甘肃武威_民勤东部沙漠区的地下水及其开发利用.pdf

勘察科学技术1985年第5期所谓东部沙漠区系 旨弃叮西走廊东端武威盆地东部洪 水河以东,阿拉 古山一青山一四道山以南 的广大地区,即以邓马营 湖为中 心的八十里大沙漠,为腾格里沙漠的一部分。沙漠区平均 海拔为1 500米一16 00米,年降水 低于100一1 50毫米。沙摸腹地由新 月 形 沙丘、链状 沙丘、蜂窝状沙丘及草丛沙堆组成。沙丘一 般高 度 约为1 0一30米,最高为4 0 一5 0 米以上。沙 摸区内的洼地有邓 马营湖、汤家海、黄草湖、青山小湖等,均为盐沼湿地,水草丰美,是武威县主 要畜收业 基地。仅 邓 马营湖 就有面积2895 0 0亩。沙漠区地下水的赋存、运移主要是 受该 区兰州大学张惠昌区的地下水及其开发利用甘肃武威|民勤东部沙漠性炭测量 结果表明,在三 条剖面上都 育异 常反映。仅 列出一 条通过井位的剖面(图1)。在4 5米处出现一高 值,J一爪:测 对应 着一 条NW向构造,向西 倾斜。于是 在2 5米 处定一井李丫分鉴图1四率 医院 化活比一歌则里曲线节万几r入刃:宁下、厂占,L 召叮汀、的地 质构造控制,要 想开采沙漠下垫层中的地下水资源,首先应该查明这一地区的地质构造,在此基 础上确立该区的 水文地质特征。弃苹山组石英砂岩图2无锡2号井地质剖而和径迹测员曲线位。为慎重起见,又补做了电 法的联合剖面(下转第2 2页)一、区域地质构造19 75年出版 的1:2 0万民勤 幅区域地质 调 查报告,依 其构造形迹空间展布规律、组合型式、应力场条件及其生成时代特征的分析,将该区划分为东西构造带、河西系构造体系及其 它低次序扭 动构造(见图1)。1。东西构造带该体系横亘本区 的北部边界,向西延入1985年第5期勘察科学技术3 1龙首山、红崖山,向东强度逐渐减弱并被沙漠广泛覆盖,_但仍有阿拉古山一青山一四道山等山丘呈东西向线状排列,特征 十 分明显,构成武威盆地和民勤 盆地 的地 表分 水岭。它主要由走向近东西遭受到剧烈挤压的前震旦系、上 震旦统及寒武系古 老地 块 组成,其中发育有东西向高角度(6犷一7 0。)压性断裂和复式褶皱,在上古生代一新生代早期的漫长地质时期中曾发生过多次继承活动 与复活。受东西构造带的控制,阿拉古山一青山一四道山等山丘的东西向线性排列构成论述区的北部边界,并成为地下水的阻水屏障,因此东西构造带是沙漠区地下水的一级控水构造。2。河西构造 体系该体系展示在阿拉古山一青山以南的沙漠地区,西起洪水河断层,向东其强度逐渐减弱。反映该体系之主要构造形迹为一组北北西向压扭性断裂和与之大休直交的一组北东向张扭性断裂及少数与之斜 交的北东一北北东向压扭性断裂。不仅下白翌统以前各时代地层受到该体系强烈改造和干扰,而且第四系全新统湖盆沉积和风沙堆积的分布及现代地貌发育所显示的“歹”字型特征亦甚为明显。东西向构造带的存在,使基底隆起,构成一个范围较大 的阻水型储水盆地。在其内部存在的北北西断裂,又分割成五个以上地质结构复杂的坳褶带。这五个坳褶带由西向东分别为洪水河一阿拉古山坳陷带;阿拉古山一团山一邓马营湖隆起带,毛山一汤家海一马连湖坳陷带;青山一黄草湖隆起带和青山以东坳陷带,这些坳褶带均成为沙漠地下水的储存场所。现就 目前有开发意义的洪水河一阿拉古_山坳陷带和阿拉古山一团山一邓马营湖隆起带分叙如下:(1)洪水河一阿拉古山坳陷带:洪水河顺河断裂和赤金堡隐伏断裂分别为该坳陷带的东西两侧的边缘断裂,均呈北北西向展布。北端直至红崖山一阿拉古山之间,与民勤盆地相通;向南逐渐减弱。该坳陷带内未发现上 第三系和下一中更新统地层出露,地表被沙丘及盖沙所覆。