太行山东南段岩溶水系统(泉域)

图44太行山南侧岩溶水文地质图(1: 1万)

1—太行山南侧喀斯特地区；2-岩溶泉(> 1m3/s)，3-岩溶小泉(

一、辛安泉岩溶泉域

一、系统边界

这个泉域位于山西省长治地区。泉水出露于张卓河床，构造上位于太行山复背斜西翼，是一个向西倾斜的单斜蓄水构造。东部边界为下寒武统隔水层；南界为赵庄-张树地区的地下分水岭；西部边界是地表分水岭；北部的和顺-勃利是一条地下分水岭。系统内碳酸盐岩出露面积2189km2，隐伏面积10524km2，非碳酸盐岩面积115km2，合计12828km2。

2.水文地质特征

主要含水层组为中寒武统和中奥陶统。中寒武统以鲕状灰岩为主，厚250m，富水性强，是该岩溶水系统中石灰泉群的主要补给层。中奥陶统灰岩厚590米，富水性很强，是王曲泉群的主要补给层。单位涌水量7.81 ~ 85.111L/s·m，单井出水量一般为1000 ~ 2000 m3/d，最大5000 mm3/d。

降水入渗是岩溶水的主要补给来源，约占总补给量的80%；河流渗漏补给次之，约占20%。主要渗漏段是张卓河焦姣村。根据1982 ~ 1983观测资料，渗漏量为2.16m3/s，岩溶水径流方向受蓄水构造控制。在系统北部，岩溶水先沿地层走向由东北向西南方向运动，然后在鹿城地区转为东西向。在系统的南半部，岩溶水主要由西南向东北或由南向北运移，最终汇集于泉口排泄。新安泉出露于张卓河谷，为接触溢流泉(图45)。

图45新安泉水文地质剖面图

1—砾石；2-黄土；3-石灰岩；4-豹皮石灰岩；5-白云石；6-鲕状灰岩:7-竹叶状灰岩；8—角砾岩泥灰岩；9—页岩；10—应时砂岩；11-故障；12-钻井；13-春天；14-水位标高

有两个强径流带，一个是长治-巍子镇-辛安泉，另一个是左权-西京-黎城-辛安泉。

岩溶水的化学类型为HCO 3-钙型至HCO 3-硫酸-钙镁型，矿化度为0.3～0.46g/l

新安泉属于稳定岩溶泉，最大流量16.3m3/s，最小流量10.1m3/s，多年平均11.25m3/s，多年平均不稳定系数1.27。春季流量与降水量呈正相关，年内动态变化为一峰一谷，峰值出现在10 ~ 12月，低谷出现在5 ~ 6月，降雨滞后3 ~ 6月。

由于岩溶地下水和煤矿排水的大规模开采，泉水流量不断下降，目前泉水流量不足4m3/s。

二、三姑泉岩溶泉域

1.弹簧边界

三姑泉岩溶泉域位于山西省晋城地区山西高原的东南边缘。泉水出露于丹河峡谷，地质构造属沁水向斜东南翼。地层总体倾向北或西北倾，为单斜储水构造。东部边界为地表-地下分水岭，以火攻线-马圈为界；南界为上寒武统和下奥陶统弱透水层；西边界北部为高平-晋城断褶带，北边界为地表分水岭。系统内碳酸盐岩出露面积1112.0km2，隐伏面积2227.5km2，总面积3339.5km2。

2.水文地质特征

含水层组为中奥陶统马家沟组和中寒武统地层。马家沟组由厚层状灰岩和白云质灰岩组成，总厚度400m，主要含水段马家沟厚度50～200m，下马家沟厚度40～120m..含水层分布在系统的东部和南部，岩溶裂隙发育。单位涌水量0.65 ~ 5L/s·m，最大可达15 ~ 23L/s·m，中寒武统分布于东南部深谷，岩性为厚层鲕状灰岩、竹叶状灰岩，岩溶裂隙发育，三股泉由此流出。主要补给来源为奥陶系含水层的渗漏补给。

