淶源北盆地地下水氫氧同位素特征及北海泉形成模式

王忠亮，郭春艷，張彥鵬

（1.河北省水文工程地質(zhì)勘查院，河北 石家莊 050021；2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430074）

淶源盆地位于太行山北段，面積約為1 149 km2。四周高中山環(huán)抱，地形切割深，地勢(shì)總體上西北高，東南低[1]。

拒馬河發(fā)源于淶源盆地內(nèi)，流經(jīng)河北、北京、天津地區(qū)。近年來，隨著降水量減少、地下水開采量增加以及人類活動(dòng)對(duì)泉群周邊環(huán)境的改造，構(gòu)成拒馬源泉群[2]的“七大”泉中旗山泉、泉坊泉、石門泉、石門南泉、杜村泉消失或干涸，僅有北海泉、南關(guān)泉地表可見，泉群流量不斷減少，在干旱年份有斷流的危險(xiǎn)，已經(jīng)威脅到拒馬河沿途地區(qū)的生態(tài)發(fā)展。

較多專家和學(xué)者關(guān)注拒馬源泉群，對(duì)淶源盆地地下水進(jìn)行了研究。李玉龍等[3]利用監(jiān)測(cè)資料分析了淶源盆地地下水多年動(dòng)態(tài)規(guī)律；賈春義[4]分析了泉域巖溶水的溶解性總固體、硬度、元素的遷移形式以及水化學(xué)規(guī)律；李志先、王海寧等[5-6]利用降雨量、地表水流量等資料，采用多元回歸方程、基流分割等方法推算、計(jì)算出了泉群流量；這些研究只是對(duì)盆地地下水的具體特征進(jìn)行了說明，未對(duì)泉群的成因作出論述。

馬劍飛等[7]闡述了地質(zhì)構(gòu)造對(duì)地下水流場(chǎng)的控制作用，通過盆地內(nèi)地下水化學(xué)演化模擬，說明了巖溶水對(duì)孔隙水的補(bǔ)給以及兩者的混合作用，研究認(rèn)為孔隙水在山麓地帶接受巖溶水側(cè)向補(bǔ)給后向盆地中心匯集，在低洼處以泉群形式出露，但對(duì)巖溶水補(bǔ)給孔隙水的具體徑流途徑、不同類型斷裂的控水作用未做說明。王新峰等[8]通過對(duì)區(qū)內(nèi)泉點(diǎn)的調(diào)查，說明了北海泉為孔隙水徑流過程中受阻水?dāng)鄬幼铚?，上涌成泉；詳?xì)論述了斷裂構(gòu)造的發(fā)育程度及其控水作用，但未證實(shí)扯拽溝、小西莊附近斷裂發(fā)育帶對(duì)泉群的影響。兩者都認(rèn)為北海泉的補(bǔ)給源為盆地內(nèi)的孔隙水，但根據(jù)北海泉年流量統(tǒng)計(jì)，盆地內(nèi)孔隙水無法滿足泉水排泄量。因此，推測(cè)北海泉可能存在的多個(gè)補(bǔ)給來源。

此外，研究區(qū)地下水化學(xué)特征研究多為水化學(xué)類型、溶解性總固體、離子濃度等內(nèi)容，前人未在該區(qū)域開展過地下水氫氧同位素研究工作，關(guān)于氫氧同位素特征的分析幾乎為空白。

本文在前人研究的基礎(chǔ)上，通過淶源北盆地內(nèi)不同類型地下水及北海泉的氫氧同位素組成、空間分布特征及其指示意義分析，揭示了北海泉的形成模式，對(duì)拒馬源泉群合理開發(fā)利用與保護(hù)提供了科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

淶源盆地地下水系統(tǒng)以淶源盆地為中心，構(gòu)成天然的地表分水嶺與地下分水嶺基本一致的封閉匯水盆地[1]。系統(tǒng)北部邊界為騾切崖梁地表分水嶺，西部邊界為與山西有交界的地表分水嶺，南部為上元古界片麻巖隔水層，東部以王安鎮(zhèn)侵入巖體為界，出口在盆地東南部上飯鋪一帶。受區(qū)內(nèi)牌坊—馮村北東東向壓扭性斷層控制，淶源盆地被分割成南北兩部分[2]。

