雎水地區(qū)水文地質(zhì)條件分析

陳英姿，鄧英爾，袁 偉

(1.成都理工大學(xué)/地質(zhì)災(zāi)害防治與地質(zhì)環(huán)境保護(hù)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都610059;2.四川省地質(zhì)工程勘察院，四川 成都 610072)

雎水地區(qū)位于四川盆地西北部，屬亞熱帶濕潤季風(fēng)氣候，雨量充沛。年均氣溫16.3℃，年均降水量1 261 mm。區(qū)內(nèi)地形南東低，最低海拔537m，最高1 220m。北西側(cè)為龍門山前緣侵蝕溶蝕中山區(qū)，地形起伏大;山前為成都平原北部邊緣;侵蝕堆積臺(tái)地?cái)嗬m(xù)沿山前地帶分布。區(qū)內(nèi)地下水較豐富，當(dāng)?shù)厝藗兇蠖嗬玫叵滤鳛樯a(chǎn)生活用水。因此，在現(xiàn)場調(diào)查基礎(chǔ)上，著重研究雎水地區(qū)地下水含水層特征、地下水補(bǔ)徑排特征、研究區(qū)分區(qū)及分區(qū)滲流場特征，為當(dāng)?shù)氐叵滤Y源的合理開發(fā)利用及污染防治提供依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

1.1 地質(zhì)構(gòu)造

研究區(qū)位于成都斷陷與前龍門山褶皺帶之成都斷陷北段內(nèi)，區(qū)內(nèi)發(fā)育褶皺、斷層等構(gòu)造，構(gòu)造形跡的規(guī)模、形態(tài)及特征主要受北西側(cè)金花推覆體的邊界斷裂制約，構(gòu)造形跡以北東向逆沖斷層和褶皺為主，其前緣邊界為曉壩—金花斷層，如圖1所示。

1.2 地層巖性

除西北角出露白堊系、侏羅系和三疊系的泥巖、砂巖和礫巖外，廣布第四系不同成因的松散堆積層，區(qū)內(nèi)出露地層有:全新統(tǒng)殘坡積層、全新統(tǒng)坡洪積層、全新統(tǒng)河流沖積層、全新統(tǒng)河流沖洪積層、上更新統(tǒng)冰水—流水堆積層、中更新統(tǒng)上段冰水堆積層、中更新統(tǒng)下段冰水堆積層、白堊系劍門關(guān)組、侏羅系的蓮花口組、遂寧組、沙溪廟組、千佛巖組。

2 研究區(qū)水文地質(zhì)條件

2.1 含水層結(jié)構(gòu)特征

垂向上主要是山前沖洪積扇狀平原，以沖洪積砂礫卵石層為主，并疊置于晚更新統(tǒng)泥質(zhì)礫卵石層之上，共同構(gòu)成沖洪積平原松散巖類孔隙潛水主體含水層。在平原河道帶，沖積砂礫卵石層疊置于沖洪積砂礫卵石層或晚更新統(tǒng)泥砂礫卵石層之上，形成河道帶疊置型含水層組—河流漫灘、階地砂礫卵石含水層組。被河道帶分割的河間地塊(帶)，晚更新統(tǒng)含水層組直接出露，為河間二級階地砂礫卵石含水巖組。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造綱要圖

水平方向上，平原地表廣大范圍內(nèi)分布上部含水層組，其主體是厚度較為穩(wěn)定的沖洪積砂礫卵石、含泥質(zhì)砂卵石層，鉆孔揭露該層厚度10～20m，有效含水層厚度約10m。該層在雎水關(guān)河流出山口外，被全新統(tǒng)沖洪積扇所掩蓋，而在出山口后的河道帶及附近，被線(條帶)狀改造并于其上沉積全新統(tǒng)漫灘或超漫灘砂卵石層。由于區(qū)內(nèi)不同部位上部含水層巖性組合關(guān)系不同，厚度各異且卵石間充填物顆粒大小及密度的差異，其富水性表現(xiàn)出一定的差異［1］。河道帶及附近大于河間地塊，河間地塊大于山前洪積扇掩蓋區(qū)，洪積扇前緣大于洪積扇頂。下部含水層組埋藏于平原凹陷盆地內(nèi)，該層卵石風(fēng)化強(qiáng)烈，充填物中粘質(zhì)成份較重，其結(jié)構(gòu)較為致密，含水性較差。

