​岩溶水的总体特点,岩溶水的补给,排泄和动态特征的关系

岩溶水的总体特点,岩溶水的补给,排泄和动态特征的关系

本文目录

1.岩溶水的补给,排泄和动态特征的关系 2.岩溶水的补给和排泄特征 3.岩溶水的运动特征包括 4.岩溶水的运动特征

岩溶水的补给,排泄和动态特征的关系

由于岩溶水的不均一性，因此其补给、排泄和动态特征也不相同，不能笼统地讨论其特征。

1.溶孔、溶蚀裂隙水

在岩溶不发育地区，地下水对碳酸盐岩仅有微弱的改造，分异作用不强烈，造成相对均一的以溶孔、溶蚀裂隙为主的岩溶含水空间，除局部地段有强径流带外，大部分块段为扩散流。我国北方大多数岩溶地区属此类型，其特征如下。

1)补给仍以缓慢入渗补给为主。岩溶水量、水位等动态滞后于降雨可达数月之久，如太原晋祠泉多年观测资料反映，泉水最大流滞后于最大降雨量3～5个月，结果出现“雨季泉流量小，旱季泉流量大”(图11－15)。

2)具有统一的地下水位面及较完整的降落漏斗，各个方向上渗透性及水力联系相似。

3)地下径流以扩散流为主，排泄以大泉集中式排泄为主，动态相对稳定，年变幅小，不具备暴涨暴落式的水文型动态，泉水流量和数年前降水有关。阿特金森等人认为不稳定系数(最大流量与最小流量之比)小于4的泉水主要是由该类含水介质补给的。晋祠泉，不稳定系数为1.27，属于极稳定的泉。临汾龙子祠泉，最大流量6.7m3/s，最小流量5.3m3/s(1955～1958年)，不稳定系数为1.26。洪洞广胜寺泉流量不稳定系数也仅为1.3(图11－16)。

图11－15 晋祠泉的流量过程线

图11－16 山西洪洞广胜寺泉流量过程线

4) 地下水动态常具多年周期性变化。山西龙子祠泉及郭庄泉水文过程线反映 3 ～ 4年为一个周期，娘子关泉群则 3 ～5 年为一个变化周期 ( 图 11 －17) ，晋祠泉则为 5 ～6 年出现一个周期。山西神头泉的流量和当年降雨以及前 9 年的降雨有关。

图11－17 娘子关泉流量水文过程线

5) 局部可以发育溶孔、溶蚀裂隙及小管道共同组成的强含水段。主要是沿断裂部位岩溶相对发育，形成局部含水段或强径流带。

2. 管道流 ( 洞流)

在岩溶强烈发育地区，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、落水洞与竖井，岩溶含水介质吸收降水的能力大大增强。通常条件下大气降水是面状补给地下水的，但在强烈岩溶发育地区，降水汇集到低洼的溶斗、落水洞等直接灌入，短时间内即可顺畅地达到岩溶水水面。我国南方地表岩溶发育地区，降水入渗量可达降水量的80%以上(一般为40%～50%)，岩溶发育较差的北方地区，降水入渗量一般为降水量的20%～40%。因此，在裸露的岩溶发育地区往往是雨过不见水，地表水也很缺乏。

在岩溶强烈发育地区，地下管道极其发育。管道水在整个岩溶含水体中占据重要地位并控制了区域水文地质特征。斯马特(P.L.Smart)测得英国孟迪普(Mendip)山区岩溶水中管道流占了70%;美国猛犸洞区在150km2范围内发育了七层迷宫式溶洞和暗河，测得的总长度已达530km，在向绿水河(GreenRiver)排泄的81个泉水中，管道流的补给占了80%以上。我国南方地下暗河发育，据不完全统计已发现的暗河多达3000条以上，总流量达1500m3/s以上。其动态特征是:流量随降雨量变化，几乎每次较大的降雨后，在流量过程线上均有反映(图11－18)。流量的大小仅与当月及前几个月的降雨有关。如湖南斗笠山煤矿，岩溶盆地面积123km2，矿井涌水量和当月及前6个月的降雨有关。

