（环境科学专业论文）廊坊市南部地区地下水系统数值模拟研究.pdf

两 来 之 质 水文地质和地下水开发利用等资料的基础上，运用g m s 地下水数值模拟软件， 结合g i s 地理信息系统软件，建立了廊坊市南部地区第四系含水层的地下水系 统数值模拟模型，并对模型就过程曲线、流场、水均衡和水文地质参数等多方 面进行识别和验证。运用修正后的数值模拟模型，分析地下水均衡状况，流场 分布状况，进行地下水资源评价和预测地下水水位发展趋势。 模型计算得出1 9 9 5 2 0 0 5 年地下水补给资源量为6 5 亿历：咸水体净储量 为6 6 9 3 x 1 0 8 聊；在现状开采条件下，2 0 0 5 2 0 1 0 年补给资源量为7 o o 亿朋； 南水北调工程实施后l o 年间，即2 0 1 0 , - , 2 0 2 0 年，补给资源量为5 9 l 亿m 3 石。模 型预测得到现状开采条件下2 0 1 0 年，地下水水位下降大部分地区在2 6m 之间， 年平均下降0 4 1 2m ；南水北调工程供水l o 年后，即2 0 2 0 年，地下水水位除 在地下水漏斗中心区有回升外，大部分地区地下水水位仍持续下降。 关键词：廊坊数值模拟地下水渗流场水资源评价 a b s t r a c t a b s t r a c t l a n g f a n gc i t yi sl o c a t e di nt h en o r t ho fh e b e ip r o v i n c e ，b e t w e e nb e i j i n ga n dt i a n j i n i ti sd i v i d e di n t ot w od i s j u n c t i v ep a r t s ，t h en o r t h a n dt h es o u t h w i t ht h er a p i d d e v e l o p m e n to fs o c i a l - e c o n o m ya n du r b a n i z a t i o n ，t h ed e m a n do nw a t e rr e s o u r c ei s i n c r e a s i n g t h eu n b a l a n c e sb e t w e e nw a t e rs u p p l ya n dw a t e rd e m a n dh a sb e c o m eo n e o ft h em a j o rb o t t l e n e c k sc o n s t r a i n i n gt h er e g i o n a lh a r m o n i o u sd e v e l o p m e n t t h e w a t e rl e v e lo ft h eg r o u n d w a t e rw h i c hi st h em a i ns o u r c eo fw a t e rs u p p l y , g o e sd o w n y e a rb yy e 甄i ti sa p p e a r e ds e r i o u sg e o l o g i c - e n v i r o n m e n t a lp r o b l e m s a f t e rt h ed a t ao nm e t e o r o l o g y , h y a r o l o g y , g e o l o g y , t o p o g r a p h y , h y d r o g e o l o g y , g r o u n d w a t e re x p l o i t a t i o ni s c o l l e c t e da n da n a l y z e d ，t h eg r o u n d w a t e rn u m e r i c a l s i m u l a t i o nm o d e lo ft h eq u a t e r n a r ya q u i f e ri ns o u t hl a n g f a n gi sb u i l tb yg m sa n d g i s t h e n ，t h em o d e li si d e n t i f i e da n dv e r i f i e db yf i t t i n gas e to ff a c t o r sl i k ew e l l p r o c e s sc u r v e s ，g r o u n d w a t e rf l o wf i e l d ，w a t e rb a l a n c e ，a n dh y d r o g e o l o g yp a r a m e t e r s f i n a l l y , t h eg r o u n d w a t e rr e s o u r c ei s e