巖溶水的補給,排泄和動態(tài)特征的關(guān)系(巖溶水補給來源)

巖溶水的補給,排泄和動態(tài)特征的關(guān)系

由于巖溶水的不均一性，因此其補給、排泄和動態(tài)特征也不相同，不能籠統(tǒng)地討論其特征。

1.溶孔、溶蝕裂隙水

在巖溶不發(fā)育地區(qū)，地下水對碳酸鹽巖僅有微弱的改造，分異作用不強烈，造成相對均一的以溶孔、溶蝕裂隙為主的巖溶含水空間，除局部地段有強徑流帶外，大部分塊段為擴散流。我國北方大多數(shù)巖溶地區(qū)屬此類型，其特征如下。

1)補給仍以緩慢入滲補給為主。巖溶水量、水位等動態(tài)滯后于降雨可達數(shù)月之久，如太原晉祠泉多年觀測資料反映，泉水最大流滯后于最大降雨量3～5個月，結(jié)果出現(xiàn)“雨季泉流量小，旱季泉流量大”(圖11－15)。

2)具有統(tǒng)一的地下水位面及較完整的降落漏斗，各個方向上滲透性及水力聯(lián)系相似。

3)地下徑流以擴散流為主，排泄以大泉集中式排泄為主，動態(tài)相對穩(wěn)定，年變幅小，不具備暴漲暴落式的水文型動態(tài)，泉水流量和數(shù)年前降水有關(guān)。阿特金森等人認為不穩(wěn)定系數(shù)(最大流量與最小流量之比)小于4的泉水主要是由該類含水介質(zhì)補給的。晉祠泉，不穩(wěn)定系數(shù)為1.27，屬于極穩(wěn)定的泉。臨汾龍子祠泉，最大流量6.7m³/s，最小流量5.3m³/s(1955～1958年)，不穩(wěn)定系數(shù)為1.26。洪洞廣勝寺泉流量不穩(wěn)定系數(shù)也僅為1.3(圖11－16)。

圖11－15 晉祠泉的流量過程線

圖11－16 山西洪洞廣勝寺泉流量過程線

4) 地下水動態(tài)常具多年周期性變化。山西龍子祠泉及郭莊泉水文過程線反映 3 ～ 4年為一個周期，娘子關(guān)泉群則 3 ～5 年為一個變化周期 ( 圖 11 －17) ，晉祠泉則為 5 ～6 年出現(xiàn)一個周期。山西神頭泉的流量和當年降雨以及前 9 年的降雨有關(guān)。

圖11－17 娘子關(guān)泉流量水文過程線

5) 局部可以發(fā)育溶孔、溶蝕裂隙及小管道共同組成的強含水段。主要是沿斷裂部位巖溶相對發(fā)育，形成局部含水段或強徑流帶。

2. 管道流 ( 洞流)

在巖溶強烈發(fā)育地區(qū)，由于深部洞穴坍塌而在地表形成一系列通向地下水面的溶斗、落水洞與豎井，巖溶含水介質(zhì)吸收降水的能力大大增強。通常條件下大氣降水是面狀補給地下水的，但在強烈?guī)r溶發(fā)育地區(qū)，降水匯集到低洼的溶斗、落水洞等直接灌入，短時間內(nèi)即可順暢地達到巖溶水水面。我國南方地表巖溶發(fā)育地區(qū)，降水入滲量可達降水量的80%以上(一般為40%～50%)，巖溶發(fā)育較差的北方地區(qū)，降水入滲量一般為降水量的20%～40%。因此，在裸露的巖溶發(fā)育地區(qū)往往是雨過不見水，地表水也很缺乏。

