岩溶水富集的地貌形态组合
古岩溶形态组合类型是岩溶改造后的正向、负向（含洞穴系统）古形态和古建造的组合。由于强调形态，故以正负向伴生形态取名，伴生于改造形态的建造沉积堆积，只阐述其成因环境和平（剖）面形态。古岩溶形态组合受其成因和岩溶剥蚀度制约，故组合特征或类型各区段差异明显。
7.2.3.1 溶岜㟖地
这一组合类型是我国南方白垩纪岩溶的主体组合形态，以桂林古岩溶区为典型，分布面积大。广西来宾秦村—武宣通挽、柳州穿山—象州马平、桂西都安和马山附近、东兰岜岭、粤北、湘南和湘西、鄂西大部分岩溶区，白垩纪时期都以溶岜㟖地组合类型为主。溶岜和㟖地基本特征如前述，两者呈伴生、匹配，正形态不复杂，山体不高，离立度稍大，错落分布，负形态和组合较单一，㟖地较平缓，底不深，彼此较孤立。伴生的古岩溶建造很发育，以钙砾岩型古岩溶建造为主。溶岜顺向中下段为缓坡、反向为陡坡坡麓、个别矮小山体周缘，碳酸盐岩角砾较发育，较大㟖地或多数㟖地的部分地段，亦有碳酸盐岩角砾沉积、堆积。砾间填隙物来自间歇性流水或涓涓细流岩溶泉和裂隙—层间水的携带物。有些溶斗，竖（溶）井被溶塌或冲积碳酸盐岩角砾充填，甚至被长期或常年性岩溶水浸泡，形成环带状、马牙状方解石晶包、晶簇状填隙物。总之，这些伴生古建造以小规模溶积钙砾岩为主，视厚度不大，分布广，其中残坡积、坡麓堆积、冲-洪积成因较多，间夹溶（坍）塌或洞穴成因。溶积钙砾岩间夹溶积钙屑灰岩，常是坡积型溶积砾岩的底层或块砾间填隙层。有些结构均一的结晶灰岩则由古钙华重结晶而成。溶积钙砾岩产状陡缓变化大，溶斗状砾岩体、竖井状、筒状角砾筒与基岩接触面产状陡立。古岩溶不整合附近基岩中常有古建造脉连接溶积钙砾岩。
7.2.3.2 溶岧嵅地
处于古岩溶水强径流段或近排泄区（段）的溶岜㟖地，经进一步演化，局部地段山体离立度较高，部分山体高峻，成溶岧，某些㟖地扩大加深，坡面变陡，成溶斗状、槽状嵅地。溶岧嵅地呈零星状散布于溶岜㟖地间。伴生的碳酸盐岩角砾分布不广。在坡麓或嵅地内组成以溶积钙砾岩为主的不完整型古岩溶建造，其面积较小，视厚度较大，崩塌、坍塌角砾较多。白垩纪时期桂林是溶岜㟖地古岩溶区，仅旗山、布机寨、水里湾、瓮里村、代上、水岩头等地段出现溶岧嵅地，面积小而零散，古建造视厚度大于300m。
7.2.3.3岩溶（ ）槽谷
由条形㟖地或某些溶岧嵅地进一步演化而成。即部分溶岧、溶岜削（夷）平，矮化，呈残山（峰）、残丘，伴生大量碳酸盐岩角砾，或部分溶岧、溶岜矮化、陡立，峭壁下碳酸盐岩角砾较发育，成因复杂。有的嵅地、㟖地扩宽削平，呈宽平槽（谷），谷中有孤山（峰）、残丘或残丘（山）群散布（图7.8）。谷壁（底）有地下水（河）进出口，常年或间歇性出没古岩溶水，或有古洞穴及其建造。谷底低坳处呈沼泽、河流、湖泊等，断续分布，汇集古岩溶水。伴生完整型和不完整型的古岩溶建造。前者零星分布，单个面积较大，由齐全的岩石类型组成古岩溶建造，其中溶积钙砾岩比例有些较少，建造视厚度较大。后者广泛分布在孤山（峰）、残丘周围，特别是槽（谷）两侧，呈条带状，不规则状、扇状等产出。碳酸盐岩角砾呈坡麓类、崩塌类、坍塌类、洪－冲积类混杂沉积堆积，组成钙砾岩型古岩溶建造，视厚度200～300m。桂林大埠—大岗埠、报安—良丰八队、牛路坪—崩桥等地段，白垩纪期间是岩溶 槽的沉积－堆积环境，槽内钙砾岩型古建造很发育。桂林古岩溶区中部，李家村 马路厂地带，在白垩纪期间，是岩溶（ ）谷沉积堆积环境。岩溶（ ）谷向北断续延伸至兴安界首、全州绍水、灌阳城郊，经湖南道县北、蓝山等地，直至衡阳盆地。谷内大小岩溶湖呈串分布，广泛发育钙砾岩型古岩溶建造，完整型古建造断续分布。广西来宾岜岭至岭头，武鸣长安北至都安六柱，柳州东泉、洲村至良村等地段（带），白垩纪时期亦属岩溶（ ）槽谷沉积堆积环境，槽（谷）内钙砾岩型古岩溶建造广泛分布，常有少量完整型古建造，有的地段仅伴生完整型或不完整型古岩溶建造。
综上所述，我国南方古岩溶区，特别是南岭地区白垩纪（古）岩溶的特征是：古岩溶化程度较高，山体离立化，在溶岜㟖地的基础上，不均一地分布着溶岧嵅地或岩溶（ ）槽谷地段。呈现溶岜、溶岧重峦叠嶂，㟖地、嵅地起伏毗连，其间点缀较多大、小古岩溶湖，局部有古岩溶槽谷串连。伴生碳酸盐角砾广泛发育，呈锥状、簇状、不规则状、条状散布于溶岜和溶岧的坡麓、坡地、槽（谷）地、㟖地、嵅地不同部位。