盆地內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要有北東東向、北東向、北北西向、北西向和南北向5組斷層[9]，出露太古界、中元古界、古生界和新生界地層。受區(qū)域地層巖性和地質(zhì)構(gòu)造總體控制，淶源盆地形成一個(gè)典型的匯水盆地。

大氣降水是地下水的主要補(bǔ)給來源[1-4,7-8]。在北盆地外圍巖溶山地區(qū)，降水一部分以散流的形式匯入地形低洼的山間河谷、溝谷，再以潛流形式向下游徑流、排泄。另一部分在巖溶裂隙較發(fā)育地帶，則通過溶隙、溶孔等垂直入滲直接轉(zhuǎn)化為地下水，并向下徑流。在徑流過程中，小部分在以泉的形式出露。大部分繼續(xù)沿導(dǎo)水溶隙、溶孔等向深部運(yùn)動(dòng)。

河谷地帶為地下水集中排泄區(qū)?？紫端詽摿鞯男问较蛳掠闻判?。深部巖溶水受牌坊—馮村壓扭性斷層阻水控制，形成北海泉、南關(guān)泉等上升泉群。

2 淶源北盆地地下水氫氧同位素特征

2.1 樣品采集及分析

2014年12月13—18日，在淶源北盆地內(nèi)從巖溶山地區(qū)到盆地河谷地帶采集地下水同位素樣品，共51組。由于東團(tuán)堡盆地地下水系統(tǒng)相對(duì)獨(dú)立，與北盆地地下水系統(tǒng)相關(guān)性不大，本次未對(duì)該系統(tǒng)內(nèi)的樣品同位素特征進(jìn)行分析?，F(xiàn)場(chǎng)采用GPS 測(cè)定采樣點(diǎn)的坐標(biāo)和高程，樣品用550 mL 塑料瓶采集，放置低溫處保存。

圖1 淶源北盆地氫氧同位素采樣點(diǎn)分布圖Fig.1 Location of the sampling sites in the northern Laiyuan Basin

采樣點(diǎn)位置如圖1所示。樣品的同位素測(cè)試在自然資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

測(cè)試儀器采用MAT253 氣體同位素質(zhì)譜儀，美國(guó)thermo 公司產(chǎn)品，配有Gasbench Ⅱ和FlashEA1112HT（ConFlo Ⅳ接口）。采用高溫?zé)徂D(zhuǎn)換元素－同位素比值質(zhì)譜（HTC－IRMS）法測(cè)定δD，測(cè)試精度1.0‰。采用Gasbench Ⅱ同位素比值質(zhì)譜（Gasbench Ⅱ－IRMS）法測(cè)定δ18O，測(cè)試精度0.2‰。測(cè)試結(jié)果見表1。

2.2 氫氧同位素分布

本次采用鄭淑惠等[10]建立的中國(guó)現(xiàn)代大氣降水線方程δD=7.9δ18O+8.2 作為區(qū)域大氣降水線。51組同位素樣品的δD-δ18O 關(guān)系如圖2所示。

從表1和圖2（a）可以看出，白云巖含水巖組的δD值為-78.0‰～-66.0‰，δ18O值為-11.2‰～-9.0‰，平均值分別為-70.8‰、-9.9‰。從團(tuán)圓向斜兩側(cè)到盆地外圍河谷發(fā)育帶，樣品δD和δ18O值總體上逐漸增大，其平均值從-74.4‰、-10.5‰變?yōu)?69.4‰、-9.7‰，表現(xiàn)出一定的高程效應(yīng)。樣品點(diǎn)較為均勻地落在區(qū)域大氣降水線附近，與其近似平行，表明白云巖含水巖組來源于大氣降水補(bǔ)給。

樣品點(diǎn)大致分為三個(gè)區(qū)域，Ⅰ區(qū)顯示了向斜西北側(cè)山地的同位素特征；Ⅱ區(qū)反映出區(qū)內(nèi)河谷發(fā)育帶δD和δ18O值范圍集中在-73.0‰～-69.0‰和-10.4‰～-9.6‰；Ⅲ區(qū)則反映這些樣品點(diǎn)可能受到了其他因素的影響。