v a l u a t e da n dt h ed y n a m i cv a r i a t i o no ft h e g r o u n d w a t e r l e v e li sf o r e c a s t e db yt h er e v i s e dm o d e l t h er e s u l t ss h o wt h a tt h en e tr e s e r v e so ft h es a l tw a t e ri s6 6 9 3 10 8m 3 a t h e t o t a lr e c h a r g er e s o u r c eb e t w e e n19 9 5a n d2 0 0 5i s6 4 9 10 8m 3 a i nt h ec u r r e n t e x p l o i t a t i o nc o n d i t i o no fg r o u n d w a t e r , t h et o t a lr e c h a r g er e s o u r c eb e t w e e n2 0 0 5a n d 2 010w i l lb e7 0 0 10 8m 3 a , a n dt h eg r o u n d w a t e rl e v e rw i l ld e c l i n eb y2 6 mi i lm e m o s tp a r t so ft h es t u d ya r e a , w h i c hi sa b o u t0 4 - 1 2 may e a r a st h es o u t h t o - n o r t h w a t e rt r a n s f e rp r o j e e tb e g u ni n2 0 1 0 ，t h et o t a lr e c h a r g er 髓d o u r c eb e t w e e n2 0 10a n d 2 0 2 0w i l lb e5 9 1x1 0 8m 3 a , a n dt h eg r o u n d w a t e rl e v e rw i l ls t i l ld e c l i n ei nm o s t p a r t so ft h es t u d ya r e a , e x c e p tt h a tt h eg r o u n d w a t e rl e v e ri nt h ec e n t r a la r e ao f g r o u n d w a t e rd e s c e n tf u n n e lw i l lb er i s e k e yw o r d s ：l a n g f a n g ；n u m e r i c a ls i m u l a t i o n ；g r o u n d w a t e rf l o wf i e l d ；w a t e r r e s o u r c e se v a l u a t i o n 第一节自然地理概况8 2 1 1 地理位置8 2 1 2 地形地貌8 2 1 3 气象8 2 1 4 水文1 0 第二节区域地质背景11 2 2 1 地质构造” 2 2 2 地层岩性1 3 2 2 3 地质环境演化历史1 4 第三节水文地质特征15 2 3 1 含水层组1 5 2 3 2 咸水1 9 2 3 3 地下水流动特征2 0 第四节地下水开发利用现状2 l 第五节环境地质问题2 2 小结2 3 3 5 3 垂向结构的确定3 9 3 5 4 各含水层参数的确定3 9 3 5 5 模型的模拟期与应力期3 9 3 5 6 定解条件处理4 0 3 5 7 模型识别与检验4 0 3 5 8 地下水系统均衡分析4 6 3 5 9 模型误差分析4 7 ，j 、结4 8 第四章地下水资源量评价及地下水动态分析4 9 第一节地下水资源量评价4 9 第二节现状开采条件下地下水资源量评价与地下水动态分析5 0 第三节南水北调后地下水资源量评价与地下水动态分析5 2 ，j 、结5 6 第五章结论及存在的问题5 7 第一节结论5 7 第二节存在的问题5 8 i v v 有岛状补给边界的单井稳定流公式d u p u i t 公式【2 】。1 9 0 4 年布西涅斯克在裘 布依假设的基础上提出了潜水稳定流微分方程，进而推广到三维、非均质情况。 此后，另有学者研究了更为复杂的渗流问题，从而奠定了地下水稳定流理论的 基础。 在稳定流理论的基础上，1 9 世纪末2 0 世纪初，很多国家的相关学者提出 了具体的计算公式发展了稳定流理论【2 】。裘布依提出了水平埋藏含水层的潜水面 运动和地下水向完整井运动公式；德国福尔海默提出了地下水向非完整井运动 的经验公式；苏联巴甫洛夫斯基提出了地下水在倾斜含水层中的运动理论；苏 联卡明斯基提出了非均质含水层中地下水的稳定运动理论，建立了潜水稳定运 动的有限差分方程；苏联维里金用汇点和汇线的概念得出维里金公式并完成了 非完整井理论的研究。 