永寿县位于陕西省渭北黄土高原西部, 咸阳市北部, 县政府位于监军镇, 总面积为889 km²。下辖监军街道、常宁镇、马坊镇、永平镇、甘井镇、店头镇及仪井镇6个镇, 其中最南部的店头镇和仪井镇两镇面积为132.6 km², 被乾县分隔(图1)。

图1

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	图1 陕西永寿县地形地貌简图Fig.1 Geomorphological sketch of Yongshou County in Shaanxi Province

永寿县属渭北黄土高原丘陵区, 地貌景观受基底构造控制, 原始地表形态继承和契合了隐伏基岩古地形, 并进一步受新构造上升作用及地表水系的侵蚀切割, 形成了主要由黄土台塬、黄土梁、黄土梁峁及中低山组成的黄土高原地形地貌^[12]。区内以黄土台塬、梁、 沟壑为主, 约占研究区总面积的70%(图1)。塬面波状起伏, 黄土台塬和黄土梁峁受水系的控制, 呈NW或SE向展布, 内、外地质营力综合作用致使区内地形地貌比较破碎, 形态复杂。

研究区属北温带半干旱大陆性气候。全县多年平均气温为10.8 ℃, 极端最高气温为38.9 ℃, 极端最低气温为-18 ℃。多年平均降水量为616.1 mm, 年最大降水量为857.3 mm, 年最小降水量为298.9 mm, 降水在年内分配极不均衡, 雨季多集中在7— 9月份, 约占全年总降水量的52%以上, 且多以暴雨形式出现。由于气候干旱、蒸发强烈、降水少而集中、夏季多暴雨, 致使水土流失较强, 不利于地下水补给。

区内河谷深切, 水系发育, 主要有泾河、三岔河、漠西河、漆水河等(图1)。泾河流经东部边界, 最大流量为8 800 m³/s, 最小流量为7 m³/s; 漆水河流经西部边界, 最大流量为1 200 m³/s, 最小流量为0.2 m³/s; 其他河流均发源于永寿梁山区, 其流量甚小, 一般小于0.1 m³/s。沟系呈树枝状密集发育, 深切100~250 m, 致使地表水和地下水的径流、排泄条件良好, 不利于地下水储存。这些因素决定了研究区地下水资源贫乏、水化学类型简单、矿化度低的特点。

基岩地层仅零星或断续出露于沟谷中, 以三叠系分布最广, 约占全区面积的35%, 二叠系约占全区面积的30%, 奥陶系占约全区面积的17%, 侏罗系和白垩系占约全区面积的16%, 寒武系仅占全区面积的2%(图2)。寒武系分布于店头镇的南部, 呈条带状断续出露, 总体近EW向展布, 地层下部以泥岩、页岩为主, 上部以灰岩、白云岩为主, 岩层产状24° ∠45° ; 奥陶系区内露头最为发育, 分布在店头镇、仪井镇和甘井村— 五峰山一带, 总体近EW向展布, 岩层产状330° ∠45° , 岩性以灰岩、白云岩为主, 中奥陶统平凉组以页岩为主, 夹白云岩透镜体; 二叠系分布于研究区中部甘井镇、监军街道一带, 与下伏奥陶系呈超覆不整合接触, 在蒿店村— 五峰山为断层接触, 岩层产状345° ∠30° , 岩性为砂岩和泥岩互层; 三叠系在永寿县境内大面积分布, 但因黄土覆盖层的发育, 仅出露于泾河河谷及其他“ V” 型深切沟谷内, 总体走向呈NE— SW向, 向北近水平倾斜, 产状225° ∠18° , 岩性以砂岩、泥岩为主; 侏罗系呈马蹄型分布在永寿梁的周围, 总体产状近水平, 岩层产状335° ∠8° , 岩性以页岩、泥岩砂岩互层为主; 白垩系分布于永寿梁一带, 岩层产状55° ∠4° , 岩性为砾岩夹砂、泥岩条带或砂岩透镜体。

区内构造特征在南北有明显差异, 北部为渭北北缘挠褶带, 南部为渭北东西褶皱隆起带。区内主要有仪井地堑(F₁₀— F₁₃)和老龙山断裂(F₃)两大构造(图2)。仪井地堑主要于分布仪井镇地区, 由4条NEE走向张性断裂构成, 形成仪井镇地堑构造骨架, 其中2条北倾, 2条南倾, 该地堑形态清晰, 地堑两侧外围基岩埋深约100 m, 地堑中心部位基岩埋深约300~400 m, 为储水量较大的断裂蓄水构造; 老龙山断裂为一区域大断裂, 呈近EW向延伸, 断面南倾, 断距逾千米, 区内长度约40 km, 表现为压扭性逆断层, 切割基岩, 断裂北侧二叠系与南侧奥陶系地层不整合接触, 倾角50° ~70° , 地貌显示为断层崖和陡壁, 为一充水断层。

