中國北方的巖溶水強徑流帶

中國北方的巖溶水強徑流帶

巖溶水強徑流帶是以溶隙網(wǎng)絡(luò)為主的地下水流比較集中的強巖溶含水帶，它是中國華北地區(qū)特有的一種宏觀巖溶水文地質(zhì)現(xiàn)象。在中國南方，地下巖溶以大型溶洞為主，主要形成地下河系。而在中國華北，地下巖溶則多為溶隙網(wǎng)絡(luò)狀，主要發(fā)育強徑流帶系統(tǒng)。

一、中國南、北方地下巖溶的差異

（一）中國南、北方地下巖溶的最大差異

南方：巖溶以大型溶洞為主，主要形成地下暗河系統(tǒng)。

北方：巖溶以溶隙網(wǎng)絡(luò)為主，主要形成強徑流帶系統(tǒng)。

（二）南北方巖溶差異的原因

1．地質(zhì)差異

南方巖溶地層為石炭、二疊、三疊系的灰?guī)r，質(zhì)純，易溶，巖溶作用分異性強，能發(fā)育成地下河系。北方巖溶地層有：中奧陶統(tǒng)白云質(zhì)灰?guī)r，含鎂；下奧陶統(tǒng)和中寒武統(tǒng)白云巖，含鎂更多，巖溶作用分異性弱，在第四紀有限的時間內(nèi)只能發(fā)育強徑流帶，還達不到地下河的程度。薊縣系地層以硅質(zhì)白云巖為主，不僅含鎂質(zhì)，含硅質(zhì)也多，難溶，巖溶作用分異性更弱，就連強徑流帶也發(fā)育不成。實際上它是溶隙和裂隙之間的過渡類型。

2．氣候差異

南方較濕熱多雨，巖溶發(fā)育快；北方較干涼，巖溶發(fā)育慢。

3．時間因素限制

在我國，第四紀以前的古近紀至新近紀，氣候比較溫濕，適宜發(fā)育巖溶地下河系。我國北方如北京房山的石花洞、仙棲洞、銀狐洞、云水洞及河北臨城的崆山白云洞等，都是新近紀時期發(fā)育的地下暗河，只因第四紀地殼上升，暗河溶洞隨之被抬升至包氣帶，成為現(xiàn)代人們可以進入游覽的空洞。這不僅是新近紀氣候有利于巖溶發(fā)育，也是因為新近紀有充分的巖溶發(fā)育時間。但由于喜馬拉雅山脈及青藏高原的隆起，阻擋了印度洋氣流，使第四紀氣候變得干涼。第四紀的時間還不夠長。對于中國北方的寒武—奧陶系來說，只能發(fā)育到強徑流帶的程度，還發(fā)育不成地下河。

二、巖溶水強徑流帶的普遍性和系統(tǒng)性

（一）普遍性

在華北地臺的奧灰地層分布區(qū)，巖溶大泉的泉域內(nèi)都發(fā)育有強徑流帶。僅山西高原及太行山區(qū)的21個巖溶大泉，各泉域內(nèi)總計有強徑流帶46條之多。其中，流量最大的娘子關(guān)泉域內(nèi)有南、北兩支大的強徑流帶，總長度約140km；辛安泉群泉域內(nèi)強徑流帶總長120km；就連流量不大的山西介休洪山泉，泉域內(nèi)也有長約15km的強徑流帶。河北的邢臺百泉和峰峰黑龍洞泉，它們的泉域內(nèi)各有強徑流帶分支4～6條之多。

對山西高原及太行山區(qū)21個巖溶大泉流量及泉域內(nèi)強徑流帶統(tǒng)計結(jié)果：泉域內(nèi)強徑流帶的長度L與泉群流量Q之間的回歸方程為

L＝11.655Q＋1.383

相關(guān)系數(shù)r＝0.96

晉冀魯豫巖溶區(qū)現(xiàn)已發(fā)現(xiàn)的強徑流帶見表1。

（二）系統(tǒng)性

強徑流帶的系統(tǒng)性與地下河系相似，但它是強含水帶，而不是單一的含水洞穴；它與相鄰接的弱徑流區(qū)之間是逐漸過渡的。強徑流帶的系統(tǒng)性具雙重性，它既是地下巖溶系統(tǒng)，也是地下水流系統(tǒng)。這是地下水從源到匯，按系統(tǒng)“意志”選擇性開拓的結(jié)果。巖溶及巖溶地下水的不均勻分布的宏觀規(guī)律就存在于這雙重的系統(tǒng)性之中。