二十世纪三十年代，随着生产的不断发展，对地下水的需求量剧增，稳定 流理论越来越无法描述地下水从一个状态到另一状态的动态变化过程。1 9 3 5 年 美国学者泰斯利用抽水实验资料、潜水含水层和承压含水层非稳定流动过程与 含水层疏干和弹性释放有关的实际资料，借助热传导方程首次提出了实用的非 稳定井流公式，即著名的泰斯公式【2 】。泰斯公式不仅把含水层看作导水层，同时 也看作储水层。这就为非稳定流理论的发展奠定了基础，泰斯公式的出现开创 第一章绪论 了现代水文地质计算的新纪元。 1 9 3 5 年以后，一些学者针对各种偏离泰斯公式理想条件，导出了不同条件 下的新公式，扩大了泰斯公式的应用范围。5 0 年代，雅可布、汉图什等又提出 了越流补给条件下的非稳定井流公式【3 】，这样使人们从含水层间相互联系与相互 制约中研究非稳定井流问题。这些非稳定流理论不仅可以研究地下水的运动状 态随时间的变化过程，而且还可以把以往的稳定流理论作为非稳定流理论在一 定条件下的特例来研究，正如此，地下水非稳定流理论不断得到发展和更符合 生产实际。 自1 9 3 5 年以泰斯公式为代表的非稳定流理论问世以来，求解地下水的解析 法有了很大的发展，建立了一系列方程、图表和经验公式。这些都推动了地下 水理论的发展同时解决了大量的生产实际问题。但是，由于解析法在确立定解 问题时对水文地质条件进行了大量的简化，难以描述非均质含水层及复杂条件 下的地下水运动。对于大面积空间上分布不均的含水层，地下水流问题的求解 就要借助于各种近似解。 数值法是求解微分方程定解问题近似解的一种方法。2 0 世纪4 0 年代至6 0 年代，以有限差分理论为基础的近似解，主要利用模拟计算机来解算【4 】。6 0 年 代以后，随着大容量电子计算机的广泛使用，数值模拟计算法( 主要是有限差 分和有限单元) 在地下水计算中得到了推广，在地下水量计算、资源评价、地 下水污染预测和水资源管理等方面得到广泛应用【5 。丌。数值法不仅能有效地解决 地下水流问题，也能解决地下水水质和热运移问题。如海水入侵、由于弥散所 引起污染物的输运问题、地热系统的模拟等等。 第二节地下水数值模拟研究现状 近年来对于地下水数值模拟的研究，国外主要集中在对三维水流模拟软件 的开发、对流场和流线的计算方法的研究、对水文地质参数的概化，以及开发 软件来解决繁杂数据的优化处理问题【8 】。 ( 1 ) 对三维水流模拟软件的开发。目前进行区域三维流分析的软件主要有 v i s u f lm o d f l o w 、m o d f l o w 、m t 3 d 9 9 、m t 3 d m s 、m o d p ：a t h 、u c o d e 、 p e s t 、v i s u f lg r o u n d w a t e r 、f e f l o w 、g m s 等。它们的共同特点是适应的问题 广；将数值模拟的前处理、模型计算和后处理全过程中的各个步骤很好地连接 2 第一章绪论 起来，从建模、网格剖分、输入或修改各类水文地质参数和几何参数、运行模 型、反演校正参数，一直到显示输出结果，整个过程从头至尾寻求计算机化【9 】。 g m s ( g r o u n d w a t e rm o d e l i n gs y s t e m ) 是由美国b r i 曲a l ny o u n g 大学环境 模拟研究实验室开发的基于概念模型的地下水环境模拟软件。g m s 全面包括了 模拟地下水流每一个阶段所需要的工具，如建摸、后处理、调参、可视化等。 g m s 支持2 d 、3 d 、s o l i d 和钻孔数据地质统计学系统，并且集成了m o d f l o w 水流模型、基于m o d f l o w 的溶质运移模型、模拟渗流的s e e p 2 d 模型和用 于参数估计的p e s t 、u c o d e 模型等。目前该软件在国际上应用非常广泛，本 论文将采用g m s 软件建立研究区的地下水流数值模拟模型。 ( 2 ) 流场与流线的计算方法。1 9 9 8 年，p o l l o c k 开发了计算流线的方法，相 应的软件m o d p a t h 在实践中己得到了广泛的应用【4 】。对于有限元法，由于获 得的流场在单元边界上的不连续性，导致计算流线的误差。目前已提出了克服 这一问题的几种方法，一是基于流速分量的有限元法( z i j l ，1 9 8 4 ) ，另一种方法 是流函数模型( w i l l m s ，1 9 8 7 ) ，然而前者工作量大大增加，后者无法处理面状 的源汇项【4 】。1 9 9 2 年，c o r d e s 与k i n z l b a c h 又提出了改善流场不连续的方法【4 1 。 ( 3 ) 非均质参数的区域概化。水文地质参数在地下水数值模拟中的地位是 举足轻重的，模型中参数的不确定性将导致计算的水头、流速的不确定性，并 影响到地下水资源评价结果的可靠性【1 0 1 。地下水流模拟的主要问题仍然是非均 质参数的区域概化。