太行山岩溶水补给区

1. 太行山岩溶水补给区

太行山海拔千余米。构造形态为一宽缓背斜，地层大面积向东南倾斜，影响着区域地下水流向。由于山西高原与华北平原高差千余米，北部晋城一带地下水位+600m，往南至焦作为+90m，两地相距40km，水位高差510m，平均水力坡度12.7‰。
在山区广泛出露古生代地层。按岩性可分为2套岩层组：
1）碳酸盐岩含水层组：由中奥陶统厚层石灰岩、下奥陶统白云岩和上、中寒武统鲕状石灰岩组成，总厚800～1000m。
2）非碳酸盐岩不透水岩层组：由下寒武统页岩、震旦系石英岩和太古宙片麻岩等组成，可简称“区域隔水层”。
在焦作以北宽约40km范围内，灰岩含水层厚数十米至数百米，位于河床以下，致使地表水强烈下渗而断流成为暗流区。由于太行山东段及西段“区域隔水层”抬起，大部分在河床中出露，河水难以下渗，以及火成岩侵入体不透水岩体的穿插，致使太行山东南段这一拐折地带，岩层破碎，渗漏强烈，岩溶含水层厚，成为山区地下水集中汇流地带。
山区碳酸盐岩地层中岩溶十分发育，地表岩溶可见有3个层次：① 峰顶古岩溶带；② 唐县期侵蚀宽谷岩溶带；③ 现成峡谷溶蚀带。岩溶以裂隙为主，溶洞、溶蚀洼地也有发育。
岩溶泉是区内岩溶地下水主要排泄形式。泉水多出露在太行山背斜轴部附近或稍偏北地段的河谷Ⅰ和Ⅱ级阶地处，出露标高在300～700m。在太行山南段，泉水多在河谷西岸出露，说明区域地下水流向由北向东南流动，大部分泉流量达1～6m3/s。
巨厚的碳酸盐岩组是一套夹有泥岩薄层可溶程度不等的地层组合，其中奥陶系上马家沟组底部有50m左右的泥灰岩、页岩，下马家沟组底与冶理组之间有20～80m的泥灰岩、页岩，分布稳定，起局部隔水层作用。岩溶的发育程度有差异（表1-1）。

表1-1 岩溶发育程度与岩石成分关系表

各含水层之间由于构造作用，断块之间往往直接接触，使区内水力联系密切且具有全区统一水位，同时也影响着地下水局部的流向，如西石河床遇黄塘-许河断层隆起，地下水流向发生局部变化而分为东西两支径流；同时，矿区奥陶纪灰岩含水层地下水降压漏斗扩展到此为止，形成南北很陡的水力坡度变化带。

2. 济南泉域岩溶地下水系统特征

济南泉域边界较清晰，具有独特的地质环境(实体结构)，相对独立完整的输入、输出和调节等功能，且社会、经济和环境因素对其状态影响显著，是一个典型的地下水系统，在我国北方岩溶分布区具代表性。确定和研究济南泉域岩溶水系统，对准确计算评价岩溶地下水资源、保泉供水和岩溶水资源管理与保护均具有科学价值和实际意义。
一、地质环境条件
1.地形地貌
济南市位于山东省中西部，地处鲁中山地的北缘，南依泰山，北临黄河，地形南高北低。南部为绵延起伏的山区，山势陡峻，深沟峡谷，绝对标高500～600m;中部为山前倾斜平原，绝对标高一般25～50m;北部为冲积平原。根据地貌特征，自东南至西北地形由高渐低，地貌成因类型依次为:低山区、残丘丘陵区、冲洪积平原区、冲积平原区。
2.气象水文
济南泉域地处中纬度内陆地带，属暖温带大陆性气候，多年平均降水量为647mm，6～9月集中降水，12月至翌年3月较小，年最大降水量1194.50mm(1962年)，最小340mm(1989年)。自20世纪80年代以来，济南地区进入干旱系列年份。近20年来降水偏枯年份出现几率增加，1949～1972年，偏枯降水年份出现几率4%，1980～2001年出现几率7%，如1988～1989年、1999～2002年连续4年干旱。本区降水量在空间上分配也有差异，南部山区多年平均降水量大于北部山前平原。区内河流主要有黄河、玉符河、北沙河、小清河等。
黄河水是济南市重要客水水源，为一地上河，其与岩溶地下水无水力联系。玉符河、北沙河发源于研究区南部泰山北麓，河道渗漏严重，是岩溶地下水的重要补给来源之一。由于上游修建水库而拦截地表径流，基本常年断流，为季节性河流，使岩溶地下水的补给量大大减少。
小清河发源于济南西郊的睦里村。20世纪60年代以前，小清河水质优良。随着济南城市规模的扩大，大量污水排入，小清河已成为济南一条总排污河。
区内主要水库有卧虎山、锦绣川、玉清湖和鹊山水库等。
3.地层
济南位于泰山穹窿的北翼，总体上是一个以古生代地层为主体的向北倾斜的单斜构造(图11-1)。由南向北依次出露的地层有:

