娘子關泉群水文地質問題分析

周和平 谷珍耀

1 泉群出露的自然環境

1.1 泉群出露的地理、地貌位置

娘子關泉群位于太行山中段，晉、冀兩省交界之山西省平定縣娘子關公社境內，地處構造剝蝕中等切割巖溶中低山區內，奧陶系灰巖、白云質灰巖裸露廣布，溝谷縱橫，山峰疊嶂，形態多姿。海拔標高在 360m～900m之間，相對高差 200m～400m。總的地勢是西高東低。泉群出露于整個泉域地勢最低洼的部位，海拔標高在 360m～400m之間。桃河、溫河均為旱枯雨旺的季節性河流，兩河于坡底、坡西附近的桃河大橋匯流向東改稱錦河，因接受泉群排洩的大量地下水補給常年不渴，年平均流量約 110m3/s。

泉群由十一個主要泉組成，總流量達 10.2m3/s～16.0m3/s，多年平均流量為13.7m3/s。

1959年～1977年主要泉口西從南石橋，南自西塔崖，東至葦澤關，分別沿溫河、桃河和錦河河谷分布，縱長約5 km～6 km，尤其是從坡底到葦澤關 2.5 km范圍內更為集中，約占總泉組的80%，流量的90%。除靠近東部的水簾洞泉河葦澤關的梁家泉、龍王廟泉出露在Ⅱ級基座階地之上以外，絕大部分都分布在河谷的底部，河漫灘和Ⅰ級階地上。

泉組出露的絕對高程以最南部的程家泉(海拔 400m)，東部的水簾洞泉(海拔387.7m)為最高;以禁區泉和葦澤關坎下泉最低(前者360m，后者348.1m)，其他主要泉口均在370m上下。從相對高差來看，以水簾洞出露位置與當地河流侵蝕基準面高差最大達30.7m，其次是葦澤關泉組，高差為24.6m，其他泉組則與當地河床高差很小。不難看出，河流的下蝕切割作用是泉群形成的重要因素，系屬典型的河流侵蝕型泉群。

1.2 泉群出露的構造部位

娘子關泉群在大地構造上位于新華夏系第三隆起帶太行山中段復背斜近軸部之西側，沁水向斜的東北部。泉群東側發育葦澤關斷層呈近南北向延伸達 7 km。斷層以西奧陶系灰巖巖層產狀平緩，地層層位穩定，為一微向南西傾斜的單斜構造，傾角一般在 4°～10°之間。區內小型平緩褶曲眾多，NE，NW兩組節理十分發育，裂隙率一般在1%～2%之間。

主要泉組均分布在葦澤關斷層以西。泉口出露點一般都與局部小構造有關。例如:葦澤關泉組正位于一張性斷層西端。該斷層呈東西向，破碎帶寬約 2m～4m，梁家泉、龍王廟泉正出露在斷層帶上。水簾洞泉的形成與一近南北走向的小斷層有關。該斷層出露于錦河北岸，斷層破碎帶寬約 1m為一張性小斷裂，向南延伸正對該泉口，此外，其他泉口多位于小型褶曲的軸部(如關下泉)或出露于構造節理發育地段，如坡底泉、五龍泉均沿 340°，40°兩組寬大溶隙涌水。

1.3 泉群出露的地層巖性

除西部南石橋泉出露于中奧陶系第二段(Ox-22)質純灰巖中以外，其他全部泉組均在下奧陶系(O1)白云質灰巖和白云巖之中。最南部的程家泉出露層位于已深入 O1地層數米，向河流下游泉口出露層位逐漸向O1地層深入，在娘子關、葦澤關一帶各泉組已深入O地層達 30m～50m。巖性為薄層狀白云質灰巖、白云巖夾泥質白云巖，巖層溶孔、孔槽十分發育，形成蜂窩狀，泉口附近溶洞發育。

2 泉水動態與水化學特性

據多年觀測資料，整個泉群的泉水動態是比較穩定的，特別是出露位置較低的城西、坡底、娘子關和葦澤關等地段的諸泉組更是如此，泉群總流量變化在10.2m3/s～16.0m3/s之間，不穩定系數為0.64。五龍泉流量為1.7m3/s～2.1m3/s之間，不穩定系數為0.81，滾泉為0.857，石板磨泉為0.81，城西泉為0.73，坡底泉、葦澤關泉為0.66。

處于位置較高的泉組如水簾洞泉、程家泉和南石橋泉在歷史上都曾出現過斷流現象。水簾洞泉現今流量雖然比較大(3.0m3/s左右)，但是在 20世紀 10年代和 30年代曾兩次斷流，南石橋泉在前幾年已知降至地表以下。

根據二十幾個泉水水樣分析，泉群各泉組水的物理性質和水化學特征基本是一致的，水溫在 18℃左右，總礦化度約0.7 g/L，水化學類型為HCO3SO4—Ca?Mg型。但是從上游程家泉到下游葦澤關泉，水質仍有一定規律的變化，即泉水的總礦化度由低變高:程家泉0.44 g/L→坡底泉0.63 g/L→五龍泉0.68 g/L→禁區泉0.7 g/L→水簾洞泉0.71g/L→葦澤關泉0.72 g/L。