图11－18 百郎地下河系流量过程线与降水量关系

图11－19 地下水排泄量中快速流与慢速流示意图

3. 溶孔、溶蚀裂隙 － 管道双重介质流

对于大部分岩溶地区来说，多是溶孔、溶蚀裂隙和管道同时并存，因此其水文地质特点决定于两者之间各自所占比例的大小和水力联系程度。总体上说，它的特征介于前两种介质之间，既有局部快速补给，又有大部分地区沿溶孔、溶蚀裂隙的缓慢下渗; 既有管道中的集中流，又有其周围溶蚀裂隙中的扩散流; 既向排泄区运动，双重介质间也有侧向运动; 管道起疏水、导水作用，而溶蚀裂隙则起储水作用，不同季节互相补给。在水文过程线上，管道流代表峰值部分，溶孔、溶蚀裂隙流代表其基流部分 ( 图 11 －19) 。可以通过水文过程线分割法求出二者的比例。双重介质中岩溶水的循环如图 11 －20 所示。

图11－20 双重介质中岩溶水的循环框图

图11－21 普定后寨地下河一次降雨后的流量过程线( 1980 年 4 月份资料)

与单纯的管道流动态陡涨陡落的流量曲线相比，双重介质补给的泉水流量曲线常常是上升支陡，下降支缓 ( 图 11 －21) 。陡升表明雨后产生的坡面径流很快地通过落水洞、竖井、漏斗等进入地下管道，出口处流量迅速增加; 退水阶段，缓慢入渗的溶蚀裂隙扩散流已到达地下含水层中，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，所以区别于单独管道陡升陡降的特点。

我国南方与北方岩溶地下水系统中的双重介质流具有明显的不同，其区别如图 11 －22所示。

图 11 －22 我国南北方岩溶地下水系统含水介质概念模型与地下水循环式

岩溶水的补给和排泄特征

1. 岩溶水的补给

岩溶水的主要补给来源是大气降水和地表水，其次是相邻含水层的地下水等。补给方式有两种：当可溶岩上覆有非可溶岩时，以渗透补给为主，其补给量取决于覆盖岩层的透水性能。当可溶岩直接裸露地表或由于岩层岩溶化的结果，破坏了非可溶岩整体性时，补给水源就沿着漏斗、竖井、落水洞、天窗等通道集中“灌入”补给。

南方地表岩溶发育地区，降水入渗量可达降水量80%以上（一般为40%～50%），岩溶发育较差的北方地区，降水入渗量一般为降水量20%～40%。因此，在裸露的岩溶发育地区往往是雨过不见水，地表水也很缺乏。

2. 岩溶水的排泄

岩溶水排泄的最大特点是排泄集中，排泄量大。如广西地苏暗河系由一条主流、十一条支流组成，河系汇水面积达1000km2。总出水口在红河边上，枯水期最小流量为4m3/s，洪水期最大流量为389m3/s。岩溶水天然条件下的排泄方式，有向河流的排泄，以及以泉的形式排泄等（图10-4）。

图10-4 红河边上某大型暗河出口地质剖面示意图

3. 岩溶水的动态特征

岩溶水动态总的特点是其水位和流量变化幅度大，变化迅速，对降水反应灵敏。岩溶水的动态类型比较复杂，主要取决于地下水的赋存和循环交替条件。在岩溶强烈发育地区，地表岩溶和地下岩溶管道发育，其水位和流量对降水的反应极灵敏，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，骤涨骤落，变化幅度极大（图10-5）。

图10-5 百朗地下河系流量过程线与降水量关系

以规模不大的溶蚀裂隙为主或洞穴被后期沉积物所充填的岩溶含水层，特别是当它深埋地下，且分布范围广，补给区远离排泄区时，其中地下水运动较缓慢，而含水层的调节能力强。此种岩溶含水层所补给的泉，流量一般较稳定，对降水反应不灵敏，滞后时间长（图10-6）。

图10-6 山西洪洞广胜寺泉流量过程线

岩溶水一般矿化度较低，水化学类型多为重碳酸钙或重碳酸镁型。当可溶岩埋藏于隔水层以下时，地下水的化学性质会随循环交替条件而变化。通常补给区地下水的矿化度较低，随深度增加交替条件变差而矿化度增高。浅部的岩溶水由于其独特的补给方式，使水质易受污染，做供水水源时应注意卫生防护。

岩溶水的运动特征包括

岩溶含水系统中多重含水介质并存，导致岩溶水的运动异常复杂多变。总体来说可以概括为四个并存: 层流和紊流并存; 有压流和无压流并存; 统一水流与孤立水流并存; 明流与伏流并存。

岩溶水的运动速度变化很大，因此其流态变化也很复杂。在溶孔、溶蚀裂隙中，地下水缓慢渗流，水流属于层流状态; 而在溶洞、暗河等岩溶管道中，地下水流速大，常处于紊流状态; 在介于两者之间的大溶蚀裂隙中则多显示过渡的混合流状态。

