增刊(总第114期)山西水利科技(To tal No.114) 1996年12月SHANXI HYDROT EC HNICS Dec.1996太原地区水文地质概念模型冯玉明 常发强(太原市水利科学研究所) (山西省水利职工大学)文摘 本文在系统全面分析了太原地区的地质条件、构造发育特征、水文地质条件、地下水含水介质的岩性特征、地下水类型及其赋存分布规律、地下水流系统及水动力场、水文地球化学特征和水同位素特征的基础上,对太原地区的水文地质概念模型进行了概化,尤其对多年来人们一直争论的兰村泉域、晋词泉域以及东山娘子关泉域及其边界和它们之间的联系进行重新划分和充分的论述。
主题词 地下水 泉 水文地质 概念模型 水补给 水文分析自由词 兰村泉域 晋祠泉域 娘子关泉域。
1 前 言一个地区的水文地质概念模型是在全面系统地分析该区含水介质的岩性特征、水循环条件、水化学场、水动力学特征及水同位素分布特征的基础上建立的,是地下水资源评价的基础和依据。
同时,一个地区水文地质概念模型的合理概化,对于该地区地下水资源的科学规划,合理开发利用,水污染的防治和水源保护以及水行政主管部门对水资源进行分区目标管理,总量控制等都是至关重要的。
笔者在国家“七五”科技攻关项目75570306《太原市水资源系统规划和调度优化》中,对太原地区水文地质概念模型进行了概化,依此进行地下水资源评价,取得了满意的结果。
太原地区水文地质概念模型图见图1。
图1 太原地区水文地质概念模型··62 系统分区根据地下水类型、含水层岩性、富水特征、水流型式、水循环条件、水化学及水同位素特征将太原地区地下水系统进一步划分为五个系统,即西山岩溶裂隙水系统、北山岩溶水系统、东山岩溶裂隙水系统、娄烦裂隙岩溶水系统及盆地区孔隙水系统。
3 系统边界太原地区地下水系统边界:北部以石岭关、康家会至柳科府断裂构造带为界,与北部变质岩地区接壤,为二类隔水边界;北东部边界受系山断裂带的控制,北部为变质岩地区,为二类隔水边界;东部边界位于杨兴乡善都至盂县西烟一带,为一地下水分水岭,边界水位约1020m,东侧的温川水位980m,西侧阳曲盆地水位小于820m,东南边界由北东向的寺家坪张家河断裂带组成,断裂带伴有岩脉侵入,东段边界上寒武系高于1600m以上,远高于两侧地下水位,为一隔水边界,其西段龙王堂至张家河为一开放段。
南部孔隙水边界以行政区划为界。
西部边界南段以狐堰山山字型挤压构造带为界,为二类隔水边界。
北段以娄烦县与外地区的行政区划界线为界,边界含水层均为变质岩系,亦视其为隔水边界。
总体上看,系统的西、北、东三面高,向南及东南倾伏,呈簸箕状,下面就系统内部边界作一简述:娄烦裂隙岩溶水系统与西山岩溶裂隙水系统以狐堰山山字型构造为分界,为二类隔水边界,位于柳科府、罗家曲至白家滩一线。
西山岩溶裂隙水系统与北山岩溶水系统的分界:北段以柳林河为界,河谷中出露地层为下奥陶统,主要含水岩层奥陶系中统上下马家沟组均被切割,而下奥陶统在太原地区普遍具有相对隔水,可视为隔水边界,南段以横跨汾河的北石横背斜至王封地垒为界,北石横背斜核部地层为寒武系,出露于汾河河谷,由于该背斜的阻隔作用,形成玄泉寺泉群,并与兰村泉分开。
北山岩溶水系统的南部边界为三给隐伏地垒,地垒上岩溶水位616m,北侧兰村水位800m,南侧白家庄岩溶水位806m,亦为一地下分水岭。
北山岩溶水系统与东山岩溶裂隙水系统的分界:北部为田家梁背斜,南部为东山背斜,背斜核部奥陶系被抬升于区域岩溶水位之上,可视其为隔水边界。