由于勘探孔的数量有限，得出的含水层参数是局部的，不 能以此来概化整个含水层的参数分布。理论研究注重于确定区域渗透系数与局 部渗透系数的关系；渗透系数和孔隙度的空间分布与地质结构的关系；导水系 数与单位涌水量的关系。当观测数据有限时，增加非均质含水层的分区数会降 低识别参数的可靠性，因此采用优化分区模型方法进行参数识别。该方法应用4 个识别标准和最大概率理论求得参数模型结构的最优解，提高了含水层参数的 精度。另外，近年来发展起来的人工神经网络技术在地下水流模拟中也得到了 应用，a b d u l a z i z 和w o n g 于1 9 9 2 年运用人工神经网络技术估算了含水层导水 系数、贮水系数、越流系数等【4 】。 ( 4 ) 繁杂数据的优化处理。数值法庞大数据的处理一直是水文地质工作者 最头疼的事。1 9 9 3 年，r i c h a r d 等在分析某一地区水流问题时，把地理信息系 统和有限元法进行了成功的结合【1 1 1 ；与此同时，k o l i n s k y 和l o w t h e r 运用地理 信息系统研制了一种自动生成有限元网格的数值模拟软件【9 】。这些方法和软件的 第一章绪论 出现，免去了文件格式间的转换，同时也避免了数据转换带来的误差，提高了 模拟结果的精度。 我国从二十世纪八十年代推广应用数学模拟方法解决地下水运动，经过三 十年来的发展，地下水模拟在我国经历了从无到有、从简单的水流模型到比较 复杂的物质和热量运移模型。从仿制到独立研制，建立了很多模型，取得了很 大的成就。现在我国己差不多建立了囊括国际地下水模拟中心( i g w m c ) 分类 中所有的模型【l2 】：预报模型( 包括水流模型、溶质运移模型、热量运移模型、 形变模型、多目标模型) 、管理模型和识别模型。研究范围涉及饱和带、非饱和 带和饱和带一非饱和带，基本满足了我国国民经济发展建设的需要。其中一些 优秀成果得以在国内一流刊物上发表，少数被本学科国际一流刊物( s c i 检索) “w a t e rr e s o u r c e sr e s e a r c h 和“j o u r n a lo fh y d r o l o g y ”所录用刊登。这意味着 我国地下水模拟的某些领域己接近或达到国际先进水平( 薛禹群等，1 9 9 9 ) 。但 是，我国大多数研究者都是利用国际上较为成熟的地下水模拟软件进行水量、 水质、水库渗漏问题以及地面沉降的模拟和预测。迄今为止，国内还没有开发 出一个通用的权威计算软件，这不能不说是一大遗憾。2 0 0 3 年3 月2 4 日， 中国地下水信息中心和国际地下水模型中心在北京成立。中国国际地下水模型 中心是继美国、荷兰之后，在世界上建立的第三个以地下水计算机模拟和管理 为主的机构。这标志着我国地下水模拟事业进入了一个崭新的阶段。 综上所述，地下水数值模拟已经取得了很大成就。在2 1 世纪，地下水流 数值模拟还将在以下几个方面有长足发展：数值模型基础理论研究；引进新的 思维方法，新的数学工具，合理地描述含水层系统中大量的不确定性和模糊因 素；提高勘测手段，三维流动模型将得到普及；国际上流行的软件如v i s u a l m o d f l o w 、f e f l o w 和g m s 等将在国内也得到普及，使人们从繁杂的手工 数据整理、输入等工作中解放出来，大大提高数值模型的使用效率。另外，随 着计算机科学的飞速发展，以及遥感、地理信息系统和全球定位系统在地下水 数值模拟中的进一步应用，人们不仅可以直观地模拟地下水流【1 3 】，而且可以实 时地监测地下水的动态，地下水水流的数值模拟将进入一个崭新的时代【1 4 】。 第三节地下水数值模拟方法 模拟地下水系统指的就是建立( c o n s t r u c t ) 和运行( o p e r a t e ) 能代表实际 4 第一章绪论 含水层行为的模型【”0 1 7 1 。模型是某些复杂的物理实体及其内部流程的一种简化 或概化，它能复制或再现一个实际系统的状态和过程【l 引。模型可以分为物理比 例模型、类比模型和数学模型。 物理比例模型是实际自然系统的缩影，根据实际含水层的参数来组建模型 中含水层的参数。例如，把一个塑料容器加工成一定的比例，用砂或者玻璃珠 填充使它和实际含水层的水力传导条件一样。往水中添加颜料，观察水流的踪 迹；向含水层中注水以模拟补给，在模型中设置抽水井以模拟排泄。1 9 8 8 年， s c h w i l l e 曾经使用含砂蓄水池比例模型来研究稠密非水相的液体，在多孔和裂 隙介质中的运动( s c h w i l l e ，1 9 8 8 ) 。含砂蓄水池模型在向非专业技术人员阐述 地下水流的基本原理时非常有用【l9 1 。 类比模型认为通过多孔介质的水流类似于通过导体的电流，模型通过电路 或者粘性液体来模拟理想的含水层。类比模型典型用于二维水流的模拟，组建 的模型可以是水平的也可以是垂直的。水平模型适用于研究面状水流，横截面 或者垂直模型适用于研究垂直水流。