邢台地下水开发利用情况

2.1　天然状态下百泉岩溶地下水特征

1958年以前，该泉域地下水流动系统处于天然稳定状态，地下水埋深总的变化规律是：从补给区埋深型到排泄区逐渐过渡为浅埋型，直到排泄点以泉群涌出地表。水位标高从补给区大于160m，到排泄点为60m。那时岩溶水基本没有开采，只是引用，百泉泉域的出流量一般为8～10m3／s。1958～1978年间，随着工农业的发展和人口的增加，岩溶水逐渐被开发，此期间该泉域出流量平均值为6.87m3／s。上述两个流量都表征当时岩溶水的补给量。

百泉岩溶地下水的流网形态受构造控制，总的特征是呈波状起伏的辐型流面，在强径流带则为槽谷状展布。在补给区流线密集，向排泄区则逐渐变的稀疏。其流线的趋势是，分别从西南、西、西北向百泉汇流。

百泉泉域内除西部变质岩山区有众多的小泉外，较出名的大泉有百泉、达活泉两大泉群，是百泉泉域岩溶水的主要排泄点。百泉泉域位于邢台市区东南4km处，有百泉、珍珠泉、华庄泉等11处排泄点。达活泉泉域位于邢台市达活泉公园一带，有达活泉、紫金泉等5处排泄点。由1972～1982年百泉泉域两大泉群月年平均流量统计，反映出泉域衰减和消亡过程，达活泉泉域1981年干枯后，至今尚未恢复自流。百泉泉域1982年出现了有记载以来的第一次断流，使素有“百泉之城”美称的邢台市泉水干涸。以后时断时有，流量极小。如图1为邢台百泉泉域泉水1972～1982年流量过程线。

图1　邢台百泉泉域1972～1982年流量过程线

邢台百泉地区岩溶地下水年周期水位动态变化，可分为3个阶段。第一阶段是回升期。岩溶地下水水位于每年7～11月，在补给区为短时、快速、直线式回升；在径流区、排泄区，逐渐过渡为缓慢曲线式回升，回升速度在补给区为7～50cm／d，径流区为2～7cm／d，排泄区2～2.5cm／d。第二阶段是相对稳定期。在丰水期，径流区与排泄区于11月中旬以后，有1～3个月水位稳定期。补给区一般无稳定区。在枯水年份，各区均不具有水位稳定期。第三阶段是下降期。岩溶地下水的水位，一般在补给区于每年10月至次年6月，径流区于11月至次年6月，排泄区于1～6月，呈直线式下降。下降速度在补给区为3～5cm／d，径流区为2～3cm／d，排泄区为0.5～2cm／d。

2.2　开采条件下百泉岩溶地下水特征

1978年以后，由于作为岩溶水主要补给来源的大气降水处于偏枯周期（1958～1980年年平均降水量为551.2mm，1981～1997年年均降水量为496.3mm），降水补给量减少，而随着国民经济的发展，对岩溶地下水的开采量逐年增加，导致百泉于20世纪80年代几次断流。在集中开采区，还产生了地下水位下降漏斗，使地下水流系统受到人为经济工程的影响，目前，已成为天然—人工复合流动系统的非稳定状态。

在岩溶水水位动态变化过程中，1979年以前，水位只具有周期性变化规律，多年水位基本保持平衡。1979年以后，岩溶水大规模集中开采，水位变化大，呈现出多年下降趋势，同时导致泉水减小乃至断流。年内水位历时曲线的上升段变缓，下降段曲线变陡，说明补给量已小于开采量，反映了开采型水位特征。如图2为邢台市紫金泉水厂1991～2000年地下水埋深变化过程线。

图2　邢台市紫金泉水厂地下水埋深过程线

开采条件下的岩溶地下水流网形态，与天然状态类似，只是在排泄区流网更加稀疏。但是，在人工集中大量开采岩溶水的地段，则出现漏斗状流网形态。例如，邢台市区由于过量开采岩溶水，自1978年以来，地下水水位年平均下降1.6～1.8m，1999年最大埋深达85.06m（动水位埋深），已经形成多次“水荒”和工矿企业因“吊泵”而停产的事件，在其他开采较集中的地方，均形成局部小漏斗区。在这些地方，地下水流网形态均发生局部变化，呈现出漏斗状流网形态特征。不过，如果能在雨季减少开采量，则随着补给量增加，地下水位下降漏斗即会随之消失，流网形态恢复原状。

