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导读：喀斯特流域是由许多不同的流域地貌基本单元组成，例如，喀斯特峰丛洼地或谷地流域是由锥峰地貌单元和洼地地貌单元的面状结构体组成，而地表线状结构的谷地（干谷或季节性坡立谷）因具有的更大可能产流面积占全流域更大可能产流面积的百分比较小，对流域产流模
喀斯特流域是由许多不同的流域地貌基本单元组成，例如，喀斯特峰丛洼地或谷地流域是由锥峰地貌单元和洼地地貌单元的面状结构体组成，而地表线状结构的谷地（干谷或季节性坡立谷）因具有的更大可能产流面积占全流域更大可能产流面积的百分比较小，对流域产流模式影响不大，仅在流域汇流分析加以考虑；喀斯特峰林平原（盆地）流域又是由石峰地貌单元和平原（盆地）地貌单元的面状结构体组成等。由于各个流域地貌单元有自身特有的产流机制或产流模式，如喀斯特锥峰与喀斯特盆地表现为两种不同的产流模式，这就使其不同类型的喀斯特流域具有不同的产流模式。因而，流域内不同产流模式的空间分布和组合便构成了流域产流机制的定态问题。
对于流域中的某个局部，可能是以某种产流模式为主，而对另一个局部，则可能是以另一种模式为主，因而确定流域产流基本特征的是流域中占主导地位的产流模式。一般来说，从理论概念来揭示流域产流机制的实质是完全必要的，但是要在实际中去确定流域不同产流模式的空间分布和其主导类型却存在着很大困难，因此，喀斯特流域地貌类型的空间结构和流域出口断面径流过程的分析就必须结合起来。
例如，位于贵州普定南部喀斯特水文研究区域内的相邻两个喀斯特峰丛谷地流域，即烟关水文试验场和蔡革冲水文试验场，其出露地层为中三叠统关岭组（T2g）灰岩，流域汇水面积前者为043km2，后者为051km2。首先，从地貌水文形态结构来看，两个流域以凸状面结构所形成的扩散流面积占全流域总面积的百分比都在70%以上，烟关高达90%，且除了蔡革冲谷地底部有少量的泥土堆积外，流域主要表现为地表 *** 型，因此，从流域产流模式的组成来看，之一，烟关主要是以超蓄地面径流（也即饱和地面径流）和裂隙层皮下流为主，而蔡革冲除了上述两种径流外，还具有壤中流成分；第二，超蓄地面径流量与裂隙层皮下水径流量的百分比与降雨量有关，当场降雨量较小时，只有皮下径流而无超蓄地面径流；第三，地表地貌形态结构决定了流域不同产流机制的空间分布；第四，壤中径流量的多少与土壤层占流域面积的百分比有关，其次，从两个流域出口断面同一场实测暴雨径流过程（见图8-1）来看，烟关径流过程由超蓄地面径流R1和皮下径流R2组成，而蔡革冲则由R1、R2和壤中径流R3组成，也就是说，在一定降雨量的条件下，流域中的非主导机制特征，除了反映流域地貌形态结构的差异外，在流域出口断面的径流过程中也显现出来。
图8-1 实测洪水过程径流分割图
喀斯特流域与非喀斯特流域（主要指我国南方地区）在流域产流特征上存在着一定的差异，其本质在于喀斯特流域有其自身特殊的地貌形态结构和含水介质结构。在非喀斯特流域中，地貌形态结构相对比较单一，大多以流水侵蚀地貌为主，不管地表起伏大小如何，地表都常常有一土层覆盖，壤中流是其流域必有的一种径流成分；另外，地表以下的水常常都是在均一孔隙介质中贮存或运动，基岩裂隙的蓄水作用相对可以忽略不计，而喀斯特流域由于水的溶蚀和侵蚀特征，地貌形态结构相对多样化，再加上碳酸盐岩成土速度极慢，导致地貌形态结构决定了土壤层在流域空间上的分布，如地表坡度比较大的锥峰、塔峰、缓丘等常常是基岩 *** ，仅在洼地盆地、平原地带才有一定厚度的土壤覆盖层，这就使其降雨进入地表后的第二次分配具有一定的特殊性；其次，由于碳酸盐岩的可溶性，使其基岩次生溶隙特别发育，蓄水和滞水作用为主要功能的微小溶隙与水作用为主要功能的大溶隙管共存，使其基岩裂隙层中的皮下水流成为喀斯特流域造峰流量特有的径流成分。因此，可把喀斯特流域地貌产流特征归纳如下：
1产流模式与地貌类型的一致性
喀斯特流域产流特征之一是产流模式与流域地貌形态结构密切相关，由于地貌类型的差异可导致产流机制的改变，例如，从峰丛洼地到峰林盆地，以皮下径流和裂隙层超蓄地面径流机制为主的产流模式会改变为以壤中径流和孔隙包气带层蓄满的饱和地面径流为主的产流模式。另外，流域地貌水文参数也会因地貌类型的改变而改变，以贵州普定喀斯特地区为例，从上游母猪洞喀斯特峰丛洼地到下游后寨喀斯特峰林盆地，流域更大平均蓄容量Wm从10mm增加至30mm（据章海生等，1987）；地表形态径流强度系数也从131减少到107；另外，反映流域蓄水容量均匀程度的b值在峰丛洼地流域也小于峰林盆地流域。
2主导产流机制的单一性
尽管产流模式与地貌类型密切相关，并涉及到产流机制成分及其组合，但从产流过程的本质来讲，基本产流机制仍可视为蓄满产流。在喀斯特峰丛洼地流域，具有蓄水作用功能的含水层仅分布在表层裂隙带，下渗强度大，但又由于表层蓄水容量较小，场降雨可得到满足，必然产生侧向运动的皮下径流和超蓄地面径流，因而产流量仅与降雨量有关，另外，尽管在表层裂隙带以下发育有地下管道，还有水流通过，但从本质来讲，这些地下管道系统的巨大空间其功能上不具有蓄水作用，而主要表现为导水作用。还有一些地表洼地因消水洞排水不畅而产生积水，但这些水体最终还是要渗漏产生侧向运动，积水洼地的功能主要是滞水作用，使洪水过程线底宽增大。
又譬如，在喀斯特峰林溶原或峰林盆地流域，尽管局部地段土壤层较厚，降雨强度较大时会形成超渗地面径流，但从整个流域来看，不管是 *** 区还是覆盖区，地表下渗强度都较大，降雨通过下渗首先补给地下缺水容量，当包气带较薄时，下渗水量满足缺水容量后同时产生地下径流（包括土壤层和底部基岩裂隙层）和饱和地面径流；当包气带较厚时，先产生的是地下径流，并随着入渗过程的进行再产生饱和地面径流，侧向径流的形成是从下至上这样一种过程，有些喀斯特流域因地表河切割较深或地下水 *** 别发育，尽管不产生饱和地面径流，但降雨通过地表的下渗已使流域缺水容量达到饱和，这时所产生的地下侧向径流机制也属于蓄满产流方式。我国许多学者在贵州、广西、四川等几十个大、中、小喀斯特流域采用蓄满产流模型进行产流分析计算都得到满意的结果（章海生等，1987；黄庄宏等，1987；张建云等，1988；庄一鸰等，1989；程根伟，1991；梁虹等，1992），因而也从另一个侧面说明了喀斯特流域的主导产流机制仍是蓄满产流。这里的蓄满与非喀斯特流域有一定的区别，蓄满仅仅指流域蓄水容量达到饱和，但在饱和层内仍然可能存在较大的导水空间，从而形成的是气相、液相和固相的三相结构体。
3产流成分的多样性
由于喀斯特流域含水结构除了土壤孔隙结构外，还具有碳酸盐岩的溶蚀微小裂隙结构和较大裂隙管道结构，因而除了非喀斯特流域所具有的壤中流、超渗地面径流、饱和地面流、坡面流和地下径流外，还具有喀斯特流域特有的基岩裂隙层中的皮下径流和裂隙管道流等侧向运动水体，表现了喀斯特流域中的多种界面产流特征。另外，在垂向自由运动的水体有形成于土壤孔隙层和基岩微小裂隙层中的渗透流、形成于较大竖向裂隙中的渗漏流以及进入落水洞、漏斗中的竖井流。因此，喀斯特流域表现了多种径流成分。
济南泉域边界较清晰，具有独特的地质环境(实体结构)，相对独立完整的输入、输出和调节等功能，且社会、经济和环境因素对其状态影响显著，是一个典型的地下水系统，在我国北方岩溶分布区具代表性。确定和研究济南泉域岩溶水系统，对准确计算评价岩溶地下水资源、保泉供水和岩溶水资源管理与保护均具有科学价值和实际意义。
一、地质环境条件
1地形地貌
济南市位于山东省中西部，地处鲁中山地的北缘，南依泰山，北临黄河，地形南高北低。南部为绵延起伏的山区，山势陡峻，深沟峡谷，绝对标高500～600m;中部为山前倾斜平原，绝对标高一般25～50m;北部为冲积平原。根据地貌特征，自东南至西北地形由高渐低，地貌成因类型依次为:低山区、残丘丘陵区、冲洪积平原区、冲积平原区。
2气象水文
