岩溶水富集的地貌组合
2.1.1.1坝子和平原，春灌良田
在岩溶盆地、山谷、大洼地、平原，往往有利于岩溶水的聚集，通常是岩溶水的富集区。岩溶含水层富水性一般比较均匀，水资源量大。
以鲁西喀斯特盆地为例，四周都是喀斯特山区，盆地底部被厚达几十到几百米的土层覆盖。从山区到盆地底部，岩溶含水层由裸露变为覆盖或埋藏。裸露岩溶山区是岩溶水的主要补给径流区，岩溶发育极不均匀。引水调蓄空间以溶洞管道为主，岩溶水流速快，调蓄能力弱，水位流量季节变化剧烈。部分岩溶水以悬泉、降泉和地下河出口的形式在弱透水层(带)的顶面和沟谷中排出，大部分在山侧岩石与岩石的分界线附近排出，其余继续向深部运行。覆盖或埋藏岩溶区岩溶发育较为均匀，储水空间以溶网为主，以二维扩散流为主，岩溶发育深度较大，一般直至碳酸盐岩底板仍发育。通常是岩溶水的库区，也是土地分布连片、人口分布集中的地区和主要需水地区。然而，区域深层径流过程中的流域也是地下水的径流区。这类地区岩溶水资源丰富，动态稳定。
鲁西岩溶盆地[1]位于高原边缘和河谷斜坡上，是一个汇水-径流型岩溶盆地[2](图2-1)，其长轴呈一个从东北向西南延伸的椭圆形。盆地周围为喀斯特山地、峰峦峡谷等陡峭的喀斯特山地，海拔100~700m。盆地底部平坦开阔，海拔约1700m，坡度小于5°。边缘地带略高，形成台地，整体地形向下游倾斜。盆地周围裸露的岩溶山区是岩溶水的补给-径流区，岩溶发育强烈且极不均匀。地表洼地、漏斗、天坑、竖井密集发育，降水渗漏补给通道广泛分布；地下溶洞、溶水管、裂隙发育，构成了畅通的岩溶水运移通道。盆地底部为排水-径流区，岩溶发育相对均匀。地下岩溶形态主要为溶孔和裂隙，连通性好，呈网状结构。补给径流区的大气降水主要通过洼地、漏斗底部的落水洞和竖井集中补给岩溶水。岩溶水补给后，主要沿地形降低方向通过溶洞管道迅速流向盆底，沿途不断受到大气降水和地表水的补给。随着过程地形逐渐降低，水位埋深变浅，直至盆地边缘。由于地形由陡转缓，又受到盆底弱透水松散土层的阻挡，部分岩溶水在盆缘以泉水和地下河的形式向地表排泄。另一部分岩溶水横向进入盆地底部覆盖的岩溶区，继续向下游长距离奔流，在有利的水文地质条件下形成富水性强而均匀的富水块体。
图2-1芦溪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—下降弹簧，流量(升/秒)；5—上升弹簧，流量(升/秒)；6—上升弹簧组，流量(升/秒)；7—季节性泉水，流量(升/秒)；8—钻孔和涌水量(升/秒)；9—民井，水位埋深(米)；10—落水洞；11-地下河，流量(升/秒)；12-岩组类型边界；13—测量和推断的故障；14-地下水流向
潞西岩溶盆地东北部山麓有多条地下河和泉出露，如龙王庙、阿鲁古洞地下河、皮家寨和坝心岩溶泉等。其中，皮家寨岩溶泉流量达1072.75 ~ 1957.5 L/s，动态稳定；泉的北面，大坝中心出露一条大泉，流量250 ~ 400 L/s，动稳定。在盆底平坝区形成的富水块体中，岩溶含水空间以溶孔、孔洞为主，并以水平径流为主，为缓慢移动的网状间隙流。富水性相对均匀，岩溶水水位埋藏较深，一般小于20m，动态稳定。根据前人钻探资料，富水区块150m以上岩溶发育强烈，具有垂直分层分布的特点，主要为溶孔和裂隙。完井率90%以上，钻孔涌水量0.06 ~ 14.97 L/s，平均涌水量4.76 L/s；单位涌水量为0.004 ~ 6.67 l/s·m，平均单位涌水量为0.71L/s·m(图2-2)。
图2-2芦溪岩溶盆地底部平坝区钻孔流深缩减散点图
上述典型岩溶盆地的水文地质特征表明，岩溶盆地底部的平坝区、河谷和大型洼地周围往往形成岩溶泉和出露位置较高的地下河出水口，适宜通过引水、提水、封堵等方式开发利用泉、地下河出水口等自然出露的岩溶水，以提供生产和生活用水。同时，利用平坝覆盖岩溶区富水块体的调蓄功能，对岩溶水进行钻探开采，可以实现相互调节，稳定供水。
2.1.1.2古河道干线，地下水径流
