中国北方的岩溶水强径流带

中国北方的岩溶水强径流带

岩溶水强径流带是以溶隙网络为主的地下水流比较集中的强岩溶含水带，它是中国华北地区特有的一种宏观岩溶水文地质现象。在中国南方，地下岩溶以大型溶洞为主，主要形成地下河系。而在中国华北，地下岩溶则多为溶隙网络状，主要发育强径流带系统。

一、中国南、北方地下岩溶的差异

（一）中国南、北方地下岩溶的最大差异

南方：岩溶以大型溶洞为主，主要形成地下暗河系统。

北方：岩溶以溶隙网络为主，主要形成强径流带系统。

（二）南北方岩溶差异的原因

1．地质差异

南方岩溶地层为石炭、二叠、三叠系的灰岩，质纯，易溶，岩溶作用分异性强，能发育成地下河系。北方岩溶地层有：中奥陶统白云质灰岩，含镁；下奥陶统和中寒武统白云岩，含镁更多，岩溶作用分异性弱，在第四纪有限的时间内只能发育强径流带，还达不到地下河的程度。蓟县系地层以硅质白云岩为主，不仅含镁质，含硅质也多，难溶，岩溶作用分异性更弱，就连强径流带也发育不成。实际上它是溶隙和裂隙之间的过渡类型。

2．气候差异

南方较湿热多雨，岩溶发育快；北方较干凉，岩溶发育慢。

3．时间因素限制

在我国，第四纪以前的古近纪至新近纪，气候比较温湿，适宜发育岩溶地下河系。我国北方如北京房山的石花洞、仙栖洞、银狐洞、云水洞及河北临城的崆山白云洞等，都是新近纪时期发育的地下暗河，只因第四纪地壳上升，暗河溶洞随之被抬升至包气带，成为现代人们可以进入游览的空洞。这不仅是新近纪气候有利于岩溶发育，也是因为新近纪有充分的岩溶发育时间。但由于喜马拉雅山脉及青藏高原的隆起，阻挡了印度洋气流，使第四纪气候变得干凉。第四纪的时间还不够长。对于中国北方的寒武—奥陶系来说，只能发育到强径流带的程度，还发育不成地下河。

二、岩溶水强径流带的普遍性和系统性

（一）普遍性

在华北地台的奥灰地层分布区，岩溶大泉的泉域内都发育有强径流带。仅山西高原及太行山区的21个岩溶大泉，各泉域内总计有强径流带46条之多。其中，流量最大的娘子关泉域内有南、北两支大的强径流带，总长度约140km；辛安泉群泉域内强径流带总长120km；就连流量不大的山西介休洪山泉，泉域内也有长约15km的强径流带。河北的邢台百泉和峰峰黑龙洞泉，它们的泉域内各有强径流带分支4～6条之多。

对山西高原及太行山区21个岩溶大泉流量及泉域内强径流带统计结果：泉域内强径流带的长度L与泉群流量Q之间的回归方程为

L＝11.655Q＋1.383

相关系数r＝0.96

晋冀鲁豫岩溶区现已发现的强径流带见表1。

（二）系统性

强径流带的系统性与地下河系相似，但它是强含水带，而不是单一的含水洞穴；它与相邻接的弱径流区之间是逐渐过渡的。强径流带的系统性具双重性，它既是地下岩溶系统，也是地下水流系统。这是地下水从源到汇，按系统“意志”选择性开拓的结果。岩溶及岩溶地下水的不均匀分布的宏观规律就存在于这双重的系统性之中。

三、岩溶水强径流带的基本特征

1．强径流带岩溶最发育，富水性最强，成井率最高，达100%。

（1）邢台百泉泉域：白马河渗漏段—百泉强径流带的12个钻孔揭露岩溶率为2.78%～4.89%；有六个钻孔遇1m～4m高的溶洞，一个钻孔遇33.88m高溶洞（可能是直立大溶缝）；沙河渗漏段—百泉强径流带，岩溶率1.71%～3.78%，在南石门一钻孔见8.13m高溶洞（可能是大溶缝）；紫泉—百泉强径流带，个别钻孔岩溶率高达21.7%。

