云南阳宗海盆地岩溶地下水系统结构模式

杨晓艳，任世川

(云南省地质环境监测院，云南 昆明 650216)

岩溶水的调查、评价、开发利用与保护是当前面临的迫切研究内容[1，3，4，8]。阳宗海盆地地处滇中高原，位于小江断裂的破碎带上，是西南地区比较典型的高原岩溶断陷盆地之一。区内裸露型岩溶地下水系统较为复杂，查明其区域水文地质条件、岩溶水分布格局及其运动规律，可为区域水环境防治提供依据。本文通过对阳宗海流域及周边岩溶山区地形地貌、地表岩溶发育特征、地质结构、水动力场、水化学及岩溶地下水循环条件的调查分析，查明了补、径、蓄、排循环过程相对独立的14个岩溶地下水子系统，并将其分成5类结构模式[2，9]。

1 水文地质概况

1.1 地理概况

阳宗海地处滇中高原腹地，是云南省九大高原湖泊之一，流域面积为252.7km2，湖面水位标高1770.46m，湖面面积31.1km2，平均水深20m，总蓄水量6.04亿m3，多年平均入湖量为5156万m3，平均产水量0.36亿m3。阳宗海四周支流较多，其中阳宗河为其最大支流，调查时流量约为33.75l/s。流域内岩溶泉水发育，其中草甸盆地区地表水也通过岩溶管道以地下水形式补给阳宗海，补给量较为丰富。阳宗海流域内地势总体北高南低，山系及河流多呈南北向展布，多见“V”型谷。地貌类型主要有构造侵蚀中低山地貌、构造溶蚀中低山地貌和第四系堆积地貌。

1.2 水文地质概况

(1)地质背景

阳宗海北岸的汤池盆地和南岸的阳宗盆地及草甸盆地主要出露第四纪地层，为河湖沉积物，岩性为沙、砾石、粘土层；盆地四周出露地层以二叠系、石炭系和泥盆系为主，主要为灰岩和玄武岩，其中灰岩分布广泛，岩溶发育；部分地区出露古生代寒武纪地层，以砂岩为主；局部出露侏罗系和志留系砂岩地层。研究区位于小江断裂的破碎带上，受东西向挤压力的影响，形成以南北向或北北东向断裂为主的构造格局，断面向东或向西，地层连续性较差，倾角平缓为本区的特征。受主干断裂影响和控制，区内褶皱构造多呈南北向或近南北向展布，规模均较小[2]。

(2)地下水类型

阳宗海流域内地下水类型有孔隙水、裂隙水和岩溶水，孔隙水含水层组主要包括湖积孔隙含水层组、洪积孔隙含水层组和冲积孔隙含水层组，主要分布于盆地及河谷内，富水性以弱为主，局部中等，属隔水层。裂隙水含水层组主要包括碎屑岩裂隙含水层组、喷出岩裂隙含水层组，较为零散的分布于阳宗海流域内，均为相对隔水层。岩溶水含水层组广泛分布于区内各区域，富水性强，为研究区主要含水层。

2 地下水系统结构模式

根据区域内岩溶地下水系统发育的控制因素、发育特征及其差异性，用新的划分方法将阳宗海流域14个岩溶地下水系统(或子系统)归纳为5种主要的地下水系统结构模式(图1)。

2.1 断裂带式

分布于阳宗盆地两侧，岩溶地下水受断层控制，沿断裂破碎带发育汇集，并向下游径流，至盆地边缘受第四系隔水边界影响，形成富水块段或以泉水的形式排泄。这种背景条件下形成的断裂带式岩溶地下水系统模式，主要有陈官营中学泉、核桃村泉和小屯泉3个子系统(图1-1)。该类型岩溶水系统主要特点如下：

(1)该类型岩溶水系统处于南冲断裂带及其分支断裂上，受断层控制，泉域范围沿断层呈狭长的条带状，没有明显的地下水分水岭，补给区与相岭泉域有一定的水力联系。受断层规模和两侧岩溶地层分布范围的影响，泉水流量相差较大。

(2)地下水主要接受降雨入渗补给，并可能接受其他类型地下水的越流补给，补给区基岩裸露，岩溶为开敞式形态，断裂带附近常见宽长溶隙、溶孔、溶洞等，并有少量洼地、落水洞、漏斗分布；地下水沿断裂带成带状赋存、运移，断裂带岩溶发育深度较大，具有良好的储水条件，但距离断层越远，溶蚀孔隙发育深度越浅，发育程度越低，连通性变差，储水条件减弱；径流至阳宗盆地边缘后，溢出地表以泉的形式排泄。

