红层地下水富集规律

王宇

(云南省地质环境监测院,昆明 650216)

红层地下水富集规律

王宇

(云南省地质环境监测院,昆明 650216)

通过分析在山地丘陵区控制红层地下水富集的岩性、地质构造及地形地貌等主要地质因素,论证了红层地下水富集的水文地质特征,认为富水块段的形成通常并不是仅仅由某一因素单独决定的,而是岩性、地质构造及地形地貌等地质因素共同作用的结果,而这些因素的组合具有明显的规律性。进而根据水文地质及环境地质调查研究成果及丰富的实践经验,归纳总结了反映红层地下水富集的水文地质因素组合的基本规律。

地下水;水文地质条件;红层;地下水富集规律;山地丘陵

1 前言

地下水的富集意指在有利于地下水汇集与储存的水文地质条件下,形成了具有可供开发利用的地下水资源的富水块段[1]。所谓富水块段(groundwater rich block):是指含水层埋藏于地下,上覆一定厚度的包气带或有弱透水盖层,下伏弱透水底板的三维储水地块。其含水层埋深在一般生产、生活供水的经济技术允许范围内,可开采资源量及水质能够满足供水标准,并达到供水目标要求的补给保证程度,具备枯雨季调节需要的储存量。富水块段是水文地质单元[2]内,含水层富水性较强、储水构造及地貌形态组合有利于地下水富集的局部块段[3]。

红层地下水的富集是以红层的导水和储水空隙发育为前提的,只有在这些空隙发育强烈的地块内,才有可能形成地下水富水块段。由于红层的岩性特征、地质构造及地形地貌等地质因素不仅仅影响了赋水空隙发育的特征,同时还控制着地下水的补给、径流、排泄条件。因此,它们都是红层地下水富集的决定因素。只有通过对这些因素的研究,了解红层赋水空隙发育的基本特征和地下水形成与储存的基本条件,才能准确掌握红层地下水富集的一般规律,建立红层找水的水文地质标志,据此找到可供开发利用的红层富水块段,实现红层地下水的有效开发利用。

红层地下水的富集主要为岩性、地质构造及地形地貌等地质因素所控制,但富水块段的形成通常并不是仅仅由某一因素单独决定的,而是各种因素共同作用的结果,仅只有在特定的条件下,其中的某一、二个因素可能成为相对主导的因素而已。因此,富水块段的形成在地层岩性、地质构造及地形地貌组合上具有明显的规律性。当出现特定的地形地貌、含水层、储水构造等的组合形式时,就必然存在富含地下水的富水块段。水文地质研究的主题之一,就是要通过对水文地质条件的调查和勘探验证,进行深入的分析研究,从感性认识上升到理性认识,掌握地下水的富集规律,以指导找水和开发实践。本文所说的地下水富集规律(the law of groundwater enrichment),就是有利于地下水富集的水文地质因素的组合形式,它们能够直观地反映地下水富集的内在机制与成因联系,是对富水块段形成条件的结论性认识。

2 红层地下水富集规律

本文根据国土资源大调查水文地质及环境地质调查研究成果及前人的实践经验,分析了红层地下水富集的含水层特征、储水构造形式及地貌形态组合,归纳总结了下列红层地下水富集规律,以期为寻找和圈定红层富水块段提供必要水文地质依据。

2.1 沉积平坝区,存在受断裂影响的脆性岩层或可溶岩层

在红层盆地和宽阔的谷地底部,往往是相对的下降区,一般都会形成一定厚度的第四系松散沉积层覆盖的平坝或平原。同时,这些平坝或平原均为被山地围限的低洼地带,是地下水的汇集区。由于地形平缓并受到一定的侧限,也是地下水的储存区。由于盆地和宽阔的谷地多为沿着断裂带陷落或侵蚀而形成,脆性岩层或可溶岩层往往裂隙很发育。因此,在地下水的潜蚀作用下,其中的脆性岩层或可溶岩层导水和储水空隙都较为发育。所以,在红层盆地和宽阔的谷地底部沉积平坝区,只要基底存在脆性岩层或可溶岩层,就能够形成富水块段。但由于脆性岩层或可溶岩含水层隐伏于松散沉积层之下,要圈定它们的分布位置,除了进行地质分析外,还必须借助于有效的物探方法和钻探验证。如云南思茅盆地,是一个以层间裂隙水为主的向斜盆地,面积29.6 km2,地下水允许开采量为8693.41 m3/d,形成了一个接近中型的集中供水水源地。再如云南楚雄紫溪镇杨家示范点,该示范点处于三面低缓山丘环抱的宽缓谷地内,出露地层岩性为白垩系上统粉砂质泥岩夹钙质泥岩的风化层,SK216号钻孔揭示0～2 m为全风化带,岩心呈土状,2～15 m为强-中等风化带,岩心破碎,呈碎块、短柱状,裂隙较发育,赋存风化裂隙水,下伏微风化泥岩构成相对隔水层。地下水位埋深仅2.0 m,抽水稳定水位7.13 m,涌水量40.2 m3/d。