2.2 地下水類型

2.2.1 松散巖類孔隙水

平原北部松散堆積層中的孔隙水，因松散堆積物埋藏分布特征、水動(dòng)力特征等的不同，可分為上部砂卵石層孔隙水和下部含泥砂礫卵石層孔隙水［2］。

1)上部砂卵石層孔隙潛水。主要分布埋藏于平原地下淺部的松散堆積砂卵石層中。松散堆積孔隙水又分為沖洪積砂礫卵石層孔隙水、河道帶漫灘沖積砂礫卵石層孔隙水和河間地塊二級階地含泥砂礫卵石層孔隙水。因其間沒有明顯的隔水層，地下水有著密切的水力聯(lián)系，構(gòu)成了一個(gè)統(tǒng)一的含水巖組，孔隙性好，具連續(xù)統(tǒng)一潛水面。但由于不同部位松散堆積疊置關(guān)系和巖性變化，上部含水層結(jié)構(gòu)和巖性結(jié)構(gòu)上差異，導(dǎo)致富水性不同。

2)下部含泥砂卵石層孔隙水。埋藏分布于上部含水層組之下，中更新統(tǒng)上段土和泥礫卵石層中，因卵礫石劇烈風(fēng)化且被粉砂質(zhì)粘土質(zhì)充填緊密而含水微弱。研究區(qū)基巖面呈凹陷盆地形態(tài)，盆地中堆積中更新統(tǒng)冰水堆積物，由粘土層與泥礫卵石層組成，最大厚度約50m，上部粘土層呈連續(xù)穩(wěn)定分布，構(gòu)成上、下含水層之間的相對隔水層，因此，下部含水層地下水具一定承壓性。

2.2.2 基巖裂隙水及巖溶水

紅層淺部風(fēng)化裂隙水賦存于平原區(qū)第四系之下白堊系基巖淺部裂隙之中，含水層(組)為一套內(nèi)陸河湖相紅色碎屑巖類巖層，主要為泥巖、粉砂巖和礫巖，地下水主要埋藏于砂巖裂隙中和礫巖溶隙溶洞中，多于溝谷切割處或兩類不同含水性巖層接觸處，呈下降泉形式出露。

碎屑巖層間裂隙水主要賦存于三疊系上統(tǒng)須家河組的層間裂隙之中，部分鉆孔能自流。

碳酸鹽巖裂隙巖溶水賦存于三疊系石灰?guī)r、白云巖裂隙溶洞含水層中，是地表水的重要補(bǔ)給源。三疊系下統(tǒng)飛仙關(guān)組上部為泥頁巖和夾泥質(zhì)灰?guī)r，泥質(zhì)含量高，主要起隔水作用。

2.3 含水層(組)富水性及滲透性

2.3.1 松散巖類孔隙含水層(組)

1)山前沖洪積平原砂卵石含水層。表層為棕黃色粘質(zhì)砂土、砂質(zhì)粘土，下部為砂礫卵石層。卵石層礫徑在上游較粗大，扇頂一帶多為15～20 cm，并充填含礫中粗砂。扇中及中上部秀水—漢昌一線，卵礫石徑一般10～20 cm，充填中細(xì)砂。地下水埋藏深度:扇頂一般8～12m;扇中一般大于5m。單井涌水量 500 ～1 000m3/d［3］。

2)河道帶砂礫卵石含水層。呈條帶狀分布于干河子兩岸，一般是上部1～3m的砂質(zhì)粘土或粘質(zhì)砂土，下部為厚度不一的砂礫石含水層，在地貌上形成漫灘，由于結(jié)構(gòu)松散，有效含水層厚度較山前沖洪積平原砂卵石含水層大，水量豐富。

