安固里淖內流區基巖地下水賦存特征及蓄水構造模式

袁 磊， 張秋霞， 吳庭雯， 韓雙寶*， 李甫成， 于 蕾

(1.中國地質調查局水文地質環境地質調查中心， 保定 071051; 2.中國地質調查局地下水勘查與開發工程研究中心， 保定 071051)

安固里淖流域是內蒙古高原東部眾多內流區的其中一個，總面積約3 635 km2，俗稱“壩上草原”。其補給、徑流區含水層主要為玄武巖、閃長巖或花崗巖等。玄武巖等巖漿巖含水層由于裂隙不發育且極不均勻，導水、儲水能力弱，富水性很差，成為嚴重缺水區，影響了人畜飲水健康[1-2]。針對玄武巖地下水賦存規律及找水實踐，前人已分地區開展了工作，初步總結了玄武巖等含水層地下水的賦存類型與電性特征，在找水實踐中得到了較好應用[3-8]。

蓄水構造概念于20世紀70年代由劉光亞提出[9]，并在隨后得到了應用、豐富和發展，眾多學者在此基礎上提出了基巖山區找水技術方法[10-11]。2018 年中國地質調查局在壩上地區張北縣實施扶貧打井等水文地質調查工作[12]，現基于此次調查，結合以往壩上地區找水打井實踐，提出內蒙古高原東部內流區以玄武巖為代表的巖漿巖區典型蓄水構造模式及勘探方法。

圖1 研究區水文地質簡圖Fig.1 Hydrogeology diagram of study area

1 研究區基本條件

1.1 水文氣象

研究區屬典型的半干旱大陸性氣候，全年干旱少雨，多風沙。據張北縣氣象臺觀測資料，多年平均降水量377.7 mm(1999—2018年)，降水主要集中于5～9 月份，約占全年降水量的84%，多年平均氣溫為10.1 ℃，多年平均蒸發量1 655.1 mm。研究區水系屬安固里河，為內陸河系，天然條件下地表水最終匯入安固里淖和黃蓋淖蒸發排泄。目前河流在補給區有地表徑流，至中游逐漸入滲消亡。

1.2 地形地貌

研究區地貌分為構造剝蝕熔巖臺地、侵蝕堆積河谷平原、構造剝蝕丘陵3種類型。地形上整體為四周高、中北部低，呈湖盆狀。研究區西南部集中分布有8個火山口，形成了獨特的玄武巖熔巖臺地地貌。

1.3 地層巖性

受巖漿活動與構造控制，如圖1所示，研究區內西南部-北部被中新世漢諾壩組(N1h)玄武巖覆蓋，巖性包括橄欖玄武巖、拉斑玄武巖等，厚度多在50～300 m。本區玄武巖可分為早晚兩期，每期又具有多次噴發的特點，在其間歇面上沉積了泥巖、泥礫巖、砂巖和褐煤。多數噴發末尾形成氣孔狀玄武巖和玄武巖古風化殼，厚2～5 m，玄武巖產狀近水平，微傾向北東。東南部與北部受太古界巖漿侵入與后期構造抬升影響，主要巖性為閃長巖、花崗巖，東部以凝灰巖為主。中部為洪積、湖積、沖積。

1.4 地質構造

研究區內有少部分斷裂構造，整體規模不大。走向及性質不盡相同，按其走向發育方向可劃分為北東向、北北東向、北西向和近東西向。測區內斷裂大部分被玄武巖和第四系覆蓋，地表斷裂形跡不明顯，區域斷裂帶可見串珠狀泉水發育。

2 水文地質條件

2.1 含水巖組特征

研究區主要含水巖組空間結構如圖2所示，包括玄武巖、松散巖類、碎屑巖類和花崗巖類。玄武巖多裸露在地表或在表層第四系覆蓋下，是區內分布最廣的含水層。玄武巖層厚且多呈塊狀，據鉆探揭露，巖層氣孔多閉合，有效裂隙率低。熔巖臺地的玄武巖地勢高，匯水面積小，地下水潛水面埋深大、水量小，取水不便。由于泥巖或不透水玄武巖層的阻斷，部分熔巖臺地有上層滯水，水質差且水量小，不具集中供水意義。另玄武巖多期噴發間歇有泥巖沉積，形成了玄武巖含水層的多層性，層間水力聯系差，特別是在西部泥巖隔水性良好，構成了早期承壓-半承壓含水層和晚期潛水含水層。承壓水含水性不均一性強，勘探難度大。研究區內除溝谷或斷裂影響區玄武巖含水層富水性較好外，其他地區富水性多為貧乏-極貧乏。砂礫巖位于玄武巖之下，除油簍溝-張北縣一帶外埋藏較淺且富水性較好外，其余埋藏過深開發難度大。花崗巖、閃長巖等侵入巖區構造不發育，含水巖組裂隙率低，且多處于補給區，富水性多為貧乏。

