邢台百泉泉域岩溶地下水流场演化

尤雪龙, 黄 伟, 王 进, 翟玉超, 刘宏伟

河北省煤田地质局新能源地质队, 河北 邢台 054000

0 引言

百泉泉域地跨河北省邯郸市和邢台市两地, 其蕴含的岩溶地下水资源是邢台市的主要供水源, 使邢台在历史上享有泉城的美誉。 20 世纪80 年代以来, 随着工、 农、 矿业的发展, 泉域岩溶地下水长期处于超采状态, 并形成了大大小小的地下水漏斗, 改变了岩溶地下水流场, 泉群断流, 严重影响了邢台地区水资源安全。 21 世纪初, 相关部门采取了一系列措施, 着力于改善泉域岩溶地下水环境, 至2021 年, 受益于南水北调引江水对地下水水源地的置换, 百泉实现了持续复涌。 目前, 实测泉流量约0.2 m3/s。 本次以百泉复涌为契机, 基于前辈们的大量工作, 从较长的时间尺度上, 探讨了百泉泉域地下水流场的演化及其影响因素。

1 研究区概况

百泉泉域位于河北省太行山南段东麓, 是一个基本完整、 独立、 封闭式的水文地质单元。 泉域分布面积3 843.0 km2, 其中区内碳酸盐岩主要发育在早古生界中, 裸露区面积338.6 km2, 隐伏区面积1 300.0 km2, 是主岩溶含水层[1]。 区内地貌类型复杂多样, 山地、 丘陵、 平原自西而东呈阶梯状排列,并以山地和丘陵为主(图1)。

图1 研究区概况示意图Fig.1 Schematic map of the study area

研究区为较典型的暖温带大陆性半干旱季风气候, 四季分明, 年内温差大, 降水集中。 据邢台市气象局资料, 20 世纪80 年代以来, 邢台最小年降水量328.2 mm (1986 年), 最大年降水量为966.5 mm(2021 年), 平均年降水量473.4 mm[2]。 年际间降水量变化大, 极值比2.95, 且呈现为7～11 年的变化周期(图2)。 年内降水量分配不均, 多集中于6—9 月份, 占全年总降水量的80%以上(图3)。

图2 邢台市1981—2020 年平均降水量Fig.2 Average precipitation of Xingtai from 1981 to 2020

图3 2014—2021 年月均降水量统计Fig.3 Statistics of mean monthly precipitation from 2014 to 2021

研究区属海滦河流域子牙河水系, 主要地表河流有白马河、 七里河、 沙河、 洺河等, 均发源于西部太行山区, 具山区河流的特征, 由西向东注入平原, 汇入大陆泽和宁晋泊[3]。 诸河上游山麓地带均已修建水库, 总库容6.02×108m3, 以朱庄水库最大, 库容量4.16×108m3, 水库的修建拦蓄了地表径流, 使水库下游的地表水径流量减少。 南水北调中线工程纵贯泉域东部, 年流量50×108m3以上, 通过召马地表水厂和七里河退水口等工程向邢台地区供水3.33×108m3/a[2]。

2 地下水动态变化

在区域构造控制下, 早古生界碳酸盐岩建造走向北东—北北东、 倾向南东的大型岩溶“自流斜地”。岩溶水系统在接受补给区大气降水以及河流渗漏补给后, 沿岩溶、 裂隙发育带向东径流, 至太行山东缘大断裂和邢台一号断裂破碎带。 受构造作用影响, 地下水径流受阻, 水位抬升, 溢出成泉, 自然排泄, 属单斜顺置型岩溶水系统[4]。

2.1 周期性动态

百泉泉域岩溶水动态严格受大气降水和排采所制约, 并以雨季集中补给, 常年消耗为特征[5]。 空间上, 补给区地下水位动态变化幅度最大, 径流区次之, 排泄区相对稳定; 时间上, 地下水位动态随降水补给的周期性变化而变化, 丰水期回升, 枯水期下降(图4)。

图4 2014—2022 年多年地下水水位标高动态变化Fig.4 Dynamic changes of groundwater level elevation during 2014—2022

自然条件下, 泉域岩溶水年内周期水位动态变化表现为: 7—11 月份, 岩溶水位回升, 回升速度从补给区向排泄区递减; 11 月中旬以后有1 ～2 个月水位相对稳定期。 稳定期后至翌年6 月, 岩溶水位下降,下降速度和幅度自补给区向排泄区递减。