T1-54和TZ10 樣品點(diǎn)位于向斜東側(cè)山地區(qū)，但同位素值落在Ⅱ區(qū)，主要是兩點(diǎn)位于河谷發(fā)育帶附近，與該區(qū)域巖溶水關(guān)系密切。Ⅱ區(qū)中上莊鄉(xiāng)河谷發(fā)育帶與其他三個(gè)河谷發(fā)育帶相比，同位素值更接近降水線，主要在于此河谷地帶山地海拔高，河谷坡降大，地下水接受大氣降水補(bǔ)給后徑流途徑短循環(huán)速度快。

從表1和圖2（b）可以看出，灰?guī)r含水巖組同位素值沿區(qū)域大氣降水線分布，說明其來源于大氣降水，且相對(duì)較為集中，δD值為-76.0‰～-66.0‰，δ18O值為-10.9‰～-8.9‰，平均值分別為-69.6‰、-9.8‰。δD、δ18O 平均值從向斜兩翼-70.6‰、-10.0‰，到核部-69.4‰、-9.9‰，再到山麓地帶-67.8‰、-9.3‰，總體上逐漸增大，說明巖溶水顯示出了一定的高程效應(yīng)。

山麓地帶的同位素值多位于區(qū)域大氣降水線右側(cè)，偏離了降水線的初始值，說明巖溶水徑流途徑相對(duì)較長(zhǎng)，水-巖接觸時(shí)間較長(zhǎng)，以T2-51和T2-52點(diǎn)最為突出。T4-20點(diǎn)位于地下水系統(tǒng)分水嶺邊界附近，受

高程和氣溫因素控制，同位素值與其他樣品點(diǎn)差異明顯。團(tuán)圓向斜兩翼、核部同位素值相對(duì)分散，受取樣位置、高程及深度影響較大。向斜兩翼、核部及斜山峪河谷發(fā)育帶同位素值較其他部位接近區(qū)域大氣降水線，推測(cè)是由于該位置巖溶水循環(huán)徑流速度較快、途徑較短所致。斜山峪河谷發(fā)育帶同位素值與向斜核部相似，說明兩者之間具有密切的成因聯(lián)系。核部巖溶水從東北向西南徑流過程中，受朝陽洞背斜阻水，使得地下水在斜山峪河谷帶匯集，表明兩處區(qū)域存在補(bǔ)給關(guān)系。向斜侵沒端T2-42、T2-44 與山麓地帶T2-48、T2-49 同位素特征值相似，說明可能存在紅泉-艾河-龍虎寺徑流帶。

表1 淶源北盆地樣品氫氧同位素特征Table1 Analytical results of hydrogen and oxygen isotopes of the groundwater samples

從表1和圖2（c）可以看出，松散含水層同位素值落在區(qū)域大氣降水線的右下方，這主要是由于蒸發(fā)作用所致[11]，表明地下水在形成之前經(jīng)歷了一定程度的蒸發(fā)。δD值為-73.0‰～-69.0‰，δ18O值為-10.0‰～-9.1‰，平均值分別為-71.0‰、-9.7‰。樣品點(diǎn)分為兩個(gè)區(qū)域，Ⅳ區(qū)δD值范圍介于-69.0‰～-70.0‰，Ⅴ區(qū)δD值范圍介于-73.0‰～-72.0‰，δ18O 介于-10.0‰～-9.8‰，平均值分別為-72.4‰、-9.9‰。由此可以大致識(shí)別出兩條徑流途徑，即縣城北部北韓—小北關(guān)和縣城西部石佛—冀家會(huì)—西關(guān)徑流帶，與馬劍飛等[5]對(duì)淶源盆地松散巖類孔隙水的水質(zhì)演化反向模擬結(jié)果基本一致，確定了相應(yīng)的徑流途徑，證明了巖溶水對(duì)孔隙水的側(cè)向補(bǔ)給。但文[5]未對(duì)兩條徑流帶的徑流條件做出分析，本次工作將對(duì)此進(jìn)行分析論述。

2.3 氫氧同位素的指示意義

通過分析地下水氫氧同位素的含量和分布特征可以獲得地下水補(bǔ)給來源、地下水滯留時(shí)間、水力聯(lián)系等方面的信息[12]。

2.3.1 主要補(bǔ)給來源的確定

從圖2（d）中可以看出，白云巖含水巖組、灰?guī)r含水巖組和松散含水層樣品點(diǎn)均落在區(qū)域大氣降水線上或附近，說明北盆地內(nèi)大氣降水是地下水的主要補(bǔ)給來源[12-14]。

