有的放矢科学保泉

有的放矢科学保泉

——济南泉域边界条件论证

商广宇1　王建军2

(1. 山东省水文水资源勘测局, 山东济南250014;

2. 山东省济南市自来水公司, 山东济南250012)

[摘　要]　以济南泉水与东、西郊地下水关系为重点, 对泉域范围及边界条件进行了论证。指出全面合理开发泉域外济西地下水源, 取代与泉水同源补给的东郊地区地下水开采, 是解决保泉供水的根本途径。

[关键词]　岩溶弱发育带; 泉域; 边界条件; 保泉供水; 论证

[中图分类号]　P641. 72　　　　　[文献标识码]　A 　　　　　[文章编号]　1004- 1184 (2002) 04- 0191- 04

[收稿日期]　2002- 11- 01

[作者简介]　商广宇(1961- ) , 男, 山东费县人, 高级工程师, 现主要从事地下水开发利用与管理工作。

泉域是指天然条件下泉水的汇流及蓄水范围。过去20 年曾采取的“采外补内”的保泉措施, 其指导思想无疑是正确的。之所以成效不显著, 根本原因是泉域范围及边界条件没有搞清,“采外”的部分水源仍在泉域范围内,“补内”(为恢复泉涌而停采) 的部分水源又恰恰在泉域以外。为搞清济南泉水的来龙去脉, 有的放矢, 科学保泉, 在分析各方面资料的基础上, 进行了专门勘察、试验和监测。以实际资料为依据, 对济南泉域范围及边界条件做了进一步的综合研究。

1　关于西边界—兼析西郊地下水与济南泉水的关系济西地区是我国北方少有的特大规模岩溶水富水区, 其充沛的补给源和多年稳定的地下水动态, 与东郊地区及城区的地下水位大幅度下降、名泉断流形成了鲜明对照。因此, 搞清泉域西边界, 对合理开发济西地下水资源至关重要。

1. 1　西郊与城区之间有一条透水性极弱的岩溶弱发育带

西郊峨眉山至城区泉群之间有巨厚的隔水火成岩体(济南岩体西南部) 和与之相连的石灰岩区岩溶弱发育带相隔。平面上呈圆弧形向南凸出的火成岩体, 不利于地下水富集, 形成了地下水活动微弱地带。在侵入接触带上的7313 厂外和八一礼堂基岩钻孔,都是干孔。其中前者孔深达740. 8m , 550m 揭穿火成岩见到下奥陶和上寒武地层, 未见明显的岩溶含水层段; 刘长山西侧的三眼钻孔基本没水, 东侧原水泥厂一带也因水量太小没能成井。这一带透水性微弱, 从深到浅找不到东西贯通的地下水渗透带(更缺少强渗透带)。

往南郎茂山、万灵山至分水岭村一带, 为地下岩溶弱发育带。同样是奥陶系及上寒武石灰岩, 但由于地处补给区, 水动力条件较差, 致使地下岩溶很不发育。这一带市劳教所、郎茂山小区、双龙庄、九曲、南康、复兴村等地的钻孔和机井, 均未见明显的岩溶发育段, 抽水降深5～ 40m , 出水量仅在100～ 700m 3öd;而且在九曲、南康、复兴村一带更是以干孔为主。说明这一带地下水极度贫乏, 透水性、导水性俱差。离开该岩溶弱发育带, 往西北至峨眉山以西, 往东北至城区水厂一带, 富水性增强, 单井出水量由每日几百立方米递增至上万立方米。

1. 2　沿岩溶弱发育带存在着一条连续稳定的地下水分水岭

从追踪监测几十张地下水等水位线图清楚地看到, 沿岩溶弱发育带存在着连续稳定的地下水分水岭, 说明西郊、城区之间不可能存在水力联系。可以看出, 岩溶弱发育带西侧文庄、邵而、党家庄一带的地下水往西北流向西郊水源地; 岩溶弱发育带东侧兴济河流域地下水则向北补给济南泉水。该岩溶弱发育带以西白马山自备井区和西郊水源地, 2001 年停采以前开采量18～ 22 万m 3öd, 但漏斗中心却出现在开采量最小、富水性较差的白马山至腊山一带。漏斗区水位低于西郊强富水区3～ 5m , 低于岩溶弱发育带北段(市劳教所) 2～ 4m , 低于城区0. 5～ 1m。漏斗范围始终没越过岩溶弱发育带, 没有导致地下水分水岭东移。近20 年来西郊至城区之间漏斗区低于城区地下水位的事实, 排除了西郊补给城区的可能性。

