2. 中国地质科学院岩溶地质研究所, 广西 桂林 541004
2. Institute of Karst Geology, CAGS, Guilin 541004, Guangxi, China
0 引言
我国北方岩溶水以其集中程度高、动态稳定、水质良好的自然属性，成为城镇生活、能源基地建设的重要供水水源，为北方城市工业化发展提供了不可替代的支撑性水源保障[1]。然而近40年来，随着气候变化和人类对岩溶地下水的大规模开发利用，水文地质的深入研究发现，许多泉域岩溶水系统的输入—结构—输出发生了本质性变化[2-4]，由于岩溶水系统环境质量脆弱，近1/3的岩溶大泉相继断流消亡，80%以上泉水流量大幅度衰减，由此引发的环境地质问题频繁发生，在一定程度上影响到当地经济社会的健康发展[5]。
晋祠泉是山西省19处岩溶大泉之一，由难老泉、圣母泉、善利泉组成，天然流量1.94 m3/s，出流高程802.59~805.00 m，素有“三晋第一名泉”之美誉，从春秋时期的智伯渠开始就具有开发、利用、观赏价值。然而由于长期不合理的开发利用，泉域岩溶水资源采补严重失衡，地下水位持续下降，导致晋祠泉于1994-04-30彻底断流[6]。在生态文明建设的背景下，山西省政府一直致力于晋祠水复流的生态修复工作，2003年引黄工程通水后开始实施水源置换、关井压采措施；2006年后逐渐将汾河二库蓄水水位提高至900 m左右；2008年开展的“千里汾河清水复流工程”增大了地表水对岩溶水的渗漏补给量[7]；2008年下半年开始进行煤矿兼并重组整合，关停部分大水煤矿，控制了吨煤排水量；2015-07将晋祠泉的复流工作纳入到汾河流域生态修复规划中，泉水复流成为生态文明建设成果的重要标志性指标。在采取一系列“开源节流”措施后，晋祠泉口水位埋深也由2008年的27.76 m恢复至2018-12的1.61 m左右。
地下水动态规律的研究，是合理有效地对地下水资源进行管理和保护的前提和基础，也是为实现水资源可持续开发利用及制定相应用水管水方针政策的重要理论依据[8]。近年来，众多学者围绕晋祠泉水断流及流量衰减的原因、泉口水位动态变化等开展了大量研究[9-13]，但受资料及研究程度限制，前人研究成果存在以下几点不足：一是更倾向于分析泉域多年地下水位动态特征，对年内动态分析认识不足；二是与人类活动影响下(如汾河二库蓄水水位抬高)晋祠泉域地下水补给、径流、排泄条件改变后的结合分析不够深入；三是对盆地孔隙水位与泉域排泄区岩溶水位相互关系变化过程分析不透彻，对人类活动影响下泉域岩溶水潜流排泄量变化过程的认识不够深入。因此，本文以长系列气象、水文、开采量、泉流量、地下水位等资料为基础，详细分析了晋祠泉域不同水动力分区年内、年际动态特征，并从自然气候与人为活动两方面出发，论述了不同历史时期泉域岩溶水位变化的影响因素，阐明了晋祠泉水断流、泉口水位快速下降、近年来水位逐步回升这一过程的内在原因，以期为晋祠泉水的复流工作提供理论参考。
1 晋祠泉域概况晋祠泉域位于太原西山地区，属吕梁山系，泉域面积2 713 km2。地形总体北高南低，西高东低；地貌类型主要为构造剥蚀形成的中低山与山前冲洪积平原。区内为典型的温带半干旱大陆性季风气候，昼夜温差大、干旱多风、雨量集中且分布极为不均，据太原观象台气象站资料，多年(1956—2018年)平均气温10.01 ℃，平均降水量441.12 mm，6—9月份降水量可达全年降水总量的73.21%。泉域内地表水属黄河流域汾河水系，汾河发源于管涔山南麓雷鸣寺，经静乐流入汾河水库，过古交从扫石汇入汾河二库并在二库大坝西柏崖头村附近进入兰村泉域[14]，在晋祠泉域内全长68.34 km。主要支流有大川河、原平川、屯兰川、狮子河、天池河、柳林河(图 1)，另有磨石沟、玉门沟、虎峪沟、冶峪沟、风峪沟、白石沟、磁窑河等多条季节性支流。