此外，古溶斗、古溶（竖）井广泛发育，局部有洞穴化，伴生崩塌、坍（溶）塌碳酸盐岩角砾、岩块。由于具炎热多雨的古气候环境，有利于古岩溶改造的进行和古岩溶沉积堆积建造的形成。纵观全貌为溶岜、溶岧正向古形态与伴生㟖地、嵅地负向古形态匹配，构成古岩溶形态彼此高低错落，其间古溶斗、古竖（溶）井比古洞穴发育，与伴生古岩溶建造交织分布，组成复杂微序的古岩溶地貌景观，尚未查出连通较长的古洞穴系统。
幽谷子
地形是一个区域内的地表形态.它侧重于根据地面的形态来分类。从一个地区的高低起伏、开阔闭塞、地貌组合等因素综合起来显现的特征来进行分类，可分为五种基本地形：平原、高原、盆地、丘陵、山地（主要体现在山脉）。
而地貌侧重于从成因上来划分。因种每种营力为主形成的地貌，都有其特定的地表特征、演变规律。这样便于研究。它主要分为：流水地貌、岩溶地貌、风力地貌、冰川地貌、海岸地貌等大类。每种
岩溶地貌是地质背景条件、内外动力地质作用以及新构造运动的综合表现。在不同的地貌组合条件下，岩溶发育特征是不同的。因为岩溶发育在很大程度上受地表水及其下渗的渗透率、地下径流的水动力强度影响，而这些因素又常常为地貌条件所控制，如：地面坡度、切割密度和深度、水系分布、水流排泄基准情况等。因此，岩溶发育过程常和地貌发育过程联系在一起，受到地貌条件的影响，进而影响到岩溶水的形成、运动、赋存及富集。西南岩溶地区，其地貌特征控制了岩溶水的形成、运动和储存的一般特征。岩溶地貌形态组合，对其中岩溶水的补给、径流、排泄及其水动力特性以及生态环境的基本特征具有规律性的反映。下面根据作者在生产实践中积累的经验及研究成果，归纳出了有利于岩溶水富集的主要地貌形态组合类型，并分析它们富水的原因与特征，为指导寻找和圈定作为地球物理探测和钻探试验靶区的岩溶水源地提供标志性的地貌依据。
2.1.1.1 坝子与平原，泉水灌良田
在岩溶盆地、谷地、大型洼地底部、平原区，往往有利于岩溶水聚集，通常是岩溶水的富集区，岩溶含水层富水性一般比较均匀，水资源量较大。
以泸西岩溶盆地为例，周围为岩溶山区，盆底被厚数十至数百米的土层所覆盖。岩溶含水层从山区至盆底由裸露转变为覆盖或埋藏型。裸露岩溶山区为岩溶水的主要补给径流区，岩溶发育极不均匀，导储水空间以溶洞管道为主，岩溶水流快急，储存调节能力弱，水位流量季节变化剧烈，岩溶水部分以悬挂泉及下降泉、暗河出口的形式，在弱透水层(带)顶面和沟谷中排泄，大部分在山边土石分界线附近排泄，剩余部分继续向深部径流。覆盖或埋藏岩溶区岩溶发育较均一，储水空间以溶隙网络为主，主要为二维扩散流，岩溶发育深度大，一般直至碳酸盐岩底板仍有发育。通常是岩溶水的储集区，也是土地连片分布和人口集中分布区及主要的需水区。但处于区域深层径流过程中的盆地，同时也是地下水的径流区。这类地区岩溶水资源丰富，动态稳定。
位于高原面边缘及河谷斜坡地带的泸西岩溶盆地[1]，是一个汇水-径流型岩溶盆地[2](图2-1)，呈长轴北东—南西向的椭圆状展布，盆地周围为陡峻的岩溶中山、峰丛洼地等裸露岩溶石山所环绕，海拔1800～2400m，与盆底平坝区高差100～700m，地形起伏不平，山间岩溶洼地密布，漏斗、落水洞发育。盆地底部平坦开阔，海拔1700m左右，坡度小于5°，边缘地带地势稍高，形成台地，总体地形向下游倾斜。盆地周围裸露岩溶山区为岩溶水的补给-径流区，岩溶发育强烈且极不均匀。地表洼地、漏斗、落水洞、竖井密集发育，降水渗漏补给通道分布广泛；地下溶洞、溶管、溶隙发育，构成了通畅的岩溶水运移通道。盆地底部为排泄-径流区，岩溶发育较为均匀，地下岩溶形态以溶孔、溶隙为主，连通性较好，呈网络状结构。补给径流区的大气降水主要通过洼地、漏斗底部的落水洞、竖井以集中贯入的方式补给岩溶水。岩溶水获得补给后，主要通过溶洞管道沿地势降低的方向往盆底方向快速径流，并在沿途不断接受大气降水、地表水的补给，随着流程地势逐渐降低，水位埋深随之变浅，直至盆地边缘地带，由于地形由陡变缓的转折，并受到盆底弱透水松散土层的阻滞，一部分岩溶水在盆地边缘以泉、暗河的形式排泄到地表；另一部分岩溶水则侧向进入盆底覆盖型岩溶区，继续向下游作深远程径流，并在水文地质条件有利的地段，形成了富水性较强且均匀的富水块段。