圖2 研究區立體水文地質結構圖Fig.2 Three dimensional hydrogeological structure diagram of study area

2.2 地下水補給、徑流、排泄條件

地下水的補徑排條件主要取決于地形、構造及人類活動。區內玄武巖或花崗巖等多位于補給區，主要接受降雨入滲補給。如圖2所示玄武巖熔巖臺地區地下水徑流方向主要受地形控制，以泉的形式分散排泄為主。但在局部裂隙孔洞發育處或斷裂帶影響區，形成導水通道。河谷區徑流以水平流動為主，水力梯度小，與地表河流流向一致，匯入下游湖淖區。

由于人為超采地下水嚴重，原本統一的安固里淖地下水系統流場目前已可分為6個次級流動系統，水動力條件改變加劇了地下水短缺的狀況。

3 典型蓄水構造模式

3.1 補給徑流-接觸型

圖3 補給徑流-接觸型泉水剖面圖Fig.3 Profile of recharge runoff-contact spring

研究區西部三臺河兩岸早晚兩期玄武巖間存在連續的泥巖隔水層，晚期玄武巖覆蓋在地表，裂隙孔洞較多，發育水力聯系統一的潛水含水層。地下水受地形控制向下游徑流，在地形切割至泥巖隔水底板處出露成泉，如圖3所示。沿河谷泉水點較多且水量較大，形成由地形和巖性復合控制的蓄水構造模式。如圖1所示，經調查統計，僅流量超過100 m3/d的泉水，在大河鎮-單晶河鄉的三臺河兩岸就有二十余處。在同一緯度，河兩岸泉水水位高程相近，整體上由南向北泉水水位減小，與區域地下水位一致。

如圖1中所示，玄武巖含水層與Ⅰ4-1-1次級流動系統統一，每個泉域為一個獨立的裂隙溶洞含水巖組局部系統，表層裂隙及孔洞發育，玄武巖孔洞直徑多在0.5～8 mm，多數無填充，降雨垂向入滲后，受地形與泥巖隔水底板控制，地下水由次級徑流帶向主徑流帶匯集成泉排泄到地表徑流，形成一座座沿河的地下水庫。其中邢家梁村(圖4)泉水流量超過1 500 m3/d，一般流量在100～800 m3/d。經取樣測試，泉水pH=7.5～8.2，溶解性總固體269.1～439.8 mg/L，水化學類型為HCO3-Ca或HCO3-Ca·Mg型水，符合飲用水標準。

圖4 邢家梁泉點地貌圖Fig.4 Geomorphic map of Xingjialiang spring

3.2 補給徑流-侵蝕型

南部玄武巖覆蓋區較全區雨水量最大，地下水補給較充足，如圖5(a)所示，松散層多分布于溝谷區且厚度較薄，玄武巖分布廣，是區域的主要含水巖組。本區域玄武巖風化裂隙發育，據調查剖面與鉆探測井記錄，表層玄武巖強-中風化層多厚6～15 m，氣孔、裂隙較多，通過大地電磁測深法(EH-4)斷面與測井，玄武巖風化殼多表現為20～40 Ω·m的低電阻率值。下伏塊狀玄武巖電阻率值多為60～100 Ω·m，為相對隔水巖層。F1斷裂為區域性正斷層，沿斷裂帶形成優勢導水通道，熔巖臺地玄武巖含水層為以散流為主的風化裂隙水，地下水向裂隙孔洞發育處流動富集，在斷裂穿越的溝谷區即圖5(a)中石頭囫圇、南灘、河西村附近形成富水段，同時在地形切割較深處出露成泉，如圖5(c)所示，形成由構造和地形復合控制的串珠狀富水帶。