图11-1 君崖—市区水文地质剖面

太古界泰山群(Art):主要为混合花岗岩、片麻岩，分布于区域东南部。
古生界寒武系(C):呈东西向条带状分布于研究区中南部，岩性主要为页岩夹石灰岩，其中张夏组以石灰岩为主。
奥陶系(O):分布于中、北部，主要岩性为石灰岩、白云质灰岩夹泥灰岩。
石炭系(C):分布于济南市以北，呈条带状近东西向分布。岩性主要为砂岩、砂质页岩、泥岩夹薄层灰岩，含煤。厚度100～250m，与上覆二叠系为平行不整合接触。构成北部地热田的盖层。
二叠系(P):分布于济南市以北的广大地区。岩性以陆相紫色、灰色砂岩、砾岩、泥质页岩，夹薄层可采煤层。厚度不等，与上覆第三系为角度不整合接触。
第四系(Q):广泛分布于山前倾斜平原、北部黄河冲积平原及山间河谷地带。成因类型以冲洪积为主，主要岩性为砂质粘土、黏质砂土、粘土，山前冲积扇堆积有砂砾石层。黄河以北岩性以粉质粘土、粉土、粉砂为主，局部夹中粗砂，最大厚度大于300m。
4.构造
区内断裂构造发育，主要分布有北北西走向的千佛山断裂、马山断裂、东坞断裂、文化桥断裂，北北东向的港沟断裂和近南北向的炒米店断裂等。
5.岩浆岩
研究区主要有中生代侵入岩，分布在济南市区—历城区北部，属于中基性岩。济南岩体西起位里庄，东到王舍人镇，南至大杨庄—姚家镇一线，北到桑梓店—孔家村一线，面积约300km2，主要岩性为辉长岩、闪长岩。
二、系统边界条件
济南泉域边界是国内水文地质界长期争论的焦点问题之一，并受到了国际水文地质学者的关注。争论的关键问题主要集中在泉域东、西边界的确定上。山东省地矿局八○一水文地质工程地质大队自20世纪50年代以来完成的大量勘查成果，特别是于1980～1990年间完成的“济南保泉供水水文地质勘探”、“白泉-武家水源地供水水文地质勘探”和“长清-孝里铺水源地供水水文地质勘探”等项目成果，均确定东坞断裂、马山断裂分别作为泉域东、西边界，1991年以后的补充工作又进一步验证了此结论的正确性。根据近年的勘查试验资料，对泉域边界的范围和性质进行了进一步综合研究，明确了泉域的边界。
系统南边界:主要依据地层岩性和地表分水岭等确定。西起岗辛庄—桃花峪—馍馍顶一线，向南经黄山顶、香火炉子山至长城岭，再呈北北东向至西营东南的大高尖山，然后向北至文风山、跑马岭，最后向东至东坞断裂。
系统北边界:确定的主要依据为地层岩性和水文地质条件。总体以燕山期侵入岩体和石炭、二叠系为界。
系统东边界:根据东坞断裂总体隔水，断裂北段的局部地段尚显示有弱透水性质，但透水段长度不大。
系统西边界:为马山断裂，总体隔水，老屯地段具透水性质。
三、系统构成
济南泉域是一独立完整的地下水系统，按其储存空间、含水介质、水理特征及功能差异等可分为4个子系统:孔隙水子系统、裂隙岩溶水子系统、岩溶裂隙水子系统和裂隙水子系统。按埋藏条件及储存空间不同，孔隙水子系统又可分为西部冲洪积扇孔隙承压水亚子系统，中部及东部山前坡洪积孔隙潜水亚子系统;裂隙岩溶水子系统分为寒武系张夏组(C2z)裂隙岩溶亚子系统和寒武系凤山组到奥陶系(C3f—O)裂隙岩溶水亚子系统;岩溶裂隙水子系统可分为馒头组至徐庄组(C1m—C2x)岩溶裂隙水亚子系统，崮山组、长山组(C3g—C3c)岩溶裂隙水亚子系统，石炭、二叠系(C-P)岩溶裂隙水亚子系统;裂隙水子系统可分为变质岩裂隙水亚子系统和辉长岩裂隙水亚子系统。
1.孔隙水子系统
根据泉域内松散岩层的结构、孔隙水的埋藏条件及其性质的不同，孔隙水子系统可分为泉域西部北沙河、玉符河冲洪积扇亚子系统和中部及东部山前坡洪积孔隙潜水亚子系统。
(1)北沙河、玉符河冲洪积扇孔隙承压水亚子系统
该亚子系统分布于玉符河、北沙河冲洪积扇构成的山前倾斜平原地区，面积约130km2，地形自南向北微倾，海拔高度30～60m。在两冲洪积扇的交汇地带，古地形呈南北向凸起，向两侧凹陷，所以冲洪积扇沿两古谷地发育。玉符河冲洪积扇首部在罗而庄、殷家林一带，北沙河冲积扇首部在魏庄、张桥一带，两冲洪积扇在小丁庄—后朱一线叠加。冲洪积扇前缘向北延伸过黄河，在黄河沿岸冲洪积扇上覆7～15m全新统黄河泛滥冲洪积层。
主要含水层位为第四系上新统，埋藏深度20～70m，水位埋深4～7m，浅部具有潜水性质，深部具承压性质。含水层厚度12～29m，富水性较强，单井出水量1200～1500m3/d。水质良好，矿化度小于1.0g/L。其首部水位年变幅较大，一般5～10m。富水性较差，小于500m3/d。主要接受大气降水补给、河流渗漏补给和裂隙岩溶水的越流顶托补给，以径流排泄和人工开采为主要排泄方式。
该亚子系统的边界特征如下:
系统东边界:自党家庄、大庙屯到腊山一线，构成隔水边界。
系统南边界:以冲洪积扇首部为界。
系统西南及西部边界:总体为隔水边界，但长清县城以北至水屯一带，边界两侧含水砂层成为一体，两侧有水量交换。
系统北及西北边界:该系统含水砂层向北及西北延伸并过黄河，地下水以潜流方式向黄河以北径流。
系统的底边界:根据第四系结构分析，济南—长清公路以北地区，分布着厚度较大的下更新统粘土和第三系半胶结的粘土岩及砂砾岩，具有相对隔水作用，以南粘性土分布较薄，局部地段由于古地形起伏变化，含水砂层覆盖于灰岩之上或与灰岩侧向接触，并有水量交换。
(2)山前坡洪积孔隙潜水亚子系统
分布于泉域中部白马山以东的山前地带，坡洪积物主要由粘土、粉质粘土、粘土夹砾石组成，厚度一般在3～15m，主要是粘土裂隙、坡洪积物含水，富水性较差。在山间季节性河谷地段分布有带状冲洪积砂石夹粘土层，厚5～15m，局部单井涌水量50～100m3/d，无集中供水意义。
2.裂隙水及岩溶裂隙水子系统
裂隙水子系统分为变质岩裂隙水亚子系统和辉长岩裂隙水亚子系统。
(1)变质岩裂隙水亚子系统
分布在泉域南部地表分水岭以北的中低山区，岩性以太古宇花岗片麻岩为主。地下水赋存运动于风化带裂隙中，风化带厚度5～15m，富水性极差且不均匀，单井出水量一般小于100m3/d。地下水以大气降水补给为主，浅部循环，短距离排泄。因此，丰水期该地段裂隙下降泉较多，但流量甚小。地下水汇入沟谷，以地表径流形式向碳酸盐岩分布区汇集。
(2)辉长岩裂隙水亚子系统
主要分布在泉域北部，大部分被第四系所覆盖，零星出露呈岛状山。岩性以辉长岩为主，风化裂隙带较薄，富水性差，单井出水量小于100m3/d。以大气降水渗入补给及岩溶水补给为主，地下径流和人工开采为其主要排泄方式。
(3)岩溶裂隙水子系统
岩溶裂隙水子系统分为C1m—C2x岩溶裂隙水亚子系统和C3g—C3c岩溶裂隙水亚子系统:主要分布在南部中低山区，含水层为页岩与灰岩互层，岩溶裂隙不发育，富水性较差，单井出水量一般小于100m3/d，局部地段可达成100～500m3/d。位置较高，并有页岩阻隔，受沟谷切割或构造影响，往往出现阶梯水位，水位变化较大，一般5～10m，局部地段自流。地下水补给来源主要为大气降水入渗补给，径流方向与地层倾向及地形坡向基本一致，以泉或散流的形式排泄，以基流形式汇集于河流并补给裂隙岩溶水亚子系统。
(4)石炭、二叠系裂隙水亚子系统
分布于泉域的西部边缘，覆盖于第四系、第三系之下。岩性以砂页岩为主，夹煤层，富水性差。
上述变质岩裂隙水和C1m—C2x、C3g—C3c岩溶裂隙水与C3f—O裂隙岩溶水没有直接的水力联系，主要是通过裂隙水和岩溶裂隙水转化成地表水渗漏补给裂隙岩溶水，故称其为间接补给区。
3.裂隙岩溶水子系统
济南泉域内裂隙岩溶水子系统可分为上、下2个亚子系统，下层为寒武系中统张夏组裂隙岩溶水亚子系统，上层为寒武系上统凤山组至奥陶系中统裂隙岩溶水亚子系统。该子系统是本次研究的重点。
(1)寒武系中统张夏组裂隙岩溶水亚子系统
该亚子系统含水介质为鲕状灰岩、豹斑灰岩、结晶质灰岩，厚度132～245m，主要分布在南部山区的涝坡、崔马及前大彦庄一线，向北隐伏于地下，含水层顶底板分别由具有相对隔水作用的崮山组页岩和徐庄组页岩组成。
灰岩顶部及底部岩溶发育，富水性中等，裸露区单井出水量小于100m3/d，隐伏区单井出水量500～1000m3/d。玉符河两岸及在构造与地形有利地段，富水性增强，单井出水量大于1000m3/d。除接受大气降水补给外，河水也是重要补给源之一。玉符河支流锦绣川的西营河段、玉符河宅科至崔马河段均大量接受河水渗漏补给。本亚子系统裂隙岩溶水，通过港沟、炒米店、石马等断裂与裂隙岩溶水亚子系统发生水力联系。
(2)寒武系凤山组—奥陶系中统裂隙岩溶水亚子系统
该亚子系统地层主要由古生界寒武系凤山组厚层灰岩及奥陶系石灰岩、白云岩组成，由南向北依次呈单斜展布，总厚度1102～1208m。断裂将系统内碳酸盐岩地层分割成为断块状。
千佛山断裂—东坞断裂断块:地层相对千佛山以西向北推移，岩层主要倾向北北西或北北东。含水层位为寒武系上统凤山组、奥陶系下统冶里、亮甲山组至下马家沟组二段。受千佛山和文化桥断裂的切割，市区主要含水层为奥陶系下统冶里、亮甲山组至寒武系上统凤山组;文化桥断裂以东，主要为奥陶系下马家沟和冶里、亮甲山组。火成岩体由北向南呈层状或舌状侵入于下马家沟组一段和上马家沟组一段地层中。含水层的埋藏深度随火成岩的厚度而变化，总的规律是向北埋藏变深。
系统内岩溶地下水总的由南向北北西运动，但由于受姚家庄—轻工学院一线较厚的火成岩体的阻挡及人工开采的影响，使岩溶水流在岩体前缘分流，一部分流向市区，另一部分流向东郊工业开采区，其主要排泄途径为泉排泄和人工开采。
千佛山断裂—炒米店断裂断块:该断块地层相对千佛山以东向南推移，地层主要倾向为北西，含水层为寒武系上统凤山组和奥陶系下统冶里、亮甲山组、下马家沟组。断块北部由于受火成岩侵入影响，下马家沟组以上地层缺失，奥陶系下统冶里、亮甲山组在火成岩体前缘埋藏在500m以下。南部该亚子系统外寒武系中统张夏组灰岩水主要通过炒米店断裂与奥陶系岩溶水沟通，是济南泉水重要补给源之一。该断块岩溶水主要流向为北北西，由于断块北部受厚度很大的火成岩的阻挡，形成岩溶水的富水带，大部分岩溶水沿岩体前缘折向东，通过千佛山断裂北段(透水段)流向泉群区。
炒米店断裂—马山断裂断块:该断块地层倾向北西，北部大都被第四系覆盖，依次由南向北分布有寒武系上统凤山组、奥陶系下中统各组，断块北部奥陶系中统八陡组灰岩部分上覆有石炭、二叠系。断块岩溶水除受大气降水、地表水补给外，还受系统外张夏组灰岩的岩溶水通过石马断裂补给奥陶系岩溶水。断块内岩溶水向北东径流，径流中受地层所阻，在景庄、老张庄一带形成富水区。岩溶水的排泄一部分向北东径流，部分通过第四系天窗及弱透水层越流补给第四系孔隙水并通过第四系向区外排泄，一部分岩溶水向北顺层径流排泄或通过断裂裂隙向石炭系排泄。
系统的富水性特征表现为:
在低山丘陵区灰岩直接裸露地表，单井出水量一般小于100m3/d。在地形、构造及地表水补给有利于岩溶水的储存富集地带，出水量可大于500m3/d。水位埋深50～100m，甚至大于100m，水位年变幅20～－50m，为供水较困难的贫水区。
丘陵及部分岛状山分布区，含水层主要为奥陶系灰岩。部分裸露，部分隐伏在10～20m的第四系松散层之下，呈带状沿北东—南西向分布，富水性中等，单井出水量100～1000m3/d，局部由于构造控水，单井出水量可大于1000m3/d。山前倾斜平原以及单斜构造前缘，单井出水量可达1000～5000m3/d，局部地区大于1万m3/d。
系统边界确定为:以东坞断裂为东边界、马山断裂为西边界、寒武系上统长山组顶界面为南边界(隔水边界)、以孔隙水子系统的底边界为北边界。
四、系统的功能
地下水系统的功能是指在某种实体结构下，地下水系统整体行为和活动的总和。由于地下水系统功能是系统实体结构与社会环境相互作用的具体表现，因此地下水系统有多种功能，但最主要的是系统的输入、输出和调蓄功能，济南泉域岩溶水系统亦是如此。
1.输入功能
济南泉域岩溶水系统主要的输入源是大气降水，但其输入方式可有4种。
1)灰岩裸露区大气降水直接入渗补给这是系统岩溶水获得补给的主要方式。多年的动态观测资料表明，岩溶水水位、泉水流量的变化与大气降水密切相关。济南地区全年降水多集中在雨季的7，8，9月份，占全年总降水量的77.34%。每年雨季岩溶水位普遍上升，泉水流量增大。而每年枯水季节的4，5，6月份，降水量极小，岩溶水水位最低，泉流量最小或断流。全年岩溶水水位与泉流量的动态曲线与降水量的分配有十分明显的对应关系。
根据9批91个地下水、地表水水样同位素分析结果，将岩溶水各水样点δD-δO散点图与全国雨水线相比较(图11-2)，看出岩溶水水样点均分布在全国雨水线附近，说明泉域岩溶水来源于大气降水。

图11-2 岩溶水水样点δD-δ18O散点图与全国雨水线比较

2)河床渗漏集中补给泉域南部因超渗产流或蓄满产流而使部分大气降水转化为地表径流，在河流渗漏段集中补给岩溶水。此外，卧虎山水库向下游河道放水也成为河床渗漏集中补给的水源。
3)大气降水通过第四系含水层间接入渗补给岩溶水玉符河、北沙河中上游沿河发育有粗砂夹卵砾石，且直接覆盖在灰岩之上，大气降水入渗补给孔隙含水层后，再下渗补给岩溶水。
4)系统外补给通过泉域东、西边界透水和弱透水段，白泉泉域和长清孝里水文地质单元地下水对济南泉域产生补给。
2.输出功能
泉域岩溶水系统输出排泄主要有3种方式:
1)人工开采这是目前泉域岩溶水系统最主要的排泄途径。自20世纪60年代以来，工业与城市用水开采泉域岩溶水日益增加，至1997年达到65.78万m3/d(图11-3)。玉清湖、鹊山引黄水库建成输水后，开采量明显减少，2003年泉域岩溶水实际开采量为40万m3/d。

