岩溶地下水系统是西南岩溶石山地区最基本的水系统, 是由特殊的水文地质条件形成的地表、地下二元结构, 且常缺失土壤层的天然防护作用, 导致基岩大片地裸露, 因此落水洞、竖井以及溶蚀裂隙等就成为了各种污染物进入岩溶地下水系统的通道^{[1, 2, 3]}。前人在岩溶地下水方面开展过大量研究: 王宇^[4]收集研究了大量地下水资源勘察开发的资料, 归纳提出了岩溶水系统分类分级方案及其基本水文地质特征; 王腊春等^[5]分析了贵州省岩溶区管道流与水动力特征, 认为管道流是受管道结构、补给方式和路径所控制的; 物探方法在岩溶地质勘查中也得到了广泛应用^{[6, 7]}; Ford和Williams^[8]系统地总结了示踪技术的进展。

灵水泉为广西典型的构造型岩溶大泉, 其泉域分布面积大, 泉水具有出口多、流量大及动态较稳定等特点。灵水泉多年来一直为武鸣县城的供水水源。近些年来, 灵水泉出口流量呈现减少的趋势, 而且水质也出现了轻微污染, 引起当地政府的高度重视, 迫切需要查明灵水泉的含水介质特征与补给特性。本研究采用多种手段综合调查灵水岩溶大泉的水文地质条件, 着重分析岩溶径流管道特征及确定补给范围, 为灵水泉地下水的开发利用和保护提供依据。

灵水泉位于武鸣县城内, 距离武鸣河仅400 m, 是武鸣县城的供水水源地, 目前可提供大约10万人口的生活用水。其出口形成面积2.93万m²的灵水湖, 是旅游健身的良好场所。武鸣县位于广西中南部, 距南宁市区约32 km, 地理坐标为107° 49'26″~108° 37'22″ E, 22° 59'58″~23° 33'16″ N, 县域面积约3 378 km²。研究区位于低纬带, 属亚热带季风气候区。其东部和东南部为绵延数十公里的大明山弧形山脉, 南部、西南部和西部依次与南宁市、隆安县、平果县相邻, 北部与马山县接壤。由于不同的地质构造和岩层分布, 形成了四周高、中央低的小区域盆地地形^[9]。区内气候温和, 雨量充沛, 无霜期长, 光照充足, 四季分明且雨热基本同期, 气候条件十分优越。年平均气温为21.7 ℃, 年平均日照时数1 660 h, 年平均降雨量1 300 mm。

灵水泉域所处的武鸣岩溶盆地出露前第四系地层, 除侏罗系和志留系外, 从古近系至寒武系均有出露。第四系地层主要为残坡积、洪积黄色黏土、红黄色亚黏土, 含少量粉砂及角砾。自三叠系北泗组至泥盆系东岗岭组的大部分地层为碳酸盐岩, 广泛分布于区内, 其中以石炭系、泥盆系分布最广, 岩性主要为厚层状灰岩、白云质灰岩和白云岩, 局部含燧石灰岩夹灰岩及白云岩或全为硅质岩。二叠系上统至泥盆系上统在区内局部地区相变为碳酸盐岩夹碎屑岩地层, 分布在西北部地区, 岩性主要为硅质岩夹砂质页岩、泥岩及煤层, 底部铝土矿或铝土岩, 局部灰岩, 含燧石。三叠系中统为碎屑岩夹碳酸盐岩地层, 分布在研究区中部黄盖— 那甲、蒙上等地区, 底部泥灰岩夹泥岩, 中、下部泥岩夹粉砂岩, 上部泥质灰岩, 泥岩夹粉砂岩。古近系古新统和白垩系上统为钙质砾岩地层; 古近系渐新统及始新统, 二叠系上统及下统, 泥盆系上统榴江组及下统郁江组、那高岭组、莲花山组以及奥陶系、寒武系为碎屑岩地层, 主要分布于研究区的中北部一带。