3)河間地塊Ⅱ級階地含泥砂礫卵石含水層。分布于雎水河南岸，沉積物為含粘土礫卵石、細(xì)砂，與全新統(tǒng)沖積和沖洪積孔隙含水層無相對隔水層，水力聯(lián)系密切，構(gòu)成統(tǒng)一上部潛水含水層，厚度累計(jì)8m左右，含水層頂板埋深10～15m，單井涌水量100～500m3/d。

4)中更新統(tǒng)冰水堆積強(qiáng)風(fēng)化泥礫卵石含水層。零星分布于山前地帶和殘留于平原上或埋藏于平原下。其巖性具二元結(jié)構(gòu)，上部普遍有一層黃色粘土，厚度0～3m，下部為泥質(zhì)砂礫卵石層，地表出露厚度0～20m，埋藏于平原下部最大厚度可達(dá)40m。為棕黃色砂質(zhì)粘土，下部夾礫石，礫石主要為石英巖，少量為砂巖和花崗巖，礫徑0.5～1.0 cm，礫石分選差，大小混雜并充填泥砂質(zhì)，結(jié)構(gòu)較緊密。當(dāng)下部泥礫卵石層中局部存在砂層或含泥量較少的砂礫石透鏡體時(shí)，為下部含水層組［4］。由于埋藏分布于結(jié)構(gòu)致密的泥礫卵石相對隔水層以下，其地下水水頭高出含水層頂板數(shù)十米而具有承壓性。由于該層結(jié)構(gòu)較密實(shí)，滲透性能差，富水性弱。單井出水量小于10m3/d或基本不含水。

2.3.2 基巖裂隙含水層

雎水鎮(zhèn)西側(cè)邊緣山前，亦分布有侏羅系紅層基巖裂隙水，這些地段裂隙含水層含水貧乏，單井出水量小于100m3/d，單位出水量小于0.1 L/s。碎屑巖層間巖性為中～厚層巖屑石英砂巖、粉砂巖，頁巖夾煤層等，賦存層間裂隙水。碳酸鹽巖分布于研究區(qū)北西側(cè)，主要為三疊系中統(tǒng)天井山組、雷口坡組及下統(tǒng)嘉陵江組、飛仙關(guān)組石灰?guī)r、白云巖裂隙溶洞含水層。其中飛仙關(guān)組上部為泥頁巖夾泥質(zhì)灰?guī)r，裂隙不發(fā)育，主要起隔水作用。而富集帶單孔涌水量大于1 000m3/d［5］。

2.4 地下水補(bǔ)徑排條件、研究區(qū)分區(qū)及流場分析

2.4.1 地下水補(bǔ)徑排特征

上部含水層地下水補(bǔ)給來源主要有大氣降水、溝渠 水、農(nóng)灌水補(bǔ)給和地下水側(cè)向徑流補(bǔ)給?；鶐r地下水的補(bǔ)給主要是靠大氣降水在灰?guī)r、碎屑巖裸露區(qū)的直接或間接入滲［6］。通過流經(jīng)深埋于該區(qū)東南的徑流區(qū)的泥砂卵石含水層而向盆地排泄，或部分補(bǔ)給上層砂卵石層孔隙潛水，并為徑流區(qū)的人工排泄水源。區(qū)內(nèi)含水層受地形控制，河流切割含水層，地下水向河流排泄;地下水在徑流過程中，遇下伏上更新統(tǒng)粘土層而圈閉，地下水受阻溢出地表或排泄于河流而流出區(qū)外;以地下徑流方式向南東方向徑流排泄出研究區(qū)，即徑流出東側(cè)邊界;地下水以蒸發(fā)形式排泄。主要發(fā)生在地下水淺埋區(qū)，地下水蒸發(fā)量較小。

2.4.2 研究區(qū)分區(qū)

