王鵬，景志華，李亮，張明宇，梁景利，劉瑞年

（1.華北地質勘查局五一四地質大隊，河北承德 067000；2.河北地質大學，河北石家莊 050031）

0 引言

興隆縣位于河北省承德市南部，山谷階地發(fā)育、地形條件復雜，素有“九山半水半分田”之稱。受自然條件限制，興隆縣水源井均為地下水深水井型，水資源分布不均、開發(fā)利用成本高成為了制約當?shù)亟洕焖侔l(fā)展和群眾生活水平提高的一個重要原因（豆靖濤等，2015）。本文依托中國地質調查局-承德生態(tài)文明示范區(qū)綜合地質調查工程項目，詳細分析了興隆縣咋口峪村備用水源地的地形地貌、氣候、地質構造、地下水的賦存條件、補徑排條件和水化學特征，并對其開采前景及蓄水構造特征進行了探討（鄧啟軍等，2013），為興隆縣水資源的規(guī)劃和建設提供可靠的依據(jù)。

1 水源地地質概況

1.1 地形地貌及氣候條件

興隆縣位于燕山山脈東緣的支脈間，山峰陡峭，群山環(huán)列，地形坡度大，由西往東地勢逐步降低，區(qū)內獐帽山為最高峰，標高1251.6 m，由西往東地勢逐步降低，至寶地一帶，地面標高530 m，上下游地區(qū)相對高差約720 m，平均地面坡降約12.9%。受地質構造、地層巖性等因素的控制，興隆縣形成以碳酸鹽巖為主的低山小區(qū)、以火成巖為主的低山小區(qū)、以碎屑巖為主的低山小區(qū)3 種地貌景觀。水源地河流為柳河，自東向西流經水源地北部，屬海河流域灤河系一級支流，發(fā)源于境內六里坪山，是縣內最長的河流，全長120.5 km，控制流域面積1199.15 km2。河水流量受降雨量影響較大，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?？菟诹铀?72～478 m，最高洪水位479～484 m，水力坡度約5.62‰。與20 世紀70、80 年代相比，近年來柳河流量嚴重減少。興隆縣屬溫帶向暖溫帶過度、半干旱半濕潤、大陸季風型山地氣候，因受西伯利亞冷氣團及副熱帶太平洋氣團影響，冬長寒冷干燥少雪；夏短炎熱多降雨，且常有冰雹；春季干旱少雨；秋季天涼氣爽，冷暖適中。多年平均氣溫7.8℃，極端最高氣溫36.7℃，極端最低氣溫-29.4℃，年均降水量為727.9 mm，歷史最高降雨量為1122.6 mm（1964年），最少年為459.0 mm（1981 年）；降水多集中在6、7、8 月份，3 個月降水量占全年的68.6%，5—9月降水量占全年的86.1%；年平均蒸發(fā)量1400.0 mm，6、9 月份半濕潤，降雨量與蒸發(fā)量均等；最大凍土深度119 cm（王占升，2007）。

1.2 地質概況

水源地所在地大地構造屬于華北地臺燕山臺褶帶中段，在三級構造單元上位于馬蘭峪復背斜北部，為寬城凹褶束的一部分。區(qū)內出露地層主要為長城系常州溝組長石石英砂巖、石英巖狀砂巖；串嶺溝組頁巖、粉砂巖障壁潮道砂巖，為區(qū)內相對隔水層；團山子組白云巖、疊層石白云巖夾白云質泥巖；大紅峪組硅化砂質白云巖及石英砂巖，以及第四系沖積物。區(qū)內構造復雜，褶皺及斷裂構造發(fā)育。水源地總體處于樞紐呈東西向背斜的北翼，樞紐為長城系串嶺溝組地層，褶皺南翼受后期斷裂構造破壞嚴重；受密云-喜峰口深大斷裂及其次級構造控制，區(qū)內發(fā)育有北東向張性斷裂及北西向壓性斷裂，探采結合井所在的團山子組地層內發(fā)育的北西向次一級張性斷裂，為水源地地下水的運移及儲存提供了良好的通道（王新峰等，2018）（圖1）。

圖1 咋口峪水源地立體地質結構圖

2 水源地水文地質特征

2.1 水源地含水巖組及水文地質特征

水源地含水巖組共分為第四系松散巖類孔隙含水巖組、碳酸鹽巖裂隙巖溶含水巖組、基巖構造裂隙含水巖組及隔水巖類（圖2）。

（1） 第四系松散巖類孔隙含水巖組：主要分布于咋口峪溝谷、山間盆地及河床地帶，主要是沖積和沖洪積等類型的堆積物，由礫石、砂礫石、砂層夾黏質砂土、細砂及淤泥等組成。受地形地貌、水力坡度及沉積厚度等影響，含水層具有相對較厚、埋藏淺、水動力場活躍、富水性中等等特點，為孔隙水的富水地段。水化學類型一般為HCO3-Ca 及HCO3-Ca·Mg 型，礦化度0.36～1.25g/L，單井涌水量100～300m3/d。

