黑河中游盆地南部山区地下水对平原区侧向径流补给量的估算

李文鹏，邵新民，祁晓凡，吴 玺，王文祥，安永会，孙银行

（1.中国地质环境监测院,北京 100081；2.浙江省地质环境监测中心,浙江 杭州 310007；3.中国地质调查局水文地质环境地质调查中心,河北 保定 071051；4.潍坊学院建筑工程学院,山东 潍坊 261061）

山区地下水对平原区的侧向径流补给量是一个长期争议且悬而未决的难题。受观点、参数和方法的限制，这个量在中国西北内陆干旱盆地被估算得或很小或很大。范锡朋[1]认为“祁连山区的地下径流在出山前基本上已转化为河水，还有一个重要的原因，即山麓带所特有的地质结构”，“起到阻挡山区地下径流向平原运动的作用”。杨广岐等[2]认为“酒泉盆地边缘的白垩系—新近系地层均可视为相对的阻水层，构成山前的阻水带，阻挡着南部山区基岩裂隙水补给酒泉盆地地下水”。陈梦熊[3]认为在干旱区山前，“基岩山区对平原或盆地的侧向补给量一般也不大”。魏汝钧等[4]采用山前平原断面法计算新疆山前侧向补给量为36.93×108m3/a（含河谷潜流量），占平原总补给量的9.98%。认为该数据“任意性大、在区内有争议”。洪里等[5]采用山区水均衡法计算出天山北麓及吐哈盆地山区裂隙水侧向径流量占山前地下水补给量的35%，加上河谷潜流量可达47%。张国盛等[6]认为西北地区山区侧向补给量（不含河谷潜流）小到可以忽略不计，并应用到区域地下水资源计算中。邵新民等[7]根据山口勘探井试验参数和山盆接触关系，采用浅山带断面法估算艾比湖汇流区裂隙水侧向径流量为0.39×108m3/a（不含河谷潜流），占平原地下水资源量的1.67%。丁宏伟等[8]综合前人各类成果，得出黑河流域平原地下水侧向补给量为2.82×108m3/a（含河谷潜流），占盆地地下水资源量的9.16%。

本文所述山区地下水侧向径流补给量，指在山区形成并通过山盆接触带径流补给平原的地下水水量，包括浅山带基岩和河谷段第四系及下伏基岩径流补给量。

通过2011—2021年国家自然科学基金和1∶50 000水文地质调查项目[9-10]等的工作，构建了基岩地下水侧向径流补给量的估算方法，该方法是基于以下3 个方面进展实现的：

（1）界定了山区地下水对平原侧向径流补给的形成区范围，为山口河谷段和浅山带。

（2）建立了浅山带地下水断面径流量的参照对象。

（3）构建了岩性、浅山带面积、降水量等3 个因子的影响系数矩阵。

1 研究方法与结果

1.1 前人地质水文地质勘查研究与共识

张掖盆地乃至整个西北地区开展了长期的、大量的地质、水文、水文地质勘查和研究[11]。如地质图提供了山盆关系分析的基础；矿区水文地质勘察、河口水利工程勘察提供了基岩渗透性的一般性规律，即古生界基岩及花岗岩岩体地下水一般赋存于浅部的风化裂隙中，向下渗透性变小且快速趋于零。张掖市区地热井揭露第四系、新近系（N2s）和白垩系，白垩系基本不含水，新近系厚度875 m，主要含水段535 m，平均渗透系数0.52 m/d，导水系数278.3 m2/d[12]。中国西北主要水源形成的山区，如天山、阿尔泰山、昆仑山、祁连山等，主要河流一般深切山体，地下水在出山口前，除河谷潜流外，几乎全部排泄到主干河流中，成为河水的基流。这是水文和水文地质工作者长期观测和总结所形成的共识。