(3)大气降水常迅速为垂直型洞、隙所吸收，补给地下水，水循环交替强烈，水动力域不明显。区内水动力状态及赋存条件为裂隙—管洞状缓变流—急变流，富水性强但不稳定，泉水不均匀系数大于10。因此地下水与地表水联系较紧密，易遭受污染。泉水补给区地势较陡，目前人类活动较弱，主要存在植被破坏和旱田耕作，现状下无较大的污染源存在，主要为生产过程中施用的化学肥料。

2.2 岩层走向式

分布于阳宗盆地东侧，主要受太平山褶皱构造和东西两侧隔水层控制，地下水沿地层走向径流，在这种区域构造背景下，岩溶地下水受褶皱构造控制，被限制于褶皱两侧隔水边界间沿含水层走向径流，构成了“岩层走向型”岩溶地下水系统模式。包括太平山泉1号、太平山2号泉、明珠湾1号泉和明珠湾2号泉4岩溶泉水子系统(图1-4)。其主要特点如下：

(1)太平山褶皱出露范围广，大体为北东向，核部地层节理、裂隙发育，褶皱轴北东向转北西向，倾伏于阳宗海内。含水层主要为二叠系纯灰岩、白云岩和泥盆系纯灰岩，基岩裸露，地下水汇水边界较为清楚，与相岭区域地下水水力联系不强。

(2)补给区面积大，且岩溶为开敞式形态，漏斗、洼地、落水洞等垂直形岩溶态十分发育，长轴方向与岩层走向基本一致，主要发育在海拔2100～2150m之间的褶皱南端，降水或人工排水迅速为垂直型洞、隙所吸收，地表水几乎全部进入地下，并可能接受其他类型水的越流补给，补给丰富，泉流量一般较大，因此人为污染源是系统地下水污染的主要成因。

(3)地表水入渗后层面溶蚀裂隙为该类型岩溶地下水主要的导水空间，地下水总体流向与岩溶含水层走向平行，向北东向径流，至褶皱转折端转向北西向径流，泉点动态较稳定，最大流量与最小流量的比值在3-4倍，为波态型。

(4)背斜核部岩溶地下水沿岩层走向径流，流至其他含水层时，受岩性差异影响，部分排出地表，有泉点1个，流量小；流至P1l地层，少部分地下水受P1l地层隔水作用，于背斜夹层中P1l附近富集，并以泉的形式排泄，有泉点1个，流量较小，为表层泉；大部大分地下水穿过上述地层，继续沿岩层走向径流与两翼岩溶地下水汇合后在明珠湾一带富集，有2个泉点，流量较大，最终排入阳宗海。

(5)由于地壳上升幅度和速度大，岩溶发育没有表现明显的阶段性，地下水流程最长为7km，落差达330多m，岩溶发育和地下水运动具有显著的垂直方向性，以管隙流为主，没有形成统一的地下径流系统，泉水流量悬殊。

2.3 顺层式

也分布于阳宗盆地两侧，地下水主要受层理控制，顺地层倾向径流，至盆地内受第四系隔水边界影响，以泉水的形式排泄，形成了岩溶水总体沿层面发育的顺层式岩溶地下水系统模式。主要有花庄村泉、小营泉2和汤池2号泉等3个子系统(图1-2)。

(1)岩溶水赋存于二叠系和石炭系纯灰岩、白云岩中，汇水范围呈面状，出露面积小，被断层或碎屑岩隔水层夹持，边界清晰，与相岭泉域水力联系一般不强，地下水水位较浅，多属表层泉。

(2)岩溶水主要接受降雨入渗补给，补给区地势多较陡峻，基岩裸露，地表径流速度快，补给量小，地下水径流方向总体与碳酸盐岩含水层倾向一致，由补给区向阳宗盆地径流，至盆地边缘，受第四系松散堆积物阻隔以泉水形式排泄(图1-2)。