灵水泉域所在的武鸣盆地属于覆盖型岩溶盆地, 该地区从古生代泥盆系至中生代三叠系下部基本都是海相碳酸盐岩沉积, 从三叠系中统开始地层岩性变为泥岩和砂岩。期间在二叠系和三叠系之间以及三叠系和白垩系之间分别有一次不整合, 并且在二叠系和三叠系之间的不整合面上古岩溶较发育^[10]。大气降水是盆地内岩溶地下水的主要补给来源, 由于盆地内部缺少洼地、落水洞和脚洞, 降雨主要以分散补给为主, 河流集中补给地下水的情况较少。由于发源于盆地四周山区的武鸣河深切地层, 成为盆地内地表水和地下水的排泄基准面, 岩溶地下水普遍向河流排泄, 其汇流面积和径流路径一般都较小。该地区沉积的碳酸盐岩构成了一个特殊的岩溶含水层组, 岩溶泉和地下河流域之间的界线并不十分明显, 但有些地质构造则有利于岩溶水的汇集和岩溶管道的形成(图1)。

图1

Fig.1

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	图1 灵水泉域水文地质简图 1.裸露型碳酸盐岩裂隙溶洞水; 2.覆盖型碳酸盐岩裂隙溶洞水; 3.碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水; 4.碎屑岩夹碳酸盐岩溶洞裂隙水; 5.红层钙质砾岩裂隙溶洞水; 6.基岩裂隙水; 7.相对隔水层; 8.地下河出口; 9.天窗; 10.有水溶潭; 11.有水溶洞; 12.下降泉; 13.下降泉群; 14.上升泉; 15.钻孔; 16.灵水泉域范围; 17.推测地下水集中径流带; 18.地下水流向Fig.1 Sketch of hydrogeology in Lingshui Spring of Guangxi

灵水的补给区和排泄区大部分位于武鸣盆地中的峰林平原及孤峰丘陵谷地地貌区, 地形较平坦, 大多为第四系覆盖, 岩溶洞穴及天然岩溶水点露头较少, 给在该地区寻找岩溶管道带来很大的困难。

地面调查表明, 泉出口处的岩溶管道规模较小, 地下水不是从单一的岩溶管道涌出, 而是从多个出口、沿不同发育方向的裂隙溶洞管道、呈泉群形式出露, 同时, 这也说明了灵水的来水方向有多个。初步调查认为, 灵水泉上游岩溶管道结构为网络状, 管道规模不大, 受SN向断层控制, 由灵水出口向北延伸至可尖屯长约8 km, 呈现出带状集中径流特征。

为查明灵水泉的形成条件, 在武鸣灵水上游约2.5 km一带开展了物探工作, 共布设了5条剖面线, 线距为200 m, 点距为10 m, 物探方法采用高密度电阻率法(三极测深及对称四极测深)。共圈出3条规模较大的视电阻率低阻异常带(图2), Ⅰ 号异常带延伸近NW向, 长度大于1 000 m, 宽度大小不一, 南部宽约100 m, 往北或北西宽度变大, 为200~300 m; Ⅱ 号异常带延伸近SN向, 长度大于1 000 m, 宽度大小不一, 为100~300 m; Ⅲ 号异常带延伸近NE向, 长大于1 000 m, 宽度大小不一, 为100~300 m。根据异常带推测出4条破碎带及其次级分支(F1, F2, F3和F4)。该工作区覆盖层厚度推测为0~11 m, 局部地段基岩出露, 岩溶发育不仅范围大, 且发育深度主要集中在20~70 m段。

图2

Fig.2

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	图2 大路屯物探推断成果图 1.物探工作区范围; 2.物探剖面线及编号; 3.物探推测断层带及编号; 4.视电阻率低阻异常带及编号; 5.验证孔及编号Fig.2 Deduction results of geophysical prospecting in Dalu Village