济南泉域地处中纬度内陆地带，属暖温带大陆性气候，多年平均降水量为647mm，6～9月集中降水，12月至翌年3月较小，年更大降水量119450mm(1962年)，最小340mm(1989年)。自20世纪80年代以来，济南地区进入干旱系列年份。近20年来降水偏枯年份出现几率增加，1949～1972年，偏枯降水年份出现几率4%，1980～2001年出现几率7%，如1988～1989年、1999～2002年连续4年干旱。本区降水量在空间上分配也有差异，南部山区多年平均降水量大于北部山前平原。区内河流主要有黄河、玉符河、北沙河、小清河等。
黄河水是济南市重要客水水源，为一地上河，其与岩溶地下水无水力联系。玉符河、北沙河发源于研究区南部泰山北麓，河道渗漏严重，是岩溶地下水的重要补给来源之一。由于上游修建水库而拦截地表径流，基本常年断流，为季节性河流，使岩溶地下水的补给量大大减少。
小清河发源于济南西郊的睦里村。20世纪60年代以前，小清河水质优良。随着济南城市规模的扩大，大量污水排入，小清河已成为济南一条总排污河。
区内主要水库有卧虎山、锦绣川、玉清湖和鹊山水库等。
3地层
济南位于泰山穹窿的北翼，总体上是一个以古生代地层为主体的向北倾斜的单斜构造(图11-1)。由南向北依次出露的地层有:
图11-1 君崖—市区水文地质剖面
太古界泰山群(Art):主要为混合花岗岩、片麻岩，分布于区域东南部。
古生界寒武系(C):呈东西向条带状分布于研究区中南部，岩性主要为页岩夹石灰岩，其中张夏组以石灰岩为主。
奥陶系(O):分布于中、北部，主要岩性为石灰岩、白云质灰岩夹泥灰岩。
石炭系(C):分布于济南市以北，呈条带状近东西向分布。岩性主要为砂岩、砂质页岩、泥岩夹薄层灰岩，含煤。厚度100～250m，与上覆二叠系为平行不整合接触。构成北部地热田的盖层。
二叠系(P):分布于济南市以北的广大地区。岩性以陆相紫色、灰色砂岩、砾岩、泥质页岩，夹薄层可采煤层。厚度不等，与上覆第三系为角度不整合接触。
第四系(Q):广泛分布于山前倾斜平原、北部黄河冲积平原及山间河谷地带。成因类型以冲洪积为主，主要岩性为砂质粘土、黏质砂土、粘土，山前冲积扇堆积有砂砾石层。黄河以北岩性以粉质粘土、粉土、粉砂为主，局部夹中粗砂，更大厚度大于300m。
4构造
区内断裂构造发育，主要分布有北北西走向的千佛山断裂、马山断裂、东坞断裂、文化桥断裂，北北东向的港沟断裂和近南北向的炒米店断裂等。
5岩浆岩
研究区主要有中生代侵入岩，分布在济南市区—历城区北部，属于中基性岩。济南岩体西起位里庄，东到王舍人镇，南至大杨庄—姚家镇一线，北到桑梓店—孔家村一线，面积约300km2，主要岩性为辉长岩、闪长岩。
二、系统边界条件
济南泉域边界是国内水文地质界长期争论的焦点问题之一，并受到了国际水文地质学者的关注。争论的关键问题主要集中在泉域东、西边界的确定上。山东省地矿局八○一水文地质工程地质大队自20世纪50年代以来完成的大量勘查成果，特别是于1980～1990年间完成的“济南保泉供水水文地质勘探”、“白泉-武家水源地供水水文地质勘探”和“长清-孝里铺水源地供水水文地质勘探”等项目成果，均确定东坞断裂、马山断裂分别作为泉域东、西边界，1991年以后的补充工作又进一步验证了此结论的正确性。根据近年的勘查试验资料，对泉域边界的范围和性质进行了进一步综合研究，明确了泉域的边界。
系统南边界:主要依据地层岩性和地表分水岭等确定。西起岗辛庄—桃花峪—馍馍顶一线，向南经黄山顶、香火炉子山至长城岭，再呈北北东向至西营东南的大高尖山，然后向北至文风山、跑马岭，最后向东至东坞断裂。
系统北边界:确定的主要依据为地层岩性和水文地质条件。总体以燕山期侵入岩体和石炭、二叠系为界。
系统东边界:根据东坞断裂总体隔水，断裂北段的局部地段尚显示有弱透水性质，但透水段长度不大。
系统西边界:为马山断裂，总体隔水，老屯地段具透水性质。
三、系统构成
济南泉域是一独立完整的地下水系统，按其储存空间、含水介质、水理特征及功能差异等可分为4个子系统:孔隙水子系统、裂隙岩溶水子系统、岩溶裂隙水子系统和裂隙水子系统。按埋藏条件及储存空间不同，孔隙水子系统又可分为西部冲洪积扇孔隙承压水亚子系统，中部及东部山前坡洪积孔隙潜水亚子系统;裂隙岩溶水子系统分为寒武系张夏组(C2z)裂隙岩溶亚子系统和寒武系凤山组到奥陶系(C3f—O)裂隙岩溶水亚子系统;岩溶裂隙水子系统可分为馒头组至徐庄组(C1m—C2x)岩溶裂隙水亚子系统，崮山组、长山组(C3g—C3c)岩溶裂隙水亚子系统，石炭、二叠系(C-P)岩溶裂隙水亚子系统;裂隙水子系统可分为变质岩裂隙水亚子系统和辉长岩裂隙水亚子系统。
1孔隙水子系统
根据泉域内松散岩层的结构、孔隙水的埋藏条件及其性质的不同，孔隙水子系统可分为泉域西部北沙河、玉符河冲洪积扇亚子系统和中部及东部山前坡洪积孔隙潜水亚子系统。
(1)北沙河、玉符河冲洪积扇孔隙承压水亚子系统
该亚子系统分布于玉符河、北沙河冲洪积扇构成的山前倾斜平原地区，面积约130km2，地形自南向北微倾，海拔高度30～60m。在两冲洪积扇的交汇地带，古地形呈南北向凸起，向两侧凹陷，所以冲洪积扇沿两古谷地发育。玉符河冲洪积扇首部在罗而庄、殷家林一带，北沙河冲积扇首部在魏庄、张桥一带，两冲洪积扇在小丁庄—后朱一线叠加。冲洪积扇前缘向北延伸过黄河，在黄河沿岸冲洪积扇上覆7～15m全新统黄河泛滥冲洪积层。
主要含水层位为第四系上新统，埋藏深度20～70m，水位埋深4～7m，浅部具有潜水性质，深部具承压性质。含水层厚度12～29m，富水性较强，单井出水量1200～1500m3/d。水质良好，矿化度小于10g/L。其首部水位年变幅较大，一般5～10m。富水性较差，小于500m3/d。主要接受大气降水补给、河流渗漏补给和裂隙岩溶水的越流顶托补给，以径流排泄和人工开采为主要排泄方式。
该亚子系统的边界特征如下:
系统东边界:自党家庄、大庙屯到腊山一线，构成隔水边界。
系统南边界:以冲洪积扇首部为界。
系统西南及西部边界:总体为隔水边界，但长清县城以北至水屯一带，边界两侧含水砂层成为一体，两侧有水量交换。
系统北及西北边界:该系统含水砂层向北及西北延伸并过黄河，地下水以潜流方式向黄河以北径流。
系统的底边界:根据第四系结构分析，济南—长清公路以北地区，分布着厚度较大的下更新统粘土和第三系半胶结的粘土岩及砂砾岩，具有相对隔水作用，以南粘性土分布较薄，局部地段由于古地形起伏变化，含水砂层覆盖于灰岩之上或与灰岩侧向接触，并有水量交换。
(2)山前坡洪积孔隙潜水亚子系统
分布于泉域中部白马山以东的山前地带，坡洪积物主要由粘土、粉质粘土、粘土夹砾石组成，厚度一般在3～15m，主要是粘土裂隙、坡洪积物含水，富水性较差。在山间季节性河谷地段分布有带状冲洪积砂石夹粘土层，厚5～15m，局部单井涌水量50～100m3/d，无集中供水意义。
2裂隙水及岩溶裂隙水子系统
裂隙水子系统分为变质岩裂隙水亚子系统和辉长岩裂隙水亚子系统。
(1)变质岩裂隙水亚子系统
分布在泉域南部地表分水岭以北的中低山区，岩性以太古宇花岗片麻岩为主。地下水赋存运动于风化带裂隙中，风化带厚度5～15m，富水性极差且不均匀，单井出水量一般小于100m3/d。地下水以大气降水补给为主，浅部循环，短距离排泄。因此，丰水期该地段裂隙下降泉较多，但流量甚小。地下水汇入沟谷，以地表径流形式向碳酸盐岩分布区汇集。
(2)辉长岩裂隙水亚子系统
主要分布在泉域北部，大部分被第四系所覆盖，零星出露呈岛状山。岩性以辉长岩为主，风化裂隙带较薄，富水性差，单井出水量小于100m3/d。以大气降水渗入补给及岩溶水补给为主，地下径流和人工开采为其主要排泄方式。
(3)岩溶裂隙水子系统
岩溶裂隙水子系统分为C1m—C2x岩溶裂隙水亚子系统和C3g—C3c岩溶裂隙水亚子系统:主要分布在南部中低山区，含水层为页岩与灰岩互层，岩溶裂隙不发育，富水性较差，单井出水量一般小于100m3/d，局部地段可达成100～500m3/d。位置较高，并有页岩阻隔，受沟谷切割或构造影响，往往出现阶梯水位，水位变化较大，一般5～10m，局部地段自流。地下水补给来源主要为大气降水入渗补给，径流方向与地层倾向及地形坡向基本一致，以泉或散流的形式排泄，以基流形式汇集于河流并补给裂隙岩溶水亚子系统。
