泉的水文地質有哪些

① 在水文地質中什麼叫接觸泉

首先，接觸泉是下降泉的一種。下降泉是指由潛水或上層滯水補給的泉。接觸泉是指地形切割，切割達到含水層隔水「底」板時，地下水被迫從兩層接觸處出露形成泉。

② 泉域環境水文地質問題淺析

張國建

（河南省水文地質工程地質勘察院，新鄉，453002）

摘要本文是在分析大量前人相關資料的基礎上，通過1∶5萬綜合水文地質調查、地下水動力場調查、物探、抽水試驗、水質化驗等工作，基本查清了泉域的水文地質條件，確定了泉域邊界及性質，查明了泉水的補徑排條件，著重分析了影響小南海泉泉水流量減小的自然和人為因素。

關鍵詞小南海泉域泉流量降水紅旗渠地下水開采

安陽市地處河南省北部的洹河沖積扇中上部，是豫北重要工業城市，目前已形成以冶金、電力、電子、輕工、紡織、醫葯等門類齊全的工業體系，隨著經濟的發展，對水資源的需求日益增強。小南海泉作為安陽市的主要供水水源之一，經彰武水庫調蓄後，供安鋼、電廠、化肥廠等企業以及萬金灌區灌溉用水，同時也是市區生活用水的主要規劃水源地，由於泉域內打井、挖煤、開礦等現象嚴重，水文地質條件發生很大變化，植被受到破壞，生態環境日趨惡化，泉出水量逐年減少，20世紀70年代8.03m³/s,80年代5.62m³/s,90年代4.48m³/s,2000年7月份以前，天氣持續乾旱，南海泉流量僅1.95m³/s，使安陽市出現嚴重水荒，對安陽市的工農業生產構成嚴重威脅。

1區域水文地質條件概述

小南海泉於太行山隆起帶與華北平原沉降帶之間的過渡地帶，西起林州西山大斷裂，東至湯西大斷裂，中間所夾持的地塊，是一個自西向東成階梯式逐級降落的構造斷塊。由西向東大致可分為三個相對獨立的水文地質單元；以林州西山大斷裂為界，斷裂西為太古界變質岩、震旦系石英岩狀砂岩組成的基岩區水文地質單元；基岩區水文地質單元東側為寒武系、奧陶系碳酸鹽岩組成的岩溶水文地質單元，此單元局部出露有侵入的閃長岩並在林州盆地及窪地帶覆蓋有新生界沉積物，以近南北向延伸的奧陶系與石炭、二疊系地層接觸為界，有劃分出以石炭、二疊系及第三系地層中礫岩、砂岩、灰岩及相對隔水的泥岩、頁岩組成的碎屑沉積岩水文地質單元。

區域性深大斷裂不僅控制了水文地質單元的分布，而且也控制了岩溶地下水泉域系統的邊界，並把岩溶地下水系統，分割為若干個系統。如林州西山大斷裂，是東盤寒武系、奧陶系與西盤太古界對接，構成岩溶水的隔水邊界，並把本岩溶水系統與山西長治辛安泉域岩溶水系統分割開。在本工作區東部的斷層束，是西盤奧陶系與東盤石炭、二疊系對接，構成岩溶水的東部阻水邊界，來自西部的岩溶水受沙泥岩的阻擋，在河谷中低窪地帶集中排泄出地層形成岩溶大泉。工作區從南至北依次可分為四個岩溶水子系統，即：石門寺泉域、許家溝泉域、珍珠泉域，各泉之間多以地下水分水嶺邊界、地表水分水嶺邊界以及地層阻水邊界分割開來。

調查確定小南海泉域面積為934.6km²，其北部以侵入岩隔水邊界為主，東部以地層阻水邊界為主，南部以地下水嶺邊界為主，西部以地表分水嶺（斷層隔水）邊界為主。

2泉流量的分析與確定

小南海泉泉水全部匯入彰武水庫，供安陽鋼廠、電廠工業生產及農業灌溉利用，根據對已有資料的分析整理，泉流量有明顯減小的趨勢這些資料根據南海水庫出庫流量、彰武水庫入庫、出庫流量是依據庫水位——泄量關系曲線查得，進庫流量是依據水量平衡原理進行還原計算而得，由於難以准確計算庫區滲漏、庫區淤積以及閘門控制誤差，因而計算精度受到一定限制。在分析整理原始數據時還發現，當彰武水庫出庫流量較大時，入庫流量的計算偏差更大，考慮以上因素，在利用數據方面首先採用「最小二乘法」捨去異常值，並逐日對兩水庫的出庫流量以及降水量進行對比，選擇兩水庫出庫流量相對穩定或未放水又無降雨的時段的彰武水庫進庫流量或與南海水庫出庫流量的差值做為泉水該日流量，取平均彰武水庫入庫值做為月流量，並根據月流量取平均值做為當年平均流量。由於影響流量數值因素較多，故本次所計算的泉流量值與實際值難免存在差異，但總的變化趨勢與實際情況相符。

3影響泉流量大小的因素分析

經過本次調查和前人資料的綜合分析，影響泉流量大小的主要控制因素有以下幾點。

3.1自然因素

3.1.1降水

降水對泉流量影響主要表現在兩個方面，一是通過滲入補給泉域地下水，再以地下徑流方式匯集到小南海泉群溢出；二是通過地表產流匯集到洹河，通過流量大小滲漏補給泉域地下水。

因降水年際與內變化不同，對泉流量大小的影響也各異，年際降水量的大小變化，因泉域地下水自身的調蓄作用，主要影響小南海泉的年均值變化，而年內降水的變化，又導致泉流量在年內的差異。

