鄂尔多斯盆地水文地质特征及地下水系统分析

  1 前言

 

  鄂尔多斯盆地位于我国西北地区东部, 地跨陕、甘、宁、晋和内蒙古五省区, 面积约27.5 ×104 km2 。

 

  该盆地新生代以来持续上升运动, 形成今日高原地貌景观。目前北部为沙漠高原, 地形波状起伏, 切割较弱;南部为黄土高原, 地形破碎, 切割强烈。该区属温带干旱-半干旱大陆性气候, 降水稀少, 蒸发强烈, 大部分地区植被稀疏, 荒漠化和土壤侵蚀严重,生态环境十分脆弱。长期以来, 水资源短缺严重阻碍着这一地区的经济和社会发展。

 

  鄂尔多斯盆地在大地构造上属华北地台西南

 

  部, 是一个中、古生代大型构造沉积盆地, 蕴藏着丰富的煤炭、石油、天然气、煤层气、铀、岩盐、铝土矿、玻璃石英砂等矿产资源。同时, 鄂尔多斯盆地也是一个巨型半开启的地下水盆地。据初步勘查结果,盆地内的地下水资源比较丰富, 尤其是盆地周边碳酸盐岩岩溶地下水和盆地中西部白垩系自流盆地地下水的资源潜力较大。通过对盆地地质结构特征的分析, 揭示盆地的水文地质结构和各含水层系统的基本特征, 结合对盆地内不同类型和不同埋藏深度地下水循环条件的分析, 科学认识和合理划分盆地地下水系统, 对于正确评价鄂尔多斯盆地地下水资源及其合理开发利用都具有十分重要的意义。

 

  2 鄂尔多斯盆地水文地质结构特征

 

  2.1 鄂尔多斯盆地地质结构特征

 

  在地质构造上, 鄂尔多斯盆地是一个由中、古生界组成轴向近南北的大型向斜式沉积盆地, 南北长约640km, 东西宽约400km。向斜轴部偏西, 东西两翼极不对称:东翼为一向西缓倾的单斜, 宽度超过300km;西翼则由数条近南北向延伸向东逆冲的断褶带组成, 宽度不足100km。盆地南缘为渭北隆起,该隆起的南部则以断块向汾渭断陷盆地呈阶梯状降落;盆地北缘为伊盟隆起, 缺失下古生界, 并以边缘断裂和河套断陷盆地相接。鄂尔多斯盆地的基底为前寒武系结晶变质岩, 盆地内依次沉积了总厚度超过6 000m的下古生界碳酸盐岩、上古生界-中生界碎屑岩和各种成因的新生界。

 

  鄂尔多斯盆地前寒武系结晶变质岩基底形态呈

 

  不对称箕型, 盆地内的碳酸盐岩主要为寒武系和奥陶系, 仅出露在盆地的东、南部, 在盆地西缘因逆冲断裂翘起局部出露, 在盆地北部因断裂下陷深埋。

 

  奥陶系灰岩顶面经过长期剥蚀, 起伏较大, 在盆地中央埋深可达4 000m以上。区内碳酸盐岩以石灰岩为主, 夹有白云岩, 沉积总厚度在2 000m以上, 蕴藏有丰富的天然气和岩盐等矿产资源。

 

  石炭系-侏罗系碎屑岩底面(下古生界碳酸盐

 

  岩顶面)是一个不整合的剥蚀面, 盆地形状不对称,该层主要在盆地东、南部缓倾出露, 在西部多呈条带状陡倾出露, 在盆地北部因断裂下陷深埋。在盆地中部底面埋深最大超过4 000m, 以砂岩和泥岩互层为主, 总厚度在3 000m 以上, 含有丰富的煤炭、石油、天然气、煤层气、铀、铝土矿等矿产资源。

 

  白垩系碎屑岩主要指位于鄂尔多斯盆地中西部

 