三、巖溶水強徑流帶的基本特征

1．強徑流帶巖溶最發(fā)育，富水性最強，成井率最高，達100%。

（1）邢臺百泉泉域：白馬河滲漏段—百泉強徑流帶的12個鉆孔揭露巖溶率為2.78%～4.89%；有六個鉆孔遇1m～4m高的溶洞，一個鉆孔遇33.88m高溶洞（可能是直立大溶縫）；沙河滲漏段—百泉強徑流帶，巖溶率1.71%～3.78%，在南石門一鉆孔見8.13m高溶洞（可能是大溶縫）；紫泉—百泉強徑流帶，個別鉆孔巖溶率高達21.7%。

河南的鶴壁集—許家溝強徑流帶，所有鉆孔均見巖溶，有8個孔鉆進中掉鉆。其中一孔掉鉆3次，最大一次鉆具掉落2.44 m；另有一孔掉鉆9次；還有兩個孔各掉鉆5次。但是研究表明，強徑流帶的巖溶形態(tài)仍以溶蝕縫隙為主，雖有大型溶洞，卻不占主要地位。

鉆孔揭露，弱徑流區(qū)的巖溶率僅為0.6%～2%，一般不掉鉆。

（2）辛安泉域強徑流帶南支的長治市供水，探采結(jié)合井成井率100%。天橋泉域，保德鐵匠鋪自流井流量Q＝28 000 m3/d。峰峰黑龍洞泉域，在二里山水源地孔群抽水，S＝3.18m，Q＝144 537 m3/d。南洺河滲漏段—黑龍洞強徑流帶，在王風礦區(qū)孔群抽水試驗，S＝1.76m，Q＝135 216 m3/d。邢臺百泉泉域的北洺河—中關(guān)強徑流帶，在王窯礦區(qū)勘探抽水試驗，S＝3.4m～4m，Q＝21 000 m3/d ～24 000 m3/d，在中關(guān)礦區(qū)勘探抽水試驗，S＝3.8m～8.6m，Q＝60 000 m3/d。

表1 晉冀魯豫巖溶區(qū)已發(fā)現(xiàn)的強徑流帶一覽表

2．強徑流帶巖溶形態(tài)以溶隙和小溶洞為主，并呈網(wǎng)絡(luò)狀互通。

3．強徑流帶的地面排泄出口通常不是單泉，而是泉群。

4．強徑流帶地下水運動宏觀上屬滲流性質(zhì)。因為是滲流，所以強徑流帶地下水的實際流速遠比地下河水流速小得多。強徑流帶水的實測流速：神頭泉域，37.6 m/d；霍泉泉域，24.3 m/d；龍子祠泉域，29.8 m/d；黑龍洞泉域，45.6 m/d；娘子關(guān)泉域，8.8 m/d ～23.9 m/d。強徑流帶地下水實際流速一般為10 m/d～50 m/d。

在泉域內(nèi)，強徑流帶起輸水作用；弱徑流區(qū)起匯水作用。

5．強徑流帶含水介質(zhì)各向異性明顯。山西晉祠強徑流帶下游的陶瓷廠、水泥廠井孔抽水降落漏斗長短軸之比為3 。黑龍洞泉域，在漳河滲漏段—黑龍洞強徑流帶上抽水，漏斗長短軸之比也是3 。邢臺百泉泉域，在北洺河—中關(guān)強徑流帶的王窯礦區(qū)勘探抽水，漏斗長短軸之比為2 。河北玉田在強徑流帶的一個水源地抽水，漏斗長軸半徑遠達10 km。

6．強徑流帶地下水面呈緩谷狀，縱向水力坡度較平緩。據(jù)泉域等水位線圖（娘子關(guān)、黑龍洞、小南海、蘭村、晉祠、邢臺百泉、延河泉、三姑泉），強徑流帶地下水面呈緩谷狀，順著徑流帶方向縱向水力坡度I≤8‰ 。