3.1.2洹河

洹河流經本區長度約50km，在水磨石至卸甲平段河水漏失嚴重，洹河漏失水量是南海泉地下水的主要補給源。洹河水來源有二：一是降水產流；二是接收紅旗渠退水，持續補給泉域地下水。根據前人和本次調查實測資料推測，洹河漏失量也是南海泉流量大小的主要因素。

3.2人為因素

3.2.1地下水開采

隨著泉域內社會經濟的發展，人工開采地下水量逐年增加，尤其是90年代以後，人工開采地下水量激增，勢必襲奪部分泉流量。南海泉流量呈現三個台階，與此對應，人工開采地下水也表現出三個台階，具體數據見表1。

表1泉流量與人工開采地下水量對應表

因此，現狀地下水開采量是泉流量大小的主要控制因素，從發展趨勢看，地下水開采對泉流量的影響將越來越嚴重。

3.2.2紅旗渠引水量

紅旗渠引濁彰河水入林州，一方面通過渠道滲漏和渠灌回滲直接補給泉域地下水，另一方面退水到洹河，間接以河道滲漏方式補給地下水，從表2也可以看出，在泉流量的三個平台中，紅旗渠引水量的變化趨勢也比較明顯。

3.2.3泉群溢出區一帶開山採石對泉的溢出也會造成一定影響

4影響泉流量因子權重分析

4.1影響泉流量因子選擇

從以上分析不難看出影響泉流量大小的因子主要有四個：降水量、地下水開采量、紅旗渠引水量及洹河漏失量。其中洹河漏失量主要通過降水產流（洪）和紅旗渠退水作為漏水源，又與二者關系密切。相對二者而言，洹河漏失量僅是一種間接影響因素，因此，可以將降水量、地下水開采量與紅旗渠引水量作為影響泉流量大小的控制因子。

4.2泉流量時段選擇

從表1可以明顯看出，泉流量大小呈現三個台階，分別對應三個時段，即1976年以前、1977～1989年、1990年以後，為便於下文計算，選取資料時段為1971～1976年、1977～1989年、1990～2003年。各時段泉流量、降水量、地下水人工開采量與紅旗渠引水量數據見表2。

表2各時段數據一覽表

4.3泉流量影響因子權重分析

泉流量影響因子權重分析採用灰色系統理論進行多變數相關分析，多變數相關分析是水文地質分析中常遇到的問題，其目的是從多個因素中找出它們與因素相關程度的優劣。在研究事物之間的關聯性時，灰色系統理論把事物（因素）的過去和現在的行為效果以時間序列作為分析的基礎，從中發掘出規律性來，為對主因素的判斷，提出了「關聯度」這一變化值來確定不同時間、不同因子對泉流量大小影響的權重。

4.3.1關聯度分析的方法原理

設有m個與母因素（X₀）有一定關聯作用的子因素（X₁,X₂，…，X_m），它們都至少有n個同期動態觀測值，其值簡稱序列。

母序列：｛X₀（i）}i=1,2，…，n

子序列：｛X_k（i）}k=1,2，…，m

i=1,2，…，n

為了進行比較，將它們進行標准化處理，令：

標准化X₀（i）,X_k（i），於是在t_0X坐標繫上有折線，｛X₀（i）｝,｛X_l（i）｝，…，｛X_k（i）｝…，它們在l軸上都有一定的長度。若是這些折線有公共交點（稱參考點），則第k條子線l時刻與母線在同一時刻的距離Δ_0k（l）=｛|X₀（l）-X_k（l）|｝，是衡量它們在該時刻關聯性的基本依據。顯然，Δ_0k（l）愈小，子線與母線在l時刻的關聯性愈好。序列在時刻t=l到t=n的關聯性用關聯系數表示：

地質環境經濟論文集.第2輯

ξ_0k（i）——第k條子線與母線X。在i時刻的關聯系數，其值滿足0≤ξ_0k≤1，ξ_0k愈近於1，它們的關聯性愈好。

Δ_min，Δ_max——第m子線在區間[1,n]的距離Δ_0k（i）的最小值和最大值。

顯然若參考點選在某時刻（1），則有Δ_min=0，其中令Δ_0k（min）=min{|X₀（i）—X_k（i）|）

Δ0k（max）=max{|X₀（i）—X_k（i）|）

Δ_min=min｛Δ_0k（min）｝

Δ_max=max｛Δ_0k（max）｝

ξ——正實數，取經驗數，其值大小影響各時刻[1,n]關聯系數的序。本文取ξ＝0.5，於是第k條子線與母線在[l,n]關聯度記為G_0k且

∈[0,1]

4.3.2應用數據

根據現有資料考慮，有三個因子的影響：第一個因子是紅旗渠引水量，第二個因子是泉域內地下水開采量，第三個因子是泉域內降雨量。

現設定矩陣[x_ij]i=1,2,3,4

j=1,2，…，13

[x_ij]——母因素，歷年泉流量；

[x_ki]——子因素，k=2是紅旗渠歷年引水量

k=3是泉域內地下水歷年開采量

k=4是泉域內年降雨量。

4.3.3計算結果

計算積結果見表3。

表3各時段關聯系數表

註：X₂——紅旗渠引水量，X₃——地下水開采量，X₄——降水量。

5泉流量減小原因綜合分析

從上述泉流量影響因子權重分析結果可以看出，在第一、二時段，泉流量的大小與其正相關因子降水量和紅旗渠引水量的大小關系密切，負相關因子人工開采量僅佔次要位置，結合表2，第二時段泉流量變化的原因主要是人工開采量的增加和引水量的減少。

第三時段（1990～2003年）與第二時段相比，降水量差異不大，但是人工開采量增大，紅旗渠引水量顯著變小，而是兩者在該時段有上升為泉流量的主要影響因子，因此，泉流量減小也就是必然後果了。而在開采量中，礦坑排水對泉涌水量減小影響更為明顯。

