泉里泉域位于新泰市城区西约25 km处，面积53.1 km²，泉群涌出于其西北部排泄区的泉里村中一东西向冲沟内。1995年筹建新汶电厂时将其作为备选水源地进行可行性供水水文地质勘察，了解了寒武-奥陶纪碳酸盐岩分布范围、埋藏条件，圈定了富水地段。20余年来泉域岩溶水开采量、水位埋深及动态发生了较大变化，为提高泉域水文地质条件研究程度，论证新建岩溶水源地和泉水保护的可行性，采用专项水文地质调查、物探、钻探、动态监测、综合研究等手段，进一步查明了泉域岩溶水系统特征、补径排条件，计算了岩溶水补排资源量，评价了岩溶水开采程度、剩余开采潜力，研究了气候变化、人工开采对岩溶水的响应，为新建水源地的可行性和泉水保护提供了依据[1]。
1 地质概况
研究区位于华北板块（Ⅰ）鲁西隆起区（Ⅱ）鲁中隆起（Ⅲ）蒙山-蒙阴断隆（Ⅳ）蒙山凸起（Ⅴ）与汶东凹陷的过渡地带。南部低山丘陵区出露新太古代泰山岩群变质岩；中部低山丘陵区出露寒武-奥陶纪碳酸盐夹碎屑岩；北部汶东凹陷腹地隐伏古近纪官庄群常路组砾岩夹泥岩、砂岩；西北部以泉里断裂为界，以西隐伏或零星出露古近纪官庄群大汶口组泥岩、砂岩、泥灰岩，以东隐伏或出露寒武-奥陶纪碳酸盐岩夹碎屑岩[1]。
2 岩溶水系统结构
从岩溶水系统地质结构与流场叠置关系角度划分，泉里泉域是以寒武-奥陶纪碳酸盐岩夹碎屑岩为主体的单斜顺置型岩溶水系统，是北方地区岩溶水系统分布最广、最普遍的一种形式[2-4]，其主要特征如下。
（1）泉域内岩溶含水层倾角较缓、呈北倾单斜层状结构。寒武纪碳酸盐岩夹碎屑岩出露于其东南部低山丘陵区，地层走向呈近东西向、北西向，倾向北东、北、北西，倾角15°～40°，总厚度735.3 m。奥陶纪马家沟群灰岩、白云岩及其过渡类岩石裸露或浅覆盖于中部的低山丘陵区，埋深一般2～5 m，向北逐渐隐伏、埋藏于汶东凹陷盆地腹地内，地层总厚度838.4 m。这一基本地质格局对泉域内岩溶水的赋存、运动和聚集起着严格的控制作用[5-6]（图1）。
图1 泉里泉域水文地质略图
Fig.1 Hydrogeological sketch of Quanli spring area
1.第四纪沂河组；2.第四纪临沂组；3.第四纪山前组；4.古近纪大汶口组；5.古近纪常路组；6.石炭-二叠纪月门沟群；7.奥陶纪阁庄组；8.奥陶纪五阳山组；9.奥陶纪土峪组；10.奥陶纪北庵庄组；11.奥陶纪东黄山组；12.寒武-奥陶纪三山子组；13.寒武纪炒米店组；14.寒武纪崮山组；15.寒武纪张夏组；16.寒武纪馒头组；17.寒武纪朱砂洞组；18.新太古代晚期松山单元；19.新太古代早期李家楼单元；20.推测、实测地层界线；21.推测、实测平行不整合界线；22.推测、实测角度不整合界线；23.推测、实测断层；24.第四系等厚线及厚度（m）；25.水源区界线；26.泉群、泉；27.岩溶水等水位线（2018年丰水期）；28.岩溶水流向；29.剖面线；30.水文地质孔
（2）岩溶水流向与地层倾向大体一致，流场形态呈向排泄点汇流的扇形，排泄区集中。岩溶水自南东向北西方向径流，在北部受到隐伏的古近纪官庄群常路组砾岩夹泥岩阻水地层阻挡后，向下游排泄区汇集、排泄，在泉里村中一东西向冲沟内适宜地形条件下溢出地表形成上升泉（图2、图3），形成了封闭式泉排性岩溶水系统[7]。
图2 泉里泉群溢出段冲沟，沟底出露奥陶系马家沟群五阳山组灰岩
Fig.2 In the gully of the overflow section of quanliquan group，the limestone of wuyangshan formation of Majiagou group of Ordovician system is exposed at the bottom of the gully the gully
