栾城资料

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石家庄市栾城县水质
评价资料
2002年
1 研究区基本概况
1.1 地理位置
研究区位于石家庄市东南栾城县,属市辖郊区县,地理位置西起东经114°28′,东至东经114°47′,北起北纬38°1′,南至北纬37°47′。

北与正定县毗连,南与赵县相邻,东接藁城市,西与鹿泉市、元氏县接壤。

总面积345 km2(图1-1-1)。

区内交通发达,京广铁路途经县西部,在窦妪镇设有火车站;京深高速公路从县中部穿过,在冶河镇设有出入口;107,308国道贯穿南北。

县城距首都北京254km,距省会23km,距石家庄国际机场40km.。

1.2 地形地貌
研究区全部为平原,属太行山东麓山前平原的一部分,有滹沱河、槐沙河两个洪积、冲击扇及扇间洼地组成。

地形从西北缓缓向东南倾斜。

地面高程为45~66m之间。

总体来说,地势平坦、开阔,土壤肥沃,适于农耕。

从局部看,县东部地面略高,由东西两面向中部古运河一带缓缓倾斜,其间由于历史上多次洪水泛滥,水流冲刷等作用,古运河、岗地、洼地相间分布,还有一些人工坑塘,致
使地面呈微波状起伏。

地貌坡度1/500~1/1000之间(图1-2-1)。

全区可划分为三个地貌单元:滹沱河洪、冲积扇(北源),槐沙河洪、冲积扇(西部边缘)及两扇间洼地。

(1)滹沱河洪、冲击扇(北源)
主要分布在本县北部,东部及东南部,在吴家屯——城关——南高一线以东。

面积265km2,约占全县总面积的三分之二。

上覆的松散盖层有次生黄土及滹沱河冲击物组成,交错层理明显。

冲击扇上古河道分布较多,主要有都王河、冶河(古运粮河)、汪洋道沟与获鹿道沟等。

古河道均呈南北——东西向展布,且多行程1~2m的长条形槽状洼地。

唯汪洋道沟由于淤积作用,在柳林屯乡成为高地,其形成高出一般地面1~2m,为一带状突起。

(2)槐沙河洪、冲击扇(西部边缘)
分布于县西南部,在窦妪——小枚一线以西。

该冲击扇由槐沙河及其支流的冲、洪积物及次生黄土组成。

扇上有两条古河道,一条在梅家村村北,另一条在西营村北,均为交河的支流,呈正东西走向。

(3)两扇间洼地
位于滹沱河及槐沙河冲、洪积扇之间,为一西北——东南向展布的狭长地带,表层覆盖由两扇交互混积形成的次生黄土及冲洪积物组成。

1.3气象
栾城县属暖温带半湿润地区,大陆地季风气候,具有干湿季节明显、四季分明的特点,春季干燥多风,夏季炎热多雨,秋季温和凉爽,初秋阴雨较多,冬季寒冷寡日照,雨雪较少。

(1)气候根据统计资料,栾城县多年平均气温12.2℃,最冷月1月份平均气温–3.7℃,最热月7月份平均气温26.0℃,极端最低温度–23.9℃(1985年),极端最高温度42℃(1972年)。

多年平均无霜期约200天,初霜期一般在4月中旬。

年平均日照2522小时,太阳辐射年总量125.5千卡/Cm2,相对湿度65%,多年平均蒸发量1644.5mm,年平均风速2.6m/s,春、夏、秋以南风为主,冬季以偏北风为主,最大冻土52cm.
(2)降雨
受季风影响与控制,示范区降雨量的年季变化较大,降雨年内分配不均,降
雨主要集中在6~9月份,为480.9mm,占年降雨量的80%以上,其中7~8月份降水353.8mm,占全年降雨量的59%,冬季降水极少,仅占2%,春旱年份占94.9%,多年平均年降水量为537mm。