娘子關(guān)強徑流帶上游，縱向水力坡度I≤8‰，中游0.29‰～1‰，下游3.5‰ 。邢臺百泉泉域，I為0.1‰～5‰ 。峰峰黑龍洞泉域，I為0.2‰～4‰ 。

在強徑流帶以外的弱徑流區(qū)，I為8‰～20‰ 。

7．強徑流帶地下水動態(tài)穩(wěn)定。強徑流帶地下水水位、水量變幅小，水中含氡值低。其動態(tài)都比南方地下河水動態(tài)穩(wěn)定得多，也比鄰接的弱徑流區(qū)地下水位動態(tài)穩(wěn)定。黑龍洞泉域：強徑流帶地下水位年變幅4m～10m，而弱徑流區(qū)則達35m～112m。邢臺百泉泉域，強徑流帶水位年變幅3m～13m，弱徑流區(qū)水位年變幅16m～71m。在地下水位年變幅圖上，年變幅低值帶的分布與強徑流帶一致。

巖溶泉域?qū)r溶地下水有很強的調(diào)蓄功能。

四、巖溶水強徑流帶的宏觀發(fā)育機制

（一）地下水交替強度垂向分帶及巖溶發(fā)育特征

1. 包氣帶：水流垂向交替，巖溶豎向發(fā)育。

2. 地下水位變幅帶：水交替積極，豐、枯水期巖溶橫、豎向交替發(fā)育，巖溶發(fā)育強度大。

3. 地下水位以下淺循環(huán)帶：水交替最積極，巖溶順著水流方向發(fā)育，巖溶發(fā)育強度大。

4. 地下深部水交替滯緩帶：巖溶發(fā)育較弱，且以溶孔為主。

以上四個帶，只有2和3兩個帶水交替最積極，巖溶最發(fā)育，是剖面上的強徑流帶。

（二）巖溶強徑流帶的宏觀發(fā)育機制

1．巖溶發(fā)育的選擇性

（1）擇向開拓。水往低處流，所以包氣帶的巖溶都選擇向下的豎向發(fā)育。飽水帶的水都流向巖溶大泉，所以巖溶總體上總是向著巖溶大泉方向發(fā)育，最終形成通向巖溶大泉的強徑流帶系統(tǒng)。這是強徑流帶的總體發(fā)育趨勢，其局部的具體走向還取決于下述選擇性。

（2）擇弱開拓。一是巖溶選擇可溶巖石有初始裂隙或破碎的部位發(fā)育。因為這些部位最先最易接觸水流，所以能在構(gòu)造斷裂破碎帶部位形成強徑流帶。二是巖溶選擇最易被溶蝕的巖性部位發(fā)育?；?guī)r越純，就越易被溶蝕，所以常在厚層純灰?guī)r中發(fā)育強徑流帶。

（3） 巖溶選擇地下水流集中和水交替最積極的部位發(fā)育。什么地方水流集中，交替積極？一是有地表水流集中滲漏補給的地方，水從補給地向巖溶大泉徑流途中沿途開拓出一條強徑流帶。二是當?shù)叵滤飨驇r溶大泉的途中，沿途接收地面河水下滲補給，也能開拓出一條強徑流帶。三是地下水在流向巖溶大泉的途中遇到非可溶巖層阻擋，水流必在非可溶巖層的迎水一側(cè)的可溶巖層里集中，并順著接觸面向低處徑流，因而就在貼近接觸面的可溶巖層一側(cè)形成強徑流帶。

泉域內(nèi)地下水在向巖溶大泉徑流途中，都力圖走近路，走下坡路。其最佳的選擇是：以溶蝕能力最強（水偏于酸性，水流集中，交替積極）的水流，溶蝕開拓打通可溶巖層的抗溶蝕能力最弱部位，在泉域內(nèi)最終形成強徑流帶系統(tǒng)。