图2

Fig.2

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	图2 研究区基岩地层岩性及地质构造略图 1.馒头组; 2.张夏组; 3.崮山组; 4.断层及其编号; 5.向斜; 6.剖面及其编号; 7.$\frac{钻孔编号}{孔深, m}$; 8.宜君组; 9.安定组; 10.直罗组; 11.延安组; 12.延长组; 13.石盒子组; 14.石千峰组; 15.冶里组— 亮甲山组; 16.平凉组; 17.马家沟群; 18.水系Fig.2 Outline of bedrock lithology and geological structure in the study area

研究区内基岩裂隙含水层按含水层岩性可划分为砂岩裂隙含水层和灰岩裂隙含水层两个类型。灰岩裂隙含水层岩组受二叠系和上奥陶系统的分割, 分为北部(甘井村— 五峰山)岩溶水域和南部(仪井镇、店头镇)岩溶水域, 这两个岩溶水域互相独立并呈EW向展布。

研究区基岩裂隙含水岩层主要为奥陶系马家沟群(O₂mj)和冶里组— 亮甲山组(O₁y-l)灰岩, 三叠系延长组(T₃y)、二叠系石千峰组(P₂sq)和石盒子组(P_1-2sh)砂岩。不同类型岩石的化学成分、矿物成分差异较大, 岩石中可溶物含量决定了岩石孔隙率, 孔隙率越大, 含水量越高, 反之则低。因此, 不同类型含水岩组具有不同的含水空间, 富水性也不一样。本文共收集研究区内1983— 2020年96眼钻孔资料, 其中奥陶系、寒武系灰岩钻孔26眼, 二叠系、三叠系砂岩钻孔70眼^[13]。利用钻孔资料, 对研究区内松散覆盖层厚度、基岩含水层厚度和含水岩性占比进行统计分析, 奥陶系灰岩和二叠系、三叠系砂岩统计结果分别见表1和表2。

表1

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表1(Tab.1)

表1 奥陶系灰岩裂隙含水层统计特征 Tab.1 Statistical characteristics of Ordovician limestone fissure aquifers 统计值 众数 均值 方差 变异 系数 最小值 最大值 孔深/m 803 571 222 0.39 236 870 松散层厚度/m 180 167 49 0.3 92 303 灰岩含水层厚度/m 280 250 148 0.59 12 478 灰岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度比例/% 0.5 0.57 0.21 0.37 0.1 1 注: 方差和变异系数没有单位。

表1 奥陶系灰岩裂隙含水层统计特征 Tab.1 Statistical characteristics of Ordovician limestone fissure aquifers

表2

Tab.2

表2(Tab.2)

表2 二叠系、三叠系砂岩裂隙含水层统计特征 Tab.2 Statistical characteristics of sandstone fissure aquifers in Permian and Triassic 统计值 众数 均值 方差 变异 系数 最小值 最大值 孔深/m 450 540 189 0.35 72 885 松散层厚度/m 160 160 53 0.33 10 351 砂岩含水层厚度/m 100 107 115 1.07 16 527 砂岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度比例/% 0.5 0.32 0.2 0.62 0.05 1 注: 方差和变异系数没有单位。

表2 二叠系、三叠系砂岩裂隙含水层统计特征 Tab.2 Statistical characteristics of sandstone fissure aquifers in Permian and Triassic

根据奥陶系灰岩裂隙含水层统计特征, 灰岩裂隙含水层厚度最大值为478 m, 最小值为12 m, 灰岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度比例均值为0.57%, 最大值为1%, 最小值为0.1%, 变异系数0.37, 较0.3略大, 表明灰岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度比例在研究区内空间差异性相对较小。

据二叠系、三叠系砂岩裂隙含水层统计特征, 砂岩裂隙含水层厚度最大值为527 m, 最小值为16 m, 砂岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度均值为0.32, 较灰岩裂隙含水层厚度占比小, 最大值为1%, 最小值为0.05%, 变异系数0.62, 大于0.3, 表明砂岩裂隙含水层厚度占基岩总厚度比例在研究区内空间差异性较明显。