1. 3　水化学场、停抽水试验表明西郊与济南泉水不存在水力联系

水化学场表明, 该岩溶弱发育带及其附近也正是滞流区。刘长山、白马山一带, 多年来岩溶水矿化度、钙离子浓度高于西郊和城区0. 2～ 0. 4göl 和30～ 60ppm。如果是强渗透带的话, 地下水必被冲淡, 就不会存在高值区了。从大型停抽水试验来看, 没发现西郊与城区存在水力联系。1987 年5 月在西郊水源地停抽20 万m 3öd5 个小时, 往东只影响到岩溶弱发育带以西的机床二厂、王官庄西南一带, 而岩溶弱发育带以东包括城区地下水位没受到影响。

1. 4　示踪试验表明玉符河干流、西郊与济南泉水不连通

1989 年、1996 年分别在玉符河干流崔马、西渴马钻孔中投放钼酸铵示踪剂250kg、22kg, 西郊绝大多数观测井接收到, 并测到峰值; 但在城区泉水、水厂连同岩溶弱发育带以东地段均未接收到。1990 年在岩溶弱发育带西侧王官庄钻孔中投放示踪剂, 在城区地下水中也未测到。从1989 年示踪剂扩散等时线图清楚地看到, 在崔马至古城沿玉符河地下水主径流带扩散速度最快, 而郎茂山——万灵山岩溶弱发育带犹如一道屏障, 把来自玉符河干流的示踪剂挡在了其西侧的西郊地区。

1. 5　“8. 26”暴雨解疑团, 泉水来自东南部

1987 年8 月26 日的局部特大暴雨及相应的地下水动态变化, 对于揭示济南泉水的补给源, 是一个不可多得的例证。这场暴雨100～ 300mm 的范围, 恰好主要分布在岩溶弱发育带以东至巴漏河以西, 即本文所论证的济南泉域范围。雨区地下水位大幅上升, 雨后第二天城区猛涨4m 多, 四大泉群一齐喷涌, 重现数年未见的壮观景象。且在开采量未减的情况下, 持续喷涌了半年多。由此, 泉水的主要补给区范围便显得清清楚楚! 再看西郊, 其补给区的玉符河、南北大沙河中上游地区, 此次降雨量仅30～ 80mm , 卧虎山水库没溢洪。西郊地下水没得到多大补给, 雨后地下水位回升幅度自然就很小, 直至汛后9、10 月份, 比上一年名泉干涸时水位还低1m 左右。这就完全排除了玉符河、南北大沙河流域通过西郊补给促成此次泉涌的可能性。试想, 如果主要靠西郊来水补给,“8. 26”之后四大泉群能喷涌吗? 如果仅仅是东梧断裂以西狭小地段补给, 而不是东南部广大地区补给的话, 雨后泉涌能持续那么长时间吗?

1. 6　多年监测数据表明, 城区地下水位变化不受西郊影响

多年的动态资料也显示, 城区地下水位升降实质上不受西郊控制。例如:1991 年9 月5 日西郊水位在29. 65m 时, 城区就达28. 40m; 到同年10 月10 日西郊水位升至31. 55m时, 城区几乎不变为28. 55m。说明城区水位并不受西郊影响。1991 年8 月10～ 20 日, 西郊地下水位普降0. 8～ 1. 0m , 而城区水位反而上涨0. 7m; 1992 年10 月25日～ 11 月15 日, 西郊地下水位先升0. 6m 后又降了0.7m , 而这期间城区地下水位却纹丝不动; 2001 年6 月1～ 11 日, 西郊水位微降0. 08m , 而城区水位却下降了0.64m。说明西郊和城区水位并不同步, 两地分属各自独立的地下水系统。类似例证举不胜举, 无不揭示了西郊与城区不存在水力联系的本质。而大范围降雨或阶段性农灌开采等因素造成的同步升降, 只不过是以假乱真的假象而已。