這里打個比方：強徑流帶好比眾人踩踏出來的路；各地的人們都想從大泉出口出去。怎么走？人們都想走下坡路、走近路，于是眾人踩出的路不論多么彎曲，最終都匯向大泉。這就構(gòu)成強徑流帶系統(tǒng)。二是選擇容易走的地方走，比如有斷裂的地方最容易通過，于是就會沿著斷裂帶踩出一條路。這就是斷裂帶型強徑流帶。如果沒有易通過的地方，眾人就向著大泉的方向?qū)ふ易钊菀组_拓的地方開出一條出路來。這就是集中補給型強徑流帶。如果沿途不斷有人加入人群，則形成巖溶河谷型強徑流帶。三是如果前方遇到一堵墻阻擋，眾人就一起溜著墻根走，想找個豁口過去。這一溜一繞 ，就沿著墻根踩出一條路來。這就是接觸帶型強徑流帶。

已經(jīng)踩出的路如果長期無人再走，逐漸地會長草荒廢。強徑流帶也是這樣，如果它被襲奪短路、放棄，里面的水流趨于停滯，長期下去就會逐漸地被碳酸鈣結(jié)晶沉淀物——方解石充填。

2．巖溶發(fā)育的分異性

巖溶發(fā)育過程不是按算數(shù)級數(shù)線性增長，而是按幾何級數(shù)的非線性加速增長；越是水流集中，交替強烈，巖溶就越發(fā)育；反之，巖溶越發(fā)育，水流也就更集中，交替更強烈；都是正反饋，二者相互促進，有非線性放大效應(yīng)。

巖溶不夠發(fā)育的地方，地下水流速緩慢，水交替滯緩，逐漸趨于停止，溶質(zhì)易過飽和發(fā)生沉淀。越是沉淀，水流就更加停滯，結(jié)果使本來不夠發(fā)育的巖溶趨向充填死亡。

這就是巖溶發(fā)育的分異性。這種分異性，中國北方遠不如南方那樣強，所以，中國北方主要是發(fā)育巖溶強徑流帶，而不是巖溶地下河。南方卻能發(fā)育成典型的地下河系。

五、強徑流帶的成因類型

1．接觸帶型強徑流帶：約占強徑流帶的47%，如山西的興縣—天橋泉、坪頭—柳林泉，山東的長清—濟南趵突泉，以及河南的鶴壁集—許家溝泉強徑流帶等。

2．斷裂帶型強徑流帶：約占12%，如山西的晉祠邊山斷裂帶，龍子祠邊山斷裂帶，娘子關(guān)泉域的巨城斷裂帶等強徑流帶。

3．巖溶河谷型強徑流帶：約占22%，如山西的靈石—郭莊泉、團柏河河谷、寨上—蘭村泉、源子河—神頭泉等強徑流帶。此類型最易在厚層純灰?guī)r層的巖溶河谷下面發(fā)育。

4．集中補給型強徑流帶：約占10%，如河北邢臺的七里河滲漏段—百泉、沙河滲漏段—百泉、白馬河滲漏段—百泉等強徑流帶。

5．淺坳向斜型強徑流帶：約占6%，如河北井陘盆地的槐樹鋪—威州泉強徑流帶。

6．復合型強徑流帶：約占3%，是上述各類型中的任意兩種或三種類型的復合。

六、地下巖溶發(fā)育深度

1．中國北方：強徑流帶的發(fā)育深度，一般為地下水位以下200m左右。包括弱帶在內(nèi)的巖溶發(fā)育總深度：山西晉城340m；陽城484m；潞安520m；陽泉469m；軒崗320m。

2．中國南方：強巖溶帶的發(fā)育深度，約140m左右。包括弱帶在內(nèi)的巖溶發(fā)育總深度：廣西桂林孤峰平原140m，武鳴伊嶺140m，湖北的銅綠山200m，大銅坑200m，巷子口250m。

3．深巖溶。據(jù)鉆探揭露，在太行山山前和燕山山前地帶，因有多級排泄基準面，水循環(huán)深度大，所以地下發(fā)育有深巖溶。其發(fā)育深度，在太行山前：焦作995.7m；鶴壁968.3m；峰峰787.2m。在燕山山前：北京1 552m；唐山，大于840m。

七、新構(gòu)造運動與強徑流帶巖溶變遷

1．地殼長期穩(wěn)定，已有的強徑流帶容易發(fā)生地下襲奪、短路，并演變成地下河系。如果地殼穩(wěn)定時期足夠長，則巖溶洞穴坍塌，地面被夷平，準平原化。