据钻探资料,该坳陷带第四系总厚度达40 0米左一-,右。佘一石;石工众森r几口乙州一.卜卜洪、水铸斋m公里国2曰:、口4因、团图王区域构造分析图1一东西向构造带;2一河西系构造隆起带;3一河西系构造 坳陷带;4一北东向扭性断裂;5一隐伏或推测断层(2)阿拉古山一团山一邓马营湖 隆起带:该带呈34 5。方 向展布,北端在阿拉古山、团山一带与东西构造带复合,形成相对高度 巧。一2 0 b米之低山。向南强度逐渐减弱,至邓马营湖以南即没入八十里沙窝之下。前震旦系、寒武系、下白圣统及上第三系、下一中更新统地层广泛分布于隆起的阿拉古山一团 山一带,向南除少量上第三系及下一中更新统有所出露外,多被近代风积沙和湖积 层所覆盖。北北西向压勘察科学技术1985年第5期扭性断裂 呈330“一345”方向沿汤家海一邓 马营湖东缘,经马连 湖呈舒缓弧线,成为隆起带东部边 缘断裂;而 赤 金堡 隐伏 断 裂以平行方向沿邓马营湖的西 缘向南延仲。据 钻孔资料隆起带中第四系厚度 约为15 0 米左右。二、水文 地质 特征沙漠地下 水可分为沙丘 潜水和沙漠下 垫层 中 的潜水一承压 水两种。沙丘潜水的分布范围与不同形 态的大型沙丘分布范围相一 致。潜 水埋藏深度 变化很大,含水 层多由细沙组成,厚几米到几十米不等。沙丘潜水是受沙漠区的大气降水和凝结 水所补给,虽然 缺乏 直接 的证据,但通 过分析判 断,认为这种 补给 是存在 的。例如,沙丘内部水 位高,向边缘 逐渐降低,并向沙丘洼地汇集形 成“海子”。沙漠中往往存在小型沙丘淡 水体,淡水体的 水质与周 围下垫层中地下水的水质截然不 同。说明大气降水魏泳大2 1002 0 0 019001SOtj1600150()140()图2古浪一邓马营湖一阿拉古山剖面又又妞丈丈图3沙漠补给区地下水埋藏深度及等水位线图t一水位理深线;名 一等水位线;3一断层;4一基岩山区;5一沙漠1985年第5期科技术学一干一勘察和凝 结水对 沙丘 潜水 的就地 补给起着决定作用。沙丘潜水 的存在,除有一定的牧业 供水意义之外,并无大规模 开 采利用价值(至 少是现阶段)因此,不为本 文探讨的重 点。沙漠下 垫层的 潜水一承压 水(以下简称沙漠水)基本上 是接 受外来水 源。武 威一民勤东沙漠是武威盆地南部自流斜地向沙漠纵深 的延 续,属一于武威水文地 质盆地 的一 部分,与盆地的 其他地区形 成统一 的 地下水动力系统。盆地南部毛毛 山、雷 公山等 中高山区及中部丘陵区以基岩裂 隙潜 水一地 表 水一沟谷潜水相互 转化 的形 式,最终补给 盆地 平原 内部。该区气候湿 润,降水量充沛,补给 条件优 越。从 与沙漠南部毗邻 的 占浪洪积 扇开始直至 沙漠中心 的邓 马营湖,第四系松 散岩类孔隙水构成了一个连 续的含水层(图2)。古浪洪积 扇顶部,第四系厚 度一般不超过 5 0米,局部达1 00米。地下水位埋 深5一3 0米,含水层厚度5一2 0米。主要含水层 时代为中、晚 更新 世,其岩性为冲一洪 积砾 卵石、碎石层,岩相比较单一,单井涌水量500一100 0米“/昼夜。在洪 积扇 中部魏家大庄断 层以北基底突然陷落,第四系堆积厚 度剧 增至20 0米以上。由此 向北基底缓缓抬 升,到洒 水一乔家寺断层,北侧基底又一 次突 然 陷落,第四系厚度达4 00米以上,形 成东西 向的深槽。沉 积有中上 更新统 砂砾卵石和上新统一下更新 统砂砾石。含水层厚 度由南向北逐渐 增 加,约为3 0一1 00米,或 在2 00米以上,水位埋 深 由南I句北逐渐 变浅,为1 5 0一5 0米(图3)。