内蒙水文地质特征研究论文

该区主要涉及陕甘宁晋、内蒙古等黄河中游地区，包括银川盆地、鄂尔多斯盆地、河套平原、关中盆地、汾渭盆地等。

1.银川平原

银川平原为新生代形成的断陷盆地，由西向东依次为山前冲洪积扇、冲洪积平原、河湖积平原和黄河河漫滩。盆地第四系沉积物中赋存松散岩类孔隙水，第四系厚度自沉降中心向四周变薄，由大于1000m至小于500m，在贺兰山山前地带为300～500m，于黄河附近为数十米至百余米。银川平原的第四系松散岩类单一结构潜水含水层主要分布在平原区西部和南部的局部地区，由贺兰山东麓洪积与青铜峡峡口冲积砂卵砾石组成，岩性上下基本一致，水量丰富，水质良好。其他地区为多层结构含水层分布区，在大约250m深度以浅的范围内，可划分出三个含水岩组，从上向下依次是潜水含水岩组（埋深＜ 60m）、第一承压含水岩组（埋深70～160m）、第二承压含水岩组（埋深160～280m），其中第一、二承压含水岩组统称为深层地下水，各含水岩组之间通常具有相对较为连续的弱透水层。第一、二承压含水岩组及单一结构潜水含水层是主要开采目的层。

（1）单一结构潜水含水层系统

青铜峡峡口黄河冲积扇为单一结构潜水含水层区，岩性单一，从西南向东北，由卵砾石逐渐变为含砾粉细砂，含水层厚度由薄变厚，从10m到＞300m。地下水水位埋深～，单井涌水量2000m3/d，局部＞5000m3/d，地下水矿化度一般＜1g/L。贺兰山东麓洪积斜平原单一潜水区，南北长120km，东西宽3～10km。由卵砾石、砂砾石变为砂砾石夹砂层，第四系厚度可达500～600m。洪积扇前缘水位埋深一般10～30m，冲积扇上部水位埋深50～100m，最深达；单井涌水量＞1000m3/d。矿化度通常＜1g/L，水化学类型为重碳酸型水。

（2）多层结构潜水-承压含水层系统

多层结构区潜水含水岩组以中细砂为主，含水层厚度一般为20～60m，总体上自南向北含水层厚度由厚变薄；地下水水位埋深在山前洪积倾斜平原地带为2～10m，冲湖积平原和冲积平原＜2m。

第一承压含水岩组顶板埋深通常在25～60m之间，底板埋深一般为140～160m。含水岩组的厚度一般在40～130m之间，在平原的中部地区含水层厚度较大，向东、西两侧，含水层厚度逐渐变薄。通常由2～5个相互具有水力联系的含水层所构成，它们之间水力联系密切（图2-7）。含水层岩性主要为细砂、粉细砂和少量中砂。

图2-7 银川平原中部东西向水文地质剖面

（据吴学华等，2009）

1—砂砾石；2—细砂；3—黏砂土；4—砂粘土；5—泥质砂岩；6—砂岩；7—灰岩；8—水位线；9—地质时代及界线

2.河套平原

河套平原东起蛮汉山西麓，西止于狼山山脉、乌兰布和沙漠以东，南临库布齐沙漠、鄂尔多斯高原，北靠阴山山脉。西山嘴以西广大地区为后套平原；西山嘴以东，包头以西的西窄东宽的三角地带，称为三湖河平原；包头以东至呼和浩特市，称呼包平原。黄河自西而东流经平原南侧，平原内沉积了厚度逾600m的松散沉积，深部为含盐分较高的新近系地层。第四系孔隙含水层系统分为单一结构含水层系统和双层结构含水层系统。

（1）单一结构含水层系统

单一结构含水层系统主要分布于大青山山前、蛮汉山山前、乌拉山山前及狼山近山前地带、东南部和林格尔台地前缘和鄂尔多斯高原北缘台地前缘，沉积物颗粒粗，黏性土多以透镜体状分布，无稳定连续的隔水层，构成单一结构含水层。

大青山山前单一结构含水层由一系列的冲洪积扇群构成，上部为上更新统及全新统砾砂、砂砾、砂卵石、砂为主，一般厚度为120～140m，单位涌水量100～500m3/d·m。蛮汗山山前单一结构含水层大部分为上更新统至全新统，含水层岩性为砾卵石、含卵砂砾石、中粗砂、粉细砂。含水层埋藏浅，在20～70m之间，厚度较薄，一般为30～50m，含水层水量丰富，单位涌水量1000～32003/d·m。佘太盆地山前单一结构含水层厚度35～83m，含水层顶板埋深90～120m，水量较丰富，单位涌水量35～216m3/d·m，水位埋深由近山麓的40～60m递减到冲洪积扇裙部的10～30m。水质良好，矿化度＜。狼山和乌拉山山前单一结构含水层岩性为含卵砂砾石、含砾中粗砂，自北向南有明显的水平分带性，含水层颗粒由含卵砂砾石及砂砾石变为中细砂，厚度由50～80m变为20～40m，涌水量由100～150m3/d 变为25～100m3/d，水位埋深由20～40m 变为3～5m，矿化度由＜变为1～3g/L。