1.2 山盆关系与山区地下水侧向径流补给量调查

2011—2021年在黑河流域开展了山盆关系及山区侧向径流量补给量专门调查与研究，包括河口段地质水文地质调查、物探、钻探、抽水试验、水质分析、地下水动态观测等。

1.2.1 河口段地质水文地质调查

从东到西重点调查了苏油口河至北大河之间的10 条主要河流出山口段地质—水文地质特征，修正了部分地段被忽略的新近系、白垩系与盆地第四系的接触关系，代表性剖面见图1。新近系以中新统下岩组为主，岩性多为粉砂质泥岩、砂岩，胶结程度较差；其次为上新统疏勒河组，主要分布于红水河—洪水坝河一带，为一套砂岩砾岩互层，泥钙质胶结。白垩系以下统新民堡群下岩组（K1xna）为主，为一套砾岩、砂砾岩夹泥岩，成岩性较好。白垩系及新近系地层是一套内陆干热环境沉积，具有浅棕、浅红、褐红色的地层，被称为红层，它们的走向近似平行或斜交山体，一般倾角10°～30°，或呈单斜或向斜背斜构造，断裂构造不发育。

图1 莺落峡顺河和北大河谷地质水文地质剖面示意图Fig.1 Schematic hydrogeological proflie of the left bank of the Heihe River at the Yingluoxia hydrologic station and geological profile of the Beida River valley

1.2.2 物探

物探采用“音频大地电磁法”，测量仪器为EH-4。在中游盆地进行了网格状探测，垂直盆地的剖面20多条，祁连山区浅山带出露新近系或白垩系，山盆边界上均探测到新近系或白垩系相对低阻带与第四系高阻带所反映的隐伏断裂接触关系[13]。如大磁窑河从山区沿河到山前平原的物探剖面，探测到山区石炭系砂岩高阻区，白垩系、新近系低阻区，直至盆地平原第四系高阻区的视电阻率的变化，清晰地反映出山区的基岩断裂和山盆边界上发育叠瓦状的两级断裂接触关系（图2）。

图2 大磁窑河山盆关系物探地质剖面图Fig.2 Geophysical prospecting geological profile of the Daciyao River Basin

以上工作得到3 点认识：

（1）中游盆地与祁连山呈高角度的逆冲断裂接触。盆地第四系与山区白垩系、新近系接触为主，其次为花岗岩体，分布于丰乐河两侧，再次为志留系、石炭系变质砂岩，分布于大马营盆地南部山区等地。

（2）红层的水文地质特征表现为弱导水性；花岗岩体的导水性，以丰乐河的调查为例，河谷深切、坡面较陡、冰川地貌发育，雨后产流快；与流量略小的相邻的马营河比较，7月平均流量占比大于马营河，冬季占比小于马营河，表明丰乐河洪水大而基流小，间接说明花岗岩风化裂隙系统发育浅，调节能力弱。

（3）主要河谷红层与山区古生界等坚硬基岩接触带，未见接触泉出露，如莺落峡上游基岩区有水库和拦水坝抬高水位，莺落峡断裂接触带无泉水溢出，说明山区河流深切，沿途已经将基岩裂隙水排泄到河谷。

1.2.3 盆地区地下水水位统测

在张掖盆地南部山前10 km 范围内测量到地下水深埋带水位点17 个，最大埋深440 m，等水位线与山体近似垂直相交（图3），说明山区侧向径流补给量小。

图3 张掖盆地地下水水位统测与等水位线图Fig.3 Distribution of the simultaneous measurement wells and contour map of groundwater levels in the Zhangye Basin

1.2.4 水文地质钻探与抽水试验

2021年4月D10 多通道监测井的上游46 m 处施工D11 水文地质勘探井，井深80 m。该井位于梨园河口一级基座阶地的白垩系地层中，岩层产状145°∠21°，距现代河床56 m，距山前隐伏断裂500～800 m（图4）。D11 勘探井全孔取芯，成井孔径φ246 mm，上部10～12 m 处套管膨胀橡胶、水泥止水；井内下入裸孔φ108 mm 的管。根据岩芯和物探测井曲线，在中弱风化段的埋深28～29 m 处管外膨胀橡胶止水，将井分割成上、下2 段，每段抽水试验2 个落程，在D10 的2、4、6、7 通道自动观测水位，测量到0.09～0.28 m 的水位下降，水位变化复杂。抽水和测量工具是：潜水泵、自记水位仪和三角堰流量箱等。

图4 梨园河口D10、D11 井位置图Fig.4 Location of the D10 and D11 wells at the Liyuan estuary

D11 孔地质剖面：表层3.5 m 为第四系卵砾石，之下是一个完整的全风化、强、中强、弱到近新鲜岩石的风化壳剖面（图5）。其中，在强和中强风化段之间存在一段约5 m 的中弱风化层，说明此段砾岩抗风化性强，这在风化壳中是常见的现象。