岩溶管道断面大小因地而异，有的地方形成大的厅堂，而有些地段则可能非常狭小;有些地方有漏斗、竖井、落水洞、天窗等与地表相通，而有些地方仅为孤立的管道。因此，岩溶水的运动往往在有些地段为无压流 ( 有天窗与地表相通，或地下大洞厅没被地下水完全充满时) ，而在其他地段又受到孤立管道的束缚，为承压水流。同时，岩溶含水介质断面大小不一，导致不同断面处地下水流的动能差异很大，断面窄小处水流具有较大的动能，而断面宽大处水流动能较小，地下水的测压水位因此呈波状起伏 ( 图 11 －12) 。

图11－12 岩溶管道中水流测压水位变化情况示意图( 据任天培等，1986)( 箭头方向表示地下水流向，其长短表示流速的相对大小)

由于岩溶发育的不均一性，含水介质之间水力联系程度变化较大，在许多情况下地下水流线互相穿过而没有混合，造成水力联系密切的具有统一水位面的水流与个别封闭孤立管道水流并存的现象。最典型的例子为英国圣邓斯坦的竖井附近，那儿有两个孤立的泉水在同一高度，相距仅几米，其水质水量却截然不同，示踪试验表明其中一个受浅部水流补给，另一个受深部孤立管道补给。因此，在岩溶区绘制等水位线或等水压线图时，必须有足够密的钻孔，而不能简单地像在松散层孔隙水中一样线性内插。

在强烈岩溶化地区，地表河流常常被地下暗河所袭夺而潜入地下，当它在地下流动一段距离后，受通道发育条件的限制又流至地表并继续以河流形式流动。在地表的河段为明流，潜入地下流动的地段被称为伏流。这种明流与伏流交替出现的现象在国内外许多岩溶区都十分常见。

岩溶水径流方向总体上是由补给区向排泄区运动的，但在其他方向上，有水力联系的不同含水介质之间也有水的交流，双重介质之间的双向流即为此例。洪水季节，落水洞、封闭洼地中接受点状快速补给，水位上升快; 而附近溶孔、溶蚀裂隙由于接受缓慢的入渗补给，水位上升慢，导致双重含水介质之间存在压力差，因此管道水一方面向排泄出口运动，一边还侧向补给周围的溶孔溶蚀裂隙介质。在枯水季节，许多管道流在地表无明显的补给，由于排泄通道畅通，其中的水位快速下降; 而周围溶孔溶蚀裂隙网络中的水，由于缓慢释水效应，导致其水位下降缓慢，此时在压力差作用下，水自溶孔溶蚀裂隙介质中流向管道中，形成管道中的基流 ( 图 11 －13) 。这种情况在我国黔南、黔北屡见不鲜。岩溶水的运动不仅有纵向上的波状起伏特点，在横向上也有双重介质之间双向流的特征，造成其水位面形态在不同季节的变化 ( 图 11 －14) 。

图11－13 喀斯特含水层中扩散流和管道流间的水动力结构图

图11－14 岩溶管道与裂隙系统不同季节水压面示意图( 据袁道先等，1988)

岩溶水的运动特征

根据岩溶水的出露和埋藏条件不同，可将岩溶水划分为3种类型。

1.裸露型岩溶水

岩溶化地层广泛出露地表，特点是以潜水为主。其主要接受降水入渗补给，地下水循环交替快，常以泉和地下河形式排泄。动态变化大、水化学成分简单、矿化度低。

2.覆盖型岩溶水

岩溶含水层之上有松散岩层覆盖，根据覆盖层厚度不同，分为两个亚型。

浅覆盖亚型:上覆第四纪堆积物，厚度一般不超过30m。其特点是:赋存潜水，但有承压现象;埋藏受基岩面及地貌控制;接受降水、地表水和浅部地下水补给。有类似裸露型的径流、排泄及动态特征，但变化幅度小。

深覆盖亚型:第四纪覆盖层厚度大于30m。其特点是:分布范围较大、赋存承压水或部分自流水。补给来源广泛、径流条件复杂、天然排泄点少。地下水动态对降水反应滞后，水化学成分稍复杂，但矿化度仍较低。

3.埋藏型岩溶水

岩溶含水层被固结的岩层覆盖。常以向斜、单斜等蓄水构造等形式出现。其特点是:埋藏、径流主要受构造控制，赋存承压水或自流水。补给主要来源于相邻的其他含水层。径流缓慢，极少见有天然排泄点，动态变化幅度小，水化学成分复杂。

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