6結論

綜合上述分析結果：在現階段，泉流量減小的主要原因是人工開采地下水的增大和紅旗渠引水量的減少。近階段隨著人工開采地下水量增加，已經成為影響泉流量大小的主要因素。

③ 水文地質圖上地下水泉點是怎麼得來的

水文地復質圖上地下水泉點制是現場測量，選擇典型部位，通過地下水露頭點繪制水文地質剖面圖。
1判明補給泉水的含水層位、地下水類型。
2查明補給含水層所處的構造類型、部位以及泉出口處的構造特徵，依據構造特徵分析泉的出露條件，也可用泉水出露特徵來判定某些構造的存在，特別是被鬆散層覆蓋下的基岩構造情況；
3測量泉涌水量，調查泉水動態特徵，根據泉流量的不穩定系數分類來判斷泉的補給情況，並取水樣進行水質研究。

④ 濟南泉域岩溶地下水系統特徵

濟南泉域邊界較清晰，具有獨特的地質環境(實體結構)，相對獨立完整的輸入、輸出和調節等功能，且社會、經濟和環境因素對其狀態影響顯著，是一個典型的地下水系統，在我國北方岩溶分布區具代表性。確定和研究濟南泉域岩溶水系統，對准確計算評價岩溶地下水資源、保泉供水和岩溶水資源管理與保護均具有科學價值和實際意義。

一、地質環境條件

1.地形地貌

濟南市位於山東省中西部，地處魯中山地的北緣，南依泰山，北臨黃河，地形南高北低。南部為綿延起伏的山區，山勢陡峻，深溝峽谷，絕對標高500～600m;中部為山前傾斜平原，絕對標高一般25～50m;北部為沖積平原。根據地貌特徵，自東南至西北地形由高漸低，地貌成因類型依次為:低山區、殘丘丘陵區、沖洪積平原區、沖積平原區。

2.氣象水文

濟南泉域地處中緯度內陸地帶，屬暖溫帶大陸性氣候，多年平均降水量為647mm，6～9月集中降水，12月至翌年3月較小，年最大降水量1194.50mm(1962年)，最小340mm(1989年)。自20世紀80年代以來，濟南地區進入乾旱系列年份。近20年來降水偏枯年份出現幾率增加，1949～1972年，偏枯降水年份出現幾率4%，1980～2001年出現幾率7%，如1988～1989年、1999～2002年連續4年乾旱。本區降水量在空間上分配也有差異，南部山區多年平均降水量大於北部山前平原。區內河流主要有黃河、玉符河、北沙河、小清河等。

黃河水是濟南市重要客水水源，為一地上河，其與岩溶地下水無水力聯系。玉符河、北沙河發源於研究區南部泰山北麓，河道滲漏嚴重，是岩溶地下水的重要補給來源之一。由於上游修建水庫而攔截地表徑流，基本常年斷流，為季節性河流，使岩溶地下水的補給量大大減少。

小清河發源於濟南西郊的睦里村。20世紀60年代以前，小清河水質優良。隨著濟南城市規模的擴大，大量污水排入，小清河已成為濟南一條總排污河。

區內主要水庫有卧虎山、錦綉川、玉清湖和鵲山水庫等。

3.地層

濟南位於泰山穹窿的北翼，總體上是一個以古生代地層為主體的向北傾斜的單斜構造(圖11-1)。由南向北依次出露的地層有:

圖11-1 君崖—市區水文地質剖面

太古界泰山群(Art):主要為混合花崗岩、片麻岩，分布於區域東南部。

古生界寒武系(C):呈東西向條帶狀分布於研究區中南部，岩性主要為頁岩夾石灰岩，其中張夏組以石灰岩為主。

奧陶系(O):分布於中、北部，主要岩性為石灰岩、白雲質灰岩夾泥灰岩。

石炭系(C):分布於濟南市以北，呈條帶狀近東西向分布。岩性主要為砂岩、砂質頁岩、泥岩夾薄層灰岩，含煤。厚度100～250m，與上覆二疊系為平行不整合接觸。構成北部地熱田的蓋層。

二疊系(P):分布於濟南市以北的廣大地區。岩性以陸相紫色、灰色砂岩、礫岩、泥質頁岩，夾薄層可採煤層。厚度不等，與上覆第三系為角度不整合接觸。

第四系(Q):廣泛分布於山前傾斜平原、北部黃河沖積平原及山間河谷地帶。成因類型以沖洪積為主，主要岩性為砂質粘土、黏質砂土、粘土，山前沖積扇堆積有砂礫石層。黃河以北岩性以粉質粘土、粉土、粉砂為主，局部夾中粗砂，最大厚度大於300m。

4.構造

區內斷裂構造發育，主要分布有北北西走向的千佛山斷裂、馬山斷裂、東塢斷裂、文化橋斷裂，北北東向的港溝斷裂和近南北向的炒米店斷裂等。

5.岩漿岩

研究區主要有中生代侵入岩，分布在濟南市區—歷城區北部，屬於中基性岩。濟南岩體西起位里庄，東到王舍人鎮，南至大楊庄—姚家鎮一線，北到桑梓店—孔家村一線，面積約300km²，主要岩性為輝長岩、閃長岩。

二、系統邊界條件

濟南泉域邊界是國內水文地質界長期爭論的焦點問題之一，並受到了國際水文地質學者的關注。爭論的關鍵問題主要集中在泉域東、西邊界的確定上。山東省地礦局八○一水文地質工程地質大隊自20世紀50年代以來完成的大量勘查成果，特別是於1980～1990年間完成的「濟南保泉供水水文地質勘探」、「白泉-武家水源地供水水文地質勘探」和「長清-孝里鋪水源地供水水文地質勘探」等項目成果，均確定東塢斷裂、馬山斷裂分別作為泉域東、西邊界，1991年以後的補充工作又進一步驗證了此結論的正確性。根據近年的勘查試驗資料，對泉域邊界的范圍和性質進行了進一步綜合研究，明確了泉域的邊界。