  的保安群(过去又名“志丹群”)形成一个南北长600km, 东西宽300km, 面积达13.42 ×104 km2的长方形分布区。白垩系盆地东部为宽缓的台向斜一翼, 西部为被一系列逆冲断层破坏的陡倾翼, 盆地南部翘起, 北部被断裂切断下陷。保安群底在盆地中西部最大埋深可达1 200 ～ 1 500m, 岩性主要为巨厚层砂岩(含砾岩)及砂、泥岩互层, 矿产资源贫乏。

 

  鄂尔多斯盆地新生界不连续的沉积在起伏不大

 

  的中、古生界顶面之上, 以第四系为主, 局部发育第三系。第四系以风成砂(主要分布在北部)和黄土(主要分布在南部)为主。大致以长城一线为界, 西北部地表多被厚度不一的风积砂层和厚40 ～ 120m的冲湖积层覆盖;东南部地表多覆盖厚数十米至200多米的黄土, 黄土层下常发育厚数到数十米的上第三系上新统泥岩。

 

  2.2 鄂尔多斯盆地水文地质结构特征

 

  鄂尔多斯盆地的地质结构和现代自然地理条件

 

  决定了它是一个由多个具不同特性的含水层系统在空间上不同程度的上下叠置或侧向链接、切割并又相互联系在一起的巨型地下水盆地。这些含水层系统由多种不同类型的岩石组成, 由下而上分别为:寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水层系统、石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统、白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统和新生界松散岩类孔隙含水层系统。

 

  (1)寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水层系统

 

  鄂尔多斯盆地碳酸盐岩地层中赋存的地下水属

 

  岩溶-裂隙水类型(以下简称岩溶水), 下伏前寒武系结晶岩和上覆石炭系铝土质页岩是其区域性隔水层。区内碳酸盐岩的含水空间以构造和溶蚀作用形成的溶隙、溶孔及小溶洞为主, 大溶洞较少;而岩石的构造断裂及裂隙、层面裂隙在地下水运移方面起重要作用。由于盆地中部碳酸盐岩埋藏深度超过4 000m, 盆地内又无大的区域性构造断裂贯通, 无论从区域水动力场、水化学场和温度场等资料分析,碳酸盐岩中赋存的岩溶水不可能从盆地西部通过深部循环向盆地的东部运移。因此, 尽管鄂尔多斯盆地是一个比较完整的构造沉积盆地, 碳酸盐岩在盆地内部连续分布, 但由于盆地中部巨厚的地下水滞流封存带的存在, 碳酸盐岩盆地不可能形成一个具有统一水力联系的岩溶地下水盆地, 现代岩溶水的循环交替仅发生在盆地周边一定深度(一般埋深800 ～ 1 800m以内)的岩溶体内。主要受气候、地形、岩性岩相、构造、埋藏深度和岩溶发育等因素的控制,盆地东缘、南缘和西缘的岩溶水赋存特征有明显差别, 形成各自独立的岩溶水系统, 地下水富集规律也各不相同。鄂尔多斯盆地周边碳酸盐岩一定埋藏深度内的岩溶水往往在有利部位富集, 尤其在东缘和南缘, 水量大、水质好,可建成大型和特大型水源地。

 

  (2)石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统

 

  石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统空间

 

  上位于下伏碳酸盐岩类岩溶含水层系统和上覆白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统之间, 分别以石炭系底部铝土质页岩和侏罗系顶部泥岩为其区域性隔水层。岩性以砂、泥岩互层为主。砂岩一般成岩胶结较好, 原生孔隙少, 其储水导水作用有限, 通常以各种裂隙(包括构造、层面、风化等裂隙)及次生孔隙储水导水为主。随地层从新到老, 埋藏从浅到深, 孔隙的储水导水作用渐弱, 裂隙的储水导水作用更加突出, 造成地下水赋存极不均匀。石炭系-侏罗系在鄂尔多斯盆地内部分布连续, 但由于受地层岩性和埋藏深度等条件的制约, 该含水层系统总体上构成非径流型盆地。在盆地的中西部地区, 石炭系-侏罗系碎屑岩被白垩系(保安群)覆盖, 地层埋藏深(盆地中央顶面埋深最深超过1 200m), 无现代大气降水和地表水补给的可能, 加上受石油、煤炭沉积环境的影响, 水量不大, 水质差, 一般无开采价值。