在古地表径流沿洼地、河谷的主流迹线下，岩溶管道往往发育，岩溶水径流集中，形成强径流带。这也是地表河流渗入地下，最终完全转化为地下径流的原因。如:云南省西畴县和泸西县大兴堡富水段。
(1)西畴县:地貌类型由峰峦峡谷和喀斯特峡谷底部的平坝组成。西畴县地处河谷，河谷处于岩溶水径流-排泄区(图2-3)。山谷周围的峰丛洼地区，海拔1500 ~ 1650 m，峰洼高差50 ~ 100 m，洼地多，底部或边缘一般有陷坑和竖井。谷底海拔1466 ~ 1480 m，呈东北走向，地势平坦，宽0.2 ~ 0.5 km，长2 ~ 5 km。谷底平坝区地表覆盖第四系松散土，地表及地下溶井、天坑、水平溶洞、岩溶管道发育。地表水系统不发达。向斜轴部形成喀斯特峡谷，断层和构造裂隙发育。岩溶发育深度约为100m m，谷内发育三条浅埋岩溶管道，均穿过谷底。该系统岩溶水来源于大气降水的补给，岩溶水径流主要从外围峰丛洼地向岩溶河谷汇集。由于地壳的隆升和强烈的溶蚀作用，地表水最终沿着地下和河谷边缘的天坑、竖井、裂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，河谷成为干谷。导致谷底岩溶水丰富，水位较浅。而地表沿古河流留下的主流线遗迹，即古河流的最后一条通道，通常也是构造破碎带，地下近期常存在岩溶管道或强裂隙发育带。
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—下降弹簧，流量(升/秒)；5—季节性泉水，流量(升/秒)；6—充水天坑，水位埋深(m)；7—溶解井，水位埋深(米)；8—地下河天窗，水位埋深(米)；9—钻孔和涌水量(升/秒)；10-岩组类型边界；11-地下河；12—测量和推断的故障；13-地下分水岭；14-地下水流向；15-谷底边界
在岩溶谷底部的富水地块，岩溶水水位埋深为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。主要为粘土夹砾石层，透水性弱，富水性弱。泥盆纪碳酸盐岩分布于整个喀斯特峡谷地区，局部为厚层石灰岩和白云岩。根据钻探，第四系松散层下的岩溶含水层富水性强，但不均匀。其单位涌水量为0.01 ~ 3.85 L/s·m，渗透系数为0.028 ~ 10.09 m/d，单井涌水量为24.68 ~ 1511.91 m3/d，私井涌水量。如西畴县逸夫中学深井位于山谷主流轨道上，井口标高1473.3m，孔深86.10m。表层为第四系粘土，厚2m，其下为上泥盆统(D3)灰岩，孔深8.1 ~ 10.3m，400.3m
(2)泸西县大兴堡村:大兴堡村位于泸西岩溶盆地下游的南缘，其地貌处于溶丘台一带，岩溶山体与盆地平坝过渡(图2-4)。山体海拔1800 ~ 2000 m，地形坡度15 ~ 25°，向盆地倾斜。盆地内地势平坦，略向南倾斜，海拔1700 ~ 1695 m，大兴堡矿井位于一个向东北延伸的岩溶槽口，槽宽200~500m，槽长1.5km，切割深度10 ~ 100m。槽纵坡下降4%，地表水系统不发育。除了槽的西南侧与鲁西盆地底部相连外，槽的其他方向都是陡峭的岩溶中山。
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—钻井和涌水量(m3/d)；5—民井，水位埋深(米)；6-充水天坑；7-干天坑；8-地下河管道；9-岩组类型边界；10-地下水流向；11-谷底边界
该区断层不发育，但位于向斜核心，构造节理、裂隙发育。由于沟谷的分布方向与地层中主要节理、裂隙的分布方向基本一致，沟谷中部的岩石沿古径流主流破碎，岩溶形态主要为溶蚀裂隙和孔洞。大兴堡谷主要接受边缘岩溶山地和丘陵大气降水的侧向补给，具有一定的汇水面积。由于三面环山，四面是喀斯特山地，有利于地下水的收集。因此，在山谷中形成了富水块体。岩溶水开采井布置在沟口谷底古径流主流线附近，井深150m，水位埋深14.07m，水位降落深度12.47m，涌水量782.55m3/d..