2.2 两沟交汇处,存在断裂及脆性岩层或可溶岩层

两条沟谷相交汇的地段,地下水从不同的方向汇聚于此,往往地表、地下水汇水面积较大,汇水地貌条件良好。通常也是断裂交汇处或裂隙发育带,当存在脆性硬质岩层或可溶岩层时,往往岩石较为破碎,裂隙和岩溶发育强烈,含水层透水性强、厚度大,富水性相应较强,加之侵蚀较为强烈,底部地形较为开阔平缓,有利于滞留和积蓄地下水,因而,易于形成富水块段。如云南楚雄大姚县芦川村委会的示范点位于两条谷地交汇地带。谷地内第四系粘土层厚0.5～10.0 m,谷坡出露上白垩统红色地层,岩层倾角30°～40°,风化较强,地表溶蚀空洞、裂隙发育。该示范片区实施探采井6口,井深34.6～54.0 m,单井涌水量57.6～74.6 m3/d。

2.3 宽缓沟谷段,存在断裂及脆性岩层或可溶岩层组合

在一条延伸较长的沟谷中,某些特别宽阔、纵坡降较小的宽缓沟谷段通常是在较宽大的断裂破碎带或断裂交汇部位上形成的。当存在脆性岩层或可溶岩层时,这些岩层必然裂隙非常发育,导水和储水空隙率较高。加上宽缓沟谷段的地形条件有利于汇集和滞留地下水,因而,易于形成富水块段。

2.4 平缓的山体斜坡下,存在同向缓倾斜的脆性岩层或可溶岩层

平缓、绵长的山体斜坡延伸至与平坝的交汇部位,且山脊或斜坡区存在脆性岩层或可溶岩层,岩层倾向与斜坡坡向基本相同。在这种地形地貌、地层、单斜构造的组合形式下,地下水在含水层裸露的山区获得降水或地表水流的渗入补给,顺坡径流,在山坡脚因地形转折而出露地表形成排泄点。由于平缓的山体与平坝之间地层往往是连续的,因此,山区裸露的含水层与平坝覆盖区的含水层存在统一的水力联系,平坝覆盖区的含水层能够直接得到来自于山区的补给,而且埋深较浅。含水层也因为处在地下水富集区,长期受地下径流的潜蚀作用,裂隙(溶隙)通畅,透水性往往较好。所以,在存在同向缓倾斜的脆性岩层或可溶岩层的平缓山体斜坡下易于形成富水块段(图1)。如楚雄示范区大村、白家村处于龙川江左岸I级阶地后缘斜坡地带,岩层平缓倾向龙川江,靠坡上部的风化带多数侧向临空暴露,风化裂隙水的储存条件不佳,较深部位的粉砂岩、钙质泥岩具备层间裂隙水、溶蚀裂隙孔隙水富集的条件。共布置11个钻孔,孔深26.5～34.6 m,其中ZK34、ZK51和ZK55孔含水层为泥岩,赋水性弱,地下水位12.3～15.1 m,单孔涌水量分别为7.5 m3/d、8.0 m3/d和1.5 m3/d;其余孔含水层以钙质泥岩、粉砂岩为主夹泥岩,水位4.2～15.6 m,单孔涌水量18.0～38.0 m3/d。