为验证物探异常, 在久里村大路屯和大同村二队施工2个钻孔。大路屯钻孔(ZK3)孔深120.7 m, 揭露浅部岩石破碎, 岩溶发育以溶蚀裂隙为主, 没有发现溶洞, 钻孔抽水试验降深6.4 m, 涌水量18 m³/h; 大同村钻孔(ZK2)孔深120.5 m, 在孔深3.0~46.5 m处, 揭露岩石较为破碎, 溶蚀裂隙、溶孔发育, 孔深84.0~92.1 m处揭露充填溶洞, 洞高8.1 m, 钻孔抽水试验降深3.96 m, 涌水量约33.75 m³/h。钻孔验证与物探结果基本吻合。2钻孔均在推测的岩溶管道带附近, 大路屯钻孔(ZK3)虽没有揭露到溶洞, 但也体现出地下水集中径流带地下水相对富集的特征。

利用地下水示踪试验进一步分析岩溶管道特征。根据地面调查结果, 在灵水北部约3 km处, 发育多处消水洞及消溢洪洞。物探异常结果验证了钻孔显示, 浅部岩溶裂隙发育, 抽水涌水量较大, 地下水较丰富, 推测地下水集中径流带在大路屯南西经过。综合分析, 利用该钻孔及其南约 30 m处的落水洞和附近的大口井开展示踪试验(图3)。

图3

Fig.3

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	图3 示踪试验投放点平面位置图Fig.3 Locations of the drop points in the tracer tests

采用荧光素钠作为示踪剂, 2010年11月19日9时将2 kg荧光素钠放入落水洞, 从大口井抽水注入落水洞。下午17时将大口井抽干, 即停止注水。2010年11月20日上午发现大口井中的水部分恢复, 但颜色变绿, 说明示踪剂从落水洞运移至大口井, 由位于大口井井壁的管道流出。2010年11月21日上午改从ZK3钻孔中抽水, 并注入到落水洞中, 21日下午钻孔中水的颜色变绿, 表明落水洞和钻孔之间也是联通的。随后, 停止抽水和注水, 示踪剂投放工作也结束。

从大口井和钻孔中抽水注入落水洞, 抬高了落水洞附近的地下水水位, 溶有示踪剂的地下水向四周扩散, 重新返回大口井和钻孔, 表明该地区岩溶发育是比较均匀的, 地下水连通性较好。岩溶含水介质具有裂隙、管道和洞穴等多种形态, 与落水洞连接的是岩溶管道, 大口井中示踪剂流出的位置发育洞穴, 而钻孔中揭露的岩心则只发现裂隙和溶蚀裂隙, 说明多种含水介质之间的连通性较好。大口井中水平洞穴位于地表以下10 m以内, 此时钻孔中水位埋深为7 m, 落水洞中通过注水进入的示踪剂也只能停留在地下水水面附近, 说明在地表以下10 m深度, 刚好处于水位变动带上, 岩溶发育较为均匀(图4)。

图4

Fig.4

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	图4 地下水连通性示意图Fig.4 Schematic diagram of groundwater connectivity

灵水观测站接收到示踪剂信号, 但是总体上示踪剂的浓度较低。示踪剂从2010年11月19日投放到初步发现经历了约2 000 h, 约80 d, 从投放到峰值出现经历了150~200 d, 至2011年6月30日, 示踪剂的浓度仍然处于峰值状态(图5), 根据灵水泉出口流量长观, 从投放示踪剂时灵水泉出口的流量为3 649.975 L/s, 到2011年6月30日, 每隔一个月测一次流量, 出口流量分别为3 570.845 L/s、3 508.992 L/s、3 378.573 L/s、3 437.438 L/s、3 677.371 L/s、3 806.337 L/s, 流量不稳定系数较小为1.13, 期间最大月降雨量为263.3 mm, 最小月降雨量为9.5 mm, 出口流量随降雨量变化不大, 流量相对较稳定, 因此接收到的示踪剂浓度能真实反映示踪剂在岩溶管道或岩溶裂隙中的实际运移时间及速度。因为示踪剂的运移时间很长, 导致浓度峰值比本底值高出的幅度不明显, 并且峰值历时很长。投放点距离接收点直线距离约3.5 km, 示踪剂的运移速度缓慢, 根据峰值出现时间计算示踪剂的运移速度只有17~23 m/d, 而一般管道流速为100~1 000 m/d, 投放点与接收点的水头差为9 m, 其水力梯度为2.6‰ , 地下水水动力条件较缓, 没有产生强烈侵蚀、冲蚀的有利条件, 不利于管道状岩溶的发育, 所以在投放点与接收点之间存在主管道的可能性不大, 存在网络状溶蚀裂隙的可能性更大。

