中國(guó)北方的巖溶水強(qiáng)徑流帶

巖溶水強(qiáng)徑流帶是以溶隙網(wǎng)絡(luò)為主的地下水流比較集中的強(qiáng)巖溶含水帶，它是中國(guó)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(guó)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(guó)華北，地下巖溶則多為溶隙網(wǎng)絡(luò)狀，主要發(fā)育強(qiáng)徑流帶系統(tǒng)。

一、中國(guó)南、北方地下巖溶的差異

（一）中國(guó)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(qiáng)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(qiáng)，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(jì)有限的時(shí)間內(nèi)只能發(fā)育強(qiáng)徑流帶，還達(dá)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(qiáng)徑流帶也發(fā)育不成。實(shí)際上它是溶隙和裂隙之間的過(guò)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(shí)間因素限制

在我國(guó)，第四紀(jì)以前的古近紀(jì)至新近紀(jì)，氣候比較溫濕，適宜發(fā)育巖溶地下河系。我國(guó)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(jì)時(shí)期發(fā)育的地下暗河，只因第四紀(jì)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(jìn)入游覽的空洞。這不僅是新近紀(jì)氣候有利于巖溶發(fā)育，也是因?yàn)樾陆o(jì)有充分的巖溶發(fā)育時(shí)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(jì)氣候變得干涼。第四紀(jì)的時(shí)間還不夠長(zhǎng)。對(duì)于中國(guó)北方的寒武—奧陶系來(lái)說(shuō)，只能發(fā)育到強(qiáng)徑流帶的程度，還發(fā)育不成地下河。

二、巖溶水強(qiáng)徑流帶的普遍性和系統(tǒng)性

（一）普遍性

在華北地臺(tái)的奧灰地層分布區(qū)，巖溶大泉的泉域內(nèi)都發(fā)育有強(qiáng)徑流帶。僅山西高原及太行山區(qū)的21個(gè)巖溶大泉，各泉域內(nèi)總計(jì)有強(qiáng)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(qiáng)徑流帶，總長(zhǎng)度約140km；辛安泉群泉域內(nèi)強(qiáng)徑流帶總長(zhǎng)120km；就連流量不大的山西介休洪山泉，泉域內(nèi)也有長(zhǎng)約15km的強(qiáng)徑流帶。河北的邢臺(tái)百泉和峰峰黑龍洞泉，它們的泉域內(nèi)各有強(qiáng)徑流帶分支4～6條之多。

對(duì)山西高原及太行山區(qū)21個(gè)巖溶大泉流量及泉域內(nèi)強(qiáng)徑流帶統(tǒng)計(jì)結(jié)果：泉域內(nèi)強(qiáng)徑流帶的長(zhǎng)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(qiáng)徑流帶見表1。

（二）系統(tǒng)性

強(qiáng)徑流帶的系統(tǒng)性與地下河系相似，但它是強(qiáng)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(guò)渡的。強(qiáng)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(qiáng)徑流帶的基本特征

1．強(qiáng)徑流帶巖溶最發(fā)育，富水性最強(qiáng)，成井率最高，達(dá)100%。

（1）邢臺(tái)百泉泉域：白馬河滲漏段—百泉強(qiáng)徑流帶的12個(gè)鉆孔揭露巖溶率為2.78%～4.89%；有六個(gè)鉆孔遇1m～4m高的溶洞，一個(gè)鉆孔遇33.88m高溶洞（可能是直立大溶縫）；沙河滲漏段—百泉強(qiáng)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(qiáng)徑流帶，個(gè)別鉆孔巖溶率高達(dá)21.7%。