单井出水量为100 0一50 0 0米3/昼 夜。中部坳 陷带 分布在i四水一乔家寺断层以北 至永丰堡之 间,主要含水层 是上新统一下更新统中细砂,部分 中上 更新 统砂砾卵石含水层。潜水埋深 达15 0 一23 0米(图3),含水层厚度较大,可达 2 00米以上,构成本 区主要含水 层。单井涌水量约在10 0 0米”/昼 夜左右。洪积扇下部在永丰堡以北,由于基底抬升,第四系厚度较薄,永丰堡一带为277.67米,至五墩子一 带为10 0米左右。水位埋深由南向北 渐浅,永丰堡为110.1 7米,六墩子为51.2 5米,北部洪水河上 游的吴家 井只有30.0米(图4)。含水 层以中一上 更 新统砂、含砾 砂、砂砾石互 层为主,厚 度为5 0 一1 00米。含水层 的结构亦趋复杂 化,永丰堡以南为单一 的大厚度 砾 卵石层,向北为多层结构。沙漠边 缘的六墩子7号 孔砂砾石含水层中,亚 砂土亚粘 土夹 层达8一9层,最 厚者可达2 4米,一般1一2米。富水性由南向北增强,永丰堡6号孔单位涌 水量5.3 24升/秒米,六墩7号 孔为2 1。072升/秒米,单井涌水量10 0 0一5 0 00米”/昼夜。地下水矿化度小于0.5克/井,水化学 类型 为H CO3一Ca一Mg型水。进入 沙漠区,洪水河东侧坳陷和邓 马营湖隆起带中的潜水一承压水赋存于风积 沙漠广一-一民翻夕一乙尸声一夕蔺p二了犬红)守乏ll职梦尊通和山”二一二一2漏一一己妇矛邓乙 谓兮油J图4东沙漠地下水等水位线略图勘察科学技术1985年第5期之下的 更 新 统多层结构的砂及砂砾石 层之中,据沙漠边缘的有关资料,下更新统冲(洪)湖 积大厚 度的砂层,局部含砾和薄 层砂 岩,其中夹有薄层3一5米至中层5一1 0米的砂质泥岩十余层,中更新统 洪积中细 砂,含卵砾石,局 部有亚粘 土和亚 砂 土薄层;上更新 统冲(洪)湖积粉 细砂及亚砂 土,广布腾 格里沙漠的内部,是沙模的直接 下垫层和造砂层。第四系厚度 可 达1 50一4 0 0米。地 下水埋藏深度自南而北逐渐 变浅(3 0一5 0米),至邓 马营湖则接 近地表。东 沙漠边缘 的单井涌水量为30 0 0一45 00米“/昼夜。由图3、图理可以看出,古 浪河洪 积 扇和大清河洪 积扇 的地下 水均 流 向沙漠。总之,武威东部八十里大沙窝的沙漠地下水主要来源于古浪一大靖一 带山前洪 积 平原地区的地下水,以区域径 流 的形式 流入东沙漠直 至 马营湖,次为沙漠大气 降 水的 入渗。当然这种补给与区域径 流补 给相比是暂时的。至于凝 结水的补给只对 沙丘水有补 给一到盛延 云纂到魂区1曰意 义,而对沙漠水(指 下垫 层中地下水)的辛卜 给作用是微弱的。由于北部阿 拉古山一青山东 西构造带,构成了阻 水屏障,以邓马营湖为中心的 沙间湖滩,地下水位 奎高,近 距地表。地下水大量 消耗于蒸发和蒸腾,成为沙漠内地下水 排泄区。另据黑山一 阿拉古 山电 测深剖 面资料,阿拉 古山向西第四系逐渐 变厚可达30 0米以上,成为沙漠地 下水向北 排泄通道。现有的资料表明,沙 漠地下水水质较好,矿化度 小干1克/升,化学类型是非常特殊的H CO3一Cl型或Cl一H CO3型水为主。单井涌水量可达3 0 0 0一4 00 0米“/昼夜。三、资源概算及开 采利用意见图5反映了来 白沙漠南部平原地区的地下水 径 流,其中且一1 1尹和皿一1 1 1产断面 的地下径 流量分别为8 33.6 9万米3/年和8 01.6万米“/年,共为16 35.2 9 万米3/年。如果再考虑其它 断 面的地 下径 流量,则东沙漠可 获得2 000万米”/年以上 的地 下径流量。