图3 泉里泉群溢出段沟谷内零星出露古近系官庄群常路组灰质砾岩夹泥岩阻水地层
Fig.3 Calcareous conglomerate intercalated with mudstone water blocking stratum of Changlu formation of Paleogene Guanzhuang group is sporadically exposed in the valley of overflow section of quanliquan group
3 泉域边界特征
泉域边界清晰，受地表分水岭、地质构造、地层岩性诸要素的控制，边界对岩溶水的赋存和运动起着约束作用[8]。研究泉域范围和边界条件，对计算泉域岩溶水资源补给资源量和开发利用具有重要意义[2,9]。
3.1 南部边界
泉域南部出露新太古代早期李家楼单元黑云英云闪长质片麻岩和晚期松山单元二长花岗岩，寒武系角度不整合覆盖其上，地形上为波状起伏的低山丘陵，构成地表水、地下水的天然分水岭，成为泉域地形边界。
3.2 东部边界
泉域东部以羊流断裂为界，该断裂也是汶东凹陷与蒙阴凹陷的分界，构成了泉域东部地质边界。断裂南北长约20 km，倾向东，倾角70°左右，为一高角度正断层，西盘上升、东盘下降，最大落差达1 500 m。根据断裂两盘地层岩性、地下水动力特征，将其划分为北、中、南三段。
（1）北段
该段近南北向展布于谷里镇以北至羊流镇，长约11 km，均被第四系覆盖，对泉域而言属界外断裂，其两盘下伏地层均为古近纪官庄群常路组砾岩夹泥岩、砂岩等阻水地层，断裂具有阻水性质。
（2）中段
该段自谷里镇向南至河东村一带，长约2.8 km，断裂带宽500～800 m，由数条南北向近平行的断层组成，东、西两盘岩性均为寒武-奥陶系碳酸盐岩夹碎屑岩，沿断裂带清晰可见断层破碎带、断层泥、断层角砾岩分布，具有一定隔水性质。据本次工作施工于该段内的ZK2水文孔抽水试验，降深26.0 m、涌水量仅421.9 m³/d，涌水量相对较小，表明断裂带透水性相对较差，具有一定的阻水性。
据2018年丰水期等水位线图分析，该段东、西两盘岩溶水位标高和流向均具有较大差异。东盘水位标高+200～+155 m，地下水自南向北运动，至大沟一带受石炭纪月门沟群煤系地层阻挡，转向北东方向运动，于大沟村东地形低洼处溢出形成黄水泉，成为黄水沟的源头；西盘水位标高+170～+136 m，地下水总体自东南流向西北部排泄区的泉里一带，在泉里村中一东西向冲沟内溢出地表形成泉里泉群，成为泉河的源头。实测数据显示，同时期断裂两侧相邻地带东盘枯水期水位高于西盘约30 m，丰水期高约20 m，表明断裂两侧岩溶水分属不同的地下水流场。
（3）南段
南段沿基底岩石与盖层接触带发育，断裂面在河东村以南低山丘陵区断续出露，东盘为寒武纪碳酸盐岩夹碎屑岩，西盘为新太古代早期李家楼单元黑云英云闪长质片麻岩，为阻水岩体。
综合分析，羊流-谷里断裂为一阻水断裂，它构成了泉里泉域的东部边界。
3.3 北部边界
泉域北部的大新兴、后北佐、李灵以北地区，隐伏有胶结良好的古近系官庄群常路组砾岩夹泥岩阻水地层，角度不整合覆盖于奥陶系马家沟群灰岩之上，二者接触界线构成了泉域北部地质边界。
3.4 西部边界
西部以遥感解译的隐伏泉里断裂为界。该断裂走向76°，倾向北西，倾角75°左右。断裂南盘隐伏或浅覆盖寒武-奥陶系碳酸盐岩夹碎屑岩，赋存岩溶水；北盘隐伏或浅覆盖古近系官庄群大汶口组泥岩、页岩、砂岩等阻水地层，于柴汶河河床中可见零星出露。该断裂构成泉域的西部地质边界。
3.5 底界
