內容如下：
1、泉水流進山腰的水池，遇見姐姐，泉水說：「來吧，來吧！我的水很多很多，山上有一座天然水塔。」
2、泉水流過山間的平地，遇見杜鵑花，泉水說：「照吧，照吧！我的水很清很清，像一面明亮的大鏡子。」
3、泉水流到山坡的果園里，遇到果樹，泉水說：「喝吧，喝吧！我的水很甜很甜，喝飽了，你們能結出更大更甜的果子。」
4、泉水穿過靜靜山谷，遇到畫眉鳥， 泉水說：「唱吧，唱吧！我的琴聲很美很美，正好為你清脆的歌聲伴奏。」
仿句特點
句式就是句子的結構方式。對於句式，可以從兩個角度來理解。
一是句子的類別：句子包括單句和復句兩大類；單句又有非主謂句和主謂句，復句又有多種類型。
二是修辭的角度：要研究哪一種句子最能恰如其分地表達思想感情，更具有說服人、感染人的表達效果。從句子的類別研究句式是對語言現象的靜態上進行分析的，偏重於認識和理解，主要解決怎樣做到使語言表達正確無誤的問題。從修辭的角度研究句式是對語言現象的動態分析，偏重於運用，主要解決怎樣做到使語言表達形象、生動、鮮明、有力的問題。
『貳』 水是往低處流的，為什麼山上會冒出泉水呢
由於地球中央核心的溫度非常高，熱力使然形成水蒸氣沿著山脈路徑縫隙直涌而上，抵達山頂形成泉水流下瀑布，低的地方則形成海洋或湖泊。
高山是地面的突起，高山上的隔水層和含水層也會隨之隆起，所以高山上的地下水位比地面上的高，而泥土中的空隙會把地下水保存一些時間，所以山泉就會一直噴出。如果山上長期沒有降水的話，山泉也會枯竭。
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1、孔隙水：疏鬆岩石孔隙中的水。孔隙水是儲存於第四系鬆散沉積物及第三系少數膠結不良的沉積物的孔隙中的地下水。沉積物形成時期的沉積環境對於沉積物的特徵影響很大，使其空間幾何形態、物質成分、粒度以及分選程度等均具有不同的特點。
孔隙水存在於岩土孔隙中的地下水，如鬆散的砂層、礫石層和砂岩層中的地下水。裂隙水是存在於堅硬岩石和某些粘土層裂隙中的水。岩溶水又稱喀斯特水，指存在於可溶岩石（如石灰岩、白雲岩等）的洞隙中的地下水。
2、裂隙水：賦存於堅硬、半堅硬基岩裂隙中的重力水。裂隙水的埋藏和分布具有不均一性和一定的方向性；含水層的形態多種多樣；明顯受地質構造的因素的控制；水動力條件比較復雜。
3、岩溶水：賦存於岩溶空隙中的水。水量豐富而分布不均一，在不均一之中又有相對均一的地段；含水系統中多重含水介質並存，既有具統一水位面的含水網路，又具有相對孤立的管道流；既有向排泄區的運動，又有導水通道與蓄水網路之間的互相補排運。
水質水量動態受岩溶發育程度的控制，在強烈發育區，動態變化大，對大氣降水或地表水的補給響應快；岩溶水既是賦存於溶孔、溶隙、溶洞中的水，又是改造其賦存環境的動力，不斷促進含水空間的演化。
參考鏈接：網路-地下水
『叄』 典型地下水位與泉流量動態
5.2.3.1 潛水與淺層承壓水
在地形低平的平原地區或山間盆地，由顆粒較細小的鬆散沉積物組成孔隙潛水含水層和淺層承壓含水層，大氣降水是地下水的主要補給來源，地下水發生側向徑流和蒸發排泄，或者以側向徑流為主，但地下徑流緩慢。這類地區天然地下水位出現季節性的周期變化，一般在雨季地下水位上升並達到高峰，在旱季地下水位下降，在下一個雨季前地下水位達到低谷（圖5.19）。與一年內月均降水量幾乎呈同步變化，滯後時間不長。從多年的角度來看，每年地下水位的起伏變化相差不大。
5.2.3.2 深層承壓水
在平原地區和山間盆地分布的深層承壓水，由於含水層埋藏深，其補給區在上游或周圍山區，距離遠，地下水不易接受當年的大氣降水入滲補給。地下水位的年內變化幅度很小，多年趨於穩定。在開采情況下，在開采中心區的深層承壓水位多出現明顯的水位持續下降現象（圖5.20中L09-2，L16-2，L04-1井），遠離開采中心區的深層承壓水位下降不大（圖5.20中L25-1，L03-1，L01-2井）（Zhou等，2007）。