图1 平缓山体斜坡下的富水块段模式图Fig.1 Groundwater rich block model of monoclinal hillside

2.5 山地边缘,存在被阻水断层切割的脆性岩层或可溶岩层

山体斜坡下部与山脉走向基本一致的断层,有着重要的水文地质意义,一般均是重要的水文地质边界。当这样的断层面向上坡的一盘为含水的硬质、脆性碎屑岩层或可溶岩层,而自身的构造岩带组成物质是弱透水的,或者面向下坡的一盘为柔性的泥岩、粉砂质泥岩等相对隔水层,这就对斜坡上方向下径流的地下水形成了阻隔作用,就犹如一道截水潜坝,阻断了地下水的径流,使其沿断层面向上坡的一侧形成地下水排泄带及富水块段(图2)。特别是在构造裂隙密集发育的断层影响带内,硬质、脆性碎屑岩层或可溶岩层透水性强,往往形成富水性较强的含水层。所以,我们在野外常常会发现在一些冲沟之中出露位置很高的溢出泉,就是这种水文地质组合形式的表现。也因为如此,才有了在山脚下打井没有水,而在山上反而打成了供水井的事例。如楚雄盆地东侧陈家村北西向压扭性断层为阻水断层,上盘出露溢出泉群数个,邻近的ZK27孔钻单位涌水量达1.012 l/(s·m),水量丰富。

图2 山地边缘阻水断层富水块段模式图Fig.2 Groundwater rich block model of fault in hillside

2.6 谷地或盆地中,存在断裂与埋藏型可溶岩层

通常在谷地或盆地区,由于构造作用强烈,岩层破碎,地形和构造条件都有利于地下水的聚集,碳酸盐岩层长期处在埋藏和饱水的状态下,溶蚀作用持续时间长久,并有地下热动力作用的参与,致使岩溶发育强烈而均匀,往往形成了富水性强的岩溶含水层。因此,这些地区存在埋藏型的岩溶含水层与导水断裂组合时,地下水可以通过断裂导水通道获得来自于山区的大气降水下渗补给,形成对流循环,顺断裂带运动,并侧向“渗漏”至碳酸盐岩岩溶裂隙含水层中,形成富水块段。在红层中碳酸盐岩层的分布往往不稳定,而且埋藏于松散沉积层和基岩地层之下,要圈定它们的分布位置,必须借助于有效的物探方法和钻探验证。

2.7 向斜谷地,存在断裂及脆性岩层或可溶岩层

向斜谷地形态受向斜构造形态控制,沿向斜轴线走向形成长条形或椭圆形,外围为基岩出露的山地,底部往往沉积了一定厚度的松散土层,地形平缓。规模较大的向斜谷地(或为盆地)边缘由平坝向外围地势逐渐升高,多由丘陵缓坡过度为崇山峻岭。

在向斜构造形成过程中,由于受横向强烈的挤压作用,柔性的泥质岩层主要产生顺层的塑性应变,而脆性的砂岩、碳酸盐岩等可溶岩层受柔性岩层塑变产生的层间拉张应力作用而破裂,同时,可溶岩层在地下水的渗透溶蚀作用下形成溶隙、溶孔,脆性岩层和可溶岩层形成了导水和储水性能良好的含水层,含水层与隔水层相间组合形成了多层地下水。在向斜的核部,由于应力集中往往产生了纵向断裂,导水和储水空隙尤其发育。在汇水地貌条件方面,含水层在向斜谷地两侧山区(向斜两翼)对称出露,接受降水或地表水流渗入补给,向谷地底部运移,整个谷地底部成为了地下水的汇集区。因此,向斜谷地底部及周边丘陵区,地层组合中存在一定厚度的脆性岩层或可溶岩层的区段均能够形成富水块段。沿断裂带含水层富水性更强(图3)。如云南楚雄腰站街向斜,地貌为向斜谷地。谷地边缘及山区为地下水补给、径流区,其所夹砂岩中张裂隙发育,利于地下水运移。地下水顺层、顺坡向径流,在向斜核部富集。据勘查示范成果,处于腰站街向斜核部的苍岭镇大村、白家村、智明小学等地,地下水丰富。示范浅井井深一般在30 m左右,单井涌水量20～50 m3/d的占了68%,涌水量在10～20 m3/d的占19%,涌水量1.8～7.5 m3/d的占13%。

