娘子关泉群水文地质问题分析

周和平 谷珍耀

1 泉群出露的自然环境

1.1 泉群出露的地理、地貌位置

娘子关泉群位于太行山中段，晋、冀两省交界之山西省平定县娘子关公社境内，地处构造剥蚀中等切割岩溶中低山区内，奥陶系灰岩、白云质灰岩裸露广布，沟谷纵横，山峰叠嶂，形态多姿。海拔标高在 360m～900m之间，相对高差 200m～400m。总的地势是西高东低。泉群出露于整个泉域地势最低洼的部位，海拔标高在 360m～400m之间。桃河、温河均为旱枯雨旺的季节性河流，两河于坡底、坡西附近的桃河大桥汇流向东改称锦河，因接受泉群排洩的大量地下水补给常年不渴，年平均流量约 110m3/s。

泉群由十一个主要泉组成，总流量达 10.2m3/s～16.0m3/s，多年平均流量为13.7m3/s。

1959年～1977年主要泉口西从南石桥，南自西塔崖，东至苇泽关，分别沿温河、桃河和锦河河谷分布，纵长约5 km～6 km，尤其是从坡底到苇泽关 2.5 km范围内更为集中，约占总泉组的80%，流量的90%。除靠近东部的水帘洞泉河苇泽关的梁家泉、龙王庙泉出露在Ⅱ级基座阶地之上以外，绝大部分都分布在河谷的底部，河漫滩和Ⅰ级阶地上。

泉组出露的绝对高程以最南部的程家泉(海拔 400m)，东部的水帘洞泉(海拔387.7m)为最高;以禁区泉和苇泽关坎下泉最低(前者360m，后者348.1m)，其他主要泉口均在370m上下。从相对高差来看，以水帘洞出露位置与当地河流侵蚀基准面高差最大达30.7m，其次是苇泽关泉组，高差为24.6m，其他泉组则与当地河床高差很小。不难看出，河流的下蚀切割作用是泉群形成的重要因素，系属典型的河流侵蚀型泉群。

1.2 泉群出露的构造部位

娘子关泉群在大地构造上位于新华夏系第三隆起带太行山中段复背斜近轴部之西侧，沁水向斜的东北部。泉群东侧发育苇泽关断层呈近南北向延伸达 7 km。断层以西奥陶系灰岩岩层产状平缓，地层层位稳定，为一微向南西倾斜的单斜构造，倾角一般在 4°～10°之间。区内小型平缓褶曲众多，NE，NW两组节理十分发育，裂隙率一般在1%～2%之间。

主要泉组均分布在苇泽关断层以西。泉口出露点一般都与局部小构造有关。例如:苇泽关泉组正位于一张性断层西端。该断层呈东西向，破碎带宽约 2m～4m，梁家泉、龙王庙泉正出露在断层带上。水帘洞泉的形成与一近南北走向的小断层有关。该断层出露于锦河北岸，断层破碎带宽约 1m为一张性小断裂，向南延伸正对该泉口，此外，其他泉口多位于小型褶曲的轴部(如关下泉)或出露于构造节理发育地段，如坡底泉、五龙泉均沿 340°，40°两组宽大溶隙涌水。

1.3 泉群出露的地层岩性

除西部南石桥泉出露于中奥陶系第二段(Ox-22)质纯灰岩中以外，其他全部泉组均在下奥陶系(O1)白云质灰岩和白云岩之中。最南部的程家泉出露层位于已深入 O1地层数米，向河流下游泉口出露层位逐渐向O1地层深入，在娘子关、苇泽关一带各泉组已深入O地层达 30m～50m。岩性为薄层状白云质灰岩、白云岩夹泥质白云岩，岩层溶孔、孔槽十分发育，形成蜂窝状，泉口附近溶洞发育。

2 泉水动态与水化学特性

据多年观测资料，整个泉群的泉水动态是比较稳定的，特别是出露位置较低的城西、坡底、娘子关和苇泽关等地段的诸泉组更是如此，泉群总流量变化在10.2m3/s～16.0m3/s之间，不稳定系数为0.64。五龙泉流量为1.7m3/s～2.1m3/s之间，不稳定系数为0.81，滚泉为0.857，石板磨泉为0.81，城西泉为0.73，坡底泉、苇泽关泉为0.66。

处于位置较高的泉组如水帘洞泉、程家泉和南石桥泉在历史上都曾出现过断流现象。水帘洞泉现今流量虽然比较大(3.0m3/s左右)，但是在 20世纪 10年代和 30年代曾两次断流，南石桥泉在前几年已知降至地表以下。

根据二十几个泉水水样分析，泉群各泉组水的物理性质和水化学特征基本是一致的，水温在 18℃左右，总矿化度约0.7 g/L，水化学类型为HCO3SO4—Ca◦Mg型。但是从上游程家泉到下游苇泽关泉，水质仍有一定规律的变化，即泉水的总矿化度由低变高:程家泉0.44 g/L→坡底泉0.63 g/L→五龙泉0.68 g/L→禁区泉0.7 g/L→水帘洞泉0.71g/L→苇泽关泉0.72 g/L。