图2-1 泸西岩溶盆地底部水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—下降泉，流量(L/s)；5—上升泉，流量(L/s)；6—上升泉群，流量(L/s)；7—季节泉，流量(L/s)；8—钻孔，涌水量(L/s)；9—民井，水位埋深(m)；10—落水洞；11—暗河，流量(L/s)；12—岩组类型界线；13—实测及推测断层；14—地下水流向
泸西岩溶盆地东北部山麓边缘出露的暗河大泉较多，流量大，如：龙王庙、阿泸古洞暗河、皮家寨和坝心岩溶大泉。其中，皮家寨岩溶大泉流量达到1072.75～1957.5L/s，动态稳定；该泉水的北部，出露坝心大泉，流量250～400L/s，动态稳定。盆底平坝区形成的富水块段，岩溶赋水空间以溶隙、溶孔为主，以水平径流为主，为运移缓慢的网状隙流。富水性相对均匀，岩溶水位埋深浅，一般小于20m，动态稳定。根据前人钻探资料，富水块段内150m以上，岩溶发育强烈，具有垂向上成层分布的特征，以溶孔、溶隙为主。成井率大于90%，钻孔涌水量0.06～14.97L/s，平均涌水量4.76L/s；单位涌水量0.004～6.67L/s·m，平均单位涌水量0.71L/s·m(图2-2)。
图2-2 泸西岩溶盆地底部平坝区钻孔流量—降深散点图
上述典型岩溶盆地的水文地质特征，说明了在岩溶盆地、谷地、大型洼地底部平坝区，周边往往形成出露位置较高的岩溶泉和暗河出口，适宜用引、提、堵的方式开发利用泉、暗河出口等天然出露的岩溶水，提供生产生活用水。同时，利用平坝覆盖型岩溶区富水块段的储存调蓄功能，钻井开采岩溶水，可实现相互调节，稳定供水。
2.1.1.2 古河流干线，地下水径流
沿洼地、谷地中古地表径流的主流遗迹线之下，往往岩溶管道发育，岩溶水径流集中，形成强径流带。这也是导致地表河流渗入地下，最终完全转换为地下径流的原因。如：云南西畴县城和泸西县大兴堡富水块段。
(1)西畴县城：地貌类型由岩溶谷地外围的峰丛洼地及谷底平坝组成，西畴县城位于谷地中，谷地处于岩溶水的径流-排泄区(图2-3)。谷地外围峰丛洼地区，海拔1500～1650m，峰洼高差50～100m，洼地密布，其底部或边缘一般有落水洞、竖井分布。谷地底部海拔1466～1480m，走向北东，地形平坦，宽度0.2～0.5km，长度2～5km。谷底平坝区地表覆盖第四系松散土层，地表和地下溶井、落水洞、水平溶洞、岩溶管道发育。地表水系不发育。岩溶谷地沿向斜的轴部形成，断层、构造裂隙发育。岩溶发育深度约100m。谷地内发育3条浅埋藏岩溶管道，皆穿过谷地底部。该系统岩溶水来源于大气降水的补给，岩溶水径流主要是从外围的峰丛洼地区向岩溶谷地方向汇流。由于地壳抬升和强烈的溶蚀作用，地表水最终顺谷地底及边缘的落水洞、竖井、溶隙等岩溶通道潜入地下，成为地下水，沿地下岩溶管道集中径流，谷地则成为干谷。从而导致谷地底部岩溶水比较丰富，水位埋深较浅。而沿着地表古河流留下的主流线遗迹，也就是古河流的最后河道，通常也是构造破碎的地带，往往地下存在着最近时期的导水岩溶管道或溶隙强发育带。
图2-3 西畴县城区水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—下降泉，流量(L/s)；5—季节泉，流量(L/s)；6—充水落水洞，水位埋深(m)；7—溶井，水位埋深(m)；8—暗河天窗，水位埋深(m)；9—钻孔，涌水量(L/s)；10—岩组类型界线；11—暗河；12—实测及推测断层；13—地下分水岭；14—地下水流向；15—谷底边界