（2）双层结构含水层系统

双层结构含水层分布于中部冲湖积平原及南部黄河冲湖积平原。由北向南含水层岩性颗粒由粗变细，砂层与黏性土层展布其间，其中分布着一层稳定、连续、厚度巨大的淤泥质粘土层，构成了隔水层，其上部为潜水-微承压、半承压含水层，其下部为承压含水层，形成了双层结构含水层。在呼包平原区，上部浅层地下水水质较差，主要用于工业、农业用水；下部承压水水质优良，用于城市和农村居民生活用水和工业用水。在后套平原，主要开采上部浅层地下水，下部承压水因其埋藏深，一般埋深300～500m及以下，且其水质差、水量小，开采条件差，只在局部埋藏较浅地区有少量开采，且揭露该层的钻孔资料极少。

1）呼包平原双层结构含水层：

浅层潜水-半承压含水层广泛分布，为上更新统至全新统含水组。该含水层在大青山山前扇裙地带、乌素图以东底板埋深20～40m，厚度＜20m，向西埋深逐渐加深、厚度增大，至西端沙尔沁埋深达190m，厚度也增大至157m。平原中部底板埋深由东向西增大，在东部白庙子仅，至西部大城西达，厚度由34m增加至101m。大青山前扇群中段、东部大黑河河谷地带，单井涌水量多＞10003/d，其他地区单井涌水量多在500～10003/d之间，仅乌素图以东山前群扇带，单井涌水量在5003/d以下。平原区内由东北至西南，单井涌水量由100～5003/d递减至50～1003/d，局部地带甚至＜503/d。水质总体较差，存在矿化度大于3g/L的地下水。

深部第四系承压含水层为中更新统下段，在平原内分布广泛，只在东部边缘和南部台地后缘缺失，西部200～250m深度内未揭露。北部为砂卵石夹砂砾石、砾砂，向南部泥质含量逐渐增多，颗粒变细（图2-8）。东部为大黑河古湖滨三角洲沉积，以砾卵石为主，前缘逐渐变细，为砂砾石、砾砂和中粗砂，近黄河为湖盆沉积，岩性由中粗砂渐变为细砂、粉细砂，厚度逐渐减小，泥质含量增大。

第四系承压含水层顶板埋深由东向西、由南向北逐渐加深，最深处在湖盆偏北的北什轴—北圪堵的东西向条带内。东八拜附近为84m，向西至北圪堵深达401m，南部台地前缘和湖盆内的浅湖带，顶板为一斜坡，其埋深由35m递增至192m，在乌素图以西，山前带沉降幅度大，顶板埋深在90～218m之间。北部受大青山、蛮汗山隆起的影响，为一宽阔的浅埋带，顶板埋深在54～75m之间。该含水层仅在东部完全揭露，底板埋深为107～216m，在什拉门更—班定营一带深达502m。东部地区含水层厚度一般为20m左右，向西部白庙子附近增厚至100m 以上，南部台地前缘和浅湖滨相带南缘，含水层厚度较小，200m深度内厚度仅10～32m。在东部大黑河古湖滨三角洲最大，单井涌水量可达1000m3/d以上，山前湖滨带也可达1000m3/d以上，向南至湖滨前缘带为500～1000m3/d，至湖盆内部递减为100～500m3/d，西南部、黄河北岸边及湖积台地前缘多＜50m3/d，最小单井涌水量在10m3/d以下。含水层水质总体上优良，除哈素海南部、西南部和黄河北岸局部地区矿化度大于3g/L外，大部分地区矿化度均为～1g/L。

图2-8 呼包平原中部沟门镇—何家圪堵水文地质剖面图

2）后套平原双层结构含水层：

浅层潜水-半承压含水层分布于整个后套平原，含水层岩性为上更新统至全新统中细砂、细砂和粉细砂，局部有含砾中粗砂（图2-9）。含水层顶板埋深一般小于20m，含水层厚度由东部的60～80m，向西增至150～240m，由南部隆起区的20～60m，向北部增至100～200m，在西部陕坝以北区域，含水层厚度最大，钻孔揭露最大厚度为238m；在西山嘴以北一带含水层厚度最薄，一般小于20m。

