鲁中南新汶盆地地下水蓄水模式分析

关琴，徐聪聪，叶倩，姜晓芬，李波，马雪莹

(山东省地质矿产勘查开发局八〇一水文地质工程地质大队，山东省地下水环境保护与修复工程技术研究中心，山东 济南 250014)

0 引言

鲁中南地区地形地貌复杂，分布有泰山、鲁山、沂山、蒙山等中低山，山地之间发育泰莱盆地、新汶盆地、沂源盆地、肥城盆地等坳陷盆地[1-2]。鲁中南地区地下水主要集中分布在各盆地内部的碳酸盐岩分布区，以岩溶水为主；受地形地貌、地层岩性、断裂构造等因素影响，地下水分布严重不均，为重要贫水山区[3-5]。盆地内城镇分布较多，电力、煤炭、化工等工业较为发达，在20世纪七八十年代，陆续在鲁中南地区开展了1∶20万区域水文地质调查及供水水文地质勘察等工作，寻找了宫里、清泥沟、旧县等大批水源地。然而随着社会经济快速发展，地下水开采量日益加大，当地水文地质条件也已发生改变，地下水贫乏已严重制约当地发展。

近年来，山东省在鲁中南地区率先部署了1∶5万水文地质调查工作，旨在查清水文地质条件，细化富水性分级，圈定富水地段，助力乡村振兴。笔者通过在新汶盆地开展的调查工作，运用水文地质测绘、地球物理勘探、水文地质钻探等工作手段，总结了盆地内地下水蓄水构造模式与适宜成井深度，对于指导当地地下水资源开采利用，提高成井效率具有科学指导意义。

1 研究区概况

1.1 气象水文

研究区属暖温带季风大陆性气候，四季分明。多年平均气温13.6℃，多年平均降水量为744.4mm。其主要特点为：降水量年内分配不均，主要集中在6—9月份，降水量年际变化较大，降水具有连丰、连枯交替出现的特点。

区内发育主要河流为柴汶河，发源于沂源县西南部牛栏峪一带，东流至周科峪西折向西南流，经新泰、宁阳县境至大汶口入主流牟汶河。其支流主要有东周河、西周河、平阳河、迈莱河等，均由北向南汇入柴汶河，形成柴汶河上游流域。

1.2 地质构造

鲁西地处于华北克拉通东部，古近纪及新近纪由于克拉通深部地幔大规模隆起和地壳大规模伸展而处于伸展动力学背景下，在克拉通内部形成了一系列的新生代裂陷构造盆地[6-9](图1)。

1—古近纪碎屑岩；2—寒武纪—奥陶纪碳酸盐岩；3—太古代岩浆岩、变质岩；4—燕山期闪长岩；5—寒武系—太古宇不整合面；6—新生代沉积盆地边界；7—实测、推测断裂；8—研究区范围图1 研究区地质构造简图

盆地基底岩系是由太古界和下元古界所组成，经历了太古代及早元古代这一漫长的地质历史阶段，受加里东运动影响，上奥陶统至下石炭统地层缺失，晚石炭统早期华北地台整体下降接受沉积形成当时的一个特大型陆表海，石炭系—二叠系及上覆岩层先后经历印支运动的强烈抬升、剥蚀，又经历了燕山、喜马拉雅复杂的构造运动的改造，形成了现今的构造格局[10-11]。

1.3 水文地质条件

依据山东省水文地质分区，研究区划分为新汶盆地岩溶水系统。西侧以禹村断裂为界，东北部及西南侧为泰山岩群及古生界组成的低山丘陵，盆地腹部为中生界、新生界所覆盖[12-14]。

新汶盆地两侧侵入岩区为地下水的间接补给区，山前一带第四系直接覆盖在古近纪砾岩和侵入岩之上。地下水接受大气降水补给后，自分水岭沿地形坡向向盆地腹地运动，多呈表流渲泄。盆地腹部及柴汶河附近为各类地下水的汇集中心，地下水富集。奥陶纪裂隙岩溶水向谷底径流，因地层或构造因素阻水出露成泉，部分顶托补给上覆岩层地下水，形成该谷地裂隙岩溶水的承压排泄区。