圖2 淶源北盆地地下水δD-δ18O 關(guān)系圖Fig.2 Plot of δD vs δ18O for the samples took from the dolomite aquifer,limestone aquifer and unconsolidated sediment aquifer in the northern Laiyuan Basin

白云巖含水巖組、灰?guī)r含水巖組樣品點(diǎn)較松散含水層分布相對(duì)零散，同位素特征值跨度范圍較大，說明其高程效應(yīng)較為明顯，總體上徑流途徑較長(zhǎng)，埋藏較深，受蒸發(fā)影響程度較小[15]，與三者取樣深度差異基本一致。而松散含水層徑流途徑較短，埋藏較淺，受蒸發(fā)影響較強(qiáng)，導(dǎo)致重同位素相對(duì)富集。

2.3.2 氘盈余值特征

氘盈余值（d）為同位素水文學(xué)研究中的重要參數(shù)，反映了大氣降水在蒸發(fā)-冷凝過程中的同位素分餾程度，定義為：d=δD-8δ18O[16]。當(dāng)某地區(qū)的大氣降水方程建立后，它的d值不受季節(jié)、高度等環(huán)境因素的影響而恒定在一個(gè)很小的區(qū)間范圍內(nèi)[17]。在國(guó)內(nèi)關(guān)于氘盈余值的理論意義和應(yīng)用，張之淦[18]、王東升等[19]、劉存富等[20]、尹觀等[21]和顧慰祖等[22]曾作過許多研究。

含水層內(nèi)d值的變化，受較多因素制約。其主要影響因素目前可以分為：含水層含氧化學(xué)組分的性質(zhì)、數(shù)量；巖石礦物的晶體結(jié)構(gòu)可溶性；地下水的物理化學(xué)性質(zhì)（pH值、溫度、氧化還原態(tài)等）以及含水層所處系統(tǒng)為開放或封閉狀態(tài)、地下水在含水層內(nèi)滯留時(shí)間的長(zhǎng)短等[21]。

本次白云巖、灰?guī)r含水巖組和松散含水層樣品點(diǎn)水溫在6～13℃，水溫較低，水與巖石同位素交換反應(yīng)的速度緩慢，可以認(rèn)為巖石的同位素成分對(duì)地下水的同位素組成沒有影響[21]。上述三個(gè)含水巖組d值的變化與溫度關(guān)系不大，從圖2（d）中也可以看出，地下水未出現(xiàn)明顯的“氧漂移”現(xiàn)象。因此，同一含水層內(nèi)影響d值變化的主要因素大致相同，在含水層不同部位，d值的相對(duì)變化多與滯留時(shí)間的長(zhǎng)短有關(guān)，即d值是地下水滯留時(shí)間的函數(shù)[21,23]。

地下水獲得大氣降水補(bǔ)給后，獲得了與之相對(duì)應(yīng)的氘盈余初始值。大氣降水進(jìn)入地下后在含水層中從補(bǔ)給區(qū)向排泄區(qū)徑流運(yùn)動(dòng)[21,24]。對(duì)于同一含水層，地下水徑流途徑長(zhǎng)，徑流速度慢，則其滯留時(shí)間變長(zhǎng)[24]。北盆地內(nèi)地下水d值計(jì)算結(jié)果如表1所示。

如圖2（d）所示，白云巖、灰?guī)r含水巖組和松散含水層樣品點(diǎn)總體上分布在區(qū)域大氣降水線附近，三者d值范圍在6.0‰～11.6‰、4.2‰～11.2‰、3.8‰～8.0‰，平均值分別為8.8‰、8.5‰、6.4‰。樣品點(diǎn)氘盈余d值較大氣降水大部分都偏小，表明巖溶水和松散孔隙水經(jīng)歷了不同的地下水流動(dòng)過程[25]。

對(duì)于白云巖含水巖組，從團(tuán)圓向斜兩側(cè)到盆地外圍河谷發(fā)育帶d值減小，顯示了構(gòu)造和地貌控水的成因特征。向斜兩側(cè)地形坡度大，地層傾角陡，有利于地下水快速徑流。河谷發(fā)育帶位于盆地外圍，地形起伏相對(duì)較小，地層較為平緩，地下水徑流途徑長(zhǎng)，流速變慢，滯留時(shí)間長(zhǎng)。河谷發(fā)育帶中以留家莊鄉(xiāng)和上莊鄉(xiāng)d值較高，主要在于兩者為強(qiáng)徑流帶，水循環(huán)交替速度快，且河谷多為干谷，巖溶水易于直接接受降水補(bǔ)給。而斜山峪、金家井鄉(xiāng)河谷地帶上部含松散孔隙水，在一定程度上阻礙了巖溶水與降水直接接觸。

