典型地下水位与泉流量动态

典型地下水位与泉流量动态~

5.2.3.1 潜水与浅层承压水
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。
5.2.3.2 深层承压水
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）。

图5.19 某地区潜水位动态


图5.20 某地区深层承压水水位变化

5.2.3.3 岩溶大泉
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，通常呈近似直线形式（图5.23）。因此，衰减段泉流量可以近似地用下式描述：

地下水科学概论（第二版·彩色版）

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5.21 河南省辉县百泉流量动态

（据姜宝良等，2002）

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，1994）

图5.23 泉流量过程线的衰减段

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段，可以出现2～3个甚至更多的直线段（图5.24）。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：

地下水科学概论（第二版·彩色版）

式中：Q01，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。

图5.24 具有3个亚动态的克罗地亚Ombla泉泉流量

（据Milanovic，1981）

图5.25 法国Vaucluse泉泉流量动态

（据Ford等，1989，转引自Singhal等，1999）
5.2.3.4 岩溶山区泉流量
在岩溶化强烈的碳酸盐岩山区的泉水，泉域范围较小，含水层裸露，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。
5.2.3.5 集中开采区地下水位
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，导致开采中心出现地下水位持续下降。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。这些现象反映了地下水开采量超过补给量。在承压含水层特别是深层承压水开采区尤其容易出现此类水位动态（图5.20中L09-2，L16-2，L04-1井）。
5.2.3.6 泉水流量减小与断流
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，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，1993）。山东省济南泉群的的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、的突泉泉组流量及钻孔水位动态

（据陈振鹏，1985）

地下水动态是指在各种因素综合影响下地下水的水位、水量、水温及化学成分等要素随时间的变化。红层地下水动态特征主要表现为水位、水量随旱、雨季而变化的幅度及其规律。
2.2.3.1 地下水的动态类型
地下水动态观测和研究的目的是：掌握地下水动态规律，为地下水资源评价、地下水水源的开发建设和科学管理提供依据；并能够为环境地质问题的研究和防治提供依据。在地下水勘查与开发的实践中，从服务于地下水资源评价与开发调度的实际需要出发，本着直观和实用的原则，作者根据地下水动态过程的变化特征及剧烈程度，将地下水的动态类型划分为：峰态型、波态型、稳态型三种类型。① 峰态型的动态曲线呈尖峰状剧烈起伏变化，反映出地下导水储水空隙系统开放程度高，地下水接受降水补给的途径通畅，含水层的储存调节功能弱，地下水受降水的影响直接而反应快速，地下水对降水的响应滞后时间短，往往在1月以内。因此，对于稳定的供水要求而言，在天然状态下，此种动态类型的地下水水源地可供开发利用的仅仅是其枯季基流部分。需采取人工调蓄措施，才能充分开发利用其天然资源。这类地下水的防污性能也相应最弱。② 波态型的动态曲线呈较为圆滑的波状起伏变化，表征地下导水储水空隙系统开放程度较高，地下水接受降水补给的途径较为通畅且较长，含水层的储存调节功能一般，地下水对降水的响应滞后时间较长，往往能达到2～3个月。因此，对于稳定的供水要求来说，此种动态类型的地下水水源地在天然状态下，可供开发利用的天然资源所占比例较大。这类地下水的防污性能较弱。③ 稳态型的动态曲线呈平缓的波状起伏变化，反映地下导水储水空隙系统开放程度低，地下水接受降水补给的途径长且渗透性差，含水层的储存调节功能强，地下水对降水的反映滞后时间长，往往在2个月以上。因此，对于稳定的供水要求而言，可供开发利用的天然资源所占比例大。这类地下水的防污性能较强。为了便于地下水动态类型的划分和对比，作者在大量的地下水动态观测资料综合统计分析和已开发的地下水水源地调度情况调研的基础上，制定了地下水动态类型的划分标准（表2.7）。其中泉流以动态系数（Δ）、隐伏含水层中的扩散流以年水位变幅（ΔH）为标志进行划分。泉流动态系数为：最大流量与最小流量的比值。