区内地下水补给来源主要为大气降水，其次为地表水下渗补给；地下水开采方式主要为人工开采。

2 主要含水岩组水文地质特征

研究区依据地下水赋存介质、水理性质及水力特征，区内含水岩组划分为松散岩类孔隙含水岩组、碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组、碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组和岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组。其中区内主要含水岩组以松散岩类孔隙含水岩组和碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组为主。另外，研究发现，区内古近纪朱家沟组亦有良好的富水性，成为区内主要富水岩组。

2.1 松散岩类孔隙含水岩组

分布于柴汶河及其支流沿岸、山前坡麓地带第四系冲积、冲洪积及残坡积地区。含水层岩性以细砂、中砂、粗砂、砂砾石为主，埋藏于粘质砂土或砂质黏土之下，并在河床及河漫滩处出露，含水层厚度2～6m，最厚10.2m，水位埋深1.4～3.9m。

在谷里镇—果都镇一带，富水性强，单井涌水量1000～3000m3/d，局部可达3000～5000m3/d。地下水水化学类型以HCO3·SO4-Ca型为主，TDS:580～1260mg/L。

2.2 古近纪朱家沟组含水岩组

主要分布于新泰-垛庄断裂以南，呈条带状NW向分布。朱家沟组地层是一套陆源碎屑沉积的厚层灰质砾岩，其下部为灰色—灰红色砾岩、砂砾岩与砖红色砂质泥岩、粉砂岩不等厚互层，上部为灰白-黄褐色砾岩、砂砾岩与灰黄色砂岩、细砂岩不等厚互层，以砂岩为主[15]。

含水层段发育裂隙、溶孔，局部地段可见发育溶洞(图2)。富水性分布不均一，在裸露丘陵区，地势起伏变化大，富水性差，单井涌水量<500m3/d；在断裂影响带内，裂隙岩溶较为发育，单井涌水量1000～3000m3/d，局部地段>3000m3/d。

图2 朱家沟组发育溶孔、溶洞

2.3 碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组

单斜状分布于盆地前缘的低山丘陵地区，至盆地内部则隐伏于第四纪或石炭纪地层之下。主要富水岩组由裂隙、岩溶发育的奥陶纪马家沟群地层，寒武纪三山子组、张夏组、朱砂洞组组成。

碳酸盐岩受岩性、地层结构、断裂构造、埋藏深度、水动力条件、水的侵蚀性等因素影响，不同岩性、不同地段的地层岩溶发育表现出明显的差异性。因此富水性不均匀，单井涌水量从小于500m3/d至1000～5000m3/d。水化学类型以HCO3-Ca，HCO3·SO4-Ca型为主，TDS:566～643mg/L。

3 地下水蓄水模式

本文地下水蓄水模式论述为基岩区蓄水构造，松散岩类含水岩组富水性主要受补给来源、含水层厚度等影响，本次不再论述。

3.1 岩层阻水型蓄水构造

岩层阻水型蓄水构造是指地下水受阻水地层的阻挡作用，在来水方一侧富集形成有价值的地下水源[16]。盆地内碳酸盐岩地层受单斜构造影响，整体倾向NE方向。南侧寒武—奥陶系出露区，构成本系统裂隙岩溶水的直接补给区，地下水呈潜流向下游补给奥陶纪马家沟群含水层。马家沟群灰岩裸露区，即接受大气降水渗入补给，又接受上游寒武系地下径流补给，成为裂隙岩溶水的补给径流区。奥陶系裂隙岩溶水向盆地低洼处径流，并在隐伏区富集，因石炭纪或古近纪地层阻水，形成该谷地裂隙岩溶水的承压排泄区(图3)。例如本次实施的XWZK01孔，井深256.37m，涌水量1133.04m3/d，降深8.76m。其岩溶形态以溶孔、溶隙为主，发育深度在147～176m，196～209m，220～225m。