(4)石炭、二叠系裂隙水亚子系统
分布于泉域的西部边缘，覆盖于第四系、第三系之下。岩性以砂页岩为主，夹煤层，富水性差。
上述变质岩裂隙水和C1m—C2x、C3g—C3c岩溶裂隙水与C3f—O裂隙岩溶水没有直接的水力联系，主要是通过裂隙水和岩溶裂隙水转化成地表水渗漏补给裂隙岩溶水，故称其为间接补给区。
3裂隙岩溶水子系统
济南泉域内裂隙岩溶水子系统可分为上、下2个亚子系统，下层为寒武系中统张夏组裂隙岩溶水亚子系统，上层为寒武系上统凤山组至奥陶系中统裂隙岩溶水亚子系统。该子系统是本次研究的重点。
(1)寒武系中统张夏组裂隙岩溶水亚子系统
该亚子系统含水介质为鲕状灰岩、豹斑灰岩、结晶质灰岩，厚度132～245m，主要分布在南部山区的涝坡、崔马及前大彦庄一线，向北隐伏于地下，含水层顶底板分别由具有相对隔水作用的崮山组页岩和徐庄组页岩组成。
灰岩顶部及底部岩溶发育，富水性中等， *** 区单井出水量小于100m3/d，隐伏区单井出水量500～1000m3/d。玉符河两岸及在构造与地形有利地段，富水性增强，单井出水量大于1000m3/d。除接受大气降水补给外，河水也是重要补给源之一。玉符河支流锦绣川的西营河段、玉符河宅科至崔马河段均大量接受河水渗漏补给。本亚子系统裂隙岩溶水，通过港沟、炒米店、石马等断裂与裂隙岩溶水亚子系统发生水力联系。
(2)寒武系凤山组—奥陶系中统裂隙岩溶水亚子系统
该亚子系统地层主要由古生界寒武系凤山组厚层灰岩及奥陶系石灰岩、白云岩组成，由南向北依次呈单斜展布，总厚度1102～1208m。断裂将系统内碳酸盐岩地层分割成为断块状。
千佛山断裂—东坞断裂断块:地层相对千佛山以西向北推移，岩层主要倾向北北西或北北东。含水层位为寒武系上统凤山组、奥陶系下统冶里、亮甲山组至下马家沟组二段。受千佛山和文化桥断裂的切割，市区主要含水层为奥陶系下统冶里、亮甲山组至寒武系上统凤山组;文化桥断裂以东，主要为奥陶系下马家沟和冶里、亮甲山组。火成岩体由北向南呈层状或舌状侵入于下马家沟组一段和上马家沟组一段地层中。含水层的埋藏深度随火成岩的厚度而变化，总的规律是向北埋藏变深。
系统内岩溶地下水总的由南向北北西运动，但由于受姚家庄—轻工学院一线较厚的火成岩体的阻挡及人工开采的影响，使岩溶水流在岩体前缘分流，一部分流向市区，另一部分流向东郊工业开采区，其主要排泄途径为泉排泄和人工开采。
千佛山断裂—炒米店断裂断块:该断块地层相对千佛山以东向南推移，地层主要倾向为北西，含水层为寒武系上统凤山组和奥陶系下统冶里、亮甲山组、下马家沟组。断块北部由于受火成岩侵入影响，下马家沟组以上地层缺失，奥陶系下统冶里、亮甲山组在火成岩体前缘埋藏在500m以下。南部该亚子系统外寒武系中统张夏组灰岩水主要通过炒米店断裂与奥陶系岩溶水沟通，是济南泉水重要补给源之一。该断块岩溶水主要流向为北北西，由于断块北部受厚度很大的火成岩的阻挡，形成岩溶水的富水带，大部分岩溶水沿岩体前缘折向东，通过千佛山断裂北段(透水段)流向泉群区。
炒米店断裂—马山断裂断块:该断块地层倾向北西，北部大都被第四系覆盖，依次由南向北分布有寒武系上统凤山组、奥陶系下中统各组，断块北部奥陶系中统八陡组灰岩部分上覆有石炭、二叠系。断块岩溶水除受大气降水、地表水补给外，还受系统外张夏组灰岩的岩溶水通过石马断裂补给奥陶系岩溶水。断块内岩溶水向北东径流，径流中受地层所阻，在景庄、老张庄一带形成富水区。岩溶水的排泄一部分向北东径流，部分通过第四系天窗及弱透水层越流补给第四系孔隙水并通过第四系向区外排泄，一部分岩溶水向北顺层径流排泄或通过断裂裂隙向石炭系排泄。
系统的富水性特征表现为:
在低山丘陵区灰岩直接 *** 地表，单井出水量一般小于100m3/d。在地形、构造及地表水补给有利于岩溶水的储存富集地带，出水量可大于500m3/d。水位埋深50～100m，甚至大于100m，水位年变幅20～－50m，为供水较困难的贫水区。
丘陵及部分岛状山分布区，含水层主要为奥陶系灰岩。部分 *** ，部分隐伏在10～20m的第四系松散层之下，呈带状沿北东—南西向分布，富水性中等，单井出水量100～1000m3/d，局部由于构造控水，单井出水量可大于1000m3/d。山前倾斜平原以及单斜构造前缘，单井出水量可达1000～5000m3/d，局部地区大于1万m3/d。
系统边界确定为:以东坞断裂为东边界、马山断裂为西边界、寒武系上统长山组顶界面为南边界(隔水边界)、以孔隙水子系统的底边界为北边界。
四、系统的功能
地下水系统的功能是指在某种实体结构下，地下水系统整体行为和活动的总和。由于地下水系统功能是系统实体结构与社会环境相互作用的具体表现，因此地下水系统有多种功能，但最主要的是系统的输入、输出和调蓄功能，济南泉域岩溶水系统亦是如此。
1输入功能
济南泉域岩溶水系统主要的输入源是大气降水，但其输入方式可有4种。
1)灰岩 *** 区大气降水直接入渗补给这是系统岩溶水获得补给的主要方式。多年的动态观测资料表明，岩溶水水位、泉水流量的变化与大气降水密切相关。济南地区全年降水多集中在雨季的7，8，9月份，占全年总降水量的7734%。每年雨季岩溶水位普遍上升，泉水流量增大。而每年枯水季节的4，5，6月份，降水量极小，岩溶水水位更低，泉流量最小或断流。全年岩溶水水位与泉流量的动态曲线与降水量的分配有十分明显的对应关系。
根据9批91个地下水、地表水水样同位素分析结果，将岩溶水各水样点δD-δO散点图与全国雨水线相比较(图11-2)，看出岩溶水水样点均分布在全国雨水线附近，说明泉域岩溶水来源于大气降水。
图11-2 岩溶水水样点δD-δ18O散点图与全国雨水线比较
2)河床渗漏集中补给泉域南部因超渗产流或蓄满产流而使部分大气降水转化为地表径流，在河流渗漏段集中补给岩溶水。此外，卧虎山水库向下游河道放水也成为河床渗漏集中补给的水源。
3)大气降水通过第四系含水层间接入渗补给岩溶水玉符河、北沙河中上游沿河发育有粗砂夹卵砾石，且直接覆盖在灰岩之上，大气降水入渗补给孔隙含水层后，再下渗补给岩溶水。
4)系统外补给通过泉域东、西边界透水和弱透水段，白泉泉域和长清孝里水文地质单元地下水对济南泉域产生补给。
2输出功能
泉域岩溶水系统输出排泄主要有3种方式:
1)人工开采这是目前泉域岩溶水系统最主要的排泄途径。自20世纪60年代以来，工业与城市用水开采泉域岩溶水日益增加，至1997年达到6578万m3/d(图11-3)。玉清湖、鹊山引黄水库建成输水后，开采量明显减少，2003年泉域岩溶水实际开采量为40万m3/d。
图11-3 济南泉域历年降水量、泉流量与地下水开采量关系图
2)泉水排泄在自然条件下，泉水排泄是岩溶水系统的主要排泄方式。在20世纪50年代末60年代初，市区四大泉群总流量平均在30万～35万m3/d。
3)径流排泄泉域岩溶水系统西北部，奥陶系灰岩向北延伸到黄河以北，岩溶水沿地层倾向向北西方向运动。
3功能分区
济南泉域的功能分区，是指在济南泉域范围内，泉水与其母体岩溶地下水形成过程中起不同作用的地段划分。济南泉域可分为直接补给区、间接补给区、汇集排泄区等3个功能区(图11-4)。
图11-4 济南泉域功能分区图
直间接补给区:指泉域上游所有靠大气降水补给形成的地表水、地下水，均以地表径流形式进入、补给直接补给区的地区。主要位于济南市南部和西南部的玉符河、北沙河流域的上游地区，包括仲宫—西营—高而—万德等地区。
汇集排泄区:指整个泉域系统下游岩溶地下水汇集、储存、排泄的地区。分布在千佛山以北、大明湖以南，沿火成岩岩体南侧呈东西向延伸的狭长地带，西起玉符河旁的位里庄，东至铁厂(图11-5)。
五、系统的流态
1水动力场流态
泉域岩溶水系统是以溶隙、溶孔、溶洞构成的地下 *** 系统，水流具有渗流性质，流态以层流为主。岩溶水水力坡度在南部山区较大，为15%～25%。进入山前地带，水力坡度明显变缓，为10%～25%，且由东至西水力坡度呈减少趋势，炒米店断裂以西水力坡度较小。沿火成岩体南缘的汇集区，由于岩溶发育，连通性极好，水力坡度更为平缓，一般小于1/2500。