表2.7 地下水动态类型划分标准

对于各类红层地下水，地下导水储水空隙多以规模较小、发育较为均匀的裂隙和孔隙为主。因此，地下水动态类型以波态型和稳态型为主，峰态型所占的比例较少。
2.2.3.2 红层地下水的动态特征
（1）风化裂隙水
风化裂隙水水位埋藏浅，地下水动态影响因素主要是气象因素，地下水水位和水量随季节变化十分明显。进入雨季，降水渗入补给量随着降雨的增强而增加，水位、流量与降雨量基本同步进入高峰期，之后随着降雨量减少、蒸发增强，水位逐渐下降，地下径流逐渐衰减。每到枯季，许多泉水断流。丰、枯水年间的水位、水量变化也十分明显。在山地丘陵区和盆地边缘地带地下水动态类型多属于波态型或峰态型。如云南楚雄渔坝、鞠家、黄土坡等示范村风化裂隙水浅井，水位变幅最大为地处龙川江Ⅱ级阶地的鞠家，2003年10月至2004年4月，鞠家的6口浅井均出现水量明显减小，井水位最大变幅达6.0m，枯季仅有2口井仍能正常使用，有4口井在枯季产水量仅0.2m3/d，仅为丰水期的1/10，保证一户用水尚有困难。表明红层风化裂隙水季节性变化大，动态不稳定。
（2）层间裂隙水
层间裂隙水分布面广，顺层径流，径流途径较长，含水层储存调节功能较强。地下水动态特征主要表现为随降雨量的季节变化而变化，但滞后于降雨量变化的时间较长。含水层埋藏越深、储水构造规模越大，地下水动态越稳定，反之动态变幅越大。一般年际变化不明显。此外，层间裂隙水的动态变化特征随地形地貌的变化也很明显。这主要是地形地貌的变化导致地下水补给、径流和储存条件的变化所致。
山区地形切割强烈，基岩裸露，层间裂隙水径流途径较短，交替迅速，动态不稳定。泉流量雨季剧增，雨季末期达最大，旱季骤减，甚至干涸。地下水动态影响因素主要是气象因素，地下水动态类型多属波态型。如云南省大姚县某矿区，白垩系下统层间裂隙含水层矿坑涌水量为0.690～1.816 L/s，变幅1.126 L/s，动态系数2.63；泉流量为0.20～1.95 L/s，变幅为1.75 L/s，动态系数9.75。其流量与降水量关系密切（图2.7、图2.8）。

图2.7 山区层间裂隙水坑道涌水量动态曲线


图2.8 山区层间裂隙水典型泉流量动态曲线

丘陵区是层间裂隙水分布广泛的场所，地下水汇流面积大，径流途径长，径流迟缓，季节性水位变幅不明显，开采条件下开采井涌水量变化较大。地下水动态类型多属稳态型至波态型。如云南大姚示范区钱湾完小SK250示范井，2006年全年水位观测显示，稳定水位变幅小于1m，属稳态型（图2.9）。其中，11月25日至12月5日因用水量增大，抽水时间延长而引起地下水水位下降幅度增大。

图2.9 丘陵区层间裂隙水典型水位动态曲线

盆地河谷区是地下水的主要汇集排泄区，层间裂隙水在周围山地丘陵区获得大气降水或地表水的渗入补给后，沿地势递降，径流到了盆谷地底部平坝区，径流逐渐变缓，储存量大，水位、流量季节性变化不明显，年变幅较小，地下水动态类型多属稳态型。以云南楚雄盆地为例，楚雄盆地自1987年开始进行地质环境监测，经对典型基岩管井的流量、水位资料的统计分析，4口水位监测井中，除JK39井1991～1992年因过度开采水位过低外，其余3口井的水位变幅一般仅1～2m，最大为4m（图2.10）；2个层间裂隙水自流管井的流量较为平稳（图2.11），动态系数小于1.4。