图2-9 后套平原中部大换圪旦-晨光二社水文地质剖面图

含水层底板埋深沿东南向西北方向变大，在东部厚度为80～100m，向西增至150～300m；在南部厚度为30～80m，向北增至100～200m。乌兰布和沙漠区，由于磴口-全盛西沟断裂带的影响，含水层呈向北北西倾的单斜构造，南部含水层底板埋藏浅，多为40～100m，厚度较薄，一般为30～80m，向北至扇群前缘洼地一带，底板埋深在140～250m之间，厚度为100～200m。

含水层富水性由西南向东北方向变小，60m以上含水层的单井涌水量在西南部为350～5003/d，局部可达6003/d，向东北部渐变为250～3503/d及150～2503/d，至乌梁素海西侧一带，不足1503/d。

含水层水质受构造和沉积环境的影响，东部多咸水，西部多淡水，咸淡水界面与区域构造一致。大致以永济渠为界，以东为上淡下咸水，其上下分界面大致为上更新统上段（ ）与下段（ ）的分界面；以西全为淡水。在平原中部，自东向西咸水层埋深逐渐加大，淡水层厚度逐渐增大，由上淡下咸过渡为全淡水。据钻孔取样分析结果，矿化度在南部隆起区为～，在北部坳陷区为～ g/L，在东部浅坳陷区为～ g/L，在西部深坳陷区为～ g/L。

第四系承压含水层在300m勘探深度内，主要见于磴口-全盛西沟断裂带以南，扇裙前缘断裂以北地区。在扇裙前缘断裂以北狼山与乌拉山山前地区，含水层岩性主要为泥质砂砾石及中细砂，为冲积—湖积交互的湖滨相沉积。含水层顶板自北向南渐深，一般在70～110m和180～200m，为淡水，局部地区，特别是在古冲积扇的翼部和扇间地带常有咸水分布，矿化度为3～10g/L，咸水顶面基本与上更新统底板一致。单井涌水量为500～1500m3/d。在乌拉山山前，含水层顶板埋深一般为60～100m，在公庙子以西有咸水分布，局部地区矿化度较高。

磴口-全盛西沟断裂带以南，由于受磴口隆起的影响，含水层埋藏较浅，并由南向北渐深，其顶板埋深由南部的60～100m，向北部增至100～150m，厚度也有增大的趋势，但含水层颗粒沿此方向变细，由中细砂变为细砂和粉细砂，而在磴口一带埋藏最浅，含水层颗粒较粗，以中细砂为主，局部含粗砂，厚度较大，可达250～300m，含水层顶板埋深50～70m，单井涌水量一般为300～13003/d，均为淡水，矿化度多小于1g/L，局部1～3g/L。

湖盆东南边缘含水层分布较普遍，由于乌拉山潜伏隆起和磴口-全盛西沟断裂带的影响，平原区南部一带含水层埋藏浅，向北逐渐加深，含水层顶板埋深由 60～120m，向北增至200m，含水层以粉细砂为主，水量一般较小，矿化度多大于3g/L，大部为咸水。在西山嘴近山麓一带，为山麓湖滨相沉积，含水层颗粒较粗，见有含砾中粗砂，200m以内揭露含水层厚度12～35m，自流量为60～70m3/d，水质尚好，矿化度1～3g/L，有一定的供水价值，但分布范围较局限。在乌梁素海西侧，含水层埋藏较深，颗粒变细，以粉细砂为主，厚度较薄，水量甚小，可自流，水质尚好，为矿化度1～2g/L的淡水。

湖盆中心扇裙前缘断裂南侧，西起太阳庙东至乌梁素海北端的长条地带，在构造上处于盆地深坳陷带，为区域沉积中心，含水层埋藏很深，其顶板埋深一般为200～300m或以下，而且含水层颗粒细，水量小，水质较差，多为咸水。

3.汾渭盆地

汾渭盆地由一系列新生代断陷盆地组成，自北而南依次为大同、忻州、太原、长治、临汾、运城及渭河等盆地。这些盆地中广泛分布着第四系和新近系上新统松散岩类孔隙含水岩组，其含水层基本特征各地不一，构成了各自独立的典型承压自流盆地。

（1）大同盆地

大同盆地松散沉积物的孔隙水是盆地最重要的含水层组，主要分布于山前的洪积扇群带及埋藏的古河道，在凹陷处松散层厚度可达1000～1500m。主要含水层埋藏深度在200m以上，多为100～150m，以中、上更新统洪积、冲积的砂砾石层为主（图2-10）。

