河北兴隆县咋口峪村备用水源地水文地质特征与开采前景

王鹏，景志华，李亮，张明宇，梁景利，刘瑞年

（1.华北地质勘查局五一四地质大队，河北承德 067000；2.河北地质大学，河北石家庄 050031）

0 引言

兴隆县位于河北省承德市南部，山谷阶地发育、地形条件复杂，素有“九山半水半分田”之称。受自然条件限制，兴隆县水源井均为地下水深水井型，水资源分布不均、开发利用成本高成为了制约当地经济快速发展和群众生活水平提高的一个重要原因（豆靖涛等，2015）。本文依托中国地质调查局-承德生态文明示范区综合地质调查工程项目，详细分析了兴隆县咋口峪村备用水源地的地形地貌、气候、地质构造、地下水的赋存条件、补径排条件和水化学特征，并对其开采前景及蓄水构造特征进行了探讨（邓启军等，2013），为兴隆县水资源的规划和建设提供可靠的依据。

1 水源地地质概况

1.1 地形地貌及气候条件

兴隆县位于燕山山脉东缘的支脉间，山峰陡峭，群山环列，地形坡度大，由西往东地势逐步降低，区内獐帽山为最高峰，标高1251.6 m，由西往东地势逐步降低，至宝地一带，地面标高530 m，上下游地区相对高差约720 m，平均地面坡降约12.9%。受地质构造、地层岩性等因素的控制，兴隆县形成以碳酸盐岩为主的低山小区、以火成岩为主的低山小区、以碎屑岩为主的低山小区3 种地貌景观。水源地河流为柳河，自东向西流经水源地北部，属海河流域滦河系一级支流，发源于境内六里坪山，是县内最长的河流，全长120.5 km，控制流域面积1199.15 km2。河水流量受降雨量影响较大，干涸期（12 月）最小流量0.14～0.52m3/s，汛期（8 月）最大流量116.84～117.88m3/s，平均流量1.54 m3/s。枯水期柳河水位472～478 m，最高洪水位479～484 m，水力坡度约5.62‰。与20 世纪70、80 年代相比，近年来柳河流量严重减少。兴隆县属温带向暖温带过度、半干旱半湿润、大陆季风型山地气候，因受西伯利亚冷气团及副热带太平洋气团影响，冬长寒冷干燥少雪；夏短炎热多降雨，且常有冰雹；春季干旱少雨；秋季天凉气爽，冷暖适中。多年平均气温7.8℃，极端最高气温36.7℃，极端最低气温-29.4℃，年均降水量为727.9 mm，历史最高降雨量为1122.6 mm（1964年），最少年为459.0 mm（1981 年）；降水多集中在6、7、8 月份，3 个月降水量占全年的68.6%，5—9月降水量占全年的86.1%；年平均蒸发量1400.0 mm，6、9 月份半湿润，降雨量与蒸发量均等；最大冻土深度119 cm（王占升，2007）。

1.2 地质概况

水源地所在地大地构造属于华北地台燕山台褶带中段，在三级构造单元上位于马兰峪复背斜北部，为宽城凹褶束的一部分。区内出露地层主要为长城系常州沟组长石石英砂岩、石英岩状砂岩；串岭沟组页岩、粉砂岩障壁潮道砂岩，为区内相对隔水层；团山子组白云岩、叠层石白云岩夹白云质泥岩；大红峪组硅化砂质白云岩及石英砂岩，以及第四系冲积物。区内构造复杂，褶皱及断裂构造发育。水源地总体处于枢纽呈东西向背斜的北翼，枢纽为长城系串岭沟组地层，褶皱南翼受后期断裂构造破坏严重；受密云-喜峰口深大断裂及其次级构造控制，区内发育有北东向张性断裂及北西向压性断裂，探采结合井所在的团山子组地层内发育的北西向次一级张性断裂，为水源地地下水的运移及储存提供了良好的通道（王新峰等，2018）（图1）。

图1 咋口峪水源地立体地质结构图

2 水源地水文地质特征

2.1 水源地含水岩组及水文地质特征

水源地含水岩组共分为第四系松散岩类孔隙含水岩组、碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组、基岩构造裂隙含水岩组及隔水岩类（图2）。

