该盆地南面秦岭走向近EW, 山势陡峻。北面低山丘陵区起伏较缓。南北两侧的山脉由东向西到宝鸡峡逐渐闭合形成峡谷。盆地西窄东宽, 地势西高东低, 向东微倾, 海拔325~900 m。自山区向盆地中心地形呈阶梯级降落, 主要地貌单元依次为基岩山、黄土台塬、山前洪积扇和河谷阶地。

盆地内主要河流是黄河一级支流渭河, 河床蜿蜒曲折, 含沙量大, 河床比降及流速较小。渭河南岸支流平行密布, 径流短, 水流急; 渭河北岸支流较少, 河流源远流长。

关中盆地是一个叠在燕山期隆起之上、喜山期陷落的断陷盆地。第四纪以来, 随着秦岭断块与北山拱起继续上升, 渭河沉陷周边掀斜翘起, 发育洪积扇裙堆积, 厚度达300~500 m。由于南部主边界断裂两侧升降差异较大, 下更新统湖盆沉积主要分布在南部地区, 晚期有冲积、洪积相黄土类堆积。中更新统以冲积、风积黄土类堆积为主, 湖盆逐渐萎缩。

关中盆地陷落幅度约数千米, 浅部数百米厚的第四系松散沉积物成为储运地下水的良好层位。根据岩性及地下水赋存特征, 将平原区500 m以浅地下水划分为松散岩类孔隙水和碎屑岩类裂隙-孔隙水; 秦岭山区为基岩裂隙水; 北山丘陵区为碳酸盐岩岩溶裂隙水。

盆地内含水层分布广而连续, 地下水补给条件较好, 水质良好。渭河漫滩、低阶地及秦岭山前洪积扇等地松散岩类孔隙水含水层厚, 颗粒粗, 补给条件优越, 富水性强, 单井涌水量> 1 000 m³/d, 眉县以东傍河开采涌水量可达3 000 m³/d以上; 地势相对较高的北山山前洪积扇、黄土台塬及渭河高阶地富水性较弱, 单井涌水量仅数十至数百m³/d。南部山区以基岩裂隙水为主, 富水性多为弱— 极弱。

关中盆地与南北两侧及西部山区之间的地下水水力联系微弱, 可视为隔水边界或微弱透水边界, 黄河是东部SN向排泄边界, 渭河是横贯盆地内部EW向排泄边界。因此, 关中盆地是一个水文地质结构完整、含水系统与水流系统相对独立、水循环开放的地下水系统。依据地下水含水介质的结构组合与分布特征以及地下水循环特征的不同, 关中盆地地下水含水系统可划分为6类^[8]。

3.1.1 黄土台塬孔隙-裂隙含水系统

该系统分布在渭河阶地与山前洪积扇之间的黄土台塬。含水层为中更新统上部风积黄土及古土壤, 厚50~80 m, 为无压水, 深部透水性变差。黄土中不稳定分布的钙质结核层及较致密的黄土层常起相对隔水作用, 相反砂黄土透水性较好, 在同一条深切沟谷中, 不同高度的黄土层中有多层悬挂泉出露, 流量从上至下变小, 说明黄土作为弱透水层, 具多层结构, 且随深度加大, 富水性相对变差。

3.1.2 冲积平原孔隙含水系统

冲积平原孔隙潜水的含水层为中更新统至全新统冲积砂、砂砾石与粉质黏土互层, 高阶地上部为风积黄土。河漫滩、低阶地含水层厚度为10~80 m; 高阶地厚度仅5~25 m, 含水层空间上呈西薄东厚。眉县以东渭河河段的漫滩、低阶地属极强富水区。高陵— 大荔一带渭河支流冲洪积扇, 含水层颗粒细, 由粉土、粉质黏土夹薄层细粉砂组成, 储水、导水能力均较弱, 属中等富水; 灞河东侧的高阶地含水层薄, 地下水深埋, 补给条件差, 储水条件较差, 属弱— 极弱富水。

冲积平原承压水含水层埋深60~300 m以浅, 300 m以下为深层承压水系统。含水层岩相为粗细相间的第四系冲积、湖积砂和砂砾石层。渭河漫滩、低阶地为极强富水区, 高阶地富水性较差。