奥陶系含水层地下水补给来源主要是大气降水，其次是地表水渗漏。地表水渗漏包括流经石灰岩的丹河下游渗漏和建在该区域石灰岩分布区的中小型水库渗漏。岩溶水流向为北、东北向南、西南，到达晋城后转向东南。岩溶水的排泄受构造和区域侵蚀基准面的控制。丹河在可溶岩层深处，使地下水在不同层位溢流成泉(图46)，为侵蚀溢流泉。泄流主要是泉泄，其次是暗流。

图46三姑泉域水文地质剖面图

岩溶水水质属碳酸氢钙型和HCO硫酸钙镁型，矿化度为0.28～0.9g/l

泉域年平均总流量为7.2m3/s，岩溶水的动态变化与降水密切相关。随着雨季的到来，每年6月至10水位变化，月变幅为1.36 m，10后水位下降0.15m。泉水流量的变化也是如此。如1963 ~ 1964年平均降水量为818mm，比该系统多年平均降水量(642 mm)高出27.4%。最大泉流量分别为11.1.3立方米/秒和1.2立方米/秒。再如1978年降水量为467.1mm，比多年平均降水量低26.7%；1979年泉流量降至6.24m3/s，比多年平均值低18.5%。

由于大规模开采岩溶水和煤矿排水，地下水位下降了30多米，泉流量下降到3立方米/秒左右..

3.东风湖泉岩溶泉域

东峰峰泉岩溶泉域位于河北、山西两省交界处，包括歙县大部分地区和黎城部分地区。其北边界为福山火成岩体和西段的地表分水岭；东边界为歙县-长汀断裂的阻水边界；南界为东阳关、平头线地下分水岭；西边界南段和北段为断层，中段由下寒武统页岩组成。面积691km2，其中裸露碳酸盐岩面积584km2，隐伏碳酸盐岩面积90km2。

该区位于太行山区，周围海拔700 ~ 1000米，流域面积1300 ~ 1400米，盆地海拔约500米，属山间盆地。清漳河流经本区，多年平均流量8.5m3/s，枯水期0.35m3/s。进入歙县盆地泄漏，枯水期局部河段断流。年平均降水量572.9mm，年蒸发量1200 ~ 2000 mm，平均气温12 ~ 14℃。

该系统位于太行山断隆带中段东侧的歙县断陷盆地，断裂发育。歙县断裂的断距为800米，使该区灰岩与元古代地层接触。出露地层为下古生界地层。

下古生界碳酸盐岩为该系统主要岩溶含水层，中奥陶统灰岩含水层由纯灰岩、豹纹灰岩和角砾灰岩组成，厚度200m，岩溶裂隙发育，主要为岩溶裂隙和溶孔，其次为溶洞，富水性强。单井出水量1200 ~ 1680m3/d，中上寒武统分布于系统北部和西部，厚度220m，主要由鲕状灰岩、泥质条带状灰岩和竹节状灰岩组成，裂隙岩溶发育，富水性中等，泉流量100 ~ 300 L/s。

降水和河流入渗是岩溶水的主要补给来源，区内灰岩大面积出露，降水入渗补给占系统补给的绝大部分。清漳河进入歙县盆地时发生渗漏，渗漏量为18606200 m3/a..岩溶水从四面八方流向歙县东风湖泉，由于歙县断层的阻水作用而溢流成泉，为断层溢流泉。部分第四系孔隙水通过第四系沿清漳河河床补给溢出地表。岩溶水为碳酸氢钙和碳酸氢钙镁型水，矿化度为0.24 ~ 0.31g/L，pH值为6.8 ~ 7.7。

东风湖泉系统是一个完全排泄的岩溶水系统。大部分岩溶水由山东胡风泉排泄，小部分补给第四系孔隙水，排入清漳河，因此泉流量基本代表了该系统的自然资源。据60年代观测，该泉流量为1.67 ~ 2.08m3/s，较为稳定。

第四，黑龙洞泉的岩溶泉域

黑龙洞泉岩溶泉域位于河北省邯郸市西部，包括邯郸市、歙县、武安市、磁县的部分地区。其北部边界的东部是火成岩和地下水的分水岭；西段为下寒武统页岩和元古界地层组成的隔水边界；东边界为奥陶系灰岩顶板埋深线1000m；南界东部为李镇与东侧地下分水岭，西部为老爷山背斜地下分水岭。西边界为歙县-长汀断裂。面积2074km2，其中裸露石灰岩面积1207km2。