（1） 第四系松散岩类孔隙含水岩组：主要分布于咋口峪沟谷、山间盆地及河床地带，主要是冲积和冲洪积等类型的堆积物，由砾石、砂砾石、砂层夹黏质砂土、细砂及淤泥等组成。受地形地貌、水力坡度及沉积厚度等影响，含水层具有相对较厚、埋藏浅、水动力场活跃、富水性中等等特点，为孔隙水的富水地段。水化学类型一般为HCO3-Ca 及HCO3-Ca·Mg 型，矿化度0.36～1.25g/L，单井涌水量100～300m3/d。

（2） 碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组：主要分布于咋口峪东西向背斜两翼的长城系团山子组、大红峪组地层内，含水层岩性为白云岩、叠层石白云岩夹白云质泥岩、泥质白云岩。由于构造条件复杂，岩溶发育，能构成完整的岩溶水系统，水量丰富且动态较稳定，北部三义村泉流量达34.72L/s，是咋口峪村区域内比较有供水意义的地下水类型。水化学类型以HCO3-Ca、HCO3-Ca·Mg 型为主，矿化度小于0.5g/L，单井涌水量300～1000m3/d。

（3） 基岩构造裂隙含水岩组：主要分布于水源地南部断裂构造带中。北东向及其次一级张性断裂构造主发育于团山子组及串岭沟组地层内部，含水层厚度垂向发育较深，宽度7～100 m。受构造作用影响，破碎带内形成构造角砾岩、碎裂岩，构造角砾岩、碎裂岩多胶结较好，部分碎裂岩虽胶结较弱，但其间为碎粉充填。构造破碎带整体透水性中等，富水性强。ZK11 探采结合孔即位于北西向张性断裂构上盘，在深149.10～151.50 m 处岩芯极为破碎，为含水层。根据抽水试验，含水层渗透系数为2.56～5.03m/d，表明该含水层透水性好，富水性强（宋照光，2007）。而区域北西展布的压扭性断裂构造，一定程度上具有对岩石的压实作用，从而成为相对隔水构造，水源地上游的咋口峪泉即与此压型断裂构造有关。

（4） 隔水岩类：分布于咋口峪东西向背斜枢纽部位，岩性为长城系串岭沟组页岩，为区域性相对隔水岩组。

2.2 地下水的补给、径流、排泄及动态特征

（1） 第四系松散岩类孔隙水：大气降水垂直入渗补给是本类型地下水的主要补给来源，其次为基岩侧向径流补给。在补给条件好的河谷中、下游地段，地形较开阔，构成滞留汇水地形，含水层岩性以砂卵石为主，水位埋藏浅，大气降雨入渗补给迅速，低洼沟谷地形利于基岩侧向径流汇集。丰水期，孔隙水侧向补给河水；枯水期，河水补给孔隙水。根据含水层岩性组合及地貌特征，地下水的排泄方式主要为径流排泄和人工开采，尤其人工开采在水源地附近占很大比例，是咋口峪村分散式供水的主要水源。水位动态受降雨入渗补给、侧向径流补给和人工开采等因素影响，接受降雨补给能力强，水位可恢复性强（王洪磊等，2016）。一般水位年变幅为2～5 m，年平均水位受当年降雨和开采量控制，年际间平均水位差距较小。

（2） 碳酸盐岩裂隙岩溶水：该组含水层在水源地附近分布面积较大，属于入渗补给型，且水源地附近构造裂隙较为发育，裂隙密集，岩层破碎，含水层厚度大，能够广泛接受大气降水。排泄方式主要为向下游径流和在地势条件和构造条件十分有利的部位出露泉眼（王新峰等，2017），如水源地北部的三义村泉，为本类型地下水的重要排泄方式。由于该类型地下水以降水入渗补给及侧向径流补给为主，因此表现出明显的降水入渗补给滞后现象。

根据地下水年内变化情况可划分为3 个动态期：①水位上升期，一般在5—9 月，由于降水入渗补给增强，使水位上升；②水位下降期：一般在9—12 月，降雨量减少，入渗补给量随之减少，使水位下降；③水位相对稳定期：一般在12 月至次年5 月，持续稳定的地下水侧向径流补给，维持水位相对稳定。该类型地下水水位动态与降雨量及开采量关系密切，一次降雨后，水位上升可形成峰值，开采后又形成低值，年内水位埋深、水位变幅较大是该类型地下水动态的主要特点（叶浩等，2017）。

