岩溶大泉流量动态特征及衰减原因分析
（一）泉流量基本特征
分析岩溶泉流量变化特征，对于详细查明岩溶泉流量的衰减原因有重要意义。表4-18列出了晋祠泉、兰村泉、神头泉、娘子关泉、辛安泉、郭庄泉、洪山泉、坪上泉、马圈泉、龙子祠泉、霍泉、三姑泉、柳林泉等13个岩溶大泉的流量变化基本特征（天桥泉与古堆泉无实测流量系列资料）。
从表4-18可以看出，各岩溶泉的最大年均流量均出现于20世纪50年代末至60年代中期，除马圈泉、坪上泉、三姑泉外，其他泉水的最小年均流量均出现于90年代中后期到现在（晋祠泉和兰村泉分别于1994年及1988年断流）。值得注意的是，1964年是岩溶泉的最大年均流量出现频率最高的一年，2000年则是岩溶泉的最小年均流量出现频率最高的一年。
表4-18 岩溶泉基本特征一览表
年均流量序列均方差与多年平均流量的比值可以大致衡量泉流量的年际波动程度。对各岩溶泉的该指标进行对比，结果表明，晋祠泉、兰村泉、坪上泉的流量年际变化最大，其流量均方差与多年平均流量的比值均在50%以上，其余诸泉的流量年际变化程度则小于以上三泉，流量均方差与多年平均流量的比值大都小于25%。
（二）泉流量变化过程及衰减原因分析
根据对14个有较长观测系列岩溶大泉的流量变化过程的分析，在20世纪50～60年代初，各岩溶泉流量大都呈上升趋势，60年代中期以后，它们的流量则普遍下降（马圈泉是唯一的例外，它的流量系列比较平稳，变化不大）；总体来看，衰减是各岩溶泉共同的流量变化趋势。泉流量变化过程对比见图4-2。
图4-2 岩溶泉流量变化过程对比曲线
（注：坪上泉在某些年份的流量由基流分割而来，误差较大，本图中的流量曲线经对原始数据进行滑动平均后绘制）
为精确分析各岩溶泉的流量衰减过程与泉域降水量及岩溶水开采量变化的关系，首先对晋祠、兰村、神头、娘子关、辛安、郭庄、洪山等7个研究程度较高的岩溶泉域的泉流量及降水量系列进行统计分析，统计结果见表4-19。
表4-19对晋祠泉、兰村泉、神头泉、娘子关泉、辛安泉、郭庄泉、洪山泉等七大岩溶泉的衰减幅度进行了比较。由统计数据可知，晋祠泉与兰村泉均已断流，衰减幅度达到100%，洪山泉、郭庄泉、辛安泉的衰减程度很高，衰减幅度均已超过65%，娘子关泉与神头泉的衰减程度与其他泉相比较低，尚未超过40%。
表4-19 泉流量及降水量衰减幅度一览表
注 泉流量衰减幅度=（天然状况下多年平均泉流量-现状年泉流量）/天然状况下多年平均泉流量
降水量衰减幅度=（1956～1964年降水量均值-1991～2000年降水量均值）/1956～1964年降水量均值
图4-3 七大岩溶泉域降水量趋势成分对比曲线
泉流量与泉域范围内的降水量密切相关。分别对以上七大岩溶泉域的降水量序列进行统计，统计结果表明，各岩溶泉域的年降水量均呈下降之势，下降幅度在15%～30%之间，一般均小于25%。各岩溶泉域年降水量趋势成分对比曲线（见图4-3）也显示，降水量变化规律与泉流量变化规律具有相似之处，大都呈先增加（1956年到20世纪60年代中期）后减少（60年代中期以后）的趋势。由此可见，大气降水是影响泉流量变化的重要因素，对于某些泉来说，还是最主要的因素。然而，表4-19中的数据显示，七大岩溶泉流量的衰减幅度差异很大（33.67%～100%），降水量衰减幅度的差异却相对小得多（15.18%～27.62%），这说明降水量绝非控制泉流量变化的唯一要素，地下水开采是影响岩溶泉流量变化的另一重要原因。
综合考虑以上7个岩溶泉的流量变化特点及地下水开采量占还原流量的比例，可以将它们的流量变化过程均分为两个阶段：天然波动阶段与人类活动影响阶段。在天然波动阶段，岩溶泉域无地下水开采或开采量极小，人类活动对泉流量无影响或影响甚微，岩溶泉的流量均在某一水平上下波动；在人类活动影响阶段，地下水开采对泉流量的削减作用开始显现，并越来越大，岩溶泉的流量大多呈近似单调下降的趋势。当然，对各岩溶泉来说，人类影响活动阶段的时间范围是不相同的，在该阶段人类活动对泉流量的影响程度也是互不一致的。