岩溶谷地底部富水块段，岩溶水位埋深0.5～4m。地表第四系孔隙含水层覆盖厚度一般为2～10m，局部大于20m。主要为粘土夹砂砾石层，弱透水，富水性弱。泥盆系碳酸盐岩层分布于整个岩溶谷地区，为厚层灰岩，局部为白云岩。据钻探揭露，第四系松散层下的岩溶含水层富水性较强，但不均匀。其单位涌水量0.01～3.85L/s·m，渗透系数0.028～10.09m/d，单井涌水量24.68～1511.91m3/d，民井、溶井抽水单位涌水量0.23～13.63L/s·m，单井涌水量一般为12.10～120.96m3/d。如：西畴县城的逸夫中学深井，处于谷地的主流迹线上，井口高程1473.3m，孔深86.10m，表层为厚2m的第四系粘土，其下为上泥盆统(D3)灰岩，在孔深8.1～10.3m、46.4～47.5m、69.0～71.0m处揭露半充填溶隙、溶洞，静止水位埋深0.59m，涌水量900.00m3/d，主要为管道流。
(2)泸西县大兴堡村：大兴堡村位于泸西岩溶盆地下游南部边缘，地貌形态为岩溶中山与盆地平坝过渡的溶丘台地区(图2-4)。山地海拔1800～2000m，地形坡度15°～25°，向盆地内倾斜；盆地内地形平坦，向南微倾斜，海拔1700～1695m。大兴堡开采井位选在一北东向延伸的岩溶槽谷谷口，槽谷宽200～500m，长1.5km左右，切割深10～100m，槽谷纵坡降4%，地表水系不发育，槽谷除西南边与泸西盆地底部相接外，其余方向均为陡峻的岩溶中山、峰丛洼地地貌。
图2-4 泸西县大兴堡水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—钻孔，涌水量(m3/d)；5—民井，水位埋深(m)；6—充水落水洞；7—干枯落水洞；8—暗河管道；9—岩组类型界线；10—地下水流向；11—谷底边界
该地断层不发育，但处于向斜核部地带，构造节理裂隙发育。由于槽谷展布方向与地层主要节理裂隙走向基本一致，槽谷中部沿古径流主流线，岩石破碎，溶蚀较强烈，岩溶形态以溶隙、溶孔为主。大兴堡槽谷主要接受边缘岩溶中山、丘陵区大气降水的侧向补给，槽谷内具有一定的汇水面积，由于其三面受岩溶中山山地的包围，有利于地下水的汇集。因此，在槽谷中形成富水块段。在沟口谷底古径流主流线附近布置的岩溶水开采井，井深150m，水位埋深14.07m，水位降深12.47m，涌水量782.55m3/d。
2.1.1.3 沟口孤峰下，打井潜流大
在岩溶谷地的出口段，若存在孤峰或残丘，则围绕孤峰或残丘附近，往往岩溶水较为富集，含水层富水性较强。如：云南广南县珠琳镇和建水县朱家寨富水块段。
(1)广南县珠琳镇：位于滇东南高原斜坡地带，处于一岩溶谷地中，谷地大致呈东西向展布，长3km左右，宽0.3～0.8km，面积约3km2。沟底起伏平缓，切割深小于20m。沟谷内第四系松散覆盖层厚8～15m。沟谷出口前端伫立一孤峰，高20余米，处于沟谷口中央(图2-5)。
图2-5 广南县珠琳镇水文地质图
1—下降泉，流量(L/s)；2—钻孔，涌水量(m3/d)；3—地下水流向；4—岩溶谷地边界
珠琳沟谷底部富水块段的北部、东部和南部为峰丛洼地地貌，是沟谷岩溶水的主要补给区，碳酸盐岩裸露，岩溶发育，洼地、漏斗、落水洞等垂直岩溶形态常见，降水以灌入方式补给为主，渗入条件好，入渗系数0.2～0.6，径流模数5.30～15.82L/s·km2，谷地接受这些地区的侧向径流补给。由于沟前的孤峰先前往往是古暗河通道之间的较完整岩体，当古暗河通道溶蚀塌陷形成谷地后，因为岩体较为完整，其下无大的空洞，它得以保留下来，就犹如一座江心洲，阻碍了下泄的岩溶径流，在其周围环流、A壅，形成岩溶水的富集地带，水位浅埋。加之这样的孤峰或残丘周边底部，往往脚洞落水洞发育，是枯雨季地表水灌入与溢出的通道，所以，其周围岩溶较为发育，岩溶水易于富集。
富水块段上覆第四系粘土夹碎石，厚0～10m，含水微弱，民井涌水量小于10m3/d，块段内常流泉流量0.61～2.36L/s，季节泉偶测流量2.69～8.22L/s。块段内主要含水层为白云质灰岩、砾岩，岩溶水赋存空间以溶管、溶隙、溶孔为主，溶隙连通性好，呈网脉状。水位埋深小于15m，水力坡度4.02‰～7.75‰，为潜水，含水层单井涌水量162～709m3/d，表明含水层富水性不均匀的特点。岩溶水水位年变幅3.23～5.51m，部分地段的岩溶水具微承压性质。在沟口孤峰下所打的珠琳镇供水井，井口高程1406.59m，井深150.13m，表层为厚6.80m的第四系粘土，其下揭露含水层为灰岩、白云质灰岩层，溶隙、溶孔十分发育，并见高数十厘米的岩溶管道。100m以上岩溶发育且连通性好，以下溶隙、溶孔发育相对较差。静止水位埋深 0.1m，水位降深 8.65m，枯季涌水量300.00m3/d。