2.1.1.3沟口孤立峰下，打井暗流较大。
在喀斯特峡谷出口段，如果有孤立的山峰或残丘，往往岩溶水丰富，周围含水层丰富。如云南广南县朱琳镇和建水县朱家寨富水地块。
(1)广南县朱琳镇:位于滇东南高原的斜坡上，一条喀斯特峡谷中，峡谷大致呈东西走向分布，长约3km，宽0.3 ~ 0.8 km，面积约3km2。槽底起伏平缓，切削深度小于20m。谷内第四系松散覆盖层厚8 ~ 15m。一座孤峰矗立在山谷出口的前端，高20余米，位于山谷口中央(图2-5)。
图2-5广南县朱琳镇水文地质图
1—下降弹簧，流量(升/秒)；2—钻井和涌水量(m3/d)；3-地下水流向；4-喀斯特峡谷边界
朱琳沟底部富水地块的北部、东部和南部为峰谷地貌，是沟内岩溶水的主要补给区。碳酸盐岩出露，岩溶发育，常见洼地、漏斗、天坑等垂直岩溶形态。降水主要以倾泻补给，入渗条件较好，入渗系数0.2 ~ 0.6，径流模数5.30 ~ 15.82 L/s，由于沟前孤峰曾是古代地下河河道间较为完整的岩体，当古代地下河河道溶解崩塌形成河谷时，由于岩体较为完整，下方无大洞，故得以保存， 就像一个江心洲，阻碍了排出的岩溶径流，并在其周围循环，形成了水位较浅的岩溶富水区。 此外，在这种孤峰或残丘的底部，山麓往往会发展成天坑，这是地表水涌入的通道，在干旱的雨季会溢出。因此其周围岩溶较为发育，岩溶水容易富集。
富水区块为第四系粘土夹砾石覆盖，厚度0 ~ 10m，含水较弱。民用井涌水量小于10m3/d，区内常规泉流量为0.61 ~ 2.36 L/s，季节性泉流量为2.69 ~ 8.22 L/s，区内主要含水层为白云质灰岩和砾岩，岩溶水主要存在于溶水管、溶隙和溶孔中，溶隙和网脉连通性好。水位埋深小于15m，水力梯度为4.02 ‰ ~ 7.75 ‰，含水层涌水量为162 ~ 709m3/d，表明含水层富水性不均匀。岩溶水水位年变幅为3.23 ~ 5.51m，局部地区岩溶水略有承压。朱琳镇供水井，钻于沟口谷峰下，井口标高1406.59米，井深150.13米，表层为第四系粘土，厚6.80米，其下出露的含水层为灰岩和白云质灰岩，溶蚀空间和孔洞发育，也可见几十厘米高的岩溶管道。100m以上岩溶发育，连通性好，下方岩溶缝隙和孔隙发育相对较差。静水位埋深0.1m，水位下降8.65m，枯水期涌水量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，在盆地边缘的一个岩溶槽谷出口处，槽谷上游近东西向。槽长7.5km，宽度0.1 ~ 1.5 km，切割深度10 ~ 50m。槽的底部是平的，出口的前端有一个与底座相连的双峰溶出丘，该溶出丘与槽出口的中部成横向。河谷覆盖有第四系松散土，厚度为1 ~ 31m(图2-6)。
图2-6建水县朱家寨流域水文地质图
1-碳酸盐岩；2-松散土层；3—钻井和涌水量(m3/d)；4-岩组类型边界；5—岩溶槽谷
谷的北、西、南三面为喀斯特峰峦峡谷，海拔1455 ~ 1697 m，距谷底高差约200m，坡度10 ~ 20。基岩裸露，地表洼地和漏斗发育良好，洼地底部形成天坑，有利于降水的渗透补充岩溶水。岩溶水流向低洼的河谷地区，在河谷前缘较为完整的岩体阻挡作用下，在河谷内形成富含岩溶水的富水块体。谷内地下岩溶十分发育，主要为溶洞、溶隙和溶孔，成为相对均匀的岩溶水赋存空间。含水层之间水力联系良好，岩溶水水位趋于一致。富水区块单井涌水量为1123.00m3/d，单位涌水量为1.7L/s·m，朱家寨供水井位于谷口岩溶残丘下，井深120.64m，表层为第四系粘土层。2.16 ~ 26.83 m以下岩溶含水层存在蜂窝状溶孔，多为钙泥充填，该段底部有0.5m高粘土充填的溶洞。26.8 ~ 97.85，溶蚀裂缝发育，该层是富水区块的主要含水段。钻井产量1920.00m3/d，水位埋深10.2 ~ 136.69 m，枯水期和雨季波动幅度为26.48m。