该系统位于西部太行山、东部华北平原的丘陵地带，海拔200 ~ 1000米..区内河流有南明河、滏阳河、漳河，均属海河水系。南明河是季节性河流，在石灰岩地区造成渗漏。滏阳河的源头是黑龙洞泉，多年平均流量6 ~ 9 m3/s。漳河流经该系统南缘，对岩溶水有一定的补给作用。气候半干旱半湿润，年平均降水量574.7mm，蒸发量1882.3mm，平均气温13.05438+0℃。

该区位于太行山断隆带中段东部，由一系列NE向地垒和地堑组成。古生代地层分布广泛，河村盆地和孤山东部地表覆盖有第四纪松散沉积物。

寒武-奥陶系碳酸盐岩是该系统的主要岩溶含水层。中上寒武统含水层分布在西部和西南部，由鲕状灰岩和竹叶状灰岩组成，厚度为315m。裂隙岩溶发育，溶洞沿底部泥质灰岩、页岩发育，泉流量16.7 L/s，富水性中等。中奥陶统岩溶含水层分布在系统东部，由中厚层状灰岩、斑状灰岩、角砾灰岩组成，厚度545m，岩溶裂隙发育，主要为溶蚀裂隙，其次为溶洞，富水性强，单井出水量一般为1000～3000 m3/d

大气降水入渗和河流渗漏是该区岩溶水的主要补给来源，西部广阔的石灰岩出露区是补给区。岩溶水总体流向为自西向东，进入径流区时主要沿强径流带流动。区内有三个强径流带，即西北部的翠麓-巴特-苏峰强径流带，西部的索靖-张二庄-苏峰强径流带和南部的岗子窑-上庄-彭强径流带。上述三个强径流带在羊角铺地区汇集，流向黑龙洞泉群溢出地表(图47)。泉水流量受降水影响，雨季流量一般为11 ~ 15 m3/s；枯水期流量减小，一般6 ~ 9m3/s，最大流量33.5m3/s..近年来，由于系统岩溶水开采量增加，泉水流量减少，于1988年4月断流，同年8月大雨后流出。已经基本干涸了。

图47黑龙洞泉群形成条件示意图

岩溶水的水化学特征具有水平和垂直分带性。补给区为HCO3-Ca HCO3-Ca Mg型水，矿化度0.3 ~ 0.4g/L，径流区和排泄区为HCO3 SO4-Ca型水和HCO3-Ca Mg型水，矿化度0.6 ~ 0.8g/L，局部为SO4-。随着灰岩埋深的增加，水化学类型常向SO4 HCO3-Ca Mg或Cl SO4-Ca Mg水过渡，盐度从0.4g/L增加到0.6g/L，东部埋深达7g/L..

动词 （verb的缩写）珍珠泉岩溶泉域

珍珠泉岩溶水泉区位于河南省安阳市西部，属临县地区。其北界东部为前仔-李辛庄一线的地下分水岭，西部为漳河一带的下寒武统页岩。东界为叶童-庙口断裂；南界为夏湾、和顺地下分水岭。西边界为临县断裂。面积544平方公里，其中出露碳酸盐岩面积289平方公里。

这一地区位于太行山中段东麓，东临华北平原，地势西高东低。西部低山丘陵，东部丘陵山脊，海拔90 ~ 300米，漳河流经该系北缘，在大孤城至东太仓石灰岩河段渗漏。年平均降水量595 ~ 681.3mm，蒸发量1548 ~ 1548 ~ 1987.3mm，年平均气温12.58 ~ 13.6℃。

在构造上属于太行山断隆带，东部有一系列北东向断裂和密集带。全区分布有古生代地层，东部被第四纪沉积物覆盖。区内主要岩溶含水层为下古生界碳酸盐岩，西部出露中上寒武统，由鲕粒灰岩、泥质条带状灰岩和白云质灰岩组成。裂隙岩溶发育，富水性中等，单井涌水量240 ~ 1920m3/d，泉流量0.25 ~ 300L/s，中东部分布中奥陶统灰岩，厚度521.1 ~ 608.3 m，主要为中厚灰岩、白云质灰岩、角砾质灰岩，岩溶发育，出水量大，单井出水量6543m