圖5.19 某地區潛水位動態
圖5.20 某地區深層承壓水水位變化
5.2.3.3 岩溶大泉
岩溶大泉的流量通常為1～10m3/s，部分大於10m3/s，是很大范圍的泉域內的地下水排泄點，含水層規模大，部分為承壓含水層，補給區距離遠。這類泉水的流量具有季節變化，但一般變化不大，不穩定系數為1.5～2，部分為2～5。泉的最大流量通常滯後於當年雨季2～6個月，最小流量出現在雨季前（圖5.21，圖5.22）。泉流量通常有多年變化，或者說泉排泄的地下水不僅有當年入滲補給的降水，也有此前若干年入滲補給的降水（周訓，1990）。
岩溶大泉流量過程線在出現最大流量之後開始衰減，將衰減段的流量觀測數據在流量-時間半對數圖上繪出來，通常呈近似直線形式（圖5.23）。因此，衰減段泉流量可以近似地用下式描述：
地下水科學概論（第二版·彩色版）
式中：Qt為衰減段某一時刻t的泉流量；Q0為衰減開始時刻的泉流量；t0為衰減開始時間；β為衰減常數（與含水層的幾何特徵、導水系數和儲水系數有關）。因而有可能通過分析泉水流量的水文過程線來研究含水層的某些特性。
圖5.21 河南省輝縣百泉流量動態
（據姜寶良等，2002）
圖5.22 山西省娘子關泉流量動態
（據山西省水文一隊，1984，轉引自袁道先，1994）
圖5.23 泉流量過程線的衰減段
有些岩溶大泉的流量過程線的衰減段在流量-時間半對數圖上不只出現一個直線段，可以出現2～3個甚至更多的直線段（圖5.24）。每一個直線段表示存在一個「亞動態」。可以用以下分段函數表達具有多個（例如3個）亞動態的衰減過程：
地下水科學概論（第二版·彩色版）
式中：Q01，Q02和Q03分別為3個亞動態開始衰減時的泉流量；t0，t1和t2分別是第1、第2和第3個亞動態開始出現的時間；t3為下一個周期出現泉流量上升的開始時間；β1，β2和β3分別為3個亞動態衰減段的衰減常數。
圖5.24 具有3個亞動態的克羅埃西亞Ombla泉泉流量
（據Milanovic，1981）
圖5.25 法國Vaucluse泉泉流量動態
（據Ford等，1989，轉引自Singhal等，1999）
5.2.3.4 岩溶山區泉流量
在岩溶化強烈的碳酸鹽岩山區的泉水，泉域范圍較小，含水層裸露，降水入滲補給迅速。這類泉水的流量過程線往往能敏感地反映單場較大降水入滲補給的影響，降水後泉流量迅速增大，達到流量高峰後迅速減小（圖5.25），滯後時間只有幾小時至幾天。這種滯後時間隨含水層規模的增大而延長。
5.2.3.5 集中開采區地下水位
在地下水集中開采區如地下水水源地，或者礦區排水地帶，由於地下水長期集中大量開采，導致開采中心出現地下水位持續下降。其特點是下一年某一時間的水位比上一年同期水位明顯下降，雖然獲得補給在每年某些時候（例如雨季之後）水位有所上升，但上升水位的高峰仍低於上一年的高峰水位。這些現象反映了地下水開采量超過補給量。在承壓含水層特別是深層承壓水開采區尤其容易出現此類水位動態（圖5.20中L09-2，L16-2，L04-1井）。
5.2.3.6 泉水流量減小與斷流
由於大氣降水是許多泉域地下水的主要補給來源，當區域性降水量出現連續多年偏少時，會導致泉流量減小，例如在1968～1975年間的山西省娘子關泉（圖5.22）。在泉域內另外的地方開采地下水時，相當於增加泉域內地下水的排泄點，其結果是削減泉水的天然流量，嚴重時會引起泉水斷流。山西省的晉祠泉直到20世紀50年代尚未開采岩溶水，多年內流量變化相當穩定，最大流量2.18m3/s，出現在10～12月，最小流量1.175m3/s，出現在6～9月。自20世紀60年代起在附近開采岩溶水，且開采量逐年增加，泉流量隨之下降，至1986年平均流量只有0.29m3/s（韓行瑞等，1993）。山東省濟南泉群的的突泉泉組由於在泉域排泄區大量開采岩溶水，在20世紀70年代中期至90年代中期曾出現若干次斷流（圖5.26）。
