岩溶地下水的循环
发布网友
发布时间：2022-04-22 06:58
共1个回答
热心网友
时间：2022-06-17 02:20
北方岩溶地下水主要接受大气降水的面状入渗补给、河流在碳酸盐岩段线状渗漏补给以及水库等点状渗漏补给，还有一些系统外其他类型地下水的如横向潜流或垂向越流等补给。受气候、水系、地貌、地质构造和碳酸盐岩埋藏等条件控制，不同地区岩溶水的补给来源及补给条件也不尽相同。
一、岩溶地下水补给
1.降水入渗的补给
工作区内分布有碳酸盐岩裸露区面积为7.78万km2，覆盖区面积为8.74万km2，碳酸盐岩裸露区及不存在稳定隔水层的覆盖区降水将沿各种裂隙通道入渗，成为岩溶地下水重要补给来源。13个岩溶水系统分区内的碳酸盐岩分布情况如表4-1所示。
表4-1 分区岩溶水系统碳酸盐岩面积、降水量统计表
全区119个系统中，碳酸盐岩裸露区的总面积为53316.42km2，占到全区碳酸盐岩裸露区面积的69%。分系统计算的降水量从最西北内蒙古千里山北端岩溶水系统的152.66mm，到最东南的安徽淮南芝麻珍珠泉域岩溶水系统的945.08mm，大小变化的幅度达到6.2倍，各系统平均降水量为604.01mm。根据前人计算的碳酸盐岩裸露区降水入渗系数从内蒙古桌子山地区寒武系的0.093（奥陶系为0.13）到豫西以及山东一带的0.34，变化幅度也在3.5倍以上，体现了气候对岩溶发育强度的控制性作用。在碳酸盐岩最集中出露分布的晋陕高原区，各系统的降水入渗系数多在0.2～0.25之间。全区碳酸盐岩裸露区入渗系数取0.20，计算得119个系统碳酸盐岩裸露区的降水入渗补给量达到.41亿m3/a，在北方岩溶地下水补给量的构成中占绝对优势。
华北平原松散层地下水以及山东羊庄盆地岩溶水的研究结果表明，同一地区受降水量大小、强度影响，降水入渗系数是一个变值，根据对山西娘子关泉域和河南九里山泉域的研究，年降水入渗系数随降水量大小变化的差别范围都在一倍以上。但在北方岩溶区采用完整封闭的泉域并经过多年均衡监测获取准确降水量与入渗系数的关系曲线的研究目前还没有建立，需要在今后开展研究。内蒙古千里沟泉域岩溶水系统和山西跑马神泉-峡口泉域岩溶水系统边界完整，泉水系由太古宇及中新元古界变质岩隔水层阻水出流，为全排型泉水，具备开展均衡试验研究的天然良好条件。
在已经划出的119个系统中，碳酸盐岩覆盖区的面积为33473.42km2，这些地区降水对岩溶水的入渗补给从地质角度取决于覆盖层的岩性、厚度等条件。区内普遍在第四系下分布的新近系多为红色黏土层。隔水性较强，基本形不成对岩溶水的垂向入渗。松散层的厚度对入渗补给也有一定影响，以往在西北黄土区研究认为当覆盖层厚度大于50m时就很难产生补给。但根据我们的实地调查，当覆盖层中无稳定隔水层存在时，无论覆盖层厚度有多大，都存在有间接入渗量。最典型的例子在甘肃平凉北侧白庙黄土塬区，白庙塬塬面标高高出两侧泾河河谷和大路河河谷近200m，河谷谷肩均切割了第四系底部底砾岩和新近系红色黏土层，底砾岩上覆土层厚度180m左右，在古、新近系隔水层阻隔作用下，沿底砾岩层出流大量泉水，而且常年不干。