图11-3 济南泉域历年降水量、泉流量与地下水开采量关系图

2)泉水排泄在自然条件下，泉水排泄是岩溶水系统的主要排泄方式。在20世纪50年代末60年代初，市区四大泉群总流量平均在30万～35万m3/d。
3)径流排泄泉域岩溶水系统西北部，奥陶系灰岩向北延伸到黄河以北，岩溶水沿地层倾向向北西方向运动。
3.功能分区
济南泉域的功能分区，是指在济南泉域范围内，泉水与其母体岩溶地下水形成过程中起不同作用的地段划分。济南泉域可分为直接补给区、间接补给区、汇集排泄区等3个功能区(图11-4)。

图11-4 济南泉域功能分区图

直间接补给区:指泉域上游所有靠大气降水补给形成的地表水、地下水，均以地表径流形式进入、补给直接补给区的地区。主要位于济南市南部和西南部的玉符河、北沙河流域的上游地区，包括仲宫—西营—高而—万德等地区。
汇集排泄区:指整个泉域系统下游岩溶地下水汇集、储存、排泄的地区。分布在千佛山以北、大明湖以南，沿火成岩岩体南侧呈东西向延伸的狭长地带，西起玉符河旁的位里庄，东至铁厂(图11-5)。
五、系统的流态
1.水动力场流态
泉域岩溶水系统是以溶隙、溶孔、溶洞构成的地下网络系统，水流具有渗流性质，流态以层流为主。岩溶水水力坡度在南部山区较大，为1.5%～2.5%。进入山前地带，水力坡度明显变缓，为1.0%～2.5%，且由东至西水力坡度呈减少趋势，炒米店断裂以西水力坡度较小。沿火成岩体南缘的汇集区，由于岩溶发育，连通性极好，水力坡度更为平缓，一般小于1/2500。
(1)水动力分带
地表水和地下水动力是可溶岩岩溶发育的必要条件，而岩溶的三维空间分布和岩溶发育程度也影响着水动力特征，因而水动力与岩溶是相辅相成的关系。济南泉域岩溶水系统具有独立、完善的水动力场，由于水动力受岩石介质的透水性、导水性及水的补、径、排、蓄条件的控制，因此岩溶水系统各功能区、水动力特征、岩溶发育状况等各不相同。在平面上可划分为3个水文、水动力带:外源水带、入渗-径流带、汇集-排泄带。
外源水带:分布于南部山区，寒武系凤山组(C3f)底板界限以南，它在岩溶水系统功能上是间接补给区。主要是变质岩、寒武系下中统和上统的崮山、长山组，大气降水主要以表流形式进入直接补给区入渗，部分在断裂构造作用下与直接补给区发生水力联系。
入渗-径流带:分布于南部山区丘陵及山前地带的寒武系凤山组以上地层的分布区，它在岩溶水系统功能上是直接补给区。大气降水的水流主要沿着岩层裂隙向下渗流，到达一定深度后，则向下游作水平方向流动而汇入岩溶水系统中。
汇集-排泄带:分布于济南泉域岩溶水系统的山前平原地带，它在岩溶水系统功能上是汇集排泄区，是岩溶水总汇集、排泄场所，也是岩溶水富水地带，水力联系好，蓄水空间大，动态相对稳定，具有统一的水位，形成一完整的开采、排泄、统一水动力场和天然隐伏的岩溶地下水库，是岩溶水的主要排泄地带，以开采排泄、泉水排泄和径流排泄为主。
(2)平面水动力场
从泉域岩溶水多年枯、丰水期平面水动力场分析，岩溶水平面水动力场变化不大，仅局部由于季节变化和开采影响发生变化。由于受地形、地貌、地层、构造等因素控制，千佛山断裂以东和以西水面形态有所不同(图11-6)。千佛山断裂以东，岩溶水总体流向为北北西，山区水力坡度大，山前及汇集区水力坡度小，在市区、东郊工业开采区，由于人工及岩体的作用，形成2个相对独立的降落漏斗同源补给，开采量变化会引起平面流场的变化，使分水岭相对移动而相互影响(图11-7)。
千佛山断裂以西，东南部山区径流方向为北西，水力坡度较大，西南部岩溶水径流方向为南北向。受煤系地层、火成岩体、西郊开采的共同作用，岩溶水在向北径流过程中，径流方向发生改变，转向北东。由于西郊水厂开采，在腊山、大杨庄、峨眉山附近形成了一相对稳定的降落漏斗。从千佛山断裂以西平面流场图分析，由山前至汇集区水力坡度逐渐减小，说明其导水性逐渐增强，特别是火成岩体南缘，水力坡度极缓，是导水性极强的岩溶水汇集、富水区。炒米店地堑带等水位线向上游凸，这是由于它是岩溶水强径流导水带，水流疏导快，水头低，形成槽谷状水平形态，两侧岩溶水有向该带径流的分流。

图11-5 济南泉域排泄区地质剖面图


图11-6 岩溶地下水平面流场图(2004年6月)


图11-7 东郊工业开采区地下水平面流场

(3)纵剖面水动力场
从纵剖面水动力场分析，可分为垂直渗流补给带、水平径流带、汇集排泄带(图11-8)。

图11-8 纵剖面水动力场

垂直渗流补给带:位于南部山区的直接补给区，水流以垂直、水平两种方向兼有。大气降水垂直向下补给，达到一定深度后转为水平运动为主。岩溶含水层导水性、富水性皆不均匀，水力坡度较大，水位变幅大且陡降。
水平径流带:位于山前至汇集区边缘带，是岩溶水补给到排泄的中间过渡带，岩溶水以水平运动为主，其补给来源以侧向水平径流补给为主，岩溶水水位陡升缓降，水位变幅及水力坡度较小，岩溶含水层较厚，导水性及富水性相对较大且均匀。
汇集排泄带:位于岩溶水的汇集区火成岩体南缘地带，侧向径流补给是其主要补给来源，并在此汇集、排泄。排泄方式以泉水和开采为其主要形式，天然条件下，水力坡度极缓，含水岩层的导水性富水性极强，且较均匀，水位变幅相对较小，岩溶水含水层巨厚，是天然岩溶地下水库的主要库区。
(4)汇集、排泄区横剖面水动力场
岩溶水汇集排泄区富水性、导水性强，储水空间大。岩溶发育较均匀的区域岩溶水系统特有的地质构造特征决定了在火成岩体南缘形成岩溶水的汇集排泄区，其补给主要是南部的径流补给，水位相对较稳定，由于开采作用局部形成降落漏斗。沿火成岩体南缘，形成岩溶水的强导水径流带，连通性极好(图11-9)。

图11-9 排泄区横剖面水动力场


图11-10 2004年地下水动态

2.岩溶地下水系统动态特征
岩溶水系统动态是岩溶水系统含水层结构、性质、边界条件和岩溶水补给、排泄及运动的综合反映，是研究岩溶水各级系统、功能和特征的重要信息。在目前环境状态下，济南泉域岩溶水水位动态主要受岩溶水系统自身结构、功能、气象水文因素及人工开采的控制与影响。
岩溶水系统的结构、功能决定了济南泉域岩溶水系统在不同空间的补、径、排、蓄条件，补、径、排、蓄条件是影响岩溶水水位动态的重要内因。在灰岩裸露、地形起伏较大的直接补给区，岩溶发育差，含水层薄，导水性、储水性弱，调节能力差，岩溶水水位随降水量的变化而陡升陡降，年变幅一般在20～60m，地下水位埋深50～100m(图11-10)，动态成因类型属径流-入渗型。在汇集区，岩溶水接受侧向径流等补给，在强岩溶发育的岩溶地下水库的调节作用下，水位年变幅较小，一般3～5m。一般情况下，济南市区四大泉群排泄带水位动态相对稳定，年变幅仅有3～4m，动态成因类型属入渗径流-泉排开采型。
年内对岩溶水动态影响较大的因素是降水，它控制了年内最高水位值出现日期;其次是工农业开采量，它决定最低水位值。在降水、工农业开采的综合影响下，一年之中水位动态呈现缓慢“下降—上升-下降”季节性、周期性的变化特征。一般在1～5月水位逐渐下降，5～6月出现最低水位，7～9月雨季来临，农灌停止，水位波动上升。最高水位滞后于降水量约1个月左右，出现在9～10月，然后水位缓慢下降，并持续到翌年5～6月。属气象-开采型动态类型。
济南泉域岩溶水水位处于多年动平衡状态。从水位标高可以看出，西郊高于市区，市区又高于东郊工业开采区。为了更好地揭示岩溶水多年动态变化特征，采用市区多年年平均、年最高、年最低水位等特征值来研究市区岩溶水水位动态变化规律，采用多年年平均水位来研究西郊岩溶水多年动态变化规律。
多年年平均水位变化:选择降水量和岩溶水开采量为自变量，A2－20孔平均水位值为因变量，进行线形逐步回归分析计算。最优逐步回归方程为

山东省地质环境问题研究

式中:H为A2－20孔年平均水位(m);Pn为当年降水量(mm);Pn－1为前一年降水量(mm);Pn－2为前两年降水量(mm);Q开为当年地下水开采量(万m3/d)。
结果表明，岩溶水年平均水位与3年降水量及岩溶水开采密切相关，其中与当年岩溶水开采量关系最密切。说明在现状条件下，岩溶水年平均水位主要受岩溶水开采量的控制，即岩溶水年平均水位随年开采量的增大而降低，同时还说明济南市区岩溶水系统具有3年的调节功能。因此，济南市区岩溶水多年年平均水位动态属气象-开采型。
多年年最高水位变化:同样选择降水量、岩溶水开采量为自变量，A2－20号孔年最高水位为因变量，进行线性逐步回归分析计算。最优逐步回归方程为

山东省地质环境问题研究

式中:Hmax为年最高水位(m);其他同前。
结果表明，岩溶水最高水位同样与3年降水量及岩溶水开采量密切相关，同样与当年岩溶水开采量关系最密切。说明在一般降水年份，岩溶水年最高水位仍然受岩溶水开采量的控制，即岩溶水年最高水位随开采量的增大而降低，同时进一步说明济南市区岩溶水系统具有3年的调节功能，因而济南市区岩溶水多年最高水位动态仍属气象-开采型。
多年年最低水位变化:选择降水量(水文年)、泉区开采量及外围开采量为自变量，A2－20号孔年最低水位值为因变量进行线性逐步回归分析计算。最优逐步回归方程为

山东省地质环境问题研究

式中:Hmin为A2－20号孔年最低水位(m);Qc为泉区开采量(万m3/d);Qs为外围开采量(万m3/d)，其他同上。
该方程表明岩溶水最低水位与前一年、前两年降水量、泉区开采量及外围开采量密切相关，其中与泉区开采量关系最密切，外围开采量次之。这说明年最低水位主要反映了前一年、前两年降水量及当年岩溶水开采量对其的影响，与实际水文地质条件相符。当年的最低水位出现于雨季来临前，因而它不受当年降水量的控制。显然，岩溶水多年最低水位动态仍属气象-开采型。