图5 D11 地层岩性剖面与电阻率测井曲线Fig.5 Formation lithologic profile and apparent resistivity logging curve of borehole D11

抽水试验数据与水位恢复法计算参数见表1。上、下段之间水力联系较明显，上段出水能力远大于下段，上段约占80%，下段约占20%；从岩芯看，下段出水段主要是埋深30.8～61.0 m 的含水层，符合风化壳含水层快速衰减的一般规律。

表1 D11 井抽水试验数据与参数Table 1 Data and parameters from pumping tests in Well D11

1.2.5 地下水动态监测与水化学测试

2013年在梨园河口施工D10 多通道观测井，井深82.50 m，分6 段观测。水位、水温和大气压采用压力传感器进行长期监测，监测频率为每天24 次，监测数据通过无线网络传输至国家地下水监测中心。水化学样品由CMA 认证的甘肃省水文地质工程地质勘察院实验室测试。

D10 分段地下水水位埋深上部浅、下部深（表2），是典型的补给区剖面流场特征；上部水位高于近旁的河水位，下部与河水位基本持平，水位波动频率高（图6），与鹦鸽嘴水库下游20 多公里河道脉冲式洪水和水库弃水等不连续水流有关；水位年变差和波动幅度随深度增加而减小。溶解性总固体(TDS)表层全风化段最高，全风化段之下，强—中强—中弱风化段最低，下部弱风化段相对较高，平均值远高于河水；除全风化带外，水化学类型与河水基本一致。这些现象是在地层含盐较高的背景下，与补给水源和含水层的循环能力有关。推测河口基岩含水层表层水质差可能反映了当地降水补给，含盐量高且排泄缓慢；表层以下，地下水的补给区在河口上游一定范围，河水、河谷两侧地下水及少量浅表高矿化地下水综合补给的结果，与河水交换互补为主；地下水循环能力与风化壳岩性类型和发育程度相关，水循环强度随深度增加而减弱，总体循环能力较弱。

图6 梨园河左岸基岩含水层D10 多通道井分段地下水水位埋深变化Fig.6 Groundwater level depths of the multi-level monitoring well D10 in the bedrock aquifer of the left bank of the Liyuan River estuary

表2 D10、D11 地下水水位与水化学特征Table 2 Groundwater levels and chemical characteristics of wells D10 and D11

2 讨论

2.1 地下水侧向径流补给在山区的形成范围

以河流出山口为界，大中型河流域山区河谷深切，山口排泄基准面较低，地下水在出山口前，几乎全部排泄到主干河流中，是一个共识。

地表水一般不跨流域流动。地下水会通过断裂带跨流域流动吗？相邻两条较大河流出山口的高程一般都低于中间较小河流出山口的高程，如黑河高程1 690 m，梨园河高程1 615 m，两河间的大磁窑河1 761 m；较小河流的山口高程，低于两侧季节性微小河流和冲沟群流域的高程。以水往低处流的常识推理，小河流和微小河流流域的地下水，可能通过平行或斜交山体走向的区域性大断裂带流向大中型河流流域，但这样的断裂带一般是压扭性大断裂，即使含水，基本也是密封型的断裂带地下水，地下水通过压扭性大断裂带跨流域流动的可能性是微乎其微的。

另一种情况是古老基岩中垂直或高角度斜交山体走向的张扭性断裂，属次级断裂，连续性差；这类断裂与区域性断裂的组合可形成局部富水带，这类富水带并不具有普遍性。因此，如果浅山带无红层地层，其中的地下水直接径流补给盆地的量可能很小，或者其径流断面相对于整个山盆接触断面是可以忽略的；浅山带有红层地层出露，这类断裂多不切穿红层，即使切穿，由于红层含泥量高，其中的地下水径流也不会比区域红层地下水大很多。

