典型博鱼体育地下水位与泉流量动态

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　　在地形低平的平原地区或山间盆地，由颗粒较细小的松散沉积物组成孔隙潜水含水层和浅层承压含水层，大气降水是地下水的主要补给来源，地下水发生侧向径流和蒸发排泄，或者以侧向径流为主，但地下径流缓慢。这类地区天然地下水位出现季节性的周期变化，一般在雨季地下水位上升并达到高峰，在旱季地下水位下降，在下一个雨季前地下水位达到低谷(图5.19)。与一年内月均降水量几乎呈同步变化，滞后时间不长。从多年的角度来看，每年地下水位的起伏变化相差不大。

　　在平原地区和山间盆地分布的深层承压水，由于含水层埋藏深，其补给区在上游或周围山区，距离远，地下水不易接受当年的大气降水入渗补给。地下水位的年内变化幅度很小，多年趋于稳定。在开采情况下，在开采中心区的深层承压水位多出现明显的水位持续下降现象(图5.20中L09-2，L16-2，L04-1井)，远离开采中心区的深层承压水位下降不大(图5.20中L25-1，L03-1，L01-2井)(Zhou等，2007)。

　　岩溶大泉的流量通常为1～10m3/s，部分大于10m3/s，是很大范围的泉域内的地下水排泄点，含水层规模大，部分为承压含水层，补给区距离远。这类泉水的流量具有季节变化，但一般变化不大，不稳定系数为1.5～2，部分为2～5。泉的最大流量通常滞后于当年雨季2～6个月，最小流量出现在雨季前(图5.21、图5.22)。泉流量通常有多年变化，或者说泉排泄的地下水不仅有当年入渗补给的降水，也有此前若干年入渗补给的降水(周训，1990)。

　　岩溶大泉流量过程线在出现最大流量之后开始衰减，将衰减段的流量观测数据在流量-时间半对数图上绘出来，通常呈近似直线)。因此，衰减段泉流量可以近似地用下式描述:

　　式中:Qt为衰减段某一时刻t的泉流量;Q0为衰减开始时刻的泉流量;t0为衰减开始时间;β为衰减常数(与含水层的几何特征、导水系数和储水系数有关)。因而有可能通过分析泉水流量的水文过程线来研究含水层的某些特性。

　　图5.22 山西省娘子关泉流量动态(据山西省水文一队，1984，转引自袁道先，博鱼体育1994)

　　有些岩溶大泉的流量过程线的衰减段在流量-时间半对数图上不只出现一个直线个甚至更多的直线)。每一个直线段表示存在一个“亚动态”。可以用以下分段函数表达具有多个(例如3个)亚动态的衰减过程:

　　式中:Q01，博鱼体育Q02和Q03分别为3个亚动态开始衰减时的泉流量;t0，t1和t2分别是第1、第2和第3个亚动态开始出现的时间;t3为下一个周期出现泉流量上升的开始时间;β1，β2和β3分别为3个亚动态衰减段的衰减常数。

　　在岩溶化强烈的碳酸盐岩山区的泉水，泉域范围较小，含水层，降水入渗补给迅速。这类泉水的流量过程线往往能敏感地反映单场较大降水入渗补给的影响，降水后泉流量迅速增大，达到流量高峰后迅速减小(图5.25)，滞后时间只有几小时至几天。这种滞后时间随含水层规模的增大而延长。

　　在地下水集中开采区如地下水水源地，或者矿区排水地带，由于地下水长期集中大量开采，导致开采中心地下水位出现逐年持续下降。博鱼体育其特点是下一年某一时间的水位比上一年同期水位明显下降，虽然获得补给在每年某些时候(例如雨季之后)水位有所上升，但上升水位的高峰仍低于上一年的高峰水位。反映地下水开采量超过补给量，尤其在承压含水层特别是深层承压水容易出现此类水位动态(图5.20中L09-2，L16-2，L04-1井)。

　　由于大气降水是许多泉域地下水的主要补给来源，当区域性降水量出现连续多年偏少时，会导致泉流量减小，例如在1968～1975年间的山西省娘子关泉(图5.22)。在泉域内另外的地方开采地下水时，相当于增加泉域内地下水的排泄点，其结果是削减泉水的天然流量，严重时会引起泉水断流。山西省的晋祠泉直到20世纪50年代尚未开采岩溶水，博鱼体育多年内流量变化相当稳定，最大流量2.18m3/s，出现在10～12月，最小流量1.175m3/s，出现在6～9月。自20世纪60年代起在附近开采岩溶水，且开采量逐年增加，泉流量随之下降，至1986年平均流量只有0.29m3/s(韩行瑞等，博鱼体育1993)。山东省济南泉群的趵突泉泉组由于在泉域排泄区大量开采岩溶水，在20世纪70年代中期至90年代中期曾出现若干次断流(图5.26)。

　　图5.26 山东省济南泉总流量、趵突泉泉组流量及钻孔水位动态(据陈振鹏，1985)