泉域内寒武-奥陶系碳酸盐岩夹碎屑岩角度不整合覆盖于基底新太古界侵入岩之上，理论上其底界为泉域的底界。中国地质科学院岩溶地质研究所梁永平研究员，将中国北方碳酸盐岩含水层埋藏深度1 000 m岩溶水循环缓慢的地带作为岩溶水系统的底界，也称深埋滞留性边界[2]。区内钻孔深度无大于1 000 m者，据施工于泉里泉群南侧、也是泉域内最深的水文地质孔ZK1，其孔深300.5 m，揭露含水层集中在96.2～139.5 m深度之内，岩心呈蜂窝状溶蚀，裂隙岩溶发育，250 m以下岩心完整，裂隙岩溶发育差，推测向深部随地层埋深增大，岩溶发育程度将会呈现快速减弱趋势，表明岩溶水主要在含水层中上部运移、交替循环，泉域属于浅层地下水循环系统[9]。
4 岩溶水补给、径流、排泄条件
4.1 补给来源
泉里泉域为一独立完整的岩溶水文地质单元，具有统一的补给、径流、排泄条件。其补给来源主要为大气降水，动态变化主要受其影响和控制，次为流经泉域东部的谷里河和中部的后北佐河地表水渗漏补给。
4.1.1 大气降水补给
大气降水是岩溶水的主要补给来源，为区域性面源补给源。据地下水动态监测，岩溶水位的升降、泉群流量的变化，与降水时间、大小密切相关。区内枯水期为2月底至6月中旬，此期降水稀少，恰逢小麦返青至成熟阶段，农灌集中大量开采岩溶水，水位快速下降并降至年内低谷，泉群流量减小或断流[10]。6月中旬至9月中下旬为全年集中降水时间，历时90天左右，此期地下水位快速上升并达年内峰值，一直持续至10月初，泉群开始喷涌、流量逐渐增大。同时，该时期低山丘陵区岩溶水位对降水反应极敏感，一般在强降水或有效降水后1～2天即上升，山前倾斜平原区则在降水后2～4天出现回升，排泄区的泉群水位则在5～6天后才开始缓慢升高。雨季过后低山丘陵区岩溶水位迅速回落，山前倾斜平原区呈现波动下降，泉里泉群则呈平缓下降态势，泉群流量逐渐减小。此特征反映了大气降水是岩溶水的主要补给来源，也反映了岩溶水每年雨季得到降水集中补给、长期消耗的特点，同时补给区、径流区、排泄区对降水的滞后时间具有不同步的特征[11]（图4）。经均衡计算，泉域多年平均大气降水补给资源量约563.9万m³/a，约占岩溶水总补给资源量的80.5%。
图4 2018年典型长观孔岩溶水水位动态曲线图
Fig.4 Dynamic curve of karst water level of typical long observation hole in 2018
1.降水量；2.泉里泉群长观点水位；3.补给区长观点水位；4.泉里泉群涌出标高线（m）
4.1.2 河水渗漏补给
泉域东部有谷里河，中部有后北佐河，西部有高平河、苏泉河。其中，谷里河、后北佐河大致平行展布，汇集上游降水表流，流经新太古代早期和晚期侵入岩和寒武纪碳酸盐岩夹碎屑岩河段时河床常年有水流，流入奥陶系裸露灰岩河段后开始渗漏补给岩溶水，河床干涸断流成为干谷（图5、图6）。经测流计算，谷里河中游流经奥陶系裸露灰岩河段长约1.3 km、年均渗漏量约101.9万m³/a，后北佐河流经奥陶系裸露灰岩河段长约1.0 km、年均渗漏量约35.0万m³/a，合计136.9万m³/a，约占泉域岩溶水补给资源量的19.5%。高平河、苏泉河主要流经新太古代晚期侵入岩、寒武系馒头组肝紫色粉砂质页岩分布区，河床常年流水，对泉域岩溶水无渗漏补给作用。
图5 谷里河上游流经侵入岩河段时有水流
Fig.5 When the upper reaches of Guli river flows through the intrusive rock section，there is water flow
图6 谷里河中游流经奥陶系灰岩渗漏段河床干涸成为干谷
Fig.6 The middle reaches of Guli river flows through the leakage section of Ordovician limestone，and the riverbed dries up into a dry valley