 

  在盆地东部该碎屑岩层出露及浅埋区, 含水层多被地表水系切穿, 地下水可以接受大气降水和地表水的补给, 但一般仅在浅部风化带(埋深50 ～ 100m 以内), 尤其在河谷地带常与上覆第四系冲积层地下水构成一体, 水量相对较丰, 水质较好, 这对于水资源十分短缺的东部黄土丘陵区城镇供水具有重要意义。此外, 在陕北局部地区由于侏罗系煤层自燃形成烧变岩带, 孔洞和裂隙发育, 在地下水补给和储存有利部位, 水量较丰, 水质较好。

 

  (3)白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统

 

  白垩系(指保安群, 下同)为未完全胶结的砾

 

  岩、砂岩夹粉砂岩、泥岩, 其中砂岩(含砾岩)为主要含水层, 下伏侏罗系顶部泥岩为其区域性隔水底板。

 

  白垩系可划分为洛河组(K1

 

  1 )、环河组(Kh

 

  1 )和罗汉洞

 

  组(K lh

 

  1 )共3个含水岩组, 不同地区各含水岩组中砂

 

  岩和泥岩的比例不同, 其间相对隔水的泥岩厚度及隔水性也不相同, 但各含水岩组间多存在不同程度的水力联系。受白垩系沉积环境和岩相控制, 未完全胶结的砂岩原始孔隙保存完好, 成为主要储水和导水空间, 富水性相对均一。白垩系中的岩石裂隙不很发育, 但在厚层砂岩中, 尤其在南部地区, 部分裂隙的贯通性较好, 在导水方面起一定作用。

 

  白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统构成一

 

  个东西不对称、南北不统一的半开启型自流盆地。

 

  大致以中部白于山以北近东西向的基底构造隆起为界, 分为南北两部分。盆地北部现今为沙漠高原, 地形起伏较小, 白垩系主体并没有被地表水系切穿, 上覆以风成砂为主, 有利于大气降水补给, 局部还能得到凝结水的补给。盆地北部的白垩系由于沉积环境以沙漠相和河流相为主, 砂岩比例较高, 泥岩并不发育, 加上补给条件较好, 故北部白垩系实际上构成巨厚的垂向不均一的统一含水体, 自流盆地的特征并不显著。北部白垩系地下水总体水量较丰富、水质较好, 各含水岩组间的水位、水量和水质的差异并不很大。一般在补给区上层水位稍高于下层, 水质略好于下层;在排泄区则相反。

 

  盆地南部现今为黄土高原, 地形十分破碎, 上覆厚层黄土及上新统泥岩, 地表水系切割强烈, 白垩系仅在深切沟谷中出露。除在白垩系出露的周边基岩及黄土浅覆盖的山地可以接受大气降水补给外, 其余地区补给条件较差。盆地南部的白垩系除部分沙漠相外, 以河湖相为主, 各层位砂岩比例不一, 泥岩比较发育, 在垂向上由多个相对独立的含水岩组构成, 各含水岩组间的水力联系较小。由于补给来源和地层岩性的差异, 盆地南部白垩系各含水岩组地下水的水位、水量和水质差别较大, 主要以洛河组的水量较大、水质较好。

 

  (4)新生界松散岩类孔隙含水层系统

 

  新生界松散岩类主要含水层包括第四系风积和

 

  冲湖积砂层、冲(洪)积砂砾石层, 还包括部分黄土。

 

  这些岩层的孔隙(包括黄土中的孔洞-裂隙)在储水和导水方面均起主导作用, 含水介质比较均匀, 地下水赋存相对均一, 在盆地浅部总体构成一个南北差异明显的不完全连续的高原型孔隙含水层系统。

 