2.8 背斜谷地或垄岗,存在断裂及脆性岩层或可溶岩层

背斜谷在自然界十分常见,沟谷延伸方向与背斜构造轴基本一致。沟谷之所以沿背斜轴部发育,皆因背斜轴部应力集中,纵张断裂和次级裂隙发育,有利于地表水和地下水侵蚀。相应地脆性岩层和可溶岩层也就形成了导水和储水性能良好的含水层,含水层与隔水层相间组合同样形成了多层地下水。沟谷一般是地下水的汇集排泄带,周边地下水补给顺畅,故背斜谷内脆性岩或可溶岩分布地段一般均会形成富水块段(图3)。如云南楚雄仓街示范区的3口井布置于背斜轴部,揭露地层岩性为粉砂质泥岩与泥灰岩互层,3口井钻至20 m以下的泥灰岩层时冲洗液均完全漏失,岩芯呈短柱状,沿层面溶孔发育,层面裂隙溶蚀扩张明显,透水性好。各井抽水降深分别为0.5 m、3.0 m和1.8 m,相应的涌水量为82.3 m3/d、58.9 m3/d和64.8 m3/d,并且水循环通畅,水质良好。

图3 向斜和背斜富水块段模式图Fig.3 Groundwater rich block model of anticline and syncline

沿背斜轴部形成垄岗地形亦是自然界中较为常见的地质现象,一般是因背斜核部地层为坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等岩层,抗风化侵蚀能力强,两翼地层为柔软的泥质岩层,地表水沿背斜两翼侵蚀形成谷地,背斜核部形成相对较高的平缓垄岗。同理,由于背斜形成过程中背斜核部为应力集中区,背斜核部坚硬、性脆的岩层中的断裂或节理裂隙集中发育,故垄岗区坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等可溶岩透水性好,有利于降水和地表水渗入补给地下水,而两翼谷地区存在的柔性泥质岩层,形成了隔水边界。因此,地下水在垄岗区得到补给,向两侧谷地区分向径流,排泄于地表河溪中。在这样的地层岩性、地质构造、地形地貌背景下,垄岗两侧斜坡、谷地边缘往往形成了富水块段。

2.9 汇水地形条件下,褶皱轴部和转折端,存在脆性岩层或可溶岩层

褶皱轴部和转折端,均为构造应力特别集中的部位。在其构成地层中的坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等可溶岩层,节理裂隙发育强烈,导水和储水空隙率极高。当这些构造部位所处地形为有利于地下水汇集的低洼地带时,其中的坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等可溶岩层必然能够成为富水性很强的含水层,形成富水块段。而如果这些构造部位所处地形为陡峻的山体之上,断裂发育、地层破碎,则其中的坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等可溶岩层也只能成为透水层。但需要说明的是,假若这些构造部位的形态保留比较完整,含水层和隔水层相间分布且较为连续,在褶皱转折端凸向与地形坡向基本一致时,由于隔水层的悬托和围限,即使处在高于当地区域饱水带的山体之上,也能形成与上层滞水类似的富水块段(图4)。

图4 向斜转折端富水块段模式图Fig.4 Groundwater rich block model of hinge zone in fold

2.10 宽缓低阶地,下伏基岩地层存在脆性岩层或可溶岩层

红层区河流两岸宽缓的一、二级阶地区,往往存在断裂构造、侵入岩等构造因素的影响,地层中断裂、裂隙比较发育,岩层较为破碎,坚硬、性脆的砂岩或碳酸盐岩等含水层导水储水空隙通畅,透水性强。河流阶地水文地质结构相对简单,一般上部覆盖河流冲积形成的松散砂砾石含水层,下伏红层基岩风化裂隙、构造裂隙或溶蚀裂隙孔隙含水层。在水循环过程中,宽缓的低阶地区常常为区域地表水和地下水的汇集排泄区。红层地下水补给来源丰富,除在山地红层基岩含水层出露区获得降雨直接渗入补给外,上覆砂砾石松散孔隙含水层的下渗补给、雨季河流洪水的渗入补给也是常见的补给来源。在宽缓的低阶地区,红层地下水通常都直接向河流排泄或于阶地后缘地带形成泉(或溢出带)排泄,因此,地下水位埋深浅,是开发利用条件良好的富水块段。如云南楚雄盆地内龙川江两岸发育有Ⅰ～Ⅲ级阶地,Ⅰ级、Ⅱ级阶地形态基本完好,Ⅲ级阶地则多受侵蚀改造,Ⅰ级、Ⅱ级阶地上打井的成井率大于90%。此外,在人工抽取地下水形成降落漏斗的情况下,低阶地区的红层地下水还可获得地表河流的补给。当然,这样的补给是否有益,主要还要根据河流的水质状况来评价,如果河流的水质未受到污染,则这样的补给显然是有益的,反之则是有害的。在河流水质已经受到明显污染时,地下水开采中应进行严格的观测和限制开采量,合理控制降落漏斗的规模,避免袭夺河流的污染水。