4.1.3 岩溶水补给来源同位素研究
（1）补给来源研究
为研究岩溶水补给来源，利用大气降水、地表水、岩溶水中的氘（D）、氧（18O）稳定同位素分析结果，绘制成线性关系曲线图，判断其间的水力联系（表1、图3）。从图上可以看出，泉里泉群、水文地质孔岩溶水和大气降水、河水分析结果点位集中在一起，并靠近中国东部季风区大气降水线方程δD=7.46+δ18O+0.90[12]，表明岩溶水补给来源为大气降水、河水，也同时表明岩溶水循环交替迅速，对大气降水反映敏感，这与岩溶水动态监测结果吻合[13]（图7）。
表1 泉域各类型水体同位素测试结果
Table 1 Isotopic test results of various types of water bodies in spring area
数据来源：国土资源部地下水科学与工程重点实验室
水样类型大气降水河水泉里泉群ZK1水文地质孔δD/‰-45-46-48-51 δ18O/‰-6.7-6.2-6.6-6.4
图7 泉里泉域各类型水体δD（氘）-δ18O（氧）关系图
Fig.7 Various types of water bodies in the spring area δ Deuterium(d)-δ18O(oxygen)diagram
1.大气降水；2.地表河水；3.水文地质孔岩溶水；4.泉里泉群水
（2）补给区高程研究
①用降水氢氧稳定同位素效应原理推断
根据氘（D）、氧（18O）稳定同位素高程效应原理，可大致推断岩溶水入渗补给区，公式为：
式中：H-推断补给区高程（m）；δ地下水-泉群岩溶水同位素组成（‰）；δ降水-大气降水同位素组成（‰）；h-泉里泉群地下水涌出标高，m（取134.33 m）；K-大气降水氘（D）、氧（18O）稳定同位素高程梯度，全球降水同位素梯度：δD，1‰/100 m～4‰/100 m（本次计算取2.0‰/100 m）；δ18O，0.15‰/100 m～0.5‰/100 m。
经计算，推断泉里泉群地下水补给区平均高程为135.8 m，该高程数据是补给区的平均高程。据此推断补给区位置，主要分布于奥陶纪灰岩裸露或浅覆盖山前倾斜平原区至泉群排泄区之间。
②高程效应相关方程推断
降水中δ18O同位素比率与高程呈负相关，华北温带季风气候区降水中δ18O值与高程相关性方程为δ18O=-0.002H-6.327[12]。式中，H-高程（m）。
经计算，推断泉群地下水补给区平均高程为186.5 m，该数据补给区大致位于丘陵区与山前倾斜平原区交接地带，与前者计算推断的补给区平均位置稍向南部的山地丘陵区偏移，总体来说两种方法计算推断的补给区位置大致相同，表明泉域接受大气降水入渗补给区较为开放，自南部低山丘陵区、山前倾斜平原区至排泄区，均可接受大气降水的入渗补给，这与泉域水文地质条件相吻合[14-18]。
4.2 岩溶水径流
从岩溶水等水位线图可以看出，岩溶水运动方向与地形坡向、地层倾向大体一致，形成单斜自流构造。岩溶水在接受大气降水、河水渗漏补给后，在水头差势能的驱动下，由南部低山丘陵区向北西方向的下游排泄区运动，补给区与径流区基本一致[19-21]。在北部、西部受到古近系官庄群阻水地层阻挡后富集，在泉里村内一东西向冲沟适宜的地形条件下溢出地面形成上升泉[22-23]（图8）。
图8 新泰市泉里泉域岩溶水运动示意剖面图
Fig.8 Schematic section of karst water movement in Quanli spring area，Xintai city