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| 1. 寒武系—下奥陶统裸露区；2. 中奥陶统裸露区；3. 埋藏区；4. 覆盖区；5. 非碳酸盐岩区；6.补给区；7. 径流区；8. 排泄区；9. 深埋滞流区；10. 长观孔位置及编号；11. 出流泉水及名称；12. 断流泉水及名称；13. 河流；14. 泉域边界；15. 乡镇位置及名称。 图 1 晋祠泉域概况图 Fig. 1 Overview of Jinci spring area |
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泉域内地层出露较为齐全，基底变质岩地层有新太古界界河口岩群及五台群，沉积盖层有古生界寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系，中生界三叠系，及新生界新近系、第四系等。泉域岩溶含水层为早古生界中上寒武统及奥陶系碳酸盐岩，上覆石炭系—二叠系煤系地层为区域隔水顶板，下伏下寒武统碎屑岩及前震旦系变质岩系为区域隔水底板。岩溶地下水主要接受北部和西部碳酸盐岩裸露区、覆盖区降水入渗补给及河流在碳酸盐岩裸露河段的渗漏补给(含水库渗漏)，整体自北向南东渗流，在泉域南东太原盆地西边山断裂带受松散层及南侧石炭系隔水顶板的阻水作用，主要水量于泉域碳酸盐岩出露最低处——晋祠出流成泉，尚有少量水越过山前断裂带潜流进入盆地松散层含水层。泉域地层总体由北向南倾斜，结构模式呈现典型的“单斜顺置型”特征[15]。
晋祠泉的开发利用可以追溯到春秋时期的智伯渠，进入到现代化社会以来，随着经济社会的快速发展，泉水的天然排泄量逐渐不能满足工业化发展的需求。自20世纪60年代太原市化工集团公司在晋祠附近打深井取用岩溶水开始，70年代泉口下游平泉一带打自流井又袭夺了部分天然排泄量，到80年代中后期煤炭行业迎来大发展，矿坑排水量与日俱增，晋祠泉水流量进一步快速减小；90年代初，人工开采量与煤矿排水量同时达到最大时期，泉域岩溶水系统入不敷出的局面日趋严重，泉水终于在1994年断流；此后泉口水位以近2.0 m/a的速率快速下降，直至2008年才止跌回升[16]。自20世纪80年代，晋祠泉水流量大幅度衰减引起了社会各界的广泛关注，政府采取了一系列节水措施并开展地下水动态监测工作，根据泉域地质及水文地质条件，在不同水动力分区分别布设水位和水质监测站。截至2013年，泉域内已经形成多年系列资料的监测站点累计56个[17]。
2 地下水位动态特征 2.1 年内动态特征根据岩溶地下水贮存和运移特征，可把泉域分为补给区、径流(汇流)区、排泄区和深埋滞流区4个水动力区(图 1)，结合水文地质调查项目收集到的2013—2017年(下马城孔为2018年实测资料)逐月平均水位长观值、气象资料(下马城孔参考2018年附近赤泥洼乡实测气象数据)及同期泉域岩溶水开采量资料，在补给、径流、排泄区内分别选择典型长观孔分析岩溶地下水年内动态特征。深埋滞流区缺乏长观资料，本文不做论述。
2.1.1 补给区年内动态补给区年内地下水动态类型为“气象型”，典型特征为“枯—平—丰”三期分明，动态曲线表现为“先谷后峰”(图 2)。下马城、汉道岩长观孔实测资料分析表明：1—4月为枯水期，于2月达到年内最低值；3—4月，随着气温回升，地下水位接受冰雪融水补给稍有抬升；5—8月为平水期，此阶段冰雪融水消耗殆尽，因地下水位埋深较大，雨季降水尚未入渗到地下水面，仅能靠春季少量降水入渗补给，地下水位动态变化相对平稳；9月进入丰水期，岩溶水接受雨季降水入渗补给，水位逐渐抬升，并于11月达到峰值；12月气温降低至0 ℃以下，降水入渗补给量减少，水位有所下降。地下水位峰值(11月)滞后降水量峰值(7、8月)3~4个月，2个观测孔年内平均地下水位最大变幅分别为3.43、4.93 m。