因此，一般意义上的山区地下水，除新近系裂隙孔隙水和岩溶水外，主要赋存于基岩风化壳（包括坡洪积物）中。

综上所述，山区地下水跨流域流动和通过断裂带直接径流补给平原的可能性很小。因此，通过山盆接触断面径流补给盆地平原的地下水，主要有2 种类型：（1）大中型河流之间的季节性微小河流及冲沟群流域组成的集合区内所形成的地下水。这个集合区称之为浅山带。浅山带在平面上一般呈指向山区的三角形，其下游边长约占山盆接触带的95%（图7），一般纵深2～20 km。（2）大中型河谷山口段地下水，包括第四系和下伏基岩中的地下水。大中型河谷出山口段宽度不大，约占山盆接触带的5%。

图7 大河流域与浅山带分布示意图Fig.7 Distribution diagram of the larger-scale river basins and shallow mountain belts

2.2 浅山带含水层类型与特性

浅山带含水层类型主要是由浅山带岩性类型决定的。根据黑河中游盆地南部山区浅山带的岩性，含水层可划分为4 种类型：新近系裂隙孔隙含水层、白垩系风化壳孔隙裂隙含水层、层状基岩风化壳裂隙含水层和花岗岩块状岩体风化壳裂隙含水层。坡洪积物中也可能存在季节性含水层，可并入下伏的基岩含水层类型中，作为一个整体。新近系地层因成岩程度低，以孔隙水为主，含水层厚度与岩层厚度有关，岩层真厚度225～678 m，由于分布于盆地边缘，受构造和剥蚀作用的影响，假厚度将小于真厚度，虽然渗透性差，但厚度远大于白垩系风化壳，导水系数可能最大；白垩系含水层主要分布在风化壳中，由于抗风化能力弱于古生界层状基岩，风化壳厚度较大，导水系数较大；古生界层状基岩风化壳的渗透性好，但厚度薄，导水系数小；花岗岩风化壳渗透性也好，但厚度一般小于古生界层状基岩，导水系数可能最小。

浅山带地下水的补给量与降水量和汇水区面积成正相关。降水是浅山带唯一的补给源，东部民乐—大马营盆地南部降水量大于400 mm，西部北大河一带为100～200 mm，变化很大，大致可分为3 级：≥400 mm、200～400 mm、100～200 mm。浅山带汇水区面积的大小，用单宽断面与流域面积比表示，大致可分为大、中、小3 级：≥10 km2/km、5～10 km2/km、≤5 km2/km。

2.3 梨园河口地下水断面径流量及代表性

梨园河为一常年性河流，年径流量为2.71×108m3/a，山口之上白垩系分布区纵深约15 km，出山口断面宽度1.1 km，呈葫芦状分布，面积约152 km2；构造上为一向斜，岩层走向斜交河谷；一般地，风化作用与构造和水的作用关系密切，即河谷中的风化壳厚度一般是最大的；河口区上游，除河水外，分布有水库和多个拦水坝，使得河口区白垩系风化壳含水层全年都能够得到充分有效的补给；因此，河口断面径流量是最大的。

断面径流量采用达西断面法计算，一般河谷区地下水水力坡度取河流的纵坡降，上游4 km 的河床纵坡降为0.011 8，考虑到山口收敛可能产生地下壅水，地下水坡度变小，故取0.01 作为水力坡度（I），宽度（L）从遥感图上量取，为1 100 m，含水层导水系数（T）取D11 孔抽水试验计算的平均值94.10 m2/d。梨园河口的基岩断面径流量Q为：

Q = T·L·I =94.10×1 100×0.01×365=37.78×104m3/a

梨园河口的基岩断面径流量换算成单宽流量为34.35×104m3/（a·km）。

基于以上分析，单宽流量所表达的含水层岩性和补给条件，相对于浅山带，所代表的是一个最大量，可作为浅山带和河口段地下水侧向径流补给量的参照对象，用qmax表示。

2.4 浅山带地下水侧向径流补给量的估算方法

岩性、降水量和汇水区面积是影响浅山带地下水侧向径流补给量的3 个因子，将梨园河口断面径流量也视为3 个因子作用的结果，3 个因子的影响系数设为基数1；根据浅山带含水层特性分析的结果，赋予浅山带3 个因子影响系数矩阵见表3。据此，构建了以梨园河口断面径流量为参照，浅山带岩性、汇水区面积、降水量等3 个因素为变量的地下水侧向径流补给量估算方法。岩性来源于地质图及野外修正，降水量来源于山口水文站，浅山带断面单宽面积从遥感图上测量。