河南的鹤壁集—许家沟强径流带，所有钻孔均见岩溶，有8个孔钻进中掉钻。其中一孔掉钻3次，最大一次钻具掉落2.44 m；另有一孔掉钻9次；还有两个孔各掉钻5次。但是研究表明，强径流带的岩溶形态仍以溶蚀缝隙为主，虽有大型溶洞，却不占主要地位。

钻孔揭露，弱径流区的岩溶率仅为0.6%～2%，一般不掉钻。

（2）辛安泉域强径流带南支的长治市供水，探采结合井成井率100%。天桥泉域，保德铁匠铺自流井流量Q＝28 000 m3/d。峰峰黑龙洞泉域，在二里山水源地孔群抽水，S＝3.18m，Q＝144 537 m3/d。南洺河渗漏段—黑龙洞强径流带，在王风矿区孔群抽水试验，S＝1.76m，Q＝135 216 m3/d。邢台百泉泉域的北洺河—中关强径流带，在王窑矿区勘探抽水试验，S＝3.4m～4m，Q＝21 000 m3/d ～24 000 m3/d，在中关矿区勘探抽水试验，S＝3.8m～8.6m，Q＝60 000 m3/d。

表1 晋冀鲁豫岩溶区已发现的强径流带一览表

2．强径流带岩溶形态以溶隙和小溶洞为主，并呈网络状互通。

3．强径流带的地面排泄出口通常不是单泉，而是泉群。

4．强径流带地下水运动宏观上属渗流性质。因为是渗流，所以强径流带地下水的实际流速远比地下河水流速小得多。强径流带水的实测流速：神头泉域，37.6 m/d；霍泉泉域，24.3 m/d；龙子祠泉域，29.8 m/d；黑龙洞泉域，45.6 m/d；娘子关泉域，8.8 m/d ～23.9 m/d。强径流带地下水实际流速一般为10 m/d～50 m/d。

在泉域内，强径流带起输水作用；弱径流区起汇水作用。

5．强径流带含水介质各向异性明显。山西晋祠强径流带下游的陶瓷厂、水泥厂井孔抽水降落漏斗长短轴之比为3 。黑龙洞泉域，在漳河渗漏段—黑龙洞强径流带上抽水，漏斗长短轴之比也是3 。邢台百泉泉域，在北洺河—中关强径流带的王窑矿区勘探抽水，漏斗长短轴之比为2 。河北玉田在强径流带的一个水源地抽水，漏斗长轴半径远达10 km。

6．强径流带地下水面呈缓谷状，纵向水力坡度较平缓。据泉域等水位线图（娘子关、黑龙洞、小南海、兰村、晋祠、邢台百泉、延河泉、三姑泉），强径流带地下水面呈缓谷状，顺着径流带方向纵向水力坡度I≤8‰ 。

娘子关强径流带上游，纵向水力坡度I≤8‰，中游0.29‰～1‰，下游3.5‰ 。邢台百泉泉域，I为0.1‰～5‰ 。峰峰黑龙洞泉域，I为0.2‰～4‰ 。

在强径流带以外的弱径流区，I为8‰～20‰ 。

7．强径流带地下水动态稳定。强径流带地下水水位、水量变幅小，水中含氡值低。其动态都比南方地下河水动态稳定得多，也比邻接的弱径流区地下水位动态稳定。黑龙洞泉域：强径流带地下水位年变幅4m～10m，而弱径流区则达35m～112m。邢台百泉泉域，强径流带水位年变幅3m～13m，弱径流区水位年变幅16m～71m。在地下水位年变幅图上，年变幅低值带的分布与强径流带一致。

岩溶泉域对岩溶地下水有很强的调蓄功能。

四、岩溶水强径流带的宏观发育机制

（一）地下水交替强度垂向分带及岩溶发育特征

1. 包气带：水流垂向交替，岩溶竖向发育。

2. 地下水位变幅带：水交替积极，丰、枯水期岩溶横、竖向交替发育，岩溶发育强度大。

3. 地下水位以下浅循环带：水交替最积极，岩溶顺着水流方向发育，岩溶发育强度大。

4. 地下深部水交替滞缓带：岩溶发育较弱，且以溶孔为主。

以上四个带，只有2和3两个带水交替最积极，岩溶最发育，是剖面上的强径流带。

（二）岩溶强径流带的宏观发育机制

1．岩溶发育的选择性

（1）择向开拓。水往低处流，所以包气带的岩溶都选择向下的竖向发育。饱水带的水都流向岩溶大泉，所以岩溶总体上总是向着岩溶大泉方向发育，最终形成通向岩溶大泉的强径流带系统。这是强径流带的总体发育趋势，其局部的具体走向还取决于下述选择性。