(2)建水县朱家寨：朱家寨位于建水岩溶断陷盆地的西南部，处于盆地边缘一岩溶槽谷的出口地段，槽谷上游走向大至近东西向。槽谷长7.5km，宽0.1～1.5km，切割深度10～50m。槽谷底部平缓，出口的前端有一基座相连的双峰溶蚀残丘，横在槽谷的出口中部。槽谷内覆盖第四系松散土层，厚1～31m(图2-6)。
图2-6 建水县朱家寨槽谷水文地质图
1—碳酸盐岩；2—松散土层；3—钻孔，涌水量(m3/d)；4—岩组类型界线；5—岩溶槽谷
该槽谷的北、西、南三面属岩溶峰丛洼地地貌，海拔1455～1697m，与谷底高差200m左右，坡度10°～20°。基岩裸露，地表洼地、漏斗非常发育，洼地底部形成落水洞，有利于降水下渗补给岩溶水，岩溶水向地势低缓的槽谷区径流，在槽谷前端岩溶残丘较完整岩体的阻挡作用下，于槽谷内形成赋存丰富岩溶水的富水块段。槽谷内地下岩溶十分发育，以溶洞、溶隙、溶孔为主，成为较为均一的岩溶水赋存空间。含水层之间水力联系较好，岩溶水水位趋向一致。富水块段内单井涌水量1123.00m3/d，单位涌水量1.7L/s·m。建于槽谷口岩溶残丘下的朱家寨供水井，井深120.64m，表层为第四系粘土层，之下岩溶含水层2.16～26.83m处见蜂窝状溶孔，多被钙泥质充填，该段底部见高0.5m粘土充填的溶洞；26.8～97.85段，溶蚀裂隙发育，此层为富水块段内主要的含水段。该钻井开采量1920.00m3/d，水位埋深10.2～136.69m，枯雨季变幅26.48m。
2.1.1.4 两沟相交，潜水滔滔
两条沟谷交汇的地带，往往岩溶水汇水面积较大，也常是断裂交汇处，岩溶发育强烈，岩溶水径流量较大。
以云南泸西县的丁合村岩溶水富水块段为例。该富水块段位于泸西岩溶盆地上游西部边缘山地与盆底平坝的过渡地带，山地海拔1750～1850m，树枝状冲沟、宽缓的槽谷发育，切割深度50～100m，地形坡度10°～15°，总体向盆地内倾斜。富水块段处于两条沟谷的出口地带，一条冲沟由西部丘陵区向北东延伸，长4km左右，宽约50～200m，纵坡降10‰，切割深小于50m；另一条岩溶槽谷由南向北偏东延至盆底平坝区，长4km左右，宽约1～3km，纵坡降7‰；两条沟谷交汇处覆盖厚8～15m 的第四系松散土层(图2-7)。
图2-7 泸西县丁合村水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—钻孔，涌水量(m3/d)；5—民井，水位埋深(m)；6—岩组类型界线；7—实测及推测断层；8—冲沟底边界；9—岩溶槽谷；10—水域面
该区构造以断层和褶皱并存，断层北东走向为主，对岩溶的发育有明显的控制作用。褶皱构造为一轴向北东的背斜西翼转折部位，翼部地层为砂泥岩，下伏核部地层为灰岩、白云岩，地层倾角15°～30°，向西倾斜。构造作用使得岩体节理裂隙发育，从而岩溶发育也很强烈。
富水块段上覆第四系冲积粘土层，厚8～15m，下伏少量风化碎屑岩及大厚度的灰岩、白云岩。盆地周边补给区基岩裸露，地表岩溶形态主要为溶丘洼地、谷地，溶沟石牙发育，可见少量小溶洞。据该区物探、钻探资料，块段内埋深70m以上岩溶发育强烈，岩溶形态以溶洞、溶隙为主；70m以下岩溶发育相对较弱，以溶隙、溶孔为主，溶隙部分充填—半充填粘土。岩溶水主要接受盆地上游边缘溶丘洼地的径流补给，沿两条沟谷的走向径流，在径流过程中一部分岩溶水通过天然出口排泄到地表；另一部分则继续向下游径流，赋存于覆盖(埋藏)型岩溶含水层中，形成富水块段。岩溶水位埋藏浅，一般小于5m，渗透系数0.05～0.14m/d；岩溶水径流通道以溶隙—管道为主，钻孔涌水量差异较大，据9个钻孔资料统计，单井涌水量250～1000m3/d，钻孔成井率77.8%。建于丁合村的供水井，井深150.60m，水位埋深3.30m，水位降深29.68m，涌水量496.80m3/d。该井位于两沟交接的沟口部位，处在断层破碎带上，上覆地层为粘土和砂泥岩地层，厚度10m左右；下伏地层为灰岩、白云岩，在孔深69.0～70.0m段，溶蚀强烈，呈蜂窝状溶孔、溶隙和溶洞，是主要的含水段；孔深101.30～116.40m，节理裂隙较发育，溶蚀现象渐弱，导水和储水空隙率减小。