在巖溶強烈發(fā)育地區(qū)，地下管道極其發(fā)育。管道水在整個巖溶含水體中占據(jù)重要地位并控制了區(qū)域水文地質(zhì)特征。斯馬特(P.L.Smart)測得英國孟迪普(Mendip)山區(qū)巖溶水中管道流占了70%;美國猛犸洞區(qū)在150km²范圍內(nèi)發(fā)育了七層迷宮式溶洞和暗河，測得的總長度已達530km，在向綠水河(GreenRiver)排泄的81個泉水中，管道流的補給占了80%以上。我國南方地下暗河發(fā)育，據(jù)不完全統(tǒng)計已發(fā)現(xiàn)的暗河多達3000條以上，總流量達1500m³/s以上。其動態(tài)特征是:流量隨降雨量變化，幾乎每次較大的降雨后，在流量過程線上均有反映(圖11－18)。流量的大小僅與當月及前幾個月的降雨有關(guān)。如湖南斗笠山煤礦，巖溶盆地面積123km²，礦井涌水量和當月及前6個月的降雨有關(guān)。

圖11－18 百郎地下河系流量過程線與降水量關(guān)系

圖11－19 地下水排泄量中快速流與慢速流示意圖

3. 溶孔、溶蝕裂隙 － 管道雙重介質(zhì)流

對于大部分巖溶地區(qū)來說，多是溶孔、溶蝕裂隙和管道同時并存，因此其水文地質(zhì)特點決定于兩者之間各自所占比例的大小和水力聯(lián)系程度。總體上說，它的特征介于前兩種介質(zhì)之間，既有局部快速補給，又有大部分地區(qū)沿溶孔、溶蝕裂隙的緩慢下滲; 既有管道中的集中流，又有其周圍溶蝕裂隙中的擴散流; 既向排泄區(qū)運動，雙重介質(zhì)間也有側(cè)向運動; 管道起疏水、導(dǎo)水作用，而溶蝕裂隙則起儲水作用，不同季節(jié)互相補給。在水文過程線上，管道流代表峰值部分，溶孔、溶蝕裂隙流代表其基流部分 ( 圖 11 －19) 。可以通過水文過程線分割法求出二者的比例。雙重介質(zhì)中巖溶水的循環(huán)如圖 11 －20 所示。

圖11－20 雙重介質(zhì)中巖溶水的循環(huán)框圖

圖11－21 普定后寨地下河一次降雨后的流量過程線( 1980 年 4 月份資料)

與單純的管道流動態(tài)陡漲陡落的流量曲線相比，雙重介質(zhì)補給的泉水流量曲線常常是上升支陡，下降支緩 ( 圖 11 －21) 。陡升表明雨后產(chǎn)生的坡面徑流很快地通過落水洞、豎井、漏斗等進入地下管道，出口處流量迅速增加; 退水階段，緩慢入滲的溶蝕裂隙擴散流已到達地下含水層中，管道水迅速排走后，裂隙水流向管道，因此其消退是逐步下降的，所以區(qū)別于單獨管道陡升陡降的特點。

我國南方與北方巖溶地下水系統(tǒng)中的雙重介質(zhì)流具有明顯的不同，其區(qū)別如圖 11 －22所示。

圖 11 －22 我國南北方巖溶地下水系統(tǒng)含水介質(zhì)概念模型與地下水循環(huán)式

巖溶水的補給和排泄特征

1. 巖溶水的補給

巖溶水的主要補給來源是大氣降水和地表水，其次是相鄰含水層的地下水等。補給方式有兩種：當可溶巖上覆有非可溶巖時，以滲透補給為主，其補給量取決于覆蓋巖層的透水性能。當可溶巖直接裸露地表或由于巖層巖溶化的結(jié)果，破壞了非可溶巖整體性時，補給水源就沿著漏斗、豎井、落水洞、天窗等通道集中“灌入”補給。

南方地表巖溶發(fā)育地區(qū)，降水入滲量可達降水量80%以上（一般為40%～50%），巖溶發(fā)育較差的北方地區(qū)，降水入滲量一般為降水量20%～40%。因此，在裸露的巖溶發(fā)育地區(qū)往往是雨過不見水，地表水也很缺乏。

2. 巖溶水的排泄

巖溶水排泄的最大特點是排泄集中，排泄量大。如廣西地蘇暗河系由一條主流、十一條支流組成，河系匯水面積達1000km²。總出水口在紅河邊上，枯水期最小流量為4m³/s，洪水期最大流量為389m³/s。巖溶水天然條件下的排泄方式，有向河流的排泄，以及以泉的形式排泄等（圖10-4）。