自20世纪50年代, 有关基岩地区地下水研究已经取得了丰富的成果, 其中典型代表为 “ 断裂型蓄水构造” ^[14]和 “ 新构造控水理论” ^{[15, 16]}。基岩裂隙含水层富水性主要由裂隙的发育程度及其张开性控制, 而裂隙的发育程度又受含水层岩性和地质构造作用的强弱所决定, 因此基岩裂隙含水层富水性及其分布规律主要影响因素为岩性和地质构造, 另外地形、地貌对其补给、汇集和水位埋深亦有重要影响。研究区各富水地段的主要控水因素包括岩性、地质构造、基岩地形及补给排泄条件。

2.3.1 岩性

区内基岩裂隙含水层按赋水介质的不同可分为砂岩裂隙含水层和灰岩裂隙含水层2个类型。贮水类型是按裂隙水介质空隙的成因进行分类, 主要有成岩裂隙水、风化裂隙水和构造裂隙水。利用水文钻孔资料绘制了基岩裂隙含水层贮水类型分析图, 如图3和图4所示。

图3

Fig.3

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	图3 砂岩裂隙含水层贮水类型分析Fig.3 Analysis of water storage type for sandstone fissure

图4

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	图4 灰岩裂隙含水层贮水类型分析Fig.4 Analysis of water storage type for limestone fissure

通过对砂岩裂隙水水位埋深与松散覆盖层厚度的关系统计分析发现, 84%的钻孔的水位埋深小于松散覆盖层底部风化壳埋深(即地下水位在风化壳之上的松散覆盖层内)(图3)。这说明基岩岩性为二叠系和三叠系砂、泥岩互层地段的贮水类型以风化裂隙水为主。

通过对灰岩裂隙水水位埋深与松散覆盖层厚度的关系统计分析发现, 74%的钻孔的水位埋深大于松散覆盖层厚度, 水位埋深超过200 m, 贮水类型为构造裂隙水及成岩裂隙水(图4)。研究区中部甘井村— 营里村— 何谈村一带含水层岩性为马家沟群灰岩、白云岩, 其构造裂隙一般比较稀疏, 但张开性好, 延伸远, 具有较好的导水性; 研究区南部店头镇— 仪井镇一带含水层由中元古界及下古生界寒武系— 奥陶系碳酸盐岩组成, 主要岩性为灰岩、白云岩夹泥灰岩, 以易溶或弱溶碳酸盐岩为主, 夹有难溶或非溶岩层, 贮水空间主要由裂隙和经岩溶化作用改造后的溶蚀裂隙组成, 属典型的成岩裂隙水。

2.3.2 地质构造

地质构造对基岩裂隙水的控制主要依据断裂裂隙组合与力学性质、发育程度等。中部广大基岩裂隙含水层处于渭北断陷构造区, 几经构造变动, 受到多个构造体系应力场作用, 节理裂隙发育, 其中NW向构造多为横张节理裂隙与断裂裂隙带, 有助于风化裂隙发育, 并起到导水、汇水与储水的作用, 基岩裂隙泉水流量较大, 如甘井镇集中供水井、何谈村供水井、营里村水源井, 出水量在400 m³/d以上(图5)。北部三叠系、侏罗系地层分布区, 构造形式简单, 以柔性形变为主, 构造节理裂隙发育弱, 主要是风化裂隙和成岩裂隙, 地下水赋存条件差, 泉流量小, 如裕丰村、下堡子村、许许沟勘探井, 出水量不足30 m³/d。

图5

Fig.5

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	图5 老龙山断裂地层剖面(I-Iʹ )示意图Fig.5 Schematic diagram of stratigraphic section (I-Iʹ ) of Laolongshan fault

南部店头镇— 仪井镇一带构造裂隙发育, 共发育4条NEE向的张性断裂, 其中2条北倾, 2条南倾(图6)。由于这些张性断裂的共同作用, 在奥陶系灰岩中形成了较好的地下水富水条件, 井深700~800 m的开采井出水量均在400 m³/d 以上。

图6

Fig.6

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	图6 仪井地堑地层剖面(II-IIʹ )示意图Fig.6 Schematic diagram of Yijing graben formation section(II-IIʹ )