1. 7　天然同位素研究成果证明西郊与城区分属独立的两个地下水系统

早在1989 年的天然同位素研究成果就已证明,西郊与城区分属补给源不同、且无水力联系的两个地下水系统。历时近一年, 共取9 批水样, 所测定氘的含量(同标准海水的千分偏差比值DD) 平均值, 西郊谢家屯、全福庄分别达- 63. 1‰、- 61. 4‰, 城区解放桥、永庆街分别为- 58. 3‰、- 60. 8‰, 说明西郊、城区两岩溶水系统的补给源不同。原因在于: 西郊、城区两岩溶水系统虽然都接受南部碳酸盐岩裸露区大气降水的直接入渗补给, 但西郊岩溶水系统还接受玉符河在东、西渴马一带的地表水渗漏补给。两地的历时曲线形态也存在明显差异, 反映出西郊、城区为两个互不联系的岩溶水系统。

1. 8　卧虎山水库历次放水对济南泉水及城区地下水位均无影响

有资料以来特别是1990 年以来卧虎山水库历次放水, 对促使西郊地下水位上升有一定作用, 但对岩溶弱发育带以东的济南泉水及城区地下水位从未产生过影响。2001 年8 月18～ 30 日卧虎山水库往玉符河放水回灌期间, 城区地下水位上升的0. 36m (按滞后5 天算为0. 18m ) 主要是6 月份以来降水补给和城区减采地下水共同作用的结果。这点升幅与入汛以来城区3. 25m 的升幅及前5 年同期(8 月18～ 30 日) 平均升幅1. 02m 相比, 可以说是微不足道的。8 月18～19 日、25～ 27 日、29～ 30 日城区水位曾出现跳跃式小幅上升, 主要是城区减采地下水所致; 9 月1～ 3 日城区水位下降, 主要是城区增采地下水所致; 9 月5～ 8日城区水位上升, 主要是9 月3～ 5 日南近郊降雨56mm 的缘故; 9 月12 日、17 日城区水位跳跃式上升,17 日开始趵突泉小流量短暂复涌, 是解放桥水厂减采、停采促成。

1. 9　水不会往高处流, 玉符河干流经邵而至城区不存在泉水补给通道

有一种缺乏根据但权威性较大的推断, 认为从西南部玉符河干流经邵而小白、展村、九曲、南康一带至城区, 还存在着西南—东北贯通的泉水补给通道。这与实际情况不符。从多年地下水位动态来看, 玉符河中下游崔马一带地下水位, 绝大部分时间低于邵而小白3～ 6m , 低于九曲、南康10～ 30m。地下水不可能从低处往高处流, 这种推测的泉水补给通道带也就不可能存在。从地质结构来看, 南康一带为上寒武地层出露, 其下面的张夏组因地处岩溶弱发育带极度贫水(已证实) ; 中下寒武地层以隔水的页岩为主, 再往下就是不含水的老变质岩。因此从深部到浅部都不可能存在地下水通道地带。

1. 10　济南泉水断流在先, 西郊增采在后, 名泉断流与西郊无关

西郊水源地增采主要是80 年代以后的事。70 年代西郊地下水开采量很小, 济南泉水就已断流; 近20年来, 西郊水源地及自备井开采量增加到18～ 22 万m 3öd, 峨眉山以西地区地下水位却一直保持稳定。说明西郊地下水动态主要受补给区降水量多寡的控制,仍呈天然型动态。济南泉水断流与近20 年来西郊并不太大的开采量无关。

1. 11　停采西郊水厂及西郊自备井对恢复泉涌没有作用

如果名泉断流主要是西郊及城区开采地下水共同所致的话, 为什么在2001 年9 月以来西郊及城区共30 多万m 3öd 已经停采的情况下, 济南名泉远未达到常年喷涌的水平, 而是小流量、季节性复涌后再度断流? 答案很明确, 因为停采岩溶弱发育带以西的西郊水厂20 多万m 3öd 地下水, 对恢复泉涌不起作用,起作用的仅仅是城区水厂停采的那12 万m 3ö d。