多年平均蒸发量1644.5mm(图1-3-1)。

1.4 水文
栾城县的河流属海河流域子牙河水系,主要有洨河、冶河(运粮河)、沙河、泥河(潴龙河)4条季节性河流和现代人工开挖的石家庄市总退水渠——东明渠。

古河道窦王河、城郎河、汪洋沟已因河流改道或河床淤塞平毁,平整为耕地。

洨河发源于鹿泉市南部的五峰山,流经栾城县西南部,境内全长20.5km,是栾城县最大的河流。

出境后入赵县,最后在宁晋县小马村与槐沙河汇合,汇流后称北沙河,流域面积16582km2,入境前流域面积292.9km2,全长85km。

洨河上游多支流,多为季节性河流,源短流急,雨季洪水来势凶猛,历史上常发生洪水泛滥成灾,现主要承担石家庄常年排放的废污水。

冶河呈西北—东南向纵贯栾城县中部,于赵县大石桥附近汇入洨河,全长50km,汇水面积302km2,栾城境内全长33km,汇水面积200km2。

现在冶河流经区域早已成为耕地,河道仅作为栾城县特大河水时的泄洪排水通道,河床依然残留,河身清晰可辨。

沙河为洨河的一条支流,发源于元氏县西岭底村,全长39km,县内河长4km,流域面积173km2,该河为季节性河流,常年无水,但遇山洪暴发,河水突涨,携带大量泥沙,淤赛河道,危害甚大。

1977年,当地政府对沙河进行了治理,对河道进行了拓宽。

泥河发源于元氏县杨家岭,总长44.5km,流域面积296km2,为季节性河流,1958年上游“八一”水库建成后,常年无水。

总退水渠——东明渠是石家庄市的排水总干渠,全长11.49km,始建于1954年,主要排泄石家庄市的废污水和202km2的洪泻水,最大过水能力为44m3/s,该渠在汪家庄西部汇入洨河。

2 水文地质条件
2.1地下水赋存条件
该区位于太行山前,属于太行山山前平原区水文地质单元的一部分。

由于受
基底构造控制,第四系沉积物较厚,且由西北向东南逐渐增厚。

按沉积次序及岩性共划分为两个亚区,即滹沱河冲、洪积扇与槐沙河冲积扇亚区,分述如下:(1)滹沱河冲、洪积扇亚区
分布于栾城县北部、中部、东南部,根据岩性可分为四个含水岩组。

第I含水组(Q4):底板埋深在12~20m。

含水层一般0~2层,单层厚2~5m。

颗粒一般为细—中细砂,赋有孔隙潜水,量小无单独成井价值。

第II含水组(Q3):底板埋深60~120m。

含水层3~7层。

单层厚度,北部5~15m,个别达20m,南部较薄。

含水层岩性从北向南由粗变细。

该组与第一含水组有密切的水力联系,属微承压含水岩组,是目前主要开采段。

第III含水组(Q2):底板埋深160~230m。

含水层岩性,上段以中、中细砂为主,个别地方含卵砾石,下段以粗-粗中砂含卵石为主。

含水层5~10层,单层厚3~7m。

该含水组顶部有一厚度为10~30m,以亚粘土—亚砂土为主组成的稳定隔水层,使其成为承压水。

第IV含水组(Q1):含水层变化很大,底板埋深308~421.7m,含水层0~10层,单层厚5~15m。

(2)槐沙河冲积扇亚区
位于栾城县西南部。

该冲积扇含水组底板埋深40-80m,含水层厚22-24m。

岩性以中粗砂及砂砾石。

2.2 地下水的补、径、排特征
示范区位于太行山前冲洪积扇上,地下水的补给、径流、排泄条件较好,总的径流方向是从西北向东南、从浅层向深层径流。

目前本区以开采浅层地下水为主,即第I、II含水组,其中第I含水组已疏干,第II含水组属于微承压水,埋藏较浅,接受大气降水、侧向补给、河渠入渗、井灌回归水的入渗补给,再补给能力强;排泄以人工开采、侧向径流等方式为主。

