泉的水文地质有哪些

① 在水文地质中什么叫接触泉

首先，接触泉是下降泉的一种。下降泉是指由潜水或上层滞水补给的泉。接触泉是指地形切割，切割达到含水层隔水“底”板时，地下水被迫从两层接触处出露形成泉。

② 泉域环境水文地质问题浅析

张国建

（河南省水文地质工程地质勘察院，新乡，453002）

摘要本文是在分析大量前人相关资料的基础上，通过1∶5万综合水文地质调查、地下水动力场调查、物探、抽水试验、水质化验等工作，基本查清了泉域的水文地质条件，确定了泉域边界及性质，查明了泉水的补径排条件，着重分析了影响小南海泉泉水流量减小的自然和人为因素。

关键词小南海泉域泉流量降水红旗渠地下水开采

安阳市地处河南省北部的洹河冲积扇中上部，是豫北重要工业城市，目前已形成以冶金、电力、电子、轻工、纺织、医药等门类齐全的工业体系，随着经济的发展，对水资源的需求日益增强。小南海泉作为安阳市的主要供水水源之一，经彰武水库调蓄后，供安钢、电厂、化肥厂等企业以及万金灌区灌溉用水，同时也是市区生活用水的主要规划水源地，由于泉域内打井、挖煤、开矿等现象严重，水文地质条件发生很大变化，植被受到破坏，生态环境日趋恶化，泉出水量逐年减少，20世纪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，天气持续干旱，南海泉流量仅1.95m³/s，使安阳市出现严重水荒，对安阳市的工农业生产构成严重威胁。

1区域水文地质条件概述

小南海泉于太行山隆起带与华北平原沉降带之间的过渡地带，西起林州西山大断裂，东至汤西大断裂，中间所夹持的地块，是一个自西向东成阶梯式逐级降落的构造断块。由西向东大致可分为三个相对独立的水文地质单元；以林州西山大断裂为界，断裂西为太古界变质岩、震旦系石英岩状砂岩组成的基岩区水文地质单元；基岩区水文地质单元东侧为寒武系、奥陶系碳酸盐岩组成的岩溶水文地质单元，此单元局部出露有侵入的闪长岩并在林州盆地及洼地带覆盖有新生界沉积物，以近南北向延伸的奥陶系与石炭、二叠系地层接触为界，有划分出以石炭、二叠系及第三系地层中砾岩、砂岩、灰岩及相对隔水的泥岩、页岩组成的碎屑沉积岩水文地质单元。

区域性深大断裂不仅控制了水文地质单元的分布，而且也控制了岩溶地下水泉域系统的边界，并把岩溶地下水系统，分割为若干个系统。如林州西山大断裂，是东盘寒武系、奥陶系与西盘太古界对接，构成岩溶水的隔水边界，并把本岩溶水系统与山西长治辛安泉域岩溶水系统分割开。在本工作区东部的断层束，是西盘奥陶系与东盘石炭、二叠系对接，构成岩溶水的东部阻水边界，来自西部的岩溶水受沙泥岩的阻挡，在河谷中低洼地带集中排泄出地层形成岩溶大泉。工作区从南至北依次可分为四个岩溶水子系统，即：石门寺泉域、许家沟泉域、珍珠泉域，各泉之间多以地下水分水岭边界、地表水分水岭边界以及地层阻水边界分割开来。

调查确定小南海泉域面积为934.6km²，其北部以侵入岩隔水边界为主，东部以地层阻水边界为主，南部以地下水岭边界为主，西部以地表分水岭（断层隔水）边界为主。

2泉流量的分析与确定

小南海泉泉水全部汇入彰武水库，供安阳钢厂、电厂工业生产及农业灌溉利用，根据对已有资料的分析整理，泉流量有明显减小的趋势这些资料根据南海水库出库流量、彰武水库入库、出库流量是依据库水位——泄量关系曲线查得，进库流量是依据水量平衡原理进行还原计算而得，由于难以准确计算库区渗漏、库区淤积以及闸门控制误差，因而计算精度受到一定限制。在分析整理原始数据时还发现，当彰武水库出库流量较大时，入库流量的计算偏差更大，考虑以上因素，在利用数据方面首先采用“最小二乘法”舍去异常值，并逐日对两水库的出库流量以及降水量进行对比，选择两水库出库流量相对稳定或未放水又无降雨的时段的彰武水库进库流量或与南海水库出库流量的差值做为泉水该日流量，取平均彰武水库入库值做为月流量，并根据月流量取平均值做为当年平均流量。由于影响流量数值因素较多，故本次所计算的泉流量值与实际值难免存在差异，但总的变化趋势与实际情况相符。