1. 12　济西地下水流入黄河以北, 齐河、禹城、东阿全淡水区铁证如山

由于火成岩体和岩溶弱发育带的分隔, 城区泉群与济西分属两个不同的地下水系统。既然如此, 济西地下水以何种途径排泄? 各方面资料证明主要往黄河北排泄。与城区有火成岩体的阻水条件不同, 济西地区400m 深度以内缺少连续稳定的隔水体阻截, 不具备形成大型泉群的条件(50 年代峨眉山泉等仅1 万m 3öd ) , 玉符河、南北大沙河流域补给的高水头岩溶水, 则通过双庙屯、古城、南汝、石庄等地的“天窗”(卵砾石直接覆于灰岩之上的地段) , 顶托补给通向黄河北的第四系冲积扇, 之后潜流到齐河至禹城南部一带。近十几年来丰水期岩溶水高于第四系水位1～3m , 说明上述转化、排泄方式依然存在。冲积扇承压水与黄河水之间有厚达70m 弱透水的亚粘土相隔, 二者各行其道, 互不干扰。长清西部至平阴山区补给的岩溶水, 则通过灰岩含水层直接流入黄河北的齐河马集至东阿地带。济西地下水流至黄河北以后, 在水头压力作用下, 逐层向上越流, 由承压水、半承压水转化成潜水。多年来, 晏城至焦庙一带深部承压水水位高出地面自流, 浅层地下水位21～ 23m (埋深0. 5～ 2m ) , 造成大面积潜水蒸发。

即使是在1997 年黄河断流226 天, 1～ 8 月份全省出现历史上少有的大旱, 1999 年以来连续干旱特别是2002 年遭遇特大干旱, 外围地区地下水位大幅度下降的情况下, 齐河至东阿大片地区枯水期地下水位埋深仍保持在1～ 2m。如果没有来自黄河南岩溶水的补给, 是不可能维持如此稳定的高水位的。由于蒸发浓缩作用, 还加剧了上述地区的盐碱、渍涝灾害。水化学方面的证据更能说明问题。我省黄泛平原特别是黄河北地区地下水, 一般为矿化度≥2göl 的微咸水、咸水, 然而在上述地区的旧齐河、晏城、焦庙、伦镇及东阿县南部一带, 却为连续分布的1400 多km 2深至浅层地下水全淡水区! 这无可辩驳地证明济西地下水主要排泄到黄河以北地区。若没有来自济西地区巨量而稳定的淡水补给源, 黄河北这片淡水区是不可能形成并长期存在的。济西地下水往黄河北排泄途径的确认, 使多年来一度被认为下落不明的那部分地下水找到了明确的去向。由于济西地下水的出路是向黄河北, 就更排除了补给城区泉水的可能。

结合区域水文地质条件并考虑与其它几个边界的有机组合, 可以判定, 济南火成岩体的西南部和与之相连的郎茂山、万灵山至分水岭村地下岩溶弱发育带, 构成了济南泉域的西边界。泉域西边界与南边界在兴隆山一带相接。该边界的确定, 宣布了整个玉符河、南北大沙河流域及平阴入黄小河流域2620km 2 范围, 属济南泉域以外的地下水系统。经评价, 济西地区地下水总补给量122 万m 3öd, 在不影响当地用水的情况下, 可长期往济南市供水75 万m 3ö d。保泉供水的核心问题, 就是截获从济西往黄河北去的地下径流。可见, 停采西郊水源地, 封闭岩溶弱发育带以西白马山一带自备井, 及在玉符河干流回灌补源, 都只能是增加往黄河北的径流排泄量, 无助于城区水位上涨和济南泉水的复涌。1986 年在马山断裂西侧长清西关抽水614 万m 3öd, 附近水位下降0140m , 断层东侧水位下降0138m。这种透水边界不能作为采外补内的界线。实践证明, 两盘都是灰岩地层, 且地处地下水径流排泄区的断裂, 不可能构成隔水边界。