深层地下水埋藏较深,主要接受区内西部、西北部的山区侧向补给和来自浅层水的越流补给,在东南部侧向排出。

目前,区内多数井都没有揭露该层。

(1)含水层系统划分
地下水是一复杂的系统,它由一定空间范围内的气象、水文、地质、地貌等
诸多要素按照一定的方式组合而形成,具有一定的功能。

它与地表水、大气降水、包气带土壤水及人类活动有着密切的关系。

本区属山前倾斜平原区,具体分属于以下系统:滹沱河冲洪积扇孔隙地下水系统以及其扇间地带。

①滹沱河冲洪积扇孔隙地下水系统
该地下水系统位于研究区的北半部,主要包扩方村、郄马、冶河、柳林屯等乡镇的全部以及城关、南高等镇的部分区域。

该系统第I、II含水组的总厚度为60~120m,含水层岩性以中粗砂为主,厚20~50m。

据钻孔抽水试验资料,单井涌水量为2000~3500t/d。

地下水的主要补给来源为大气降雨和山区侧向底下径流补给,其次为河渠渗漏补给及田间回归水补给。

②槐沙河冲洪积扇孔隙地下水系统
该地下水系统位于研究区的西南部,主要包括窦妪、西营等乡镇的部分区域。

该系统第I、II含水组的总厚度为35~60m,含水层岩性以粗砂、砾石为主,厚10~30m,单井涌水量为1000~2000 t/d。

地下水的主要补给来源为大气降雨以及田间回归水的补给。

2.3 地下水化学特征
地下水水化学特征受流域内多种因素影响,是流域内各种因素长期作用的结果,如岩石的化学成份,地下水的径流条件、气候、地形、补给及排泄条件等。

研究区属于太行山山前倾斜平原,组成含水层的物质颗粒较粗,地下水的运动条件十分良好;区内无常年过水河流,仅有总退水渠——洨河承泄石家庄市的工业废污水和生活污水,是唯一有地表径流的河道,也是研究区内重要的灌溉水源,由于污水属混合类型(工业废水、生活污水和雨水等经同一管道排放),其中一些污染物的含量较高,长期直接从渠内引用这种污水进行灌溉,必将对地下水水质产生负面影响,使研究区内的化学场发生变化。

1、监测点的布置
水质监测点的布置以控制全区的水质变化为原则,在污水灌溉区适当加密,具体的水质监测点见图2-3-1,其中DB1、DB2、DB3、DB4、DB5、DB6、DB7和DB8为地表水样,取自总退水渠——洨河的城市污水,分析项目包括Hg、Cd、As、Cr6+、Cl-、CN-、C6H5OH等十四项,分析数据加附表;其余取浅层地下水样,作水质简分析。

2、水化学类型
自1956年开挖总退水渠以来,研究区西部及北部的一些区域就开始利用污水灌溉农田,东部及南部则抽取浅层地下水进行灌溉。

根据分析结果(表2-3-1),研究区西部、北部由于常年利用污水进行灌溉,浅层地下水水质已受到了不同程度的污染,但浅层地下水的化学类型仍具有明显的分带性,如图2-3-2 研究区地下水水化学类型分布图。

(1)山前地区
本区位于研究区上游,主要包括河北省鹿泉市及元氏县的部分区域,该区位于山前,接近补给区,水交替强烈,地下水化学类型主要表现为HCO3—Ca型水,仅在局部地段(SZ2号井)表现为HCO3·SO4—Ca型水。

矿化度一般不大于0.5g/L。

(2)研究区西部、北部地区
本区主要包括栾城县方村镇、窦妪镇、郄马镇、冶河镇、西营乡的大部分以及城关镇的部分区域,由于常年利用石家庄市的城市污水灌溉,该区浅层地下水中的Cl-含量普遍增高,地下水主要表现为HCO3·Cl—Ca·Mg型水,该类型水基本上呈条带状分布于总退水渠两侧(图2-3-3)。

本区浅层地下水矿化度一般为0.6g/L左右,最高者不超过0.9g/L,最低者不低于0.5g/L。

(3)东部、南部地区
本区主要包括栾城县柳林屯乡、南高乡的全部及城关镇的部分区域,该区的农田灌溉全部为抽取浅层地下水,其地下水类型主要表现为HCO3—Ca·Mg型水。

矿化度一般为0.5~0.8g/L之间。

图2-3-3 研究区地下水Cl-含量等值线(mg/l)
2.4 地下水动态特征
本研究区地下水监测点共19个,分布如图(2-4-1),监测点分布,按污水灌溉区适当加蜜的原则来布点,分别监测K+、Na+、Ca2+、Mg2+、HCO3-、CO32-、Cl-、SO42-、NO3-、总硬度、永硬度、暂硬度、负硬度、总碱度、总酸、游离CO2、
溶解性总固体、PH等指标。