2.1.1.4两条沟相交，跳水奔涌。
两条河谷交汇处，岩溶水汇水面积往往较大，也是断层的交汇处，岩溶发育强烈，岩溶水径流量大。
以云南省泸西县丁河村为例。富水地块位于潞西岩溶盆地上游西缘山区与盆地底部平坝之间的过渡带。山区海拔1750 ~ 1850 m，发育树枝状冲沟和宽阔平缓的河谷，切割深度50 ~ 100 m，地形坡度10 ~ 15。富水区块位于两个冲沟的出口处。一条沟壑从西部丘陵区向东北延伸，长约4km，宽约50 ~ 200 m，纵坡落差10‰，切割深度小于50m；另一条岩溶谷由南向北由东延伸至盆底平坝区，长约4km，宽约1 ~ 3 km，纵坡落差7‰；两谷交汇处覆盖有第四系松散土，厚度8 ~ 15m(图2-7)。
图2-7泸西县丁河村水文地质图
1-碳酸盐岩；2-碎屑岩；3-松散土层；4—钻井和涌水量(m3/d)；5—民井，水位埋深(米)；6-岩组类型边界；7—测量和推断的故障；8-沟底边界；9—喀斯特峡谷；10-水面
该区构造以断层和褶皱为主，断层走向东北，明显控制岩溶发育。褶皱构造是轴东北的一个背斜西翼的转折点。翼部地层为砂岩、泥岩，下伏岩心地层为灰岩、白云岩。地层倾角15° ~ 30°，向西倾斜。构造作用使岩体中节理裂隙发育，因此岩溶发育也很强烈。
富水区块覆盖第四系冲积粘土层，厚度8 ~ 15m，含少量风化碎屑岩和厚度较大的灰岩、白云岩。盆地周围补给区基岩出露，地表岩溶形态主要为岩溶丘陵、洼地、沟谷，岩溶冲沟发育，可见少量小溶洞。根据本区物探和钻探资料，埋深大于70m的岩溶强烈发育，岩溶形态主要为溶洞和溶隙。70m以下岩溶发育相对较弱，以溶孔和孔隙为主，溶孔部分被粘土充填。岩溶水主要由盆地上游边缘岩溶丘陵和洼地的径流补给，沿两条河谷方向流动。在径流过程中，一部分岩溶水通过天然出水口排出地表。另一部分继续向下游流动，赋存于被覆盖(埋藏)的岩溶含水层中，形成富水块体。岩溶水水位较浅，一般小于5m，渗透系数为0.05 ~ 0.14m/d；岩溶水径流通道主要为岩溶管道，钻孔涌水量差异较大。据9个钻孔统计，单井涌水量250 ~ 1000m3/d，钻孔完成率77.8%。定河村供水井井深150.60米，埋深3.30米，水位降深29.68米，涌水量496.80立方米/日..该井位于两沟交汇处的沟口，处于断层破碎带，上覆地层为粘土和砂质泥岩，厚度约10m。下伏地层为灰岩和白云岩，在孔深69.0 ~ 70.0 m为主要含水段，溶蚀作用强烈，呈蜂窝状溶孔、溶隙和溶洞。孔深101.30 ~ 116.40m，节理裂隙发育，溶蚀现象减弱，导水储水孔隙减少。
2.1.1.5谷湾至谷湾，暗流汇聚成潭。
喀斯特峡谷中凹谷、海湾相对宽阔平缓的地带，往往是在广泛分布的构造破碎带或易溶蚀岩体的基础上，经过强烈的溶蚀作用形成的，很多是被沟谷穿透后的涝洼地残留。因此，该地区岩溶发育强烈且相对均匀，含水层丰富且相对均匀。
以云南省罗平县阿岗槽谷一个凹谷湾对面宽阔平缓的山谷为例(图2-8)。山谷呈南北走向，浅缓开阔，由数个洼地组成，形成宽阔平坦的溶蚀谷底。东部为喀斯特峰丛洼地，竖井、天坑发育。地势陡峭，海拔2,000 ~ 2,070，整体地形向山谷方向倾斜，靠近山谷边缘的谷坡和山谷向东凹陷。西部地势较东部平缓，为阿岗大槽谷岩溶台地地貌。平台相对高差在50m以下，地形平缓。台地内有岩溶洼地和溶洞，与谷缘相邻、对应东部的谷坡和山谷向西凹陷。