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

2.2 长期性动态

根据历史资料, 自然条件下, 百泉泉域岩溶地下水位呈现7～11 年的周期性变化。 20 世纪80 年代以来, 随着人工影响因素权重的增大, 改变了泉域岩溶地下水动态变化形态, 地下水位持续下降。

1981 年以前, 人工排水量小, 泉域岩溶地下水以泉排泄为主, 属降水—泉排型动态特征。 平均泉排量6.78 m3/s, 年内周期地下水位变幅3 m 左右, 基本保持天然状态。

1981—2004 年, 人工排采量持续增大并取代泉水排泄, 属降水—人工开采型动态特征。 排采峰值超过10 m3/s, 使岩溶水长期处于超采状态, 水位阶段性持续下降, 水位升降幅度增大, 年内周期地下水位变幅增大至10～30 m, 系统自我调节功能衰退[5,6]。

2004—2016 年, 仍以人工排采为主, 属降水—人工开采型动态特征。 此阶段受益于节水型社会的建设和矿山防治水措施的推广, 排采量有所下降, 基本稳定在5～7 m3/s, 水位缓慢下降。

2016 年至今, 邢台地区开始消纳南水北调引江水, 岩溶地下水开采量大幅度压减, 但仍以人工排采为主, 辅以少量泉排泄, 属降水—人工开采型动态特征。 目前地下水排采量基本稳定, 约4 ～5 m3/s, 地下水位阶段性缓慢回升[2,6]。

3 区域地下水流场演化

百泉泉域岩溶地下水位埋深总体上从补给区深埋型到排泄区逐渐过渡为浅埋型。 地下水流场形态主要受构造控制, 并经历了从天然状态向人为干扰情况下的演变[7]。 本文以邢台水务局、 邢台市水文勘测研究中心以及各矿区的长期监测数据, 将泉域岩溶地下水流场的演化分为3 个阶段。

3.1 天然状态

20 世纪80 年代以前, 泉域岩溶地下水流场基本处于天然状态。

根据1976 年7 月百泉泉域岩溶水流场图(图5),天然状态下, 泉域岩溶水流场呈波状起伏的辐射型流面, 在径流带为槽谷状展布。 流向主要为从西南、西、 西北三个向汇流百泉, 并以泉群的形式排出地表。 补给区水力坡度较大, 径流区相对较小, 排泄区水力坡度急剧减小(表1)[8]。 该时期, 新城镇虽出现小规模降落漏斗, 但其中心水位标高(68 m) 高于当时百泉出露标高(66 m), 并未影响岩溶水流场的整体形态。

表1 天然与开采状态下岩溶水水力坡度对比表[8]Table 1 Comparison of hydraulic slope of karst water under natural and mining conditions(单位:‰)

图5 1976 年百泉泉域岩溶地下水流场[8]Fig.5 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 1976

3.2 地下水流场分化

20 世纪80 年代至2016 年, 地下水位阶段性持续下降, 百泉断流, 地下水流场逐渐出现分化, 并形成沙河地下分水岭。

20 世纪80、 90 年代, 岩溶水开采量逐渐增大,泉群逐渐断流。 据1990 年泉域岩溶水流场图可知(图6), 该时期泉域西南北铭河铁矿区虽然已生成地下水漏斗, 但其中心水位标高(80 m) 仍高于邢台市区水位, 对市区岩溶水仍具有补给作用, 地下水整体上依旧从西、 西南、 西北向市区及百泉泉群汇集。 位于径流区的新城漏斗水位进一步下降, 中心水位56 m, 低于百泉排泄标高, 开始袭夺向百泉和市区径流的岩溶水。 排泄区由于地下水开采形成的3 个漏斗, 其中心水位标高在56～57 m 之间, 低于百泉排泄标高, 漏斗之间相互袭夺, 使邢台市区整体成为一个大漏斗[6]。

图6 1990 年百泉泉域岩溶地下水流场[8]Fig.6 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 1990