降水入渗是本区岩溶水的补给来源，漳河进入本区北缘，对地下水有一定的补给。岩溶水自西北向东南方向流动，在叶童-珍珠泉和雷口-珍珠泉形成强径流带，因断层阻水而溢入水冶镇一泉(图48)。泉水流量受降水影响。据1982年观测，9月泉流量为5.9m3/s，10月24日降至2.8m3/s，次年1月26日为11m3/s，目前流量约为0.3 ~ 0.4m3/s..泉水为HCO 3钙镁型水，盐度为0.27克/升，总硬度为14.36德国度，pH值为7.35。

图48珍珠泉地质剖面示意图

1 ——坡洪黄土中的粘质粉土；二叠系砂岩页岩夹煤层；3-石炭系砂岩页岩和石灰岩夹煤层；4-中奥陶世灰岩和角砾岩灰岩叠加；5-扭转断层；6-上升的弹簧；7—岩溶水流向

不及物动词小南海岩溶泉域

小南海岩溶泉域位于河南省临县。其北边界为夏湾、石城、彰武水库地下分水岭。东界北段为叶童-庙口断裂，南段为草王水-石家沟背斜轴部形成的地下分水岭。南界是石家沟和南才桑的地下分水岭。西边界为临县断裂。面积961km2，其中裸露石灰岩面积395km2。

该系统位于太行山东麓，属丘陵地带，海拔400 ~ 600米。位于西部临县盆地，海拔280 ~ 380 m，洹河及其支流桃园河从系统中部穿过，洹河多年平均流量4.1m3/s(北陵阳站)。桃园河漏水严重，河水干涸。临县年平均降水量595.2mm，集中在7-9月，占全年的70%以上。年平均蒸发量为1548.1毫米，平均气温为12.58℃。

该区位于太行山断隆东南部，西部为临县断陷盆地，东部为北东向断裂，北西向断裂成为该体系的南北分界线，如和顺-安阳断裂、河间-东窑断裂等。古生代地层在该地区广泛分布，临县盆地和东部平原被第四系覆盖。中奥陶统灰岩是该区主要的岩溶含水层，厚度超过500米。为中厚层石灰岩和豹状石灰岩，岩溶发育，富水性强。临县盆地成井率高，单位涌水量2.09 L/s·m..

岩溶水的补给来源为大气降水和河水渗漏，大气降水主要通过裸露的石灰岩地区渗入岩溶水。临县盆地第四系厚200多米，下部普遍有粘土层。降水进入第四系后，一般排入河谷，然后河水流经石灰岩地区，渗漏补给地下水。洹河北陵阳至谢家坪石灰岩河段渗漏量为4m3/s，桃园河石灰岩河段为主河道。岩溶水从补给区分别流向张家庄-豆马庄、北岭洋-天溪镇和桥西-马家村的强径流区，由于煤系地层的阻隔，溢流成泉(图49)。泉水多年平均流量5.6m3/s，现流量已大幅减少，约1.2m3/s，属HCO 3-Ca Mg型水，盐度0.28g/L，总硬度13.92德国度，pH值7.25。

图49小南海泉地质剖面示意图

1 ——坡洪黄土中的粘质粉土；2-新近纪砂岩；3-石炭系砂岩页岩和石灰岩夹煤层；4-中奥陶统灰岩和角砾岩灰岩；⑤闪长岩；6.扭转断层；7-上升弹簧组

七、石门寺泉岩溶水系统

这个系统位于河南省临县南部。其北边界为石家沟、南才桑地下分水岭，东边界为河口、齐林下奥陶统地层顶面。南界东部为丰门口断层，西部为下寒武统页岩。西边界为临县断裂。面积556km2，其中出露碳酸盐岩面积357.5km2

该地区位于太行山南麓，地势西高东低，西部土地海拔1315m。沿淇河及其支流分布着一系列盆地，如元康、齐林和东窑盆地，盆地海拔280 ~ 400米。淇河、浙江都经过这一带，上游多处漏水。根据地球圈气象站的数据，多年平均降水量为749.6438+0438+0mm。

中奥陶统灰岩在全区均有分布，是该区主要的岩溶含水层。岩性为厚层灰岩、白云石灰岩和角砾灰岩。岩溶发育，以溶孔和小溶洞为主。元康盆地钻孔单位涌水量为1.44 ~ 2.05 L/s·m。