图5

Fig.5

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	图5 灵水观测站荧光素钠的浓度变化曲线Fig.5 Concentration curve of fluorescein sodium in Lingshui observation station

综合分析地面调查、物探及钻探、示踪试验结果, 初步认为灵水泉上游岩溶管道结构为网络状, 管道规模不大, 并没有形成单一的主管道, 呈现出带状集中径流的特征。大体圈出了灵水北部的集中径流带或岩溶发育带分布(图6)。该集中径流带长约8 km, 在灵水北部约3 km一带分叉为近SN向和NE向2个分支, 集中径流带宽200~700 m, NE向岩溶发育带长约1 000 m, 宽300~400 m。

图6

Fig.6

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	图6 灵水北部地下水集中径流带分布图Fig.6 Distribution of groundwater concentrated runoff bands in the north of Lingshui

根据20世纪70年代末进行的1:20万区域水文地质普查结果, 灵水的补给面积为494 km², 主要来源于灵水北部的那甲向斜储水构造, 枯季流量为4 000 L/s, 径流模数为8.09 L/(s· km²), 得出的径流模数值偏大。在2004年印尼海啸和2008年汶川地震发生后, 灵水的颜色出现异常, 这个现象表明灵水的来源可能更加深远。因此, 判断灵水的补给范围是灵水泉水资源保护的前提。

灵水泉出露于武鸣岩溶盆地中部的岩溶平原区, 武鸣河附近, 周围地形平坦, 多为第四系覆盖。出口处岩溶管道规模较小, 地下水不是从单一的岩溶管道涌出, 而是从多个出口、沿不同发育方向的裂隙溶洞管道、呈泉群形式出露, 也表明灵水的来水方向有多个。

根据地面调查、物探及钻探、示踪试验几个方面研究结果, 认为灵水北部一带为其主要补给区, 并大体圈出灵水北部长约8 km的地下水集中径流带。根据绘制的研究区地下水位等值线图(图7), 并结合地表分水岭的分布、地质条件等进行综合分析, 初步圈出灵水泉系统的流域范围为: 北东至小明山一带、北部至马山县林圩镇一带、北西至仙湖水库西侧, 大体以地表分水岭为界; 西部至仙湖— 里建一线附近, 大体以上二叠统(P₂)相对隔水层为界; 南东向以香山河为界。整个流域面积为1 364.11 km²。本次圈出的灵水泉系统的流域范围大体可分为3个块段, 北西向灵马至林圩岩溶块段(面积216.19 km²)、北东及北部小明山至仙湖水库碎屑岩块段(面积464.36 km²)和中部灵水至府城岩溶块段(面积683.56 km²)。其中, 灵水泉主要补给区为灵水至府城岩溶块段。各岩溶块段的补给、径流、排泄特征如下:

图7

Fig.7

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	图7 研究区地下水位等值线图Fig.7 Groundwater level contour of the study area

北西面灵马— 林圩岩溶块段, 为溶岭谷地地貌, 赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水, 其补给来源主要为大气降水, 主要以面状渗入式补给为主。地下水总体上由北西向南东方向径流, 在低洼的谷地中以岩溶泉形式排泄地表后, 转为地表溪流, 流入仙湖水库及那打水库。