如圖5(a)所示，研究區此類蓄水構造主要分布在張北-沽源斷裂帶[13]穿越的玄武巖溝谷中，地下水以泉的形式排泄形成地表徑流，如圖5(b)所示，河西村泉水流量可達270.4 m3/d，經取樣測試pH 8.01，溶解性總固體338.0 mg/L，水化學類型為HCO3-Ca·Mg型水，符合飲用水標準。

3.3 含水巖組蓄水型

在熔巖臺地區，上層滯水無法飲用。下層水有以下兩種情況。一是玄武巖層較厚時(厚度大于100 m)，其多次噴發的間歇期發育有古風化殼，且沉積一定厚度的黏土或砂礫石層，噴發間歇期越長，沉積層越厚，一般黏土層或泥巖電阻率值較低，為10～20 Ω·m；砂礫石電阻率較高。若沉積物以砂礫石為主，則古風化殼與沉積層可構成層間孔隙-孔洞含水層，在物探剖面上為似層狀的低阻帶。但經過本次水文地質地面調查、物探與鉆探測井驗證，研究區噴發間歇玄武巖風化殼孔洞多，但有效裂隙率低，富水性差。早晚兩期玄武巖間隔期最長，沉積層以泥巖為主。其余噴發間歇時間較短，沉積層多以泥礫巖或砂礫巖為主，但厚度較薄，僅可作為小型居民點供水水源。在選擇此層為含水層靶層時要反復斟酌。

圖5 補給徑流侵蝕型蓄水構造水文地質與地貌實景圖Fig.5 Hydrogeological and geomorphic map of recharge runoff-erosion water storage structure

圖6 玻璃彩村水文地質圖Fig.6 Hydrogeological map of Bolicai Villiage

二是玄武巖蓋層較薄時(厚度小于100 m)，研究區漢諾壩組玄武巖下伏地層為古近系-白堊系泥巖夾砂礫巖地層，砂礫巖孔隙裂隙較多，其富水性與水質相對較好，可作為目標含水層。巖性從玄武巖-砂礫巖為主-泥巖為主，視電阻率反映為高阻-次高阻-低阻的變化特性。砂礫巖含水層富水性受巖性、構造、地貌的綜合影響。此外，裂隙孔洞發育的玄武巖層也可作為目標含水層，因此找水靶層為次高阻層和高阻層。如圖6玻璃彩村位于河谷西側緩坡，處于地貌匯水有利位置。巖性從瞬變電磁(TEM)視電阻率上推測玄武巖厚90 m左右；90～150 m為次高阻帶，推測為以砂礫巖為主的碎屑巖；150～250 m為低阻帶，推測為以泥巖為主的碎屑巖。鉆探結果如圖7所示與物探解譯結果一致。水量1 154.4 m3/d，經測試，pH=7.83，溶解性總固體含量(TDS)426.4 mg/L，水化學類型為HCO3-Na型，符合飲用水標準。

研究區受風力發電和超高壓密集影響，許多物探方法受干擾強烈效果不佳，本次經過在玄武巖區多次試用不同的物探方法，總結出以瞬變電磁法為主了解地層空間結構、音頻大地電場法或高密度法為輔摸清100 m以淺巖性結構及構造位置走向。鉆探前時依據物探與調查推斷泥巖深度及厚度，結合實際情況下入濾水管和套管，防止泥巖縮徑塌孔。

3.4 斷裂帶集水蓄水型

導水性斷裂具有貯水空間、集水廊道、導水通道的作用，多組小斷裂集中發育的位置往往能形成水力聯系密切的裂隙網絡，發育由構造控制的網狀裂隙水。研究區熔巖臺地玄武巖或北部閃長巖多呈塊狀，集水面積小，富水性多為極貧乏。在這些地區找水難度大，尋找由小構造控制的局部富水帶是解決當地飲水問題的主要途徑。經地面調查與大地電磁測深(EH-4)發現大堆村北閃長巖侵入區有一垂向低阻帶，推測該處發育高角度斷裂破碎帶。如圖8所示，經鉆探揭露67.7～85.0 m為斷層破碎帶，涌水量達578.2 m3/d。經取樣測試，pH 7.56，溶解性總固體 452.1 mg/L，水化學類型為HCO3-Ca·Mg·Na型水，符合飲用水標準。