河南的鶴壁集—許家溝強(qiáng)徑流帶，所有鉆孔均見巖溶，有8個(gè)孔鉆進(jìn)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(gè)孔各掉鉆5次。但是研究表明，強(qiáng)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(qiáng)徑流帶南支的長(zhǎng)治市供水，探采結(jié)合井成井率100%。天橋泉域，保德鐵匠鋪?zhàn)粤骶髁縌＝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(qiáng)徑流帶，在王風(fēng)礦區(qū)孔群抽水試驗(yàn)，S＝1.76m，Q＝135 216 m3/d。邢臺(tái)百泉泉域的北洺河—中關(guān)強(qiáng)徑流帶，在王窯礦區(qū)勘探抽水試驗(yàn)，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(yàn)，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(qiáng)徑流帶一覽表

2．強(qiáng)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(qiáng)徑流帶的地面排泄出口通常不是單泉，而是泉群。

4．強(qiáng)徑流帶地下水運(yùn)動(dòng)宏觀上屬滲流性質(zhì)。因?yàn)槭菨B流，所以強(qiáng)徑流帶地下水的實(shí)際流速遠(yuǎn)比地下河水流速小得多。強(qiáng)徑流帶水的實(shí)測(cè)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(qiáng)徑流帶地下水實(shí)際流速一般為10 m/d～50 m/d。

在泉域內(nèi)，強(qiáng)徑流帶起輸水作用；弱徑流區(qū)起匯水作用。

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

6．強(qiáng)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(tái)百泉、延河泉、三姑泉），強(qiáng)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(qiáng)徑流帶上游，縱向水力坡度I≤8‰，中游0.29‰～1‰，下游3.5‰ 。邢臺(tái)百泉泉域，I為0.1‰～5‰ 。峰峰黑龍洞泉域，I為0.2‰～4‰ 。

在強(qiáng)徑流帶以外的弱徑流區(qū)，I為8‰～20‰ 。

7．強(qiáng)徑流帶地下水動(dòng)態(tài)穩(wěn)定。強(qiáng)徑流帶地下水水位、水量變幅小，水中含氡值低。其動(dòng)態(tài)都比南方地下河水動(dòng)態(tài)穩(wěn)定得多，也比鄰接的弱徑流區(qū)地下水位動(dòng)態(tài)穩(wěn)定。黑龍洞泉域：強(qiáng)徑流帶地下水位年變幅4m～10m，而弱徑流區(qū)則達(dá)35m～112m。邢臺(tái)百泉泉域，強(qiáng)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(qiáng)徑流帶一致。

巖溶泉域?qū)r溶地下水有很強(qiáng)的調(diào)蓄功能。

四、巖溶水強(qiáng)徑流帶的宏觀發(fā)育機(jī)制

（一）地下水交替強(qiáng)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(qiáng)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(qiáng)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(gè)帶，只有2和3兩個(gè)帶水交替最積極，巖溶最發(fā)育，是剖面上的強(qiáng)徑流帶。

（二）巖溶強(qiáng)徑流帶的宏觀發(fā)育機(jī)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(qiáng)徑流帶系統(tǒng)。這是強(qiáng)徑流帶的總體發(fā)育趨勢(shì)，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?yàn)檫@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(qiáng)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(qiáng)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(bǔ)給的地方，水從補(bǔ)給地向巖溶大泉徑流途中沿途開拓出一條強(qiáng)徑流帶。二是當(dāng)?shù)叵滤飨驇r溶大泉的途中，沿途接收地面河水下滲補(bǔ)給，也能開拓出一條強(qiáng)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(qiáng)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(qiáng)（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(qiáng)徑流帶系統(tǒng)。

這里打個(gè)比方：強(qiáng)徑流帶好比眾人踩踏出來(lái)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(qiáng)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(guò)，于是就會(huì)沿著斷裂帶踩出一條路。這就是斷裂帶型強(qiáng)徑流帶。如果沒(méi)有易通過(guò)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(lái)。這就是集中補(bǔ)給型強(qiáng)徑流帶。如果沿途不斷有人加入人群，則形成巖溶河谷型強(qiáng)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(gè)豁口過(guò)去。這一溜一繞 ，就沿著墻根踩出一條路來(lái)。這就是接觸帶型強(qiáng)徑流帶。