3影响泉流量大小的因素分析

经过本次调查和前人资料的综合分析，影响泉流量大小的主要控制因素有以下几点。

3.1自然因素

3.1.1降水

降水对泉流量影响主要表现在两个方面，一是通过渗入补给泉域地下水，再以地下径流方式汇集到小南海泉群溢出；二是通过地表产流汇集到洹河，通过流量大小渗漏补给泉域地下水。

因降水年际与内变化不同，对泉流量大小的影响也各异，年际降水量的大小变化，因泉域地下水自身的调蓄作用，主要影响小南海泉的年均值变化，而年内降水的变化，又导致泉流量在年内的差异。

3.1.2洹河

洹河流经本区长度约50km，在水磨石至卸甲平段河水漏失严重，洹河漏失水量是南海泉地下水的主要补给源。洹河水来源有二：一是降水产流；二是接收红旗渠退水，持续补给泉域地下水。根据前人和本次调查实测资料推测，洹河漏失量也是南海泉流量大小的主要因素。

3.2人为因素

3.2.1地下水开采

随着泉域内社会经济的发展，人工开采地下水量逐年增加，尤其是90年代以后，人工开采地下水量激增，势必袭夺部分泉流量。南海泉流量呈现三个台阶，与此对应，人工开采地下水也表现出三个台阶，具体数据见表1。

表1泉流量与人工开采地下水量对应表

因此，现状地下水开采量是泉流量大小的主要控制因素，从发展趋势看，地下水开采对泉流量的影响将越来越严重。

3.2.2红旗渠引水量

红旗渠引浊彰河水入林州，一方面通过渠道渗漏和渠灌回渗直接补给泉域地下水，另一方面退水到洹河，间接以河道渗漏方式补给地下水，从表2也可以看出，在泉流量的三个平台中，红旗渠引水量的变化趋势也比较明显。

3.2.3泉群溢出区一带开山采石对泉的溢出也会造成一定影响

4影响泉流量因子权重分析

4.1影响泉流量因子选择

从以上分析不难看出影响泉流量大小的因子主要有四个：降水量、地下水开采量、红旗渠引水量及洹河漏失量。其中洹河漏失量主要通过降水产流（洪）和红旗渠退水作为漏水源，又与二者关系密切。相对二者而言，洹河漏失量仅是一种间接影响因素，因此，可以将降水量、地下水开采量与红旗渠引水量作为影响泉流量大小的控制因子。

4.2泉流量时段选择

从表1可以明显看出，泉流量大小呈现三个台阶，分别对应三个时段，即1976年以前、1977～1989年、1990年以后，为便于下文计算，选取资料时段为1971～1976年、1977～1989年、1990～2003年。各时段泉流量、降水量、地下水人工开采量与红旗渠引水量数据见表2。

表2各时段数据一览表

4.3泉流量影响因子权重分析

泉流量影响因子权重分析采用灰色系统理论进行多变量相关分析，多变量相关分析是水文地质分析中常遇到的问题，其目的是从多个因素中找出它们与因素相关程度的优劣。在研究事物之间的关联性时，灰色系统理论把事物（因素）的过去和现在的行为效果以时间序列作为分析的基础，从中发掘出规律性来，为对主因素的判断，提出了“关联度”这一变化值来确定不同时间、不同因子对泉流量大小影响的权重。

4.3.1关联度分析的方法原理

设有m个与母因素（X₀）有一定关联作用的子因素（X₁,X₂，…，X_m），它们都至少有n个同期动态观测值，其值简称序列。

母序列：｛X₀（i）}i=1,2，…，n

子序列：｛X_k（i）}k=1,2，…，m

i=1,2，…，n

为了进行比较，将它们进行标准化处理，令：

标准化X₀（i）,X_k（i），于是在t_0X坐标系上有折线，｛X₀（i）｝,｛X_l（i）｝，…，｛X_k（i）｝…，它们在l轴上都有一定的长度。若是这些折线有公共交点（称参考点），则第k条子线l时刻与母线在同一时刻的距离Δ_0k（l）=｛|X₀（l）-X_k（l）|｝，是衡量它们在该时刻关联性的基本依据。显然，Δ_0k（l）愈小，子线与母线在l时刻的关联性愈好。序列在时刻t=l到t=n的关联性用关联系数表示：

地质环境经济论文集.第2辑

ξ_0k（i）——第k条子线与母线X。在i时刻的关联系数，其值满足0≤ξ_0k≤1，ξ_0k愈近于1，它们的关联性愈好。

Δ_min，Δ_max——第m子线在区间[1,n]的距离Δ_0k（i）的最小值和最大值。

显然若参考点选在某时刻（1），则有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——正实数，取经验数，其值大小影响各时刻[1,n]关联系数的序。本文取ξ＝0.5，于是第k条子线与母线在[l,n]关联度记为G_0k且