图2-8罗平县阿岗流域水文地质图
1-碳酸盐岩；2-碎屑岩；3-松散土层；4—季节性泉水，流量(升/秒)；5-落水孔；6—钻孔和涌水量(升/秒)；7-岩组类型边界；8—实测故障和推定故障；9-谷底边界
河谷东部岩溶峰丛洼地是河谷岩溶水的主要补给区，大气降水主要通过洼地内的竖井和天坑注入补给岩溶水；西部台区也是河谷的补给区，大气降水主要靠坡面入渗补给。岩溶水沿坡面径流进入谷底，在宽阔平缓的河谷中参与岩溶水的水平径流，在与凹谷湾相对的宽阔平缓的开阔河谷段汇集，形成富水的块状断面。其岩溶发育强烈而均匀，主要以溶隙、溶孔等岩溶形式存在，并呈网状相互连接，富水性均匀。岩溶泉主要出露，地下河不发育。部分地区发育浅小洼地，泉水堆积成池。富水区内主要含水层为灰岩，钻孔揭露的岩溶发育下限深度一般小于80m。岩溶形式主要为溶蚀裂隙和孔洞，钻孔涌水量为107.13 ~ 950.88m3/d，根据动态观测资料，岩溶水位埋深2.89~50.63m，平均水位波动约为15m。泉水多为间歇泉，偶有流量0.87 ~ 177.46 L/s。
2.1.1.6陡峭的山崖边，地下河轰轰烈烈地流着。
岩溶山区线性分布的陡崖，往往是沿断层发育的溶洞崩塌的产物。因此其下往往发育岩溶径流管道，岩体破碎，是岩溶水的汇集和排泄带，常出露泉水和地下河出水口。
如云南石屏岩溶断陷盆地东北部山区断崖下的地下河流域带(图2-9)。石屏盆地东北部为喀斯特山区，海拔1500 ~ 2000 m，山顶为峰峦洼地地貌，地形起伏，串珠状洼地，漏斗密集，天坑发育。靠近盆底平坝区的山体一侧是断层崖，呈西北走向，呈线状分布，与盆底高差700m以上。崖底有许多暗河出口和溶洞，沿崖的方向排列。
图2-9石屏岩溶断陷盆地边缘地下河水文地质图
1-碳酸盐岩；2-碎屑岩；3-松散土层；4—地下河，流量(升/秒)；5-漏斗；6-岩组类型边界；7—故障和假定故障；8-陡峭的悬崖
地下河出露的陡崖西南部和西部是平缓的石屏盆地底部，覆盖着第四纪松散湖相沉积。覆盖层边缘厚度小于50m，向盆底中部逐渐加深。地下河群出露在悬崖底部碳酸盐岩层与第四系松散土层交界处附近。陡崖之上的岩溶峰丛洼地是地下河水源的主要补给径流区，岩溶水主要由大气降水补给。该区地下溶洞管道发育，地表渗漏强烈，无地表河流。岩溶水多沿漏斗、天坑等垂直岩溶通道潜入地下地下溶洞管道，迅速流向断崖，被弱透水的第四系松散土层阻隔，最终以地下河出水口的形式在断崖底部排出，形成带状岩溶水富集带。
2.1.1.7缓坡较浅，地表水荡漾。
在岩层平缓、面积较大的缓坡或浅洼地边缘，地表岩溶带广泛发育且保存完好。降水入渗补给条件好，含水层蓄水量大，径流缓慢。在植被覆盖度高的情况下，往往能形成地表岩溶泉，水流持续时间长。
如云南省泸西县湾的半孔隙地表泉，发育在泸西岩溶盆地外围岩溶山地高原的峰丛洼地区(图2-10)，出露于上陡下缓的峰丛洼地，泉点多出露于洼地中部的缓坡洼地。
图2-10芦溪县海湾半孔隙地表泉水文地质图
1—表面弹簧，流量(升/秒)；2—季节性地表泉水，流量(升/秒)；3-落水孔；4-故障；5—地层产状；6-地下水流向
湾内半孔隙表层岩溶带地层倾角相对平缓，一般小于30°。地表泉域上层为纯碳酸盐岩浅层岩溶含水层，底部为岩溶发育较弱的泥灰岩和钙质泥岩隔水底板，构成滞流泉流系统。地表岩溶带岩石裂隙发育程度高，物理和生物风化、岩溶作用形成大量溶孔、网状溶孔等岩溶空隙。部分节理裂隙溶蚀膨胀成溶蚀管，导水和储水孔隙密集分布。下层泥质较重，溶解性差，溶蚀、侵蚀形成的泥质残渣填充裂隙，不利于岩溶水的渗流，成为相对不透水的悬浮层，阻止了表层岩溶水向深部饱和带渗漏。