上述7个岩溶泉天然波动阶段与人类活动影响阶段的划分及它们在不同流量变化阶段的特征，见表4-20和表4-21。
表4-20 天然波动阶段泉流量基本特征一览表
表4-21 人类活动影响阶段泉流量基本特征一览表
在天然波动阶段，7个岩溶泉域的地下水开采强度甚低，即便是开采强度最高的神头泉域，地下水开采量占还原泉流量的比例也仅为2.88%，而辛安泉域与兰村泉域在该阶段则无大规模地下水开采活动。这一时期泉流量年际变化相对较小，除洪山泉流量均方差与平均流量的比值达20.93%外，其余诸泉均小于15%，这说明天然条件下七大岩溶泉流量均具有年际动态稳定的特点。
在人类活动影响阶段，7个岩溶泉域的地下水开采强度则普遍上升，泉流量在天然状态下动态稳定的特点也不同程度地遭到了破坏，晋祠泉与兰村泉的流量均方差分别超过了其平均流量的59.82%与76.50%，年际动态极不稳定，其余诸泉的流量均方差占平均泉流量的比例也均有上升。
由于人类活动影响阶段是各岩溶泉的主要衰减时期，可以按照该阶段地下水开采量占还原流量的比例不同，将7个岩溶泉的衰减原因分为以下3种模式：
（1）天然衰减型[（开采量/还原流量）＜10%]：包括娘子关泉。大气降水量减少是本类型岩溶泉流量下降的主要原因，地下水开采对泉流量有削减作用，但与降水量对泉流量的影响相比居于次要地位。(https://www.daowen.com)
（2）开采衰减型[（开采量/还原流量）＞50%]：包括晋祠泉与兰村泉。晋祠泉岩溶水系统及兰村泉岩溶水系统范围内的高强度地下水开采是晋祠泉与兰村泉断流的首要原因，与人类活动对泉流量的影响相比，降水量对泉流量的影响微乎其微。
（3）混合衰减型[10%＜（开采量/还原流量）＜50%]：包括神头泉、辛安泉、郭庄泉、洪山泉。对于这一类型而言，降水量减少与地下水开采量上升对泉流量衰减均有重要影响。值得注意的是，洪山泉岩溶水系统在近几年里地下水开采量猛增，与该类型中的其他3泉相比，洪山泉进入人类活动影响阶段的时间最晚（1994年），但地下水开采量的上升幅度与泉流量衰减幅度则更大一些。
按照以上分类模式，对龙子祠泉、霍泉、柳林泉、马圈泉、延河泉、坪上泉、三姑泉在人类活动影响阶段的流量变化及泉域岩溶水开采量变化进行了统计分析，结果见表4-22。
表4-22 人类活动影响阶段泉流量基本特征一览表
由表4-22可知，龙子祠泉、霍泉、柳林泉、坪上泉属于天然衰减型岩溶大泉，而三姑泉则属于混合衰减型岩溶大泉。
天桥泉流量无系列资料，仅有偶测值（6.51m3/s）可以参考，故无法对其流量变化过程及其内在原因进行分析。古堆泉也无流量系列资料，但据资料（山西省水资源管理委员会办公室），该泉在1997年流量为0.5m3/s，而近年内泉域岩溶水处于超采状态，平均开采量为0.77m3/s（1980～2000年），以1997年计，岩溶水开采量已超过还原流量的50%，故古堆泉应属于开采衰减型岩溶大泉。综合以上分析，可将本次研究的15个岩溶大泉按照衰减原因不同分类如下，见表4-23。
表4-23 岩溶大泉衰减类型分类表
（三）岩溶泉流量对大气降水量变化的响应规律研究
为了研究山西省各岩溶泉流量对大气降水量及岩溶水开采量变化的响应规律，以晋祠泉、兰村泉、神头泉、娘子关泉、辛安泉、郭庄泉、洪山泉这7个岩溶泉为例，阐明这种响应规律的内在形成原因。
1.岩溶泉域宏观特征对比