(1)水动力分带
地表水和地下水动力是可溶岩岩溶发育的必要条件，而岩溶的三维空间分布和岩溶发育程度也影响着水动力特征，因而水动力与岩溶是相辅相成的关系。济南泉域岩溶水系统具有独立、完善的水动力场，由于水动力受岩石介质的透水性、导水性及水的补、径、排、蓄条件的控制，因此岩溶水系统各功能区、水动力特征、岩溶发育状况等各不相同。在平面上可划分为3个水文、水动力带:外源水带、入渗-径流带、汇集-排泄带。
外源水带:分布于南部山区，寒武系凤山组(C3f)底板界限以南，它在岩溶水系统功能上是间接补给区。主要是变质岩、寒武系下中统和上统的崮山、长山组，大气降水主要以表流形式进入直接补给区入渗，部分在断裂构造作用下与直接补给区发生水力联系。
入渗-径流带:分布于南部山区丘陵及山前地带的寒武系凤山组以上地层的分布区，它在岩溶水系统功能上是直接补给区。大气降水的水流主要沿着岩层裂隙向下渗流，到达一定深度后，则向下游作水平方向流动而汇入岩溶水系统中。
汇集-排泄带:分布于济南泉域岩溶水系统的山前平原地带，它在岩溶水系统功能上是汇集排泄区，是岩溶水总汇集、排泄场所，也是岩溶水富水地带，水力联系好，蓄水空间大，动态相对稳定，具有统一的水位，形成一完整的开采、排泄、统一水动力场和天然隐伏的岩溶地下水库，是岩溶水的主要排泄地带，以开采排泄、泉水排泄和径流排泄为主。
(2)平面水动力场
从泉域岩溶水多年枯、丰水期平面水动力场分析，岩溶水平面水动力场变化不大，仅局部由于季节变化和开采影响发生变化。由于受地形、地貌、地层、构造等因素控制，千佛山断裂以东和以西水面形态有所不同(图11-6)。千佛山断裂以东，岩溶水总体流向为北北西，山区水力坡度大，山前及汇集区水力坡度小，在市区、东郊工业开采区，由于人工及岩体的作用，形成2个相对独立的降落漏斗同源补给，开采量变化会引起平面流场的变化，使分水岭相对移动而相互影响(图11-7)。
千佛山断裂以西，东南部山区径流方向为北西，水力坡度较大，西南部岩溶水径流方向为南北向。受煤系地层、火成岩体、西郊开采的共同作用，岩溶水在向北径流过程中，径流方向发生改变，转向北东。由于西郊水厂开采，在腊山、大杨庄、峨眉山附近形成了一相对稳定的降落漏斗。从千佛山断裂以西平面流场图分析，由山前至汇集区水力坡度逐渐减小，说明其导水性逐渐增强，特别是火成岩体南缘，水力坡度极缓，是导水性极强的岩溶水汇集、富水区。炒米店地堑带等水位线向上游凸，这是由于它是岩溶水强径流导水带，水流疏导快，水头低，形成槽谷状水平形态，两侧岩溶水有向该带径流的分流。
图11-5 济南泉域排泄区地质剖面图
图11-6 岩溶地下水平面流场图(2004年6月)
图11-7 东郊工业开采区地下水平面流场
(3)纵剖面水动力场
从纵剖面水动力场分析，可分为垂直渗流补给带、水平径流带、汇集排泄带(图11-8)。
图11-8 纵剖面水动力场
垂直渗流补给带:位于南部山区的直接补给区，水流以垂直、水平两种方向兼有。大气降水垂直向下补给，达到一定深度后转为水平运动为主。岩溶含水层导水性、富水性皆不均匀，水力坡度较大，水位变幅大且陡降。
水平径流带:位于山前至汇集区边缘带，是岩溶水补给到排泄的中间过渡带，岩溶水以水平运动为主，其补给来源以侧向水平径流补给为主，岩溶水水位陡升缓降，水位变幅及水力坡度较小，岩溶含水层较厚，导水性及富水性相对较大且均匀。
汇集排泄带:位于岩溶水的汇集区火成岩体南缘地带，侧向径流补给是其主要补给来源，并在此汇集、排泄。排泄方式以泉水和开采为其主要形式，天然条件下，水力坡度极缓，含水岩层的导水性富水性极强，且较均匀，水位变幅相对较小，岩溶水含水层巨厚，是天然岩溶地下水库的主要库区。
(4)汇集、排泄区横剖面水动力场
岩溶水汇集排泄区富水性、导水性强，储水空间大。岩溶发育较均匀的区域岩溶水系统特有的地质构造特征决定了在火成岩体南缘形成岩溶水的汇集排泄区，其补给主要是南部的径流补给，水位相对较稳定，由于开采作用局部形成降落漏斗。沿火成岩体南缘，形成岩溶水的强导水径流带，连通性极好(图11-9)。
图11-9 排泄区横剖面水动力场
图11-10 2004年地下水动态
2岩溶地下水系统动态特征
岩溶水系统动态是岩溶水系统含水层结构、性质、边界条件和岩溶水补给、排泄及运动的综合反映，是研究岩溶水各级系统、功能和特征的重要信息。在目前环境状态下，济南泉域岩溶水水位动态主要受岩溶水系统自身结构、功能、气象水文因素及人工开采的控制与影响。
岩溶水系统的结构、功能决定了济南泉域岩溶水系统在不同空间的补、径、排、蓄条件，补、径、排、蓄条件是影响岩溶水水位动态的重要内因。在灰岩 *** 、地形起伏较大的直接补给区，岩溶发育差，含水层薄，导水性、储水性弱，调节能力差，岩溶水水位随降水量的变化而陡升陡降，年变幅一般在20～60m，地下水位埋深50～100m(图11-10)，动态成因类型属径流-入渗型。在汇集区，岩溶水接受侧向径流等补给，在强岩溶发育的岩溶地下水库的调节作用下，水位年变幅较小，一般3～5m。一般情况下，济南市区四大泉群排泄带水位动态相对稳定，年变幅仅有3～4m，动态成因类型属入渗径流-泉排开采型。
年内对岩溶水动态影响较大的因素是降水，它控制了年内更高水位值出现日期;其次是工农业开采量，它决定更低水位值。在降水、工农业开采的综合影响下，一年之中水位动态呈现缓慢“下降—上升-下降”季节性、周期性的变化特征。一般在1～5月水位逐渐下降，5～6月出现更低水位，7～9月雨季来临，农灌停止，水位波动上升。更高水位滞后于降水量约1个月左右，出现在9～10月，然后水位缓慢下降，并持续到翌年5～6月。属气象-开采型动态类型。
济南泉域岩溶水水位处于多年动平衡状态。从水位标高可以看出，西郊高于市区，市区又高于东郊工业开采区。为了更好地揭示岩溶水多年动态变化特征，采用市区多年年平均、年更高、年更低水位等特征值来研究市区岩溶水水位动态变化规律，采用多年年平均水位来研究西郊岩溶水多年动态变化规律。
多年年平均水位变化:选择降水量和岩溶水开采量为自变量，A2－20孔平均水位值为因变量，进行线形逐步回归分析计算。更优逐步回归方程为
山东省地质环境问题研究
式中:H为A2－20孔年平均水位(m);Pn为当年降水量(mm);Pn－1为前一年降水量(mm);Pn－2为前两年降水量(mm);Q开为当年地下水开采量(万m3/d)。
结果表明，岩溶水年平均水位与3年降水量及岩溶水开采密切相关，其中与当年岩溶水开采量关系最密切。说明在现状条件下，岩溶水年平均水位主要受岩溶水开采量的控制，即岩溶水年平均水位随年开采量的增大而降低，同时还说明济南市区岩溶水系统具有3年的调节功能。因此，济南市区岩溶水多年年平均水位动态属气象-开采型。
多年年更高水位变化:同样选择降水量、岩溶水开采量为自变量，A2－20号孔年更高水位为因变量，进行线性逐步回归分析计算。更优逐步回归方程为
山东省地质环境问题研究
式中:Hmax为年更高水位(m);其他同前。
结果表明，岩溶水更高水位同样与3年降水量及岩溶水开采量密切相关，同样与当年岩溶水开采量关系最密切。说明在一般降水年份，岩溶水年更高水位仍然受岩溶水开采量的控制，即岩溶水年更高水位随开采量的增大而降低，同时进一步说明济南市区岩溶水系统具有3年的调节功能，因而济南市区岩溶水多年更高水位动态仍属气象-开采型。
多年年更低水位变化:选择降水量(水文年)、泉区开采量及外围开采量为自变量，A2－20号孔年更低水位值为因变量进行线性逐步回归分析计算。更优逐步回归方程为
山东省地质环境问题研究
式中:Hmin为A2－20号孔年更低水位(m);Qc为泉区开采量(万m3/d);Qs为外围开采量(万m3/d)，其他同上。
该方程表明岩溶水更低水位与前一年、前两年降水量、泉区开采量及外围开采量密切相关，其中与泉区开采量关系最密切，外围开采量次之。这说明年更低水位主要反映了前一年、前两年降水量及当年岩溶水开采量对其的影响，与实际水文地质条件相符。当年的更低水位出现于雨季来临前，因而它不受当年降水量的控制。显然，岩溶水多年更低水位动态仍属气象-开采型。