1—英云闪长岩；2—灰岩；3—页岩；4—白云岩；5—砂岩；6—鲕粒灰岩；7—竹叶状灰岩；8—地层界线；9—碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组富水性<100m3/d；10—碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组富水性1000～5000m3/d；11—碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组富水性500～1000m3/d；12—碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组富水性<500m3/d；13—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为张夏组灰岩)<500m3/d；14—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为朱砂洞组灰岩)500～1000m3/d；15—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为朱砂洞组灰岩)<500m3/d；16—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性50～100m3/d图3 新泰市北寺山村岩层阻水型蓄水构造

3.2 断裂型蓄水构造

3.2.1 断裂型灰质砾岩裂隙岩溶蓄水构造

断裂型灰质砾岩裂隙岩溶蓄水构造是针对古近纪朱家沟组地层提出的蓄水模式[17]。盆地内朱家沟组地层分布于盆地边缘地带，砾石成分以古生代碳酸盐岩为主，胶结物多为泥质、钙质胶结。泥质胶结物成分以黏土为主，遇水后易软化分解溶蚀形成裂隙，碳酸盐岩遇水溶蚀后形成溶孔、溶洞。钙质胶结物矿物成分多为方解石，与砾石成分相一致，在裂隙发育处与砾石一起溶蚀分解，形成地下水赋存空间[18]。

朱家沟组受控盆地构造多期作用影响，地层岩石多裂隙发育，为地下水赋存、岩石溶蚀提供了可能性[19]。在新泰断裂外侧出露大面积不同期次侵入岩体，大气降水及入渗补给的裂隙水沿地表起伏向断裂低洼处径流，渗漏补给盆地内部的朱家沟组砾岩含水层；另外，在河流发育处，地表水下渗也是主要补给来源。受断裂活动影响，朱家沟组砾岩局部裂隙岩溶发育形成了蓄水空间，地下水在此富集形成富水区域(图4)。例如XTZK03钻孔，距离新泰-垛庄断裂28m，井深152.2m，最大涌水量4944m3/d，降深13.86m。

3.2.2 断裂破碎带型裂隙蓄水构造

断裂破碎带型裂隙蓄水构造主要指在岩浆岩地区受断裂影响，在破碎带区域岩体裂隙发育，形成富水区域[20]。盆地外侧分布大面积不同期次侵入岩体，岩性以二长花岗岩、花岗闪长岩为主。受上五井断裂、新泰-垛庄断裂、铜冶店-孙祖断裂、羊流-清河庄断裂等断裂影响，断层两侧影响带附近岩体裂隙发育，形成相对富水区。例如在盆地东南部上温村，含水岩体为二长花岗岩。受铜冶店-孙祖断裂影响，影响带内岩石破碎、裂隙发育，为地下水赋存提供了良好的蓄水空间与导水通道。地形上呈开口向西南的簸箕状展布，汇水条件好、汇水面积较大；地下水向低洼处径流在此滞留、储存，形成相对富水区域(图5)。区域内井深100～150m，单井涌水量在240～480m3/d；而在断裂影响带外侧，单井涌水量<100m3/d。

3.2.3 断裂破碎带型裂隙岩溶蓄水构造

断裂破碎带型裂隙岩溶蓄水构造主要指碳酸盐岩地层在断层两盘附近岩石溶隙、溶孔较为发育，形成地下水富集区[21]。盆地内寒武纪九龙群张夏组地层主要为该蓄水模式。张夏组地层岩性为鲕粒灰岩或灰岩为主，多形成中低山地形，地势较高。一般张夏灰岩岩溶裂隙只在近地表浅部发育，深部发育较弱，而在断裂影响带附近裂隙岩溶较发育。本次新泰市青云街道外峪村实施的XTZK05钻孔，井深290m，单井涌水量1481.76m3/d，降深12.51m(图6)。在86～100m断裂附近裂隙岩溶发育，裂隙面可见方解石结晶及红褐色水蚀面，为地下水赋存提供了良好蓄水空间。