图2.10 盆地区层间裂隙水典型水位动态曲线

1—JK27；2—JK33；3—JK39；4—JK13；5—降雨量

图2.11 盆地区层间裂隙水典型自流孔流量动态曲线

1—JK15；2—JK32；3—降雨量
（3）脉状裂隙水
脉状裂隙水动态受气象因素的影响没有其他红层地下水类型那么明显，特别是深循环的部分对季节变化甚至无直观的反映，地下水动态类型多属稳态型。如云南江城中董北部出露于断层带的27、28、29 号泉点（图2.12），枯、雨季流量变化均不大，动态系数小于2.16。有些深大断裂带内地下水循环深度很大，地下水的流量、水位、水温、水质的变化主要受到含水介质特性、地热增温及地压等地质因素改变的影响，与地形地貌和气候水文因素无直接的关联。
（4）溶蚀裂隙孔隙水
溶蚀裂隙孔隙水总的动态特征也与层间裂隙水基本相同。在山区，地下水动态类型多属波态型，在丘陵、河谷、盆地区，多属稳态型。如属于丘陵区的云南大姚示范区芦川小学SK221示范井，井深54m，含水层为白垩系上统含盐钙质泥岩、粉砂岩，2006年全年水位观测显示，稳定水位变幅小于1m，出水量变化也不大。胡屯小学SK263示范井，井深29.4m，含水层为白垩系上统钙质泥岩、泥灰岩，2006年全年水位观测显示，稳定水位变幅也小于1m，水位动态稳定（图2.13）。

图2.12 云南江城中董脉状裂隙泉点出露特征图

1—下降泉，右最大（最小）流量（L/s）；2—上升泉，右最大（最小）流量（L/s）；3—地层界线；4—断层；5—岩层产状；6—地层代号

图2.13 溶蚀裂隙孔隙水典型水位动态曲线

1—SK221；2—SK263

5.2.3.1 潜水与浅层承压水

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。

5.2.3.2 深层承压水

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)。

图5.19 某地区潜水位动态

图5.20 某地区深层承压水水位变化

5.2.3.3 岩溶大泉

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，通常呈近似直线形式(图5.23)。因此，衰减段泉流量可以近似地用下式描述:

地下水科学概论

式中:Q_t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5.21 河南省辉县百泉流量动态(据姜宝良等，2002)

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，1994)

图5.23 泉流量过程线的衰减段

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段，可以出现2～3个甚至更多的直线段(图5.24)。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:

地下水科学概论

式中:Q₀₁，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。

图5.24 具有3个亚动态的克罗地亚Ombla泉泉流量(据Milanovic，1981)

5.2.3.4 岩溶山区泉流量

在岩溶化强烈的碳酸盐岩山区的泉水，泉域范围较小，含水层裸露，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。

图5.25 法国Vaucluse泉泉流量动态(据Ford等，1989，转引自Singhal等，1999)

5.2.3.5 集中开采区地下水位

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。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)。

5.2.3.6 泉水流量减小与断流

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，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，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)

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五指山市13188831523： 谁能提供济南市一周地下水位数据,急用!？
少凭确复： 只能查到当天的和前一天的趵突泉与黑虎泉水位 今天4月5日的是趵突泉28.04米 黑虎泉28.01米昨天4月4日趵突泉水位28.10米 之前的我没有查到,您可以参考 http://www.jinan.gov.cn/ 济南市政府网站,在首页上就可以看到当天天气和昨日、近日的趵突泉水位情况. http://www.jinan.gov.cn/art/2008/10/17/art_454_1.html这个网页显示了当前趵突泉和黑虎泉的水位情况.