3.1.3 山前洪积平原区孔隙含水系统

山前洪积平原潜水含水层主要为上更新统至全新统洪积漂石、砂砾卵石与粉质黏土互层。秦岭山前深大断裂的继承性活动, 使秦岭断块强烈翘起, 渭河盆地相对下陷, 与秦岭形成1 000~2 000 m的高差。山前洪积物以快速沉积作用为主, 颗粒粗, 厚度大, 含泥量小, 入渗补给条件好; 秦岭北坡地表水呈羽状平行密布, 水量丰富, 许多河流出峪口不远就全部潜入地下而断流, 到洪积扇前缘方溢出成河。秦岭山前周至— 户县段、华县— 华阴段属强— 中等富水区, 华阴市罗敷河以东为极强富水。岐山— 哑柏断裂以西为秦岭山前洪积扇的相对隆起段, 发育多级洪积扇。其中新洪积扇地势低平, 补给条件好, 富水性较强; 老洪积扇被数十米厚的黄土覆盖, 地下水深埋, 补给条件差, 又因新构造运动的抬升, 沟谷常切穿含水层, 储水条件差, 富水性较弱。北山山前洪积扇地处渭北断阶, 相对高差较小, 洪积物以黄土状土为主, 含水层为含泥砂砾石层, 在东西方向上多呈透镜体断续分布。此处降水量较小(500~650 mm/a), 水系较少, 加之流经渭北岩溶漏水带, 补给条件较差, 多属弱— 极弱富水, 仅凤翔一带富水性较好。此外, 同一洪积扇的中前缘为地下水汇集排泄区, 富水性优于后缘径流区; 扇轴部古洪流沟道部位富水性优于扇两翼及扇间部。

山前洪积平原承压水分布于盆地南北两翼, 由第四系中下更新统洪积砂砾石层组成, 含水层由山前向盆地中心缓倾, 且随着深度加大, 洪积层逐渐退缩。承压水的富水性规律与潜水相似, 即: 华县— 华阴洪积扇为强富水区; 地势较高的洪积扇富水性较差。承压水埋深为5~30 m, 在户县洪积扇前缘水头高出地面形成自流水带。

3.1.4 渭北岩溶含水系统

该系统指凤翔— 岐山— 泾阳以及耀县— 蒲城— 合阳一带的中低山区、黄土丘陵和山前洪积扇及部分黄土台塬区的岩溶地下水系统, 该系统呈NEE向条带状贯穿陕西中部, 东西长约270 km, 南北宽20~30 km, 面积约7 600 km²。

含水介质由裂隙和经岩溶化作用改造后的溶蚀裂隙组成, 可根据岩溶行迹划分为3类, 即: 溶隙、溶孔及溶洞。溶隙最普遍, 延伸较远, 宽度可达数十米; 溶孔多沿被充填的溶隙和构造破碎带分布, 延伸性和连通性较好; 溶洞见于河谷与断裂构造破碎带的交汇地段, 规模较小, 直径0.5~2 m, 延伸数米。

根据地层岩性组合及其含水层间的水力联系情况, 本区划分7个含水岩组: 即中元古界(Pt₂)、寒武系徐庄组第二段( ₂x²)— 张夏组( ₂z)、上寒武统( ₃)— 下奥陶统(O₁)、奥陶系下统冶里亮甲山组(O₁y+l)和中统马家沟组(O₂m)、奥陶系中统峰峰组第二— 四段(O₂f^2-4)、奥陶系中统平凉组(O₂p)及上统唐王岭组下部(O₃t¹)碳酸盐岩岩溶裂隙含水岩组。关中盆地岩溶水水文地质和岩溶裂隙水富水性分区情况分别如图1和表1所示。

图1

Fig.1

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	图1 关中盆地岩溶水水文地质图Fig.1 Hydrogeological map of karst water in Guanzhong Basin