系統南邊界:主要依據地層岩性和地表分水嶺等確定。西起崗辛庄—桃花峪—饃饃頂一線，向南經黃山頂、香火爐子山至長城嶺，再呈北北東向至西營東南的大高尖山，然後向北至文風山、跑馬嶺，最後向東至東塢斷裂。

系統北邊界:確定的主要依據為地層岩性和水文地質條件。總體以燕山期侵入岩體和石炭、二疊系為界。

系統東邊界:根據東塢斷裂總體隔水，斷裂北段的局部地段尚顯示有弱透水性質，但透水段長度不大。

系統西邊界:為馬山斷裂，總體隔水，老屯地段具透水性質。

三、系統構成

濟南泉域是一獨立完整的地下水系統，按其儲存空間、含水介質、水理特徵及功能差異等可分為4個子系統:孔隙水子系統、裂隙岩溶水子系統、岩溶裂隙水子系統和裂隙水子系統。按埋藏條件及儲存空間不同，孔隙水子系統又可分為西部沖洪積扇孔隙承壓水亞子系統，中部及東部山前坡洪積孔隙潛水亞子系統;裂隙岩溶水子系統分為寒武系張夏組(C₂z)裂隙岩溶亞子系統和寒武系鳳山組到奧陶系(C₃f—O)裂隙岩溶水亞子系統;岩溶裂隙水子系統可分為饅頭組至徐庄組(C₁m—C₂x)岩溶裂隙水亞子系統，崮山組、長山組(C₃g—C₃c)岩溶裂隙水亞子系統，石炭、二疊系(C-P)岩溶裂隙水亞子系統;裂隙水子系統可分為變質岩裂隙水亞子系統和輝長岩裂隙水亞子系統。

1.孔隙水子系統

根據泉域內鬆散岩層的結構、孔隙水的埋藏條件及其性質的不同，孔隙水子系統可分為泉域西部北沙河、玉符河沖洪積扇亞子系統和中部及東部山前坡洪積孔隙潛水亞子系統。

(1)北沙河、玉符河沖洪積扇孔隙承壓水亞子系統

該亞子系統分布於玉符河、北沙河沖洪積扇構成的山前傾斜平原地區，面積約130km²，地形自南向北微傾，海拔高度30～60m。在兩沖洪積扇的交匯地帶，古地形呈南北向凸起，向兩側凹陷，所以沖洪積扇沿兩古谷地發育。玉符河沖洪積扇首部在羅而庄、殷家林一帶，北沙河沖積扇首部在魏庄、張橋一帶，兩沖洪積扇在小丁庄—後朱一線疊加。沖洪積扇前緣向北延伸過黃河，在黃河沿岸沖洪積扇上覆7～15m全新統黃河泛濫沖洪積層。

主要含水層位為第四繫上新統，埋藏深度20～70m，水位埋深4～7m，淺部具有潛水性質，深部具承壓性質。含水層厚度12～29m，富水性較強，單井出水量1200～1500m³/d。水質良好，礦化度小於1.0g/L。其首部水位年變幅較大，一般5～10m。富水性較差，小於500m³/d。主要接受大氣降水補給、河流滲漏補給和裂隙岩溶水的越流頂托補給，以徑流排泄和人工開采為主要排泄方式。

該亞子系統的邊界特徵如下:

系統東邊界:自黨家莊、大廟屯到臘山一線，構成隔水邊界。

系統南邊界:以沖洪積扇首部為界。

系統西南及西部邊界:總體為隔水邊界，但長清縣城以北至水屯一帶，邊界兩側含水砂層成為一體，兩側有水量交換。

系統北及西北邊界:該系統含水砂層向北及西北延伸並過黃河，地下水以潛流方式向黃河以北徑流。

系統的底邊界:根據第四系結構分析，濟南—長清公路以北地區，分布著厚度較大的下更新統粘土和第三系半膠結的粘土岩及砂礫岩，具有相對隔水作用，以南粘性土分布較薄，局部地段由於古地形起伏變化，含水砂層覆蓋於灰岩之上或與灰岩側向接觸，並有水量交換。

(2)山前坡洪積孔隙潛水亞子系統

分布於泉域中部白馬山以東的山前地帶，坡洪積物主要由粘土、粉質粘土、粘土夾礫石組成，厚度一般在3～15m，主要是粘土裂隙、坡洪積物含水，富水性較差。在山間季節性河谷地段分布有帶狀沖洪積砂石夾粘土層，厚5～15m，局部單井涌水量50～100m³/d，無集中供水意義。

2.裂隙水及岩溶裂隙水子系統

裂隙水子系統分為變質岩裂隙水亞子系統和輝長岩裂隙水亞子系統。

(1)變質岩裂隙水亞子系統

分布在泉域南部地表分水嶺以北的中低山區，岩性以太古宇花崗片麻岩為主。地下水賦存運動於風化帶裂隙中，風化帶厚度5～15m，富水性極差且不均勻，單井出水量一般小於100m³/d。地下水以大氣降水補給為主，淺部循環，短距離排泄。因此，豐水期該地段裂隙下降泉較多，但流量甚小。地下水匯入溝谷，以地表徑流形式向碳酸鹽岩分布區匯集。

(2)輝長岩裂隙水亞子系統

主要分布在泉域北部，大部分被第四系所覆蓋，零星出露呈島狀山。岩性以輝長岩為主，風化裂隙帶較薄，富水性差，單井出水量小於100m³/d。以大氣降水滲入補給及岩溶水補給為主，地下徑流和人工開采為其主要排泄方式。