2.1.1.5 谷湾对谷湾，潜流积成潭
在岩溶谷地中凹形谷湾相对的宽缓地带，往往是在分布较宽的构造破裂带或易溶蚀岩体的基础上，由强烈的溶蚀作用所形成，很多是被沟谷贯通之后的积水洼地的残迹。因此，这种地段岩溶发育强烈且较为均匀，含水层富水性较强，相应也比较均匀。
以云南罗平县阿岗槽谷中一凹谷湾相对的宽缓谷地为例(图2-8)。该谷地呈南北走向，浅缓开阔，由数个洼地相互贯通而成，形成宽平的溶蚀谷底。东部为岩溶中山峰丛洼地，竖井、落水洞发育，地形陡峻，海拔2000～2070m，总体地势向谷地方向倾斜，临谷地边缘谷坡和谷底向东凹进；西部地形起伏较东部平缓，为阿岗大槽谷中的溶蚀台地地貌，台地相对高差在50m以下，地形平缓，台地上发育溶丘洼地及溶洞，临谷地边缘与东部对应的谷坡和谷底向西凹进。
图2-8 罗平县阿岗谷地水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—季节泉，流量(L/s)；5—落水洞；6—钻孔，涌水量(L/s)；7—岩组类型界线；8—实测断层及推测断层；9—谷底边界
该谷地东部的岩溶中山峰丛洼地区是谷地岩溶水的主要补给区，大气降水主要通过洼地中的竖井、落水洞灌入补给岩溶水；西部台地区也为谷地的补给区，大气降水以坡面渗入方式补给为主。岩溶水顺斜坡径流进入谷底，参与宽缓谷地内岩溶水的水平径流，在凹形谷湾相对的宽缓开阔谷段，汇集形成富水块段。其岩溶发育强烈且均匀，以溶隙、溶孔等岩溶形态为主，并相互贯通呈网络状，富水性较均匀。主要出露岩溶泉，暗河不发育，有的地段发育浅缓的小洼地，并积泉成潭。富水块段主要含水层为灰岩层，钻孔揭露其岩溶发育下限深度一般小于80m，岩溶形态以溶隙、溶孔为主，钻孔涌水量107.13～950.88m3/d，据动态观测资料，其岩溶水位埋深2.89～50.63m，平均水位变幅15m左右。泉水多为间歇泉，偶测流量0.87～177.46L/s。
2.1.1.6 大山陡崖畔，暗河水流旺
岩溶山区线状分布的陡崖，往往是沿断层发育的溶洞发生垮塌的产物。因此，其下往往岩溶径流管道发育，岩体破碎，是岩溶水的汇集排泄带，常常出露泉和暗河出口。
如云南石屏岩溶断陷盆地东北部山区断层崖下的暗河排泄带(图2-9)。石屏盆地东北部为岩溶中山区，海拔1500～2000m，山顶面为峰丘洼地地貌，地形波状起伏，洼地呈串珠状排列，漏斗密布，落水洞发育。山地临近盆地底部平坝区的一面为断层陡崖，走向北西向，呈线状展布，与盆地底部高差逾700m，陡崖底部暗河出口、溶洞数量较多，顺陡崖走向排列。
图2-9 石屏岩溶断陷盆地边缘暗河水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—暗河，流量(L/s)；5—漏斗；6—岩组类型界线；7—断层及推测断层；8—陡崖
暗河出露的陡崖南西部为平缓的石屏盆地底部，上覆第四系松散湖积层，覆盖层边缘厚度小于50m，向盆底中部逐渐加深。暗河群出露于陡崖底部的碳酸盐岩层与第四系松散土层的分界线附近。陡崖之上的岩溶峰丛洼地区，是暗河水源的主要补给径流区，岩溶水主要接受大气降水补给。区内地下岩溶洞管发育，地表渗漏强烈，无地表河流，岩溶水多顺漏斗、落水洞等垂直岩溶通道潜入地下暗河溶洞管道中，快速径流至断层陡崖地段，受到弱透水的第四系松散土层的阻挡，最终在陡崖底部以暗河出口的形式排泄，并形成了带状的岩溶水富集带。
2.1.1.7 缓坡浅洼边，表层泉水涟
在岩层平缓、面积较大的缓坡或浅缓的洼地边缘，表层岩溶带发育较广泛，保存也较为完好。降水渗入补给条件较好，含水层储存水量较大，径流较缓慢，在植被覆盖率较高的条件下，往往能够形成表层岩溶泉，而且水流延续时间较长。
如云南泸西县湾半孔表层泉，发育于泸西岩溶盆地外围岩溶中山高原面上的峰丛洼地区(图2-10)，出露于上部陡峻、下部变缓的峰丛间洼地内，泉点多出露于洼地中部的和缓洼坡段。
图2-10 泸西县湾半孔表层泉水文地质图
1—表层泉，流量(L/s)；2—季节性表层泉，流量(L/s)；3—落水洞；4—断层；5—地层产状；6—地下水流向