  大致以中部长城一线为界, 盆地西北部新生界松散岩类孔隙水(包括风积砂层水、冲积层水和冲湖积层水)除局部地区构成单独含水层(如萨拉乌苏组冲湖积层)外, 多与下伏中、古生界碎屑岩风化裂隙带地下水融为一体, 水量较大, 水质较好。盆地东南部为黄土覆盖区, 由于地形切割强烈, 多形成各自相对独立的水文地质单元, 除黄土塬区(如董志塬、洛川塬)构成比较连续的含水层, 具有一定开采价值外, 广大黄土梁峁区黄土层地下水多较贫乏。另在区内的一些宽谷河段, 分布有厚度不一的冲积砂砾石层, 地下水相对丰富, 常成为严重缺水地区的重要供水水源。

 

  3 鄂尔多斯盆地地下水循环特征

 

  3.1 鄂尔多斯盆地地下水循环总体特征

 

  鄂尔多斯盆地现代为高原地貌, 地面标高多在

 

  1 000 ～ 1 700m, 盆地东、南和西缘三边多被以碳酸盐岩为主的标高1 000 ～ 2 800m 的中山环绕, 黄河呈“几”字型沿盆地周边的西、北、东三面环绕流过。

 

  黄河从青铜峡进入本区的河水面的标高1 120m 左右, 在关中盆地东部的潼关流出本区的河水面标高320m左右, 水位总落差达800m。大气降水是盆地内地下水的主要补给来源, 各含水层系统之间存在一定水力联系, 地下水和地表水之间在局部地段发生相互转化, 除北部沙漠高原的中部内流区浅层地下水以蒸发排泄为主外, 区内地下水总体向盆地周边方向流动, 黄河及其主要支流在盆地周边及盆地内切穿各含水层, 成为盆地地下水的区域性直接或间接的排泄渠道。

 

  鄂尔多斯盆地总体上是一个半开启型的地下水

 

  盆地, 盆地内地下水的主要补给来源是大气降水入渗, 其次是地表水的渗漏, 还有灌溉回归水和凝结水的补给等。补给方式从地域讲包括面状补给(大气降水、凝结水和灌溉回归水入渗)和带状或点状补给(河流、湖泊和水库的渗漏等);从层位讲包括直接入渗和间接(通过第四系或其他上覆含水层)入渗等。大气降水补给量大小除与降水量及降水方式有关外, 主要受地貌形态、地表介质特征和植被发育状况等的影响, 以盆地周边及盆地内基岩裸露或浅覆盖、植被发育较好的山区补给量较大, 其次为盆地北部的沙漠高原区, 盆地南部的黄土高原区补给量较小。凝结水的补给局限在北部沙漠区。灌溉回归水在农牧业灌溉区有一定意义。地表水的渗漏主要发生在流经周边岩溶区的黄河及其支流泾河、洛河部分河段和流经白垩系的泾河及洛河的支流上游河段, 也包括当地的一些水库和湖泊, 地表水渗漏在部分岩溶水区(如陕西渭北)可以成为主要补给来源。

 

  盆地内地下水总体从各自的补给区向当地排泄

 

  基准面方向径流。盆地内地下水除东部吕梁山区和西南部六盘山区的岩溶水从山区向盆地方向运移外, 其余总体上均从盆地(高原)中部向周边方向运动, 除局部向盆地外围的新生界断陷盆地排泄外, 多在盆地周边及盆地内的黄河及其支流切穿含水层部位以泉、渗水及谷坡蒸发等方式排泄。盆地内不同含水岩类地下水的径流通道并不相同, 松散岩类多以孔隙为主, 含水层似层状;碎屑岩类有以裂隙为主和以孔隙为主之分, 前者呈脉网状, 后者似层状;碳酸岩盐类多以岩溶和裂隙为主, 视岩溶和裂隙的发育程度可分为似层状、网状和脉状几种。盆地地下水通常以顺层(水平)径流为主, 在运动过程中可在同一含水层系统内发生地下水与地表水的转换, 也可在不同含水层系统之间发生水的交换。但是, 在白垩系自流盆地内, 尤其在其北部沙漠地区, 地下水的越层(垂向)径流比较突出, 形成补给区(或补给期)部分浅层地下水可以向下越流补给深层地下水, 排泄区(或排泄期)部分深层地下水可以向上越流通过浅层地下水蒸发排泄。此外, 随着盆地内地下水开发利用程度的提高, 人工开采已经成为盆地地下水的重要排泄方式。