(3)含水层岩体相对较完整，岩溶发育相对较均匀，一般顺层面发育，以溶孔、溶槽为主，偶见洼地、落水洞、漏斗分布，成为了地下水的主要赋存和运移空间。

(4)补给区人类活动较弱，以植被破坏和旱地耕作为主，现状下无较大的污染源存在，主要是旱地施肥形成的面状污染，可能遭受污染。

2.4 向斜式

分布于阳宗海西侧，大地构造处于南冲断裂西侧，向斜构造为该岩溶水含水层的主要控制构造，这种背景条件下形成了受向斜构造控制的岩溶地下水流向与碳酸盐岩含水层总体倾向相一致的向斜式岩溶地下水系统模式。主要包括谈葛营泉、三十亩泉、王家庄泉等3个岩溶水子系统(图1-3)。主要特点如下：

(1)向斜出露面积广，是评价区重要的赋水构造，地下水分水岭较清楚，与相岭泉域局部有一定的水力联系，主要接受降雨、人工排水灌入式补给或入渗补给，并可能接受其他类型地下水的越流补给，渗入系数约0.45，水力坡降0.05～0.1，浸润曲线似阶梯型，水位变幅大，水位埋深50～200m，水动力状态及赋存条件为管(洞)状急变流，动态极不稳定，泉水不均匀系数达15以上，富水性强且不均一，径流模量18.88l/s·km2。因此出露的泉点流量大，是调查区较为重要的饮用水源。

(2)含水层主要为二叠系纯灰岩、白云岩和泥盆系纯灰岩，其中二叠系纯灰岩、白云岩分布区基岩裸露，岩溶为开敞式形态，补给区漏斗、洼地、落水洞等垂直形岩溶态十分发育，且规模较大，长轴方向多与岩层走向一致；泥盆系纯灰岩分布区基岩多裸露，局部被第四系残坡积层覆盖，厚度0～20m，岩溶也为开敞式形态，补给区岩溶洼地、漏斗、落水洞较发育，规模以小型为主，长轴方向多与岩层走向一致。该类地下水系统模式无明显径流区，排泄区以水平岩溶管道形态为主。

(3)向斜西翼地下水接受补给后主要沿岩溶管网顺层理径流，流至向斜核部后，由主要沿顺层理面发育的岩溶管网径流转变为主要沿节理、裂隙发育的岩溶管网跨越层面径流，至向斜东翼，再次转变为沿岩溶管网顺层理径流，至低洼的沟谷内或阳宗海以泉的形式排泄(图1-3)。

(4)该类型岩溶水基岩岩溶发育强烈，但不均一，垂向分两带：不均一强岩溶发育带厚50～150m；不均一弱岩溶发育带厚100～>300m，无欠均一中等岩溶发育带，一般无充填物。因此，地下水水位埋深不大，属浅层地下水。

(5)该类型地下水补给区地势相对平缓，人类活动强烈，植被破坏严重，第四系覆盖区多被垦为农田，公路、水利等设施分布较多，且有澄江锦业有限公司、云南铝厂等工业分布；地下水与地表水联系极紧密，易接受人工排水的补给，岩溶洼地区以灌入式补给为主，因此人为污染源是系统地下水污染的主要成因。

2.5 越流式

“越流式”岩溶地下水系统模式指草甸—阳宗海岩溶地下水系统，位于阳宗海东侧，受麦冲断裂影响，沟通了两侧二叠系碳酸盐岩岩溶水的联系，地下水跨越了地表分水岭限制，使草甸盆地内的地表水通过落水洞补给地下水，最终汇入阳宗海(图1-5)。其特点如下：

(1)地下水主要沿层面或裂隙面赋存、运移，中段麦冲断裂连接了断层两侧二叠系碳酸盐岩含水层，沟通了相互间的水力联系，使草甸地表水通过地下补给阳宗海，因此泉点动态不稳定，枯季流量仅为1/3～1/5。

(2)落水洞的落水量是黄水洞泉的主要补给源，此外地下水在径流过程中还得到含水层中地下水的补给，故泉点的流量(18.79l/s)较落水洞的落水量大(13.62l/s)。

(3)其他补给来源主要为地表分水岭附近的岩溶水，补给区海拔2200m左右，洼地、落水洞、漏斗等垂直岩溶形态发育，长轴方向与岩层走向一致，降水或人工排水迅速为垂直型洞、隙所吸收，地表水几乎全部进入地下。

(4)由于地壳上升幅度大和速度快，岩溶发育没有表现明显的阶段性，地下水流程短，约2km，落差大，达400多m，岩溶发育和地下水运动具有显著的垂直方向性，以管隙流为主，没有形成统一的地下径流系统。

参 考 文 献

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