圖10-4 紅河邊上某大型暗河出口地質(zhì)剖面示意圖

3. 巖溶水的動態(tài)特征

巖溶水動態(tài)總的特點是其水位和流量變化幅度大，變化迅速，對降水反應(yīng)靈敏。巖溶水的動態(tài)類型比較復(fù)雜，主要取決于地下水的賦存和循環(huán)交替條件。在巖溶強烈發(fā)育地區(qū)，地表巖溶和地下巖溶管道發(fā)育，其水位和流量對降水的反應(yīng)極靈敏，降雨后水位和流量迅速增加，雨停后地下水迅速排出，水位和流量也迅速下降，驟漲驟落，變化幅度極大（圖10-5）。

圖10-5 百朗地下河系流量過程線與降水量關(guān)系

以規(guī)模不大的溶蝕裂隙為主或洞穴被后期沉積物所充填的巖溶含水層，特別是當它深埋地下，且分布范圍廣，補給區(qū)遠離排泄區(qū)時，其中地下水運動較緩慢，而含水層的調(diào)節(jié)能力強。此種巖溶含水層所補給的泉，流量一般較穩(wěn)定，對降水反應(yīng)不靈敏，滯后時間長（圖10-6）。

圖10-6 山西洪洞廣勝寺泉流量過程線

巖溶水一般礦化度較低，水化學(xué)類型多為重碳酸鈣或重碳酸鎂型。當可溶巖埋藏于隔水層以下時，地下水的化學(xué)性質(zhì)會隨循環(huán)交替條件而變化。通常補給區(qū)地下水的礦化度較低，隨深度增加交替條件變差而礦化度增高。淺部的巖溶水由于其獨特的補給方式，使水質(zhì)易受污染，做供水水源時應(yīng)注意衛(wèi)生防護。

巖溶水的運動特征包括

巖溶含水系統(tǒng)中多重含水介質(zhì)并存，導(dǎo)致巖溶水的運動異常復(fù)雜多變。總體來說可以概括為四個并存: 層流和紊流并存; 有壓流和無壓流并存; 統(tǒng)一水流與孤立水流并存; 明流與伏流并存。

巖溶水的運動速度變化很大，因此其流態(tài)變化也很復(fù)雜。在溶孔、溶蝕裂隙中，地下水緩慢滲流，水流屬于層流狀態(tài); 而在溶洞、暗河等巖溶管道中，地下水流速大，常處于紊流狀態(tài); 在介于兩者之間的大溶蝕裂隙中則多顯示過渡的混合流狀態(tài)。

巖溶管道斷面大小因地而異，有的地方形成大的廳堂，而有些地段則可能非常狹小;有些地方有漏斗、豎井、落水洞、天窗等與地表相通，而有些地方僅為孤立的管道。因此，巖溶水的運動往往在有些地段為無壓流 ( 有天窗與地表相通，或地下大洞廳沒被地下水完全充滿時) ，而在其他地段又受到孤立管道的束縛，為承壓水流。同時，巖溶含水介質(zhì)斷面大小不一，導(dǎo)致不同斷面處地下水流的動能差異很大，斷面窄小處水流具有較大的動能，而斷面寬大處水流動能較小，地下水的測壓水位因此呈波狀起伏 ( 圖 11 －12) 。

圖11－12 巖溶管道中水流測壓水位變化情況示意圖( 據(jù)任天培等，1986)( 箭頭方向表示地下水流向，其長短表示流速的相對大小)

由于巖溶發(fā)育的不均一性，含水介質(zhì)之間水力聯(lián)系程度變化較大，在許多情況下地下水流線互相穿過而沒有混合，造成水力聯(lián)系密切的具有統(tǒng)一水位面的水流與個別封閉孤立管道水流并存的現(xiàn)象。最典型的例子為英國圣鄧斯坦的豎井附近，那兒有兩個孤立的泉水在同一高度，相距僅幾米，其水質(zhì)水量卻截然不同，示蹤試驗表明其中一個受淺部水流補給，另一個受深部孤立管道補給。因此，在巖溶區(qū)繪制等水位線或等水壓線圖時，必須有足夠密的鉆孔，而不能簡單地像在松散層孔隙水中一樣線性內(nèi)插。