（2）择弱开拓。一是岩溶选择可溶岩石有初始裂隙或破碎的部位发育。因为这些部位最先最易接触水流，所以能在构造断裂破碎带部位形成强径流带。二是岩溶选择最易被溶蚀的岩性部位发育。灰岩越纯，就越易被溶蚀，所以常在厚层纯灰岩中发育强径流带。

（3） 岩溶选择地下水流集中和水交替最积极的部位发育。什么地方水流集中，交替积极？一是有地表水流集中渗漏补给的地方，水从补给地向岩溶大泉径流途中沿途开拓出一条强径流带。二是当地下水流向岩溶大泉的途中，沿途接收地面河水下渗补给，也能开拓出一条强径流带。三是地下水在流向岩溶大泉的途中遇到非可溶岩层阻挡，水流必在非可溶岩层的迎水一侧的可溶岩层里集中，并顺着接触面向低处径流，因而就在贴近接触面的可溶岩层一侧形成强径流带。

泉域内地下水在向岩溶大泉径流途中，都力图走近路，走下坡路。其最佳的选择是：以溶蚀能力最强（水偏于酸性，水流集中，交替积极）的水流，溶蚀开拓打通可溶岩层的抗溶蚀能力最弱部位，在泉域内最终形成强径流带系统。

这里打个比方：强径流带好比众人踩踏出来的路；各地的人们都想从大泉出口出去。怎么走？人们都想走下坡路、走近路，于是众人踩出的路不论多么弯曲，最终都汇向大泉。这就构成强径流带系统。二是选择容易走的地方走，比如有断裂的地方最容易通过，于是就会沿着断裂带踩出一条路。这就是断裂带型强径流带。如果没有易通过的地方，众人就向着大泉的方向寻找最容易开拓的地方开出一条出路来。这就是集中补给型强径流带。如果沿途不断有人加入人群，则形成岩溶河谷型强径流带。三是如果前方遇到一堵墙阻挡，众人就一起溜着墙根走，想找个豁口过去。这一溜一绕 ，就沿着墙根踩出一条路来。这就是接触带型强径流带。

已经踩出的路如果长期无人再走，逐渐地会长草荒废。强径流带也是这样，如果它被袭夺短路、放弃，里面的水流趋于停滞，长期下去就会逐渐地被碳酸钙结晶沉淀物——方解石充填。

2．岩溶发育的分异性

岩溶发育过程不是按算数级数线性增长，而是按几何级数的非线性加速增长；越是水流集中，交替强烈，岩溶就越发育；反之，岩溶越发育，水流也就更集中，交替更强烈；都是正反馈，二者相互促进，有非线性放大效应。