湾半孔表层岩溶带岩层倾角较平缓，一般小于30°。表层泉域上层为纯碳酸盐岩浅表层岩溶含水层，底部为弱岩溶发育的泥灰岩、钙质泥岩夹层隔水底板，两者构成了一个滞水型的泉流系统。表层岩溶带岩石裂隙化程度高，物理、生物风化与岩溶作用形成大量溶孔、网状溶隙等岩溶空隙，部分节理裂隙溶蚀扩展成溶管，导储水空隙密集分布。下部地层则由于含泥质较重，可溶性差，溶蚀和侵蚀形成的泥质余留物充填了裂隙，不利于岩溶水渗流，成为相对隔水悬托层，阻滞了表层岩溶水向深部饱水带漏失。
该表层泉上游裸露峰丛洼地、台地区为泉域岩溶水的补给区，大气降水通过溶孔、溶隙渗入补给表层岩溶水。岩溶径流在洼、谷地的缓坡地段，含水层与底板隔水层出露处渗出地表形成表层泉。密集的岩溶微空隙和平缓的岩层产状，使径流速度较为缓慢，保证了表层泉的补给相对较为稳定。
由于表层物理、生物风化及岩溶作用深度有限，表层岩溶带厚度一般小于10m，表层岩溶含水层在下伏弱岩溶发育带顶面或非可溶岩隔水层的悬托下，岩溶泉悬挂于区域饱水带之上，具有泉域面积小，补给途径短，就地补给就地排泄的特点。形成的表层泉对降水反应敏感，季节性强，流量动态变幅大，具有遇雨暴涨，雨后锐减的径流动态特征，很多在雨季后期流量就逐渐减小乃至断流。
2.1.1.8 浅丘宽垄上，表层泉不断
在浅缓的岩溶丘陵、垄岗、台地上，表层岩溶带发育较广泛，保存也较为完好，含水层富水性较均匀，展布平缓，常常储存着较丰富的表层岩溶水。
如云南泸西县纳堡表层带富水块段(图2-11)，形成于泸西岩溶盆地下游边缘溶丘台地与盆底平坝区的过渡地带，地形起伏较小。南部丘陵山体呈东西向展布，海拔1740～1800m，向盆地方向地势变缓；北部宽缓冲沟发育，切割深小于50m；西部为岩溶峰丛洼地区，海拔1750～2047m。中间溶丘台地海拔1715～1725m，地形坡度5°左右，总体向盆地内倾斜。
图2-11 泸西县纳堡表层带水文地质图
1—碳酸盐岩；2—碎屑岩；3—松散土层；4—表层泉，流量(L/s)；5—表层泉群，流量(L/s)；6—钻孔，上为涌水量(m3/d)，下为静止水位(m)；7—落水洞；8—表层带边界；9—岩组类型界线；10—推测断层；11—地下水流向
纳堡表层带在地表土层之下埋深5～20m范围的灰岩、白云岩中，岩溶作用强烈，以溶隙、溶孔、残余溶洞为主，构成表层岩溶水较好的赋水空间，使该带具有富集岩溶水的条件。埋深20m以下岩溶发育强度迅速减弱，岩溶空隙多有泥质充填，限制了表层岩溶水的下渗，成为相对隔水层，构成表层岩溶储水构造的隔水底板。表层岩溶含水层主要接受大气降水和溶丘台地外围边缘山区含水层的侧向补给，外围峰丛洼地、岩溶山区，基岩裸露，节理裂隙发育，降水渗入条件较好，大气降水以灌入方式补给岩溶水，快速顺地势向盆地区径流，至溶丘台地区地形变缓，地下岩层缓倾斜，转变成为径流速度较慢的水平径流，同时下伏岩溶弱发育带渗透性差，表层岩溶水最终富集于缓丘台地区，形成表层带富水块段。
纳堡表层带富水块段表层岩溶水在从盆地边缘向盆地底部的径流过程中，小部分在趋于地形变缓的转折地段形成季节性表层泉，雨季流量2.0～13.33L/s，旱季断流。多数岩溶水则汇集到溶丘台地区表层带内，赋存于浅部溶洞、溶隙、溶孔中，形成富水性较强的表层岩溶含水层，表层带岩溶水埋藏深度及径流方式具有随基岩面、地形起伏变化而变化的特点，受地形起伏低缓、地层倾斜平缓的影响，表层带岩溶水水位埋藏浅，一般4～7m，径流滞缓，径流方向与总的地形坡向一致。表层岩溶水受大气降水影响大，水位变幅较大，地形较高部位旱季一般无水。在纳堡表层带富水块段内施工的22口浅井，17口成井，总体成井率77.3%。井深14～45m，单井涌水量2～144m3/d，埋深6～20m岩溶发育，以溶隙、溶洞、溶孔为主，20m以下岩溶发育弱。
古岩溶形态组合类型
答：古岩溶形态组合类型是岩溶改造后的正向、负向（含洞穴系统）古形态和古建造的组合。由于强调形态，故以正负向伴生形态取名，伴生于改造形态的建造沉积堆积，只阐述其成因环境和平（剖）面形态。古岩溶形态组合受其成因和岩溶剥蚀度制约，故组合特征或类型各区段差异明显。7.2.3.1 溶岜㟖地 这...