（2） 碳酸鹽巖裂隙巖溶含水巖組：主要分布于咋口峪東西向背斜兩翼的長城系團山子組、大紅峪組地層內，含水層巖性為白云巖、疊層石白云巖夾白云質泥巖、泥質白云巖。由于構造條件復雜，巖溶發(fā)育，能構成完整的巖溶水系統(tǒng)，水量豐富且動態(tài)較穩(wěn)定，北部三義村泉流量達34.72L/s，是咋口峪村區(qū)域內比較有供水意義的地下水類型。水化學類型以HCO3-Ca、HCO3-Ca·Mg 型為主，礦化度小于0.5g/L，單井涌水量300～1000m3/d。

（3） 基巖構造裂隙含水巖組：主要分布于水源地南部斷裂構造帶中。北東向及其次一級張性斷裂構造主發(fā)育于團山子組及串嶺溝組地層內部，含水層厚度垂向發(fā)育較深，寬度7～100 m。受構造作用影響，破碎帶內形成構造角礫巖、碎裂巖，構造角礫巖、碎裂巖多膠結較好，部分碎裂巖雖膠結較弱，但其間為碎粉充填。構造破碎帶整體透水性中等，富水性強。ZK11 探采結合孔即位于北西向張性斷裂構上盤，在深149.10～151.50 m 處巖芯極為破碎，為含水層。根據(jù)抽水試驗，含水層滲透系數(shù)為2.56～5.03m/d，表明該含水層透水性好，富水性強（宋照光，2007）。而區(qū)域北西展布的壓扭性斷裂構造，一定程度上具有對巖石的壓實作用，從而成為相對隔水構造，水源地上游的咋口峪泉即與此壓型斷裂構造有關。

（4） 隔水巖類：分布于咋口峪東西向背斜樞紐部位，巖性為長城系串嶺溝組頁巖，為區(qū)域性相對隔水巖組。

2.2 地下水的補給、徑流、排泄及動態(tài)特征

（1） 第四系松散巖類孔隙水：大氣降水垂直入滲補給是本類型地下水的主要補給來源，其次為基巖側向徑流補給。在補給條件好的河谷中、下游地段，地形較開闊，構成滯留匯水地形，含水層巖性以砂卵石為主，水位埋藏淺，大氣降雨入滲補給迅速，低洼溝谷地形利于基巖側向徑流匯集。豐水期，孔隙水側向補給河水；枯水期，河水補給孔隙水。根據(jù)含水層巖性組合及地貌特征，地下水的排泄方式主要為徑流排泄和人工開采，尤其人工開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。水位動態(tài)受降雨入滲補給、側向徑流補給和人工開采等因素影響，接受降雨補給能力強，水位可恢復性強（王洪磊等，2016）。一般水位年變幅為2～5 m，年平均水位受當年降雨和開采量控制，年際間平均水位差距較小。

（2） 碳酸鹽巖裂隙巖溶水：該組含水層在水源地附近分布面積較大，屬于入滲補給型，且水源地附近構造裂隙較為發(fā)育，裂隙密集，巖層破碎，含水層厚度大，能夠廣泛接受大氣降水。排泄方式主要為向下游徑流和在地勢條件和構造條件十分有利的部位出露泉眼（王新峰等，2017），如水源地北部的三義村泉，為本類型地下水的重要排泄方式。由于該類型地下水以降水入滲補給及側向徑流補給為主，因此表現(xiàn)出明顯的降水入滲補給滯后現(xiàn)象。

根據(jù)地下水年內變化情況可劃分為3 個動態(tài)期：①水位上升期，一般在5—9 月，由于降水入滲補給增強，使水位上升；②水位下降期：一般在9—12 月，降雨量減少，入滲補給量隨之減少，使水位下降；③水位相對穩(wěn)定期：一般在12 月至次年5 月，持續(xù)穩(wěn)定的地下水側向徑流補給，維持水位相對穩(wěn)定。該類型地下水水位動態(tài)與降雨量及開采量關系密切，一次降雨后，水位上升可形成峰值，開采后又形成低值，年內水位埋深、水位變幅較大是該類型地下水動態(tài)的主要特點（葉浩等，2017）。

（3） 基巖構造裂隙含水巖組：主要依靠上部含水層的垂向補給和側向徑流補給，裸露區(qū)直接接受大氣降水補給，排泄方式主要為側向徑流和泉（圖3）。該類型地下水水位與降水季節(jié)及降水量關系密切，雨季降水量大，水位同步上升，無滯后作用（喬曉英等，2005）。年際降水量大，地下水位埋深平均值小，水位變幅就大，反之亦然。由于冰雪融化和雨季降水對該類型地下水影響明顯，所以在一年內水位動態(tài)曲線一般呈現(xiàn)兩個峰值。