岩溶水的补给来源是降水入渗和河流渗漏。淇河以上河段常为枯水期，何哲河间至石门寺河段常断流，单位渗漏量为7.78 L/s·km。岩溶水从补给区汇集到浙江河和淇河，沿河谷形成一个强径流带。在河口至石门寺泉一带，由于下奥陶统地层的阻隔和淇河的溢流，泉的年平均流量为4.61m3/s，属于HCO3-Ca Mg型水，盐度为0.23g/L，总硬度为12.09德国度，PH值为7.25。目前泉水流量已经大大减少。

八、徐家沟泉岩溶水系统

徐家沟泉岩溶水系统位于河南省鹤壁市，东北部奥陶系顶板深度线1000m，东临青阳口断裂，南接大白峪-西乡盆地断裂，西接叶童-庙口断裂。南段是沿草王水-石家沟背斜轴的地下分水岭，面积352.3km2，其中出露碳酸盐岩面积150km2。

该地区位于太行山南麓，西南地势高，东北地势低，西部为低山丘陵，东部为山前坡地平原。淇河流经该系统南缘，多年平均流量14.56m3/s。气候属大陆性半干旱气候，年平均降水量659.5mm，蒸发量2029.6mm，年平均气温14.35℃。

该地区的地层为古生代，平原地区覆盖有第四纪沉积物。中奥陶统大部分地区均有分布，西部有出露区，东部有隐蔽区。石灰岩岩溶发育。强径流区单井出水量为959 ~ 4800 m3/d，其他地区为100 ~ 208.7 m3/d..

岩溶水的补给来源为降水，西部和西北部出露的灰岩为补给区。岩溶水的总体流向是由西北向东南。在鹤壁和许家沟泉之间形成一个强径流带。徐家沟泉域，青阳口断层阻水，淇河下切，岩溶水溢流成泉(图50)。泉的年平均流量为1.25m3/s，泉水属于碳酸氢钙镁型，盐度为0.31g/L

图50许家沟泉地质剖面图

1—石灰岩:2—砂岩；3-页岩；4-四元；5-故障

九、辉县百泉岩溶泉域

辉县百泉岩溶泉域位于河南省辉县市。其北边界为丰门口断层，东边界为青阳口断层，南边界为煤层露头线，西边界北为地下分水岭，南为断层。面积1032.3km2，其中裸露石灰岩面积444km2。

该地区位于太行山南麓，地势北高南低，北部为低山，中部为丘陵，辉县南部为平原，海拔约80m。年平均降水量648.6 ~ 700毫米，由平原向山区递增。

在构造上属于太行山断隆带东南部。在向南的纬向构造带上分布着一系列北东向和北北东向断裂，拜泉处于帚状构造的汇聚位置(图51)。区内发育太古界、元古界、古生代、中生代和新生代地层，古生代地层分布广泛，第四系覆盖辉县南部。

本区岩溶含水层属于中寒武统和中奥陶统下部，由鲕粒灰岩、灰岩、白云岩灰岩和角砾灰岩组成。岩溶裂隙发育，富水性强，单井容积1000 ~ 5000 m3/d；上寒武统为薄-中厚层泥质条带状灰岩和细粒白云岩灰岩，出水微弱，单井容积小于1000 m3/d..

图51百泉刷状构造图

岩溶水的补给来源为降水，系统北部出露的灰岩为补给区。地下水由北向南流向辉县拜泉，岩溶水由于辉县南侧的断裂溢出成泉，见图52。春季动态受降水影响，泉水历年变异系数为1.67 ~ 10.84，滞后于降水2 ~ 3个月。由于过度开采，目前已经枯竭。

图52拜泉-辉县水文地质剖面图

十、九里山泉区

九里山泉位于河南焦作。其北界东段为池庄断裂，西段位于雨荷与紫坊沟之间的地表分水岭。东部界线为奥陶系顶板深度线1000m；南界为盘古寺-朱村断裂；西边界北段为多火、柳树口、三股泉沿线的地表分水岭，中段为断层，南段为地下水分水岭。面积1592km2，其中裸露石灰岩面积1073km2，隐伏石灰岩面积506km2。