在这七大岩溶泉域中，辛安泉域面积最大，而后依次为娘子关泉域、郭庄泉域、神头泉域、兰村泉域、晋祠泉域，洪山泉域的面积最小。就排泄类型而言，辛安泉、郭庄泉为全排型岩溶大泉，而娘子关泉、神头泉、晋祠泉、兰村泉、洪山泉为非全排型岩溶大泉（见表4-24）。
表4-24 七个岩溶泉域基本特征一览表
注 单位面积产水量=还原流量（m3/s）/[岩溶泉域面积（km2）×1000]
由表4-24可见，就单位面积产水量来看，各岩溶泉相差并不大，介于0.911～1.999之间。进一步分析表明，各岩溶泉域的单位面积产水量与泉域多年平均降水量及裸露岩溶区面积占泉域总面积的比例有关。一般来说，多年平均年降水量越大，裸露岩溶区面积的比例越高，单位面积产水量也越大。以裸露岩溶区面积与岩溶泉域总面积之比为横坐标，单位面积产水量与降水量之比为纵坐标绘散点图（见图4-4），可以发现各点大体上位于同一直线附近，这说明单位面积产水量与降水量及裸露岩溶区面积的比例近似呈线性关系。
图4-4 七大岩溶泉域单位面积产水量及其相关因素散点图
2.泉流量对大气降水量及岩溶水开采量的响应模型
娘子关、辛安、郭庄、神头、洪山、晋祠、兰村等七大泉域均为由实体边界圈围的地下水系统，它们具有不同的子系统和组合方式、不同的输入输出信息，但都具备一些共有的性质。这些性质包括：①大气降水是各岩溶泉域的主要输入项，对泉域的水量输出项（一般为泉流量）的变化有控制性影响或重要影响；泉流量均与前期多年降水状况有关，为降水信号延迟、叠加过程（滤波作用）的反映。②近年来各岩溶泉域内地下水开采强度迅速上升，成为泉流量持续下降的重要原因。③各岩溶泉域均以岩溶泉集中排泄的形式为主要输出方式，岩溶泉的出流过程一般能够反映岩溶水系统的变化规律。④在人工干预不强烈的情况下，泉流量具有年内稳定的特征，这与各岩溶泉域规模宏大、岩溶形态复杂，延迟、叠加效应进行得非常充分有关。
根据系统理论，大气降水以间断降落方式激励岩溶水系统时，输入信号将转换成持续时间很长的一个个谐波。由于各输入信号间断的时间小于谐波延续的时间，所以前一输入信号的影响还未结束，随之而来的输入信号的影响已经开始发挥作用，从而使不同时刻的输入信号在其延迟过程中相互叠加，形成复合波。岩溶水系统内的岩溶发育具有不均一的特点，各地岩溶水到排泄区的传输途径也存在距离差异，这使不同地点的降水输入信号序列形成的复合波也不相同。当这些复合波相遇时，它们会再次叠加，因为彼此的滞后时、相位不同，复合波的周期、幅值各异，叠加时或相互加强、或相互抵消，最终形成比较连续均匀的输出信号，即相对低频的曲线形态。泉流量动态曲线中长周期成分与短周期成分并存的现象，同样为上述滤波作用所导致：岩溶水系统接受补给的地区大部分远离泉口，降水信号经充分滤波，去其高频成分而留下低频成分，使之具有长周期的特点；而来自泉口附近岩溶区的降水，因滤波不充分，降水信号的短周期变化特点得以部分保留。
综上所述，各岩溶泉流量天然动态稳定的特点及其响应降水量的滞后效应与延迟效应是由北方大型岩溶泉域所共有的结构特点所决定的。七大岩溶泉域的泉流量对泉域降水量及岩溶水开采量的响应模型见表4-25。
表4-25 泉流量对泉域降水量及岩溶水开采量的响应模型一览表
表4-26对各岩溶泉流量响应大气降水量变化的延迟、滞后时间及模型拟合精度进行了对比。据此表，各岩溶泉流量响应降水量变化的滞后时间均小于1年，但延迟时间则相差较大。娘子关泉、郭庄泉、兰村泉、晋祠泉、洪山泉等五泉的延迟时间在5～10年之间，其响应模型中降水输入特征系数的变化形态均呈双峰状，表明这5个岩溶泉域的结构相对简单，泉流量自身变化周期较短；而神头泉与辛安泉的延迟时间分别达17年与16年，其降水输入特征系数的变化形态则呈多峰状，这意味着这两个岩溶泉域的结构相对复杂，一次降水在其后15年以上对泉流量仍有影响。
表4-26 七大岩溶泉域泉流量响应模型特征及其拟合精度一览表