降雨入滲補(bǔ)給量的多少?zèng)Q定于有效降雨量大小和包氣帶巖性，當(dāng)有效降雨量一定時(shí)，包氣帶巖性的滲透性愈強(qiáng)，降雨入滲補(bǔ)給就愈多。研究區(qū)沖洪積扇頂帶和河道帶包氣帶巖性為的砂、粉砂土、砂卵石，滲透性強(qiáng)，降雨入滲補(bǔ)給條件好;中部廣大地區(qū)表層覆蓋的為粉土和粘質(zhì)砂土(亞砂土)，土層厚度普遍小于1m，滲透性較強(qiáng)，降雨入滲補(bǔ)給條件較好;二級階地地區(qū)表層為砂質(zhì)粘土分布，滲透性弱，補(bǔ)給條件較差，如圖2。

圖2 研究區(qū)分區(qū)圖

2.4.3 地下水流場分析

采用插值法，繪制出研究區(qū)枯水期流場圖。區(qū)內(nèi)地下水徑流受地形條件控制，上部潛水流向與地形線基本一致的特征。地下水由山前向東南方向徑流，總體方向?yàn)?40°，如圖3。地下水水力坡度在扇頂區(qū)較大，沖洪積扇頂部，含水層顆粒較大，地下水運(yùn)移條件較好，河道來水在此全部入滲至地下，運(yùn)移方式表現(xiàn)為垂直溶濾作用和水平徑流，運(yùn)移速度極快，水力坡度為8.0‰～10.0‰;沖洪積扇中部，含水層顆粒逐漸變小，含水層結(jié)構(gòu)漸變?yōu)槎鄬咏Y(jié)構(gòu)，地下水運(yùn)移方式以水平徑流為主，運(yùn)移速度較慢，水力坡度為5‰～6.5‰;沖洪積扇下部，含水層顆粒進(jìn)一步變細(xì)，多層含水層增多，運(yùn)移方式以潛水垂直蒸發(fā)濃縮作用為主水平運(yùn)移極為緩慢，至扇緣地帶接近停滯。表明地下水徑流從扇頂至平原區(qū)由強(qiáng)減弱，這符合沖洪積扇水文地質(zhì)單元的水文地質(zhì)客觀規(guī)律。

圖3 研究區(qū)枯水期流場圖

3 結(jié)語

(1)雎水地區(qū)屬于典型的山前沖洪積平原，含水層主要為第四系松散堆積層。地下水類型主要為孔隙水和基巖裂隙水。孔隙水可分為上部砂卵石層孔隙水和下部含泥砂礫卵石層孔隙水。基巖裂隙水主要為紅層淺部風(fēng)化裂隙水。上層富水性較好，下層富水性較差。

(2)沖洪積扇頂帶和河道帶包氣帶巖性為的砂、粉砂土、砂卵石，滲透性強(qiáng);中部表層覆蓋的為粉土和粘質(zhì)砂土(亞砂土)，滲透性較強(qiáng);二級階地地區(qū)表層為砂質(zhì)粘土分布，滲透性弱。

(3)地下水徑流受地形條件控制，上部流向與地形線基本一致的特征。地下水由山前向東南方向徑流，總體方向?yàn)?40°，地下水徑流從扇頂至平原區(qū)由強(qiáng)減弱。

［1］萬力，蔣小偉，王旭升.含水層的一種普遍規(guī)律:滲透系數(shù)隨深度衰減［J］.高校地質(zhì)學(xué)報(bào).2010，16(1):7－12.

［2］文飛.地下水資源的勘探及水文地質(zhì)試驗(yàn)［J］.科技論壇.2009，26.

［3］王釗，莊艷峰，李廣信.單井現(xiàn)場測量滲透系數(shù)［J］.工程勘察.2003，(4):15－18.

［4］王大純，張大權(quán)，史毅虹，等.水文地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)［M］.北京:地質(zhì)出版社.1995.

［5］四川省地質(zhì)局.區(qū)域水文地質(zhì)調(diào)查報(bào)告［R］.1977.

［6］獨(dú)仲德，趙英杰，馬炳輝，等.野外試驗(yàn)場淺層水文地質(zhì)調(diào)查［J］.輻射防護(hù).2000，20(1－2):125－126.