圖5.26 山東省濟南泉總流量、的突泉泉組流量及鑽孔水位動態
（據陳振鵬，1985）
『肆』 濟南為什麼泉水多
南泰山，北燕山，南部石灰岩，北部閃石岩。雨水形成的地下河流由南向北，河水致兩山地質板塊結合部受阻，無法流入北部地勢較緩的閃石岩結構，且形成巨大水壓，導致地下河流在地質疏鬆石灰岩段噴出，形成多處泉水，造就濟南泉水重多，故稱泉城。
濟南之所以泉水眾多，是因為它的獨特地形地質構造。濟南處在山東省的心臟地帶，魯中南低山丘陵與魯西北沖積平原，正好把它夾在中間，為一平緩的單斜構造，高差達500多米，市區的地勢自然也就隨之南高北低，這種南高北低的地勢，利於地表水和地下水向城區匯集。
濟南地下是可溶性灰岩，在漫長地質變遷年代，經過多次構造運動和長期溶蝕，形成了大量溶溝、溶孔、溶洞和地下暗河，成了能夠儲存和輸送地下水的地下管網。
濟南南部山脈大量的地下水，沿著石灰岩地層潛流，縱橫交錯，一路向北，遇到了北郊組織緊密的岩漿岩的阻擋，如同一面天然設置的石牆，將水脈阻斷攔蓄。最終，攔蓄在這里的大量地下水，憑著強大壓力，沿地下連接地表的許多裂縫和通道，一股腦地湧出地面，於是就出現了天然湧泉。
『伍』 泉水是從那裡來
泉水是從地下水天然出露至地表來的。
山區是由石灰岩組成的，而平原的泥土底下也隱藏著岩漿岩。山區的石灰岩大約是在4億年前形成的，質地比較純，以大約30 °的斜度由南向北傾斜。石灰岩本身不很緊密，有空隙、裂隙和洞穴，能儲存和輸送地下水。
地下水順著石灰岩層的傾斜，大量地流出露地表。成了泉水的水源。在平原下的岩漿岩，它的組織很緊密。所以地下水流到這里後碰到岩漿岩的阻擋就流不過去了。
岩漿岩上又覆蓋著一層不透水的粘土層，地下水就不能自由地流出地面。這些被攔阻的大量地下水憑著強大的壓力，從地下的裂隙中湧上地面，就形成了泉水。
泉水分類：
按照化學成分，水的溫度和滲透壓以及酸鹼度可以分為下面種類：
1、冷泉：一般以水質清醇甘甜而供飲用或作為釀酒的水源。濟南的趵突泉、珍珠泉、黑虎泉以及鎮江金山泉、南京珍珠泉、杭州虎跑泉等都是此類名泉。
2、礦泉：有一定數量的化學成分、有機物或氣體，或具有較高的水溫，能影響人體生理作用的泉水。
3、觀賞泉：有觀賞價值的泉。如雲南大理蝴蝶泉，每年農歷4月25日有幸可以觀賞到蝴蝶盛會，無數色彩斑斕的蝴蝶首尾相接，從蝴蝶樹上直垂水面。此外，桂平乳泉、廣元羞泉以及西藏爆炸泉等都是著名的觀賞泉。
『陸』 泉水是怎樣形成的
泉水的形成原因：
大氣降水滲漏地下順岩層傾斜方向流，遇侵入岩體阻擋,承壓水出露地表,形成泉水。
泉水為人類提供了理想的水源，同時也能構成許多觀賞景觀和旅遊資源，如理療泉，飲用泉等。我國泉的總數不計其數，分布十分廣泛，種類也非常豐富，各地名泉不勝枚舉。
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根據水流狀況的不同，可以分為間歇泉和常流泉。如果地下水露出地表後沒有形成明顯水流，稱為滲水。
根據水流溫度，泉可以分為溫泉和冷泉。
泉可以按照其流量大小分為八級，一級泉的流量超過每秒100立方英尺（2800升），二級泉的流量在每秒10到100立方英尺之間，八級泉流量則小於每分鍾1品脫。
『柒』 地下水水位動態