北东及北面仙湖— 小明山碎屑岩块段, 为低山丘陵区, 赋存基岩裂隙水, 其补给来源主要为大气降水, 具相对均匀的入渗补给特征, 地下水径流方向大致与地形坡向一致, 地下水总体上向南西、南面径流, 地下水多以分散流方式排泄于溪沟, 呈地表径流流入灵水至府城岩溶块段, 在碳酸盐岩与碎屑岩交界地带, 部分地下水以潜流形式补给岩溶地下水。

中部灵水— 府城岩溶块段, 为灵水泉的主要补给区。地貌类型主要有峰林平原、孤峰丘陵谷地及缓坡丘陵, 总体上岩溶山峰较少, 地形多平坦, 多为第四系覆盖, 那甲一带为地形平缓的缓坡丘陵。大部分地区赋存水量中等至丰富的裂隙溶洞水, 而那甲一带为赋存碎屑岩夹碳酸盐岩溶洞裂隙水, 水量贫乏。

该块段的岩溶地下水主要接受大气降水补给, 还有来自北东及北面小明山至仙湖水库碎屑岩块段的基岩裂隙水的侧向补给。大气降雨补给方式, 主要以面状渗入式补给为主, 即雨水通过第四系土层或直接通过岩石裂隙, 缓慢、均匀地渗入补给地下水; 其次为集中注入式补给, 即雨水汇集成股后集中注入伏流入口、消水洞、天窗等汇流到岩溶管道中。如在灵水北面的大路屯、长岭屯、共方屯等地, 发育了多处落水洞, 地表水通过落水洞灌入式补给下部岩溶水, 进入灵水地下水集中径流带。

为研究武鸣岩溶盆地中地下水与地表水的水力联系, 分析地下水的起源与形成, 于2011年1月份, 选择22组代表性水样(地表水3组、地下水19组)进行了氘(D)、氧(¹⁸O)同位素测定。此外, 还收集到中国地质科学院岩溶地质研究所于2009年2月— 2010年7月在武鸣盆地内采集的69组水样同位素分析结果, 其中雨水样21组、地表水样14组、地下水样34组。以上同位素测定结果均由岩溶地质研究所同位素实验室测定, δ D、δ ¹⁸O值为相对于SMOW标准(标准平均海水)的偏差值。

武鸣县城不同时段的雨水样同位素测定结果显示, 雨水的δ D和δ ¹⁸O值随季节变化大, δ D为0~-95.4‰ , 平均-34.2‰ ; δ ¹⁸O为1.03‰ ~-12.73‰ , 平均-4.97‰ 。武鸣盆地内主要河流、水库水样同位素结果显示, 地表水的δ 值变化较大, δ D为-32.1‰ ~-52.0‰ , 平均-40.02‰ ; δ ¹⁸O为-4.25‰ ~-7.32‰ , 平均-5.81‰ 。灵水不同出水口、不同时期水样同位素测定结果显示, 灵水的δ D和δ ¹⁸O值变化不大, 表现出较稳定的特点。δ D为-37.0‰ ~-42.9‰ , 平均-39.7‰ ; δ ¹⁸O为-5.81‰ ~-6.08‰ , 平均-6.01‰ 。

武鸣盆地内不同类型地下水代表性水样的同位素测定结果显示: 岩溶泉的δ D为-34.4‰ ~-47.2‰ , 平均为-41.04‰ , δ ¹⁸O为-5.06‰ ~-7.21‰ , 平均-6.02‰ ; 地下河出口、天窗、溶洞、竖井和溶潭的δ D为-29.9‰ ~-46.9‰ , 平均为-40.18‰ , δ ¹⁸O为-3.5‰ ~-6.89‰ , 平均为-6.03‰ ; 机井和钻孔的δ D为-27.9‰ ~-42.8‰ , 平均为-36.07‰ , δ ¹⁸O为-4.14‰ ~-6.05‰ , 平均为-5.33‰ ; 表层岩溶泉的δ D为-31.9‰ ~-35.8‰ , 平均为-34.03‰ , δ ¹⁸O为-4.62‰ ~-5.32‰ , 平均为-5.03‰ ; 碎屑岩泉的δ D为-51.8‰ , δ ¹⁸O为-7.84‰ 。总体上, 岩溶泉与地下河出口、天窗、溶洞、竖井和溶潭等同属天然岩溶水点, 它们的δ 值较接近, 机井、钻孔及表层岩溶泉的δ 值较天然岩溶水点的要大些, 而碎屑岩泉出露位置较高, 其δ 值较天然岩溶水点的要小。从取样高程分析, 大体随高程的增加, 各水点的δ 值有减小的趋势, 体现出具有一定的高度效应。