 

  3.2 鄂尔多斯盆地内各含水层系统地下水循环特征新生界松散岩类孔隙含水层系统在盆地内分布

 

  广、埋藏浅, 直接接受大气降水补给, 与地表水的水力联系密切, 地下水径流条件良好, 除内流区外, 几乎整个含水层系统均被叶脉状的黄河及其支流水系联在一起。该层具供水意义的含水岩组主要有萨拉乌苏组砂层孔隙水、河谷区冲积层水及黄土塬区的黄土层水。萨拉乌苏组主要分布在毛乌素沙地与黄土高原接壤带, 除能接受降水和凝结水的补给外, 还可能有白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙水的补给, 向当地河谷或低地径流排泄或在地下水浅埋区蒸发排泄。河谷区冲积层常与其下的基岩风化裂隙带构成统一的含水体, 在接受河水补给的有利地段, 地下水积极交替带厚数十米。黄土塬区黄土层水主要接受塬面大气降水的入渗补给, 径流途径较短, 多在塬边沟壑坡壁渗水或蒸发排出。新生界松散岩类孔隙含水层系统与下伏各含水层系统也存在着不同程度的水力联系, 常成为下伏含水层接受大气降水、地表水间接补给的中介体。

 

  白垩系孔隙-裂隙水主要在含水岩层露裸区和

 

  浅埋区直接或间接地接受大气降水入渗补给, 一般没有一个集中的补给区。盆地北部含水岩组多以粗粒砂岩为主, 泥岩较少, 地下水接受降水和凝结水补给, 以垂向交替为主, 地下水在低凹滩地或河谷区向上越流排出地表或于浅埋区蒸发排泄。盆地南部砂岩和泥岩的分层明显, 地下水以顺层径流为主, 在就近深切河谷由下向上越层排泄。盆地内白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统按不同埋藏深度、水动力条件和水循环特点大致可划分出地下水的强径流积极交替带Ⅰ (小于300m )、缓径流开启带Ⅱ

 

  (300 ～ 800m)和弱径流半开启带Ⅲ (800 ～ 1 200m )共3个带, 而滞流封闭带Ⅳ实际已进入侏罗系。上述分带情况和各带的发育深度及厚度在盆地不同部位并不相同, 各带的下界一般北部大于南部, 东部(或东南部)大于西部(或中西部)。

 

  石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统受地

 

  层构造、岩性及出露区地形地貌等因素控制, 地下水赋存和补给条件总体较差。地下水积极交替带仅分布在盆地东部黄土覆盖的河谷基岩裸露区或浅埋区的强风化带, 并多与上覆冲积砂砾石孔隙水组成统一含水体。强径流积极交替带深度多小于50 ～100m;通常深度100 ～ 300m 为缓-弱径流开启-半开启带;深度300m以下为滞流封闭带。

 

  寒武系-奥陶系碳酸盐岩类出露的鄂尔多斯盆

 

  地周边山地, 也是岩溶水接受大气降水和地表水入渗的主要补给区。受盆地地质结构的制约, 该含水层系统构成一个非径流型盆地, 从盆地边缘到中心存在明显的水文地质分带:强径流积极交替带深度多小于800m, 深度800 ～ 1 800m 为缓-弱径流开启-半开启带, 深度大于1 800m属滞流封闭带。该含水层系统的东缘、南缘和西缘, 由于自然地理和地质-水文地质条件的差异, 上述各带的埋藏深度有一定差别, 总体东、南部大于西部。

 