该系统位于太行山南麓，地势由北向南递减。北部为中山区，海拔1000m以上；中部为低山丘陵，海拔300 ~ 800米；南部为山前平原，海拔140 ~ 180m。紫坊沟、山门河和西施河源位于西北高原山区，经该区向东流入渭河。它们都是通过石灰岩地区渗漏的，在洪水期间只有暂时的水流。从平原到山区，降水量增加。焦作地区年平均降水量647.2毫米，西部和北部山区年平均降水量728毫米，年平均蒸发量2048.8毫米，年平均气温65438±08℃。

该区位于太行山断隆带南端，东秦岭带状构造带北缘，晋东南山形构造东翼反射弧前缘。断裂构造发育，多为东西向和北北东向，形成由西北向东南下降的单斜地堑式地垒构造。地层走向东北，倾角10° ~ 20°(图53)。除缺少上奥陶统至下石炭统沉积外，其他各时代均有分布，其中以古生代地层分布最广。

图53九里山泉岩溶水系统水文地质剖面图

本区岩溶含水层主要为中奥陶统和中寒武统碳酸盐岩。中奥陶统含水层厚300 ~ 350米，由中厚灰岩、豹纹灰岩和少量白云石灰岩组成。岩溶裂隙率2.36% ~ 3.67%，河谷地区可达5.42%，平均单位涌水量33.45 L/s·m，中寒武统含水层分布在北部山前地区，由鲕状灰岩组成，厚度200 ~ 244 m，涌水量中等，泉流量0.1 ~ 0.5m3/s，通过断层与中奥陶统含水层水力连通。

岩溶水的补给主要是降水入渗，西北部出露的石灰岩是补给区，其次是河流渗漏。据1980处观测，西施河单位渗漏量为2 m3/s·km，山门河为0.5m 3/s·km。岩溶水总体流向为西北至东南。由于东西向断层的阻水作用，在断层附近的灰岩中形成了较强的远距离流动带，如朱村、凤凰岭断层和方庄断层。在自然状态下，岩溶水汇集于九里山泉，大部分以泉的形式排出，一部分补给到第四系，向深处奔流。

岩溶水动态受降水影响，水位与降水同步变化，无明显滞后现象。每年6-9月水位上涨，9月至10出现高水位，10后水位下降，5-次年6月出现最低水位。矿井排水后，水位呈阶梯式下降趋势。

岩溶水一般为HCO 3-钙镁型，局部为HCO 3 SO 4-钙镁型，矿化度0.23 ~ 0.39 g/L，总硬度14 ~ 17.5德国度，pH值7.1 ~ 7.8，水温65438。

在自然条件下，该系统岩溶水由泉水和暗流排出，但由于大量煤矿排水和抽取岩溶水供水，岩溶水主要由矿井排水和人工开采排出，泉水早已干涸。自20世纪50年代以来，该系统岩溶水动态如下:

(1) 1954 ~ 1964为雨季，平均降雨量802 mm，矿井排水量由0.16m3/s增加到2.6m3/s，地下水位平均最低标高为96m，最高标高为117m，降落漏斗尚未形成。

(2) 1965 ~ 1977为正常时期，平均降雨量700mm，矿井排水量由3.0m3/s增加到6.66m3/s，地下水位维持在87m左右，泉水断流，形成NE-SW漏斗直至1973和1973。

(3)连续干旱1978 ~ 1981年。山区降水量仅400毫米，矿井排水量6.66立方米/秒，涌水量1立方米/秒，地下水位降至80米。

(4)1982，山区降水量增加到770mm，矿井排水量从7.5m3/s增加到9.58m3/s，地下水位仍快速上升到93.5m标高，大部分降落漏斗被填满。

(5)1983 ~ 1987连续干旱，降水量593.7毫米，矿井排水量保持在7.9 ~ 9.4立方米/秒，自备井水源1.51 ~ 1.96立方米/秒，水位降至72米，88月下大雨，1988

由上可见，目前该系统岩溶水水位处于动态平衡，补给和排泄基本平衡，排泄总量是整个系统的自然资源。

根据1986和1987矿区观测资料，平均总排水量为313345600 m3/a，其中平均矿井排水量为266987700 m3/a(8.47m3/s)，工业自备井产量为6.357900 m3/a (65790 m3/a)。