类比模型主要有两类：电网络模型和粘性 流体模型。 所有的类比模型和物理比例模型都有相同的缺点：这些模型一般需要定制 的容器，对于组建大的模型，所需的时间和材料相当大，占用的空间也相当大。 当它们不使用时必须有足够的空间来保存模型，所以模型非常不灵活。如果一 个模型已经成形，很难改变含水层的几何性质和水力特性。 数学模型实际上是用来刻画实际系统的数量关系和空间形式的一组关系 式，因而它有复制或再现实际系统的能力，而且更加灵活，更加通用。数学模 型建立在地下水流、热流和物质迁移方程的基础上。为了求解数学模型，我们 必须知道问题的初始和边界条件，而且这些条件必须是足够的简单，以致于水 流方程可以直接用微积分求解。一旦建立了数学模型，剩下的步骤就是要得到 方程的解。 描述地下水系统的偏微分方程通常非常复杂，一般很难求得其解析解，因 而大大限制了它的应用。而数值法求助于高速度的数字计算机，为偏微分方程 提供了另外一种逻辑解法，它已经成为求解大型地下水流问题的主要工具。数值 解法最大的优点是不受含水层形状、性质的限制。 根据所采用的数值方法可把数值模拟模型分为有限差分模型和有限元模 型。如果采用有限差分或者有限元方法求解，那么在研究单元中( 或结点上) 5 第一章绪论 连续的变量就成了离散的变量。因此，定义含水层中任意一点水头的连续性微 分方程，被数量有限点水头的代数方程所代替，而这些代数方程通常使用矩阵 方法求解，这就是数值模型。根据用途可以把数值模拟模型分为预测模型和管 理模型。预测模型可分为地下水流模型、溶质运移模型、热传导模型、地面沉 降模型。而管理模型可分为水量管理模型和水量水质管理模型等。 目前，运用数值模拟方法来模拟地下水运动已经非常广泛。对某一模拟目 标来说，数值模拟一般遵循如下的步骤【2 0 之3 】： ( 1 ) 建立地下水系统的概念模型。建立概念模型是整个建模过程中最基本 的也是最重要的一步。在仔细分析水文地质条件的基础上，通过一系列假设来 描述地下水流系统。如：研究区边界的几何形状、稳定流还是非稳定流、均质 还是非均质、各向同性还是各向异性等。 ( 2 ) 建立地下水系统的数学模型。用简洁的数学语言，即用一组数学关系 式来刻画系统的数量关系和空间形式，把上述概念模型转变为数学模型。如建 立基于质量守恒建立泛定平衡方程( 水量或水质) 以及初始条件、边界条件、 源汇项的描述等。 ( 3 ) 建立数值模拟模型。决大多数数学模型无法用解析解求解，所以要将 数学模型转化为可解的数值模型。首先，将渗流区域按一定的规律剖分成许多 小的单元，每个单元内部看作是均质的，在每个单元上按要求定义一个结点， 把整个渗流区域上的连续水头分布离散化为在全部结点上由有限的数所组成的 数组；在离散化的基础上，对每个单元或结点建立一个方程，许多单元或结点 形成一个大型线性方程组，这是一个将偏微分方程与边界条件转化为线性方程 组的过程；最后，解线性方程组求出水头分布。若为非稳定流，还应根据初始 水头分布多次求线性方程组，求的各时刻的水头分布。 ( 4 ) 模型的识别和调参。为了使建立的模型能代表实际含水层的状态和行 为，必须进行模型的识别和调参，使其能反映研究区真实情况。 ( 5 ) 模型预报。用已经建好的模型预报不同条件下地下水系统的状态和行 为。 第四节研究内容与技术路线 6 状开采下和南水北调启动后该区域地下水的动态变化。 1 4 2 技术路线 本论文研究的技术路线如图1 1 所示。 资料收集和分析 ( 气象、水文、地质、水文地质和地下水开采利用状况等) i 三( 维s o 地l 质id 结s 删构模_ ) 型 数值模拟模型 ( m o d f l o w 模型) 模 现 l水(c文ov地e质ra概ge耙念模_j型) i 兰皇鲨竺竺竺竺皇鲨竺p 网 上 削 i 修正模型 l i ( 空间三维、非均质、各向异性、非稳定) l 图1 1 研究技术路线图 7 壶 霸州市、文安县和大城县，见图2 1 。 2 1 2 地形地貌 廊坊南部地势单调平坦，地形由西北微向南东倾斜，海拔标高由2 5m 向南 东递减为2 聊，地面坡降为三千分之一，属低平原，具微倾斜地貌景观。根据地 面成因类型，分为三类地貌类型【2 4 】。山前冲积、洪积扇形平原，包括安次、广 阳、永清、固安的大部，海拔高程1 0 2 5m ，由永定河、幸亡牛河等河流山前冲洪 积扇叠加组合而成。山前洼地与滨海低平原，海拔高程一般小于5 1 0m ，最低 为2 1m ，包括霸州、文安大部、永清南部、安次东南部，地势低下，排水不畅， 为传统的滞洪区与沥涝区。古黄河冲积平原，海拔高程大于5m ，向南渐趋升高， 包括大城绝大部分地区。 2 1 3 气象 廊坊市地处中纬度地带，属于暖温带半湿润半干旱大陆性季风气候，四季 分明。冬季受高纬度冷气团影响，主导风为西北风，气候寒冷干燥；夏季受低 纬度暖气团影响，主导风向为西南风，气候炎热多雨；春季干燥多风沙；秋季 凉爽宜人u 川。 全市年平均气温为1 1 9 2 6 】。最热为7 月，月平均气温为2 6 2 。