以上内容说明, 该时期泉域补给区和径流区的岩溶水虽然仍向邢台市区径流, 但其流场已经开始分化; 而排泄区由于漏斗的相互袭夺, 流场已处于高分化状态。

2000 年以后, 岩溶水超采严重, 区域上主要表现为水力坡度的变化和地下水漏斗的出现(表1)。 到2012 年, 百泉泉域基本形成了以铁矿区和水源地为中心的11 个降落漏斗, 地下水流场明显改变(图7)。与天然状态相比, 沙河以北地下水水位标高降幅50～60 m, 南部铁矿漏斗区水位标高降幅高达200 m (图8)。 沙河以南以铁矿区为中心的漏斗中心水位明显低于沙河以北以水源地为中心的漏斗中心水位, 大量袭夺径流带岩溶水量, 使北洺河径流带地下水通过綦村—紫山岩体间开口的水量大大减少, 通过开口后又全部流向新城镇漏斗, 在沙河附近形成地下分水岭, 并随着矿区排水强度增大而向北推移, 将百泉岩溶水系统分割成南北2 个亚区[8]。

图7 2012 年百泉泉域岩溶地下水流场[8]Fig.7 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2012

图8 1976—2012 年泉域岩溶地下水位降幅示意图Fig.8 Schematic diagram of karst groundwater level decline from 1976 to 2012

3.3 地下水流场恢复

2016 年以后, 地下水位阶段性缓慢回升, 地下水流场逐渐恢复, 百泉复涌。

2014 年, 南水北调中线工程通水, 2016 年开始向邢台地区每年输水3.3×108m3, 用于置换地下水和生态补水。 伴随着南水置换和一部分矿场的关闭, 地下水位开始缓慢回升, 沙河以北以生活用水和工业用水产生的地下水漏斗相继得到缓解。 同时, 沙河以南以铁矿区为中心的漏斗, 通过采取帷幕注浆的防治水措施, 大大减少了其对地下水的袭夺。

据2018 年地下水流场图可知(图9), 沙河以北地下水流场已基本恢复至天然流场形态, 沙河以南主要地下水漏斗依然存在, 其中心水位标高明显低于沙河以北水位标高, 使沙河以北岩溶水反补沙河以南,沙河分水岭进一步北移。

图9 2018 年百泉泉域岩溶地下水流场[5]Fig.9 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2018

值得指出的是, 2000 年以来, 百泉泉群排泄点存在大量的人类活动, 如百泉泉坑的下挖和狗头泉的扩泉等。 据水文勘测研究中心对百泉的长期监测, 2018年泉水溢出标高已降至42 m 左右, 亦有学者认为是38.5 m[2]。

2021 年泉域年降水量为近8 年年均降水量的2.5倍, 地下水补给量较大, 水位大幅度回升。 据2022年地下水流场形态(图10), 与2015 年相比, 沙河以北岩溶地下水位标高已超过+55 m, 涨幅超过50 m,南部铁矿漏斗分布区地下水位标高涨幅最高达230 m(图11)。 泉域的地下水漏斗, 除新城镇漏斗外, 中心水位均高于此时的百泉排泄标高(42 m)。 地下水整体上从西南、 西、 西北三个方向向排泄区径流, 但是受新城镇漏斗区的影响, 沙河地下分水岭依然存在。

图10 2022 年百泉泉域岩溶地下水流场Fig.10 Karst groundwater flow field of Baiquan spring in 2022

图11 2015—2022 年泉域岩溶地下水位升幅示意图Fig.11 Schematic diagram of karst groundwater level increase from 2015 to 2022

4 流场演化影响因素

百泉泉域属于全排型岩溶泉域, 岩溶水系统以降水作为唯一的补给来源, 补给方式主要为大气降水直接补给和河流岩溶发育段渗漏补给, 排泄方式主要是泉群自然排泄、 人工开采和矿山排水。 由此可知, 泉域岩溶水系统补给项和排泄项的变化所造成的补采失衡是驱动地下水流场演变的直接因素[9]。

本次本文以邢台水务局、 邢台市水文勘测研究中心以及各矿区的长期监测数据, 参照中国地调局水环所和河北煤田局新能源队的研究思路[2,6], 收集、 计算了泉域不同阶段岩溶水系统源汇项变化, 并对其影响因素进行分析。

4.1 降水量

大气降水通过碳酸盐岩露头区直接补给岩溶水系统, 因此降水量直接影响岩溶水系统的总补给量, 其次是间接影响农业用水区对地下水的开采强度。

从补给区降水量年代变化可以看出(图12), 20世纪80 年代以前, 平均降水量在600 mm 以上, 多年天然补给量约1.05×108m3/a。 80 年代以后, 平均降水量在550 mm 以下, 特别是进入21 世纪后, 平均年降水量仅500 mm 左右, 平均降水量的减少使岩溶水的有效补给减少[10]。 据估算, 21 世纪以来, 由于降水量减少导致补给量减少约0.05×108m3/a。 2014 年南水入冀以来, 泉域经历了2016 和2021 两个极丰水年, 是多年平均降水量的2 倍以上, 岩溶水系统补给效果显著。