山区岩溶裂隙水系统与盆地区孔隙水系统的分界为东西边山断裂带,一般为弱透水边界,唯土堂断裂北段(兰村)为一强透水边界。
4 含水介质(1) 娄烦裂隙岩溶水系统,地下水类型为变质岩裂隙水和少量碳酸盐岩类岩溶水,含水介质主要为前寒武系变质岩。
(2) 西山岩溶裂隙水系统,地下水主要为奥陶系碳酸盐岩类岩溶水,上覆石碳二迭系碎屑岩裂隙孔隙水,含水介质主要为奥陶系中统上下马家沟组和峰峰组石灰岩,径流排汇区上覆石炭二迭系碎屑岩。
(3) 北山岩溶水系统,地下水类型为碳酸盐岩类岩溶水,含水介质主要为奥陶系中统上下马家沟组石灰岩。
(4) 东山岩溶裂隙水系统,地下水类型主要为碳酸盐岩类岩溶水,含水介质主要为奥陶系统上下马家沟组和峰峰组石灰岩,上覆石岩二迭系碎屑岩。
(5) 盆地区孔隙水系统,含水介质为第四系下更新统至全新统松散堆积物砂砾石层和砂层。
5 水流型式及水动力特征··7总体上来看,山区裂隙岩溶水主要接受大气降水和河流的入渗补给,沿地层倾向、构造裂隙及岩溶裂隙发育方向运移,其中存在着两种运移型式即沿岩溶、构造裂隙、孔隙发育方向的径流和沿构造天窗、断裂带的下渗或顶托,补给相邻的含水岩层,山区岩溶裂隙水接受大气降水和河流的入渗后,沿东、西、北三个方向向盆地方向径流,从补地区到径流排泄区,地下水由无压水即潜水向承压水逐步过渡;排泄区岩溶水承压水头由于受地形地貌及地质条件的控制,承压水头从几米到几百米不等,局部地段如白家庄岩溶水承压水头306m,三给地垒上岩溶承压水头高达400m以上。
裂隙水多由于地表河流的切割作用,就地以小泉小水的形式排泄,小部分通过断裂、构造天窗下渗补给岩溶水。
岩溶水进入边山地段,由于含水介质的突然改变,少部分侧向径流补给孔隙水,大部分以岩溶泉水的形式排泄,现状条件下则以大型水源地集中开采为主要排泄方式。
盆地区孔隙水主要接受大气降水入渗、农田灌溉入渗、渠道入渗、河流入渗及边山岩溶裂隙水的侧渗补给。
排泄则以人工开采、潜水蒸发为主,侧向径流排泄相对较弱。
由于70年代以来的大规模开发,己形成面积达400km2的区域性降落漏斗,漏斗中心水位降最大己愈百米。
习惯上将盆地区孔隙含水层分为三个含水岩组,下含水岩组主要通过第一含水岩组潜水含水层获得得补给,其次为侧向径流补给。
5.1 娄烦裂隙岩溶水系统该系统以前寒武系基岩裂隙水为主,当地补给,就近排泄,岩溶水分布范围很小,且与西山岩溶水系统无联系,孤立于大面积变质岩之上,接受大气降水的补给后向东径流以泉的形式排入汾河。
5.2 西山岩溶裂隙水系统含水层接受大气降水和汾河罗家曲至寺头段汾河的渗漏补给(裂隙水大部分以小泉小水排泄,少部分补给下覆岩溶水),向西边山断裂带径流,从岩溶水等水位线图上看,有两个主径流带,第一主径流带古交晋祠,第二主径流带古交寺头,前者在径流量上占主导地位,晋祠泉为该主径流带的集中排泄点,50年代平均流量 1.95m3/s,后者的集中排泄点为寺头泉群,60年代泉流量为 1.0m3/s。
由于王封地垒银角东段的阻水作用和北石横背斜的阻水作用,使得其岩溶水在下槐至玄泉寺段形成一局部汇流排泄区,从泉群的出露位置看,多数分布在汾河北岸,说明泉水除有西部古交径流而来的岩溶水外,主要是汾河以北山区降水补给的地下水,由于汾河的切割作用,在北岸以下降泉的形式排泄。