3 关于含水岩系的分析

娘子关域广泛分布着奥陶系中统石灰岩，面积达 1 800 km2，占泉域总面积的 56%。阳泉以东石灰岩裸露、节理裂隙和岩溶均较发育，为泉域的主要含水岩系。奥陶系下统白云岩、白云质灰岩因埋藏较深(阳泉一乱流段大于500m)，岩溶不发育，构成了区域性良好的隔水层。但是，沿桃河向东，因其地质、地貌和水文条件的变化，在靠近泉群出露区，含水岩系也相应发生了变化。

1)泉群发育于沁水向斜的东北部、苇泽关断层的西侧。由于苇泽关断层的作用，使断层以西的整套地层上升翘起，并使平缓的岩层微微向西倾斜。而地表水和地下水反其岩层倾向随着地势的西高东低由西向东径流，河流下蚀作用增强，形成了泉群出露区深切的峡谷地貌景观，同时，奥陶纪地层被相对抬高。在西武庄附近奥陶纪中统地层已全部出露于侵蚀基准面以上，至娘子关、苇泽关一带已高出锦河河床 30m～50m。奥陶系中统厚层质纯灰岩在泉群附近为一良好透水而不含水的岩系;角砾状、灰岩可视为弱透水层。

2)奥陶系下统白云质灰岩、白云岩自西武庄附近出露地表后，沿桃河向下游逐渐被“抬高”，出露的相对厚度逐渐增大。但就其出露的海拔标高均在425m左右，因河流下切在娘子关附近已高出锦河河床58m。

奥陶系下统中上部在泉群附近和泉群之内应是主要含水岩系。这一事实再一次证明，O1白云灰质岩和白云岩，只有处于适当地质构造、地貌和水动力条件下岩溶可以得到很好发育成为良好的含水岩系，这与在区域上O1为稳定隔水层的概念并不矛盾。

实际上O2石灰岩和O1白云质灰岩、白云岩均系可溶性碳酸盐岩，它们的主要区别在于石灰岩的溶解速度比白云岩约大 3倍～4倍，但是其溶解度却大大小于白云岩。由于自然界水对可溶岩的溶蚀作用常常是在水交替活跃的条件下进行的，溶解速度起到了主导作用，因此在同一自然条件下，石灰岩的岩溶发育程度一般都比白云岩强，一旦白云岩处在良好的水动力条件下岩溶仍可以得到很好的发育。据此，笔者认为，在娘子关泉域内，O2与O1之间并不存在一个截然的隔水界面。在广大泉域的补给—径流区，O1地层埋藏很深(300m～700m)，地下水径流随深度增加而迅速减弱。事实证明，即使O2石灰岩层在如此深度范围内岩溶发育也是十分微弱的，同样起着相对隔水作用。随着地势由补给区径流区最后到排泄区的逐渐降低，河水切割深度加大，奥陶纪地层顺次被相对抬升，各岩层所处的水动力条件也相应发生了变化，透水层、含水层和隔水层也是随之转化的。

4 泉群的水动力特征及泉的类型分析

通过对阳泉—娘子关沿桃河三十几个占孔资料的综合分析，由西向东随着地势的降低地下水静止水位由 430 m降为 370m，区域性地下水位是下降的。但是，由于岩溶发育的不均匀性，特别是奥陶系中统在厚层质纯石灰岩中夹有三层厚层角砾状泥灰岩，使区域性地下水具有微承压性质，局部地段显示了明显的承压特性。

在泉群泄水区，多数占孔资料表明，O1中地下水静止水位高出地表，在孔深小于百米的占孔中，水位高出地表1.5m～2.0m，随着孔深加大，地下水水位上升，娘子关磨河滩号孔，孔深434.79m，上部O1白云质灰岩、白云岩含水层(埋深113.31m)中的水位高于地表3.70m。由此可见，在苇泽关附近，地下水受阻(原因后叙)，水循环深度加大，进水压力增强产生较大的水头，使地下水具有明显的承压性。

从各主要泉口泉水出露的动态得知绝大多数泉水均沿溶洞、溶隙上涌而出，其水温、流量稳定。从泉口分布位置来看，靠近下游的泉组出露的相对高差有加大的趋势。如上游的陈家泉、城西泉均出露于河漫滩;位于下游的五龙泉、滚泉、河坡泉等均出露于Ⅰ级阶地上;最下游的水帘洞泉和苇泽关泉出露于Ⅱ级阶地上，相对当地河床高差达 25m～32m。

沿桃河、锦河由补给、径流区到排泄区地下水力坡度由大变小，小盘石—程家泉段水力坡度为 0.005 4，程家泉以下变为0.002～0.001。

综上所述不难看出，泉群应属上升泉类型。

据上分析，娘子关泉群的形成主要是由于苇泽关断层的阻挡，使其上游的地下水在娘子关内、苇泽关一带受阻，水力坡度降低，由水平径流逐渐转变为向上径流，加上河流深切O1含水层使地下水呈上升泉的形式出露成泉。

[1] 姜 磊，李泽琴，刘 东.四川省苍溪县地质灾害调查分析[J].山西建筑，2010，36(8):106-107.