1.第四系；2.砂岩；3.泥岩；4.页岩；5.灰岩；6.白云岩；7.泥质灰岩；8.云斑灰岩；9.条带状灰岩；10.竹叶状灰岩；11.瘤状灰岩；12.二长花岗岩；13.平行不整合界线；14.角度不整合界线；15.断层及产状；16.岩溶水位；17.岩溶水运动方向；18.岩溶上升泉；19.季节性下降泉；20.古近纪大汶口组；21.奥陶纪五阳山组；22.奥陶纪土峪组；23.奥陶纪北庵庄组；24.奥陶纪东黄山组；25.寒武纪炒米店组；26.寒武-奥陶纪三山子组；27.寒武纪崮山组；28.寒武纪张夏组；29.寒武纪馒头组；30.新太古代晚期松山单元
4.3 岩溶水排泄
岩溶水的排泄方式主要为泉群、开采排泄。其中，泉里泉群地处泉域的西北端，是岩溶水的集中排泄点，泉群流量同时受降水、农灌开采的影响，流量动态不稳定，一般在每年的2——6月份无有效降水补给和农灌开采增加的情况下发生断流，6月下旬至9月底雨季降水集中补给，泉水溢出地表甚为壮观。经动态测流计算，泉群多年平均排泄量为480.6万m³/a。
开采是岩溶水又一重要排泄方式。据实地调查，泉域内目前尚没有集中式工业开采，但区内29个村庄均打有深机井开采岩溶水，供给居民生活和季节性农灌用水。开采特点是居民生活用水开采量较小、连续，农灌开采量大、集中[24-25]。经计算，泉域岩溶水年平均开采排泄量为205.5万m³/a。
5 气候变化、开采对岩溶水响应
气候变化、人工开采对岩溶水的影响，主要表现为泉域区域性岩溶水位下降、泉里泉群间歇性停涌和复涌[2，24，25]。据调查，泉里泉群在2008年以前常年喷涌，流量随季节而波动变化，之后年份仅在雨季强降水后涌出[26-28]（图9、图10）。受近年来全球气候变化影响，我国北方地区干旱天气频繁出现，泉域内岩溶水获得的大气降水补给资源量相应减少，同时泉区内29个村庄1995年前仅有机（民）井8眼，年开采岩溶水约104.6万m³/a（折合2 860 m³/d），至2018年增至76眼，年开采岩溶水约205.5万m³/a（折合5 690 m³/d），造成泉域岩溶水位区域性下降，泉里泉群岩溶水位降至地面以下达不到泉水涌出标高+134.33 m，2018年6月26日枯水期泉群南侧30 m处的机井水位埋深达到12.05 m。
图9 泉里泉群旱季断流（2018年3月20日）
Fig.9 Quanli spring group stopped flowing in dry season(March 20，2018)
图10 泉里泉群雨季复涌（2018年7月20日）
Fig.10 The spring groups in Quanli spring spring spring again in rainy season(July 20，2018)
6 岩溶水开采潜力
采用水量均衡法计算，泉域多年平均岩溶水补给资源量约700.8万m³/a，总排泄量约为686.1万m³/a，补排基本均衡。其中，泉群多年平均排泄量为480.6万m³/a。
以泉域内岩溶水位不再持续下降为约束条件，计算可开采资源量约315.4万m³/a。据DZ/T 0282计算，Q潜=Q可-Q开=109.9万m³/a，地下水开采程度β=Q开/Q可=0.65，介于0.4＜β≤0.7之间，岩溶水开采程度中等，尚有109.9万m³/a增采潜力（折合约3 000 m³/d）[29，30]。从保护泉水景观角度考虑，不宜增采岩溶水资源。
7 结语
（1）采用专项水文地质调查、物探、钻探、测流、综合研究等手段，进一步查明了泉里泉域边界条件，其受地表分水岭、地质构造、地层岩性诸要素的综合控制。
（2）泉里泉域系统开放，接受大气降水补给，其次为流经奥陶系裸露灰岩河段的谷里河、后北佐河渗漏补给。
（3）采用水量均衡法计算，泉里泉域岩溶水尚有少量增采潜力，目前泉域内尚无集中式工业开采。从新建水源地角度和保护泉水景观双重角度考虑，不宜再增采地下水资源，防止泉水断流。
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