图2-10 大同盆地孔隙水系统剖面示意图

（据韩颖等，2009）

1—含水层；2—弱透水层；3—地下水位；4—垂向补给；5—垂向排泄；6—侧向补给；7—含水层时代；8—断层

山前倾斜平原孔隙含水层主要为卵石、砾石和砂层组成的洪积扇，厚度 30～80m，富水性好，单井出水量为 1500～3000m3/d，冲积扇轴部富水性极强，单井出水量可达1×104m3/d。

盆地中部平原孔隙承压含水层埋深在30～50m及以下，可见自流井，怀仁县海北头乡清泉村自流井井深120m，水头高出地表约5m，自流量达603/h。应县义井乡上桥头井深164m，大黄巍乡井深480m，杏寨乡孔深230m，均自流，地下水一般水质较好，但在山阴合盛堡、大虫堡等地，氟离子含量较高。

御河河谷阶地孔隙含水层为中粗砂及砂砾石层，潜水位埋深多＜10m，在4～10m之间，沿河下游深10～15m的大口管井，出水量可达1000～40003/d。承压含水层厚度20～50m，水位埋深20～60m，单井出水量大都在1000m3/d以上，大的达5000m3/d。该区是大同市城市和工业集中供水的水源地。

大同盆地从边山至中心地下水具有明显的水化学分带规律，尤其以潜水的水平分带性明显。山前倾斜平原地带，为HCO3-Ca、HCO3-Ca·Mg型水，矿化度小于。倾斜平原下部与冲积平原的边缘地带，由HCO3 型向HCO3·SO4 型过渡，矿化度～1g/L。冲积平原地带，潜水水化学类型以硫酸或氯化物型为主，矿化度1～3g/L。

（2）忻州盆地

第四系潜水含水层由全新统及上更新统组成。底板埋深一般为15～70m，含水层厚度7～50m；由洪积扇轴部向扇间洼地，含水层颗粒逐渐变细，单层厚度逐渐变薄，层数逐渐增加。在大营断阶区底板埋深20～55m，含水层岩性以中粗砂、砾卵石为主，总厚度7～28m；在代县凹陷区底板埋深25～92m，含水层岩性以中粗砂、砂砾石为主，总厚度22～34m；在原平凹陷区底板埋深25～70m，岩性以中粗砂、中细砂为主，总厚度25～40m；在奇村断阶区底板埋深15～40m，岩性为砂砾石、中粗砂、细砂等，总厚度10～20m；在忻定凹陷区底板埋深20～55m，含水层岩性以粗中砂、粉细砂为主，总厚度14～45m。

中层含水层在山前倾斜平原区底板埋深一般～144m，厚度25～90m，含水层厚10～40m，由盆地边缘向冲洪积交接带底板埋深逐渐加深，含水岩组厚度逐渐加大。在冲积平原区，底板埋深～，一般100～140m，含水层与隔水层呈互为夹层状分布，含水层厚度一般～40m，局部可达40～60m。

深层含水层研究程度较低，仅有少数井孔揭露第四系下更新统含水岩组。

（3）太原盆地

太原断陷盆地第四系孔隙含水层主要是全新统潜水含水岩组（0～50m），中、上更新统承压含水岩组（50～200m）、下更新统承压弱含水岩组（200～400m）。

浅层潜水含水层分布于全区，岩性为冲洪积砂砾石和砂，厚10～30m不等。从山前到平原，含水介质的颗粒由粗变细，厚度减小，富水性变弱。单井涌水量500～1500m3/d，大的洪积扇轴部可达1500m3/d以上，扇间洼地一般＜500m3/d。盆地中部冲积成因的砂卵石和中、粗细砂含水层，厚度一般为5～25m，汾河冲积层北部单位涌水量20～50m3/d·，南部减少至5～10m3/d·m。

中深层承压含水层为中、下更新统和上更新统的冲洪积层和湖积砂卵石、中砂、粗砂、细粉砂，隔水层多为粉质粘土，属多层结构的承压含水系统，埋深50～200m，含水层厚5～50m不等。古河道、古洪积扇轴部较富水，扇间洼地富水性弱。三给地垒以北的汾河冲积层富水性强，单位涌水量1500～5000m3/d·m，三给地垒向南沿汾河富水性逐渐减弱，一般地区单井单位涌水量10～26m3/d·m，扇间洼地和汾河南部冲积层单位涌水量小于2m3/d·m（图2-11）。

（4）长治盆地

含水层埋深50m以上为浅层潜水含水层，50～150m（或200m）为中层承压含水层，盆地中部大面积分布双层结构的含水层系统；在倾斜平原中上部，卵砾石和砂层连续沉积，其间砂性土透水性强，为混合的含水层系统。

