邢臺百泉泉域巖溶地下水流場演化

尤雪龍, 黃 偉, 王 進, 翟玉超, 劉宏偉

河北省煤田地質局新能源地質隊, 河北 邢臺 054000

0 引言

百泉泉域地跨河北省邯鄲市和邢臺市兩地, 其蘊含的巖溶地下水資源是邢臺市的主要供水源, 使邢臺在歷史上享有泉城的美譽。 20 世紀80 年代以來, 隨著工、 農、 礦業的發展, 泉域巖溶地下水長期處于超采狀態, 并形成了大大小小的地下水漏斗, 改變了巖溶地下水流場, 泉群斷流, 嚴重影響了邢臺地區水資源安全。 21 世紀初, 相關部門采取了一系列措施, 著力于改善泉域巖溶地下水環境, 至2021 年, 受益于南水北調引江水對地下水水源地的置換, 百泉實現了持續復涌。 目前, 實測泉流量約0.2 m3/s。 本次以百泉復涌為契機, 基于前輩們的大量工作, 從較長的時間尺度上, 探討了百泉泉域地下水流場的演化及其影響因素。

1 研究區概況

百泉泉域位于河北省太行山南段東麓, 是一個基本完整、 獨立、 封閉式的水文地質單元。 泉域分布面積3 843.0 km2, 其中區內碳酸鹽巖主要發育在早古生界中, 裸露區面積338.6 km2, 隱伏區面積1 300.0 km2, 是主巖溶含水層[1]。 區內地貌類型復雜多樣, 山地、 丘陵、 平原自西而東呈階梯狀排列,并以山地和丘陵為主(圖1)。

圖1 研究區概況示意圖Fig.1 Schematic map of the study area

研究區為較典型的暖溫帶大陸性半干旱季風氣候, 四季分明, 年內溫差大, 降水集中。 據邢臺市氣象局資料, 20 世紀80 年代以來, 邢臺最小年降水量328.2 mm (1986 年), 最大年降水量為966.5 mm(2021 年), 平均年降水量473.4 mm[2]。 年際間降水量變化大, 極值比2.95, 且呈現為7～11 年的變化周期(圖2)。 年內降水量分配不均, 多集中于6—9 月份, 占全年總降水量的80%以上(圖3)。

圖2 邢臺市1981—2020 年平均降水量Fig.2 Average precipitation of Xingtai from 1981 to 2020

圖3 2014—2021 年月均降水量統計Fig.3 Statistics of mean monthly precipitation from 2014 to 2021

研究區屬海灤河流域子牙河水系, 主要地表河流有白馬河、 七里河、 沙河、 洺河等, 均發源于西部太行山區, 具山區河流的特征, 由西向東注入平原, 匯入大陸澤和寧晉泊[3]。 諸河上游山麓地帶均已修建水庫, 總庫容6.02×108m3, 以朱莊水庫最大, 庫容量4.16×108m3, 水庫的修建攔蓄了地表徑流, 使水庫下游的地表水徑流量減少。 南水北調中線工程縱貫泉域東部, 年流量50×108m3以上, 通過召馬地表水廠和七里河退水口等工程向邢臺地區供水3.33×108m3/a[2]。

2 地下水動態變化

在區域構造控制下, 早古生界碳酸鹽巖建造走向北東—北北東、 傾向南東的大型巖溶“自流斜地”。巖溶水系統在接受補給區大氣降水以及河流滲漏補給后, 沿巖溶、 裂隙發育帶向東徑流, 至太行山東緣大斷裂和邢臺一號斷裂破碎帶。 受構造作用影響, 地下水徑流受阻, 水位抬升, 溢出成泉, 自然排泄, 屬單斜順置型巖溶水系統[4]。

2.1 周期性動態

百泉泉域巖溶水動態嚴格受大氣降水和排采所制約, 并以雨季集中補給, 常年消耗為特征[5]。 空間上, 補給區地下水位動態變化幅度最大, 徑流區次之, 排泄區相對穩定; 時間上, 地下水位動態隨降水補給的周期性變化而變化, 豐水期回升, 枯水期下降(圖4)。

圖4 2014—2022 年多年地下水水位標高動態變化Fig.4 Dynamic changes of groundwater level elevation during 2014—2022

自然條件下, 泉域巖溶水年內周期水位動態變化表現為: 7—11 月份, 巖溶水位回升, 回升速度從補給區向排泄區遞減; 11 月中旬以后有1 ～2 個月水位相對穩定期。 穩定期后至翌年6 月, 巖溶水位下降,下降速度和幅度自補給區向排泄區遞減。