疏勒河流域平原區地下水年內和年際的變化，呈明顯的分帶規律，為含水層的埋藏條件（深度、包氣帶岩性）所決定，玉門-踏實盆地的洪積扇群帶，河水、渠系水的入滲是引起地下水位變化的主要因素。北部細土平原及安西-敦煌盆地、花海盆地的農業區，河水入滲的影響漸小，人為的灌溉、開采過程，則成為地下水位變化的直接原因。灌區外細土荒區，河流入滲和人為灌溉、開採的影響甚微，潛在的蒸發排泄成為地下水位變化的主要原因。
一、地下水年內動態特徵
（一）地下水位年內動態特徵
從動態成因分析，細土平原區地下水位年內動態特徵可以歸納為4種類型。即徑流型、灌溉型、開采型和蒸發型（表3-9）。
表3-9 地下水位年內動態特徵統計（2004）
1.徑流型
分布於玉門-踏實盆地的昌馬洪積扇及榆林洪積扇，地下水位的變化過程不同程度地反映了河水對地下水補給的時空分布規律（圖3-6）。一般高水位期出現在8月～翌年3月，低水位期在次年的7～9月，高水位滯後於河流豐水期2～4個月或更長，呈現單峰單谷型，年變幅1.82～3.64m。
圖3-6 徑流型地下水位動態過程（2001年）
2.灌溉型
分布於綠洲區內以河水灌溉為主的地帶，各灌區渠系密布。灌溉水的大量入滲，改變了這個地帶地下水位的天然動態過程。表現為與灌溉期（夏灌4～7月，冬灌9～11月）相對應的高水位期和非灌溉期相對應的低水位期（圖3-7），呈現單谷單峰型或多峰多谷型。最高水位一般出現在灌水量最大、灌溉強度最高的4～5月或11月，年變幅0.3～2.76m。
圖3-7 灌溉型地下水位動態過程
3.開采型
分布於綠洲區內河水、井水混灌帶或以井水灌溉為主的地帶，如昌馬灌區的河東-布隆吉，雙塔灌區瓜州-南岔，花海灌區花海農場及黨河灌區敦煌城區以北。地下水開采引起的水位波動掩蓋了天然動態過程。表現出與開采期（4～7月、9～11月即灌溉期）相對應的低水位期和與非開采期相對應的高水位期，呈現單谷單峰型（圖3-8），年變幅1.32～3.24m。
4.蒸發型
分布於中、下游盆地地下水位埋深小於3～5m的荒區，干海子、踏實-橋子北、伊塘湖、玉門關等地屬於該區。由於這個地帶水平地下徑流滯緩，故強烈的蒸發是影響地下水位動態變化的主要因素。水位歷時變化與氣溫和蒸發量密切相關，曲線上呈現單峰單谷型。一般6～9月隨著氣溫的升高和蒸發量增大而水位下降，10月至翌年3月隨著氣溫的降低和蒸發量減小而水位上升（圖3-9）。通過地滲儀對地下水垂向交替特徵的研究，3～5月的高水位期主要是季節性凍土消融水入滲的反映。這類地區水位年變幅一般為0.73～1.70m，往往較灌溉、開采型小，且水位年變幅與其埋深呈反比關系，說明其動態過程與來自上游的地下徑流關系不大。
圖3-8 開采型地下水位動態過程
圖3-9 蒸發型地下水位動態過程
垂向上的觀測資料研究證實，盡管下伏半承壓-承壓水其水頭高於或低於上覆潛水位，但在灌溉-開采或天然的蒸發蒸騰作用下，下伏半承壓-承壓水頭均表現出與上覆潛水位同步的變化特徵，且隨著深度的增加變幅逐漸變小。反映了第四系含水層之間極為密切的水力聯系和地下水徑流強度隨著深度的增加而減弱的規律。
（二）泉水量動態特徵
天然狀態下，泉水流量的動態變化實質上反映的是地下水徑流強度的變化，主要受泉眼周圍地下水位的控制，地下水位的動態變化過程影響著泉水量的變化，二者具有同步一致的變化規律，即地下水位升高時泉水量增大，地下水位下降時，泉水量減少。觀測資料表明，泉水豐水期一般出現在9～11月及翌年3～5月份，枯水期出現在6～8月及翌年1～2月份，最小流量與最大流量之比為0.28（圖3-10）。
圖3-10 泉流量變化多年動態曲線
二、地下水多年動態特徵
（一）地下水位多年動態特徵
近半個世紀不同年代的觀測資料證實，疏勒河流域地下水位處於區域性持續下降過程。下降幅度，中游的玉門-踏實盆地較大，下游的花海盆地、安西-敦煌盆地較小，中、下游盆地均具有自山前至細土平原漸小的特徵，其主要原因是隨水利化程度的完善，上游補給量減少，高水頭區能量向下傳遞，造成上下游水位降的差異，符合流體力學原理。
