河南某大型裂隙巖溶水源地地下水位動(dòng)態(tài)分析

姜寶良，陳寧寧，李小建，潘 登，張曉偲，姜英博

（1.華北水利水電大學(xué)，河南 鄭州 450046；2.濟(jì)源市布袋溝供水站，河南 濟(jì)源 459000；3.河南省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院，河南 鄭州 450016）

河南某大型裂隙巖溶水源地位于濟(jì)源克井盆地出口青多村東南，為濟(jì)源市第一水廠和第二水廠提供水源。自1994年投入運(yùn)行以來，對(duì)地下水位、開采量、水質(zhì)等進(jìn)行了系統(tǒng)的統(tǒng)計(jì)和監(jiān)測工作，積累了豐富的監(jiān)測資料。隨著氣象、水文以及開采條件的變化，水源地的地下水資源也隨之發(fā)生變化，這些變化集中反映在水位動(dòng)態(tài)上。

地下水動(dòng)態(tài)是水文地質(zhì)學(xué)的重要研究內(nèi)容，早在20世紀(jì)40年代國內(nèi)外相關(guān)學(xué)者就開始研究地下水動(dòng)態(tài)[1]。目前地下水動(dòng)態(tài)分析方法可分為解析法、數(shù)值法和數(shù)理統(tǒng)計(jì)法3 類。解析法和數(shù)值法必須了解邊界條件和相關(guān)水文地質(zhì)參數(shù)。裂隙巖溶地下水的水文地質(zhì)條件復(fù)雜，很難取得所需參數(shù)，難以建模求解。數(shù)理統(tǒng)計(jì)的逐步回歸分析方法，可以從眾多影響因素中，智能篩選出較為重要的影響因素，建立水位或泉水流量與相關(guān)因素（變量）的相關(guān)方程，具有一定實(shí)用價(jià)值。國內(nèi)學(xué)者對(duì)華北平原地下水的動(dòng)態(tài)類型、水位時(shí)空變化、下降速率及影響因素等開展研究分析[2-7]，這些研究主要針對(duì)華北平原大區(qū)域，數(shù)據(jù)的空間尺度和時(shí)間跨度都較大，對(duì)局部區(qū)域分析深度不夠。姜寶良，趙貴章等[8-9]利用逐步回歸分析方法，研究新鄉(xiāng)百泉泉水流量動(dòng)態(tài)，確定了泉水流量動(dòng)態(tài)的主要影響因素，建立了天然條件下泉水流量動(dòng)態(tài)預(yù)測的逐步回歸模型，預(yù)測了天然狀態(tài)下的泉水流量，評(píng)價(jià)了百泉泉域的裂隙巖溶水資源量；姜寶良等[10]通過某大型水源地的地下水位動(dòng)態(tài)分析，建立了水位與開采量、降水量等相關(guān)因素逐步回歸模型，進(jìn)行了水位預(yù)測和資源評(píng)價(jià)。國內(nèi)外針對(duì)地下水位動(dòng)態(tài)特征及其影響因子的相關(guān)研究多以城市、流域、灌區(qū)等較大面積的區(qū)域?yàn)檠芯繉?duì)象[11-12]，較小尺度范圍內(nèi)的地下水位變化研究較少且結(jié)果不夠精確[13-14]。蟒河口水庫建設(shè)過程中，部分防滲工程未隨水庫主體工程完工，導(dǎo)致水庫建成后漏水現(xiàn)象嚴(yán)重。蟒河口水庫滲漏對(duì)水源地的地下水環(huán)境影響尚未有人研究。本文根據(jù)水源地水位與開采量、降水量、蟒河口水庫的蓄水量、水庫蓄水后水位及水源地與水庫水質(zhì)等資料，定量確定地下水位動(dòng)態(tài)的影響因素，論述了蟒河口水庫蓄水后對(duì)水源地的補(bǔ)給效果。

1 研究區(qū)概況

克井盆地北、西和南部邊界由盤古寺斷層、三樊?dāng)鄬?、封門口斷層和五龍口斷層構(gòu)成。盆地北部為東西向延伸的太行山南麓余脈，西部萬羊山及東南部孔山為低山丘陵，盆地內(nèi)由蟒河沖洪積扇和山前坡洪積扇裙組成。地形東高西低，北高南低。