對(duì)于灰?guī)r含水巖組，從分水嶺邊界到山麓地帶d值呈減小趨勢(shì)，總體上反映了巖溶水從補(bǔ)給帶到徑流、排泄帶的水循環(huán)特征。補(bǔ)給帶、徑流帶為巖溶山區(qū)，水力坡度大，地下水更新速度快。排泄帶位于山麓地帶，水力坡度減小，徑流速度變緩，地質(zhì)環(huán)境相對(duì)變封閉，滯留時(shí)間變長(zhǎng)。受構(gòu)造和巖溶發(fā)育程度控制，d值在團(tuán)圓向斜核部和斜山峪河谷發(fā)育帶明顯偏高。核部位置節(jié)理裂隙發(fā)育，地下水從兩翼向核部匯集，沿裂隙發(fā)育帶徑流，循環(huán)速度快；核部巖溶水受朝陽洞背斜阻水后在斜山峪河谷帶匯集，形成巖溶發(fā)育帶，徑流強(qiáng)烈。向斜兩翼巖溶發(fā)育程度較差，且該部位樣品點(diǎn)大多取自東南翼，地層相對(duì)平緩，徑流速度較慢，d值偏低。

對(duì)于松散含水層，盆地內(nèi)地形坡度緩，使得地下水水力坡度變小，徑流速度減慢，滯留時(shí)間變長(zhǎng)。城北和城西兩條徑流帶d值分別為5.9，7.0，差異較大，顯示出兩者徑流條件不同。城西徑流帶樣品點(diǎn)取自河谷地帶，含水層巖性以卵礫石、砂卵石為主，顆粒粗，透水性、富水性好，流速快，水位埋深20～30 m，局部10～20 m。城北徑流帶樣品點(diǎn)取自沖洪積臺(tái)地，含水層厚度較薄，巖性主要為砂卵石、粉質(zhì)黏土含礫石，顆粒相對(duì)較細(xì)，滲透性變?nèi)?，富水性中等，流速相?duì)較慢，水位埋深30～40 m，局部大于40 m，徑流深度較大。

2.3.3 混合作用的判別

從圖2（d）中可以看出，白云巖含水巖組Ⅲ區(qū)域樣品點(diǎn)T1-53、T3-38、T4-28 落在灰?guī)r含水巖組氫氧同位素特征值所形成的區(qū)域內(nèi)，由此可以推斷這三個(gè)樣品受到了灰?guī)r含水巖組巖溶水的混合[21]。其中T3-38、T4-28 成井資料證明了該機(jī)井揭露了寒武系張夏組灰?guī)r和薊縣系霧迷山組白云巖，存在兩個(gè)含水巖組的混合；T1-53 機(jī)井揭露了張夏組灰?guī)r，但其接受上游白云巖含水巖組巖溶水的側(cè)向補(bǔ)給，地下水發(fā)生混合。

為識(shí)別北海泉的補(bǔ)給來源，將其同位素樣品點(diǎn)投影到δD-δ18O 關(guān)系圖2（d）中。從圖中可以看出，北海泉樣品點(diǎn)落在松散含水層Ⅴ區(qū)域附近，說明兩者之間關(guān)系密切，存在水力聯(lián)系[26]。由于兩者d值不同且北海泉2014—2015年流量在105.5～186.0 L/s，顯然城西徑流帶水量無法滿足泉水排泄量，因此可以判斷該區(qū)域地下水不是北海泉的唯一補(bǔ)給來源。進(jìn)一步分析可以發(fā)現(xiàn)北海泉與部分白云巖、灰?guī)r含水巖組地下水以及松散孔隙水在一條直線上（圖2（d）），推測(cè)白云巖、灰?guī)r含水巖組可能是影響北海泉的兩個(gè)端元，存在兩個(gè)含水巖組的混合[12]，混合后的巖溶水又與盆地內(nèi)的松散孔隙水發(fā)生了混合。