在強烈?guī)r溶化地區(qū)，地表河流常常被地下暗河所襲奪而潛入地下，當它在地下流動一段距離后，受通道發(fā)育條件的限制又流至地表并繼續(xù)以河流形式流動。在地表的河段為明流，潛入地下流動的地段被稱為伏流。這種明流與伏流交替出現(xiàn)的現(xiàn)象在國內(nèi)外許多巖溶區(qū)都十分常見。

巖溶水徑流方向總體上是由補給區(qū)向排泄區(qū)運動的，但在其他方向上，有水力聯(lián)系的不同含水介質(zhì)之間也有水的交流，雙重介質(zhì)之間的雙向流即為此例。洪水季節(jié)，落水洞、封閉洼地中接受點狀快速補給，水位上升快; 而附近溶孔、溶蝕裂隙由于接受緩慢的入滲補給，水位上升慢，導(dǎo)致雙重含水介質(zhì)之間存在壓力差，因此管道水一方面向排泄出口運動，一邊還側(cè)向補給周圍的溶孔溶蝕裂隙介質(zhì)。在枯水季節(jié)，許多管道流在地表無明顯的補給，由于排泄通道暢通，其中的水位快速下降; 而周圍溶孔溶蝕裂隙網(wǎng)絡(luò)中的水，由于緩慢釋水效應(yīng)，導(dǎo)致其水位下降緩慢，此時在壓力差作用下，水自溶孔溶蝕裂隙介質(zhì)中流向管道中，形成管道中的基流 ( 圖 11 －13) 。這種情況在我國黔南、黔北屢見不鮮。巖溶水的運動不僅有縱向上的波狀起伏特點，在橫向上也有雙重介質(zhì)之間雙向流的特征，造成其水位面形態(tài)在不同季節(jié)的變化 ( 圖 11 －14) 。

圖11－13 喀斯特含水層中擴散流和管道流間的水動力結(jié)構(gòu)圖

圖11－14 巖溶管道與裂隙系統(tǒng)不同季節(jié)水壓面示意圖( 據(jù)袁道先等，1988)

巖溶水的運動特征

根據(jù)巖溶水的出露和埋藏條件不同，可將巖溶水劃分為3種類型。

1.裸露型巖溶水

巖溶化地層廣泛出露地表，特點是以潛水為主。其主要接受降水入滲補給，地下水循環(huán)交替快，常以泉和地下河形式排泄。動態(tài)變化大、水化學(xué)成分簡單、礦化度低。

2.覆蓋型巖溶水

巖溶含水層之上有松散巖層覆蓋，根據(jù)覆蓋層厚度不同，分為兩個亞型。

淺覆蓋亞型:上覆第四紀堆積物，厚度一般不超過30m。其特點是:賦存潛水，但有承壓現(xiàn)象;埋藏受基巖面及地貌控制;接受降水、地表水和淺部地下水補給。有類似裸露型的徑流、排泄及動態(tài)特征，但變化幅度小。

深覆蓋亞型:第四紀覆蓋層厚度大于30m。其特點是:分布范圍較大、賦存承壓水或部分自流水。補給來源廣泛、徑流條件復(fù)雜、天然排泄點少。地下水動態(tài)對降水反應(yīng)滯后，水化學(xué)成分稍復(fù)雜，但礦化度仍較低。

3.埋藏型巖溶水

巖溶含水層被固結(jié)的巖層覆蓋。常以向斜、單斜等蓄水構(gòu)造等形式出現(xiàn)。其特點是:埋藏、徑流主要受構(gòu)造控制，賦存承壓水或自流水。補給主要來源于相鄰的其他含水層。徑流緩慢，極少見有天然排泄點，動態(tài)變化幅度小，水化學(xué)成分復(fù)雜。

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