图12 百泉泉域山区平均降水量年代变化[10]Fig.12 Annual variation of average precipitation in the mountainous area of Baiquan spring

4.2 上游蓄水

河流在流经碳酸盐岩岩溶发育地段时, 河床潜流和地表水以线状渗漏的方式补给岩溶水系统, 20世纪70 年代以前, 渗漏补给量可达1.09×108m3/a。70 年代末, 泉域内河流上游均已修建水库, 总库容6.02×108m3, 拦蓄面积超过泉域面积的一半, 减少了河流的流量和河流渗漏段对地下水的补给量。 以往调查计算结果显示, 河流渗漏补给量减少约0.3×108m3/a[8]。

4.3 泉水排泄

自然状态下, 岩溶地下水主要主要排泄方式为泉群自然排泄。 1976 年, 百泉泉群流量约1.62×108m3/a, 达活泉泉群流量约0.25×108m3/a。 此外, 百泉附近还有少部分岩溶水以潜流的形式横向补给新生界含水体, 其量约0.12×108m3/a。 故泉域总排泄量1.99×108m3/a[8]。

1981 年和1986 年, 达活泉和百泉相继断流, 其后虽偶有溢出, 但其流量平均到长时间序列后可以忽略不计。 从2021 年9 月百泉泉群复涌至今, 实测泉排量0.1×108～0.15×108m3/a[2]。

4.4 矿山排水

百泉泉域补给区和径流区上游矿产资源丰富, 在矿产开发过程中排放了大量的岩溶水。 依据邢台水务局资料, 参考华北有色工程勘察院计算的矿坑水多年平均回归系数37.5%。 2004 年铁矿排水达到峰值, 扣除回灌量后约0.87×108m3/a; 2008 年, 随着铁矿防治水措施的普及, 扣除回灌量后排水量降至0.51×108m3/a, 并趋于稳定。 煤矿岩溶水年均采水量变化不大, 约0.23×108m3/a[2,11]。

4.5 岩溶水开采

20 世纪80 年代以来, 随着社会发展, 岩溶水开采量不断增加, 到2007 年, 泉域内岩溶水年均总开采量增至1.47×108m3/a, 之后开采量趋于稳定, 主要包括农业用水、 生活用水和工业用水3 大类。

2016 年, 邢台消纳引江水南水北调水置换用于工业和城镇生活用水的岩溶水, 压采岩溶水0.57×108m3/a, 并随着南水北调配套工程的发展,进一步压采岩溶水量, 使岩溶地下水得到有效涵养,促使岩溶水系统水位上升, 流场恢复, 百泉复涌。

以上述内容为基础, 可以计算泉域岩溶水系统源汇项变化情况, 见表2。

表2 百泉泉域岩溶地下水源汇项变化表Table 2 Change of Karst underground water source in Baiquan Spring(单位: m3/a)

结合不同阶段地下水流场演化, 可知:

(1) 天然状态下, 岩溶水补给量与排采量补采基本平衡, 地下水流场形态主要受大气降水控制, 呈自然波动状态。

(2) 地下水位阶段性持续下降状态下, 岩溶水补给量小于开采量, 地下水流场形态主要受漏斗区排采和超采量的控制, 地下水流场形态分化。

(3) 地下水位缓慢回升状态下, 岩溶水补给量大于开采量, 地下水流场形态受漏斗区排采和降水补给量的共同控制, 其演化与补采差呈正相关。

5 结论

(1) 百泉泉域岩溶地下水流场的演化与岩溶地下水水位变化相对应, 经历了天然状态、 流场分化和流场恢复3 个主要阶段。

(2) 驱动泉域岩溶地下水流场演变的直接因素是补给项和排泄项变化所造成的补采失衡。 影响补、 排项变化的因素有大气降水、 拦河蓄水、 矿山排水、 岩溶水开采等, 不同阶段主导因素不尽相同。

(3) 南水北调引江水的利用, 压采了大量岩溶水, 对泉域岩溶水系统恢复起到至关重要的作用。