2.3.3 基岩地形

裸露的基岩山区地形陡峻, 剥蚀作用强, 风化壳厚度不大, 尤其含砾泥岩层最明显。黄土梁峁区隐伏基岩梁岗与此相同, 这类地区由于地势较高, 地下水埋藏较深, 往往造成风化裂隙带悬空, 裂隙充水段较薄, 甚至不含水, 如郭村、渠子村等地, 钻孔出水量极贫乏。但在隐伏基岩凹陷地区, 不仅风化带较厚, 且埋深低于地下水位, 裂隙被全部充水, 故往往形成风化壳型裂隙含水层富水区, 如甘井镇甘井村、常宁镇千家村、马坊镇宋家园子村等地, 风化壳埋深均低于水位埋深超过20 m(表3)。

表3

Tab.3

表3(Tab.3)

表3 基岩地形钻孔出水量对比 Tab.3 Comparison of the water inflow for different boreholes in bedrock topography 地貌 钻孔 数/个 出水量/(m3· d-1) ≤ 50 (50, 100] (100, 1 000] > 1 000 钻孔数/个 占比/% 钻孔数/个 占比/% 钻孔数/个 占比/% 钻孔数/个 占比/% 黄土梁、黄土梁峁 39 35 89.74 1 2.56 3 7.69 0 0.00 黄土台塬 36 11 30.56 6 16.67 19 52.78 1 2.78

表3 基岩地形钻孔出水量对比 Tab.3 Comparison of the water inflow for different boreholes in bedrock topography

2.3.4 补给排泄条件

甘井镇— 马坊镇— 常宁镇一带的黄土台塬区, 地势平缓, 形成汇水洼地, 有上覆松散层潜水且水量较丰富, 有利于潜水向下越流补给基岩裂隙含水层。甘井村— 营里村— 何谈村一带, 导水断裂存在, 对降水入渗有利。相反, 有厚层黄土覆盖、地形较高的梁峁区沟壑密度大、切割深、水土流失严重地段, 如郭村— 永太村— 渠子村一带, 渗入补给量小, 故基岩裂隙水贫乏。深切河谷与深埋岩溶水接攘地带, 岩溶裂隙水接受河水的渗漏补给, 地下水相对富集, 如区内漆水河及羊毛湾水库外围, 均为岩溶裂隙水富水地段, 单井出水量大于1 000 m³/d, 靠近羊毛湾水库和漆水河河谷的S₁勘探孔和D₁生产井, 单井出水量分别达到2 880 m³/d 和1 795 m³/d; 而远离现代水系的河间地带, 岩溶水径流变缓, 岩溶发育相对较弱, 富水性偏小, 如距离羊毛湾水库7 km左右的程大湾S₂孔, 单井出水量仅为190 m³/d^[17]。

3.1.1 砂岩裂隙含水层富水性

砂岩裂隙含水层分布在研究区中部和北部, 含水层岩性主要为二叠系和三叠系砂岩和泥岩, 裂隙含水层的富水性及分布规律主要受地形和构造控制。据调查, 在地形平缓、塬面宽阔的常宁镇、监军镇、马坊镇及甘井镇大部分地区, 补给条件良好, 水量较丰富, 出水量多在240 m³/d以上, 水位埋深为 34~160 m, 其中: 马坊镇宋家园子村和马坊村一带水位埋深较浅, 水位埋深小于50 m, 出水量达到480 m³/d 以上; 而在泾河沿岸塬面狭窄的郭村、渠子村等地, 补给条件差, 水位埋深为200~300 m, 出水量多小于120 m³/d, 近年来施工失败的水源井多分布在该区。

3.1.2 灰岩岩溶裂隙含水层富水性

灰岩岩溶裂隙含水层主要分布于仪井镇、店头镇地区, 其次是篙店村— 五峰山一带, 含水特征为溶蚀裂隙、脉管状孔洞含水, 溶隙、溶蚀孔洞的发育程度与灰岩遭受断裂的破坏和库、河水渗透(水交替条件)密切相关, 因此, 本区岩溶裂隙含水层的富水性及其分布主要受断裂构造和库、河水的控制。在断裂构造带和库、河水附近的碳酸盐岩层, 岩溶水富集(表4)。地下水位受区域水位控制, 一般低于当地河床数十米至百余米, 致使上部岩溶、裂隙处于疏干状态。

表4

Tab.4

表4(Tab.4)

表4 马家沟群灰岩含水层井(孔)涌水量统计 Tab.4 Statistical of the water inflow for different aquifer wells (holes) in Majiagou Group limestone 位置 井深/m 抽水试验 统一降深20 m的 涌水量/(m3· d-1) 备 注 降深/m 涌水量/(L· s-1) 单位涌水量/(L· s-1· m-1) 冯家庄村 403 15.28 2.949 0.19 328.32 处于补给边界河谷区 营里村 505 0.55 10.270 18.67 > 2 000 靠近局部排泄口断裂带 上邱村 870 0.10 5.550 55.50 > 2 000 径流区河间地块断裂带 钟家村 615 243.04 1.640 0.01 12 远离河间地块断裂带