五指山市13188831523： 谁有趵突泉水位变化的资料啊 - ？
少凭确复： 24日,趵突泉地下水位达29.01米,比去年同期高出36厘米,黑虎泉地下水位也升至29米.据分析,连绵的秋雨给群泉喷涌增添了活力,受滞后效应影响,未来一段时间里水位可能继续走高. 今年7月,济南市平均降水量为225.8毫米,较常年偏多22%.进入8月中旬后,全市平均降水量也较常年偏多.8月22日,趵突泉地下水位3年来首次达到29米,今天又上涨到29.01米.趵突泉水位上一次达到29米以上,是在2005年8月18日,当时的水位是29.02米.

五指山市13188831523： 疏勒河流域 - ？
少凭确复： 疏勒河流域位于河西走廊西段,南依祁连山—阿尔金山,北至北山山前,西连库姆塔格沙漠,东接金塔盆地.本次地下水功能评价主要在平原区开展,包括流域中下游地区的安西-敦煌盆地、玉门-踏实盆地和花海盆地,地理坐标93°30′~98°15′...

五指山市13188831523： ...汇为河流湖泊,在泉涌密集处呈现出“家家泉水,户户垂柳”、“人在石上走,清泉石上流”的旖旎风光. 材料二:济南市区地下水位和泉水流量的动态曲... - ？
少凭确复：[答案]【答案】(1)泉涌量整体呈下降趋势;主要原因是由于地下水(和地表水)开采量的逐年增加.(各点3分)(2)加强补给区(南部山区)的绿化;加强济南市水资源的统一规划调度和管理;减少对地下水和地表水的开采量;节约用水,杜绝水资源...

五指山市13188831523： 地下水动态 水文变化 是什么? - ？
少凭确复：[答案] 地下水动态是指在有关因素影响下,地下水的水位、水量、水化学成分、水温等随时间的变化状况.地下水动态提供含水层或含水系统的系列信息.在验证所作出的水文地质结论或所采取的水文地质措施是否正确时,地下水动态是十分重要的.地下水动...

五指山市13188831523： 如何利用地下水动态进行打井监测? - ？
少凭确复：[答案] 风钻水文资料对打井有用吗?答案是肯定的,但用处不是很大,最主要的靠经验的积累以及科学的方法,才行! 根据不同的标准,地下水可以有不同的分类.根据地下水的水力特征和埋藏条件,分为包气带水、潜水和承压水.包气带水是指储存在包气...

五指山市13188831523： 泉点怎么把流量等信息表示到地质图上 - ？
少凭确复： 水文地质图上地下水泉点是现场测量2113,选择典型部位,通过地下水露头点绘制水文地质剖面图. 1判明补给泉水的含5261水层位、地下水类型. 2查明补给含水层所处的构造类4102型、部位以及泉出口处的构造特征,依据构造特征分析泉的出露条件,也可用泉水出露特征来判定某些构造的存在1653,特别是被松散层覆盖下的基岩构造情况; 3测量泉涌水量,调查泉水动态特征,根版据泉流量的不稳定系数分类来判断泉的补给情况,并取水样进行权水质研究.

五指山市13188831523： 水均衡方程式 - ？
少凭确复： 根据水均衡原理,可直接写出某一均衡区在其均衡期内不同条件下的水量均衡方程.为计算方便,均衡方程式中各项均以水层厚度表示,常用单位为mm.(一)陆地上某均衡区总水量均衡方程 陆地上某一地区现实状态下某一均衡期总水量均衡...

五指山市13188831523： 地下水位的观测 - ？
少凭确复： 准确测定地下水位是判断含水层或含水带的埋藏位置,了解地下水的补给、还流和排泄条件,地下水与地表水之间以及含水层(带)之间水力联系的初步依据.在一般情况下,不同的含水层或含水带的水位通常是不一致的,但当在同一钻孔揭露...

五指山市13188831523： 泉水的来源 - ？
少凭确复： 根据水文地质学基础理论及我市(济南)多年来的地质勘探,市区中的泉水大都是斜地承压水(补给区高于排泄区,承受静水压力),承压水是充满于二个隔水层之间的地下水,如趵突泉、黑虎泉泉脉隔水顶板大部为胶粘砾石,估计承压区在泉...