超渗产流和蓄满产流在形成原因、覆盖地区以及意义方面各有不同，具体区别如下。
一、两者形成原因不同
1、蓄满产流是因降水使土壤包气带和饱水带基本饱和而产生径流的方式，是降雨径流的产流方式之一。在降雨量较充沛的湿润、半湿润地区，地下潜水位较高，土壤前期含水量大，由于一次降雨量大，历时长，降水满足植物截留、入渗、填洼损失后，损失不再随降雨延续而显著增加，土壤基本饱和而产生。
2、超渗产流的形成过程是大范围降雨、植物截留、填洼、雨期蒸发及下渗等几个过程组合形成的发展过程。
二、两者出现的地区不同
1、蓄满产流多在降雨量较充沛的湿润、半湿润地区，以及地下潜水位较高的地区出现。蓄满产流往往不能在山区流域上普遍实现，在平原区则容易发生。在土层较薄的坡脚，由于饱和坡面流的存在也多出现蓄满产流。总之降水在满足田间持水量之后，所有的降水都产流。
2、超渗产流是发生在包气带上界面（地面）的产流机制。通常出现在在干旱和半干旱地区，但是如果降雨量小地下水埋藏很深，包气带可达几十米甚至上百米，降雨过程中下渗的雨量不易使整个包气带达到田间持水量。只有当降雨强度大于下渗强度时才会产生地面径流。
三、两者带来的影响不同
1、蓄满产流这一概念是基于江南河网化地区具体情况提出的，它对产流理论和降雨径流形成规律的探索，雨洪预报 *** 的研究有一定的实际意义。蓄满产流能帮助降雨径流的流动、发展。蓄满产流在土壤孔隙被水分填充满后，土壤不能再吸水，所以能使土壤快速达到饱和。
2、超渗产流在干旱以及半干旱地区的作用很大。它在土壤干燥时，下渗能力强，外界水分渗入土壤的速度较快。超渗产流能在产流过程中，雨水不断下渗，下渗锋面不断下移，对土地达到水分饱和也有积极意义。
-蓄满产流
-超渗产流
裴建国
（中国地质大学（北京），北京 100083；
中国地质科学院岩溶地质研究所，国土资源部岩溶动力学重点实验室，桂林 541004）
基金项目：地质调查项目（200310400044、200310400043）资助。
作者简介：裴建国（1957—），男，研究员，主要从事水文地质与水资源、环境地质研究。
摘要：溶蚀丘陵主要集中分布在湖南的湘中地区，在湘黔桂川渝等地的中低山峰丛地区也有分布。溶蚀丘陵区，岩溶发育，分布着较为丰富的岩溶水，具有较大的开发前景。溶蚀丘陵区岩溶水系统具有多块多层的结构特征，含水介质以裂隙-溶洞型为主，地下水动力场具有高度非连续水流的特点，而不具有统一的流场，岩溶水的动态对降水反应灵敏，滞后时间短，具有同步变化的特征。岩溶石山区脱贫致富和可持续发展的关键和前提是解决水的问题。岩溶水的开发利用要因地制宜，在开发方式上，要以蓄、引为主，蓄、引、提、排相结合；在工程规模上，以（中）小型为主；在工程布局上，以分散为主；在工程运行上，以自流为主。
关键词：溶蚀丘陵；岩溶水系统；开发利用
溶蚀丘陵是指岩溶丘陵、洼地、谷地的组合形态。根据我国岩溶区的地形地貌特征和地质环境背景，集中分布的溶蚀丘陵区主要有湖南的湘中地区。此外，在湘东、湘西、湘南、黔东北、鄂西、桂东北、川东、粤北等地的中低山峰丛地区，往往是周围为岩溶山地，山间广布着波状起伏的丘陵，属零星分布的岩溶丘陵地貌。溶蚀丘陵区分布着较为丰富的岩溶水资源，具有较大的开发前景。本文仅就湘中溶蚀丘陵区岩溶水系统的结构、流场、动态、输入和输出特征，以及岩溶水资源有效开发利用问题，作一概述。
1 自然地理及地质概况
湘中溶蚀丘陵区分布于雪峰山以东、衡阳盆地以西、沩山以南、阳明山以北的范围，总面积为29138km2，其中岩溶分布面积为20626km2，占总面积的7079%。
本区四周环山，中部为以溶蚀丘陵为主的涟源、邵阳、零陵三个盆地，盆地内地貌组合形态主要表现为峰脊谷地、峰丘洼地、峰丘谷地、垄岗谷地等。北部涟源盆地总体地势是西北高、东南低，西北部地形标高为600～900m，东南部为100～300m；中部邵阳盆地地形标高多为300～500m；南部零陵盆地地形标高一般为100～300m。盆地四周的山地标高多在500～1300m之间。
区内地层发育较全，从中元古界至第四系均有出露。冷家溪群和板溪群主要分布于溶蚀丘陵区外围的中低山区，震旦系至志留系零星分布于盆地四周的山地，泥盆系至三叠系中统广泛分布于盆地中，连续沉积，厚度大，三叠系上统至侏罗系、白垩系至第三系、第四系多分布盆地中的谷地、洼地的底部或斜坡地带。泥盆系至三叠系中统以浅海相碳酸盐岩沉积为主，中间夹有8～10层滨海相或陆相碎屑岩沉积，其余地层主要为碎屑岩沉积，局部亦有碳酸盐岩沉积。本区的地质构造主要为一弧顶向西凸出的弧形构造，由一系列弧形展布的褶皱和断裂组成。
2 岩溶水系统特征
21 系统的结构特征
211 剖面结构
根据碳酸盐岩组成及岩层变化特征、岩溶发育特征、区域性隔水层的分布，在本区泥盆系至三叠系碳酸盐岩地层，在剖面上可划分为6个岩溶含水系统、13个岩溶含水岩组，每个岩溶含水系统的顶、底界均由碎屑岩地层构成，具有很好的隔水作用（表1）。由此可见，溶蚀丘陵区岩溶水系统具有多层结构的特征。
表1 岩溶含水系统结构表
续表
212 平面结构
岩溶水系统的边界受制于地质环境条件，特别是地形、地貌、地层和构造条件。就溶蚀丘陵区而言，一个完整的岩溶水系统，不论其规模大小，根据系统的水文地质特征和水循环原理，都可进一步划分成许多个亚系统或更次一级的子系统，每个子系统都是相对独立且完整的地下水系统，但它们的汇水范围一般都不大，小者不足1km2，大者可超过20km2。同一亚系统的每个子系统都具有相同或相似的结构和功能。
由于受地质构造的控制和区域隔水层的影响，溶蚀丘陵区岩溶水系统还具有多块结构的特点。本区岩溶水的富集主要受向斜和背斜构造制约，总体而言，北部向斜构造比较开阔，背斜紧密，断裂发育，形成较完整的向斜蓄水构造；南部背斜比较完整，向斜狭窄，岩溶含水层往往分布于背斜的四周。这些蓄水构造往往构成一个或数个岩溶水系统。同一蓄水构造的岩溶水系统具有相似的水文地质特征。
涟源盆地的蓄水构造多以向斜蓄水构造为主，向斜的核部地层一般为三叠系下统麒麟山组和大冶组，翼部地层为二叠系、石炭系和泥盆系。因受岩性的影响，向斜核部不富水，而翼部富水，主要含水岩组为二叠系茅口组、石炭系黄龙组和船山组灰岩或白云岩，常常构成岩溶水的富集区或富集带，具有较好的开发前景。邵阳和零陵盆地，褶皱发育，断裂密集分布，在构造的有利部位常形成富水带，是中小型水源地开发的靶区。
213 系统的边界类型
岩溶水系统的结构具有多块性，也就是说岩溶水系统可进一步划分成亚系统和子系统，其依据主要是地质环境背景和水文地质条件，在最后落实到系统及系统内部的边界条件和系统范围的确定。这是岩溶水资源评价和开发利用的基本条件之一，也是系统的结构特征之一。溶蚀丘陵区岩溶水系统的边界主要有以下几种类型：
（1）分水岭型。一般而言，谷间地块存在地下分水岭。有时，洼地或谷地中也存在地下分水岭。
（2）隔水型或阻水型。这一类边界往往是碳酸盐岩地区的碎屑岩地层、弱岩溶化地层、紧密褶皱带以及断裂挤压带。
（3）导水型。由于受断裂构造的影响，常使相对独立的岩溶水系统之间发生水力联系，以潜流的形式发生水量交换。
（4）排泄型。当区域性或局部性的岩溶排泄基准面构成岩溶水系统的排泄边界，岩溶泉或地下河出口呈线状排泄。
214 含水介质特征
根据含水介质的骨架、空隙及其组合特征，溶蚀丘陵区含水介质以裂隙-溶洞型为主，可归纳为泥晶灰岩和颗粒泥晶灰岩密集裂隙-溶洞型、泥晶颗粒灰岩裂隙-溶洞型、亮晶颗粒灰岩稀疏裂隙-溶洞型、细-粗晶白云岩稀疏裂隙-孔隙溶洞型等四类。
22 系统的输入与输出特征
221 输入特征