最冷为 1 月，月平均气温为- 4 7 。极端最高气温为4 1 0 ，极端最低气温为2 9 o 。 图2 1 廊坊市南部地区行政区域图 全市早霜一般始于1 0 月中、下旬，晚霜一般止于翌年4 月中、下旬，年平均无 霜期为1 8 3 天左右。 全市年平均降水量为5 5 4 9m 聊，年平均降水日数为5 5 天。降水量的分布大 致为北多南少。降水高度集中在夏季，6 - 8 月份降水量占年降水量的7 4 。夏 季的降水量常常集中在几次暴雨过程中，每年暴雨次数的多少决定了当年的旱 涝。 多年平均水面蒸发量为1 0 9 5m r ，地区分布规律是：南部大于北部，西部大 于东部。北部多年平均水面蒸发量一般在1 0 0 0 1 0 9 0m m 左右，而南部达到 1 0 9 0 - - 1 2 0 0m m 。春季少雨多风、饱和差大，且雨季一般在六月下旬才开始，有 时推迟到七月，初夏气温高、干热，有利于蒸发。5 - 6 月蒸发量最大，约占全 9 第二章区域水文地质概况 年的三分之一。1 月和1 2 月蒸发量最小，近占全年的5 左右。 全年日照时数平均为2 6 6 0 小时左右，北部多，南部少。其中春季日照最大， 平均为7 7 3 - - - 7 8 6 小时；冬季日照最少，不足6 0 0 小时，平均每天6 5 小时，1 2 月份日照仅占全年的6 8 。生长季中日平均气温稳定芝o 期间的日照时数为 2 1 0 0 小时左右，占全年日照时数的7 6 ；日平均气温稳定 1 0 期间的日照时 数占全年日照时数的6 0 。 蝴节。 争 隆广铽 声。 j 叱蟹汽一太 谌 ， 、，。- 、 萨一研 速 囊； ? 厂蹶 避蜒 心f 。、朱一矗 一 i l 錾 矗叩 一 劁 孺锈。 一 一 e 骞鼻一i ， l 甜 r 芦。 外丑l嚏渺 p _ 穆雯 雾 、t 尸 j 型，卜乒多 萨 i 7 _ 2 1 4 水文 图2 2 廊坊市南部地区水系图 l o 第二章区域水文地质概况 廊坊市河流主要属海河水系和潮蓟水系【2 7 】，全市有1 0 条主要行洪河道：洵 河、潮白河、引洵入潮、北运河、青龙湾咸河、永定河、白沟河、大清河、子 牙河、子牙河新河，主要堤防6 0 5 公里；9 条排洪河道：鲍丘河、武河、龙河、 风河、天堂河、凤岗碱河、幸亡牛河、雄固霸新河、中亭河；四大滞洪区：文安 洼、东淀、永定河泛区、贾口洼，面积3 3 2 8 万亩；流量以上的排沥泵站2 1 5 座， 总提水能力9 5 2 立方米秒，控制排沥面积6 5 2 万亩；大中小型闸涵1 9 6 座，总 蓄水能力2 2 亿立方米。 廊坊市南部地区的河流属于海河水系( 见图2 2 ) ，主要有：北运河、永定 河、大清河( 干涸) 、子牙河( 干涸) 。多数河流是汛期泄洪，汛后断流或排污 的季节性河流。其中大清河最长，为1 1 9 9 公里，永定河次之，为6 4 3 公里。这 些河流分别发源于燕山、太行山、黄土高原，由于地势西高东低，各河均有上 冲下淤之势。各河年际间河川径流丰枯悬殊。永定河、子牙河自1 9 5 9 年以来多 数年份河干断流。各河的河川径流量年内分布极不均匀，永定河、子牙河、大 清河、潮白河9 0 以上的河川径流量在现在汛期7 、8 月份，其他1 0 个月的过 境水量不足l o 。 2 2 1地质构造 第二节区域地质背景 廊坊市南部位于华北平原沉降带的二级构造区一冀中拗陷、沧州隆起等二 级构造单元之上( 见图2 3 ) 。拗陷具有多凹、多凸、多断裂的特点，本区主体 构造线为一系列北北东和北东向雁列排列的凸起和凹陷相间组成【2 引。次级构造 有：京津凹陷、固安凹陷、霸县凹陷、里坦凹陷、牛驼凸起、大城凸起等。基 底岩性大部分为震旦系、寒武奥陶系及石炭二迭系。这些古老岩层一般埋深在 1 0 0 0 - , 3 5 0 0 米以下，凸起部分埋藏较浅。在这起伏不平的基底上沉积了巨厚的新 生代地层，特别是第三系地层，松散的第四系堆积物覆盖其上，其厚度受新构 造运动的控制。其岩性主要为粘土、砂质粘土、粘质砂土和各级砂砾。 本区在第三纪之前呈一个复式背斜组成的古隆起，其长轴方向呈北东向， 轴线大体在藁城安国雄县固安一带，东南翼宽大，西北翼窄小，地层时代有 轴部向翼部变新，中生界在古隆起周边低洼地区有充填式沉积，并伴随 图2 3 廊坊市基底构造图 有岩浆喷发，表明次复式背斜带组成的古隆起主要形成时间在中生代，是燕山 运动的产物。在该古隆起背景上发育有两组次级隆起，一组为北东向，另一组 为北西向，古隆起及次级隆起不断上升发展的后期，断裂相继产生，发育有北 北东一北东东和北西西一北北西两个系统，四个方向的断裂，这些断裂均为正 断层组成，由于断裂发育造成前第三纪古地形分异，塑造成为中部隆起区、北 1 2 第二章区域水文地质概况 部低洼区和南部凸凹相间的格局。 