克井盆地含水巖組分為3 類：松散巖類孔隙含水巖組、碳酸鹽巖類裂隙巖溶含水巖組和碎屑巖類裂隙含水巖組[15]。因碳酸鹽巖類裂隙巖溶含水巖組為水源地開采目的層，故主要介紹此類含水巖組。根據(jù)克井盆地碳酸鹽巖裂隙巖溶含水巖組的埋藏條件可分為：裸露型、覆蓋型和埋藏型。太行山南麓、孔山、萬羊山碳酸鹽巖大面積裸露（裸露型），巖性主要為寒武—奧陶系的灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖等，加之?dāng)鄬咏诲e(cuò)，裂隙巖溶發(fā)育。五龍口斷層與封門口斷層之間、盆地出口的萬羊山與孔山之間，碳酸鹽巖被第四系松散堆積物覆蓋（覆蓋型），局部奧陶系灰?guī)r與第四系卵礫石直接接觸，形成“天窗”。盆地內(nèi)石炭—二疊系砂泥巖地層掩埋（埋藏型）（圖1）?？司璧亓严稁r溶地下水主要接受大氣降水入滲補(bǔ)給，沁河側(cè)向徑流補(bǔ)給和蟒河口水庫滲漏補(bǔ)給。地下水排泄以人工開采為主，也有以泉的形式集中排泄。

圖1 克井盆地水文地質(zhì)條件略圖Fig.1 Simplified hydrogeological map of the Kejing Basin

2 水源地地下水位動(dòng)態(tài)

青多水源地是濟(jì)源市唯一的大型裂隙巖溶地下水供水水源地，其多年地下水位動(dòng)態(tài)可分為2 個(gè)階段（圖2）。

圖2 水源地水位與開采量、降水量、蟒河口水庫蓄水量動(dòng)態(tài)曲線圖Fig.2 Dynamic curves of groundwater levels,extraction rate,precipitation and water storage of the Manghekou Reservoir

2.1 第一階段（1994年6月—2014年8月）

蟒河口水庫建成前，水源地水位主要受降水和開采影響，水位一般滯后降水3～4 個(gè)月。根據(jù)水源地開采量的變化又分2 個(gè)時(shí)段。

2.1.1 第1 時(shí)段（1994年6月—2005年12月）

水源地開采量維持在約2×104m3/d，地下水位主要受降水量控制，呈現(xiàn)豐水期（年）水位上升，枯水期（年）水位下降的動(dòng)態(tài)特征，開采量影響較小，基本呈現(xiàn)天然動(dòng)平衡狀態(tài)，水位峰值滯后降水峰值2 個(gè)月以上。如：枯水年（1997年）降水量僅348.5 mm，水位持續(xù)下降。從年初的162.8 m 下降到年末的153.01 m，下降近10 m，呈負(fù)均衡；豐水年（1996年）降水量932 mm，7—9月降水量達(dá)742.3 mm，水位從7月的151.99 m 迅速上升到9月的163.09 m，呈正均衡狀態(tài)；平水年呈均衡狀態(tài)。該時(shí)段枯水年少，豐水年和平水年多，開采量小，總體呈正均衡狀態(tài)。

2.1.2 第2 時(shí)段（2006年1月—2014年8月）

水源地開采量由2.2×104m3/d 逐漸增大到約6.5×104m3/d，地下水位受降水和開采雙重因素控制，呈現(xiàn)持續(xù)下降趨勢。僅在豐水年（2011年降水量897.5 mm，7—9月降水量達(dá)620.5 mm）水位由7月的146.6 m 急劇上升到11月的157.15 m，之后又持續(xù)下降至2014年6月的148.15 m。該時(shí)段由于開采量持續(xù)增加，水位持續(xù)下降，總體呈負(fù)均衡狀態(tài)。

2.2 第二階段（2014年9月—2019年12月）

2014年9月10 日蟒河口水庫開始蓄水。2015年汛期沒有蓄水。2016—2019年連續(xù)4年汛期蓄水。

水源地開采量由2014年8月的6.5×104m3/d 增大到2019年6月的8.8×104m3/d。蟒河口水庫蓄水后雖水源地開采量不斷增加，但水源地水位不降反升，出現(xiàn)新的均衡狀態(tài)。2019年7月底，濟(jì)源第三水廠（利用河口村水庫水）建成供水，水源地開采量開始減少，至2019年12月開采量減少到約6×104m3/d，水源地水位上升。由于蟒河口水庫距水源地約7 km，其水位滯后蟒河口水庫蓄水高峰2～3 個(gè)月。

3 水源地地下水位動(dòng)態(tài)逐步回歸分析

以水源地水位H為因變量，降水量P、開采量Q、蟒河口水庫蓄水量W及前期水位等為自變量，進(jìn)行逐步回歸計(jì)算。

3.1 數(shù)據(jù)和算法

（1）數(shù)據(jù)