（3） 基岩构造裂隙含水岩组：主要依靠上部含水层的垂向补给和侧向径流补给，裸露区直接接受大气降水补给，排泄方式主要为侧向径流和泉（图3）。该类型地下水水位与降水季节及降水量关系密切，雨季降水量大，水位同步上升，无滞后作用（乔晓英等，2005）。年际降水量大，地下水位埋深平均值小，水位变幅就大，反之亦然。由于冰雪融化和雨季降水对该类型地下水影响明显，所以在一年内水位动态曲线一般呈现两个峰值。

图2 咋口峪水源地水文地质图

3 水源地地球物理特征

图3 咋口峪水源地补、径、排剖面示意图

为进一步了解水源地深部地球物理特征，结合区内地质及构造情况，在水源地呈“十字”型近垂直布设实施了2 条可控源音频大地电磁法剖面。可控源剖面显示明显的纵向电性分层特征，由浅至深分布着低阻-高阻-低阻3 个电性层，深部呈低阻-中高阻-低阻相间分布。在22 线中部测点处，电阻率等值线梯度突变，低阻条带两侧等值线密集变化的梯度带的中部为断层位置，此断裂位于与21 线相交位置，据此推断其为同一断裂，属较好的导水、贮水构造（贾德旺赵庆令，2016）。

4 水源地开采前景

在全面了解水源地地层、构造及地球物理特征基础上，确定了水源地北侧张性断裂规模及其导水（卢玉邦等，2004）、贮水作用，因此选择水源地张性断裂的上盘位置施工了ZK11 号探采结合井及配套观测井，以进一步查明水源地水文地质特征。ZK11探采结合井深210.40 m，其中含水层厚123.55 m，静止水位埋深10.60 m；观测井井深136.00 m，静止水位埋深8.20 m。

4.1 水文地质参数计算确定

本次对ZK11 探采结合井进行了3 个落程稳定流抽水试验，稳定时间为24 h，主孔、观测孔同步观测水位（图4）。抽水试验计算公式选用潜水完整井稳定流抽水进行计算：

式（1）中：S为抽水孔水位降深（m） ；K为渗透系数（m/d）；r为抽水井半径（m）；Q 为涌水量（m3/d）；H为含水层厚度（m）；R为影响半径（m）。

将数据带入潜水完整井稳定流抽水计算公式，渗透系数计算结果的平均值4.23 m/d，抽水试验结果见表1。

4.2 地下水补给量确定

水源地地下水补给量主要包括： 大气降水入渗量、地下水侧向径流流入量2 部分。

4.2.1 大气降水入渗量

式（2）中：Q降为日平均降水入渗补给量（m3/d）；F为降水入渗的面积（m2）；α为降水入渗系数；X为多年平均大气降水量（m）。

降水入渗的面积经计算为7.34 km2，降水入渗系数α取0.25；根据该区域历年平均降水量X取701.2 mm，经计算本区地下水多年平均降水量入渗补给量为3525.21m3/d。

4.2.2 地下水侧向径流流入量

式（3）中：Q潜为潜水地下水径流流入量（m3/d）；K为渗透系数（m/d）；I为水力坡度（‰）；H为潜水含水层厚度（m）；B为过水断面宽度（m）。

计算中渗透系数取4.23m/d，水力坡度取8.6‰，潜水含水层厚度根据探采结合孔及观测井资料取平均值123.55 m，过水断面宽度取560 m，经计算地下水潜水侧向径流流入量为2516.92m3/d。综上，该区地下水总补给量Q=Q降+Q潜=6042.13m3/d。

表1 ZK11 井抽水试验成果计算表

图4 抽水试验Q-t、s-t、Q-S 与q-s 曲线图

4.3 地下水储存量计算

本区地下水储存量主要为潜水储存量，潜水储存量计算公式为：

式（4）中：W为地下水的储存量（m3）；μ为潜水含水层的给水度；V为潜水含水层的体积（m3）。潜水含水层面积按汇水面计算为7.34 km2，给水度根据水文地质手册提供的经验值取0.10，含水层平均厚度取123.55 m。计算潜水的储存量为90.69×106m3。

4.4 地下水允许开采量计算

4.4.1 水源地地下水允许开采量计算

根据该区的水文地质条件，采取水均衡法进行评价（马岳昆等，2019）。对于一个均衡区（或地段）的含水层组来说，在补给和消耗的不平衡发展过程中，在任一时段△t内的补给量与消耗量之差，恒等于这个含水层组中水体积的变化量。