新生代第三纪早期古构造基本上继承了中生代末的面貌，新生代喜马拉雅 运动表现为断块升降，伴随岩浆多期喷发，造成了落差达数千米以上、大小不 等的断块岩体，以及北东向构造断裂加速活动，加剧了坳陷东西的分带，造成 了以牛驼镇凸起、高阳低凸起为主的中央凸起带分割的东西两个凹陷带，西部 凹陷带由石家庄凹陷、保定凹陷组成，东部凹陷带由武清、霸县、饶阳、深县、 束鹿凹陷组成，断裂主要由北北东、北西和北西西三组构成，北北东断裂为主 干断裂，晚第三纪开始至今，构造活动显著减弱，以区域性沉降为特点，除坳 陷边界断裂有所活动以外，而坳陷内断裂活动趋于消失，岩浆活动很少。 2 2 2 地层岩性 本区冀中拗陷的基底是由太古界和下元古界经过褶皱变质形成的一套复杂 变质岩系组成【2 9 1 。盖层主要由中、上元古界、下古生界和新生界两套沉积岩组 成，前者为海相碳酸盐岩，后者为陆相碎屑岩。 ( 1 ) 元古界中、上元古界是一套以碳酸盐岩为主的海相沉积岩。中元古 界最大厚度达9 0 0 余米，上元古界最大厚度达2 6 0 0 余米，其岩性前者主要为白 云岩和泥质白云岩；后者为隐藻叠层石、层纹石、核形石白云岩及硅质白云岩， 其间夹有几层红层。 ( 2 ) 古生界下古生界主要由碳酸盐岩组成，广泛发育，寒武系层完整。 下武统为灰色、褐灰色白云岩、灰质白云岩和角砾状白云岩；中寒武统为一套 暗紫红泥、页岩夹灰褐色鲕状灰岩、灰岩、白云岩和富含三叶虫碎片的生物碎 屑灰岩，上寒武统为竹叶状灰岩、泥质条带灰岩、紫灰色页岩。寒武总厚度达 3 0 0 - 6 0 0 余米，奥陶系不完整，缺失晚奥陶世沉积，下、中奥陶统厚度约为5 4 0 1 2 0 0 余米，岩性以白云岩和灰岩，由于加里东构造运动导致本区普遍缺失下古 生界志留系、泥盆系以及上古界下石炭统，从中石炭世至二叠纪末，沉积了一 套海陆交相和陆相碎屑岩。 ( 3 ) 中生界仅在山间洼地有充填式沉积，岩性以砂岩和泥岩，在局部地 段有火山碎屑岩堆积。 ( 4 ) 新生界为一套陆相碎屑岩。第三纪沉积总厚度约8 0 0 0 余米，第四纪 沉积厚度为2 5 0 - 6 0 0 米，下第三系古新统缺失，始新统孔店组为深灰、灰黑色 第二章区域水文地质概况 泥岩和暗紫色、棕红色砂岩、泥岩、含砾砂岩组成，最大厚度约1 2 0 0 余米。始 新统沙河街组第四段主要为河流相、湖泊相，在局部地区有漏湖相和盐湖相沉 积，该段为由粗到细得正旋回沉积，岩性以深灰色、灰色、暗紫色泥岩夹泥灰 岩与灰色砂岩互层，局部地区夹有碳酸盐岩和多层火成岩，最大厚度为2 0 0 0 余 米。渐新统沙河街组第三段以湖相沉积物为主，由两个正旋回沉积组成，岩性 以灰、灰绿色泥岩、灰色砂岩为主，最大厚度为1 0 0 0 余米。沙河街组第二段以 河流相和湖泊相沉积物为主，局部有盐湖相沉积，岩性以暗紫色泥岩与灰色钙 质砂岩、暗紫色砂岩互层，最大厚度为7 0 0 余米。沙河街组第一段下部以湖泊 相沉降为主，岩性为油页岩、泥灰岩、生物灰岩；上部以河流相沉积物为主， 岩性为灰色、灰绿、紫红、暗紫色泥岩夹砂岩，总厚度为8 0 0 余米。上第三系 中新统馆陶组具正沉积旋回性，而上新统明化镇组具反沉积旋回性，该系砂岩 发育，馆陶组渗透砂岩厚度约1 4 0 - - 2 3 0 米，明化镇组下段渗透砂岩厚度约1 2 0 2 0 0 米，砂岩单层厚度大多在4 1 5 米，最厚可达数十米，全层厚度约4 5 0 - 1 9 0 0 米。 第四系主要为冲洪积相粘土、砂质粘土及砂层【3 0 】，厚度为2 5 0 6 0 0 米。下 更新统( 固安组) 、中更新统( 杨柳青组) 下部及上更新统( 欧庄组) 下部及上 部，在山麓边缘的山前平原地带为冰水相沉积的含泥砂砾或泥砾堆积。在中部 平原区为河湖相沉积。固安组上部、杨柳青组上部、欧庄组中部及全新统，在 山前平原主要为河流相的冲洪积沉积。在近渤海平原区，下、中更新统有1 3 层海相层，在上更新统一全新统有3 层明显海相层。 2 2 3 地质环境演化历史 太古代早元古代本区经历了阜平、五台、吕梁三次构造运动，使太古界下 元古界褶皱变质，形成了一套复杂的变质岩系【2 9 1 。早远古代末的吕梁运动，地 壳下沉接受了一套以海相碳酸盐为主的沉积。早、晚元古代古生代，地壳处于 相对稳定的发展阶段，铁岭运动和蓟县运动使地壳上升，遭到剥蚀。早古生代 开始，海侵广泛，古地理环境为广阔的浅海。加里东运动地壳再度上升遭受剥 蚀，普遍缺失晚奥陶世、志留系、泥盆系和早石炭世，中石炭世开始沉积了一 套海陆交互碎屑岩，二叠纪开始，海水完全退出，沉积了陆相碎屑岩。中生代 本区进入一个新的发展阶段，由相对稳定区转化为活动区，构造活动强烈，印 1 4 第二章区域水文地质概况 支运动可视为这一强烈活动的序幕，燕山运动表现为褶皱、断裂和岩浆活动， 致使中、晚元古代古生代碳酸盐地层产生褶皱、断裂。新生代喜马拉雅运动表 现为强烈的地块差异升降运动，进一步改变了前期的构造形迹，其构造运动以 拉张作用为主，形成了以张性正断层为主要特点的断裂系统，由正断层活动造 成的块体大幅度陷落的一侧接受了巨厚的早第三纪河、湖相沉积物，最大厚度 达6 0 0 0 余米，而块体上升一侧逐渐被淹没覆盖成为潜山，构成了凹陷、断裂、 潜山三者在空间上的配置关系。晚第三纪至今，构造运动表现为区域性沉降特 点，接受了冲、洪积、湖积沉积，厚达6 0 0 余米，发展成为现今冀中平原景观。 