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 岩溶裂隙水富水性分区 Tab.1 Water-rich grade division of karst fissure water 含水岩组名称及地层时代 岩性 厚度/m 统降20 m涌水 量/(m3· d-1) 富水等级 分布 中元古界蓟县组白云岩岩溶裂隙含水岩组 厚层状含硅质条带、团块白云岩 2 000 2 644 强富水 岐山一带 寒武系中统徐庄组— 张夏组白云岩-石灰岩岩溶裂隙含水岩组 厚层状深灰、灰色灰岩、白云岩夹薄层泥灰岩 71~600 > 1 000 强富水 岐山— 乾县、富平流曲— 蒲城袁家坡— 澄城西吴坡— 合阳申东和蒲城县城— 永丰等地 含水岩组名称及地层时代 岩性 厚度/m 统降20 m涌水 量/(m3· d-1) 富水等级 分布 上寒武统— 下奥陶统灰岩岩溶裂隙含水岩组 白云质灰岩, 局部夹泥质和硅质层的不纯碳酸盐岩 260 1 000~3 000 强富水 稷王山、蒲城袁家坡 奥陶系下统冶里亮甲山组和中统马家沟群灰岩、白云岩岩溶裂隙含水岩组 灰白、褐灰色厚层块状灰岩、白云岩 3 970~4 070 2 562 强富水 基本覆盖全区 奥陶系中统峰峰组第二— 四段灰岩、白云岩岩溶裂隙含水岩组 块状豹皮灰岩、白云质灰岩、白云岩 > 500 1 500 强富水 富平流曲— 蒲城袁家坡— 澄城西吴坡— 合阳申都— 临猗角杯以北 奥陶系中统平凉组碎屑岩夹碳酸盐岩裂隙含水岩组 薄板状泥灰岩夹凝灰岩、粉屑灰岩、角砾状灰岩夹钙质页岩 200~500 弱富水性 岐山、礼泉以及将军山— 频山 奥陶系上统唐王岭组底部白云岩层间岩溶裂隙含水岩组 厚层状硅质白云岩 100 648 中等富水 礼泉县唐王岭、建陵

表1 岩溶裂隙水富水性分区 Tab.1 Water-rich grade division of karst fissure water

3.1.5 新近系和古近系砂泥岩互层裂隙-孔隙含水系统

潜水分布于灞河河谷及铜仁塬, 含水层由新近系灞河组、古近系白鹿塬组砂岩组成, 为裂隙孔隙层间潜水。该岩组在铜仁塬沟谷中出露地表, 在灞河谷地埋深30~50 m, 单井涌水量< 100 m³/d。

承压水分布于灞河河谷、铜仁塬及宝鸡局地。含水层由灞河组、寇家村组及白鹿塬组等组成, 岩性为砂岩、砂质泥岩和泥岩等。灞河两岸部分岩层已出露地表, 形成无压层间潜水, 河床以下逐渐过渡为弱承压水和承压水。含水层埋深在灞河河床下60~200 m, 塬区水头埋深80~150 m, 河谷中水位埋深浅甚至自流, 单井涌水量均< 100 m³/d。

3.1.6 基岩裂隙水系统

基岩裂隙水含水层岩性主要为太古宇和元古宇片麻岩、石英片岩、石英岩和千枚岩等, 储水空间以风化裂隙和构造裂隙为主。根据含水层岩类的不同, 可划分2个含水岩组: 层状产出的变质岩裂隙水、块状产出的古老变质岩及岩浆岩裂隙水。富水性极不均一, 多属弱富水和极弱富水, 沿构造带分布的泉, 流量介于0.1~1 L/s。

关中盆地潜水及承压水水文地质情况分别如图2和图3所示。

图2

Fig.2

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	图2 关中盆地潜水富水性分区Fig.2 Water rich partitation map of phreatic water in Guanzhong Basin

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 关中盆地承压水富水性分区Fig.3 Water rich partitation map of pressure water in Guanzhong Basin

3.2.1 黄土台塬孔隙-裂隙含水系统

含水层主要接受大气降水和灌溉入渗补给, 入渗系数与塬面完整程度及潜水位埋深的关系密切。宽阔平坦的塬面及水位埋深浅的洼地区入渗系数可达0.1~0.3; 而地形破碎, 沟壑纵横的梁峁及残塬区入渗系数一般较小。据黄土塬区的观测实验证明, 潜水位埋深在50 m以内的降水都可以直接补给。

潜水流向总的趋势遵循区域总流向外, 在塬边则呈放射状流动, 潜水面以塬中部为中心, 形成穹丘状, 浸润曲线向沟谷方向迅速降落, 水力坡度大(5‰ ~15‰ ), 径流短, 循环交替积极。塬边等有利地段潜水常以下降泉的形式出露。