圖2 咋口峪水源地水文地質圖

3 水源地地球物理特征

圖3 咋口峪水源地補、徑、排剖面示意圖

為進一步了解水源地深部地球物理特征，結合區(qū)內地質及構造情況，在水源地呈“十字”型近垂直布設實施了2 條可控源音頻大地電磁法剖面?？煽卦雌拭骘@示明顯的縱向電性分層特征，由淺至深分布著低阻-高阻-低阻3 個電性層，深部呈低阻-中高阻-低阻相間分布。在22 線中部測點處，電阻率等值線梯度突變，低阻條帶兩側等值線密集變化的梯度帶的中部為斷層位置，此斷裂位于與21 線相交位置，據(jù)此推斷其為同一斷裂，屬較好的導水、貯水構造（賈德旺趙慶令，2016）。

4 水源地開采前景

在全面了解水源地地層、構造及地球物理特征基礎上，確定了水源地北側張性斷裂規(guī)模及其導水（盧玉邦等，2004）、貯水作用，因此選擇水源地張性斷裂的上盤位置施工了ZK11 號探采結合井及配套觀測井，以進一步查明水源地水文地質特征。ZK11探采結合井深210.40 m，其中含水層厚123.55 m，靜止水位埋深10.60 m；觀測井井深136.00 m，靜止水位埋深8.20 m。

4.1 水文地質參數(shù)計算確定

本次對ZK11 探采結合井進行了3 個落程穩(wěn)定流抽水試驗，穩(wěn)定時間為24 h，主孔、觀測孔同步觀測水位（圖4）。抽水試驗計算公式選用潛水完整井穩(wěn)定流抽水進行計算：

式（1）中：S為抽水孔水位降深（m） ；K為滲透系數(shù)（m/d）；r為抽水井半徑（m）；Q 為涌水量（m3/d）；H為含水層厚度（m）；R為影響半徑（m）。

將數(shù)據(jù)帶入潛水完整井穩(wěn)定流抽水計算公式，滲透系數(shù)計算結果的平均值4.23 m/d，抽水試驗結果見表1。

4.2 地下水補給量確定

水源地地下水補給量主要包括： 大氣降水入滲量、地下水側向徑流流入量2 部分。

4.2.1 大氣降水入滲量

式（2）中：Q降為日平均降水入滲補給量（m3/d）；F為降水入滲的面積（m2）；α為降水入滲系數(shù)；X為多年平均大氣降水量（m）。

降水入滲的面積經計算為7.34 km2，降水入滲系數(shù)α取0.25；根據(jù)該區(qū)域歷年平均降水量X取701.2 mm，經計算本區(qū)地下水多年平均降水量入滲補給量為3525.21m3/d。

4.2.2 地下水側向徑流流入量

式（3）中：Q潛為潛水地下水徑流流入量（m3/d）；K為滲透系數(shù)（m/d）；I為水力坡度（‰）；H為潛水含水層厚度（m）；B為過水斷面寬度（m）。

計算中滲透系數(shù)取4.23m/d，水力坡度取8.6‰，潛水含水層厚度根據(jù)探采結合孔及觀測井資料取平均值123.55 m，過水斷面寬度取560 m，經計算地下水潛水側向徑流流入量為2516.92m3/d。綜上，該區(qū)地下水總補給量Q=Q降+Q潛=6042.13m3/d。

表1 ZK11 井抽水試驗成果計算表

圖4 抽水試驗Q-t、s-t、Q-S 與q-s 曲線圖

4.3 地下水儲存量計算

本區(qū)地下水儲存量主要為潛水儲存量，潛水儲存量計算公式為：

式（4）中：W為地下水的儲存量（m3）；μ為潛水含水層的給水度；V為潛水含水層的體積（m3）。潛水含水層面積按匯水面計算為7.34 km2，給水度根據(jù)水文地質手冊提供的經驗值取0.10，含水層平均厚度取123.55 m。計算潛水的儲存量為90.69×106m3。

4.4 地下水允許開采量計算

4.4.1 水源地地下水允許開采量計算

根據(jù)該區(qū)的水文地質條件，采取水均衡法進行評價（馬岳昆等，2019）。對于一個均衡區(qū)（或地段）的含水層組來說，在補給和消耗的不平衡發(fā)展過程中，在任一時段△t內的補給量與消耗量之差，恒等于這個含水層組中水體積的變化量。