根据水文地质条件分析，塬面降水入渗补给是这些泉水的唯一补给来源，大量泉水的排泄表明了雨水完全能够越过厚层覆盖层到达下部含水层这一事实。前人以往计算采用的碳酸盐岩覆盖区的降水入渗系数大小变化也较大，例如，我们在陕西渭北地区采用的数据为0.05，张之淦研究员在山西娘子关泉域采用同位素方法计算的结果为0.10，我们在山西晋城三姑泉域通过均衡计算获得的数据为0.13，在天桥泉域通过岚漪河上游东川河水文站、朱家川水文站联合计算的碳酸盐岩裸露区与覆盖区的综合降水入渗系数为0.0843。由于目前还不能完全掌握全区确切的入渗补给区面积，因此对这部分量还不能做出估算。
2.地表水的渗漏补给
地表水对岩溶地下水的补给主要有两种情况。其一是河流切过碳酸盐岩区，当地下水位低于河水时即产生对岩溶地下水的补给，其二是多年来在碳酸盐岩地区修建的水库对岩溶水的渗漏补给。
（1）河流的渗漏补给
河流渗漏量在北方岩溶地下水补给量的资源构成中也占重要的地位。以区内的一些大河流为例。
黄河经过内蒙古喇嘛湾后进入天桥泉域岩溶地下水系统，流长190km，其中从喇嘛湾到山西河曲路铺段的岩溶渗漏段有75km，前人计算总的渗漏量达到6.92m3/s（包括了万家寨水库的渗漏补给）。天桥泉域内的红河渗漏段长8km，总渗漏量达到1.36m3/s。
泾河在彭阳-平凉岩溶水系统内的三关口一带有2.63km长的渗漏段，实测并计算得多年平均渗漏量0.575m3/s。泾河到陕西过老龙山断层后进入筛珠洞泉域岩溶水系统，在到达大沙坡断层的渗漏段，河水位高出岩溶地下水水位20～30m，经计算，形成的多年平均渗漏量1.516m3/s。
发源于洛川塬的洛河在三眼桥-上河村段为碳酸盐岩段，长9.2km，该段岩溶地下水位埋深65～75m，构成了河流渗漏段，实测渗漏量2.741m3/s。
柳林泉域岩溶水系统内的三川河，共有渗漏段6段，总的渗漏量0.666m3/s。
汾河在流经晋祠泉和兰村泉域岩溶水系统的罗家曲到上兰村80.81km的渗漏段内，总渗漏量3.06m3/s。至中游进入郭庄泉域岩溶水系统后，在义棠到什林岩溶渗漏段又损失流量1.61m3/s。
娘子关泉域岩溶水系统内发源于西部石炭-二叠纪煤系地层区的温河、桃河、南川河、松溪河、清漳河，进入到东部碳酸盐岩裸露区后，产生的多年平均渗漏量为2.17m3/s，占到整个系统岩溶地下水天然补给资源总量的19%。
据有关资料，北京玉泉山泉域岩溶水系统的永定河，在清水涧-军庄渗漏段，年渗漏量可达1.73m3/s。
丹河流经山西三姑泉域和河南九里山泉域两个岩溶水系统，在上游晋城市上游区渗漏补给三姑泉域岩溶地下水，在下游区又接收三姑泉岩溶水的排泄补给，再向下游进入河南九里山泉域后又渗漏补给岩溶地下水。
据前人氢氧稳定同位素数据、示踪试验及小汤河断面流量实测结果表明，辽宁水洞地下河的补给主要来自小汤河水的漏失补给（沈凛梅，1998；吴法伟，2007）。
邢台百泉域岩溶水系统内的朱庄水库汇集了上游1220km2太古宇变质岩区的地表来水量，根据建库后资料分析，朱庄水库弃水进入到下游岩溶渗漏段的渗漏补给系数实测为0.437～0.543（乔光建，2006）。据河南地矿部门在渑池岩溶水系统实测资料，石河水丰水期渗漏量为1.75m3/s，平水期为0.78m3/s。