收集1994年以來水源地地下水位、降雨量、開采量、水庫水位及2014年開始蓄水后的水庫蓄水量數(shù)據(jù)：

①水源地水位H選用觀測系列長且相距較近的C3、C4、C5 井的逐月平均水位。

②降水量P選用水文部門布置在克井盆地及附近的交地、竹園、黃龍廟3 個(gè)雨量站和五龍口、濟(jì)源2 個(gè)水文站逐月降水量的算術(shù)平均值。

③水源地開采量Q采用濟(jì)源市自來水公司統(tǒng)計(jì)的逐月平均開采量[16-18]。

④蟒河口水庫蓄水量W采用逐月平均蓄水量。

（2）逐步回歸分析方法

逐步回歸分析是在多元回歸分析的基礎(chǔ)上派生出來的一種算法，能從眾多變量（或預(yù)先盡可能多地考慮一些變量）中自動(dòng)挑選重要變量[8，10，16]，并確定其數(shù)學(xué)表達(dá)式的一種統(tǒng)計(jì)方法。逐步回歸模型為：

式中：Hi—當(dāng)月地下水位/m；

x1、x2、···、xn—自變量；

B0—常數(shù)項(xiàng)；

bi（i=1，2，···，n）—回歸系數(shù)。

該方法常用來分析眾多因素中無法確定究竟是哪些因素對(duì)因變量有影響的情況，在數(shù)據(jù)分析中應(yīng)用廣泛。其最大特點(diǎn)是在引入或剔除一個(gè)變量時(shí)都要進(jìn)行F檢驗(yàn)。具體流程為根據(jù)向前選擇法則引入自變量，然后根據(jù)向后剔除法則將回歸方程中F檢驗(yàn)概率最小且符合剔除條件的自變量剔除，重復(fù)進(jìn)行上述引入和剔除過程直到回歸方程外的自變量均不符合引入條件、回歸方程中的變量均不符合剔除條件。

計(jì)算結(jié)果中，除式（1）中出現(xiàn)的因素外，還出現(xiàn)各影響因素F檢驗(yàn)值F，F(xiàn)值越大，該因素對(duì)因變量影響越大；復(fù)相關(guān)系數(shù)R，R越大，方程回歸效果越顯著。

3.2 結(jié)果與分析

3.2.1 蟒河口水庫蓄水前（1994.6—2014.8）

以當(dāng)月水位Hi為因變量，以水源地當(dāng)月開采量Qi、當(dāng)月及前1～4月降水量（Pi、Pi-1、Pi-2、Pi-3、Pi-4）、前期水位（Hi-1）為自變量，對(duì)1994年6月—2014年8月數(shù)據(jù)進(jìn)行逐步回歸分析計(jì)算，F(xiàn)臨界檢驗(yàn)值取2.0，計(jì)算得到回歸方程為：

該回歸方程的復(fù)相關(guān)系數(shù)R=0.88；剩余標(biāo)準(zhǔn)差SY=1.36；F*=263.70。

由式（2）可知，水源地水位主要受前期水位、前2月降水量和當(dāng)月開采量影響，其中前期水位的影響最為顯著（F=610.6），其次是前2月降水量（F=46.8）；最后是當(dāng)月開采量（F=4.9）。

3.2.2 蟒河口水庫蓄水后（2014.9—2019.12）

在求解該階段逐步回歸方程的基礎(chǔ)上，探明前期水位（Hi-1）對(duì)水源地地下水位的影響，故分兩種情況進(jìn)行討論：

①以水源地水位Hi為因變量，以水源地當(dāng)月開采量Qi、當(dāng)月及前1～4月降水量（Pi、Pi-1、Pi-2、Pi-3、Pi-4）、當(dāng)月及前1～4月蟒河口水庫蓄水量（Wi、Wi-1、Wi-2、Wi-3、Wi-4）為自變量，采用不同的F檢驗(yàn)值分別進(jìn)行逐步回歸計(jì)算。

②以水源地水位Hi為因變量，以水源地當(dāng)月開采量Qi、當(dāng)月及前1～4月降水量（Pi、Pi-1、Pi-2、Pi-3、Pi-4）、當(dāng)月及前1～4月蟒河口水庫蓄水量（Wi、Wi-1、Wi-2、Wi-3、Wi-4）、前期水位Hi-1為自變量，采用不同的F檢驗(yàn)值分別進(jìn)行逐步回歸計(jì)算。

計(jì)算結(jié)果見表1。

由表1可知，蟒河口水庫蓄水后，在不考慮前期水位的影響下，相關(guān)性較為一般（R=0.595 5～0.746 6）；加入前期水位Hi-1這一因素后，方程相關(guān)性明顯提升（R=0.856 6～0.918 3）。由此可見水源地地下水位受前期水位影響最為顯著，其次是前1月降水、前2月蟒河口水庫蓄水量，雖開采量由6.5×104m3/d 增加到最大的8.77×104m3/d，其對(duì)水位基本無影響或影響甚微。