2　关于东边界—兼析济南泉水与东郊地下水的关系

济南东郊地区是工业用水大户、自来水厂最为集中的地方, 为保泉目的, 是否停采东郊地区部分或全部地下水, 要看济南泉域东边界在什么地方。

2. 1　埠村向斜构造分隔了明水与济南两大泉域

位于济南东郊至明水之间的埠村向斜构造, 轴线在埠村至城角头一带, 核部为阻水的石炭——二叠系地层。翼部为奥陶系、寒武系。北端开口倾伏, 南端收敛扬起, 地貌上呈簸箕形构造盆地。东翼被文祖断裂切割, 西翼的煤系地层呈北西向一直延伸到白谷堆、滩头一带, 在东北郊(俗称东郊) 与济南火成岩体呈侵入接触。使来自巴漏河、巨野河流域的地下水, 受向斜西翼煤系地层阻挡在埠村、谢家庄一带转向西北, 朝着东北郊、城区一带汇集。由于埠村向斜的分隔, 使明水泉域与济南泉域成为各自独立的地下水系统。两大泉群的出露标高相差30 多米。济南泉域的东边界, 正是该向斜西翼的有效阻水地带。

2. 2　抽水试验证明东梧断裂透水, 捕虏体与区域水位差不证明该断裂阻水

抽水试验证明东梧断裂中北段是透水的。1987 年7 月在该断层西侧500m 的铁厂和炼油厂供水井同时抽水, 总量3. 96 万m 3öd , 抽水井附近水位降深2m , 断层东侧迅速下降了0. 5m , 而且断层两侧水位连续。东西方向影响程度不同, 主要是由于地貌位置不同, 岩溶发育程度差异造成的, 与东梧断裂存在与否无关。开采条件下肉联厂、客车厂一带岩溶水形成了低于海平面的局部漏斗区, 是因为该地段灰岩是被火成岩包围的捕虏体, 富水性虽好, 但与区域岩溶水连通较差, 在开采量达8 万m 3öd 的情况下, 得不到及时补给所致。与东梧断裂以东及区域岩溶水存在的水位差, 并不说明东梧断裂是否阻水。

2. 3　白泉一带排泄不畅, 济南泉域地下水只能从城区一带集中涌出

为什么天然情况下不在东北郊集中排泄呢? 因为这一带分布着70～ 100m 厚透水性微弱的第四系亚粘土, 下伏的岩溶水无法喷出地面, 只是有一小部分在地形低洼的纸坊等地顶托渗出形成了湿地, 这就是所说的白泉等泉水。而高程相近的城区趵突泉地段第四系厚度仅8m , 主要为裂隙发育的胶结砾岩, 岩溶水在压力水头作用下, 沿裂隙带喷涌而出, 形成了独特的泉涌景观。东北郊白泉一带地下水运动滞缓, 在水化学方面也有表现, 天然条件下(50～ 60 年代初) 地下水矿化度、硬度均明显高于城区及东南部山区(东北郊的上游) , 分别高0. 15göl 和2～ 3 德国度; 而城区与东南部山区矿化度、硬度等却非常接近。说明在天然条件下东南部山区地下水直接补给城区泉水。

2. 4　白泉泉域是济南泉域的一部分

若东梧断裂至埠村向斜之间600km2 为独立的白泉泉域的话, 天然情况下30 余万m 3öd 的地下水补给量哪里去了呢? 这部分地下水确实存在, 近20 年已被开采。历史上白泉、杨屯泉等常年流量之和仅5 万m 3öd, 往北、往东的排泄途径已被天然封闭, 其余地下水的天然出路何在? 却一直得不到圆满的解释。事实上,“白泉泉域”大部分地下水正是穿过透水的东梧断裂中北段直接补给城区泉水! “白泉泉域”只不过是济南泉域的一部分。

2. 5　东郊地区地下水与济南泉水属同源补给

1982 年和1987 年增采东郊减采城区的措施对保泉不见成效, 是因为东郊地区与城区属同源补给。从近20 年来实测的等水位线图看到, 在东郊地区大量开采地下水(35 万m 3öd 以上) , 使来自东南部巴漏河、巨野河诸流域本来补给济南泉水的地下水, 未达城区就改变流向, 朝东郊两大开采区汇集。在东郊地区开采地下水, 实际上是袭夺济南泉水。要从根本上保泉, 必须停采东郊地区全部地下水。