3. 北方的岩溶和岩溶水

北方可溶岩主要有中上元古界和下古生界碳酸盐岩，以及石炭系煤系地层中的薄层灰岩，又以寒武-奥陶系碳酸盐岩和蓟县系雾迷山组白云岩最为重要，它们分布在华北地块中，主要位于山西、陕西、河北、河南、山东、北京、天津、内蒙古、辽宁等省(市、区)。北方自古生代以来，地壳运动相对缓和，地层褶皱平缓，主要是较大块体的整体隆起或沉降，碳酸盐岩因此被分割，在隆起区和坳陷区又被不同级别的断层切割以及侵入岩体分隔，因此多呈不同规模的块状分布。在隆起山区碳酸盐岩有较大裸露面积，并被上覆非可溶岩埋藏，在山西高原附近局部被黄土覆盖，而在断陷或坳陷盆地则被上覆厚层松散沉积物覆盖或被非可溶岩埋藏。

图8.18 广西乐业县百郎地下河流量过程线与降水量关系(据易求芳，1983)

北方岩溶区地处温带半干旱气候区，年降水量多在400～800mm之间，可溶岩中主要沿构造裂隙及层间裂隙溶蚀形成溶隙网络，在局部构造裂隙密集带和断层破碎带可以形成强岩溶发育带，地下岩溶形态以溶隙为主，也有溶孔，在现代排泄基准面之上有不少大型溶洞，地表岩溶形态多见常态山、干谷、溶痕、岩溶大泉等，以及较少的洞穴沉积和洞外沉积。
北方碳酸盐岩分布区以溶隙型含水介质为主，局部为溶孔型含水介质或溶洞型含水介质。相对于南方以溶洞型含水介质为主的岩溶区，北方岩溶地下水分布比较均匀，含水介质一般为溶隙网络构成的连续介质。但是北方岩溶含水层的富水性仍然存在差异，在断裂带及地下水主径流带钻孔涌水量往往较大。
在碳酸盐岩的块体状分布基础上，我国北方半干旱岩溶区常形成岩溶大泉，以岩溶泉域构成一个个完整的岩溶水系统。泉域岩溶含水层呈单斜、向斜、背斜及断块等储水构造展布，有明确的地表分水岭和地下分水岭以及隔水边界。泉域面积小者数十平方千米，大者可达数千平方千米。岩溶泉的流量在每秒数十升到数千升，其中流量在1m3/s以上的大泉有50多处，成为北方岩溶水的重要特征。岩溶大泉主要分布在山西高原、太行山东麓、山东中北部和西南部、燕山南麓和辽东半岛等地区。
岩溶泉一般出露在泉域边界最低点的深切河谷或山前地带，多以泉群的方式出露，在泉口附近常存在阻水构造，例如阻水地层或岩体，或者渗透性差的沉积物，因而北方岩溶泉多是溢流泉，而且多数是全排型泉，有少数为非全排型泉。泉域地下水的补给主要是在碳酸盐岩裸露区的大气降水入渗补给，降水入渗系数达到0.15～0.3，来自非可溶岩地区的河流流经碳酸盐岩裸露区及被第四系覆盖的河床的渗漏补给也是重要的补给来源。地下水自补给区向着泉口径流，流速较慢，常存在若干个强径流带，在强径流带内地下水面水力梯度小、地下水流速比非主径流带快。
由于岩溶泉域规模大，岩溶水径流途径长、流速慢，致使岩溶水系统的动态相对比较稳定，具有巨大的储存和多年调节地下水的能力。北方大多数岩溶泉的流量动态比较稳定，其不稳定系数多为1～2，少部分为2～5。泉流量过程线在一年内多为一峰一谷，峰值比当年降水峰值滞后2～6个月(图5.21、图5.22、图5.26)，少数泉出现两个峰值，第二个峰值常是由远距离的补给形成的。泉域岩溶水系统的多年调节能力与泉域的规模、岩溶发育程度、补给区的大小及远近等有关。调节期为1～2年的岩溶泉有山东济南泉、河南辉县百泉、山西郭庄泉和坪上泉等，调节期为3～5年的岩溶泉有河北黑龙洞泉、山西广胜寺泉和神头泉等，调节期大于5年的有山西娘子关泉、辛安泉和龙子祠泉等(袁道先，1994)。
位于山西省平定县的娘子关泉是我国北方最大的岩溶泉，地处太行山东麓，泉域面积4667km2(图8.19)，其中碳酸盐岩裸露区面积2188km2，隐伏岩溶区面积2549km2(韩行瑞等，1993)。泉域内地形自西向东降低，而地层则向西倾斜。岩溶水系统内主要地层东部为奥陶系中、下统灰岩，西部为石炭-二叠系砂岩、页岩、泥灰岩及煤层。灰岩裸露区地表、地下岩溶广泛发育，常见有垂直溶隙、层面溶隙，包气带保留有一些古溶洞，地表有很多干谷和干沟，在泉口附近局部发育岩溶管道，在奥陶系中统与石炭系接触带发育溶隙密集带，在奥陶系中统的含石膏层发育似层状溶隙、溶孔、溶洞及蜂窝状溶蚀混合体。奥陶系下统白云岩岩溶发育微弱，为相对隔水层。泉域内发育有两条溶蚀裂隙密集形成的岩溶水强径流带，一条自南部的昔阳向北经阳泉后向东至娘子关，长约50km，另一条由西向东经由阳泉至娘子关，长约70km。泉域内岩溶水的主要补给方式为大气降水入渗和河流渗漏补给。娘子关泉出露在桃河和温河汇流地段，由11个泉组组成，包括五龙泉、水帘洞泉、城西泉、坡底泉等泉组，其成因是地下水在向东径流的过程中，受到娘子关附近南北向的娘子关背斜的奥陶系下统白云岩相对隔水层的阻水而在河谷中溢出，属于侵蚀接触溢出泉，也是全排型泉。

图8.19 山西省娘子关泉泉域水动力条件图(据韩行瑞等，1993)

除了泉域岩溶水系统外，埋藏在北方沉陷区或沉积盆地深处的碳酸盐岩也构成岩溶含水层，例如黄淮海平原(包括华北盆地)、下辽河盆地、汾渭盆地以及鄂尔多斯盆地等。华北盆地数百米至数千米深处的碳酸盐岩及其上覆非可溶岩，常被北东向深大断裂及其他方向次级断裂切割形成一系列隆起和坳陷及凸起和凹陷，其上部被古近系、新近系和第四系沉积物覆盖(图8.20)。在碳酸盐岩分布区特别是被称为古潜山的隆起及凸起区的碳酸盐岩中岩溶发育，常分布有地下热水，成为热储层。这种岩溶含水层规模大，但由于地下水补给区极远，开采后导致地下水位持续下降。沉陷区岩溶含水层还与石油、天然气的分布有关系。在盆地边缘开采埋藏较浅的石炭-二叠系中的煤矿时，常受到下伏奥陶系灰岩岩溶水突水的威胁。

图8.20 华北平原深部碳酸盐岩剖面图(据刘鸿麟，1978，转引自王钧等，1989，有改动)

4. 济南泉域岩溶地下水环境演化及保泉对策研究

邢立亭1 徐军祥2 张伟3
（1.济南大学，济南250002；2.山东省地矿局，济南250013；3.山东省地矿工程勘察院，济南250014）
作者简介：邢立亭（1966—），男，研究员，主要从事水文地质、环境地质勘查研究工作。
摘要：本文根据野外实际调查成果，深入探讨自然与人为因素对济南泉域岩溶地下水环境的影响，提出了优化开采布局、回灌补源等水环境保护对策。
关键词：济南泉域；水环境；演化；保护
济南泉域是我国北方岩溶水系统典型代表，地质条件极其复杂，受自然因素和人类活动强烈影响，近几十年来，泉域的生态地质环境变化显著，研究该区地下水环境演化特征，对于泉域地下水资源可持续利用和保泉具有重要意义。
1 泉域水文地质特征
1.1 泉域边界
济南泉域位于泰山穹隆的北翼，总体上是以古生代地层为主体的向北倾斜的单斜构造。出露地层为太古宇泰山岩群，古生界寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系和新生界第四系，泉域北部分布有中基性侵入岩体。区内断裂构造发育，主要有千佛山断裂、马山断裂、东坞断裂、炒米店断裂等。
泉域东边界为东坞断裂，西边界为马山断裂（长清西关以北为透水段），南边界为地表分水岭，北边界以济南岩浆岩体和石炭系、二叠系煤系地层为界，面积为1486km2。
1.2 岩溶地下水水动力条件
济南南部山区广泛分布寒武—奥陶系石灰岩，地表、地下岩溶十分发育，地表溶洞、溶沟、溶槽和密布于石灰岩表面的溶蚀裂隙为地下水接受大气降水直接入渗补给、地表水的渗漏补给创造了极为有利的条件。根据钻孔资料和示踪试验，碳酸盐岩溶洞、溶孔、溶隙、溶蚀管道十分发育，为岩溶地下水的储存、运移提供了巨大的空间。因此，济南岩溶地下水补给条件良好、储存空间巨大。
根据地下水动态观测，岩溶水水位、泉水流量与降水密切相关，大气降水直接入渗补给是岩溶水系统的主要补给来源，其次为地表水渗漏补给，主要渗漏河流有玉符河和北沙河。
岩溶水总体流向由南向北径流，受北部燕山期岩浆岩及石炭系、二叠系地层阻挡，在其接触地带形成岩溶水富集区，单井涌水量一般大于5000m3/d，天然条件下岩溶水以泉水排泄为主，目前，人工开采是泉域岩溶水系统的最主要排泄方式。
2 岩溶地下水资源开发利用现状
奥陶系裂隙岩溶含水层作为济南工农业用水和城市生活用水的主要取水目的层，有着悠久的历史。市区早在1936年建成趵突泉水厂并正式供水，供水量1.28×104m3/d，到1956年增至3.6×104m3/d，随着经济发展和人口增加，用水量不断增大，至20世纪80年代中期相继建立市区、西郊和东郊水源地。市区有解放桥、普利门、饮虎池和百货大楼水厂，西郊有腊山、峨眉山和大杨庄水厂，东郊有华能路和东源水厂，南部有羊头峪和文化路水厂。
1990～2002年，泉域内自来水公司多年平均开采量为35.52×104m3/d，其中峨眉山、大杨庄、腊山西郊三水厂平均开采量为21.91×104m3/d，市区各水厂为11.41×104m3/d，华能路、东源水厂和羊头峪为2.2×104m3/d。此外，白泉泉域宿家张马、裴家营、中李水厂开采约14×104m3/d。随着鹊山水库、玉清湖水库的投产，自来水公司对地下水的开采量自2001年9月以来逐步减产，关停了市区各水厂。
工业自备井主要分布在市区外围，其数量庞大，而且较为分散。1990～2002年，工业自备井多年平均开采量为13.15×104m3/d。
3 水文地质条件演变与地下水环境负效应
自然因素和人类活动加剧了济南地区生态地质环境的演变，引起诸多生态环境地质问题。
3.1 人类活动引起的水文地质条件的变化
3.1.1 人工开采改变地下水流场，袭夺泉流量
20世纪60年代初期，济南市区地下水开采量小于10×104m3/d，80年代以来，市区、西郊、东郊集中开采量达到（50～55）×104m3/d。大量开采岩溶水，改变了地下水天然流场，大量开采地下水特别是在市区直接抽取岩溶地下水是影响泉水出流的主要原因之一。2001年9月，市区水厂相继关闭，但工业自备井大量开采，在七贤庄和经济学院一带两大降落漏斗仍然袭夺泉水的补给量（图1）。
3.1.2 间接补给区补给量减小
济南泉域间接补给区面积为990km2，主要分布在广大南部山区，包括马山、万德、高而、张夏、崮山、仲宫、柳埠、西营等乡镇。地层为寒武系中下统灰岩、碎屑岩和泰山群变质岩，由于入渗条件差，河流、沟谷纵横，地表径流发育，地下水大多就地补给，汇于沟谷，短途运移、排泄，因此，大部分河流发源于此。上游地表溪流20世纪70年代以前，汇集到玉符河、北大沙河后，向下游径流，分别在朱家庄-潘村、崮山拦河坝-琵琶山段渗漏补给泉域地下水。间接补给区汇集地表径流和地下溢出量，通过河道进入直接补给区。如1963年卧虎山水库，通过溢洪道向玉符河放水1.0186×108m3进入黄河，一部分入渗补给地下水。卧虎山水库修建以前，玉符河基本常年有流，据1962年观测，玉符河下游周王庄河段4月13日河水位为29.4m。