玉門-踏實盆地南部昌馬洪積扇地下水位下降幅度較大，據S97-2觀測孔，2005年與1998年相比，下降了2.24m，年均下降0.28m（圖3-11）。由於1998～2002年，疏勒河連續豐水，昌馬洪積扇地下水位呈較大幅度上升趨勢，但自2002年底昌馬水庫建成後蓄水，S97-2觀測孔水位呈直線下降，僅2003年至2005年，水位累積下降7.48m；與之相鄰的細土平原僅黃花農場及橋子片略有上升，上升幅度0.1～0.9m，其餘地段均有不同程度下降，下降幅度0.2～1.33m（圖3-11）。
花海盆地灌區地下水位1997～2001年呈下降趨勢，下降幅度0.38～0.56m，下降幅度灌區較外圍荒區大。由於外調水源疏花乾渠引水量逐年增加，由1990年的1664萬m3增大至2004年的8147萬m3，使盆地內灌區地下水位自2003年以來普遍上升，上升幅度0.11m（圖3-12）。
安西-敦煌盆地的雙塔灌區自雙塔水庫至安西縣城及西湖鄉多年地下水位呈上升趨勢，上升幅度0.75～1.71m（圖3-13，A1觀測孔）；黨河灌區七里鎮及灌區內水位埋深5～10m地段水位緩慢上升，上升幅度0.41～1.76m。兩灌區內其餘地段地下水位均普遍下降，下降幅度0.95～2.92m（圖3-13，A7，A8及D17觀測孔）；雙塔灌區東部荒區及疏勒河下游湖積平原玉門關、馬迷兔一帶多年地下水位基本穩定，年變幅0.12～0.29m。
（二）泉流量多年動態特徵
受昌馬洪積扇補給量減少及區域性地下水位下降的影響，昌馬洪積扇前緣泉水溢出量表現出逐年減少的趨勢（見圖3-10），泉腦普遍下移。昌馬洪積泉水溢出量由1977年的2.530億m3減少為2004年的1.568億m3，減少了0.962億m3，年均減少0.034億m3。
圖3-11 玉門-踏實盆地地下水位變化多年動態曲線
圖3-12 花海盆地地下水位變化多年動態曲線
圖3-13 安西-敦煌盆地地下水位變化多年動態曲線
『捌』 山裡的山泉水為什麼總是流不完
因為地球表面各種形式的水體是不斷地相互轉化的。水從山上流出，又通過降雨補充山裡的水，使得山泉水總是流不完。
水以氣態，液態和固態的形式在陸地、海洋和大氣間不斷循環的過程就是水循環。地球表面的水通過形態轉化和在地表及其鄰近空間（對流層和地下淺層）遷移。地球上的水圈是一個永不停息的動態系統。在太陽輻射和地球引力的推動下，水在水圈內各組成部分之間不停的運動著，構成全球范圍的海陸間循環（大循環），並把各種水體連接起來，使得各種水體能夠長期存在。
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水循環的主要作用表現在三個方面：
① 水是所有營養物質的介質，營養物質的循環和水循環不可分割地聯系在一起；
② 水對物質是很好的溶劑，在生態系統中起著能量傳遞和利用的作用；
③ 水是地質變化的動因之一，一個地方礦質元素的流失，而另一個地方礦質元素的沉積往往要通過水循環來完成。
『玖』 ZARD的成員都有誰泉水姐姐以前曾經拍的寫真是在什麼時候
ZARD是日本一著名樂團，於1991年出道，可能團員為坂井泉水（主唱）、町田文人（吉他手）、星弘康（貝斯手）、道倉康介（鼓手）、池尺公隆（鍵盤手）。由於ZARD的行蹤不明，因此目前團員的活動情形（或者說變動）無法得知，而且也無法由ZARD所隸屬的唱片公司B-Gram Records得到任何公開活動消息，最主要的原因是ZARD在'93年宣布不再作任何公開演出，自此之後就無任何公開活動、歌友會，或者是演唱會等，因此，ZARD的一切消息皆由歌迷們所傳遞著。