表4 马家沟群灰岩含水层井(孔)涌水量统计 Tab.4 Statistical of the water inflow for different aquifer wells (holes) in Majiagou Group limestone

北部(甘井村— 五峰山)岩溶水域位于筛珠洞泉域^[18]上游地段, 水位埋深为100~120 m。西部水位标高为830 m, 低于河床97.14 m; 东部水位埋深为150~280 m, 水位标高为810 m。沿EW向老龙山断裂附近为岩溶水的富水地带, 营里一带建有县城供水水源地, 施工的4口岩溶井出水量均在1 000 m³/d 以上。

南部(仪井镇、店头镇)岩溶水域位于龙岩寺泉域^[18]径流地带, 水位埋深达407 m, 水位标高为480~520 m, 低于漆水河河床和羊毛湾水库100余米。在仪井地堑羊毛湾水库附近, 为岩溶水富水地带, 水位埋深为130~360 m, 出水量均在800 m³/d 以上, 是建立集中供水水源地的理想地段, 如近两年施工的永源矿业供水井、仪井村供水井、上邱村供水井, 井深780~880 m, 水位埋深350~375 m, 出水量达480 m³/d, 连续抽水20 h, 水位降深不足1 m。

根据96组抽水试验资料, 按统一降深20 m的单井出水量划分富水性, 将区内基岩裂隙含水层富水性划为4级: 极弱富水区(涌水量< 100 m³/d)、弱富水区(涌水量[100, 500 )m³/d)、中等富水区(涌水量[500, 1 000 )m³/d)、富水区(涌水量≥ 1 000 m³/d), 其分布特征如图7所示。

图7

Fig.7

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	图7 研究区富水性分区Fig.7 Water-rich zoning in the study area

(1)富水区。渭北东北隆起地带老龙山断裂以南奥陶系灰岩岩溶水富水区、仪井地堑羊毛湾水库附近奥陶系灰岩岩溶水富水区、常宁镇北顺什村附近黄土台塬塬心地带富水区, 面积26.97 km², 占研究区总面积的3.03%。奥陶系灰岩含水层分布范围广, 厚度大, 总厚度可达3 870 m, 含水层碳酸盐岩较纯, 岩溶最为发育, 区内的溶洞大多发育在该层中, 地表水流经该地层裸露区均有漏失, 为区内富水性最强的含水层。在仪井镇分布的4条断裂带附近岩体破碎, 岩溶较发育, 地下水运移、赋存条件好, 激电测深勘探成果表明, 沿断裂带深部视极化率、半衰时、衰减度等富水参数异常, 是岩溶地下水富集的场所。

(2)中等富水区。地势平缓的黄土台塬区塬心地带、奥陶系与二叠系不整合接触带及向斜轴部(监军向斜轴部)是裂隙水相对富水带, 面积为40.44 km², 占研究区总面积的4.55%。断裂带及向斜轴部受构造变动与多构造体系应力场作用, 节理裂隙更发育, 其中NW向多为横张节理裂隙与断裂裂隙带, 既有助于风化裂隙发育, 又起到导水、汇水与储水的作用, 故多成为相对富水区。地势平缓的塬心地带为汇水洼地, 有上覆松散层潜水且水量较丰富, 对降水入渗、上覆含水层向下越流补给基岩裂隙含水层有利, 故易形成相对富水的地区。

(3)弱富水区。研究区中部和北部的二叠系和三叠系砂岩、奥陶系唐王岭组中上部含砾泥岩及平凉组泥页岩, 为弱富水区。储水空间以风化裂隙和构造节理裂隙为主, 有第四系黄土层(局部有第四系冲洪积层)覆盖, 补给条件差, 富水性偏小且极不均一。面积为12.71 km², 占研究区总面积的1.43%。

(4)极弱富水区。该分区位于非构造带黄土台塬区和黄土梁峁区, 以及沟壑密度大、切割深、水土流失严重地段。因渗入补给量小, 故基岩裂隙水贫乏。排泄条件好的深切河谷, 或者与深埋岩溶水相接壤的地带, 基岩裂隙水被急剧排泄, 甚至被疏干, 水量显得贫乏或极为贫乏。面积为738.16 km², 占研究区总面积的83.03%。