岩溶水系统的输入方式主要有两种：一是面状分散入渗补给，这种方式是普遍存在的，尤其是丛丘谷地、峰丘谷地分布区；二是点状补给，大气降水和地表水通过漏斗、落水洞、地下河入口，以渗漏或直接注入的形式补给岩溶水，这种方式在地域上具有点状且集中的特点，主要发生在 *** 型岩溶区。在高位的峰丛洼地、峰丘谷地，当大气降水入渗形成地下水，通过岩溶含水系统的调节，在相对低的洼地或谷地中以泉或地下河的形式出露地表，形成地表径流，经短途径流再一次通过落水洞、地下河入口等补给岩溶水（二次补给）。雨季时在这些洼地或谷地中，大气降水超渗产流形成的地表径流，也是通过低位洼地的落水洞或地下河入口补给岩溶水，这一种水源的补给多为瞬时性的。
222 输出特征
在一些大中城市和矿区，岩溶水系统的输出以人工开采和矿区疏干排水为主。而在绝大部分岩溶山区岩溶水的开发利用程度较低，未受到人工的干扰和破坏，其排泄方式仍以地下河和岩溶泉为主。因受地形、地貌和地质条件的控制，地下河和岩溶泉的分布，具有一定的规律，多在碳酸盐岩和碎屑岩地层接触带、强岩溶化与弱岩溶化地层接触带、压性断裂带旁侧、褶皱的两端、谷地的后缘和河谷地带形成地下河和岩溶泉。
23 系统的流场和动态特征
231 流场特征
溶蚀丘陵区岩溶水系统因具多块多层的结构特征和多层隔水层的存在以及岩溶发育的不均匀性，从而使本区岩溶水不具有统一的流场，具有高度非连续水流的特点，而且流向严格受地形、地貌、地层岩性和地质构造的控制。岩溶水径流可分为管道型和裂隙型两种方式。管道型主要分布于二叠系茅口组上段、石炭系船山组和黄龙组以及泥盆系棋子桥组和佘田桥组，而其他层位的岩溶水主要以裂隙运移为主，在一些岩溶发育带中，局部也存在管道型水流。
232 动态特征
岩溶水的动态与系统的结构、输入和流场的关系极为密切。以管道型为主的岩溶水动态对降水反映灵敏、滞后时间短，具有同步变化的特征。在雨季，岩溶泉或地下河流量的峰值多在降水量峰值之后2～10个小时出现，高峰的持续时间短，流量变化大，暴涨暴落，极不稳定，岩溶大泉（下降泉）或地下河的流量的三日增幅多为20～100L/s，大者可达500L/s以上。在旱季，降水量很小，甚至无雨，流量呈自然衰减状态。年更大流量和最小流量一般相差数十至数百倍，大者可上千倍。
以裂隙型为主的岩溶水多以泉的形式出露地表，少数为地下河，其流量动态仍与降水关系密切，流量变化也不稳定，流量峰值略滞后于降水量峰值，滞后时间一般为2～3天，在雨季岩溶泉的三日增幅为20～50L/s，大者可超100L/s，地下河则更大，年更大流量与最小流量一般相差数十倍，大可达数百倍。
完全以裂隙为主的岩溶水是以分散的小型岩溶泉出露地表，泉流量的动态变化相对稳定，流量的峰值滞后于降水的峰值，滞后时间一般为10～50天，三日增幅小于5L/s，年更大流量与最小流量相差1～10倍，大者可达20倍。这类泉水流量在枯季多小于1L/s。
3 岩溶水开发利用
31 开发利用模式
岩溶水的开发利用，要根据岩溶水系统的结构特征和水动力条件，采取易于操作且有效的方式 *** ，主要有蓄、引、提、排等，以及这些方式 *** 的结合使用。而应以蓄、引为主，并与水能资源开发结合起来，使岩溶水资源的开发利用更合理、更经济。
岩溶水开发利用的基本模式主要有以下几种：
（1）蓄水模式。包括溶洼成库模式、溶谷成库模式、地下河堵洞成库模式。
（2）引水模式。包括直接引水模式（位置较高的岩溶泉和地下河）、筑坝引水模式（抬高水位引水）、堵洞截流引水模式、隧洞截流引水模式。
（3）提水模式。包括提取泉水模式（含地下河出口）、打井提水模式、提取河水模式（岩溶排泄带）、提取库水模式（蓄水成库后提水）、地下河天窗或竖井提水模式。
（4）排水模式。在解决供水问题的同时，必须注意防止洪涝灾害。本区很多洼地，地势低平，排水不畅，一遇暴雨，即成内涝，又不易建库，只能开挖隧洞或其他方式进行排洪，以减轻洪涝灾害的损失。应统一考虑资源与洪涝问题，采取洪涝的治理与资源的开发利用一起抓，因此在此也将排水作为开发模式之一。
针对溶蚀丘陵区岩溶水系统具有多块多层的结构特征和高度非连续水流的动力场特征，以及地形、地貌和水资源分布规律，溶蚀丘陵区岩溶水有效开发利用要因地制宜。在开发方式上，要以蓄、引为主，蓄、引、提、排相结合。人、畜饮水工程以引为主，引、提结合，合理开发利用地下水；农田灌溉工程以蓄、引为主，地表水和地下水综合开发利用。在工程规模上，以（中）小型为主。在工程布局上，以分散为主。在工程运行上，以自流为主。
32 开发利用实例
321 大庆坪地区的成功经验
大庆坪地区岩溶水开发利用的经验值得我们借鉴。大庆坪地区位于永州市的西南部，为一典型的溶蚀丘陵区。出露地层有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、白垩系等，碳酸盐岩出露面积达70%以上。近40年来，共建岩溶水利水电工程16处，据不完全统计，灌溉面积约133万hm2，装机约3000kW，从根本上改变了岩溶地区的干旱面貌。其主要开发利用方式为溶洼成库，引水工程、地下水库、提灌工程，而骨干工程为溶洼水库（表2）。更大的引水工程为五星隧洞，隧洞长 1826m，引水量为 43200m3/d，装机2500kW，灌溉农田200hm2。
表2 大庆坪地区溶洼水库一览表
溶洼成库的关键主要取决于地下分水岭和相对隔水层的存在及其所处的位置高度。大庆坪地区溶洼成库的经验表明，充分利用四周的（相对）隔水层是建成溶洼水库的可靠的水文地质边界条件，在不具备或不完全具备完整的（相对）隔水层时，地下分水岭的存在是建库的必要条件。浅部岩溶管道是溶洼水库渗漏的主要通道，作好岩溶水系统的结构和流场分析、输入和输出条件分析以及浅部岩溶管隙的处理是主要的防渗措施。
322 吉庆地区的教训
吉庆地区位于新化县东北部，出露地层主要为石炭系黄龙组和船山组。该地有多处病害水库。如南山水库，坐落在一北东向展布的洼地中，设计库容104万m3，因库底渗漏，达不到设计要求，后逐渐变为干库。其主要原因是建库前未查明岩溶分布规律和发育特征，库底被松散层覆盖，水库蓄水后，随着水头压力的增大和地下溶洞水的潜蚀，落水洞和溶蚀裂隙的充填物随着下塌，并形成库底塌陷，致使落水洞完全暴露，使水库不能蓄水。又如朝辉水库，20世纪50年代末建成，正常运行近20年后，在原坝体加高2m左右，致使库底、坝体下游约100m内，形成串珠状塌陷，使水库不能正常蓄水。
4 结语
溶蚀丘陵区多为经济较发达的地区，但在广大岩溶石漠化区，由于自然环境的脆弱性，还不同程度地存在着旱涝灾害、水土流失严重、生态环境恶劣等问题，长期以来得不到有效的解决和改善，制约着当地社会经济的持续发展，造成人民的贫困。其根本原因就在于缺水，或是水资源未能合理有效地开发利用。因此，岩溶贫困山区脱贫致富的关键和前提是解决水的问题。
根据溶蚀丘陵区岩溶水系统的特征，岩溶水的开发应以岩溶水系统（亚系统、子系统）为整体，进行科学合理的规划，首先是解决生活用水和农田灌溉用水问题，使农民达到温饱水平。在解决温饱问题以后，应及时地指导农民积极地退耕还林，恢复和扩大森林面积，减少水土流失和石漠化，改善生态环境，通过产业结构调整，促使传统农业向生态农业转变，促进社会经济与生态环境呈良性循环，走人口、资源、环境统一协调的可持续发展的道路。
参考文献
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韩行瑞，陈定容等1997岩溶单元流域综合开发与治理桂林：广西师范大学出版社
历史上黄河以“善淤、善决、善徙”著称。其下游河道的变迁极为复杂，从孟津以东至荥阳（南岸）、武陟（北岸）间，因河身为南岸山脉所约束，只是沿着自西而东的方向发生很小的移动，古孟津城在今城北十二点五公里，古黄河更在古孟津城之北，而今黄河则距孟津城仅二点五公里，可见这一段河道向南移了约十公里。武陟、荥阳以下，黄河正式进入华北平原，才有改变方向的大规模改道。改道不仅次数频仍，流路紊乱，波及地域也极为广阔。历史上出现的河道，有如一把摺扇的扇骨，多至数十根。武陟、荥阳是扇纽，扇骨的分布北至海河，南至淮河。黄河的改道对这一广大区域的地貌变迁造成极大的影响。