∈[0,1]

4.3.2应用数据

根据现有资料考虑，有三个因子的影响：第一个因子是红旗渠引水量，第二个因子是泉域内地下水开采量，第三个因子是泉域内降雨量。

现设定矩阵[x_ij]i=1,2,3,4

j=1,2，…，13

[x_ij]——母因素，历年泉流量；

[x_ki]——子因素，k=2是红旗渠历年引水量

k=3是泉域内地下水历年开采量

k=4是泉域内年降雨量。

4.3.3计算结果

计算积结果见表3。

表3各时段关联系数表

注：X₂——红旗渠引水量，X₃——地下水开采量，X₄——降水量。

5泉流量减小原因综合分析

从上述泉流量影响因子权重分析结果可以看出，在第一、二时段，泉流量的大小与其正相关因子降水量和红旗渠引水量的大小关系密切，负相关因子人工开采量仅占次要位置，结合表2，第二时段泉流量变化的原因主要是人工开采量的增加和引水量的减少。

第三时段（1990～2003年）与第二时段相比，降水量差异不大，但是人工开采量增大，红旗渠引水量显著变小，而是两者在该时段有上升为泉流量的主要影响因子，因此，泉流量减小也就是必然后果了。而在开采量中，矿坑排水对泉涌水量减小影响更为明显。

6结论

综合上述分析结果：在现阶段，泉流量减小的主要原因是人工开采地下水的增大和红旗渠引水量的减少。近阶段随着人工开采地下水量增加，已经成为影响泉流量大小的主要因素。

③ 水文地质图上地下水泉点是怎么得来的

水文地复质图上地下水泉点制是现场测量，选择典型部位，通过地下水露头点绘制水文地质剖面图。
1判明补给泉水的含水层位、地下水类型。
2查明补给含水层所处的构造类型、部位以及泉出口处的构造特征，依据构造特征分析泉的出露条件，也可用泉水出露特征来判定某些构造的存在，特别是被松散层覆盖下的基岩构造情况；
3测量泉涌水量，调查泉水动态特征，根据泉流量的不稳定系数分类来判断泉的补给情况，并取水样进行水质研究。

④ 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，A_2－20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A_2－20孔年平均水位(m);P_n为当年降水量(mm);P_n－1为前一年降水量(mm);P_n－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，A_2－20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:H_max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，A_2－20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:H_min为A_2－20号孔年最低水位(m);Q_c为泉区开采量(万m³/d);Q_s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。

⑤ 什么是喀斯特地貌

喀斯特地貌（英语：karst landform），是具有溶蚀力的水对可溶性岩石（大多为石灰岩）进行溶蚀作用等所形成的地表和地下形态的总称，又称岩溶地貌。除溶蚀作用以外，还包括流水的冲蚀、潜蚀，以及坍陷等机械侵蚀过程。

喀斯特（Karst）一词源自前南斯拉夫西北部伊斯特拉半岛碳酸盐岩高原的名称，当地称谓，意为岩石裸露的地方，“喀斯特地貌”因近代喀斯特研究发轫于该地而得名。我国云贵高原、湖南南部郴州等地区属于典型的喀斯特地貌区。

我国喀斯特地貌分布区域较广，如广西、云南等地。喀斯特地貌主要特征体现在溶洞、天坑等地理现象。

(5)泉的水文地质有哪些扩展阅读：

喀斯特地貌的形成条件：

1、岩石透水性

岩石具有一定的孔隙和裂隙，它们是流动水下渗的主要渠道。岩石裂隙越大，岩石的透水性越强，岩溶作用越显著。在溶洞中，岩溶作用愈强烈，溶洞越大，地下管道越多，喀斯特地貌发育越完整，并且形成一个不断扩大的循环网。

2、流水的溶蚀作用

水的溶蚀能力来源于二氧化碳（CO2）与水结合形成的碳酸（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来自大气流动、有机物在水中的腐蚀和矿物风化。

3、流水的流动作用

流动的水溶蚀性更强烈一些，这是为什么？因为水中的二氧化碳需要得到及时的补充，水的溶蚀作用才能顺利进行，水的溶蚀能力才得以巩固加强。同时，流动的水带动河底砂砾对岩石进行机械侵蚀，这样更有利于岩溶作用的深入。

4、气候影响

比如我国西南地区气候湿润，降水量大，地表径流相对稳定，流水下渗作用连续，并且降水使流水得以更新和有效补充。因此岩溶作用得以延续进行。

参考资料来源：网络-喀斯特地貌