2 3 1 含水层组 第三节水文地质特征 本区地下水含水层系统，分为深浅两个系统。浅部为第四系陆相碎屑岩含 水层系统，深部为第三系陆相碎屑岩含水系统，后者为一套巨厚的河湖及浅海 相沉积【3 0 1 。本论文研究仅涉及第四系含水系统。 第四系含水系统从上到下分为四个含水组，分别对应于q 1 q 4 地层幽3 1 1 。在 每一含水组水平方向上，含水层形成与变化符合平原区含水层演化规律，从西 北到东南，含水层形成依次为燕山山前冲洪积含水层、中部冲湖积含水层和滨 海冲积海积含水层。 ( 1 ) 第1 含水组 第1 含水组底板埋深一般3 0 - - 4 0 米，局部大于4 0 米，或小于3 0 米，主要 是永定河，大清河，子牙河等多次泛滥改道，所沉积的砂层构成了地下水的蓄 存处所，永定河主要是从临近的山区，输送来粗颗粒的物质，形成了以面状分 布为主的冲洪积物，而大清河，子牙河则以平原河流的形式，形成了河道带和 河道间带的沉积结构。自西北向东南，不论从含水岩层的岩性，分布形态，或 从水质类型的变化来看，都存在着明显的差异。例如，处于西北部的永定河泛 区，其含水层岩性以粗砂，细砂含砾石为主，向东向南进入大清河、子牙河泛 区之后，则变为以细砂为主。从含水组的变化规律及其差异性来看，第1 含水 组可分为以下几个水文地质区： ( i ) 永定河冲洪积平原水文地质区 1 5 第二章区域水文地质概况 分布于固安县独流镇以北，永清县城关以西，安次县廊坊西北部。含水层 总厚约5 , - 一2 0 米，多以细砂，粗砂夹砾石为主。呈片状分布，单位涌水量一般 为1 2 5 吨时米，及2 5 - - 5 吨时米，局部大于5 吨时米，水质类型比较单 一，阴离子多以h c 0 3 为主，阳离子则自西北到东南由简变为复杂，矿化度自西 北向东南，由0 3 克升增到l 克升。水温偏低，属潜水。地下水流向总趋势 是由西北向东南。 ( i i ) 冲积平原水文地质区 分布于安次县中部，永清县南部，霸州西部，文安县，大城县西部。含水 砂层颗粒与西北部相比已显著变细，但与东南部相比仍较粗，含水岩层以细砂， 粉砂为主，砂层总厚1 0 - 2 0 米，多呈条带状分布，单位涌水量一般为2 5 - - 5 吨时米，局部为5 - 1 0 吨时米，有分布咸水，咸水顶板埋深1 0 - 2 0 米为主， 局部0 1 0 米。水质类型复杂，除咸水外，自西北向东南由单一变为繁多，如 以阴离子为例，则为重碳酸一重碳酸硫酸一重碳酸氯一重碳酸硫酸氯。矿化度从西 北向东南由0 5 克升变为2 克升。水温偏低。水位类型仍属潜水。地下水总 的流向为由北北西到南南东。 ( i i i ) 滨海平原水文地质区 分布于安次县南端，霸州东部，文安县东部，大城县东北部。粘性土层间 水发育，也有以粉细砂为主的含水砾层，咸水广布且厚度大，咸水顶板埋深1 0 - - - 1 6 米，单位涌水量1 - - 2 5 吨时米，水质类型复杂，以阴离子为例，从西北向 东南，为重碳酸硫酸一重碳酸氯一硫酸氯。矿化度由2 - - 3 克升变为3 - - 4 克升。 水温偏低，水力类型仍属潜水。地下水总的流向由西南向东北，但只有东南角， 因受子牙河补给而成向河道两侧分流。 ( 2 ) 第1 i 含水组 第1 i 含水组底板埋深，一般为1 2 0 - - 1 6 0 米，局部大于1 6 0 米或小于1 2 0 米。 同样，其含水岩层主要是由永定河、大清河、子牙河泛滥改道所沉积的砂层， 构成了地下水的蓄存地带。从沉积物的成因类型来看，第1 i 含水组的冲洪积范 围比第1 含水组略有退缩。从整个沉积区来看，其含水岩层粒度已变粗，且淡 水范围已略有扩展。从西北、北向东南、南在含水岩层的粒度上仍存在着由粗 变细，水质类型由简到繁的变化规律。依据其变化规律及差异全区可划分以下 四个水文地质区： ( i ) 永定河冲洪积平原水文地质区 1 6 第二章区域水文地质概况 分布于固安县牛驼镇以北，安次县旧州以西。西北部含水岩层主要为中细 砂夹砾石，其次为粗砂粉砂。砂层总厚一般为3 0 - 5 0 米，局部2 0 - - - 3 0 米。单 位涌水量一般5 - 、1 0 吨时米，局部为1 0 1 5 吨时米。水质类型阴离子较单一， 阳离子则为多种离子。无咸水，矿化度0 5 克升。为浅层承压水，地下水流向 西北向东南。 ( i i ) 永定河冲积湖( 沼) 积平原水文地质区 分布于固安县南端、霸州北部、永清县全部以及安次县大部。含水岩层西 部以中砂为主，到东部则以细砂为主，且局部为粉砂层。砂层总厚度一般2 0 - - 3 0 米，局部1 0 - - 2 0 米，单位涌水量西部5 1 0 吨时米，东部1 - - 2 5 吨时米， 局部小于1 吨时米。西部为全淡水区，东部有咸水分布，其底板埋深3 0 - - 8 0 米。 水质类型以阴离子为例从西向东，由h c 0 3 型变为h c 0 3 - - c 1 型，矿化度由小于 0 5 克升变为大于0 5 克升。为浅层承压水，地下水流