同時, 結合年降水量可知, 枯水年 (降水量〈400 mm) 地下水位不回升或回升少; 豐水年(降水量〉700 mm) 地下水位上升幅度大于下降幅度; 極豐水年地下水位基本不下降。

2.2 長期性動態

根據歷史資料, 自然條件下, 百泉泉域巖溶地下水位呈現7～11 年的周期性變化。 20 世紀80 年代以來, 隨著人工影響因素權重的增大, 改變了泉域巖溶地下水動態變化形態, 地下水位持續下降。

1981 年以前, 人工排水量小, 泉域巖溶地下水以泉排泄為主, 屬降水—泉排型動態特征。 平均泉排量6.78 m3/s, 年內周期地下水位變幅3 m 左右, 基本保持天然狀態。

1981—2004 年, 人工排采量持續增大并取代泉水排泄, 屬降水—人工開采型動態特征。 排采峰值超過10 m3/s, 使巖溶水長期處于超采狀態, 水位階段性持續下降, 水位升降幅度增大, 年內周期地下水位變幅增大至10～30 m, 系統自我調節功能衰退[5,6]。

2004—2016 年, 仍以人工排采為主, 屬降水—人工開采型動態特征。 此階段受益于節水型社會的建設和礦山防治水措施的推廣, 排采量有所下降, 基本穩定在5～7 m3/s, 水位緩慢下降。

2016 年至今, 邢臺地區開始消納南水北調引江水, 巖溶地下水開采量大幅度壓減, 但仍以人工排采為主, 輔以少量泉排泄, 屬降水—人工開采型動態特征。 目前地下水排采量基本穩定, 約4 ～5 m3/s, 地下水位階段性緩慢回升[2,6]。

3 區域地下水流場演化

百泉泉域巖溶地下水位埋深總體上從補給區深埋型到排泄區逐漸過渡為淺埋型。 地下水流場形態主要受構造控制, 并經歷了從天然狀態向人為干擾情況下的演變[7]。 本文以邢臺水務局、 邢臺市水文勘測研究中心以及各礦區的長期監測數據, 將泉域巖溶地下水流場的演化分為3 個階段。

3.1 天然狀態

20 世紀80 年代以前, 泉域巖溶地下水流場基本處于天然狀態。

根據1976 年7 月百泉泉域巖溶水流場圖(圖5),天然狀態下, 泉域巖溶水流場呈波狀起伏的輻射型流面, 在徑流帶為槽谷狀展布。 流向主要為從西南、西、 西北三個向匯流百泉, 并以泉群的形式排出地表。 補給區水力坡度較大, 徑流區相對較小, 排泄區水力坡度急劇減小(表1)[8]。 該時期, 新城鎮雖出現小規模降落漏斗, 但其中心水位標高(68 m) 高于當時百泉出露標高(66 m), 并未影響巖溶水流場的整體形態。

表1 天然與開采狀態下巖溶水水力坡度對比表[8]Table 1 Comparison of hydraulic slope of karst water under natural and mining conditions(單位:‰)

圖5 1976 年百泉泉域巖溶地下水流場[8]Fig.5 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 1976

3.2 地下水流場分化

20 世紀80 年代至2016 年, 地下水位階段性持續下降, 百泉斷流, 地下水流場逐漸出現分化, 并形成沙河地下分水嶺。

20 世紀80、 90 年代, 巖溶水開采量逐漸增大,泉群逐漸斷流。 據1990 年泉域巖溶水流場圖可知(圖6), 該時期泉域西南北銘河鐵礦區雖然已生成地下水漏斗, 但其中心水位標高(80 m) 仍高于邢臺市區水位, 對市區巖溶水仍具有補給作用, 地下水整體上依舊從西、 西南、 西北向市區及百泉泉群匯集。 位于徑流區的新城漏斗水位進一步下降, 中心水位56 m, 低于百泉排泄標高, 開始襲奪向百泉和市區徑流的巖溶水。 排泄區由于地下水開采形成的3 個漏斗, 其中心水位標高在56～57 m 之間, 低于百泉排泄標高, 漏斗之間相互襲奪, 使邢臺市區整體成為一個大漏斗[6]。

圖6 1990 年百泉泉域巖溶地下水流場[8]Fig.6 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 1990