图1 市区附近岩溶水等水位线

1—断层；2—火成岩界线；3—等水位线（m）；4—地下水流向
20世纪60～70年代在北沙河、锦银川、玉带河、锦绣川等河道修建众多水库，拦截上游地表径流，特别是80年代后期，随着卧虎山、锦绣川水库向市区供水后，源自间接补给区的地表水补给逐渐减小。如从1999年至2003年6月，卧虎山水库上游554km2汇水面积，除回灌试验放水外，未向玉符河放水。自卧虎山、锦绣川水库向市区供水后，两水库向党家庄、兴隆、分水岭一带直接补给区放水灌溉量逐渐减少。
3.1.3 城市扩展减少岩溶水入渗补给面积
城镇建设使城市建成区面积增加，从而导致岩溶水直接补给区面积逐渐减少。根据多时相动态遥感解译，1954年济南城区面积仅28.8km2，处在直接补给区面积不足2km2，随着城市规模的不断扩大，城区逐渐向东、东南、南部及西南方向的直接补给区扩展，近年比20世纪50年代扩展了175.6km2。20世纪80年代以来城镇化南扩速率加快，直接补给区建成区面积逐年加大（图2），从而减少了地下水补给量。如太平庄、羊头峪、八里洼、六里山、金鸡岭、马山坡、兴隆等南部山区开发后，地面固化，大气降水直接进入防洪沟。而防洪沟淤积严重，地形坡降大，不能形成有效入渗，诸多地段成为永久性不渗漏区。2000年直接补给区范围内建成区面积比1954年增加51.3km2，按多年平均降水量648mm计算，由于城区扩展影响而减少的地下水补给量为3.8×104m3/d。
3.1.4 滥采、滥挖对生态环境的影响
据不完全统计，济南南部山区共有大小不等采石点200多个，采石、挖土造成地貌景观、植被破坏，导致水土大量流失。据调查，大量采石点是在20世纪80年代以后兴建的，由于灰岩山区土壤稀薄，树木植被稀少，山石开采进一步减少直接补给区的植被覆盖率。直接补给区因采石、烧砖造成严重水土流失，调蓄水量减小，地下水补给量亦随之减小。

图2 城区扩展演变图

1—1954年城区范围；2—1970年城区扩展范围；3—1981年城区扩展范围；4—2000年城区扩展范围
3.2 地下水环境负效应
3.2.1 地下水水位下降，泉水断流
20世纪60年代初期，地下水开采量较小，地下水平均水位在31.54～30.72m，泉流量为（35.52～33.58）×104m3/d；70年代中期，地下水位下降到28.15m，泉流量减少到15.22×104m3/d左右；70年代末至80年代初，地下水位平均由28.15m下降到26.68m，泉流量减少到10.48×104m3/d左右；进入90年代，泉水断流时间加长，1999～2001年泉水连续断流达932d（图3）。
3.2.2 地下水超采降落漏斗形成
长期集中开采地下水，在东郊工业区、七贤庄和经济学院一带形成多个降落漏斗，袭夺泉水补给量。
3.2.3 大明湖、小清河污染
由于地下水位下降，泉水断流，大明湖、小清河水得不到充足补充，出现严重富营养化。
3.2.4 地下水质量下降
20世纪50年代济南地区社会经济尚不发达，工业“三废”排放量少，岩溶地下水开采量小，处于天然流场。以 50年代水质资料作为地下水环境污染起始值，研究济南地区地下水污染演化：1958年以来，随着人类活动加剧和开采量增加，市区、东郊和西郊岩溶水水质有逐渐恶化的趋势，矿化度、总硬度、氯离子、硫酸盐、硝酸盐等常规组分含量呈上升趋势（图4），尤其  含量上升明显，特别是80年代以来升速加快，2002年市区地下水中  含量是1958年的5.83倍，峨眉山水厂  含量是1958年的47倍。由于大量开采地下水，造成区域水位下降，氧化还原环境改变。整个泉域，从补给区、径流区至排泄区，岩溶地下水常规组分含量普遍升高。工业废水排放造成岩溶地下水呈点状污染，局部地段污染严重，如井家沟一机井，  含量为1313.74mg/L，矿化度为2544.52mg/L，综合评价为水质极差区（Ⅴ级）。

图3 1959～2002年泉流量、地下水位、开采量与降水量关系图

1—年降水量；2—市区年均水位；3—年均泉流量；4—市区及外围开采量

图4 1958～2002年市区地下水硬度、矿化度变化曲线图

1—硬度；2—矿化度
4 济西水源地地下水开采潜力分析
已开辟的济南西郊桥子李、冷庄、古城水源地在北沙河流域、玉符河流域，在丰水年份的丰水期，部分地段钻孔自流，本区岩溶地下水开采具有开采潜力，如2004年9月在古城水源地开采的情况下，钻孔仍然自流。
根据计算，北沙河流域多年平均降水条件下的降水补给量为9.2×104m3/d，由于上游水库截流，在平均降水量年份仅有少部分地表水补给，因此，桥子李和冷庄水源地的开采量不宜大于10×104m3/d，峨眉山、腊山、大杨庄水厂和古城水源地距离泉群较近，对泉水影响大，应关闭腊山水厂，并控制开采量不大于6.0×104m3/d。
5 水环境保护和保泉对策建议
5.1 调整开采布局，实施分质供水
通过数值模拟优化计算（农业开采没有计算在内），枯水期保持泉水位在28.5 m以上，泉域岩溶水允许开采量为18.8×104m3/d，济西水源地开采量为10×104m3/d，西郊水厂开采量为5.8×104m3/d，东郊工业自备井控制在3.0×104m3/d；白泉泉域可供水量为28.29×104m3/d，长-孝水源地建议开采8.0×104m3/d；泉水先观后用5.0×104m3/d，合计60.09×104m3/d。这些优质地下水资源可用于生活和高精尖工业用水。按照人均用水量150L/d计算，可满足400万人生活用水。一般工业用水改用地表水（长江水和黄河水），充分发挥玉清湖、鹊山水库作用，彻底关停工业自备井。农业灌溉在节水的前提下，改用地表水，限制利用岩溶地下水。
5.2 回灌补源
由于卧虎山、锦绣川、岳庄等水库拦蓄大量地表径流，减少泉域地下水的补给量，改变了自然生态系统，直接影响着泉水的出流，因此，卧虎山、锦绣川水库应停止向市区供水，整修已有输水干渠向兴隆、石青崖、玉符河等直接补给区回灌补源。岳庄水库用于北沙河补源，降低“西进”对西郊地下水环境的影响；随着东部产业带和东部新城的规划建设，未来可考虑引水进行东郊补源，目前尚缺补源水源。
5.3 逐步关停工业自备井
减少东西郊工业自备井开采，逐步消除经济学院、井架沟、高新技术开发区一带的降落漏斗对泉水补给量的袭夺。
5.4 控制城区向直接补给区内扩展
为避免城市开发建设影响泉水补给，因此，济南城市建设“南控”边界应在平安店—潘村—玉符河河谷—丰齐—大杨庄—刘长山—英雄山—羊头峪—牛旺一线。在该线以南的岩溶地下水直接补给区，禁止进行规划建设。
5.5 逐步进行小流域治理，加强植树造林，调整南部山区农业生产结构
泉域南部直接补给区应禁止毁林占地建设别墅区、居住区、工业园，以及陡坡开荒、开山采石等。逐步调整南部山区产业结构，实施退耕还林，禁止放牧，停止开山采石，大力发展林果业，实施生物工程，增加植树造林面积，对马啼峪、龙洞峪、大涧沟、石青崖、柏石峪、小岭子、板倒井、下井沟、腊山等沟谷进行治理，禁止倾倒垃圾和占用，起到涵养水源的作用。
总之，恢复泉水长年喷涌是一复杂的系统工程，不可能通过一项措施在短期内得以实现，需统一认识，近期措施与远期目标相结合，分步实施。
主要参考文献
徐军祥，康凤新.2001.山东省地下水资源可持续开发利用研究.北京：海洋出版社.