1—常路组砂质泥岩；2—朱家沟组砾岩；3—古元古代侵入岩；4—地下水流向；5—大气降水；6—发育裂隙图4 新汶盆地朱家沟组地下水蓄水构造

1—第四系；2—白云岩；3—二长花岗岩；4—地层界线；5—断层；6—发育裂隙；7—碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组富水性<100m3/d；8—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性500～1000m3/d；9—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性200～500m3/d；10—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性100～200m3/d；11—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性50～100m3/d；12—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性<50m3/d图5 蒙阴县上温村断裂破碎带型裂隙蓄水构造

1—灰岩；2—页岩；3—二长花岗岩；4—鲕粒灰岩；5—竹叶状灰岩；6—断层；7—地质界线；8—碳酸盐岩裂隙岩溶含水岩组富水性<500m3/d；9—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为张夏组灰岩)1000～5000m3/d；10—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为张夏组灰岩)200～500m3/d；11—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为朱砂洞组白云岩)100～200m3/d；12—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性50～100m3/d图6 新泰市外峪村断裂破碎带型裂隙岩溶蓄水构造

1—灰岩；2—页岩；3—白云岩；4—二长花岗岩；5—地层界线；6—断层；7—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为张夏组灰岩)<500m3/d；8—碳酸盐岩夹碎屑岩岩溶裂隙含水岩组富水性(主要含水层为朱砂洞组灰岩)500～1000m3/d；9—岩浆岩变质岩类裂隙含水岩组富水性50～100m3/d图7 新泰市袁家庄村层间岩溶蓄水构造

3.3 层间岩溶蓄水构造

层间岩溶蓄水构造是指碳酸盐岩地层层间岩溶发育，形成地下水蓄存与运移的空间环境，地下水在岩层倾伏端及埋藏区段汇流、富集，形成一定范围的富水段[22]。

在新汶盆地该蓄水构造主要是寒武纪朱砂洞组地层。盆地南缘朱砂洞组埋藏于地下，与侵入岩不整合接触。岩性以白云岩、白云质灰岩为主，区域上厚约40～50m。受多期构造活动及热液蚀变等因素影响致使接触带附近裂隙岩溶发育，多发育溶孔、溶洞。岩溶裂隙之间连通性较好，地下水径流强烈，向地势低洼处径流(图7)。例如新泰市袁家庄村自流井，井深156m，涌水量可达960m3/d。

4 结论

本文基于在新汶盆地开展的1∶5万水文地质调查工作，论述了新汶盆地主要含水岩组水文地质特征，总结了盆地内地下水蓄水构造模式，形成以下结论。

(1)新汶盆地地处于鲁中南低山丘陵区，盆地内基岩地层呈单斜构造产出，倾向NE。盆地内主要富水岩层为古近纪朱家沟组，奥陶纪马家沟群，寒武纪三山子组、张夏组、朱砂洞组。

(2)新汶盆地基岩地下水蓄水构造可分为三类：岩层阻水型蓄水构造、断裂型蓄水构造和层间岩溶蓄水构造。其中断裂型蓄水构造根据含水层岩性不同又可划分为断裂型灰质砾岩裂隙岩溶蓄水构造、断裂破碎带型裂隙蓄水构造、断裂破碎带型裂隙岩溶蓄水构造。

(3)盆地内不同蓄水构造类型，含水岩组与成井深度各有差异。岩层阻水型蓄水构造主要在碳酸盐岩排泄区，受石炭纪地层阻水后形成富水区，成井深度在200～300m；断裂型灰质砾岩裂隙岩溶蓄水构造含水层为古近纪朱家沟组地层，受多期构造影响裂隙岩溶发育，成井深度在100～150m；断裂破碎带型裂隙蓄水构造针对侵入岩地区，断裂影响带区域岩体裂隙较为发育，可形成相对富水区，成井深度在100～150m；断裂破碎带型裂隙岩溶蓄水构造含水层为寒武纪张夏组，断层附近溶隙、溶孔发育，成井深度在200～300m；层间岩溶蓄水构造含水层为寒武纪朱砂洞组，受构造、热液溶蚀等因素影响岩溶发育，成井深度在150～200m。