又 据勘探资料,沙漠区北部通过阿拉古山以西坳 陷流出沙区的径流 量为13 80万米3/年,加上 其 他古河道的径流,从 沙漠地区流向北部民勤 外河的地下径流总量也 近200 0万米3/年。这样,东沙漠区获得上游地 下水 的径流量 与排 向下 游民勤外河的地下水径流量近 于平衡,加 上沙漠 内部沙 间洼地的蒸发消耗,估计东沙漠地下水补给资源约在3 00 0一40 0 0万米“/年,此量可作为该地区地下水 最大的 可采量。如果在邓 马营湖 开采30 00一40 0 0万米3/年地下水,势必夺取通过阿拉古山以西断面排入 民勤外河的地下径流量,因而将直接影响外河现有井群的开采。因而在邓马营湖一带建立水 源地,再通过输水工程引 入民勤用 于灌溉 的方案是不可取的。邓 马营湖滩的地下水资源应就地 开发,用于牧业的发展,开采规模 应以保证不致 引起生态环境的 恶化为前提。预计在邓 马营湖 一带地下水开采 量雌水、冲尸胜图5补给区地下水动储量计算断面位置图1一地下水排泄断面;2一基 岩山区;3一地下水韶4 一断层;5一沙漠1985一午第5期勘察科学技术35钻孔流速仪试验效果剖析湖 南省有色金属 地质勘探2 47队左平怡钻 孔 流速 仪或 钻孔 测漏 仪(以下 简称孔速 仪)应用于水 义地 质工 作以后,取得了一定效 果。它 能 够近 似地测出漏 水位置,自流含水层的 下界 面,条件许可时,、还 能 判断含水层的厚 度。我们 在两个矿区主 要 使 用Zb c一2型仪,该 仪器由孔内测头和地 面数 字显示两部分组 成。一、钻孔注水时 的测 定孔速 仪的设 计原理是通过孔内水 的 垂向运动,带动测 头的 叶片旋 转,并将每 转一圈的信息输送到计数器中,以此 判定地下水垂向运动速度状况。即通 过转数的 缓变 或突变达 到了解含水层的目的。因此,象白流水以及水位悬殊的两个含水层 间有垂向运动的水流,仪器 即可 工作。通 常地下水垂向运 动十分缓慢,需人 工注水 增大运动速度,注水量的大小及其消耗状况决定 了测定结果,故有必要先分析水注 入含水层的各种情 况。(一)单含水 层可以刚出一个点孔 内只有一个含水层 时,依 注水流量 的差别,进入含水层有三种 状况:注入 量小,仅消耗于含水层 的 顶部,而不再向下运动,转数零l久深度 与井液漏水 点深度 重合,大体反映了含水层顶 板位 置(图1一a)。注入 量中等,水进 入含水层 时需要一定的 过水 断面,使消耗段长度增大(图l一b)。零点在含水层中部,之 下已无 或极缓 水 流垂 向运动,转数为零,故零点低于 漏水点而不 重合。注入量大,消耗段占据 整个含水段(图1一c)。.零电在 含水层 的下部或接近底板。根据转数零点的位 置,作为划 分a、b、。三类型 的标志,若将含水层 厚 度定 为10 0%,a型 的零点是处在 上部的 3 0%内,b型 是 处在中部的 3 0 一 7 0%内,c型 是处在 下部的7 0一10 0%内。存在三 类型已为实际成果所证实(表1)。孑 L速 仪所获主要结果 是零点位置,a、bc三类 型均只 能有一个真正的零点。“设计原理”认为,不论注入 量的大小如何,都消耗于 整个含水段,即c型,这是不正确的。而且,即使 是c型曲线,实际曲线也不 符 合设计 推想 曲线。CZ型反映了含水 层顶底板两个明显的突勺勺/,一一一一一l l l,产了”.,二二!一只只r、1,卜几几图1注入水量消耗于含水层不同部位图不能超过2 00 0万米“/年,即将消耗于垂直蒸发蒸腾的地下水资源作为地下水开采量可能是合理的。参考文献(咯)