以上內容說明, 該時期泉域補給區和徑流區的巖溶水雖然仍向邢臺市區徑流, 但其流場已經開始分化; 而排泄區由于漏斗的相互襲奪, 流場已處于高分化狀態。

2000 年以后, 巖溶水超采嚴重, 區域上主要表現為水力坡度的變化和地下水漏斗的出現(表1)。 到2012 年, 百泉泉域基本形成了以鐵礦區和水源地為中心的11 個降落漏斗, 地下水流場明顯改變(圖7)。與天然狀態相比, 沙河以北地下水水位標高降幅50～60 m, 南部鐵礦漏斗區水位標高降幅高達200 m (圖8)。 沙河以南以鐵礦區為中心的漏斗中心水位明顯低于沙河以北以水源地為中心的漏斗中心水位, 大量襲奪徑流帶巖溶水量, 使北洺河徑流帶地下水通過綦村—紫山巖體間開口的水量大大減少, 通過開口后又全部流向新城鎮漏斗, 在沙河附近形成地下分水嶺, 并隨著礦區排水強度增大而向北推移, 將百泉巖溶水系統分割成南北2 個亞區[8]。

圖7 2012 年百泉泉域巖溶地下水流場[8]Fig.7 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2012

圖8 1976—2012 年泉域巖溶地下水位降幅示意圖Fig.8 Schematic diagram of karst groundwater level decline from 1976 to 2012

3.3 地下水流場恢復

2016 年以后, 地下水位階段性緩慢回升, 地下水流場逐漸恢復, 百泉復涌。

2014 年, 南水北調中線工程通水, 2016 年開始向邢臺地區每年輸水3.3×108m3, 用于置換地下水和生態補水。 伴隨著南水置換和一部分礦場的關閉, 地下水位開始緩慢回升, 沙河以北以生活用水和工業用水產生的地下水漏斗相繼得到緩解。 同時, 沙河以南以鐵礦區為中心的漏斗, 通過采取帷幕注漿的防治水措施, 大大減少了其對地下水的襲奪。

據2018 年地下水流場圖可知(圖9), 沙河以北地下水流場已基本恢復至天然流場形態, 沙河以南主要地下水漏斗依然存在, 其中心水位標高明顯低于沙河以北水位標高, 使沙河以北巖溶水反補沙河以南,沙河分水嶺進一步北移。

圖9 2018 年百泉泉域巖溶地下水流場[5]Fig.9 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2018

值得指出的是, 2000 年以來, 百泉泉群排泄點存在大量的人類活動, 如百泉泉坑的下挖和狗頭泉的擴泉等。 據水文勘測研究中心對百泉的長期監測, 2018年泉水溢出標高已降至42 m 左右, 亦有學者認為是38.5 m[2]。

2021 年泉域年降水量為近8 年年均降水量的2.5倍, 地下水補給量較大, 水位大幅度回升。 據2022年地下水流場形態(圖10), 與2015 年相比, 沙河以北巖溶地下水位標高已超過+55 m, 漲幅超過50 m,南部鐵礦漏斗分布區地下水位標高漲幅最高達230 m(圖11)。 泉域的地下水漏斗, 除新城鎮漏斗外, 中心水位均高于此時的百泉排泄標高(42 m)。 地下水整體上從西南、 西、 西北三個方向向排泄區徑流, 但是受新城鎮漏斗區的影響, 沙河地下分水嶺依然存在。

圖10 2022 年百泉泉域巖溶地下水流場Fig.10 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2022

圖11 2015—2022 年泉域巖溶地下水位升幅示意圖Fig.11 Schematic diagram of karst groundwater level increase from 2015 to 2022

4 流場演化影響因素

百泉泉域屬于全排型巖溶泉域, 巖溶水系統以降水作為唯一的補給來源, 補給方式主要為大氣降水直接補給和河流巖溶發育段滲漏補給, 排泄方式主要是泉群自然排泄、 人工開采和礦山排水。 由此可知, 泉域巖溶水系統補給項和排泄項的變化所造成的補采失衡是驅動地下水流場演變的直接因素[9]。

本次本文以邢臺水務局、 邢臺市水文勘測研究中心以及各礦區的長期監測數據, 參照中國地調局水環所和河北煤田局新能源隊的研究思路[2,6], 收集、 計算了泉域不同階段巖溶水系統源匯項變化, 并對其影響因素進行分析。