据文献资料记载，从先秦时期到解放前约三千年间，黄河下游决口泛滥达一千五百九十三次，平均三年两次决口，重要的改道二十六次。清初学者胡渭从古代黄河上千次改道的记载中，予以整理归纳，在《禹贡例略》里提出五大徙之说。后咸丰五年（1855年）铜瓦厢决口改道，加上一徙，统称“六大徙”。再加上战国初期前原有故道，概括为七个阶段。分述于下：
1战国初期以前河道
见于先秦文献而为人们所熟悉的古黄河下游河道“禹河”，也就是“禹贡大河”，根据《禹贡·导水》章的叙述是“东过洛汭，至于大伾；北过降水，至于大陆；又北播为九河，同为逆河入于海”。“洛汭”为洛水入河处，“大伾”在今河南浚县，说明古河水东过洛汭后，自今河南荥阳广武山北麓东北流，至今浚县西南大伾山西古宿胥口，然后沿着太行山东麓北行。“降水”即漳水，“大陆”指大陆泽。说明大河在今河北曲周县南，接纳自西东来的漳水，然后北过大陆泽。“九河”泛指多数，是说黄河下游因游荡不定在冀中平原上漫流而形成的多股河道。“逆河”则是在河口潮水倒灌下，呈逆流之势而在今天津市东南入于海。
另一条见于先秦文献的古黄河下游河道“山经大河”，由于《山经》中不见关于河水径流的记载，一直为世人所忽视。近年谭其骧根据《北山经·北次三经》所载入河诸水，与《汉书·地理志》、《水经注》所载的河北水道相印证，发现“禹贡大河”流至今河北深县后，“山经大河”即由此分道北流，会合虖沱水，又北流至今蠡县南，会合泒水、滱水后，继续北流至今清苑县折而东流，经今安新县南、霸县北，东流至今天津市东北入海①。
2战国中期至西汉末河道
第三条见于文献记载的黄河下游河道是《汉书·地理志》及《汉书·沟洫志》的河水，也就是《水经·河水注》的“大河故渎”。胡渭说：“周定王五年（前602年），河徙，自宿胥口东行漯川，右迳滑台城，又东北迳黎阳县南，又东北迳凉城县，又东北为长寿津，河至此与漯别行而东北入海，《水经》谓之‘大河故渎’”②。认为是大禹治水以后黄河的之一次改道。
这条“大河故渎”的具体径流是：宿胥口以上与《山经》、《禹贡》河道同，自宿胥口东北流至长寿津（今河南滑县东北）的一段，胡渭叙述较详；过长寿津后，河水折而北流，至今馆陶县东北，折东经高唐县南，再折北至东光县西会合漳水，复下折而东北流经汉章武县（今黄骅县伏漪城）东入海。
谭其骧考订，认为这条河道始于周定王五年河徙说虽不足凭信，但这条“大河故渎”的形成很可能早于《禹贡》、《山经》河，在春秋战国时代，它们曾长期并存，造为主次。“约在前四世纪四十年代左右，齐与赵、魏各在《汉志》河东西两岸修筑了绵亘数百里的堤防。此后，《禹贡》、《山经》河即断流，专走《汉志》河，一直沿袭到汉代”③。
战国中期下游河道全面筑堤后，发挥了蓄洪拦沙作用，因而河床比较固定。其间虽曾决溢过九次，最著名的是汉武帝元光三年（前132年），“河决于瓠子（今河南濮阳西南），东南注钜野（巨野泽，在今山东西南部），通于淮、泗”①。这是历史记载黄河夺淮入海的之一次。洪水“汜郡十六”②，历时二十余年，直至元封二年（前109年）始予堵塞。以后的几次决口大多经过数年即被堵住，河复故道。这条河道稳定了四百七十五年。但到西汉末年，由于泥沙长期堆积，“河水高于平地”③，重大改道，已势不可免。
3东汉至宋初河道
王莽始建国三年（11年），发生第二次大徙。“河决魏郡（治邺，今河北临漳县西南），泛清河以东数郡。先是，莽恐河决为元城（今河北大名东）冢墓害，及决东去，元城不忧水，故遂不堵塞”④。洪水在今鲁西、豫东一带泛滥了近六十年，直至东汉明帝永平十二年（69年）“王景修渠筑堤，自荥阳东至千乘（今山东高青县东北）海口千余里”⑤，始形成东汉大河，也就是《水经注》以及唐《元和郡县志》所载的大河。
东汉大河的位置较西汉大河偏东，从长寿津自西汉大河故道别出，循古漯水河道东行，复蜿蜒于今黄河与马颊河之间，至今滨县之南入海。距海里程比西汉大河短，河道也比较顺直，东汉以后河水含沙量又相对有所减弱。由于以上这些原因，这条大河稳定了八百多年，一直没有发生大的变动，其间很少有决溢发生，也无大的改流。因此，魏、晋、南北朝各史多不志河渠，《隋书·地理志》也没有黄河经行的记载。
唐末宋初，由于下游河口段淤高，排泄不畅，曾出现多次决口。其中比较重要的有唐景福二年（893年）黄河在河口段“自厌次县界决而东北流，迳勃海县（今山东滨县）西北，又东北至无棣县（今县同）东南而东注于海”①。又宋景佑元年（1034年），河决澶州横陇埽（今河南濮阳东），在其以下至长清一段河道南移，形成一条横陇河②。但长清以下河道没有变化，只是小规模的改道。
4北宋庆历以后河道
北宋庆历八年（1048年），第三次大徙。黄河在澶州商胡埽（今濮阳东昌湖集）决口，便由此改道折向西北，经河南内黄之东、河北大名之西，经今滏阳河和南运河之间，沿着南宫之东，枣强、武邑之西，献县之东，至青县汇入御河（今南运河），经界河（今海河）至今天津入海。宋人称这条河道叫“北流”或“北派”。
十二年后，嘉佑五年（1060年），黄河又在大名府魏县第六埽（今南乐西）向东决出一支分流，东北流经一段西汉大河故道，由今山东堂邑、夏津等地，下循笃马河（今马颊河）在冀、鲁之间入海。名为二股河，宋人称它为“东流”或“东派”②。
此后，黄河有时单股东流，有时单股北流，也有时东、北二流并行。由于东流所经冀、鲁边界，两汉以来河道历经泛滥，地势淤高，不若御河以西地区“地形最下，故河水自择其处决而北流”④。当时宋统治阶级内部在维持北派或回河东流问题上争论不休。前者主张维持北流，以凭借黄河天险阻御契丹的南侵；后者则“献议开二股以导东流”。神宗采纳后一意见，于熙宁二年（1069年）将北流封闭。但同年黄河即在闭口以南溃决。熙宁十年（1077年），从澶州决口后，汇入梁山泊，随后分为两支：一支由泗入淮，谓之南清河，一支合济至沧州入海，谓之北清河⑤。经过几次决溢之后，终因“东流高仰，北流顺下”①，先后于元丰四年（1081年）及元符二年（1099年）在澶州及内黄溃决，恢复旧日的“北流”。三次北流所经路线略有不同，或向西溃决漫入漳水，或向东决漫入御河②。从庆历八年起，到南宋建炎二年（1128年）的八十年间，强行封闭北流，逼水单股东流仅十六年，而单股北流的时间，却达四十九年之久，另有十五年则为东、北二流并行。因而，这一时期黄河的主流，基本上还是保持在纵贯河北平原中部至天津入海一线上。《宋史·河渠志》所记载的就是这一河道。这一时期，由于黄河泥沙使“河底渐淤积，则河行地上”③由东北流向渤海的古河道带再也维持不下去，“水势趋南”④已不可免。
5金章宗明昌五年至明弘治初河道
金章宗明昌五年（1194年），第四次大徙，河决阳武（今河南原阳县）光禄村。据胡渭的记述是：“是岁河徙自阳武而东，历延津、封丘、长垣、兰阳、东明、曹州、濮州、郓城、范县诸州县界中，至寿张，注梁山泺，分为两派：北派由北清河入海，今大清河自东平历东阿、平阴、长清、齐河、历城、济阳、齐东、武定、青城、滨州、蒲台，至利津县入海者是也；南派由南清河入淮，即泗水故道，今会通河自东平历汶上、嘉祥、济宁，合泗水，至清河县入淮者是也”⑤。此次河决以后，黄河河道南移，分别进入泗水及济水故道，而形成新的南、北两派。河水十之二、三由北清河（今黄河）入海，十之七、八由南清河（泗水）入淮。南派水势大于北派，这是黄河流行于山东丘陵以南的开始。
黄河入淮并非自明昌五年始，早在南宋建炎二年（1128年）冬，东京留守杜充在滑县以上，李固渡（今河南滑县南沙店集南三里许）以西，决堤阻遏南下的金兵，即已使黄河发生了一次重大的改道，向东流经豫、鲁之间在今山东巨野、嘉祥一带注入泗水，再“自泗入淮”①。以后金世宗大定六年（1166年）五月，河决阳武，由郓城东流，汇入梁山泊。②大定八年（1168年）六月，“河决李固渡（今河南滑县南），水溃曹州（今山东菏泽）城，分流于单州（今山东单县）之境。”③从曹、单南下徐、邳，合泗入淮。但其时宋代的“北流”故道未断，黄河仍处于南北分流的局面。及至“金明昌中，北流绝，全河皆入淮。”④黄河从此不再进入河北平原达六百多年，这是黄河史上的一个重大变化。
金明昌五年前后，黄河干道也有着逐渐南摆的趋势。天德二年（1150年），“河水湮没巨野县”，河道干流即自豫东北的滑县、濮阳南移至鲁西南地区；大定十九年（1179年），“河决入汴梁间”⑤，干流又南摆进入开封府境；大定二十九年（1189年），河溢于曹州小堤之北⑥，干流已进入归德府（今商丘地区）境。金末时黄河干道大致由阳武出封丘，经曹、单而合泗入淮。