5. 岩溶含水系统

据中国地质科学院岩溶研究所最新统计，我国岩溶分布面积为363.0670×104km2（袁道先等，2003），约占国土面积的1/3强。岩溶含水系统主要发育在碳酸盐岩分布的岩溶区。赋存、运移在岩溶化岩层中的水称为岩溶水。岩溶是水与可溶性岩石相互作用的结果，含有CO2的岩溶水通过可溶岩石（如灰岩、白云岩等碳酸盐）裂隙渗流过程中，不断地对岩石进行溶解，改变裂隙原有的空隙形态，扩大水流运移和赋存的空间。在岩溶介质中原来由大裂隙构成的导水通道，由于水流集中，水交替积极，岩溶作用强烈，因而有可能最先发育为较大的岩溶通道。水与碳酸盐岩介质相互作用的过程中，在不断地改造导水通道的形态和导水能力的同时，也不断地改造着自身的补给、径流、排泄和动态特征。
1.影响岩溶含水系统发育的控制作用
影响岩溶发育的有气候、地形、植被、地质构造、可溶岩的成分结构等因素，在它们共同作用下，所形成的岩溶含水系统分布极不均匀，构成十分复杂的岩溶含水系统。
气候是影响岩溶发育的重要因素。我国南方气温高，地表植物繁茂，降雨充沛，年降水量普遍大于1000mm，这种气候环境下，水具有良好的交替条件和丰富的CO2来源，对碳酸盐岩的溶蚀作用得到加强，使岩溶发育过程完整。
（1）降雨对岩石表面溶蚀的影响
桂林、拉弄和水城等亚热带观测站对裸露岩石表面的溶蚀过程水化学监测表明，雨水落到岩面后，水对岩石的溶蚀化学反应很快，1 小时左右，水中的含量由不足20 mg/L猛增到40 mg/L以上，并迅速达到反应平衡状态（袁道先等，2003）。见表5-2。表明雨水中CO2 含量较高，具有较强的溶蚀能力。
表5-2 水城、桂林、拉弄雨后裸露岩面岩溶水的浓度（mg/L）的变化


（2）植被对岩溶发育的影响
植被主要植根于覆盖在岩石上的土壤层中，植物根系的呼吸和微生物种群对有机物的分解均会释放出CO2 ，使土壤空隙中CO2 浓度增加，当水通过土壤层向下渗透时，吸收较多的CO2 ，导致水的溶蚀能力增强。土壤中的CO2 含量与植被覆盖度和土壤层厚度有关。在植被覆盖度较高的森林地区，土壤中的有机物含量较高，在表层O2 充足，好氧菌将有机物分解为CO2 和H2O；在厚度较大的土壤层下部，O2 含量少，处于厌氧环境，以脱硫菌为代表的厌氧菌在将有机物分解为CO2 和H2O的过程中，从获取O2，并将还原为H2 S。在土壤层中同时存在生物氧化作用和生物氧化还原作用的情况下，会给下渗的地下水提供更为充足的CO2 ，使水的溶蚀能力得到加强。
植物根系的呼吸和微生物群落繁衍的强弱与季节变化有关，夏季，气温高，降水充沛，植物生长茂盛，根系呼吸作用强，释放出的CO2较多；高温与潮湿同样也使微生物群落繁衍机能增强，对有机物的降解活动更为活跃，CO2产量也随之增加；冬季，气温低，植物根系的呼吸和微生物群落繁衍趋弱，CO2产出量随之减少；土壤中CO2浓度随季节变化的特征明显。见图5-8。因此，夏季水的溶蚀能力较冬季强。

图5-8 土壤剖面中浓度季节动态与降雨量和温度之间的关系

（3）地质构造对岩溶含水系统发育的控制作用
地质构造活动往往使碳酸盐岩地层发生褶皱和断裂，形成相互连通的裂隙网络，为岩溶发育提供了良好的条件。几乎所有的岩溶含水系统的发育都与褶皱、断裂有关。例如，深圳市东部的龙岗等区，岩溶含水系统主要沿隐伏背斜轴部分布，轴部溶洞发育，富水性好，单井涌水量大于5000m/3d，过量取水，极易造成地面塌陷；自背斜轴部向两翼，富水性逐渐减小。又如，湖北利川的腾龙洞，位于巨厚嘉陵江组组成的金子山向斜NW翼与小青垭-鱼皮泽复背斜之间的翼部过渡带，主洞发育方向受纵张裂隙（走向NE40°～50°和走向NE75°～85°）控制，支洞受走向NW335°～345°的横张裂隙控制（沈继芳等，1996）。
断裂对岩溶含水系统的发育的控制作用也十分明显。例如，桂林的盘龙洞岩溶洞穴系统的主洞道，沿近SN向和NE向、NW向断裂和裂隙发育，呈SN向延伸，与桂林弧形构造走向一致；广西灌阳的响水岩洞穴系统的洞穴发育，明显受N（N）E和近EW向断裂、裂隙的控制；贵州荔波县垌塘董哥洞穴系统的主洞道，沿北（北）东向褶皱的层面裂隙及与褶皱伴生的N（N）E向和N（W）W向断裂展开、延伸（袁道先等，2003）。我国北方地区许多岩溶大泉含水系统的形成和分布也都与断裂构造有关。
（4）可溶岩的成分结构对岩溶含水系统发育的控制作用
碳酸盐岩主要成分为方解石和白云石，并含有不被水溶解的泥质和硅质等杂质，其成分和结构会对溶蚀速率产生影响。生物礁成因的灰岩质地较纯，因微孔隙较多，与水接触面较大，易溶蚀。而重结晶致密的结晶灰岩孔隙率小，最不容易溶蚀。含泥质高的泥灰岩，溶蚀后留下的泥质附着在缝隙表面，限制了水岩作用，降低了溶蚀速度。不同成分的岩性组合是造成差异性溶蚀的内因，石林地貌中形态各异的石林造型多与此有关。
最新的岩溶理论认为：岩溶发育过程是全球碳循环的一个环节；岩溶动力系统控制着岩溶的形成和演化。袁道先等（2003）将岩溶动力系统定义为：是控制岩溶形成演化，并常受制于已有岩溶形态，在岩石圈、水圈、大气圈、生物圈界面之上，以碳、水、钙循环为主的物质、能量传输、转换系统；并认为，岩溶动力系统（碳酸盐岩-CO2-H2O系统），在生物作用和传统概念的无机岩溶作用的协同下，积极参与全球碳循环，成为大气CO2源汇的重要环节。
岩溶动力系统对环境十分敏感（袁道先等，2003）。岩溶动力系统作用强度受降水、气温、植被、水流状态、深度和开放程度等环境因素控制，这些控制因素无不与碳酸盐岩-CO2 -H2O系统中的CO2 和H2O驱动力有关。我国南方气温高，降水充沛，径流强度大，植被发育，包气带表层土壤中 CO2 浓度高，使岩溶动力系统具有较高的作用强度，而北方年平均气温、降水量、植被覆盖度均比南方来得低，岩溶动力系统作用强度较小，因此，北方岩溶发育程度远比南方差。刘再华等（1998）通过对桂林岩溶试验场和陕西鱼洞河观测站土壤中CO2 含量及岩溶水中Ca2+、动态进行对比后认为，我国南方岩溶发育强烈主要与其土壤CO2 含量较高、雨水中Ca2+浓度较低以及降水量和径流量较大有关。
2.岩溶含水系统的基本特征
我国南、北方因气候和植被系统差异较大，使两地岩溶动力系统作用强度有显著的不同，具有南强北弱的特点。南方岩溶发育强烈，岩溶现象典型，地表发育有峰林、峰丛、溶蚀洼地、溶斗、竖井和落水洞等典型岩溶地貌，地下有发育完整的地下河系。而北方则不然，地表岩溶景观不发育，完整的地下河系较为少见。南方和北方岩性和构造上的差异，也是造成两地岩溶发育程度不同的重要原因。南方，碳酸盐岩多为巨厚层到块状纯净灰岩，构造以紧密褶皱为主，有利于汇水的向斜构造和断裂构造形成，岩溶作用表现得十分强烈，地下河系往往发育在向斜的轴部或沿断裂展布；北方，碳酸盐岩一般岩层较薄，常有泥质或硅质夹层，多与非可溶岩互层，构造多以宽大疏缓褶皱为主，仅在汇水条件好的构造部位有小溶洞沿裂隙或断裂发育，岩溶水赋存、运移方式与裂隙水相近。
岩溶动力系统作用的强度，岩性、构造等方面的差异，使我国南方和北方岩溶含水系统，无论是空间分布特征，还是岩溶水的赋存、运移及径流排泄方式都迥然不同。
3.南方地区岩溶含水系统特征
我国南方地区岩溶发育强烈，地下河系发育，地下河系统成为南方岩溶含水系统的主要特色。据李国芬等（1992）统计，我国南方有2836条地下河（流量大于50L/s）。每一条地下河都构成一个独立的系统，面积从几平方千米到千余平方千米（袁道先等，2003）。地下河发育地区，岩溶含水介质具有很大的不均匀性，富水性也极为不均。
不同尺寸的岩溶管道网络将落水洞、竖井以及溶孔和溶蚀裂隙联系起来，与地下暗河（汇水廊道）连成一体，构成以地下河为主体的岩溶含水系统。地下河含水系统最主要的特征，是连通地表的落水洞和竖井等大型垂直管道将近水平的地下河联系起来，降水及其形成的地表径流，大部分通过大型垂直管道迅速灌入地下河系，使地下河系水文过程对暴雨的响应较快，洪峰与降雨滞后时间较短，导致降雨-地下河岩溶含水系统-地表水的转换十分迅速，造成含水系统调蓄能力低下。见图5-9，5-10。

图5-9 湖南保靖白岩洞地下河主要入口集中补给量与降水关系

地下河岩溶含水系统上部岩石包气带的土壤盖层，能有效地阻止雨水和地表水沿溶蚀裂隙快速下渗，同时土壤层有较好的持水能力，为植被生长提供了良好的条件。具有这种结构的包气带，不仅对地下河系水文过程有较好的调节作用，而且对雨水和污染物有一定的净化作用，土壤层愈厚，这两种作用的效果愈明显。在植被未被破坏的岩溶地区，植被繁茂，植物根系深深地植入溶蚀裂隙中，与落下的枯枝败叶和有机质形成的团粒一起，将溶蚀裂隙堵塞，减缓雨水下渗速度，同样也会起到与土壤盖层相类似的功效。
总的来说，土壤盖层和植被具有调节地下河岩溶含水系统水文过程、净化水质的功效，是十分重要的地质和生态层面。
无土壤盖层的裸露岩石构成的包气带，持水度小，季节性的调节性能低，对水几乎没有任何净化作用，具有此类型包气带的地下河系统，水文过程洪水涨落与暴雨响应快，滞后时间短，极易受到污染。
在构造振荡上升地区，往往水平溶洞多层发育，形成类似楼层的结构，落水洞、竖井和垂向岩溶通道，将地表与各层水平洞道联系起来，构成底层地下河系的包气带中大型岩溶管道系统（见图5-10）。具有该特征的包气带，厚度大，持水度极小，降雨和地表径流迅速通过大型岩溶管道系统汇入地下河系中，地表蓄水能力极差。这些地区往往成为石漠化严重的缺水区。