4.1 降水量

大氣降水通過碳酸鹽巖露頭區直接補給巖溶水系統, 因此降水量直接影響巖溶水系統的總補給量, 其次是間接影響農業用水區對地下水的開采強度。

從補給區降水量年代變化可以看出(圖12), 20世紀80 年代以前, 平均降水量在600 mm 以上, 多年天然補給量約1.05×108m3/a。 80 年代以后, 平均降水量在550 mm 以下, 特別是進入21 世紀后, 平均年降水量僅500 mm 左右, 平均降水量的減少使巖溶水的有效補給減少[10]。 據估算, 21 世紀以來, 由于降水量減少導致補給量減少約0.05×108m3/a。 2014 年南水入冀以來, 泉域經歷了2016 和2021 兩個極豐水年, 是多年平均降水量的2 倍以上, 巖溶水系統補給效果顯著。

圖12 百泉泉域山區平均降水量年代變化[10]Fig.12 Annual variation of average precipitation in the mountainous area of Baiquan spring

4.2 上游蓄水

河流在流經碳酸鹽巖巖溶發育地段時, 河床潛流和地表水以線狀滲漏的方式補給巖溶水系統, 20世紀70 年代以前, 滲漏補給量可達1.09×108m3/a。70 年代末, 泉域內河流上游均已修建水庫, 總庫容6.02×108m3, 攔蓄面積超過泉域面積的一半, 減少了河流的流量和河流滲漏段對地下水的補給量。 以往調查計算結果顯示, 河流滲漏補給量減少約0.3×108m3/a[8]。

4.3 泉水排泄

自然狀態下, 巖溶地下水主要主要排泄方式為泉群自然排泄。 1976 年, 百泉泉群流量約1.62×108m3/a, 達活泉泉群流量約0.25×108m3/a。 此外, 百泉附近還有少部分巖溶水以潛流的形式橫向補給新生界含水體, 其量約0.12×108m3/a。 故泉域總排泄量1.99×108m3/a[8]。

1981 年和1986 年, 達活泉和百泉相繼斷流, 其后雖偶有溢出, 但其流量平均到長時間序列后可以忽略不計。 從2021 年9 月百泉泉群復涌至今, 實測泉排量0.1×108～0.15×108m3/a[2]。

4.4 礦山排水

百泉泉域補給區和徑流區上游礦產資源豐富, 在礦產開發過程中排放了大量的巖溶水。 依據邢臺水務局資料, 參考華北有色工程勘察院計算的礦坑水多年平均回歸系數37.5%。 2004 年鐵礦排水達到峰值, 扣除回灌量后約0.87×108m3/a; 2008 年, 隨著鐵礦防治水措施的普及, 扣除回灌量后排水量降至0.51×108m3/a, 并趨于穩定。 煤礦巖溶水年均采水量變化不大, 約0.23×108m3/a[2,11]。

4.5 巖溶水開采

20 世紀80 年代以來, 隨著社會發展, 巖溶水開采量不斷增加, 到2007 年, 泉域內巖溶水年均總開采量增至1.47×108m3/a, 之后開采量趨于穩定, 主要包括農業用水、 生活用水和工業用水3 大類。

2016 年, 邢臺消納引江水南水北調水置換用于工業和城鎮生活用水的巖溶水, 壓采巖溶水0.57×108m3/a, 并隨著南水北調配套工程的發展,進一步壓采巖溶水量, 使巖溶地下水得到有效涵養,促使巖溶水系統水位上升, 流場恢復, 百泉復涌。

以上述內容為基礎, 可以計算泉域巖溶水系統源匯項變化情況, 見表2。

表2 百泉泉域巖溶地下水源匯項變化表Table 2 Change of Karst underground water source in Baiquan Spring(單位: m3/a)

結合不同階段地下水流場演化, 可知:

(1) 天然狀態下, 巖溶水補給量與排采量補采基本平衡, 地下水流場形態主要受大氣降水控制, 呈自然波動狀態。

(2) 地下水位階段性持續下降狀態下, 巖溶水補給量小于開采量, 地下水流場形態主要受漏斗區排采和超采量的控制, 地下水流場形態分化。

(3) 地下水位緩慢回升狀態下, 巖溶水補給量大于開采量, 地下水流場形態受漏斗區排采和降水補給量的共同控制, 其演化與補采差呈正相關。

5 結論

(1) 百泉泉域巖溶地下水流場的演化與巖溶地下水水位變化相對應, 經歷了天然狀態、 流場分化和流場恢復3 個主要階段。

(2) 驅動泉域巖溶地下水流場演變的直接因素是補給項和排泄項變化所造成的補采失衡。 影響補、 排項變化的因素有大氣降水、 攔河蓄水、 礦山排水、 巖溶水開采等, 不同階段主導因素不盡相同。

(3) 南水北調引江水的利用, 壓采了大量巖溶水, 對泉域巖溶水系統恢復起到至關重要的作用。