2.11 丘陵、台地、剥蚀面,风化壳发育的开阔平缓或低洼处

丘陵、台地、剥蚀面等地区,通常都是基岩长期暴露于地表的地区,风化作用强烈、持续时间长。而且,由于地形切割深度小,起伏和缓,侵蚀作用较弱,风化产物容易保存下来。因此,这些地区风化壳厚度大、分布广,普遍存在风化裂隙含水层。在其中一些地层相对破碎或软弱、抗风化能力弱的地段,经过风化剥蚀,地形常常相对开阔平缓或低洼,所覆盖的风化层厚度大,有利于降水对地下水的渗入补给和地下水的汇集、储存,形成富水块段。如四川盆地中部广阔的红层丘陵区,以平缓的褶皱构造为主,谷地大多宽缓,红层风化带厚度大,裂隙含水层分布广泛而稳定。乐至县全胜乡共实施示范浅井645口,井深10～25 m,出水量一般为0.3～5.0 m3/d,局部富水的低洼段为5～20 m3/d,成井率达97%以上。此外,一般在山体环抱的洼地中、圈椅状山凹地带或山谷的出口、两条及其以上山间沟谷的交汇处、较大规模山间沟谷的开阔平缓段、山脉转折的凹弯内以及宽而长的大山坡脚下都是风化裂隙水富集的有利地段。如云南楚雄市云龙镇落花冲示范点,处于金沙江与元江分水岭地带,属构造侵蚀低中山地貌区,地形切割深度大于200 m,山坡坡度一般20°～30°。村庄座落于圈椅状山凹斜坡地段,村后斜坡坡度20°左右,村庄处略呈台状地形,村前为一条冲沟,村庄距沟底高差约50 m。出露地层岩性为钙质泥岩间夹有较多的泥质灰岩和泥质白云岩层,所钻14口浅井中,有9口井单井涌水量大于40 m3/d,最大达97 m3/d,3口井在25～40 m3/d之间,仅有2口井因所处地势较高而水量小于15 m3/d。

3 结语

综上所述,红层地下水的富集主要受水文地质因素所控制,即岩性是地下水赋存、富集的基础,构造是地下水赋存、富集的控制因素,地貌是地下水形成和运动的必要条件。而这些因素的组合具有明显的规律性,是寻找地下水的主要标志。本文归纳总结了基本的十几种形式,对比较特殊的辅以实例说明,但尚不足以穷尽所有种类,希望广大同行共同在水文地质勘查实际中进一步加以总结和完善。

[1]王宇.红层地下水勘查开发的理论及方法[M].北京:地质出版社,2008.1.

[2]国家质量监督检验检疫总局.供水水文地质勘察规范(GB 50027-2001)[S].北京:中国计划出版社,2001.4.

[3]王宇.岩溶找水与开发技术研究[M].北京:地质出版社,2007. 33.

GROUNDWATER ENRICHM ENT IN RED BEDS

WANG Yu
(Yunnan Institute of Geo-Environment Monitoring,Kunming 650216,China)

The characters of lithology of aquifer,geological structural features and landfo rm s in red beds area are introduced. The hydrogeological features of red beds groundwater are discussed.The red beds groundwater rich block comes from the advantaged combination of aquifer,geological structure and landform.The combination fo rmat has the observable regular pattern.Based on tho rough study of p revious survey and exp lo ration p ractice of red beds groundwater.Groundwater enrichment in the different red beds is demonstrated.

groundwater;hydrogeological condition;red beds;groundwater enrichment law;mountain area

P641.11

:A

1006-4362(2010)02-0053-05

王宇(1960- ),男,博士,教授级高级工程师,主要从事水文、工程、环境地质调查研究。

2009-12-04改回日期:2010-01-19