黄河自夺泗入淮以后，每有决徙，常分成几股入淮，相互迭为主次，河道非常紊乱。经常表现为枯水季节以一股为主，洪水季节数股分流，由淮入海⑦。至元代，从历次决口中形成汴、涡、颍三条泛道入淮⑧。至正十一年（1351年），贾鲁治河，自仪封的黄陵冈引河至归德的哈只口，把黄河干道挽向归德出徐州⑨。所谓“河复故道”，大致上还是恢复金末的故道。贾鲁堵塞了分流入涡、颍的河口。但这样黄河失去宣泄的路径，仅仅隔了十四年，至正二十五年（1365年），便河决东平，复进入大清河了。
明代黄河的决溢改道更为频繁，以汴道干流为主体的河道上，在原阳、封丘一带决口时，大多北冲张秋运道，挟大清河入海；在郑州、开封一带决口时，多南夺涡、颍入淮①。但是，这一时期的黄河
干道比较长的时间，还是保持在开封、归德、徐州一线上。
6明弘治中至清咸丰的河道
明弘治八年（1495年），筑断黄陵冈，以一淮受全河之水，为第五次大徙。
明 *** 为了保持京杭大运河漕运的畅通，派副都御史刘大夏筑塞黄陵冈、荆隆等口七处。并于北岸筑长堤，起胙城，历滑县、长垣、东明、曹、单诸县抵虞城，凡三百六十里，名“太行堤”。复筑荆隆等口新堤，起北岸祥符于家店，历铜瓦厢、陈桥，抵仪封东北小宋集（今兰考东北宋集），凡一百六十里①。使黄河河道由兰阳、考城，迳归德、徐州、宿迂，南入运河，会淮水东注于海。筑断黄陵冈和兴建太行堤的结果，“北流于是永绝，始以清口一线受万里长河之水。”②胡渭因而将它视为黄河史上的第五次大变。
弘治年间治河的目的在防止黄河北决影响漕运。治河工程主要在加强北岸堤防。南岸既未筑堤，也不堵口。因而睢、涡、颍等股分流仍有时并存，影响了徐州以下干道的水源。为了保证漕运，嘉靖十六年（1537年）和二十一年（1542年），先后从丁家道口及小浮桥引水至黄河入徐州的干道，以接济徐、吕二洪。继又堵塞南岸分流水口，至嘉靖二十五年（1546年）后，“南流故道始尽塞”③。于是“全河尽出徐、邳，夺泗入淮”④。从此黄河成为单股汇淮入海的河道。
黄河干道固定后，河床因日久泥沙堆积淤高，成为高出地面的“悬河”。洪水决溢日益频仍。嘉靖后期，决口多在山东曹县至徐州河段。到隆庆以后，向南发展到徐州以下至淮阴段。因而，河工的重点已“不在山东、河南、丰、沛，而专在徐、邳”⑤。工部左侍郎潘季驯根据“束水攻沙”及“蓄清刷黄”的方针，于万历七年（1579年）完成黄河两岸的遥堤以及洪泽湖以东的高家堰堤等治河工程，也就在这一河段上。其故道大致即今地图上的淤黄河。
入清以后。因长期施行“束水攻沙”的结果，泥沙大量排至河口，“以致流缓沙停，海口积垫，日渐淤高。”①康熙十六年（1677年）起，靳辅治河的重点就放在淮阴以下至河口段上。他采取以疏浚为主的方针，从清江浦历云梯关至海口，“挑川字沟”，把河床挖深。但也只能收效于一时。日久之后，河底又淤垫日高。嘉庆以后，政治黑暗，河政废弛，决口泛滥的情况与日俱增，特别是下游河淮并槽入海的沙床，淤塞的程度更为严重，造成“水在地上行”的局面。黄河以及淮河本身已不得不放弃这条水流下泄不畅的下游河道而另找出路了。
7清咸丰五年以后河道
清咸丰五年（1855年）六月，黄河在兰阳铜瓦厢（今河南兰考附近）决口，在山东寿张县张秋镇穿过运河，挟大清河入海，是为第六次大徙。
决口之初，漫注于封丘、祥符、兰仪、考城、长垣等县，后“复分三股：一股由赵王河走山东曹州府迤南下注，两股由直隶东明县南北二门分注，经山东濮州范县至张秋镇汇流穿运，总归大清河入海”②。从此，黄河下游结束了六百六十年由淮入海的历史，又回到由渤海入海的局面。当时翁同■、李鸿章等代表安徽、江苏地主阶级的利益，不同意堵口。山东巡抚丁宝桢代表山东地主阶级的意见，则要求堵口归故。双方争执不休，而清 *** 正面临太平天国革命的风暴，“军事旁午，无暇顾及河工”③。因而在二十年间，听任洪水在山东西南泛滥横流，直至光绪元年（1875年）始在全线筑堤，使全河均由大清河入海，形成了今天黄河下游河道。
今黄河下游河道形成以后，直至解放前的七十多年里，河患仍连年不断，从1855年至1938年，决口达一百二十四次，有时向北侵入徒骇河或向南侵入小清河，同治七年（1868年）河决荥泽房庄及光绪十三年（1887年）河决郑州漫及淮河的两次，危害较大，但都随时堵塞，没有构成河道大的改变。本世纪内曾发生二次较大的决口：一次是1933年遇到特大洪水，在河南境内温县至长垣的二百多公里内决口五十二处，造成极大灾难①；一次是1938年 *** *** 为阻止日军西进，炸开郑州花园口大堤，河水乱颍、涡入淮，形成经历九年之久的改道，至1947年3月，始堵口，恢复今黄河故道。
历史上黄河下游河道变迁，总的趋势是决口改道越来越频繁。除之一、二两次大徙后，长达数百年间，决徙次数甚少，有一个较长的稳定时期外，庆历、明昌改道后，连三十年固定的河道都没有出现过，弘治改道后，入淮之水仍数股并存，流程紊乱，主流也时有变更。明、清统治者为了“挽黄保运”，不惜逆河之性，强使“全河尽出徐、邳，夺泗入淮”，但最终仍不免回到渤海湾入海。整个历史时期，黄河下游泛道更迭演变的过程极为复杂，胡渭所举只不过代表其变迁大势而已。近年邹逸麟以河道主要流向为据，提出按宋代以前由渤海入海，金元以后数股汇淮入海，明嘉靖后期单股会淮入海及清咸丰五年以后由山东利津入海四个阶段的分期主张①，似更简明而条理清晰，颇有独到之处。
黄河改道以下游为主，但上、中游也有改道。上游主要发生于河套平原的后套地方，据《水经注》的记载：河水“北过朔方临戎县西，……河水又北，屈而为南河出焉。河水又北迤西，溢于窳浑县故城东，……其水积而为屠申泽，泽东西百二十里”。河水又“屈从（临戎）县北东流，……为北河”。河水“东迳高阙南……临河县故城北”②。说明现在后套北面的黄河支流五加河，古代称作“北河”。是黄河的正流，而称作“南河”的今河道，却是支流。因此，《水经注》直呼北河为“河水”。秦汉时，今后套地方也称为“河南地”。直至清初，北河河口日渐淤塞，近河口的屠申泽（因在窳浑县城东，亦称窳浑泽，后世改称腾格里海）到清中叶以后由于黄河河道东移，屠申泽因失去水源，已淤塞成沙阜，北河也就逐渐缩小成为分流的“五加河”（乌加河），黄河主流始改行南河。
至于蜿蜒于陕晋之间的黄河中游河道，局部地区因洪水的冲刷而呈左右摆动，如原位于黄河西岸的大庆关（古名临晋关）以南的河道在明成化年间（1465—1487年）偏向西流，使自古“入渭”的洛水①，改为入河。到万历年间（1573—1619年）大庆关以北一段河道也改为偏西流，直达朝邑县治，大庆关遂被隔于河东。到清咸丰年间（1851—1861年），大庆关南段又变为偏东流，洛水又改入渭。到光绪二十年（1894年）左右，洛水又因此段河道偏西而重又入河。1934年大水，河又向东偏，洛水又入渭，大庆关也恢复到河西的位置①。
中科院水土保持科学研究所（即现在的水土保持与生态环境研究中心）为最强，水保所最强的研究方向是“土壤侵蚀”。当然你也可以报考成都山地灾害研究所，以及南京的土壤所等等，中科院的研究所在校期间不收取学费，而且对学生的补助教高校要高很多，但是这些研究所对外语的要求很高，如果你英语不是太好，建议不要报考；如果你想考高校的话，可以报考北京林业大学和西北农林科技大学，可以说这两所高校代表着我国水土保持与荒漠化防治学科的顶尖水平。综合来说，北林大更好一些，同是考研难度也大些。如果研究所毕业后，你要直接就业，那么研究方向不太重要，比如说北林大荒漠化防治方向，带这个方向的导师很牛的，你毕业后的路也更广。西北农林科技大学最强的方向同样是“土壤侵蚀”方向，而且目前中科院水保所的导师也在带西北农林科技大学水保的研究生，这在师资上还是有一定的优势的，西北农林科技大学的缺点就是地理位置较偏僻。最后我说一句，你如果单纯的想硕士毕业后就业，那么建议你报考至少211以上的重点大学，因为目前一些好的设计院不单单要求水保硕士学历，更有甚是重点大学毕业生。