章丘明水泉域岩溶水系统内的青杨河，据2003年7～9月汛期在青龙湾-青野段18km长的渗漏量实测资料，渗漏量达2.48m3/s。同期在东巴漏河（下游称螺河）东郭楼-韩家庄9km长河段测得河水渗漏量为1.175m3/s。
郭娘泉域岩溶水系统内颜庄河在月庄村南-里辛庄东南与郑王庄河交汇岩溶渗漏地段，山东801水文队在不同时段分8次实测的渗漏量为0.047～0.792m3/s。
淄博沣水泉域岩溶水系统内的淄河，有“淄河十八漏”之称，在太河水库修建前，水库以下渗漏量达到3.026m3/s。
此外，还有大量次级河流渗漏段形成对岩溶水的补给，据我们的不完全统计，仅在鄂尔多斯盆地周边地区次级支流在碳酸盐岩区的地渗漏段共49段，总渗漏长约245km。全区河流渗漏段分布图如图4-1所示。
图4-1 中国北方主要河流岩溶渗漏段、岩溶漏库分布图
河流的漏失能力可由单位长度的漏失系数表达，它与河川地质结构（河川松散层岩性结构、岩溶发育强度等）、来水量大小以及河水渗漏状态（垂向的自由渗漏、顶托渗漏，侧向渗漏等）及河水与岩溶地下水的水动力关系密切相关。其数值可通过上、下断面测流来计算获得该参数，具体方程如下：
中国北方岩溶地下水环境问题与保护
如无区间来水，则方程可简化为
中国北方岩溶地下水环境问题与保护
式中：Q上为上断面流量；Q下为下断面流量；Q区为区间来水量；β为河流单位长度漏失系数；L1为河流在碳酸盐岩区的渗漏长度（km）；L2为区间来水入口到下断面的渗漏长度（km）。
表4-2是我们在北方开展的一些项目中实测、收集前人渗漏量测流资料并计算获得的对部分岩溶渗漏河段的单位千米长漏失系数值汇总表。
表4-2 中国北方部分测流河段单位千米长度漏失系数汇总表
续表
续表
从表中可以看出，不同河段的单位千米长度的漏失系数相差较大，大小相差在千倍以上。同一渗漏河段受来水量大小影响获得的结果也不尽一致，这一点我们将在后面的章节进行专门讨论。
（2）水库渗漏补给
区内修建于碳酸盐岩区的大小水库有数十座，不少水库对岩溶地下水产生渗漏补给，一些水库渗漏量相当可观。如陕西袁家坡泉-温汤泉-瀵泉域岩溶水系统内漆水河上的桃曲坡水库在初期蓄水时最大的渗漏量达到27.8m3/s；坐落在天桥泉域岩溶水系统内黄河上的万家寨水库，计算的渗漏量5.5m3/s。龙岩寺岩溶泉域水资源系统内的羊毛湾水库坝址坐落在三道沟组（马家沟组）底部灰岩上，在坝址处0.6km2范围内发育了46个溶洞，建库初期年渗漏量达到2000万m3以上。主要渗漏水库如表4-3，图4-2所示。
表4-3 中国北方岩溶区主要岩溶漏库汇总表
续表
图4-2 天桥岩溶地下水系统模式示意图
3.其他补给
北方岩溶地下水除上述三项主要补给来源外，还存在以下补给源：
（1）石炭、二叠系煤系含水岩组对下伏中奥陶统的越流补给
从宏观意义上讲，煤系地层中砂岩、夹层式灰岩地下水含水层与奥陶系岩溶含水层间存在铝土质泥岩、页岩等隔水层，但由于断裂、裂隙构造、陷落柱等导水通道的存在，并不意味着没有水量的交换。考虑到补给水量的比例较小，多数情况下不再考虑上覆煤系地层含水层的越流补给量，但在降水量较小的西北地区（如内蒙古桌子山地区），其所占比重是不能忽略的。