浅层潜水含水层为全新统、上更新统冲积、洪积砂砾石及砂层。平原区含水层层次多、厚薄不均，一般含水层厚度为10m左右。洪积扇和各大河流古河道含水层次少，单层厚，其中砂性土具有含水透水的特点，一般厚10～25m。盆地内广大冲湖积台地、河谷阶地、河道向两侧河间地块及平原中心，含水层变薄，粒度变细。富水性相应减小，浅井单位涌水量5～10m3/h·m或更小。

中含水层水主要分布于河谷阶地及黄土台地，为中、下更新统亚粘土、粘土、亚砂土，厚度大，所夹砂层较少，且分布不均匀，目前开采深度大多以 50～150m 为主。孔深＞100m的钻孔单位涌水量均＜1m3/h·m，含水层组顶板埋深由盆地边缘向长治市北部中心逐渐加深，一般为0～50m。含水层富水性与上覆浅层水富水性有着较大的区别（图2-12）。

图2-11 太原盆地孔隙水系统水文地质剖面概念图

（据韩颖等，2009）

1—含水层；2—弱透水层；3—地下水位；4—垂向补给；5—垂向排泄；6—侧向补给；7—含水层时代；8—断层

图2-12 长治盆地地下水系统剖面示意图

（据韩颖等，2009）

（5）临汾盆地

第四系松散岩类孔隙含水层主要分布在黄土台塬区、山前洪积台地、山前倾斜平原区及河谷平原区。

黄土台塬区第四系含水层主要是下更新统的中细砂层，分布在峨嵋台地、汾阳岭-塔儿山隆起、秦岗隆起及霍山山前的洪积台地，受古沉积环境及构造作用控制，其含水层结构在各地亦有差异。峨嵋台地是位于临汾盆地和运城盆地间的一个较大的黄土台塬，第四系下更新统的中细砂层是峨嵋台塬目前的主要开采层，含水层顶板埋深在低台塬区为200m左右，在高台塬区为150m左右，有3～8层，一般厚10～20m，最厚可达50m以上，富水性中等区主要分布在低台塬区的通化—解店镇一带以及高台塬区的大、小谢村及薛店等地，单位涌水量5～10m3/h·m，其余地带单位涌水量＜53/h·m，富水性弱，水位埋深130～250m，在中等富水区渗透系数为7～9m/d，在台塬区其他地带渗透系数一般小于4m/d。汾阳岭-塔儿山黄土台塬区横亘于盆地中部，第四系下更新统含水层岩性为细砂、中细砂，顶板埋深105m左右，底板埋深185m，有2～4层，总厚2～。秦岗隆起黄土台塬主要分布在辛安—南唐一带，含水层岩性主要为下更新统、中更新统、上更新统洪积风积的亚砂土、亚粘土、粘土及薄层砂砾石层，潜水水位埋深20～100m，单位涌水量小于1m3/h·m。

霍山山前的洪积台地第四系下更新统（Q1）地层厚40～70 ，含水层主要为青灰色砾石层，有2～3层，单层厚3～12 ，总厚6～23 ；中更新统（Q2）地层厚130～170 ，含水层主要为浅肉红色及青灰色砂砾石，有2～3层，单层厚10～30 ，总厚30～50 ，水位埋深90～100 ，钻孔单位涌水量＜13/h·m（图2-13）。

图2-13 霍山山前地带水文地质示意图

（据韩颖等，2009）

吕梁山山前的洪积扇主要由更新统及全新统冲洪积相的砂卵砾石、亚砂土、亚粘土、粘土组成。在近山地带，潜水-微承压含水层为更新统的砂卵砾石，有4～8层，单层厚度2～23m，总厚度～70 ，底板埋深160～220 ，水位埋深40～100 ，钻孔单位涌水量～·m。从扇顶到扇缘，含水层岩性由卵砾石逐渐变为粗中砂—粉细砂，厚度变薄、埋深变浅。东侧霍山、塔儿山、中条山及紫金山山前倾斜平原区，洪积扇以亚砂土、亚粘土夹卵砾石透镜体为主，厚30～100m，含砂比为～。地下水位埋深由扇顶近100m，到扇前缘变为10m左右，钻孔单位涌水量～·m。

盆地中部的河谷冲积阶地第四系堆积物主要是更新统河湖相沉积，下更新统含水层为中细砂及砂砾石层，有2～9层，厚～ ，顶板埋深～293 ，底板埋深～ ，属承压含水层，水位标高380～505 ，局部地带高出地表形成自流。中更新统含水层为中细砂及砂砾石，有2～7层，总厚～，顶板埋深～ ，底板埋深～ ，属承压含水层，水位标高360～440 ，钻孔单位涌水量～·m，水位埋深20～110 ，在洪洞板塌一带高出地表形成自流，承压水头高出地表 ，比下更新统深层承压水头高 ，是目前临汾盆地地下水开采的主要层位。