3.2.2 冲积平原孔隙含水系统

冲积平原潜水主要由大气降水、河水及人工地表水体的渗入、承压水等补给。大气降水的垂直渗入是其主要补给来源, 以渭河漫滩、一级阶地入渗系数最大, 达0.3~0.5, 二、三级阶地为0.2~0.3, 渭河丰水期渗漏补给潜水, 补给宽度达1~3 km, 南岸各支流的中游段, 河水季节性补给潜水。承压水可通过不稳定隔水层尖灭形成的“ 天窗” 直接补给潜水, 或者通过弱透水层垂直缓慢渗透顶托补给潜水。潜水的径流方向与地形坡度基本一致, 由渭河两侧阶地向漫滩, 到渭河两岸地带转向东流。以泾河、灞河为界, 西部潜水径流通畅, 水循环交替积极, 以水平排泄为主; 东部潜水径流滞缓, 水循环交替缓慢, 以垂直排泄为主。由西向东潜水水力坡度由12‰ 降至0.9‰ , 流速变慢。排泄方式包括垂直蒸发排泄、向河流水平排泄、泉及人工开采等。在渭河漫滩、低阶地潜水位埋深< 5 m的地区, 垂直蒸发排泄占重要地位; 渭河及其支流的中下游地段在枯水期可接受潜水向河流的水平排泄补给, 黄土塬区的深切河流亦常年接受阶地中的潜水补给; 在阶地前缘陡坎, 潜水常以下降泉的形式出露而排泄; 冲积平原内工农业发达, 人工开采强烈。

冲积平原承压水主要接受上部潜水、地表水及侧向径流补给。河流两侧承压水隔水顶板常分布不稳定, 多呈透镜体, 河水可直接渗漏补给承压水; 当河流切穿承压含水层的地段, 洪水期河水则直接倒灌补给。区内承压水处于整个盆地地下水的径流与排泄区。径流速度从上游向下游随地形坡降和含水层倾斜程度的降低而逐渐减小。排泄以人工开采及径流排泄为主。

3.2.3 山前洪积平原区孔隙含水系统

本区潜水由大气降水、河水及人工地表水体的渗入、承压水通过不稳定隔水层尖灭形成的“ 天窗” 直接补给。大气降水的垂直渗入是潜水的主要补给来源。渭河南岸各支流的中游段, 河水季节性补给潜水, 河水入渗系数一般为0.2~0.65, 最大为0.8~1。潜水的流向和地面倾向一致, 由洪积平原后部向前缘流动。排泄方式包括开采、径流流出、河流越流和垂直蒸发等。

承水系统主要接受降水入渗和上部潜水的渗漏补给。承压水径流速度从上游向下游随地形坡降和含水层倾斜程度的降低而逐渐减小, 水力坡度一般为8‰ ~10‰ 。排泄方式包括侧向径流排泄、人工开采及洪积扇前缘自流溢出排泄。

3.2.4 渭北岩溶含水系统

根据岩溶水含水层的结构、岩溶水的径流场和水化学场等特征, 以口镇— 关山断裂为界, 将区内岩溶地下水分为渭北西部岩溶水系统和渭北东部岩溶水系统。渭北西部岩溶水系统含水层包含从中元古界的碳酸盐岩到中寒武统的张夏组灰岩及中下奥陶统马家沟群及冶里亮甲山组灰岩、白云岩。本系统岩溶水接受大气降水渗入及地表水的渗漏补给。总体径流方向西北至东南, 经山前断裂带补给黄土塬深循环岩溶水, 局部以泉排泄。渭北东部岩溶水系统含水层组包括奥陶系中统峰峰组第二— 四段、上马家沟组和下马家沟组第二段, 其次为寒武系中统徐庄组第二段至张夏组。补给区分布于河谷碳酸盐岩裸露区和浅覆盖区段, 岩溶水接受补给后循着断裂、破碎带等向河谷运移。

3.2.5 新近系和古近系砂泥岩互层裂隙-孔隙含水系统

该含水系统主要由大气降水补给, 在裸露的河谷地段, 可得到地表水的渗漏补给, 局部松散岩类覆盖的宽谷地区, 还可得到松散岩类孔隙水的渗漏补给。径流受地形控制, 由分水岭沿斜坡向河谷方向运动, 局部地段沿岩层倾向流动。排泄以径流方式向河谷排泄为主, 其次为人工开采及自流。