根据各样品的δ D、δ ¹⁸O值作δ D-δ ¹⁸O关系图(图8)可知, 当地雨水同位素分布呈直线展布(相关方程: δ D=7.867 8δ ¹⁸O+4.892 9, 相关系数r=0.95), 武鸣雨水线大致与全国雨水线平行, 并位于其下方。从各地表水、地下水样品对应的图中各点的分布特征看, 所有样品点均落在武鸣雨水线附近, 由此说明, 研究区内的地表水与地下水来源于大气降水。灵水的同位素分布, 绝大多数位于武鸣雨水线上方, 说明其来源也同样为大气降水, 且地下水在形成之前经历的蒸发作用较小。

图8

Fig.8

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	图8 研究区δ D-δ 18O关系图Fig.8 Relation of δ D-δ 18O of the study area

降水中δ D与δ ¹⁸O含量与当地的海拔高度相关, 降水中同位素含量因高度增加而减少。根据同位素分馏的高度效应, 可以大体判断灵水补给区的海拔高度, 可用下式计算:

H=δS-δPK+h, (1)

式中: H为入渗高度; h为水点高程(灵水h=96 m); δ _S为泉水的δ ¹⁸O值; δ _P为大气降水的δ ¹⁸O值; K为大气降水的同位素高度梯度, 即海拔高度每变化100 m时的δ ¹⁸O值的变化量。

一般来说, 欧洲大部分地区的同位素高度梯度为(0.2‰ ~0.3‰ )/100 m, 我国西南部分地区的同位素高度梯度约为0.26‰ /100 m。δ _S、δ _P分别取灵水泉及大气降水的δ ¹⁸O平均值, 分别为-6.01‰ 和-4.97‰ , K值取0.26‰ /100 m, 通过计算得出补给高程值为496 m。这与本次圈出的灵水泉补给区范围北东小明山一带及北部马山县林圩镇一带的地面高程接近, 也说明两者比较吻合。

本研究综合采用地面调查、物探、钻探和地下水示踪等方法调查分析灵水岩溶大泉的水文地质条件, 重点关注岩溶管道分布特征, 并圈定了灵水泉补给范围。主要结论如下:

(1)综合分析地面调查、物探及钻探、示踪试验几个方面的工作成果, 初步认为灵水泉上游岩溶管道结构为网络状, 管道规模不大, 并没有形成单一的主管道, 呈现出带状集中径流的特征。

(2)大体圈出了灵水北部的集中径流带或岩溶发育带, 该径流带长约8 km, 在灵水北部3 km一带分叉为近SN向和SE向2个分支, 集中径流带宽200~700 m, 北东向岩溶发育带长约1 000 m, 宽300~400 m。

(3)分析认为灵水北部一带为该泉主要补给区, 结合地表分水岭与地质条件, 初步圈定灵水泉系统的流域范围为: 北东至小明山一带, 北部至马山县林圩镇一带, 北西至仙湖水库西侧, 大体以地表分水岭为界, 西部至仙湖— 里建一线附近, 大体以上二叠统(P₂)相对隔水层为界, 南东向以香山河为界。

(4)根据同位素的高程效应, 计算得出灵水泉补给高程为496 m, 与圈出的北东小明山一带及北部马山县林圩镇一带补给范围高程接近, 验证了调查结论。