（2）松散层地下水的补给
在东南部的鲁中、豫西、徐淮地区，岩溶地下水与上覆松散层地下水将存在侧向潜流与垂向越流补给。山东的平阴岩溶水系统、旧县岩溶水系统、郭里集岩溶水系统，岩溶水接受松散层孔隙水的向下越流补给。唐山岩溶水系统，天然条件下岩溶地下水向上越流补给浅层松散层孔隙地下水，由于岩溶地下水开采和煤矿疏干，两类地下水补排关系发生逆转，孔隙地下水向下越流补给岩溶地下水。
（3）凝结水的补给
内蒙古桌子山地区采用同位素的研究结果表明，该区存在凝结水的补给。
二、岩溶地下水的径流、富集与排泄
岩溶水的循环条件受岩性、区域性构造及地形地貌与地下水赋存空间因素的严格控制，在补给区岩溶地下水接受当地大气降水、地表水及上覆各类含水层地下水接受补给后，通过断裂破碎带、岩溶空隙、层间裂隙与溶隙等各种径流途径向各自排泄方向运动。但由于系统内部的结构特征，地下水径流绝非单一，地形地貌因素、地表较大补给水体、内部含水层隔水层的展布、地层倾向及构造控水因素等都会对地下水流场产生影响，循环转化条件是极复杂的，其控制因素多样，径流方式各异。由前述可知，地质构造等因素制约下的岩溶水系统模式在区域分布上具有较强的规律性，为避免冗长的描述与罗列，我们将以具有鲜明特色的前4种岩溶水系统模式的典型代表进行论述。
1.“单斜顺置型”岩溶水系统模式
吕梁山西侧的天桥泉域岩溶水系统是北方最大的岩溶水系统，也是“单斜顺置型”岩溶水系统模式的典型代表（图4-2）。受吕梁复背斜隆起和西侧黄河-岩溶地下水排泄基准的控制，系统内岩溶地下水接受东侧裸露区降水入渗补给后，沿含水层倾斜方向向西部汇流，遇隔水顶板受阻后寻找排泄口，沿黄河形成了老牛湾、龙口和天桥三大排泄区，总排泄量目前达17m3/s。天桥一带被黄河切出天桥背斜轴部的碳酸盐岩处于泉域内出露的最低处，成为岩溶地下水最终集中排泄区。
径流过程中地下水的水力坡度从补给区到排泄区也发生变化。补给区的水力坡度远远大于排泄区，如从最东部暖崖到红崖子水力坡度为8.7‰；中部从红崖子到楼沟为12.2‰；而排泄区旧县到天桥的水力坡度仅为0.‰，窑洼到保德县城北侧铁匠铺水力坡度为0.5‰。这种水力坡度的变化一定程度上反映了含水层介质对地下水的阻力大小，补给区岩溶相对不发育，水力坡度大，而排泄区岩溶相对发育，水力坡度则小。地下水流场具有扇形汇聚形式（图4-3）。
岩溶地下水总体顺地层倾向由东向西渗流，在西部遇石炭-二叠系区域隔水顶板后受阻后沿奥陶系与煤系地层接触面径流、汇集形成强径流带（图4-4），最终在系统内被黄河切出碳酸盐岩含水层出露的最低处天桥一带以大泉形式形成排泄。
图4-3 天桥泉域岩溶水等水位线图
2.“单斜逆置型”岩溶水系统模式
“单斜逆置型”系统的岩溶地下水总体流向与地层倾向是相反的，但不少该类系统在补给区受含水层倾向控制，地下水流向首先与地层倾向一致，顺倾向遇隔水顶板受阻后改变流向，并逐步汇集在一定条件下可形成强径流带。如娘子关泉域岩溶水系统的南翼昔阳、平定东部区、三姑泉域岩溶水系统高平、巴公盆地东侧碳酸盐岩裸露区接受降水入渗岩溶水首先顺层径流，向西遇煤系地层后分别沿接触面向北（娘子关系统）、向南（三姑泉系统）径流，并分别形成昔阳-平定-阳泉和高平-巴公-晋城岩溶地下水强径流带，最终逆地层倾向于娘子关泉和三姑泉排泄。