  综上, 鄂尔多斯盆地作为一个巨型地下水盆地,按照现代地下水循环理论和实际状况, 总体可以划分成浅部地下水循环系统和深部地下水封闭系统。

 

  浅部地下水循环系统包括地下水强径流积极交替带和缓-弱径流开启-半开启带, 其中新生界松散岩类孔隙含水层系统全部和石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统浅部的循环深度在300m 以上;寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水系统循环深度最大可达1 800m;白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统循环深度最大可达1 200m。深部地下水封闭系统主要指地下水滞流封闭带, 包括寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水层系统和石炭系-侏罗系碎屑岩类含水层系统的深部。鄂尔多斯盆地内的浅部地下水循环系统和深部地下水封闭系统的界限基本上也是地下淡水(含微咸水)和咸水的界限, 浅部地下水循环系统内的地下水与现代大气降水或多或少地存在一定的联系, 其也是目前勘查研究和开发利用的主要对象。当然, 其间的界限也不是完全固定的,可以随着气候演变、构造活动、地形改变及人为活动(包括开采)等因素的影响而发生变化。本文地下水系统分析的主要对象是盆地浅部地下水循环系统(图2)。

 

  4 鄂尔多斯盆地地下水系统初步分析

 

  目前, 国内外学者对“地下水系统”的概念还缺乏一个明确的定义和统一的认识。

 

  中国科学院资深院士陈梦熊先生全面总结和概

 

  括了对地下水系统的认识[ 1] , 认为地下水系统是水文系统的一个组成部分, 它是一个错综复杂, 包括各种天然因素、人为因素所控制的, 具有不同等级的互相关联以及互相影响的统一体。每个地下水系统都具有各自的特征与演变规律, 包括各自的含水层系统、水循环系统、水动力系统、水化学系统。

 

  应该说, 陈梦熊等的上述认识是比较全面和客

 

  观的, 它既考虑了地下水系统的空间特征, 也考虑了其时间变化;既考虑了其受自然条件的控制, 也考虑了人类活动的影响。我们认为, 地下水系统是指受自然和人为因素控制的, 时空分布上由具有共同的补给、径流、排泄特征与演变规律的若干个相对独立的水文地质单元所组成的统一体。当然, 由于水文地质条件千差万别, 在对某个特定的地下含水体进行地下水系统分析时, 其划分原则可以允许根据具体情况, 根据不同研究对象、不同系统级别和不同目的而有所侧重, 力求做到因地制宜, 有的放矢, 既要保持系统划分的科学性, 又要适当考虑实用性。

 

  4.1 鄂尔多斯盆地地下水系统划分

 

  如前所述, 鄂尔多斯盆地是一个巨大而复杂的

 

  地下水盆地。自下而上它由4个不同特性的含水层系统上下叠置或平面链结组成。不同区块内含水层系统的空间组合又各不相同, 往往形成不同的地下水循环特征及各自的水动力场和水化学场, 它们控制了地下水水量和水质的分布。因此, 对鄂尔多斯盆地地下水系统的划分必须结合盆地自然地理-地质-水文地质的实际情况, 充分考虑上述各种因素的各自特点及组合特征, 才能比较客观地反映盆地地下水赋存和运移的真实面貌。可以认为, 鄂尔多斯盆地实际上包含了周边岩溶地下水、白垩系自流盆地地下水和东部黄土区地下水3 个基本独立、各有特色、存在局部联系的地下水大系统。因此, 可以将整个鄂尔多斯盆地视为一个有3个地下水大系统组成的地下水巨系统。在各地下水大系统内, 又可根据地质-水文地质结构特征、地下水循环条件以及和地表水系的关系等, 再进一步划分成7个地下水系统及16个地下水亚系统(图3和表1)。此外,在部分地下水亚系统(如岩溶水亚系统)内还可进一步划分出若干地下水子系统。

 

  4.2 鄂尔多斯盆地各地下水系统之间的关系分析对于鄂尔多斯盆地而言, 周边岩溶地下水大系

 