岩溶水系统资源条件
答：1)裸露型岩溶水:主要分布于大塘—常安—德胜(黎塘)—朱山—东塘一线以北至流域北部地下水分水岭以南的绝大部分地带,面积193.55km2。地貌为孤峰平原。调查的22个地下水天然露头点中,地下水位埋深一般在0～5 m,部分地段6～10m,其中发育有2条地下河。枯季径流模数为2.4～6.1 L/(s·km2),钻孔单孔涌水量大多为1...
岩溶水富集的地质构造因素
答：因此,一般在断层、断层交汇部位、背斜轴部、背斜和向斜的转折端、特别是倾伏背斜和向斜的倾伏端和仰起端、碳酸盐岩与非可溶岩断层接触带等构造应力集中的部位,岩体破碎,裂隙发育,岩溶发育较强烈,形成地下水径流和储存的良好空间,为岩溶水的富集创造了条件[5]。 地质构造控制了岩溶含水层与相对隔水层(带)在空间上...
岩溶水文地质结构与水循环特征
答：就地表结构而言,质纯层厚连续分布的石灰岩,岩溶地貌组合形态主要表现为峰丛洼地、峰丛谷地、峰林谷地和峰林平原等典型的热带-亚热带岩溶地貌,特别是峰丛洼地和峰林平原举世瞩目,是全球岩溶峰林地貌的最典型代表,主要分布在广西和云贵高原。仅广西广泛分布的岩溶峰林地貌面积为6.28×104km2,占岩溶面积的63.63%。 岩溶地貌...
列举由岩溶作用形成的地貌形态 简答
答：岩溶景观有地表岩溶地貌与地下岩溶地貌两类：地表水溶蚀和侵蚀石灰岩，形成许多凹槽，其间的突出部分称为石芽，在热带多雨的厚层纯石灰岩地区，石芽发育得特别高大，称为石林；云南石林 石灰岩遭受强烈溶蚀而成的山峰结合体称为峰丛和峰林。地下的岩溶地貌是各种溶洞，地下水中含有的碳酸钙在过饱和条件下...
地表岩溶形态
答：5.干沟-岩溶泉 干沟是本区溶蚀-侵蚀地貌的主要表现形式之一,而岩溶泉常在干沟中或其两侧山坡上出露,形成我国华北特有的干沟-岩溶泉组合。北部山区饱气带或季节变动带入渗的岩溶水,当下部遇到相对隔水层或在一定构造部位,常以岩溶泉形式溢出地表,在山坡上形成悬挂式或在河谷中形成接触溢流泉。有泉水出露的河谷地段...
地表岩溶地貌
答：平面形态为圆或椭圆形，长轴多沿构造线发育。与漏斗的主要区别在于溶蚀洼地规模较大，底部较平坦，内部也可发育漏斗和小溪；我们常常将底部直径大于100m的，叫溶蚀洼地（图6-11），小于100m的叫漏斗。在空间上，溶蚀洼地、漏斗、竖井、溶洞、地下河等岩溶地貌常常组合在一起，构成地表岩溶与地下岩溶相互...
峰丛洼地区地下地表联合成库地下水资源开发模式——以贵州普定马官水洞...
答：本文以贵州省普定县马官水洞地下河为例,对该类型地下河的开发利用经验进行了总结,为岩溶地区同类岩溶水系统的开发利用提供参考例证。 关键词:地下河;开发利用;经验总结 我国西南岩溶石山区发育了大面积的岩溶峰丛洼地地貌,地表基岩裸露,岩溶洼地、落水洞等岩溶个体形态密布,地下溶洞、管道及地下河极为发育,地上与地下...
岩溶水源地分类方案
答：在西南岩溶石山地区,由于强烈的构造运动,断裂交错发育,各个时代的地层被切割成不同形态的断块,错落分布于不同的高程上,加之岩溶含水层与非岩溶相对隔水层在垂向上的间隔状分布,以及地形地貌的影响,从而形成了诸多具有相对独立的岩溶水补给、径流、排泄过程的岩溶水文地质单元,这是地下水资源勘查、评价、开发、保护和...
岩溶形态特征
答：岩溶地区发生岩溶作用的结果，是在可溶岩的地表和地下留下各种各样的岩溶形态，既有化学溶蚀伴以机械冲刷和重力坍塌后的岩溶形态，也有化学沉积和机械沉积留下的岩溶形态。各种岩溶形态既有呈个体岩溶形态出现的，也有不同岩溶形态组合在一起而存在的。8.2.1.1 地表岩溶形态 （1）个体岩溶形态 在地表...