已經(jīng)踩出的路如果長(zhǎng)期無(wú)人再走，逐漸地會(huì)長(zhǎng)草荒廢。強(qiáng)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(zhǎng)期下去就會(huì)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(guò)程不是按算數(shù)級(jí)數(shù)線性增長(zhǎng)，而是按幾何級(jí)數(shù)的非線性加速增長(zhǎng)；越是水流集中，交替強(qiáng)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(qiáng)烈；都是正反饋，二者相互促進(jìn)，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(guò)飽和發(fā)生沉淀。越是沉淀，水流就更加停滯，結(jié)果使本來(lái)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(guó)北方遠(yuǎn)不如南方那樣強(qiáng)，所以，中國(guó)北方主要是發(fā)育巖溶強(qiáng)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(qiáng)徑流帶的成因類型

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

2．?dāng)嗔褞蛷?qiáng)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(qiáng)徑流帶。

3．巖溶河谷型強(qiáng)徑流帶：約占22%，如山西的靈石—郭莊泉、團(tuán)柏河河谷、寨上—蘭村泉、源子河—神頭泉等強(qiáng)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(bǔ)給型強(qiáng)徑流帶：約占10%，如河北邢臺(tái)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(qiáng)徑流帶。

5．淺坳向斜型強(qiáng)徑流帶：約占6%，如河北井陘盆地的槐樹鋪—威州泉強(qiáng)徑流帶。

6．復(fù)合型強(qiáng)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(fù)合。

六、地下巖溶發(fā)育深度

1．中國(guó)北方：強(qiáng)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(yáng)城484m；潞安520m；陽(yáng)泉469m；軒崗320m。

2．中國(guó)南方：強(qiáng)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(jí)排泄基準(zhǔn)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(yùn)動(dòng)與強(qiáng)徑流帶巖溶變遷

1．地殼長(zhǎng)期穩(wěn)定，已有的強(qiáng)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(shí)期足夠長(zhǎng)，則巖溶洞穴坍塌，地面被夷平，準(zhǔn)平原化。

2．地殼上升，排泄基準(zhǔn)面下降，地下水向深部開拓新一期強(qiáng)徑流帶（時(shí)間有遲滯）。老的強(qiáng)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(zhǔn)面抬升，已有的強(qiáng)徑流帶沉入溶蝕基準(zhǔn)面以下；水交替停滯，過(guò)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(shí)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(qiáng)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(jìn)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(wèn)題，還有待進(jìn)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(xué)院學(xué)報(bào), 1986(Z1): 305-326.

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

[3] 葉海東，閆晉衛(wèi). 柳林泉域巖溶水強(qiáng)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(zé)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(xué)，河北 石家莊 050031

Hebei GEO University, Shijiazhuang, Hebei 050031

在中國(guó)華北，地下巖溶多為溶隙網(wǎng)絡(luò)狀，主要發(fā)育強(qiáng)徑流帶系統(tǒng)。論文首先分析了中國(guó)南、北方巖溶差異的原因，包括地質(zhì)差異、氣候差異和時(shí)間因素限制，之后分別論述了巖溶水強(qiáng)徑流帶基本特征、巖溶水強(qiáng)徑流帶的宏觀發(fā)育機(jī)制、強(qiáng)徑流帶的成因類型、地下巖溶發(fā)育深度、新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與強(qiáng)徑流帶巖溶變遷，指出強(qiáng)徑流帶是地下巖溶選擇性發(fā)育的結(jié)果。強(qiáng)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(bǔ)給型（9%）；淺拗向斜型（6%）；復(fù)合型（3%）。

強(qiáng)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(xué)（原河北地質(zhì)學(xué)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(guó)北方巖溶地質(zhì)特點(diǎn)的巖溶地下水徑流帶理論，在基巖水文地質(zhì)學(xué)方面有深入研究，擅長(zhǎng)山區(qū)找水定井及地下水資源研究與評(píng)價(jià)。