據(jù)此建立水均衡方程式：

式（5）中：Q補=Q流入+Q越入+Q河滲+Q雨滲+Q人補+……

如果要求穩(wěn)定型開采動態(tài)，則最大允許開采量為：

根據(jù)該地區(qū)的水文、氣象及補、徑、排等邊界條件，同時結合考慮上游匯水面積范圍內的居民人數(shù)（區(qū)內大型工礦企業(yè)，工作區(qū)內居民人數(shù)較少，牲畜、生活用水和農業(yè)灌溉用水十分有限），綜合分析后將水均衡方程式簡化為：

4.4.2 探采結合井允許開采量計算

根據(jù)含水層結構特點及抽水試驗分析，探采結合井含水層厚度為123.55m，允許降深為含水層厚度的1/3，S允許=41.18m 進行允許開采量的計算，利用抽水試驗法計算允許開采量過程如下。

Q=f（S）線型判斷：通過計算n 值判斷曲線線型，計算公式為：

式（6）中：Q1為抽水試驗第一降深涌水量；S1為抽水試驗第一降深水位下；Q3為抽水試驗第三降深涌水量；S3為抽水試驗第三降深水位下降值。

計算得n=2.01，Q=f（S）線型為對數(shù)型。

將抽水試驗數(shù)據(jù)代入對數(shù)曲線方程：

求得參數(shù)a=8.63，b=10.71。

最終測探采結合井單井允許開采量Q允許=2484.86m3/d（28.76L/s）。

4.5 地下水資源評價

本區(qū)地下水資源天然條件下總補給量為6042.13m3/d，其中大氣降水滲入補給量為3525.21m3/d，占總補給量的58.34%，側向徑流補給量為2516.92m3/d，占總補給量的60.69%。計算單井允許開采量為2484.86m3/d，占補給資源量的41.13%，可見水源地開采資源是有足夠保障的。探采結合井在平水期及枯水期抽水井的最大出水量與豐水期的相比應略有減?。止怫蔚?，2017），本次預估的最大出水量除遇到極特殊的干旱情況外，基本達到長期開采供給的條件，預計可直接解決10000 余人的飲水問題。

5 水源地蓄水構造模式

咋口峪水源地地處南高北低的溝谷地帶，充足的大氣降水及地表徑流為本區(qū)地下水的富集提供了先決條件（李云等，2015）。長城系團山子組碳酸鹽巖在水源地上游廣泛分布，受區(qū)域斷裂及褶皺構造影響，巖石節(jié)理及裂隙發(fā)育，為地下水的補給及運移提供了豐富的空間及通道（張之淦和陳偉海，2000），同時也促進了區(qū)內碳酸鹽巖巖溶的進一步發(fā)育，形成了碳酸鹽巖巖溶裂隙蓄水構造（劉新號，2011）；水源地附近長城系串嶺溝組頁巖發(fā)育，受東西向背斜構造影響，頁巖層得以進一步壓實，在碳酸鹽巖巖溶裂隙含水層的下部形成相對致密的隔水層，即地層阻水構造（于麗莎等，2019）；探采結合井附近發(fā)育有一北北西向的張性斷裂構造，在此構造作用影響下，地層破碎、巖溶更為發(fā)育，且張開性好，進一步促進了大氣降水及地表徑流的入滲，形成斷裂蓄水構造（邸志強等，2007）。因此認定咋口峪水源地蓄水構造為巖溶裂隙、斷裂帶與地層阻水共同組成的復合型蓄水構造（圖5）。

6 結論

咋口峪水源地附近碳酸鹽巖地層廣布，斷裂及褶皺構造發(fā)育，區(qū)內主要含水層為第四系松散巖類孔隙含水巖組、碳酸鹽巖裂隙巖溶含水巖組及基巖構造裂隙含水巖組，地下水接受大氣降水補給后，自南向北向溝谷匯聚，并以泉（三義村泉）及河川基流形式排出域外。水源地地下水資源豐富，蓄水構造復雜（蘭自亭和劉玉忠，2005）；現(xiàn)狀條件下地下水的允許開采量為6042.13m3/d，計算單井允許開采量為2484.86m3/d，占補給資源量的41.13%，基本可以保證長期開采的供給，預計開發(fā)使用后可直接解決10000 余人的飲水生活問題。該水源地距現(xiàn)有興隆縣第四供水地（紅石砬）直距僅1.8 km，具備改造成為興隆縣城備用水源地的潛力。為保證地下水資源的合理開發(fā)及利用，建議下一步對咋口峪水源地開展水文地質詳查相關工作，查明地下水水力聯(lián)系、取水層位，為水源地施工提供翔實依據(jù)（楊齊青等，2009）；同時加強本地區(qū)地下水的動態(tài)監(jiān)測工作，嚴格控制開采規(guī)模，避免產生地下水降落漏斗等環(huán)境水文地質問題。

圖5 咋口峪水源地蓄水構造模式圖