度在300mg/L左右；崞阳桥以下由于阳武河河水的汇入，水质略微变差，水质呈HCO3SO4CaMg型，偶尔呈HCO3SO4NaCaMg型，Cl-和SO42-两种离子的含量分别为33.7 mg/L和105.7mg/L，矿化度387.7-544.5mg/L；红旗大桥以下矿化度达561.5-571.3 mg/L。根据水源地以北崞阳桥和水源地南红旗大桥二个断面滹沱河水系列性取样分析结果：滹沱河水已遭轻微污染，且枯水期较丰水期严重。地表水污染主要是未经处理的工业废水和生活污水直接排入河道造成的，原平市废水排放点集中于原平城，崞阳镇和西山轩

43、岗矿区，水源地以北崞阳镇废水排放直接影响水源地段滹沱河地表水的水质。,地下水,水源地地下水与阳武河冲洪积扇区地下水有着密切的成因关系，同时主要受西部山区重要含水层位(碳酸盐岩类地层)化学成份的影响，形成了以HCO3CaMg型水为基础的水化学类型。浅层地下水水质普遍为HCO3CaMg型水，PH值为7.0-8.3，矿化度由东、西部向中部逐渐增高，由北向南逐渐增高，一般在300-500mg/L，局部可达850mg/L。水源地南部出现了一个以峙峪为中心的矿化度异常区，中心矿化度达1054mg/L，地下水为HCO3Cl型。水源地受其西部阳武河冲洪积扇溢出带地下水水质的影响，滹沱河以西许多地段出现了HCO

44、3SO4CaMg型水。中层地下水水质及其异常情况与浅层地下水呈相对应关系，矿化度一般低于500mg/L。,地下水水质,地下水污染状况,污染一般发生在浅层地下水中。水源地上游由于没有大型厂矿企业，地下水受污染的情况不明显。到目前为止水源地地下水中五毒元素均未超过饮用水标准，但从零星资料分析，其含量具增加趋势，这也是水质恶化的反映。,抽水试验与参数计算,单井抽水试验 本次勘探对新施工的5眼探采井和2眼观测孔均先后进行了单井抽水试验，以求取其水文地质参数。,抽水试验,群孔干扰抽水试验,群孔干扰抽水试验从5月30日14:00开始，至7月18日12:00结束，历时近50天，其中5月30日至6月1日10:

45、00为静止水位观测，历时2天；6月1日10:00至7月15日17:00为抽水试验阶段，历时45天；7月15日17:00至18日为恢复水位观测，历时3天。为了控制地下水的下降及降落漏斗的扩展趋势，查明水源地开采地下水对周边民井的影响，在水源地及其周边共布置了30眼观测孔，其中浅层水观测孔10眼，浅、中深层混合水观测孔20眼。抽水试验期间，水源地观测孔与主井同步观测，抽水初期和结束按非稳定流观测频率观测，稳定以后时间间隔逐步延长，恢复水位后期观测间隔为6小时；外围观测孔每日观测3-6次。,抽水井水位、涌水量变化,从6月1日10:00开始抽水，到7月15日17:00停泵总历时1063小时。由于各抽水

46、井所处位置的不同，其稳定时间与过程不尽相同，C5井由于处于水源地最南部，受其它抽水孔干扰小，且距离滹沱河主河槽63.0m，水位稳定最快，到次日14:30，水位和流量就已基本稳定，稳定降深6.96m，涌水量3085.21m3/d；其它4眼抽水井由于受井间干扰影响较大或距滹沱河河床距离较远，其水位和流量稳定过程相对较长，到6月4日12:00，各抽水井的水位和流量相继达到稳定，稳定降深在9.97-17.24m之间，涌水量在3076.15-3154.92m3/d之间；至7月15日17:00停泵，各抽水井的稳定延续时间在989-997小时之间，稳定时间最短也在41天以上；期间由于降雨入渗，地下水位最大回

47、升32cm，之后又缓慢下降，达到稳定状态。群孔抽水试验中，5眼抽水井总涌水量为15541.11m3/d。,观测孔水位变化,在群孔干扰抽水试验期间，根据对水源地及其周边观测孔水位观测结果，地下水下降漏斗呈不规则椭圆形，南北长约2400m，东西宽约1000m。漏斗中心X1观测孔水位降深最大，为1.60m；降落漏斗影响范围内X5观测孔水位下降最小，仅0.10m。降落漏斗影响范围以外各观测孔水位未受影响，仅受自然水位波动影响。,多孔抽水试验,本次勘探由于工期紧、费用低，因而未设计多孔抽水试验；详查时我院在水源地阳房村东侧分别以X2、X3和X4为抽水孔，分别以Xg2、Xg3、Xg4及其它抽水孔作为观测孔

48、进行了多孔抽水试验。此外还在磨头、上封、东营等地也进行了12组多孔抽水试验。本次勘探引用了部分详查报告的抽水资料进行了水文地质参数求取。,参数计算,水文地质参数主要根据抽水资料按稳定流和非稳定流公式求取；水文参数主要是由地下水动态资料和实际观测资料结合详查报告确定。求参时选用潜水(或潜水承压水)完整井公式。,水文地质参数,稳定流法用Slgr直线图解法求导水系数（T）、引用补给半径（R0）、无效降深（S）z直线在lgr轴上的截距(S=0，r=R0)为引用补给半径R0；z直线与r=rw直线交点的降深值为有效降深S，以此可求得无效降深值S。z利用直线的斜率计算导水系数T。用公式法确定导水系数(T)、

49、加坡系数(b),利用多孔抽水资料求参,非稳定流法,用Slgt直线图解法确定导水系数(T)、弹性给水度(*)、压力传导系数(a)z根据直线斜率计算导水系数T。z根据直线在lgt轴上的截距(s=0，t=t0)，可以计算*。z根据确定T、弹性给水度与压力传导系数的关系可以求出a值。用lgslgt曲线配线法确定导水系数(T)、弹性给水度(*)、压力传导系数(a)和重力给水度()用Srlg(1+)直线图解法确定导水系数(T)抽水停止后，利用剩余降深(Sr)、停抽后的时间及抽水延续时间三者的关系确定T值。,利用群孔抽水资料求参,水源地群井抽水时，地下水降落漏斗已跨过滹沱河延伸到河东岸的漫滩区，使滹沱河成为

50、悬河，故可近似按无限边界条件，采用水流叠加原理计算。稳定流法利用群孔抽水降落漏斗影响范围内各观测孔及抽水井资料计算各水文地质参数。非稳定流法 z h2lgt直线图解法先利用观测孔到各井间的距离和各井干扰涌水量，分别计算各观测孔的值后，以各观测孔的h值绘制h2lgt关系曲线，按公式分别计算K、a值。如Cg2观测孔之h2=f(lgt)曲线(图6-2)，取其直线斜率i=50，t0=0.025d，求得K=113.76m/d，a=4.0106m2/d。z h2直线图解法。利用群抽历时观测资料计算各观测孔h2和值，并绘制h2关系曲线，如Cg2观测孔(图6-3)，做曲线的渐近线，求得直线斜率i=39.5，=