圖7 玻璃彩村TEM視電阻率斷面圖與鉆孔剖面圖Fig.7 TEM apparent resistivity profile and borehole profile of Bolicai Villiage

圖8 大堆村EH-4視電阻率斷面圖與鉆孔剖面圖Fig.8 EH-4 apparent resistivity profile and borehole profile of Dadui Villiage

該斷層破碎帶寬度約50 m，為角礫巖、壓碎巖在脆性巖石中的張性斷層，破碎帶由碎塊狀斷層角礫巖及壓碎巖構成。角礫呈棱角狀和次棱角狀，未膠結，孔隙率高，透水性良好，含水豐富。斷層破碎帶寬50 m，深度達300 m，裂隙發育，下盤和上盤完整巖石構成相對隔水的邊界，形成良好的儲水空間。上部匯水面積較大，接受大氣降水補給與周圍風化裂隙水，有穩定的補給源。

在塊狀基巖區定井應依靠遙感與地面調查尋找斷層行跡，如串珠狀泉，臨近井點水位或水化學差異大的地區。在基巖覆蓋區應先用大范圍物探儀器尋找電阻率異常帶，再通過高密度物探如音頻大地電場、激電法、激發極化法等確定電阻率陡降帶，特別是在勘查構造裂隙中富水性較好的地段時電法較為適合。

4 找水方向與開發技術方法

4.1 風化裂隙孔洞水

風化裂隙孔洞水是玄武巖地區常見的地下水類型，在地形和水文地質結構有利的部位可形成潛水富水段，如侵蝕型、接觸型泉等蓄水構造。開采方式以蓄水池或100 m以淺機井為主，可作為村鎮等小型居民點取水源。

4.2 玄武巖或侵入巖構造裂隙水

研究區內存在張北-沽源斷裂和一些次級斷裂構造，在玄武巖或侵入巖貧水區中斷裂穿越的位置，可形成富水塊段。如大堆，通過尋找隱伏于松散層之下的斷層，獲得了優質飲水井。開采方式以機井為主，可作為小型居民點取水源。

4.3 風化殼等層間孔隙孔洞水

在玄武巖噴發間歇期形成古風化殼-氣孔狀玄武巖層或玄武巖夾碎屑巖含水層。根據夾層巖性與地貌差異，富水性極度不均一，水量2～150 m3/d。開采方式以100～200 m深機井為主，可作為小型居民點取水源。

4.4 碎屑巖孔隙裂隙水

在玄武巖蓋層厚度小于100 m的區域，特別是河谷或斷裂穿越區，尋找下伏巖性以砂礫巖為主的孔隙裂隙含水層是快速、準確獲得中型以上水源地、解決區內集中供水的可靠途徑。如在玻璃彩實施的探采結合井，出水量超過1 000 m3/d，可作為鄉鎮或大型居民點取水源。

5 結論

(1)安固里淖內流區玄武巖和侵入巖含水層整體富水性為貧乏-極貧乏，含水層富水性受地貌、巖性、構造、噴發旋回層、古風化殼和下伏碎屑巖層等多因素制約。在地形、構造、地層組合控制下，地下水向主徑流帶匯流，沿主徑流帶和構造帶形成富水塊段。受多期噴發的影響，玄武巖含水層有多層性特點，地下水主要賦存在裂隙孔洞發育的玄武巖層和砂礫巖層，泥巖-砂礫巖-玄武巖地層的視電阻率多表現為低阻-次高阻-高阻的變化，因此找水目標層位為次高阻和高阻。

(2)在玄武巖區采取以瞬變電磁法為主，音頻大地電場法或高密度法為輔的勘探方法，可有效排除既有電場干擾、了解玄武巖與沉積層的巖性空間結構、構造位置走向。在花崗巖區采用電法勘查構造裂隙較為適合。

(3)安固里淖內流區地下水蓄水構造主要可分為補給徑流-侵蝕型、補給徑流-接觸型、斷裂帶集水蓄水型、含水巖組蓄水型4種。通過水文地質調查，探明了含水巖組空間結構，確定了安固里淖基巖區風化裂隙孔洞水、玄武巖或侵入巖構造裂隙水、風化殼等層間裂隙水、碎屑巖孔隙裂隙水4個找水方向。在實際找水打井時應因地制宜，結合水資源需求規劃確定目標供水層位。