上更新统及全新统在河谷平原区主要为河湖冲积相的亚砂土、亚粘土夹薄层中细砂及砂卵砾石，一般为潜水含水层，底板埋深30～60m，地下水量丰富。河谷平原区下更新统、中更新统、上更新统和全新统含水层的空间结构及与相邻地貌单元含水层的接触关系见图2-14。

图2-14 河谷平原区含水层的空间结构示意图

（据韩颖等，2009）

（6）运城盆地

运城盆地第四系含水层分布于黄土台塬区、黄土丘陵区、山前平原与冲湖积平原，其分布、结构特征各异。

上更新统-全新统含水层：为潜水含水层，在黄土台塬区的栲栳塬，仅分布在东北部樊桥站一带，水位埋深，底板埋深15m，弱含水。在中条山前倾斜平原，该含水层底板埋深27～78m，水位埋深～，砂层总厚～46m，含水砂层1～4层，单层厚度3～34m，岩性主要由砂砾石、中粗砂组成，洪积扇边缘骤变为含砾亚粘土、亚砂土。稷王山前含水层底板埋深12～18m，水位埋深10～20m，一般为15～16m。含水层厚度1～5m，由中粗砂组成。冲湖积平原，含水层底板埋深～，从河谷两侧向中心，上游至下游，底板埋深逐渐增大，砂层总厚～，一般～，由1～8层含水砂层组成，1～3层较多，单层厚度～。在湖积洼地区，含水层底板埋深30～37m，含水砂层1～2层，岩性以粉砂、亚砂土互层为主，局部为细砂；黄河阶地区，含水层底板埋深一般55～80m左右，含水砂层2～3层，单层厚度～，总厚40～50m。在近黄河岸边27～32m处有一层亚砂土，厚3～5m。其上为粉细砂层，下部为为中细砂层，含水层底部为中粗砂层。黄河岸边东部其它地区上部均为亚砂土，下部为中细砂及粗砂地层。

中更新统含水层：栲栳塬区底板埋深为142～165m，砂层总厚46～100m；由西到东，从北至南逐渐增厚，地下水位埋深为～，含水层1～3层，单层厚度一般20m左右，岩性以中细砂为主。在山前黄土丘陵地带，底板埋深74～132m，水位埋深～，含水层1～4层，单层厚度～，东北薄，西南厚。山前倾斜平原，底板埋深一般为122～278m，水位埋深从～，一般为10～20m，含水层岩性在洪积扇顶、轴部为砂砾石，中下部及边缘为中细砂，含水层2～8层，单层厚度～，总厚度～，一般20m左右。冲湖积平原区，底板埋深一般为90～100m，分别向下游冲湖积平原逐步增厚。含水层砂层厚度，从盆地北东向南西、河谷向冲湖积平原逐渐增厚，含水层岩性以砂砾石向粉细砂过渡，并受山间沟谷洪积物影响而变化。在湖积洼地区，含水层底板埋深170～220m，含水层2～11层，单层厚度最薄，厚者10m左右，总厚～。岩性以粉砂为主，少量细、中砂。黄河阶地区，含水层顶板埋深83～，底板埋深200m左右，岩性以中粗砂为主，夹有少量粉细砂及砂砾石，厚80m左右。

下更新统含水层：栲栳塬含水层底板埋深475～497m，含水层13～18层，单层厚～，最厚可达，岩性以中细砂、细砂为主，部分为粗砂、粉细砂。在山前黄土丘陵地带，底板埋深310～400m，该区含水层1～6层，一般为2～3层，单层厚度～。在其它黄土丘陵区，底板埋深155～440m，一般在380m左右。中条山前倾斜平原，底板埋深在闻喜宋家庄东北为500m，西南受断层影响，埋深增大。夏县以北，洪积扇裙发育，岩性以中细砂、砂砾石为主，少量为粉细砂。虞乡至永济，含水层4～8层，单层厚度大者达，一般12m左右，岩性以中细砂为主，少量含砾石。稷王山前底板埋深90～140m，运城上王一带，埋深较浅约100m。含水层水位埋深东北深、西南浅，近黄土丘陵一般50～75m，冲洪积平原为30～50m。含水层1～3层，单层厚～左右。砂层总厚由黄土丘陵向冲湖积平原增厚，从数米至20m。冲湖积平原，含水层2～9层，一般2～4层，单层厚度～，总厚～，岩性以中细砂为主。在湖积洼地区，含水层底板埋深280～320m，含水层1～4层，单层厚度～，总厚～，岩性以中细砂为主，含粉细砂。