表3 中新近系岩性系数参考了盆地地热井的参数，盆地内新近系为上统，而浅山带以下统为主，且厚度可能小一些，其导水系数可能比盆地上统的小，但可能大于白垩系风化壳，故岩性系数α1取1.5。至此，将“qmax”作为研究区分段侧向径流补给量常数，建立黑河中游盆地浅山带地下水对平原区侧向径流补给量Q侧的估算方程：

表3 浅山带地下水侧向径流补给量估算中因子影响系数Table 3 Influence coefficients of three factors in estimation of groundwater lateral flow in the shallow mountain belt

式中：L——浅山带断面宽度/km；

α——浅山带断面宽度校正系数；

α1——地层岩性系数；

α2——单宽控制面积系数；

α3——降水量系数。

2.5 地下水侧向径流补给量

基于估算方法，估算出浅山带地下水侧向径流补给量为0.40×108m3/a（表4），对应的计算段分布见图8。

图8 黑河中游盆地南部山区对平原区的地下水侧向径流补给量计算分段图Fig.8 Sectional diagram for calculation of the recharge of groundwater lateral flow in the southern mountainous area of the middle reaches of the Heihe River Basin

表4 浅山带地下水侧向径流补给量统计估算Table 4 Summary of statistical estimation of the recharge of groundwater lateral flow in the shallow mountain zone

大中型河流河谷段基岩地下水径流补给量估算，采用与浅山带相同的方法，岩性系数对应表3 取值，降水量和单宽面积系数取1，估算23 条河流河谷段（断面宽度14.5 km）补给量为0.07×108m3/a。

大中型河流河谷段第四系地下水径流补给量，采用达西断面法计算黑河莺落峡水文站断面第四系径流补给量为0.04×108m3/a，以此为基数，推算出17条无山区水库的大中型河流河谷段补给量为0.30×108m3/a。

综上，黑河中游盆地南部山区地下水对平原区总径流补给流量为以上3 项之和为0.77×108m3/a，占盆地地下水资源量的3.0%。

3 结论与问题

（1）黑河中游盆地与祁连山地质构造上呈断裂接触，盆地第四系与山区白垩系、新近系接触为主，其次是花岗岩体（γ3），再次为志留系、石炭系砂岩。

（2）山区地下水对平原区侧向径流补给的区域分为：大中型河流河谷段和小微型河流及冲沟群流域构成的浅山带。浅山带所对应的山盆接触断面约占整个断面长度的95%，浅山带纵深一般2～20 km。

（3）浅山带及河谷段下伏基岩含水层，根据岩性可分为4 种类型：新近系裂隙孔隙含水层、白垩系风化壳孔隙裂隙含水层、古生界层状基岩风化壳裂隙含水层和花岗岩块状岩体风化壳裂隙含水层。新近系含水层厚度大，渗透系数小，但导水系数相对较大；山盆接触带为白垩系、古生界层状基岩、花岗岩等，地下水径流断面是一个以风化壳含水层为主体、厚度很小、宽度较大的断面，导数系数小，且依次减小。

（4）根据梨园河口白垩系风化壳含水层和补给条件分析，其单宽断面径流量可作为浅山带和河口段地下水径流量的参照，将含水层岩性、浅山带汇水区面积、降水量等3 个因素作为变量，构建了浅山带及河谷段基岩地下水对平原区侧向径流补给量的估算方法。该方法为西北内陆干旱盆地山区地下水径流量的估算提供了一个可供借鉴的实例。

（5）估算出黑河中游盆地南部山区浅山带地下水对平原的侧向径流补给量为0.40×108m3/a，河谷段基岩侧向补给量为0.07×108m3/a，推算出河谷段第四系地下水补给量为0.30×108m3/a；3 项补给量之和为0.77×108m3/a，占盆地地下水资源量的3.0%。

存在的问题主要有：

（1）缺少新近系含水层有代表性的钻探和抽水试验数据。该地层是西北内陆盆地浅山带分布最多的地层。

（2）缺少浅山带地下水动态观测，也许浅山带地下水水位会波动很大，在降水量小或相对汇水区面积较小的浅山带，主要含水段可能是季节性的，甚至不连续。

未来需要在这2 个方面投入一定的工作量，以便进一步提高估算精度。