5.3 北山岩溶水系统从等水位线图上看,该系统岩溶地下水由西北、北和东北三个方向向兰村径流,其中赤泥社以西地区岩溶水接受大气降水和汾河渗漏补给后以无压流向兰村运移,赤泥社兰村与棋子山地垒之间的北部地区,岩溶地下水由东、西、北三个方向向泥屯盆地汇流,尔后沿南及南偏西方向向山前径流,至兰村西焉边山断裂带后向西流向兰村,东北部岩溶水同样由东、西、北三上方向向阳曲断陷盆地汇流,向西南径流至阳曲镇一带后,一部分经西张断陷深部向兰村径流,一部分则沿兰村西焉边山断裂带流向兰村,等水位级图上也明显地反映出泥屯兰村和阳曲兰村两个主径流带。
天然状态下以泉水(兰村泉)为主排泄,侧向径流排泄次之,60年代以来,随着人工开采量的逐渐增大,到1988年为止,兰村泉己全部干枯,向西张的排泄量也随着西张孔隙水位的不断··8下降而增大,1979～1982年期间,侧向径流量曾一度高达2.0m3/s。
5.4 东山岩溶裂隙水系统从等水位线图看,系统接受大气降水入渗补给后向山前径流,大部分径流至东山山前杨家峪、观家峪一带,受纬向构造带和边山断裂带的控制,向东排入娘子关岩溶水系统,少部分侧向排入盆地。
5.5 盆地区孔隙水系统主要接受大气降水入渗、河渠入渗、灌溉入渗、侧向径流补给。
天然状态下以潜水蒸发水排泄为主。
随着城市及工农业生产的发展,地下水的开采量逐年增加,孔隙水系统内部的水流型式发生了根本变化。
阳曲泥屯盆地,浅层水位埋深己由60年代的3～5m下降到10～30m。
小于20mm/d的降水,含水层很少得到补给,70年代开凿的大锅井(深10～25m)全部干枯。
西张盆地,70年代以前,浅层水位埋深0～1m,承压水头高出浅层水位3～6m,形成自流,以向南径流和向浅层水的越流形式排泄。
70年代以来,自来水四、七、八厂及太钢的水源地,众多的工农业自备井相继投产,人工集中大量的开采,致使浅层水位大幅度下降,自1980年形成水位降落漏斗以来,水位以每年 4.2m的速度下降,累计下降达45m之多,漏斗面积己由1982年的15km2迅速扩大为100km2。
漏斗中心地段浅层含水层己近疏干状态,70年代开凿的一大批浅井己全部报废,绝大多数更新为深井或混采井。
区域水流形式改由北向南径流为由四周向漏斗中心径流,同时由于盆地内水位大幅度下降,大量夺取了兰村岩溶水量,致使兰村泉干枯,岩溶水位随之逐年下降。
太原城区,在天然状态下,浅层水水位埋深0～2m,承压水位埋深5～15m,位差5～10m,由于70年代以来的大规模集中开采,使深层水水位大幅度下降,形成面积达300km2的区域性水位降落漏斗,漏斗中心分布于动物园菜园村一带,中心水位降深累计达85m之多。
第一承压含水岩组己被疏干;第二承压含水岩组己变为承压无压含水层。
天然状态下,向下的越流量受潜水水位与承压水水位差的控制,到目前,其越流量只受潜水位的制约,承压水位己失去制约能力,区域水流形式改由北向南径流为由四周向漏斗中心径流。
东边山北营地区,地处边山地带,含水层厚度小、颗粒细、富水性较差。
由于集中大量的开采,己超过含水层的极限承受能力,水位持续大幅度下降,1982年前,水位降幅为 4.8m/a, 1982～1984年降幅为8.5m/a,1985年以来水位以每年近10m的速度下降,累计水位降高达100m之多,第二承压含水岩组基本接近疏干状态,因该区第三含水岩组发育不好,含水层很薄,故绝大部分水井己更新为基岩裂隙水井,最大开采深度己达500m,单井出水量由原来的1000m3/d,降为200～300m3/d。
该区将面临严重的缺水危机,潜水与下覆承压水的水动力平衡到彻底破坏,变为两层潜水。
南郊南部及清涂盆地区孔隙水,基本保持了天然流态特征,即由边山向中心,由北向南径流,但水位也在下降。