谈谈水文地质勘察在工程地质的重要性论文

在地质工程勘察中，想要提高水文地质勘察的质量，减少或消除地下水对岩土工程的消极作用是基础。以下是我为大家整理的谈谈水文地质勘察在工程地质的重要性论文相关内容，仅供参考，希望能够帮助大家。

随着工程勘察的发展，水文地质勘察在工程地质中是一个极其重要的部分，以及对建筑物基础设计、持力层的选择、地质灾害的防治等都起着无可替代的作用。

摘要： 在地质工程勘察中，想要提高水文地质勘察的质量，减少或消除地下水对岩土工程的消极作用是基础。通过对水文地质在工程地质中的调查研究，本文从工程地质勘察中水文地质的评价内容加以分析，阐述了地下水可能引起的岩土工程危害，进而提出水文地质在勘查工程地质中的重要地位及意义。以供参考。

关键词：水文地质;地质勘查;地下水;意义

通过笔者对水文地质在工程地质所产生影响的多年研究，发现水文地质问题对工程勘察的设计和施工有着极其重要的影响。但由于在实际操作中，往往被人们所忽视，导致地下水引起的各种岩土工程危害已屡见不鲜。因此，在实际的工程勘察中，首先要与工程地质有关的水文问题，并分析地下水对工程地质的作用，其次，根据分析结果，针对对岩土工程产生负面影响的水文问题，采取相应的措施，这对从根本上提高工程勘察的质量意义重大。

1水文地质勘察的内容

由于缺少评价地下水对岩土工程的危害和重要性，在水文地质勘察的过程中，因地下水造成的建筑物开裂或建筑物基础下沉的质量事故时有发生，笔者针对该种情况，分析出水文地质勘察在工程地质的主要内容。

(1)在勘察中，需根据建筑物地基基础类型的需要，分析查明影响岩土工程的水文地质问题。

(2)根据地下水对岩土工程产生的影响，预测水文问题可能对工程地质造成的结果，并采取相应的预防措施。

(3)在工程地质的勘察中，分析不同条件下水文地质对岩土工程的影响，如严格检查地下水位以下的钢筋以及混凝土的耐受能力和腐蚀性强度，由于其是整个建筑物的基础，有问题需及时处理，再如在挖掘地基后，如果基础承压含有水层，预测基坑板是否会被承压水冲坏。由上所述，对工程地质有影响的水文地质因素诸多，如地下水的类型、水位以及含水层的厚度等等，为提高工程地质的勘察质量，严格按照勘察内容开展作业是关键。

2岩石的水理性质

岩石水理性质指岩石与地下水经相互作用反应后而显示出来的各种性质，其不单单会影响建筑岩土的强度，甚至会直接影响建筑物的稳定性，主要性质如表1所示。

3水文地质勘察在工程地质中的地位及意义

在工程地质中水文地质勘察的要求

在工程地质的水文地质勘察中，需结合工程的.实际要求，通过水文地质的勘察工作以及资料的搜集，对实施建筑工程所属区域的水文地质条件进行查明，主要分为以下几种条件：

(1)自然地理条件：即地理位置、地形、气候以及水资源等自然条件，在水文地质的勘查工作中，主要包括地形地貌该区域的水文气象特征等内容，地形地貌是指工程区域的地表形态，如周围的水系、平原、高原特征以及地形是否开阔平坦、地貌是否被侵蚀等情况;气象水文是由陆地表面和大气的水分相互作用而成，其在工程地质中的特征是指工程所属地域的季风气候、湿润程度、热量以及属于哪种气候地带等。

(2)地下水位：指工程地质区域的地下含水层中水面的高程，准确测出地下水位是地质勘查的重要内容，会对岩土工程产生直接的影响，因此，在勘察过程中，不仅要测量工程实施时间段的高程，还包括近2~5年的水位变化趋势以及最高地下水位，与此同时还需调查地下水与地表水的补排关系以及地下水补给排泄条件等对地下水位会产生影响的因素。

(3)地质环境：主要指工程所在区域的岩土的地质构造特征、结构、发育历史及其对第四系厚度的控制、地层岩性和新构造运动等方面的内容。

(4)在地质勘查中，了解工程区域的主要含水层的分布、厚度，防止在施工时破坏了主要含水层的水平衡，导致沱江大桥垮塌、上海楼歪歪等类似事故的发生，这些并不是不可抗力事故，只要在施工前做好水文地质勘察工作，是有效防止事故发生的措施之一，其次，通过对各含水层和隔水层的埋藏条件、地下水类型、地下水位以及变化幅度的分析，加强预防措施，然后进行现场试验来对地下层的渗透系数、软化系数、等水文地质参数进行测定，最后根据场地地质条件，以地下水赋存对渗流状态的影响为判断依据，分析地下水水质对建筑材料是否有腐蚀性、侵蚀性等影响。