图5-10 湖南保靖白岩洞洞穴系统剖面示意图

4.北方地区岩溶含水系统特征
我国北方地区的岩溶含水系统，主要发育在寒武系-中奥陶统碳酸盐岩地层中，以灰岩、泥质灰岩、硅质灰岩、白云质灰岩为主，层内裂隙发育比较均匀，连通性较好，岩溶多沿层面裂隙和构造裂隙发育，以溶孔和小溶洞为主，溶蚀作用较弱，属于岩溶裂隙含水系统。
北方地区的岩溶裂隙含水系统，主要发育在宽缓向斜和单斜的寒武系-中奥陶统碳酸盐岩地层中，汇水面积较大，往往可达数千平方千米，富水性分布较为均匀，打井成功率较高。岩溶裂隙含水系统具有统一的地下水位，地下水在径流过程中，若遇到侵入体、岩墙和断层（阻水）等阻水构造，水位抬升，多以泉的形式排泄，泉水动态稳定。例如，山西省娘子关泉、济南趵突泉群和河南省辉县的百泉等。河谷切穿岩溶裂隙水含水系统，地下水也会出露成泉，向地表水排泄。例如，陕西省府谷县境内，黄河深切150m，切穿奥陶系马家沟组部分灰岩含水层，使岩溶水出露成泉，形成南北长约12km的排泄段，排泄量达12.5m3／s，见图5-11。
泉的汇水范围称为泉域。大型岩溶泉的泉域分布面积很广，岩石大部分被覆盖，岩溶裂隙水径流途径长，呈点状排泄。这种以泉为排泄方式的岩溶裂隙含水系统动态十分稳定，泉的流量变化通常滞后于降水较长时间。岩溶裂隙含水系统中，水的运移与裂隙含水系统相类似，主要沿岩溶裂隙网络中的导水通道运移。至今，还无法描述岩溶裂隙网络的真实分布状况，给岩溶学家带来不少困惑。为避开此难题，人们于是干脆将岩溶裂隙含水系统看成是“黑箱”或“灰箱”，运用“黑箱”理论或“灰箱”理论，通过降水与泉的动态信息耦合关系来间接研究泉域型的岩溶裂隙含水系统；或是将岩溶裂隙含水介质粗略地等效为孔隙介质，来进行有关的计算和评价。

图5-11 天桥泉城地下水与黄河补排关系图

综上所述，在岩溶动力系统（碳酸盐岩-CO2-H2O系统）中，CO2和H2O是对环境最为敏感的驱动力，受气温、降水量、径流状态以及土壤盖层和植被等因素影响最大。我国南方，气候炎热、降水充沛，植被繁茂，且土壤盖层中植物根系呼吸和各种微生物降解作用活跃，CO2产出量大，岩溶动力系统作用强度高，岩溶作用强烈，在地表形成峰林、溶蚀洼地、竖井和落水洞等典型的岩溶景观；在地下则形成近水平发育的地下河，与竖井、落水洞等大型岩溶管道相连，共同架构成地下河含水系统。地下河水文过程对暴雨响应迅速。土壤盖层和植物不仅能在一定程度上调节水文过程，而且具有水净化能力，是重要的地质、生物层面。我国北方地区，气温、降水量和植被覆盖度，相对南方要低，岩溶动力系统作用强度较小，溶蚀作用较弱，仅以溶孔和小溶洞形式出现。岩溶裂隙含水系统多以泉的形式排泄。

6. 西畴西洒暗河提水工程

4.3.2.1 工程概况及效益
西洒暗河距西畴县城约1km。西洒暗河提水工程是在暗河天窗内安装水泵，在较高位置建调节水池，提水上扬后用引水管将来水经调节水池并入县城现有供水系统，工程总投资约50万元。西洒暗河提水工程可增加西畴县城枯期供水量1250m3/d，缓解了县城居民生活用水紧缺问题。按人均230 L/d的综合用水指标计算，可解决5435人生活用水，按县城生活用水收费标准平均0.7元/m3计算，年总收入31.94万元，社会效益较显著，西洒暗河提水工程为岩溶峰丛洼(谷)地区供水方案提供了一种合理有效的途径。
4.3.2.2 水源地地质环境
西洒暗河位于一岩溶谷地中，处于红河水系支流八嘎河和畴阳河流域的分水岭地带，属岩溶低中山地貌，总体地势北高南低，海拔在1466～1650m之间。地貌类型为峰丛洼地，海拔1500～1650m，主要接受大气降水的入渗补给。年均降水量为1256mm，年平均气温为15.9℃，多年平均径流模数为20.42L/s·km2，入渗系数0.5。
暗河流域属上南丘岩溶水系统的一个子系统，含水层主要为泥盆系上统灰岩、泥灰岩、灰质白云岩，以纯碳酸盐岩含水岩组为主，富水性强。断裂构造以NE向为主，亦有近EW向断裂发育，沿主构造线落水洞、溶洞、天窗等发育(图4-6)。暗河流域北部由坡脚组砂页岩组成隔水边界，其余均由地表、地下分水岭组成系统边界。区内岩溶发育受地层岩性因素影响显著，岩溶发育极不均一，岩性较纯、岩层较厚的泥盆系上统灰岩岩溶最为发育。地下岩溶形态主要以岩溶管道、溶蚀裂隙、小溶洞为主，岩溶发育深度较浅，根据钻探资料，50m以上最为发育，暗河系统内的地下溶洞、管道、落水洞、溶潭的深度多在50m以内，下限深度多为100～150m；地表岩溶形态落水洞、天窗、溶洞、溶潭等分布较多。

图4-6 西洒暗河流域水文地质图

1—纯碳酸盐岩；2—不纯碳酸盐岩；3—碎屑岩；4—松散土层；5—下降泉，流量(L/s)；6—季节泉，流量(L/s)；7—充水落水洞；8—暗河天窗，左编号，右为水位埋深(m)；9—岩组类型界线；10—断层；11—暗河；12—地下水流向；13—系统边界
4.3.2.3 岩溶水资源特征及开发技术条件
暗河流域面积10.61km2，平面上呈宽缓带状近SN向展布，暗河长约4km，平均坡降12‰，大致沿NE向断层发育。地下水的径流主要是通过向洼地汇流后以裂隙流或溶洞管道流形式向西洒谷地汇流，从而使西洒谷地形成富水块段。岩溶水主要赋存于灰岩中，水位埋深浅，一般1.5～10m。1号天窗高程1456.8m，低于县城15m，天窗平面形态不规则，出口宽2～5m，深10m，枯水位埋深4.2m，枯季偶测流量31.5L/s，水资源可靠，动态不稳定。按径流模数法推算天然补给量为6407.76m3/d，枯季可开采量2273.43m3/d。较适宜采取提引方式利用。西洒暗河地下水化学类型为HCO3-Ca型，水质综合评价为优良(Ⅴ类)。
4.3.2.4 岩溶水勘查及开发技术
勘查及开发工程建设程序为：①水文地质测绘：暗河系统内开展1：5万水文地质测绘，并同时进行洞穴调查测量；②抽水试验；③工程设计；④提水工程施工。
采用水文地质测绘、洞穴探测、抽水试验、水化学调查等多种方法手段进行综合勘查。查明暗河系统特征，岩溶发育规律，地下水分布、赋存等。暗河水位埋藏浅，通过天窗可进入到水面，安装水泵进行提水。

7. 南方的岩溶和岩溶水

南方可溶岩主要包括震旦系、寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系的碳酸盐岩，主要分布在扬子地块和华南准地块，地处广西、广东、湖南、贵州、云南、四川、重庆、湖北、江西、江苏等省（区）。碳酸盐岩在广西、湖南、贵州、云南等省（区）有大面积裸露，在碳酸盐岩分布区存在小型褶皱和断层错动（图8.18），有些地方碳酸盐岩被非可溶岩分隔，在一些坳陷盆地（如四川盆地）和断陷盆地（如昆明盆地）深处也分布有碳酸盐岩。

图8.18 广西扶绥县东门岩溶储水构造剖面图

（据梁礼革，2006）
1—纯质碳酸盐岩；2—不纯碳酸盐岩；3—断层；4—储水构造界线。Q—第四系；P2，P2c，P2h—中二叠统；P1m—下二叠统；C3—上石炭统
南方地处热带亚热带湿润气候区，年降水量多大于1200mm，碳酸盐岩裸露区各种各样的岩溶形态极为发育，地表多见峰丛山区、峰林平原，有大量塔状山峰和岩溶洼地，并有红壤士和洞外钙华沉积，地下多发育各种规模的溶洞和地下河，位于地下水面以上的溶洞内有钟乳石、石笋等大量洞穴沉积物。在广西桂林-阳朔间漓江两侧以峰丛山区（洼地）和峰林平原为特征，在桂林市区附近150km2范围有220个塔状岩溶孤峰，平均高度74m，底部平均直径208m。在广西西部与云贵高原边缘接壤的斜坡地带，发育有绵延千里的峰丛山区和峰丛洼地，峰林平原零星分布其间。部分分布在盆地内和非可溶岩以下的埋藏型岩溶则以溶孔、溶隙和小型溶洞为主。
在南方大面积碳酸盐岩裸露区以溶洞型岩溶介质为主，埋藏型岩溶区则存在溶隙型岩溶介质。溶洞型岩溶介质多呈单层或多层非连续的溶隙-管道双重结构，其富水性极不均匀，揭露地下溶洞的钻孔和没有揭露溶洞的钻孔涌水量相差巨大。在岩溶平原区地下溶洞发育较多，地下水分布的均匀性和水力联系程度都好于峰丛山区。地下水的补给主要在碳酸盐岩裸露区通过垂向岩溶形态接受大气降水的入渗补给，补给集中而迅速，当地表河流转入地下后，也可以看成是地表水对地下水的补给。地下水的排泄方式通过地下河出口和泉排泄出地面后再汇入河流中，或者直接泄流到流经可溶岩的河流中。地下水的径流方向是自补给区向泉和地下河出口，其特点是水流比较集中而迅速。在洪水期还能见到部分岩溶水系统内存在多级泄洪或溢洪现象。在碳酸盐岩裸露区岩溶水系统以地下河流域和泉域为基本单元，在褶皱发育地区往往一个背斜或一个向斜构成一个岩溶水系统，而在被非可溶岩分隔的碳酸盐岩分布区常构成单独的岩溶水系统，非可溶岩分布区的部分区域有可能成为岩溶水系统的间接补给区。以表层岩溶泉排泄的表层岩溶带也以泉域构成岩溶水系统。