岩溶不够发育的地方，地下水流速缓慢，水交替滞缓，逐渐趋于停止，溶质易过饱和发生沉淀。越是沉淀，水流就更加停滞，结果使本来不够发育的岩溶趋向充填死亡。

这就是岩溶发育的分异性。这种分异性，中国北方远不如南方那样强，所以，中国北方主要是发育岩溶强径流带，而不是岩溶地下河。南方却能发育成典型的地下河系。

五、强径流带的成因类型

1．接触带型强径流带：约占强径流带的47%，如山西的兴县—天桥泉、坪头—柳林泉，山东的长清—济南趵突泉，以及河南的鹤壁集—许家沟泉强径流带等。

2．断裂带型强径流带：约占12%，如山西的晋祠边山断裂带，龙子祠边山断裂带，娘子关泉域的巨城断裂带等强径流带。

3．岩溶河谷型强径流带：约占22%，如山西的灵石—郭庄泉、团柏河河谷、寨上—兰村泉、源子河—神头泉等强径流带。此类型最易在厚层纯灰岩层的岩溶河谷下面发育。

4．集中补给型强径流带：约占10%，如河北邢台的七里河渗漏段—百泉、沙河渗漏段—百泉、白马河渗漏段—百泉等强径流带。

5．浅坳向斜型强径流带：约占6%，如河北井陉盆地的槐树铺—威州泉强径流带。

6．复合型强径流带：约占3%，是上述各类型中的任意两种或三种类型的复合。

六、地下岩溶发育深度

1．中国北方：强径流带的发育深度，一般为地下水位以下200m左右。包括弱带在内的岩溶发育总深度：山西晋城340m；阳城484m；潞安520m；阳泉469m；轩岗320m。

2．中国南方：强岩溶带的发育深度，约140m左右。包括弱带在内的岩溶发育总深度：广西桂林孤峰平原140m，武鸣伊岭140m，湖北的铜绿山200m，大铜坑200m，巷子口250m。

3．深岩溶。据钻探揭露，在太行山山前和燕山山前地带，因有多级排泄基准面，水循环深度大，所以地下发育有深岩溶。其发育深度，在太行山前：焦作995.7m；鹤壁968.3m；峰峰787.2m。在燕山山前：北京1 552m；唐山，大于840m。

七、新构造运动与强径流带岩溶变迁

1．地壳长期稳定，已有的强径流带容易发生地下袭夺、短路，并演变成地下河系。如果地壳稳定时期足够长，则岩溶洞穴坍塌，地面被夷平，准平原化。

2．地壳上升，排泄基准面下降，地下水向深部开拓新一期强径流带（时间有迟滞）。老的强径流带（或地下河溶洞）岩溶被抬升至包气带成为空洞；或因洞顶塌陷，或因碳酸钙等沉积物充填，逐渐走向消亡。

3．地壳下降，溶蚀基准面抬升，已有的强径流带沉入溶蚀基准面以下；水交替停滞，过饱和，碳酸钙沉淀、结晶，岩溶被部分充填，或全部充填成为化石岩溶。

4．目前我们野外所见的岩溶实际情况，基本上都是地壳间歇性上升后遗留下的各间歇期形成的古岩溶地下河或古强径流带的遗迹。它们分期、分层出露于山区不同的高程上。人们旅游所能进入的地下溶洞，基本上都是被抬升至包气带的古溶洞的遗迹。

至于岩溶的分层、分期问题，还有待进一步深入研究。

[1] 刘光亚.岩溶地下水径流带系统[J].河北地质学院学报, 1986(Z1): 305-326.

[2] 裴捍华，杨亲民，郭振中，等. 山西岩溶水强径流带的成因类型及其水文地质特征[J]. 中国岩溶，2003(3)：55-60.

[3] 叶海东，闫晋卫. 柳林泉域岩溶水强径流带的成因类型及水文地质条件分析[J]. 工程勘察，2008(S2)：206-208.

（责任编辑：刘格云）

Strong Runoff Zone in Karst Water in Northern China

刘光亚

LIU Guang-ya

河北地质大学，河北 石家庄 050031

Hebei GEO University, Shijiazhuang, Hebei 050031

在中国华北，地下岩溶多为溶隙网络状，主要发育强径流带系统。论文首先分析了中国南、北方岩溶差异的原因，包括地质差异、气候差异和时间因素限制，之后分别论述了岩溶水强径流带基本特征、岩溶水强径流带的宏观发育机制、强径流带的成因类型、地下岩溶发育深度、新构造运动与强径流带岩溶变迁，指出强径流带是地下岩溶选择性发育的结果。强径流带的成因类型和构成为：接触带型（约占47%）；断裂带型（12%）；岩溶河谷型（22%）；河流渗漏集中补给型（9%）；浅拗向斜型（6%）；复合型（3%）。

强径流带；地下岩溶；成因类型

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

刘光亚（1932—），男，吉林伊通人，河北地质大学（原河北地质学院）教授，1975年首次提出蓄水构造控水理论，1986年提出符合中国北方岩溶地质特点的岩溶地下水径流带理论，在基岩水文地质学方面有深入研究，擅长山区找水定井及地下水资源研究与评价。