3 關于含水巖系的分析

娘子關域廣泛分布著奧陶系中統石灰巖，面積達 1 800 km2，占泉域總面積的 56%。陽泉以東石灰巖裸露、節理裂隙和巖溶均較發育，為泉域的主要含水巖系。奧陶系下統白云巖、白云質灰巖因埋藏較深(陽泉一亂流段大于500m)，巖溶不發育，構成了區域性良好的隔水層。但是，沿桃河向東，因其地質、地貌和水文條件的變化，在靠近泉群出露區，含水巖系也相應發生了變化。

1)泉群發育于沁水向斜的東北部、葦澤關斷層的西側。由于葦澤關斷層的作用，使斷層以西的整套地層上升翹起，并使平緩的巖層微微向西傾斜。而地表水和地下水反其巖層傾向隨著地勢的西高東低由西向東徑流，河流下蝕作用增強，形成了泉群出露區深切的峽谷地貌景觀，同時，奧陶紀地層被相對抬高。在西武莊附近奧陶紀中統地層已全部出露于侵蝕基準面以上，至娘子關、葦澤關一帶已高出錦河河床 30m～50m。奧陶系中統厚層質純灰巖在泉群附近為一良好透水而不含水的巖系;角礫狀、灰巖可視為弱透水層。

2)奧陶系下統白云質灰巖、白云巖自西武莊附近出露地表后，沿桃河向下游逐漸被“抬高”，出露的相對厚度逐漸增大。但就其出露的海拔標高均在425m左右，因河流下切在娘子關附近已高出錦河河床58m。

奧陶系下統中上部在泉群附近和泉群之內應是主要含水巖系。這一事實再一次證明，O1白云灰質巖和白云巖，只有處于適當地質構造、地貌和水動力條件下巖溶可以得到很好發育成為良好的含水巖系，這與在區域上O1為穩定隔水層的概念并不矛盾。

實際上O2石灰巖和O1白云質灰巖、白云巖均系可溶性碳酸鹽巖，它們的主要區別在于石灰巖的溶解速度比白云巖約大 3倍～4倍，但是其溶解度卻大大小于白云巖。由于自然界水對可溶巖的溶蝕作用常常是在水交替活躍的條件下進行的，溶解速度起到了主導作用，因此在同一自然條件下，石灰巖的巖溶發育程度一般都比白云巖強，一旦白云巖處在良好的水動力條件下巖溶仍可以得到很好的發育。據此，筆者認為，在娘子關泉域內，O2與O1之間并不存在一個截然的隔水界面。在廣大泉域的補給—徑流區，O1地層埋藏很深(300m～700m)，地下水徑流隨深度增加而迅速減弱。事實證明，即使O2石灰巖層在如此深度范圍內巖溶發育也是十分微弱的，同樣起著相對隔水作用。隨著地勢由補給區徑流區最后到排泄區的逐漸降低，河水切割深度加大，奧陶紀地層順次被相對抬升，各巖層所處的水動力條件也相應發生了變化，透水層、含水層和隔水層也是隨之轉化的。

4 泉群的水動力特征及泉的類型分析

通過對陽泉—娘子關沿桃河三十幾個占孔資料的綜合分析，由西向東隨著地勢的降低地下水靜止水位由 430 m降為 370m，區域性地下水位是下降的。但是，由于巖溶發育的不均勻性，特別是奧陶系中統在厚層質純石灰巖中夾有三層厚層角礫狀泥灰巖，使區域性地下水具有微承壓性質，局部地段顯示了明顯的承壓特性。

在泉群泄水區，多數占孔資料表明，O1中地下水靜止水位高出地表，在孔深小于百米的占孔中，水位高出地表1.5m～2.0m，隨著孔深加大，地下水水位上升，娘子關磨河灘號孔，孔深434.79m，上部O1白云質灰巖、白云巖含水層(埋深113.31m)中的水位高于地表3.70m。由此可見，在葦澤關附近，地下水受阻(原因后敘)，水循環深度加大，進水壓力增強產生較大的水頭，使地下水具有明顯的承壓性。

從各主要泉口泉水出露的動態得知絕大多數泉水均沿溶洞、溶隙上涌而出，其水溫、流量穩定。從泉口分布位置來看，靠近下游的泉組出露的相對高差有加大的趨勢。如上游的陳家泉、城西泉均出露于河漫灘;位于下游的五龍泉、滾泉、河坡泉等均出露于Ⅰ級階地上;最下游的水簾洞泉和葦澤關泉出露于Ⅱ級階地上，相對當地河床高差達 25m～32m。

沿桃河、錦河由補給、徑流區到排泄區地下水力坡度由大變小，小盤石—程家泉段水力坡度為 0.005 4，程家泉以下變為0.002～0.001。

綜上所述不難看出，泉群應屬上升泉類型。

據上分析，娘子關泉群的形成主要是由于葦澤關斷層的阻擋，使其上游的地下水在娘子關內、葦澤關一帶受阻，水力坡度降低，由水平徑流逐漸轉變為向上徑流，加上河流深切O1含水層使地下水呈上升泉的形式出露成泉。

[1] 姜 磊，李澤琴，劉 東.四川省蒼溪縣地質災害調查分析[J].山西建筑，2010，36(8):106-107.