地表泉上游出露的峰丛洼地和阶地是泉域岩溶水的补给区，大气降水通过溶孔和裂隙渗入地表岩溶水。喀斯特径流渗出地表，在洼地和山谷的缓坡处形成地表泉，含水层和地面在此暴露。密集的岩溶微孔隙和平缓的岩石产状使径流速度变慢，保证了地表泉水的补给相对稳定。
由于地表物理、生物风化和岩溶作用的深度有限，地表岩溶带的厚度一般小于10m。地表岩溶含水层被下伏的软弱岩溶发育带或不溶性岩石隔水层顶部所悬浮，岩溶泉悬浮在区域饱和带上方，具有泉域面积小、补给途径短、局部补给局部排泄的特点。形成的地表泉对降水敏感，季节性强，流量动态变化大，具有降雨时暴涨、雨后骤减等径流动态特征，很多在雨季后期逐渐减少甚至断流。
在2.1.1.8浅丘和宽脊上，地表泉是连续的。
浅部岩溶丘陵、山脊、阶地，地表岩溶带广泛发育，保存完好，含水层富水性强，分布平缓，往往储存着丰富的地表岩溶水。
如云南泸西县那宝面带富水地块(图2-11)形成于泸西岩溶盆地下游边缘的岩溶丘台与盆底平坝区的过渡带，地形起伏较小。南部丘陵山地呈东西向分布，海拔1740 ~ 1800 m，地势向盆地方向变缓。北部发育宽阔的缓冲沟，切割深度小于50m。西部为喀斯特峰丛洼地，海拔1750 ~ 2047 m，中部溶丘台地海拔1715 ~ 1725m，地形坡度约5°，总体向盆地倾斜。
图2-泸西县那包表层区水文地质图+01
1-碳酸盐岩；2-碎屑岩；3-松散土层；4—表面弹簧，流速(升/秒)；5—表面弹簧组，流量(升/秒)；6—钻孔，顶部为涌水量(m3/d)，底部为静水位(m)；7-落水洞；8—表面区域边界；9-岩组类型边界；10—推断故障；11-地下水流向
在埋藏于表层土层以下5 ~ 20m的石灰岩和白云岩中，那宝表层带岩溶作用强烈，主要为溶孔、溶洞和残洞，构成了表层岩溶水的良好含水空间，使该带岩溶水丰富。当埋深小于20m时，岩溶发育强度迅速降低，大部分岩溶裂隙被淤泥充填，限制了地表岩溶水的渗透，成为相对隔水层，构成地表岩溶储水构造的隔水底板。地表岩溶含水层主要接受大气降水和岩溶丘台周边山地含水层的侧向补给。外围峰丛洼地和岩溶山区，基岩裸露，节理裂隙发育，降水入渗条件较好。大气降水以倾泻方式补充岩溶水，沿地形迅速流向盆地地区，在岩溶丘台地区地形减缓，地下岩层平缓倾斜，转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，地表岩溶水最终富集在平缓的丘状台地。
在从盆地边缘向盆地底部径流的过程中，那保地表带富水地块的小部分地表岩溶水在地形趋于平缓的转折处形成季节性地表泉。雨季流量2.0 ~ 13.33 L/s，旱季断流。大部分岩溶水汇集在榕丘台地区地表带，赋存于浅洞穴、裂隙和溶孔中，形成了一个富水性很强的地表岩溶含水层。表层带岩溶水的埋藏深度和径流方式具有随基岩面和地形地貌的变化而变化的特点。由于地形起伏低，地层倾角平缓的影响，地表带岩溶水水位较浅，一般为4 ~ 7m，径流滞缓，径流方向与一般地形坡向一致。地表岩溶水受大气降水影响较大，水位变化较大。一般地势较高的地方，旱季是没有水的。在那宝表层富水区区块段施工的22口浅井中，完成17口，总完井率77.3%。井深14 ~ 45m，单井涌水量2 ~ 14~45m/d，埋深6 ~ 20m。岩溶发育以裂隙、溶洞、溶孔为主，20m以下较弱。