在开采条件下，百泉岩溶地下水的水位动态与天然状态类似，在一个水文年内有回升期、相对稳定期和下降期。但是，天然状态下地下水位动态曲线一般为单峰单谷形，而在开采条件下，由于受人为因素的影响。地下水位动态曲线呈波状起伏，变化比较复杂。在丰水年，岩溶地下水获得大量补给，地下水水位上升，以后各年补给量相对减少，虽然地下水位动态曲线表现为有升有降，但总的趋势是呈阶梯状下降，直到下一个丰水年。这种动态变化除受大气降水因素控制外，还与人为增加开采量和朱庄水库蓄水拦截地表径流、减少岩溶地下水补给量有关。

2.3　百泉泉域岩溶地下水补给量及可开采量(www.xing528.com)

百泉泉域补给区分布于高村、王窑、皇台底、西丘一线以西地区和基岩裸露区，寒武系中—上统及奥陶系中—下统碳酸盐岩裸露区的渗漏条件受区域节理裂隙的控制，面裂隙率一般为7%～20%，以北—北东向裂隙为主，北西向亦有相当水文地质意义，且很少有植被覆盖，形成了良好的入渗条件。根据野外小流域观测，在碳酸盐岩分布区，一般雨后无地表径流，即使在暴雨之后，地表径流亦极短暂；在非碳酸盐岩分布区，则因岩性的限制，入渗条件较差，主要起地表汇流作用，构成间接补给区。

区域内河谷渗漏段的渗入补给量占整个泉域天然补给量的1／2以上。本区河流具有两个重要特点：第一是各河流进入碳酸盐岩分布区之后，因大量渗漏而断流；第二是河流的展布与区域横向构造具有一定的联系。因此，受横向构造控制的渗漏段，常处于纵向构造带相连接的复合部位，出现强烈的渗漏现象。像沙河的南、北两条支流，在八里庙、朱庄一带穿越朱庄断裂束，八里庙附近位于奥陶系中统灰岩上的佐村水库建成蓄水后，两昼夜全部漏光。

河谷渗漏的条件也与区域性节理裂隙的发育方向有关，同时，还受河床地质结构的控制。当沟谷中有透水性较好的冲洪积层分布，而其下伏为透水性良好的灰岩时，则沟谷中的水通过卵石、砾石层渗漏补给灰岩含水层。例如北洺河，在沙洺河以上常年有水。而从沙洺至西寺村段，却由于河床为奥陶系中—下统和寒武系中统灰岩、白云质灰岩，河水漏失而干涸。因此，北洺河仅在汛期洪水较大时才全河有水，但经过一段时间后，即随着水势减小和灰岩段河床漏水而干涸。

采用《河北省邢台市水文地质工程环境地质综合评价报告》中的综合入渗系数法来计算泉域岩溶水补给资源。综合入渗系数法是考虑“朱庄水库不放水，而其他水库以多年规律正常运行”状态下的降水综合入渗系数（1984～1993年资料系列，α1＝0.823），主要包括面状入渗与朱庄水库之外的其他水库放水的河道线状入渗两部分。朱庄水库弃水补给单独计算，根据建库后资料分析，朱庄水库弃水渗漏补给系数实测结果为0.437～0.543。岩溶水补给资源按下式计算，计算出多年平均补给量为15762.6万m3。

Q补＝α1×P×F＋α2×Q朱弃

式中　Q补——岩溶水的补给量；

α1——降水综合入渗系数；

P——灰岩裸露区面雨量；

F——裸露区入渗面积；

α2——朱庄水库弃水河道渗漏补给系数；

Q朱弃——朱庄水库放水的河道流量。

若要保持多年平均水位不发生大的变化，泉域内的岩溶水可开采量保持在1.58亿m3。考虑到岩溶水系统具有一定的调蓄能力，按“以丰补歉、多年调节”的原则评价开采资源，且开采区外一定范围内水动力特征不发生大的改变，既不造成水文地质条件的变异。通过计算，水位变化1m时，岩溶水所给出或储存的地下水量为698万m3。该岩溶区具有地下水库调蓄功能，为该区多年调节用水提供了良好的条件。在近年来地下水开采量增大情况下，岩溶水的地下调节发挥了巨大作用。