可由所有的單曲及專輯中的照片得知，ZARD最主要以坂井泉水為代表，所以我們所知道的大部份都和她有關，其它成員的各項數據或動態皆難以得知，而且這份成員資料是由專輯《HOLD ME》中所得，正確性已不可靠，甚至傳出鼓手道倉康介已離開ZARD，而我們也無法得到證實此事是否屬實，因此，表面上看來，ZARD實際上只有坂井泉水一人。
雖然ZARD並無任何打宣傳活動，但每當推出新單曲或專輯時，皆有著廣大的歌迷支持著，大受好評，銷售量均不低，常擠上Oricn排行榜第一、二名，這已是實力的體現了。像我們熟悉的柯南OP4「轉動命運之輪」、「請不要認輸」、「搖盪記憶」、「一定不會忘記」、「打開心扉」、《中華一番》主題歌「無法呼吸」、《灌籃高手》TV版第4代片尾曲「我的朋友」等，都是膾炙人口的作品。其中《中華一番》開頭曲「無法呼吸」，在Oricon榜上最高排名為季軍；而《灌籃高手》TV版第4代片尾曲「我的朋友」的單曲CD銷量更達到100萬張！更值得一提的是，精選輯《太陽與石》的推出，使得ZARD的專集總銷量突破千萬張，是日本歌壇歷史上的第九大銷量奇跡！此外她曾為FieldofView等團體作詞，真是多才多藝啊！
可惜的是坂井泉水於2007年5月27日15時10分，因意外事故導致的腦挫傷而去世。 在日本，能親手作詞並演唱的並不少，但是能持久地在名利物慾橫流的娛樂圈中保持一份淡定與清澈的，卻並不多見，每一個的消逝，都是我們的損失，……
『拾』 濟南的泉水是怎樣形成的
泉水成因：跨過經十路地下水遇「天窗」成泉。
相關負責人表示，濟南泉水補給區為南部山區，主要是受降雨、河道滲漏補給，由南往北運動，在市區受到隔水的輝長岩體阻擋，水位抬高，沿灰岩裂隙通道湧出地面，這便是城區泉水的大致成因。
具體說來，南部山區主要為石灰岩地層，地下水可在這一地層儲存和運動，形成岩溶水。而這一片區上部覆蓋的鬆散土層較薄，一般5-10米，局部石灰岩裸露，十分有利於岩溶水的形成。
地下水往北運動至經十路時，開始有輝長岩體出現。這種岩石屬於岩漿侵入岩，是不含水不透水的地層，「齊煙九點」山體形成就是在這一地層。
再往北，地下水就會到達趵突泉、黑虎泉一帶，這一帶的地層上部有5-15米的鬆散土層，中部輝長岩體變厚為5-20米，下部為石灰岩地層。鬆散土層就相當於石灰岩的「天窗」，輝長岩體阻擋住部分地下水的去路，水慢慢聚集，漸漸升高，就從「天窗」的位置湧出地面。
再往北到珍珠泉、五龍潭一帶，泉水成因也是如此。這一帶上部10-15米左右厚的鬆散土層，中部有50-70米厚的輝長岩體，下部為石灰岩地層。
明湖路以北，鬆散土層和輝長岩體厚度也逐漸增加。至清河北路，石灰岩埋深大於300米。地下水到達這樣的區域，鬆散土層就失去了「天窗」的作 用。
如果地下水還是經過層層阻礙露出地面，也不會像趵突泉一樣以泉眼的形式出現，而是從一個「點」擴大到一個「面」，濟南東北部的白泉泉群就是這樣一個例 子。
泉域范圍：
濟陽溫泉的「根兒」也在南部山區。濟南泉域東部以南起西營鎮，北過東塢村、劉智遠、張馬屯後至黃河南岸的東塢斷裂為界，西部以南起長清馬山北過崗辛、孫村、長清西關、老屯後至黃 河的馬山斷裂為界，南部以晚太古代岩漿侵入岩形成的自然分水嶺為界。
北部過黃河一直延伸至濟陽的太平鎮至縣城的齊河-廣饒斷裂，總面積2370平方公里。 黃河北豐富的熱水資源比如濟陽溫泉同樣來源於濟南南部山區。
此外，中部的濟南泉域，東部的白泉泉域，西部的長孝水文地質單元，這三個水文地質單元在自然狀態下，基本不發生水力聯系，但在人工干預條件下， 比如其中一個水文地質單元過量開采地下水，還是能夠對另外兩個造成一定影響。
因此，保護濟南泉群，不僅要保護濟南泉域的自然生態，還需從全局出發，保護整 個南部山區的自然生態。