(3)岩溶裂隙水子系統

岩溶裂隙水子系統分為C₁m—C₂x岩溶裂隙水亞子系統和C₃g—C₃c岩溶裂隙水亞子系統:主要分布在南部中低山區，含水層為頁岩與灰岩互層，岩溶裂隙不發育，富水性較差，單井出水量一般小於100m³/d，局部地段可達成100～500m³/d。位置較高，並有頁岩阻隔，受溝谷切割或構造影響，往往出現階梯水位，水位變化較大，一般5～10m，局部地段自流。地下水補給來源主要為大氣降水入滲補給，徑流方向與地層傾向及地形坡向基本一致，以泉或散流的形式排泄，以基流形式匯集於河流並補給裂隙岩溶水亞子系統。

(4)石炭、二疊系裂隙水亞子系統

分布於泉域的西部邊緣，覆蓋於第四系、第三系之下。岩性以砂頁岩為主，夾煤層，富水性差。

上述變質岩裂隙水和C₁m—C₂x、C₃g—C₃c岩溶裂隙水與C₃f—O裂隙岩溶水沒有直接的水力聯系，主要是通過裂隙水和岩溶裂隙水轉化成地表水滲漏補給裂隙岩溶水，故稱其為間接補給區。

3.裂隙岩溶水子系統

濟南泉域內裂隙岩溶水子系統可分為上、下2個亞子系統，下層為寒武系中統張夏組裂隙岩溶水亞子系統，上層為寒武繫上統鳳山組至奧陶系中統裂隙岩溶水亞子系統。該子系統是本次研究的重點。

(1)寒武系中統張夏組裂隙岩溶水亞子系統

該亞子系統含水介質為鮞狀灰岩、豹斑灰岩、結晶質灰岩，厚度132～245m，主要分布在南部山區的澇坡、崔馬及前大彥庄一線，向北隱伏於地下，含水層頂底板分別由具有相對隔水作用的崮山組頁岩和徐庄組頁岩組成。

灰岩頂部及底部岩溶發育，富水性中等，裸露區單井出水量小於100m³/d，隱伏區單井出水量500～1000m³/d。玉符河兩岸及在構造與地形有利地段，富水性增強，單井出水量大於1000m³/d。除接受大氣降水補給外，河水也是重要補給源之一。玉符河支流錦綉川的西營河段、玉符河宅科至崔馬河段均大量接受河水滲漏補給。本亞子系統裂隙岩溶水，通過港溝、炒米店、石馬等斷裂與裂隙岩溶水亞子系統發生水力聯系。

(2)寒武系鳳山組—奧陶系中統裂隙岩溶水亞子系統

該亞子系統地層主要由古生界寒武系鳳山組厚層灰岩及奧陶系石灰岩、白雲岩組成，由南向北依次呈單斜展布，總厚度1102～1208m。斷裂將系統內碳酸鹽岩地層分割成為斷塊狀。

千佛山斷裂—東塢斷裂斷塊:地層相對千佛山以西向北推移，岩層主要傾向北北西或北北東。含水層位為寒武繫上統鳳山組、奧陶系下統冶里、亮甲山組至下馬家溝組二段。受千佛山和文化橋斷裂的切割，市區主要含水層為奧陶系下統冶里、亮甲山組至寒武繫上統鳳山組;文化橋斷裂以東，主要為奧陶系下馬家溝和冶里、亮甲山組。火成岩體由北向南呈層狀或舌狀侵入於下馬家溝組一段和上馬家溝組一段地層中。含水層的埋藏深度隨火成岩的厚度而變化，總的規律是向北埋藏變深。

系統內岩溶地下水總的由南向北北西運動，但由於受姚家莊—輕工學院一線較厚的火成岩體的阻擋及人工開採的影響，使岩溶水流在岩體前緣分流，一部分流向市區，另一部分流向東郊工業開采區，其主要排泄途徑為泉排泄和人工開采。

千佛山斷裂—炒米店斷裂斷塊:該斷塊地層相對千佛山以東向南推移，地層主要傾向為北西，含水層為寒武繫上統鳳山組和奧陶系下統冶里、亮甲山組、下馬家溝組。斷塊北部由於受火成岩侵入影響，下馬家溝組以上地層缺失，奧陶系下統冶里、亮甲山組在火成岩體前緣埋藏在500m以下。南部該亞子系統外寒武系中統張夏組灰岩水主要通過炒米店斷裂與奧陶系岩溶水溝通，是濟南泉水重要補給源之一。該斷塊岩溶水主要流向為北北西，由於斷塊北部受厚度很大的火成岩的阻擋，形成岩溶水的富水帶，大部分岩溶水沿岩體前緣折向東，通過千佛山斷裂北段(透水段)流向泉群區。

炒米店斷裂—馬山斷裂斷塊:該斷塊地層傾向北西，北部大都被第四系覆蓋，依次由南向北分布有寒武繫上統鳳山組、奧陶系下中統各組，斷塊北部奧陶系中統八陡組灰岩部分上覆有石炭、二疊系。斷塊岩溶水除受大氣降水、地表水補給外，還受系統外張夏組灰岩的岩溶水通過石馬斷裂補給奧陶系岩溶水。斷塊內岩溶水向北東徑流，徑流中受地層所阻，在景庄、老張庄一帶形成富水區。岩溶水的排泄一部分向北東徑流，部分通過第四系天窗及弱透水層越流補給第四系孔隙水並通過第四系向區外排泄，一部分岩溶水向北順層徑流排泄或通過斷裂裂隙向石炭系排泄。

系統的富水性特徵表現為:

在低山丘陵區灰岩直接裸露地表，單井出水量一般小於100m³/d。在地形、構造及地表水補給有利於岩溶水的儲存富集地帶，出水量可大於500m³/d。水位埋深50～100m，甚至大於100m，水位年變幅20～－50m，為供水較困難的貧水區。

丘陵及部分島狀山分布區，含水層主要為奧陶系灰岩。部分裸露，部分隱伏在10～20m的第四系鬆散層之下，呈帶狀沿北東—南西向分布，富水性中等，單井出水量100～1000m³/d，局部由於構造控水，單井出水量可大於1000m³/d。山前傾斜平原以及單斜構造前緣，單井出水量可達1000～5000m³/d，局部地區大於1萬m³/d。

系統邊界確定為:以東塢斷裂為東邊界、馬山斷裂為西邊界、寒武繫上統長山組頂界面為南邊界(隔水邊界)、以孔隙水子系統的底邊界為北邊界。

四、系統的功能

地下水系統的功能是指在某種實體結構下，地下水系統整體行為和活動的總和。由於地下水系統功能是系統實體結構與社會環境相互作用的具體表現，因此地下水系統有多種功能，但最主要的是系統的輸入、輸出和調蓄功能，濟南泉域岩溶水系統亦是如此。

1.輸入功能

濟南泉域岩溶水系統主要的輸入源是大氣降水，但其輸入方式可有4種。

1)灰岩裸露區大氣降水直接入滲補給這是系統岩溶水獲得補給的主要方式。多年的動態觀測資料表明，岩溶水水位、泉水流量的變化與大氣降水密切相關。濟南地區全年降水多集中在雨季的7，8，9月份，佔全年總降水量的77.34%。每年雨季岩溶水位普遍上升，泉水流量增大。而每年枯水季節的4，5，6月份，降水量極小，岩溶水水位最低，泉流量最小或斷流。全年岩溶水水位與泉流量的動態曲線與降水量的分配有十分明顯的對應關系。

根據9批91個地下水、地表水水樣同位素分析結果，將岩溶水各水樣點δD-δO散點圖與全國雨水線相比較(圖11-2)，看出岩溶水水樣點均分布在全國雨水線附近，說明泉域岩溶水來源於大氣降水。

圖11-2 岩溶水水樣點δD-δ¹⁸O散點圖與全國雨水線比較

2)河床滲漏集中補給泉域南部因超滲產流或蓄滿產流而使部分大氣降水轉化為地表徑流，在河流滲漏段集中補給岩溶水。此外，卧虎山水庫向下遊河道放水也成為河床滲漏集中補給的水源。

3)大氣降水通過第四系含水層間接入滲補給岩溶水玉符河、北沙河中上游沿河發育有粗砂夾卵礫石，且直接覆蓋在灰岩之上，大氣降水入滲補給孔隙含水層後，再下滲補給岩溶水。

4)系統外補給通過泉域東、西邊界透水和弱透水段，白泉泉域和長清孝里水文地質單元地下水對濟南泉域產生補給。

2.輸出功能

泉域岩溶水系統輸出排泄主要有3種方式:

1)人工開采這是目前泉域岩溶水系統最主要的排泄途徑。自20世紀60年代以來，工業與城市用水開采泉域岩溶水日益增加，至1997年達到65.78萬m³/d(圖11-3)。玉清湖、鵲山引黃水庫建成輸水後，開采量明顯減少，2003年泉域岩溶水實際開采量為40萬m³/d。

圖11-3 濟南泉域歷年降水量、泉流量與地下水開采量關系圖

2)泉水排泄在自然條件下，泉水排泄是岩溶水系統的主要排泄方式。在20世紀50年代末60年代初，市區四大泉群總流量平均在30萬～35萬m³/d。

3)徑流排泄泉域岩溶水系統西北部，奧陶系灰岩向北延伸到黃河以北，岩溶水沿地層傾向向北西方向運動。

3.功能分區

濟南泉域的功能分區，是指在濟南泉域范圍內，泉水與其母體岩溶地下水形成過程中起不同作用的地段劃分。濟南泉域可分為直接補給區、間接補給區、匯集排泄區等3個功能區(圖11-4)。

圖11-4 濟南泉域功能分區圖

直間接補給區:指泉域上游所有靠大氣降水補給形成的地表水、地下水，均以地表徑流形式進入、補給直接補給區的地區。主要位於濟南市南部和西南部的玉符河、北沙河流域的上游地區，包括仲宮—西營—高而—萬德等地區。

匯集排泄區:指整個泉域系統下游岩溶地下水匯集、儲存、排泄的地區。分布在千佛山以北、大明湖以南，沿火成岩岩體南側呈東西向延伸的狹長地帶，西起玉符河旁的位里庄，東至鐵廠(圖11-5)。

五、系統的流態

1.水動力場流態

泉域岩溶水系統是以溶隙、溶孔、溶洞構成的地下網路系統，水流具有滲流性質，流態以層流為主。岩溶水水力坡度在南部山區較大，為1.5%～2.5%。進入山前地帶，水力坡度明顯變緩，為1.0%～2.5%，且由東至西水力坡度呈減少趨勢，炒米店斷裂以西水力坡度較小。沿火成岩體南緣的匯集區，由於岩溶發育，連通性極好，水力坡度更為平緩，一般小於1/2500。

(1)水動力分帶

地表水和地下水動力是可溶岩岩溶發育的必要條件，而岩溶的三維空間分布和岩溶發育程度也影響著水動力特徵，因而水動力與岩溶是相輔相成的關系。濟南泉域岩溶水系統具有獨立、完善的水動力場，由於水動力受岩石介質的透水性、導水性及水的補、徑、排、蓄條件的控制，因此岩溶水系統各功能區、水動力特徵、岩溶發育狀況等各不相同。在平面上可劃分為3個水文、水動力帶:外源水帶、入滲-徑流帶、匯集-排泄帶。