忽略巖溶水混合后向地表徑流過程中與松散含水層進(jìn)行的同位素交換作用，以δD:-74.8‰、δ18O:-10.5‰和δD:-68.0‰、δ18O:-9.1‰分別代表白云巖和灰?guī)r含水巖組兩個(gè)端元的同位素組成，根據(jù)兩端元同位素混合計(jì)算式[13,27]：

式中：λA、λB—混合水中兩個(gè)端元所占的比例；

δM—混合水中氫或氧同位素含量；

δA、δB—兩個(gè)端元水中氫或氧同位素含量。

求得北海泉水中白云巖含水巖組巖溶水的平均補(bǔ)給比例占42.4%～51.6%，灰?guī)r含水巖組巖溶水的平均補(bǔ)給比例占48.4%～57.6%。

3 北海泉形成模式分析

根據(jù)上述構(gòu)造地質(zhì)條件、地下水補(bǔ)徑排條件、同位素分布特征、氘盈余值特征以及不同地下水混合作用分析，可以基本判斷拒馬源現(xiàn)有泉群之一北海泉的形成模式。

北盆地外圍巖溶山地區(qū)接受大氣降水入滲補(bǔ)給，降水沿溶隙、溶孔等垂直入滲后向下徑流，形成巖溶水。受泥巖、頁巖等區(qū)域隔水巖系阻水作用，巖溶水分成灰?guī)r和白云巖含水巖組。

灰?guī)r含水巖組受團(tuán)圓向斜構(gòu)造控制，地下水從兩翼向核部匯集，并沿核部從東北向西南流動(dòng)，受西南部朝陽洞背斜阻水作用，巖溶水在斜山峪河谷帶匯集，并沿寨溝門—水泉—小西莊巖溶發(fā)育帶向北盆地徑流；白云巖含水巖組位于團(tuán)圓向斜兩側(cè)，受北東向構(gòu)造控制以及盆地東部王安鎮(zhèn)侵入巖體阻水，巖溶水基本沿盆地外圍溝谷發(fā)育帶向盆地徑流。

受斷陷盆地邊緣的隱伏斷裂帶控制，巖溶水除部分側(cè)向徑流補(bǔ)給盆地內(nèi)松散孔隙水外，大部分會(huì)沿?cái)嗔褞蛏畈繌搅?。在小西莊、香爐屯村一帶斷層發(fā)育，灰?guī)r含水巖組和白云巖含水巖組發(fā)生混合，并向盆地中心徑流。

圖3 北海泉成因模式示意圖Fig.3 Diagram showing the formation mode of the Beihai springs

來自北盆地外圍的深部混合巖溶水在向盆地中心徑流過程中，受到南側(cè)牌坊—馮村壓扭性斷層阻水控制，沿?cái)嗔褞仙?。上升過程中與松散孔隙水發(fā)生混合，并在透水性好的砂礫卵石“天窗”部位出露成泉，形成北海泉、南關(guān)泉等上升泉群。如圖3所示。馬劍飛等[5]研究結(jié)果亦證明了團(tuán)圓向斜、東溝—大寧斷層和牌坊馮村斷層等地質(zhì)構(gòu)造對(duì)地下水流場(chǎng)的控制影響。

4 結(jié)論

（1）淶源北盆地內(nèi)同位素樣品點(diǎn)總體上在區(qū)域大氣降水線附近分布，說明盆地內(nèi)地下水系統(tǒng)的主要補(bǔ)給來源為大氣降水。

（2）地下水同位素值分布具有差異性，通過差異性特點(diǎn)可以判斷不同構(gòu)造或地貌部位地下水的徑流條件及水力聯(lián)系，識(shí)別出地下水徑流帶。

（3）白云巖、灰?guī)r含水巖組和松散層樣品點(diǎn)d值范圍不同，表明巖溶水和松散孔隙水經(jīng)歷了不同的流動(dòng)過程，反映了構(gòu)造及地貌因素對(duì)地下水循環(huán)條件的控制作用。

（4）通過分析不同含水巖組氫氧同位素的含量和分布特征，識(shí)別出了北海泉的形成模式為：灰?guī)r含水巖組在小西莊、香菇屯一帶與白云巖含水巖組混合后受牌坊—馮村斷層阻水控制，沿?cái)嗔褞仙?。上升過程中又接受了松散孔隙水的補(bǔ)給，并在透水性好的砂礫卵石“天窗”部位出露成泉，形成北海泉、南關(guān)泉等上升泉群。