地下水对工程地质的危害

地下水位变化会直接影响给岩土工程的勘查，一旦当其变化达到一定程度时，便会引起对工程地质的危害，通过调查分析可知，主要有以下几种形式。

地下水位上升给岩土工程带来的危害

由于受地质因素、水文气象以及人为因素的影响，如总体的岩性产状、雨量、气温以及施工等，但是通常情况下，人为因素所引起的地下水位升降变化比自然因素引起的变化要大，当雨季水位上升时，地下水位上升，可能会使岩石土壤沼泽化、盐渍化，进而随着时间增加，对建筑物的腐蚀性不断增强;亦或可能引起粉细砂饱和液化，进而造成流沙。管涌等现象的发生;严重的甚至会导致基础上浮、斜坡等岩土体岩崩塌、滑坡等毁灭性现象。

地下水位下降给岩土工程带来的危害

通常情况下，造成地下水位下降的主要原因为人为因素，如大量灌溉、过度开采矿产资源以及修建水利工程等，会破环地下水平衡，引起水位下降，造成地下水资源枯竭或恶化问题，进而引发地面沉降、塌陷、地震等情况的发生。如2010年杭州地铁塌陷事故，由于地面突然沦陷，造成2名施工人员被掩埋。经调查分析，该事故的主要原因之一便是地下水资源枯竭所致，使地下水位失去平衡，岩土无法承受，加之事发现场降大雨，进而引发地面沉降，归其根本可能是当地人对水资源的不合理利用、过度开采等行为所致。

地下水动压力作用

给岩土工程带来的危害在自然状态下，地下水动压力的作用比较微弱，只有在实施建筑工程而改变了水动压力的平衡条件时才会对岩土工程带来危害，而且危害极大，如流砂、管涌等现象的发生，因此，在建筑工程活动中，需及时做好影响谁懂压力平衡因素的水文地质勘查工作。如在选择桩尖持力层时，需对桩的端阻力和侧摩擦力进行分析，并对单桩的承载力提出合理化建议。

地下水位对岩土物理学性质的影响

岩土物理力学性质与地下水位之间有直接而又紧密的联系，尤其是软质岩石和不同成因的粘性土，如果地下水的升降过于频繁则会导致膨胀性岩土产生频繁不均匀的胀缩变形，对低层以及轻型建筑物有巨大的危害性。在建筑工程的地基内，一旦水位在压缩层发生变化，则会对就按住唔得稳定性产生影响，如果上升，基地的强度降低，软化，使建筑物沉降变形，如果下降，岩土的自重应力增强，使就建筑物下陷，给人们的居住环境产生极大的威胁。因此，在膨胀性岩土地区进行工程勘察时应加强对场地水文地质条件的研究。

水文地质勘察的意义

地下水是指地下水面以下饱和含水层中的水，不仅是水资源的重要组成部分，更是岩土体的重要组成部分，其对岩土体的工程特性有极大的影响，在工程地质勘察过程中，地下水与工程建设有着紧密的联系，如地下水水位一旦不平衡便会降低建筑物的稳定性和耐久性，水文地质是工程地质勘察的重要环节，但在实际的勘查中，由于很多人不会直接使用水文地质参数，往往容易被勘察单位忽略，当在进行水文地质勘察时只是简单的对水文地质进行分析、评价，而没有深入调查水文地质和岩土工程的关系也没有科学的评价，造成一些质量事故的发生，轻则知识降低了建筑物的稳定性和减少了使用寿命，重则甚至会导致建筑塌陷、悬浮、下沉等毁灭性的后果，因此，水文地质勘察在工程地质中占有极其重要的地位，加强地质勘查过程中的水位勘察极具现实意义，不仅能降低工程项目的社会效益，还能保证社会稳定、和谐。

4结束语

综上所述，随着工程勘察的发展，水文地质勘察在工程地质中是一个极其重要的部分，以及对建筑物基础设计、持力层的选择、地质灾害的防治等都起着无可替代的作用。通过笔者本次对地下水对岩土体作用和影响的研究，表现出水文地质勘查在工程地质中的重要地位，想要从根本上提高提高工程地质的质量，首先要控制地下水平衡，在实施工程建设时，不仅要根据目标所在地开展广泛的调查，进而制定合适的保护策略，而且要严格做好勘查工作，尤其是加强水文地质问题的研究，使工程地质调查成果发挥其最大的实用性，并针对勘查结果及时采取预防对策，从而达到减少对岩土工程的危害。

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