外源水帶:分布於南部山區，寒武系鳳山組(C₃f)底板界限以南，它在岩溶水系統功能上是間接補給區。主要是變質岩、寒武系下中統和上統的崮山、長山組，大氣降水主要以表流形式進入直接補給區入滲，部分在斷裂構造作用下與直接補給區發生水力聯系。

入滲-徑流帶:分布於南部山區丘陵及山前地帶的寒武系鳳山組以上地層的分布區，它在岩溶水系統功能上是直接補給區。大氣降水的水流主要沿著岩層裂隙向下滲流，到達一定深度後，則向下游作水平方向流動而匯入岩溶水系統中。

匯集-排泄帶:分布於濟南泉域岩溶水系統的山前平原地帶，它在岩溶水系統功能上是匯集排泄區，是岩溶水總匯集、排泄場所，也是岩溶水富水地帶，水力聯系好，蓄水空間大，動態相對穩定，具有統一的水位，形成一完整的開采、排泄、統一水動力場和天然隱伏的岩溶地下水庫，是岩溶水的主要排泄地帶，以開采排泄、泉水排泄和徑流排泄為主。

(2)平面水動力場

從泉域岩溶水多年枯、豐水期平面水動力場分析，岩溶水平面水動力場變化不大，僅局部由於季節變化和開采影響發生變化。由於受地形、地貌、地層、構造等因素控制，千佛山斷裂以東和以西水面形態有所不同(圖11-6)。千佛山斷裂以東，岩溶水總體流向為北北西，山區水力坡度大，山前及匯集區水力坡度小，在市區、東郊工業開采區，由於人工及岩體的作用，形成2個相對獨立的降落漏斗同源補給，開采量變化會引起平面流場的變化，使分水嶺相對移動而相互影響(圖11-7)。

千佛山斷裂以西，東南部山區徑流方向為北西，水力坡度較大，西南部岩溶水徑流方向為南北向。受煤系地層、火成岩體、西郊開採的共同作用，岩溶水在向北徑流過程中，徑流方向發生改變，轉向北東。由於西郊水廠開采，在臘山、大楊庄、峨眉山附近形成了一相對穩定的降落漏斗。從千佛山斷裂以西平面流場圖分析，由山前至匯集區水力坡度逐漸減小，說明其導水性逐漸增強，特別是火成岩體南緣，水力坡度極緩，是導水性極強的岩溶水匯集、富水區。炒米店地塹帶等水位線向上游凸，這是由於它是岩溶水強徑流導水帶，水流疏導快，水頭低，形成槽谷狀水平形態，兩側岩溶水有向該帶徑流的分流。

圖11-5 濟南泉域排泄區地質剖面圖

圖11-6 岩溶地下水平面流場圖(2004年6月)

圖11-7 東郊工業開采區地下水平面流場

(3)縱剖面水動力場

從縱剖面水動力場分析，可分為垂直滲流補給帶、水平徑流帶、匯集排泄帶(圖11-8)。

圖11-8 縱剖面水動力場

垂直滲流補給帶:位於南部山區的直接補給區，水流以垂直、水平兩種方向兼有。大氣降水垂直向下補給，達到一定深度後轉為水平運動為主。岩溶含水層導水性、富水性皆不均勻，水力坡度較大，水位變幅大且陡降。

水平徑流帶:位於山前至匯集區邊緣帶，是岩溶水補給到排泄的中間過渡帶，岩溶水以水平運動為主，其補給來源以側向水平徑流補給為主，岩溶水水位陡升緩降，水位變幅及水力坡度較小，岩溶含水層較厚，導水性及富水性相對較大且均勻。

匯集排泄帶:位於岩溶水的匯集區火成岩體南緣地帶，側向徑流補給是其主要補給來源，並在此匯集、排泄。排泄方式以泉水和開采為其主要形式，天然條件下，水力坡度極緩，含水岩層的導水性富水性極強，且較均勻，水位變幅相對較小，岩溶水含水層巨厚，是天然岩溶地下水庫的主要庫區。

(4)匯集、排泄區橫剖面水動力場

岩溶水匯集排泄區富水性、導水性強，儲水空間大。岩溶發育較均勻的區域岩溶水系統特有的地質構造特徵決定了在火成岩體南緣形成岩溶水的匯集排泄區，其補給主要是南部的徑流補給，水位相對較穩定，由於開采作用局部形成降落漏斗。沿火成岩體南緣，形成岩溶水的強導水徑流帶，連通性極好(圖11-9)。

圖11-9 排泄區橫剖面水動力場

圖11-10 2004年地下水動態

2.岩溶地下水系統動態特徵

岩溶水系統動態是岩溶水系統含水層結構、性質、邊界條件和岩溶水補給、排泄及運動的綜合反映，是研究岩溶水各級系統、功能和特徵的重要信息。在目前環境狀態下，濟南泉域岩溶水水位動態主要受岩溶水系統自身結構、功能、氣象水文因素及人工開採的控制與影響。

岩溶水系統的結構、功能決定了濟南泉域岩溶水系統在不同空間的補、徑、排、蓄條件，補、徑、排、蓄條件是影響岩溶水水位動態的重要內因。在灰岩裸露、地形起伏較大的直接補給區，岩溶發育差，含水層薄，導水性、儲水性弱，調節能力差，岩溶水水位隨降水量的變化而陡升陡降，年變幅一般在20～60m，地下水位埋深50～100m(圖11-10)，動態成因類型屬徑流-入滲型。在匯集區，岩溶水接受側向徑流等補給，在強岩溶發育的岩溶地下水庫的調節作用下，水位年變幅較小，一般3～5m。一般情況下，濟南市區四大泉群排泄帶水位動態相對穩定，年變幅僅有3～4m，動態成因類型屬入滲徑流-泉排開采型。