监测数见附表。

(1)地下水动力场特征
①地下水流向
地下水的流场形态主要取决于地下水的补给、径流和排泄条件。

该区地下水
的平面流场基本上与地形、地貌、水文网相一致,呈现出西北高东南低的趋势。

而地下水的总流向,基本上为由西北向东南运动。

在地下水集中开采区,地下水形成下降漏斗,比较突出的有石家庄市漏斗区
和赵县漏斗区。

由于集中开采区大大降低了地下水位,因此引起地下水由漏斗周
边向中心流动。

从研究区的等水位线图可以看出,等水位线在研究区西北部与东南部发生了
偏转,这是由于接近石家庄市漏斗区及赵县漏斗区而造成的。

②地下水位埋深
研究区内浅层地下水位埋深15~30m,水位埋深由西向东逐渐增大。

东部由
于常年超采地下水,大部分地区水位埋深已超过30m,最深者大于35m。

从地下水整个流场形态及埋深状况来看,天然流场的变化都严格受地下水的
补给、径流、排泄和人工开采的控制。

(2)地下水动态特征
地下水动态是地下水在特定的自然环境中,受其补给、排泄及自身特征等因
素综合影响的反映。

研究区地下水开发利用程度较高,人为活动因素大,地下水
动态完全是人为活动干扰下的动态过程,开采和各种形式的入渗量已成为影响地
下水动态的主要因素。

①地下水年际动态特征
该区浅层地下水水位与多的气候变化及人工开采密切相关,总体上呈现出阶梯连续下降趋势(表2-4-1)。

年(根据表中数据做出研究区浅层地下水位及降雨量动态变化曲线)
表2-4-1 窦妪观测站历年水位升降幅与降雨量关系统计表
由于受季风气候的影响,太行山前降雨量时空分布极不均匀,每遇旱年地下水的补给量减少,而开采量增加,引起地下水位大幅度下降;每遇丰年补给量增加,开采量相对减少,引起地下水位上升。

近10年内枯水年、平水年多于丰水年(降雨量大于600mm),除了1995、1996两个丰水年份地下水位升幅大于降幅外,其余年份大多为降幅大于升幅。

这种长期亏损的结果,造成了地下水水位呈阶梯状下降。

②地下水年内动态特征
研究区内地下水年内动态受多种因素影响呈现出不同的变化态势,各种影响因素中,尤以农业的季节性开采影响最为明显,地下水位表现为典型的开采型动态。

研究区处于太行山前,降雨相对较为丰富,区内的地下水能及时地得到补给,故地下水位的变化主要受降雨入渗、侧渗补给、排出及农业季节性开采的共同影响。

由于区内大量开采地下水,浅层地下水埋深大都位于20m以下,故降雨直接入渗引起的地下水位变化已不太明显,地下水主要表现为开采型动态。

表2-4-2 研究区农作物灌溉制度一览表
对照研究区内的作物生育期灌溉时间制度表(表2-4-2)与年内地下水位的动态变化曲线可以看出,年内地下水位受农业开采的影响,具有明显的上升与下降阶段。

年初1~2月份由于农业开采停止,地下水开采量减少,受太行山前侧向径流的补给作用,地下水位缓慢回升,2月底达到年内的最高水位。

3~6月份,受冬小麦各生育期阶段的灌水影响,地下水位持续下降,由于得不到及时的补给,
6月底水位达年内最低值。

7月份雨季开始后,地下水开采量减小,地下水位又开始缓慢回升,到了11月份下旬,由于冬灌的影响,地下水位出现年内第二次下降,但降幅明显小于第一次,总的趋势仍是回升,直到第二年2月份回升到最高值(图2-4-3a-f)
图2-4-3(a)S6观测点地下水位动态变化曲线
图2-4-3(b)S11观测点地下水位动态变化曲线
图2-4-3(c)S15观测点地下水位动态变化曲线
÷
图2-4-3(d)S17观测点地下水位动态变化曲线
图2-4-3(e)S19观测点地下水位动态变化曲线
图2-4-3(f)S20观测点地下水位动态变化曲线
地下水年内动态不仅受本年度的开采强度和降雨量大小的影响,而且前一年的开采量和大气降雨对本年度的水位也有很明显的影响,即前期的水位对后期的水位有制约性,后期的水位对前期的水位有继承性。

1996年为丰水年,全区年降雨量大于1000 mm,特别是“96.8”洪水后,全区地下水位普遍得到回升,造成1997年的低水位期直到9月份才出现,且比上年低水位上升了近5m(图2-4-4)。

图2-4-4 窦妪观测站浅层地下水位动态变化曲线
另外,研究区局部地区由于常年利用石家庄市的城市污水进行灌溉,地下水的开采规模相对较小,地下水位年内变化幅度不太明显,图2-4-5为位于污灌区的浅层地下水位动态变化曲线。

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