2．地殼上升，排泄基準面下降，地下水向深部開拓新一期強徑流帶（時間有遲滯）。老的強徑流帶（或地下河溶洞）巖溶被抬升至包氣帶成為空洞；或因洞頂塌陷，或因碳酸鈣等沉積物充填，逐漸走向消亡。

3．地殼下降，溶蝕基準面抬升，已有的強徑流帶沉入溶蝕基準面以下；水交替停滯，過飽和，碳酸鈣沉淀、結(jié)晶，巖溶被部分充填，或全部充填成為化石巖溶。

4．目前我們野外所見的巖溶實際情況，基本上都是地殼間歇性上升后遺留下的各間歇期形成的古巖溶地下河或古強徑流帶的遺跡。它們分期、分層出露于山區(qū)不同的高程上。人們旅游所能進入的地下溶洞，基本上都是被抬升至包氣帶的古溶洞的遺跡。

至于巖溶的分層、分期問題，還有待進一步深入研究。

[1] 劉光亞.巖溶地下水徑流帶系統(tǒng)[J].河北地質(zhì)學院學報, 1986(Z1): 305-326.

[2] 裴捍華，楊親民，郭振中，等. 山西巖溶水強徑流帶的成因類型及其水文地質(zhì)特征[J]. 中國巖溶，2003(3)：55-60.

[3] 葉海東，閆晉衛(wèi). 柳林泉域巖溶水強徑流帶的成因類型及水文地質(zhì)條件分析[J]. 工程勘察，2008(S2)：206-208.

（責任編輯：劉格云）

Strong Runoff Zone in Karst Water in Northern China

劉光亞

LIU Guang-ya

河北地質(zhì)大學，河北 石家莊 050031

Hebei GEO University, Shijiazhuang, Hebei 050031

在中國華北，地下巖溶多為溶隙網(wǎng)絡(luò)狀，主要發(fā)育強徑流帶系統(tǒng)。論文首先分析了中國南、北方巖溶差異的原因，包括地質(zhì)差異、氣候差異和時間因素限制，之后分別論述了巖溶水強徑流帶基本特征、巖溶水強徑流帶的宏觀發(fā)育機制、強徑流帶的成因類型、地下巖溶發(fā)育深度、新構(gòu)造運動與強徑流帶巖溶變遷，指出強徑流帶是地下巖溶選擇性發(fā)育的結(jié)果。強徑流帶的成因類型和構(gòu)成為：接觸帶型（約占47%）；斷裂帶型（12%）；巖溶河谷型（22%）；河流滲漏集中補給型（9%）；淺拗向斜型（6%）；復合型（3%）。

強徑流帶；地下巖溶；成因類型

In north China, the underground karst is more dissolved in the network, and the main development system is strong runoff belt. Firstly, the causes of karst differences in southern and northern China are analyzed, including geological differences, climatic differences and time constraints. Then the basic characteristics of the strong runoff zone of karst water, the macroscopic development mechanism of the strong runoff zone of karst water, the Genesis type of the strong runoff belt, the depth of the underground karst development, the new tectonic movement and the karst vicissitude of the strong runoff belt are discussed respectively, it is pointed out that the strong runoff is the result of selective development of underground karst, and the origin type and composition of the strong runoff belt are: contact belt type (approx. 47%); fault zone type (12%), Karst Valley Type (22%), river leakage concentrated recharge type (9%); shallow bend oblique type (6%); complex type (3%).

strong runoff belt; underground karst; genetic type

F641.2

A

1007-6875(2017)02-0015-05

??日期：2017-03-01

10.13937/j.cnki.hbdzdxxb.2017.02.003

劉光亞（1932—），男，吉林伊通人，河北地質(zhì)大學（原河北地質(zhì)學院）教授，1975年首次提出蓄水構(gòu)造控水理論，1986年提出符合中國北方巖溶地質(zhì)特點的巖溶地下水徑流帶理論，在基巖水文地質(zhì)學方面有深入研究，擅長山區(qū)找水定井及地下水資源研究與評價。