年內對岩溶水動態影響較大的因素是降水，它控制了年內最高水位值出現日期;其次是工農業開采量，它決定最低水位值。在降水、工農業開採的綜合影響下，一年之中水位動態呈現緩慢「下降—上升-下降」季節性、周期性的變化特徵。一般在1～5月水位逐漸下降，5～6月出現最低水位，7～9月雨季來臨，農灌停止，水位波動上升。最高水位滯後於降水量約1個月左右，出現在9～10月，然後水位緩慢下降，並持續到翌年5～6月。屬氣象-開采型動態類型。

濟南泉域岩溶水水位處於多年動平衡狀態。從水位標高可以看出，西郊高於市區，市區又高於東郊工業開采區。為了更好地揭示岩溶水多年動態變化特徵，採用市區多年年平均、年最高、年最低水位等特徵值來研究市區岩溶水水位動態變化規律，採用多年年平均水位來研究西郊岩溶水多年動態變化規律。

多年年平均水位變化:選擇降水量和岩溶水開采量為自變數，A_2－20孔平均水位值為因變數，進行線形逐步回歸分析計算。最優逐步回歸方程為

山東省地質環境問題研究

式中:H為A_2－20孔年平均水位(m);P_n為當年降水量(mm);P_n－1為前一年降水量(mm);P_n－2為前兩年降水量(mm);Q_開為當年地下水開采量(萬m³/d)。

結果表明，岩溶水年平均水位與3年降水量及岩溶水開采密切相關，其中與當年岩溶水開采量關系最密切。說明在現狀條件下，岩溶水年平均水位主要受岩溶水開采量的控制，即岩溶水年平均水位隨年開采量的增大而降低，同時還說明濟南市區岩溶水系統具有3年的調節功能。因此，濟南市區岩溶水多年年平均水位動態屬氣象-開采型。

多年年最高水位變化:同樣選擇降水量、岩溶水開采量為自變數，A_2－20號孔年最高水位為因變數，進行線性逐步回歸分析計算。最優逐步回歸方程為

山東省地質環境問題研究

式中:H_max為年最高水位(m);其他同前。

結果表明，岩溶水最高水位同樣與3年降水量及岩溶水開采量密切相關，同樣與當年岩溶水開采量關系最密切。說明在一般降水年份，岩溶水年最高水位仍然受岩溶水開采量的控制，即岩溶水年最高水位隨開采量的增大而降低，同時進一步說明濟南市區岩溶水系統具有3年的調節功能，因而濟南市區岩溶水多年最高水位動態仍屬氣象-開采型。

多年年最低水位變化:選擇降水量(水文年)、泉區開采量及外圍開采量為自變數，A_2－20號孔年最低水位值為因變數進行線性逐步回歸分析計算。最優逐步回歸方程為

山東省地質環境問題研究

式中:H_min為A_2－20號孔年最低水位(m);Q_c為泉區開采量(萬m³/d);Q_s為外圍開采量(萬m³/d)，其他同上。

該方程表明岩溶水最低水位與前一年、前兩年降水量、泉區開采量及外圍開采量密切相關，其中與泉區開采量關系最密切，外圍開采量次之。這說明年最低水位主要反映了前一年、前兩年降水量及當年岩溶水開采量對其的影響，與實際水文地質條件相符。當年的最低水位出現於雨季來臨前，因而它不受當年降水量的控制。顯然，岩溶水多年最低水位動態仍屬氣象-開采型。

⑤ 什麼是喀斯特地貌

喀斯特地貌（英語：karst landform），是具有溶蝕力的水對可溶性岩石（大多為石灰岩）進行溶蝕作用等所形成的地表和地下形態的總稱，又稱岩溶地貌。除溶蝕作用以外，還包括流水的沖蝕、潛蝕，以及坍陷等機械侵蝕過程。

喀斯特（Karst）一詞源自前南斯拉夫西北部伊斯特拉半島碳酸鹽岩高原的名稱，當地稱謂，意為岩石裸露的地方，「喀斯特地貌」因近代喀斯特研究發軔於該地而得名。我國雲貴高原、湖南南部郴州等地區屬於典型的喀斯特地貌區。

我國喀斯特地貌分布區域較廣，如廣西、雲南等地。喀斯特地貌主要特徵體現在溶洞、天坑等地理現象。

(5)泉的水文地質有哪些擴展閱讀：

喀斯特地貌的形成條件：

1、岩石透水性

岩石具有一定的孔隙和裂隙，它們是流動水下滲的主要渠道。岩石裂隙越大，岩石的透水性越強，岩溶作用越顯著。在溶洞中，岩溶作用愈強烈，溶洞越大，地下管道越多，喀斯特地貌發育越完整，並且形成一個不斷擴大的循環網。

2、流水的溶蝕作用

水的溶蝕能力來源於二氧化碳（CO2）與水結合形成的碳酸（H2CO3）二氧化碳是喀斯特地貌形成的功臣，水中的二氧化碳主要來自大氣流動、有機物在水中的腐蝕和礦物風化。

3、流水的流動作用

流動的水溶蝕性更強烈一些，這是為什麼？因為水中的二氧化碳需要得到及時的補充，水的溶蝕作用才能順利進行，水的溶蝕能力才得以鞏固加強。同時，流動的水帶動河底砂礫對岩石進行機械侵蝕，這樣更有利於岩溶作用的深入。

4、氣候影響

比如我國西南地區氣候濕潤，降水量大，地表徑流相對穩定，流水下滲作用連續，並且降水使流水得以更新和有效補充。因此岩溶作用得以延續進行。

參考資料來源：網路-喀斯特地貌