表1 水庫蓄水后逐步回歸方程Table 1 Stepwise regression equations after reservoir impoundment

由于水庫蓄水后的逐步回歸方程基本都無開采量的體現(xiàn)，但實(shí)際預(yù)測過程中必須考慮開采量的影響，故不使用第二階段的回歸方程作為水位預(yù)測方程。

4 蟒河口水庫補(bǔ)給效果分析

蟒河口水庫位于克井盆地西北的北蟒河出山口，控制流域面積94 km2，總庫容為1 094×104m3，主要任務(wù)是防洪、補(bǔ)給地下水等，蟒河口水庫建成后，其防洪效果明顯，但補(bǔ)給效果備受詬病。

蟒河口水庫壩址區(qū)為寒武系中上統(tǒng)的碳酸鹽巖地層，受盤古寺斷層影響，次級(jí)斷裂發(fā)育，巖體破碎，裂隙巖溶發(fā)育，滲漏嚴(yán)重。水庫蓄水水位標(biāo)高為255～310 m；水源地地面標(biāo)高約173 m，水位埋深10～25 m，水位標(biāo)高148～163 m，水庫蓄水水位高于水源地水位100 m 以上。蟒河口水庫距水源地直線距離約7 km，其間在石炭—二疊系地層之下隱伏有巨厚層的奧陶—寒武系的碳酸鹽巖裂隙巖溶含水層，蟒河口水庫滲漏補(bǔ)給碳酸鹽巖裂隙巖溶地下水，通過裂隙巖溶通道由北向南徑流補(bǔ)給水源地地下水[19]。

利用蟒河口水庫蓄水前建立的逐步回歸方程式（2），預(yù)測在不考慮蟒河口水庫蓄水影響下水源地水位（2014年9月—2019年12月），見圖3。實(shí)測水位與預(yù)測水位差值見表2。

由圖3和表2可知，蟒河口水庫蓄水期間實(shí)測水位均高于不考慮蟒河口水庫蓄水的預(yù)測水位，其差值最大1.46～3.10 m，最小0.21～0.89 m，平均0.86～1.57 m。說明蟒河口水庫蓄水對(duì)水源地裂隙巖溶地下水補(bǔ)給效果顯著。

圖3 逐步回歸方程（2）預(yù)測值與實(shí)測水位動(dòng)態(tài)曲線圖Fig.3 Dynamic curves of the predicted values of the stepwise regression equation（2）and the measured groundwater levels

表2 蟒河口水庫蓄水期間水源地實(shí)測水位與不考慮蟒河口水庫蓄水預(yù)測水位差值Table 2 Differences between the measured groundwater levels near the wellfield during the impoundment period of the Manghekou Reservoir and the predicted groundwater levels without considering the impoundment of the Manghekou Reservoir /m

從2018年蟒河口水庫與青多水源地水質(zhì)分析結(jié)果（表3）可知，蟒河口水庫和水源地的水化學(xué)類型均為HCO3·SO4—Ca·Mg 型，水源地主要化學(xué)組分除K+外，其它含量均大于蟒河口水庫，這是由于蟒河口水庫水滲漏補(bǔ)給裂隙巖溶地下水后，經(jīng)過較長距離的運(yùn)移和溶濾作用，溶解了碳酸鹽巖礦物質(zhì)，使水源地地下水中的Ca2+、Mg2+等離子的含量增加，總硬度和溶解性總固體也增加。

表3 蟒河口水庫與青多水源地水質(zhì)分析對(duì)比表Table 3 Comparison of hydrochemical analyses between the Manghekou Reservoir and the Qingduo wellfield

5 結(jié)論

（1）第一階段水位受前期水位的影響最顯著、其次是前2月降水量、開采量影響最小。其中第1 時(shí)段水源地開采量固定，地下水位主要受水源地降水影響，開采量影響很?。坏? 時(shí)段增大開采量，水位主要受開采影響，其次是降水量。

（2）第二階段水位受前期水位影響最為顯著，前1月降水量、前2月水庫蓄水量次之。雖開采量增加較多，但其對(duì)水位的影響很小或基本沒有影響，其水位滯后蟒河口水庫蓄水1～4 個(gè)月、降水1～3月。

（3）第二階段（水庫蓄水后）計(jì)算得出的回歸方程中，開采量對(duì)地下水位無影響或產(chǎn)生微弱影響，無法對(duì)實(shí)際工作中考慮開采量條件的地下水位進(jìn)行預(yù)測，不具有現(xiàn)實(shí)意義，故不采用該階段方程作為預(yù)測方程。

通過分析逐步回歸方程的預(yù)測水位與水源地實(shí)測水位差、水源地與水庫水質(zhì)發(fā)現(xiàn)，蟒河口水庫蓄水后對(duì)水源地地下水補(bǔ)給效果顯著，但本研究在此方面只進(jìn)行了定性研究，今后需要從同位素示蹤方向進(jìn)一步研究。