延河泉域岩溶水系统大地构造位于沁水向斜南端，受沁水向斜和东南山字型构造西半部的控制，地层走向东西，倾向北，西南部地层转向北西走向，倾向北东，形成了向北敞开的簸箕形汇水构造。系统北部为石炭二叠系煤系地层，向南为寒武奥陶系碳酸盐岩。沁河从北向南流经系统并切出岩溶水位，沿沁河在寒武-奥陶系内相对隔水层的阻隔下形成多个泉水组成的排泄带（图4-5）。
图4-4 中国北方岩溶地下水强径流带分布图
图4-5 延河泉域岩溶水系统水文地质剖面略图
岩溶地下水随着沁河排泄基准的下降，由北向南渗流，构成了岩溶地下水总体流向与地层倾向相反的“单斜逆置型”岩溶水系统模式（图4-6）。系统岩溶水平面水动力场显示出，天然流场呈汇聚状，地下水由四周向中部（阳城、润城、延河泉之间）汇集，仅在沁河河谷留下一个缺口，汇水区水力坡降仅1‰，而边缘补给区为5‰，显示出汇水盆地的特点，区域隔水底板控制了岩溶泉水的出流。岩溶地下水流向在系统东北部的长河强
图4-6 延河泉域岩溶水系统等水位线图
径流带东南侧显然受到了含水层倾向的控制。
北方多数的“单斜逆置型”模式系统中（如娘子关泉域岩溶水系统、辛安村泉域岩溶水系统、袁家坡泉-温汤泉-瀵泉域岩溶水系统等），发源于上游煤系地层（或更新的地层）的地表水在进入下游碳酸盐岩裸露区后往往大量渗漏形成对岩溶地下水的补给。
3.“走向型”系统模式岩溶水的径流排泄
“走向型”系统模式的最大特点是系统岩溶含水层走向与岩溶地下水主径流方向一致。由于该类模式的碳酸盐岩含水层倾角较陡并呈地块产出，系统内较少有大小河流通过，大气降水是系统岩溶地下水主要补给来源。岩溶水沿着含水层走向向排泄区渗流，并在断块的含水层倾伏端以泉水形式排泄（少数系统，如北京上清泉域，受河流切割，由两侧向河流切割排泄点排泄），地下水流场多呈矩形（图4-7）。由于碳酸盐岩含水层裸露区面积、系统发育规模相对较小，地下水的富集程度相对较低，一般在这类系统中地下水强径流带少见，其富集部位主要分布在排泄区。
图4-7 太阳泉域岩溶水系统流场图
4.“向斜-盆地型”岩溶水系统的地下水径流与排泄
“向斜-盆地型”岩溶水系统主要接收盆地四周（或向斜两翼）碳酸盐岩裸露区降水入渗补给，一般呈圆形向盆地中（向斜轴）部汇流。在盆地河流切割地段或碳酸盐岩天窗适当部位以泉水形式排泄，泉水性质多为侵蚀溢流泉。如沿壶流河排泄的河北蔚县七里河泉、山西广灵水神堂泉，滹沱河切过百泉郊-白家庄复式向斜出流的山西五台坪上泉，涞源盆地中的涞源泉，灵山向斜中的水磨槽泉等。山东枣庄盆地形成的十里泉域岩溶水系统是“向斜-盆地型”岩溶水系统的典型代表，图4-8和图4-9表达的岩溶水径流排泄特征是突出的例证。同时在该系统的西北侧的羊庄泉域岩溶水系统和南侧的峄城岩溶水系统，分别是由羊庄盆地和峄城盆地构成。
图4-8 枣庄十里泉域岩溶水系统水文地质略图
图4-9 十里泉域岩溶水系统丁庄-东王庄地区水文地质剖面