3.2.6 基岩裂隙水系统

秦岭北坡基岩裂隙水主要补给源是大气降水; 在基岩裸露的河谷地段, 可得到地表水渗漏补给; 局部松散岩类覆盖的局部宽谷地区, 接受松散岩类孔隙水的渗漏补给。基岩裂隙水的径流受地形控制, 即由分水岭沿斜坡向河谷方向运动, 局部地段沿岩层倾向流动。山区地形坡度大, 裂隙较发育, 径流条件较好, 在侵蚀基准面以下随深度的增加径流条件变差。排泄主要方式是泉。

3.3.1 黄土台塬孔隙-裂隙含水系统

水化学类型多为HCO₃型, 局部为其他类型: 在岐山县的温家村一带为HCO₃· Cl型水, 宝鸡县八鱼塬苇子沟一带为HCO₃· SO₄型水, 礼泉县南为HCO₃· Cl· SO₄型水, 鲁桥镇东北的田营水化学类型为SO₄· HCO₃型水, 富平县张桥镇西北、蒲城县等多为SO₄· Cl型水及Cl· SO₄型水。矿化度为3~5 g/L, 最大为15 g/L, 局部土壤盐碱化、沼泽化。

3.3.2 冲积平原孔隙含水系统

潜水系统在泾河、灞河以西地区, 地形坡度较大, 地下水径流通畅, 以溶滤作用为主, 多形成< 1 g/L低矿化度的HCO₃型水。泾河、灞河以东地区水质复杂: 渭河北岸一级、二级阶地水化学类型为SO₄-SO₄· HCO₃, 渭河漫滩区的水化学类型为HCO₃· SO₄型水, 渭河岸边水化学类型为HCO₃型水, 矿化度由渭河二级阶地到渭河岸边由10~5 g/L变为1~0.5 g/L。当潜水由山前流至渭河二级阶地及一级阶地中后部, 因含水层为透水性较差的黏质砂土和粉细砂层, 来自洼地南坡的高矿化地下径流随着渗透路程的增长, 矿化作用增强, 水化学类型以SO₄· Cl-Na(Mg)型水为主, 一级阶地前部和漫滩区, 含水层岩性为中粗砂夹砾石, 径流通畅, 丰水期河水倒灌补给使潜水受稀释淡化, 因而出现为HCO₃· SO₄-Na· Ca(或Na)型水; 渭河南岸阶地区水位埋深浅, 蒸发作用强, 随着径流途程增长, 溶滤作用增加, 矿化作用加强, 阶地区和下游黄河与渭河交汇处的漫滩区水化学类型为HCO₃· SO₄-Ca· Na型水, 漫滩区近河地带(临潼— 华县间)因河水补给使潜水稀释淡化, 变为HCO₃-Ca型水, 矿化度< 1 g/L。

承压水水化学类型在渭河以北、泾河以西, 多为HCO₃-Ca· Mg(Mg· Na)型水, 矿化度与F^-含量多低于1 g/L; 泾河以东水化学类型较复杂, 包括HCO₃· SO₄· Cl-Na· Mg, HCO₃· SO₄-Na · Mg, SO₄· Cl-Na· Mg和Cl· SO₄-Na型水, 矿化度均大于1 g/L, 在大荔县许庄镇到安仁镇达13.291 g/L, F^-含量> 1 g/L, 局部达2.571 g/L; 在渭河以南水化学类型多为HCO₃-Na· Ca型水, F^-含量和矿化度均< 1 g/L。

3.3.3 山前洪积平原区孔隙含水系统

山前洪积平原区潜水水化学类型主要为HCO₃型水和 HCO₃· SO₄型水, 大部分矿化度< 1 g/L。乾县— 礼泉洪积扇前缘因长期引地表水灌溉, 潜水位不断抬升, 蒸发浓缩作用增强, 矿化度> 1 g/L。

承压水含水层为洪积相砂砾石层, 径流条件较好, 水化学类型为低矿化度的HCO₃型水, 局地为HCO₃· SO₄型水, F^-含量< 1 g/L。

3.3.4 渭北岩溶含水系统

该含水系统水化学类型的平面分布呈明显的分带性。HCO₃型水分布在嵯峨山、铜川新区及泾河以西一带, 大部分矿化度< 500 mg/L; SO₄和SO₄· Cl型水分布于合阳县及富平王寮塬南侧, 大部分矿化度> 500 mg/L; HCO₃· SO₄-Na· Ca· Mg型水分布于泾阳口镇— 三原陵前— 富平薛镇— 蒲城坡头— 澄城韦庄— 合阳新池一线以北; HCO₃· SO₄· Cl-Na· Ca· Mg型水分布于泾阳口镇— 三原陵前— 富平薛镇— 蒲城保南— 澄城韦庄— 合阳新池一线南侧。