据此建立水均衡方程式：

式（5）中：Q补=Q流入+Q越入+Q河渗+Q雨渗+Q人补+……

如果要求稳定型开采动态，则最大允许开采量为：

根据该地区的水文、气象及补、径、排等边界条件，同时结合考虑上游汇水面积范围内的居民人数（区内大型工矿企业，工作区内居民人数较少，牲畜、生活用水和农业灌溉用水十分有限），综合分析后将水均衡方程式简化为：

4.4.2 探采结合井允许开采量计算

根据含水层结构特点及抽水试验分析，探采结合井含水层厚度为123.55m，允许降深为含水层厚度的1/3，S允许=41.18m 进行允许开采量的计算，利用抽水试验法计算允许开采量过程如下。

Q=f（S）线型判断：通过计算n 值判断曲线线型，计算公式为：

式（6）中：Q1为抽水试验第一降深涌水量；S1为抽水试验第一降深水位下；Q3为抽水试验第三降深涌水量；S3为抽水试验第三降深水位下降值。

计算得n=2.01，Q=f（S）线型为对数型。

将抽水试验数据代入对数曲线方程：

求得参数a=8.63，b=10.71。

最终测探采结合井单井允许开采量Q允许=2484.86m3/d（28.76L/s）。

4.5 地下水资源评价

本区地下水资源天然条件下总补给量为6042.13m3/d，其中大气降水渗入补给量为3525.21m3/d，占总补给量的58.34%，侧向径流补给量为2516.92m3/d，占总补给量的60.69%。计算单井允许开采量为2484.86m3/d，占补给资源量的41.13%，可见水源地开采资源是有足够保障的。探采结合井在平水期及枯水期抽水井的最大出水量与丰水期的相比应略有减小（林光鑫等，2017），本次预估的最大出水量除遇到极特殊的干旱情况外，基本达到长期开采供给的条件，预计可直接解决10000 余人的饮水问题。

5 水源地蓄水构造模式

咋口峪水源地地处南高北低的沟谷地带，充足的大气降水及地表径流为本区地下水的富集提供了先决条件（李云等，2015）。长城系团山子组碳酸盐岩在水源地上游广泛分布，受区域断裂及褶皱构造影响，岩石节理及裂隙发育，为地下水的补给及运移提供了丰富的空间及通道（张之淦和陈伟海，2000），同时也促进了区内碳酸盐岩岩溶的进一步发育，形成了碳酸盐岩岩溶裂隙蓄水构造（刘新号，2011）；水源地附近长城系串岭沟组页岩发育，受东西向背斜构造影响，页岩层得以进一步压实，在碳酸盐岩岩溶裂隙含水层的下部形成相对致密的隔水层，即地层阻水构造（于丽莎等，2019）；探采结合井附近发育有一北北西向的张性断裂构造，在此构造作用影响下，地层破碎、岩溶更为发育，且张开性好，进一步促进了大气降水及地表径流的入渗，形成断裂蓄水构造（邸志强等，2007）。因此认定咋口峪水源地蓄水构造为岩溶裂隙、断裂带与地层阻水共同组成的复合型蓄水构造（图5）。

6 结论

咋口峪水源地附近碳酸盐岩地层广布，断裂及褶皱构造发育，区内主要含水层为第四系松散岩类孔隙含水岩组、碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组及基岩构造裂隙含水岩组，地下水接受大气降水补给后，自南向北向沟谷汇聚，并以泉（三义村泉）及河川基流形式排出域外。水源地地下水资源丰富，蓄水构造复杂（兰自亭和刘玉忠，2005）；现状条件下地下水的允许开采量为6042.13m3/d，计算单井允许开采量为2484.86m3/d，占补给资源量的41.13%，基本可以保证长期开采的供给，预计开发使用后可直接解决10000 余人的饮水生活问题。该水源地距现有兴隆县第四供水地（红石砬）直距仅1.8 km，具备改造成为兴隆县城备用水源地的潜力。为保证地下水资源的合理开发及利用，建议下一步对咋口峪水源地开展水文地质详查相关工作，查明地下水水力联系、取水层位，为水源地施工提供翔实依据（杨齐青等，2009）；同时加强本地区地下水的动态监测工作，严格控制开采规模，避免产生地下水降落漏斗等环境水文地质问题。

图5 咋口峪水源地蓄水构造模式图