图8.19 广西地苏地下河系略图（平面图）

（据陈文俊，1988，转引自袁道先，1994）
1—地下河出口；2—地下河；3—地下河编号；4—地下河汇水区界线
我国南方岩溶水分布区有众多泉水和地下河。由于泉域岩溶水系统范围不大，所以泉流量一般不大，平均流量多数为每秒数十升至数百升，少数达数千升。泉域岩溶水系统进一步演化成为地下河岩溶水系统。南方地下暗河发育，据统计，仅在广西、贵州、云南、四川、湖南五省（区），枯季流量大于50L/s的地下河或伏流有2836条，又以云贵高原向广西峰林平原过渡的斜坡地带地下河数量多、流量也大（杨立铮，1985）。分布在广西中西部都安县的地苏地下河系（图8.19），汇水面积1004km2，有12 条支流，总长度241.1km，其中主河道长57.2km。地下河系发育于强岩溶化的中泥盆统东岗岭组、上泥盆统及二叠系纯质灰岩中，受多期构造运动及挽近期间歇性上升的影响，岩层发生褶皱和断裂；长期季节性短时间集中的降水通过峰丛洼地和落水洞注入地下（有效降水入渗系数0.5～0.8，区内年均降水量1739mm、年内平均气温21.3℃），沿断裂带和向斜轴部裂隙带逐渐溶蚀发育形成岩溶管道，并导致多层状和纵剖面阶梯状复杂地下河系的形成。地下河系在上游埋深近100m，为较简单的裂隙状岩溶管道，一般宽数米至20～30m，高十余米至数十米，中游多为脉状水系，河道宽度和高度为十余米至数十米，下游河道宽度数十米，高度为十余米至数十米。地下河系剖面上为多层结构，最多为4 层，常见为2层，支流常以跌水或瀑布形式汇入主流地下河道中。地苏地下河出口流量动态与降水关系密切，最大流量为544.9m3/s，枯季最小流量为4.03m3/s（袁道先，1994）。
南方岩溶水、大气降水、地表水“三水”之间转化迅速，地下水动态变幅大、变化迅速，滞后时间短，岩溶水系统的调节性能差。由于地下水获得大气降水的集中迅速补给，使地下水位迅速抬高，通过迅速径流以泉或地下河排泄，使地下水位又迅速下降。岩溶水流速每天数百米，在洪水期可达每天数千米。无论是泉排泄还是地下河排泄，流量都极不稳定，不稳定系数大。特别是在峰丛山区，每当较大的降水发生后，地下水位、泉流量及地下河出口流量迅速升高，降水结束后不久，地下水位、泉流量及地下河出口流量迅速下降，滞后时间最短只有几小时，最长仅数天。例如，广西乐业县百郎地下河系由主流和11条支流组成，流域面积835.5km2，主流长64.1km，地下河出口总流量总体上随降水量变化而具有季节性变化，也受每场较大的降雨影响，变幅大且变化迅速（图8.20），最小流量为2.04m3/s，最大流量为121m3/s，最长滞后时间为4 d（易求芳，1983）。

图8.20 广西乐业县百郎地下河流量过程线与降水量关系

（据易求芳，1983）
此外，在四川盆地中西部埋深1000～3500m处的碳酸盐岩中分布有热卤水，成为储卤层，并与石油、天然气的分布有密切关系，埋深200～1000m处的碳酸盐岩中分布有地下热水（刘俊贤等，2003）。在云南省昆明盆地的碳酸盐岩中也分布有地下热水。只有分布在盆地内的埋藏型岩溶水系统中的地下水动态才是比较稳定的。

8. 湾半孔表层泉蓄引开发

3.4.2.1 开发技术条件
实验点位于泸西县城东南部33km，属三塘乡所辖，全乡国土面积216km2，总体地势西北高，东南低，最高点老佐坟箐海拔2459.3m，最低点为南盘江与小江河谷的交汇口，海拔820m，最大相对高差1639.3m，为岩溶高中山区。三塘乡有48个村民小组5445户，有人口22455人，大牲畜2万多头，农民人均纯收入688元/年。地表无河流及常流大泉，灌溉及人畜饮水困难，多饮用坝塘水、水窖水，饮水卫生状况较差，全乡唯一的凹部山水库兴利库容约8万方，只能供给13个村民小组的人畜饮水问题，缺水是三塘乡贫困的主要根源之一。乡政府每年都要组织旱季应急供水抗旱，耗费大量人力物力。目前全乡还有3200人、6800头大牲畜没有从根本上解决饮水问题，生产用水更是紧缺，严重制约了乡镇社会经济的发展。
3.4.2.1.1 水源地概况
湾半孔水源地为天然出露的表层泉水源地，地理坐标东经103°50′46″，北纬24°27′47″，海拔2150～2225m，在同一个洼地边缘，出露了4个表层泉，合计泉域面积1.9km2，以局部地形分水岭为泉域边界，下部弱透水层成为隔水边界。流量动态变化大，其中256号、257号泉点均为间歇泉，259号泉常年不干涸，258号泉枯季会断流。开发点为259号、258号泉，处于洼地边缘中部地带，洼地呈椭圆形，北西向展布，长1km、宽0.5km，深50m，洼地内及周边森林植被覆盖率约为20%，植被类型以云南松及灌丛为主。基岩裸露，土层浅薄，分布不连续，厚度小于1m，一般0.2～0.5m，石漠化严重，水土流失强烈。土壤类型以红壤为主，洼地内及边缘多为旱坡地，主要种植烤烟、玉米、洋芋、荞子。
出露地层为个旧组中厚层—块状泥晶灰岩、白云岩，薄—中层状泥晶灰岩，白云质灰岩夹薄层泥灰岩、钙质泥岩。为单斜构造，地层产状150°∠26°，断层不发育。
湾半孔距离南部小江河谷约13km，高差却达1200m。由于处于分水岭地带的高中山区，碳酸盐岩广泛分布，饱水带深埋，一般大于100m，井采开发难度极大。20世纪80年代在湾半孔周边施工的 2个钻孔，孔深 204.27m、296m，雨季单井涌水量0～55m3/d。湾半孔表层泉出露位置较高，高于用水村寨50～70m，因此，适宜采用蓄引方式开采表层岩溶水。
3.4.2.1.2 含水介质特征
区内表层岩溶带发育普遍，但在平面分布上具有不连续且厚度不稳定的特点，分布在不同的高程上，厚度一般小于10m。由于地层岩性的不同，其表层岩溶带的结构亦有较大差别。个旧组地层中，碎裂结构的白云岩，岩体十分破碎，节理裂隙、风化裂隙极为发育，发育针孔状溶孔，差异风化、溶蚀明显，呈透镜状分布。个旧组泥晶灰岩中，主要发育有走向65°～80，310°～350°，倾角50°～85°的两组节理，线密度5～20条/m，沿节理裂隙溶蚀较强烈，个别形成小管道(直径小于0.5m，长度小于3.5m)，溶孔直径一般小于0.5cm，以网状溶隙、溶孔为主的含水空隙构成了表层岩溶带。其间的薄层泥灰岩、钙质泥岩夹层溶蚀微弱，风化产生的泥质容易充填裂隙，使透水性变弱，限制了地下水向深部饱水带径流，成为相对隔水层。使表层岩溶带在剖面上，与下部的岩溶饱水带之间常存在有一定厚度的岩溶弱发育带，成为相对隔水层，悬托住了上覆表层岩溶带中的岩溶水，也才能形成了流量较稳定的表层泉。这种含水介质组合是流域内岩溶石山地区流量较稳定的表层泉形成的必要条件。
3.4.2.1.3 表层泉补给、径流、排泄特征
表层岩溶带对岩溶水流过程的调蓄主要取决于表层岩溶带的结构。表层泉可造成特殊的岩溶水循环过程—表层岩溶带的岩溶水循环。在峰丛洼地的水循环路径为：雨水—入渗至表层岩溶带—表层岩溶泉—洼地—落水洞。湾半孔表层泉极为典型(图3-22)，湾半孔4个小的表层泉域，相互独立，无水力联系。大气降水是表层岩溶水唯一的补给源，表层岩溶水埋藏浅，分布不均匀，悬挂于区域饱水带之上，具有补给途径短，就地补给就地排泄的特点。湾半孔表层岩溶水接受大气降水补给后，总体上自北西向南东径流，在斜坡上较平缓地带以表层泉形式出露，然后，表层岩溶水在洼地重新汇集，出流一段距离后经洼地底部落水洞流入深部饱水带。

图3-22 泸西小江流域湾半孔表层泉水文地质剖面图

1—灰岩；2—白云岩；3—地层代号；4—地层产状；5—表层岩溶带；6—季节泉及编号；7—表层泉及编号；8—地表径流
3.4.2.1.4 泉流动态
湾半孔表层泉，动态对大气降水的影响反映比较敏感，流量动态变幅大(表3-6)，为峰态型。但由于含水介质结构的不同，动态变化表现出明显的差异：259号表层泉不断流，流量一般自7月初逐步增大，9月中旬至11月初衰减速度较快；258号表层泉流量暴涨暴落，一般自5月底出流，8月、9月份达到峰值，12月底断流；256号表层泉流量暴涨暴落，一般自5月底开始断续出流，9月初断流；257号表层泉则仅在雨季期间大雨时才出流，流量最大时20L/s，但一般出流1～3天即断流。

表3-6 泸西小江流域湾半孔表层泉流量动态特征表

3.4.2.2 实验情况
实验工作布置了1：5万水文地质测绘5km2，1：1万水文地质测绘0.5km2，岩溶水动态观测4点，水化学样5件，岩样5件，土样2件。重点对泉域内岩性、岩溶发育特征、表层岩溶泉动态特征及开发技术条件进行详细调查研究。
三塘乡由于地处峰丛洼地区，洼地、落水洞发育，饱水带深埋，该区广泛采用管道输水方式。以凹部山水库为水源的已有供水管网，因水源不足不能满足当地群众生产生活需求。湾半孔表层泉处于峰丛洼地区，出露位置较高，流量动态变化大，但不干涸，周边村寨无泉水及地表坝塘，资源价值极其珍贵。因此，对湾半孔表层泉的开发要充分发挥其供水和环境功能，利用其出露位置高、水流不断、水质较好的特点，与已有的输水管网、蓄水池相连接，变死水为活水，使得池水水质得到改善，蒸发损失得到补充，农村生活用水、抗旱保苗用水安全度明显提高。因此，在表层泉口的下方修建调蓄水池，再用引水管将水引入现有供水管网系统，雨季关闭凹部山水库供水，主要利用湾半孔表层泉水，旱季启动凹部山水库供水，并以湾半孔表层泉水作为补充，建成地表水和地下水联合调度的表层泉开发利用工程(图3-23)。

图3-23 泸西小江流域湾半孔表层泉蓄引开发工程系统图

1—表层泉；2—调蓄水池容积m3；3—原有管道；4—新架设管道；5—水库；6—道路；7—河流