3.3.5 新近系和古近系砂泥岩互层裂隙孔隙含水系统

该含水系统潜水和承压水水化类型均为HCO₃-Ca· Mg· Na型水, 矿化度和F^-含量均< 1 g/L。

3.3.6 基岩裂隙水系统

水化学类型以HCO₃-Ca型水为主, 局部为HCO₃-Ca· Mg和HCO₃-Ca· Mg· Na型水。周至— 长安、蓝田— 华山等地段为HCO₃· SO₄型水。

关中盆地潜水和承压水水化学类型分别如图4和图5所示。

图4

Fig.4

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	图4 关中盆地潜水水化学类型 注: H为HCO3; S为SO4; L为Cl; C为Ca; N为Na; M为Mg.Fig.4 Hydrochemistry types of phreatic water in Guanzhong Basin

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 关中盆地承压水水化学类型 注: H为HCO3; S为SO4; L为Cl; C为Ca; N为Na; M为Mg.Fig.5 Hydrochemistry typeds of pressure water in Guanzhong Basin

3.4.1 黄土台塬孔隙-裂隙含水系统

地下水动态类型分为降水渗入型、灌溉型及开采型3类, 多年水位呈下降趋势。年内4— 8月水位较低, 8月后水位回升, 年变幅约1 m。

3.4.2 冲积平原孔隙含水系统

本区潜水埋藏较浅, 潜水动态受降水和开采影响强烈, 大部分地区水位与当年降水量呈正相关。宝鸡市由于多年持续开采, 潜水含水层自2000年以来已呈疏干、半疏干状态。西安市、咸阳市和渭南市等地近年来采用地表水水源, 潜水开采量减少, 水源地水位回升, 降落漏斗面积缩小。西安市沣皂河水源地升幅达3.39 m, 渭滨水源地和灞河以西集中开采区仍持续下降, 降幅最大为0.53 m。

区内承压水水头变化受人工开采、含水层越流及上下游地下水流补排影响。局部城区的降落漏斗使漏斗外围地下水向中心流动。近年承压水开采量减少, 水头上升, 漏斗面积缩小。承压水头埋深变化较大, 宝鸡市为3.14~32 m, 咸阳市为13.67~51.56 m, 西安市为11.91~127.06 m, 渭南市浅层承压水埋深为1.42~24.95 m。年内水位变化在7月前较平稳, 8月汛期峰值明显。

3.4.3 山前洪积平原区孔隙含水系统

潜水动态类型主要为降水补给型, 受洪水期地表水渗漏影响最大。多年水位年均升幅在0.4~7.12 m。年度潜水位在1— 7月变化不大, 8月入汛后水位涨幅较大。

浅层承压水埋藏于200 m深度内, 水位在6— 7月略降, 8— 9月回升, 10— 11月出现高水位期; 深层承压水埋藏于200~300 m, 水位在7— 8月略降, 降幅< 0.5 m, 高水位常见于11月至翌年2月, 延续时间较长, 波峰平缓, 年变幅< 1 m。

3.4.4 渭北岩溶含水系统

渭北岩溶水位近30 a来缓慢下降。西部地区降幅为7.6~22.5 m, 局部小幅上升, 升幅为4.61~9.46 m; 东部地区降幅为5.36~24.53 m。岩溶泉流量减小或干涸: 筛珠洞泉实测流量由20世纪80年代的2.78 m³/s降至2012年的0.12 m³/s, 龙岩寺泉、周公庙泉和滚泉相继干涸。

3.4.5 新近系和古近系砂泥岩互层裂隙-孔隙含水系统

该含水系统受降水和开采的影响, 地下水动态类型分为降水渗入型和开采型2类, 实地调查访问知该含水系统的水位略有下降。

3.4.6 基岩裂隙水系统

基岩裂隙水一般以自然分水岭自成系统, 深部受构造控制, 各系统之间水力联系微弱, 基本上无统一的地下水面。基岩裂隙水动态类型为气候型, 动态变化趋势受季节控制明显。