3　关于南边界

勘察研究发现, 与上述西边界相连接, 从分水岭村往东, 经兴隆山、矿村、龙湾(小清河流域与玉符河流域分水岭) 往东南延伸, 直至长城岭东段(巴漏河与莱芜盆地的区域分水岭) , 地表水与地下水分水岭接近一致。只是由于地层向北缓倾的原因, 使寒武系分布区地下水分水岭多位于地表分水岭的南侧, 二者并非完全吻合。该分水岭西段兴隆山、白马洞山、黑峪顶一带, 中、上寒武统灰岩岩溶发育不良, 这从兴隆、大涧沟、矿村、龙洞、北侯、王北等地的抽水试验和长期观测资料得以证明; 分水岭中段龙湾至虎门南山一带, 中、下寒武页岩起到阻隔地下水的作用; 分水岭东段四角城、南麦腰至垛庄南山一带为隔水的太古界变质岩。在东、西边界已确认的前提下, 受这条区域分水岭控制的地下水分水岭作为泉域的南边界也就确定了。

4　关于北边界

横贯城区至东、西郊北部的济南火成岩体为公认的泉域北边界。该岩体的分布范围, 西起位里庄, 东至冷水沟、滩头, 南达刘长山, 往北跨黄河, 面积约270km 2。平面上近似椭圆形, 长轴为北东向。在纵向上, 岩体西部、西南部的形态呈岩基, 东部、东南部呈岩盘、岩床。在东北郊北部滩头一带, 与埠村向斜延伸而来的阻水煤系地层呈侵入接触。济南泉域北边界在火成岩体纵向有效阻水界面及与之呈侵入接触的煤系地层。该火成岩体不仅构成了北边界, 而且也是泉域西边界组成部分。

岩体的形态对迎水的一侧岩溶水富水程度有很大的影响。从富水性分布清楚地看到, 在火成岩凹进(灰岩被火成岩三面包围) 的地段最富水, 如东北郊冷水沟、城区一带富水区; 而在火成岩凸出的地段, 地下水则较为贫乏, 如段店、刘长山至八一礼堂一带均为贫水区。2001 年关停地处火成岩体腹地的裕兴化工厂等地自备井, 对保泉毫无意义。这些地段地下水是覆于火成岩之上与泉水无任何联系的第四系孔隙水。

5　综述

济南泉域的面积818. 5km 2, 出露地层以中、下奥陶及寒武系为主, 仅东南部巴漏河上游地段有太古界出露。泉域地下水主要受大气降水入渗及河道渗漏补给, 常年地下水补给量44 万m 3ö d。天然条件下地下水从东南往西北运动, 受阻于济南火成岩体, 在排泄条件最好的城区溢出地面形成集中排泄的泉群, 50～ 60年代泉水年均总流量35～ 40 万m 3ö d。由于四周边界均为隔水、阻水性质, 天然情况下其它途径的排泄量甚小, 故济南泉群为全排型岩溶大泉。50 年代济南泉群附近地下水位29～ 31m; 2001 年3 月1 日26. 24m ,同年9 月中旬解放桥水厂停采地下水, 使城区地下水位小幅急升, 9 月17 日达26. 97m , 干涸了926 天的趵突泉小流量短暂复涌。10～ 11 月份泉群总流量仅6～ 7万m 3öd , 远没达到喷涌壮观的程度。2001 年12 月24日黑虎泉又停喷, 2002 年3 月3 日趵突泉再度停涌,2002 年8 月25 日城区岩溶地下水位降至23. 56m。2002 年泉水断流除降水量偏小的原因外, 但更重要的是泉域内的东郊地区继续大量开采地下水(35 万m 3öd以上)。

搞清了济南泉域范围及其边界条件, 保泉供水的工作就能有的放矢。只要从济南市水资源的实际条件出发, 全面合理开发泉域外济西地区丰富的地下水资源, 以其它水源作补充, 取代泉域内东郊地区和城区地下水开采量, 定能在确保城市、工业供水的同时, 使济南泉水迅速恢复常年正常喷涌。

[参考文献]

[1 ]商广宇. 济南地区水文地质条件认识及保泉供水建议. 山东

地质情报, 1986. 2.

[2 ]黄春海等. 济南泉水来源试验研究, 1996. 12.