  统-东部黄土区地下水(主要指碎屑岩类裂隙水)大系统-白垩系自流盆地地下水大系统在平面上是从外围向中心的链接关系, 在空间上则总体构成自下而上的叠置关系。除局部地段由于构造、岩性形成的“天窗”或人为的原因(如矿井或钻孔), 其间可能发生少量水力联系外, 各地下水系统之间主要通过上覆新生界及地表水系相互关联。因此, 各地下水系统的独立性是基本的、普遍的, 而它们之间的水力联系是相对的、局部的。如六盘山东麓的岩溶水可能部分向白垩系自流盆地排泄, 是造成盆地西南部白垩系地下水水量和水质都较好的主要原因。此外, 通过各地下水系统上覆第四系含水层向本系统周边以外地下水系统排泄的区段更多, 如白垩系自流盆地东部北段地下水可能通过上覆第四系含水层向盆地东部黄土区排泄。

 

  此外, 通过地表水系几乎将盆地内各地下水系

 

  统都相互联系在一起, 特别是盆地的东部和南部的地表水系几乎全都切穿了白垩系自流盆地、黄土区和岩溶区, 地表水和地下水在不同地段发生不同性质的水力联系, 通过地表水系将盆地内各地下水系统联系起来, 构成统一的排泄渠道, 最终向黄河和汾渭盆地排泄。

 

  鄂尔多斯盆地地下水系统和其相邻的地下水系

 

  统之间多为断层接触, 其间的水力联系总体较小, 但在不同地区也存在一定差异。如渭北和韩城-河津地区的岩溶地下水在部分地段可以向汾渭盆地方向排泄, 成为盆地新生界地下热水的重要补给来源;东胜隆起西北部的白垩系地下水和东北部的黄土区地下水都有可能向河套盆地新生界排泄。

 

  5 结论

 

  (1)鄂尔多斯盆地特殊的地质结构决定了其独

 

  特的水文地质结构特征。鄂尔多斯盆地是由多种不同岩石类型上下叠置构成的构造沉积盆地, 决定了它是一个由不同含水岩类的多个含水层系统上下叠置构成的巨型地下水盆地。这些不同含水层系统由下而上分别为:寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水层系统、石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统、白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统和新生界松散岩类孔隙含水层系统。

 

  (2)鄂尔多斯盆地的自然地理-地质和水文地

 

  质条件决定了盆地地下水的总体循环交替特征。鄂尔多斯盆地总体上构成一个半开启型的地下水盆地, 盆地内地下水的主要补给来源是大气降水, 地下水总体从各自的补给区向当地排泄基准面方向径流, 黄河及其主要支流是盆地地下水的最终排泄渠道。盆地内不同含水层系统地下水交替循环的方式和深度不同, 以寒武系-奥陶系碳酸盐岩类岩溶含水层系统和白垩系碎屑岩类孔隙-裂隙含水层系统的交替循环深度较大(可达1 200 ～ 1 800m );新生界松散岩类孔隙含水层系统和石炭系-侏罗系碎屑岩类裂隙含水层系统的交替循环深度较小(一般小于300m)。这对于鄂尔多斯盆地地下水资源的形成分析和勘查评价有一定指导意义。

 

  (3)虽然目前国内外对于地下水系统概念的认

 

  识还不完全一致, 但对于像鄂尔多斯盆地这样复杂的大型构造沉积盆地的地下水系统分析一定要从实际出发, 不完全拘泥于概念, 既掌握原则性, 又有一定的灵活性, 在具体划分和命名时既要有科学性, 又要有实用性, 这样才有利于指导鄂尔多斯盆地地下水的进一步勘查研究和合理开发利用。

 

  (4)鉴于目前鄂尔多斯盆地地下水勘查第二阶

 

  段的工作仍在继续进行, 许多认识有待进一步深化和修正, 本文提出的鄂尔多斯盆地水文地质特征和地下水系统分析只是初步的, 肯定存在不妥之处, 有待进一步探讨和研究。