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| 图 2 补给区年内月均地下水位动态曲线 Fig. 2 Dynamic curve of monthly average groundwater level in recharge area |
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径流区代表站王封孔位于王封沟内，岩溶水主要接受北西部地下水侧向径流补给，其动态变化情况明显受控于北部4.33 km汾河二库的蓄水变化，地下水位动态类型为“水文型”(图 3)。1—3月降水量少，二库放水以维持汾河基流量，蓄水位降低，王封地下水位随之逐渐下降，于3月达到年内最低值；4—5月，二库蓄水位抬升，王封地下水位也随之逐渐回升；6—7月二库放水为雨季蓄水腾出库容，王封地下水因接受降水入渗补给继续升高；7—8月为年内雨量最大的季节，二库蓄水水位逐渐升高，王封水位也随之抬升，并于9月达到年内最大值；10月，二库放水用于冬灌，王封孔水位有所下降；11—12月，二库放水量减少，王封地下水位有所回升。5年内平均最大水位变幅1.34 m，地下水位峰值(9月)仅滞后降水量峰值(7、8月)1个月左右。
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| 图 3 径流区王封孔年内月均地下水位动态曲线 Fig. 3 Dynamic curve of monthly average groundwater level in runoff area of Wangfeng hole |
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排泄区地下水主要接受北西部岩溶水侧向径流补给，以人工开采为主要排泄方式，年内地下水位“先峰后谷”，虽受人工开采影响较大，但整体呈上升趋势(图 4)。据黄楼村、刘家园、地震台、晋祠庙4个观测孔实测数据与同期泉域内岩溶水逐月平均开采量资料分析：2、3月泉域地下水开采量为全年最低值，此期间排泄区地下水位有所回升；4—7月随着地下水开采量的增大，排泄区地下水位逐渐下降，并于6—7月达到年内最低值；8月以后，岩溶水开采量整体维持在较大值，但排泄区地下水位却持续呈上升趋势，这可能是接受了北西部侧向径流滞后补给量的缘故。4个观测孔年内最大水位变幅在1.12~2.47 m之间。
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| 图 4 排泄区月均地下水位动态曲线 Fig. 4 Dynamic curve of monthly average groundwater level in drainage area |
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对比不同水动力分区长观孔年内水位动态变化特征不难发现以下规律：1)近年来，晋祠泉域各水动力分区年末地下水位平均值均高于年初，地下水位整体呈上升趋势。2)补给—径流区地下水位动态表现为“先谷后峰”，且平水期持续时间较长，大致为5—8月；排泄区年内地下水位则表现为“先峰后谷”，下半年地下水位呈持续回升态，平水期不明显。3)王封孔水位动态特征上半年与汾河北岸补给—径流区各孔水位动态一致(均表现为先降低再升高)，而下半年又与排泄区各观测孔上半年动态特征一致(均表现为先升高再降低)，这体现了泉域岩溶水系统补给区—径流区—排泄区的连续性与系统性。4)晋祠泉域岩溶水虽受人为活动影响较大，但泉域内岩溶水年内变幅补给区>径流区>排泄区的规律依然存在。
2.2 年际动态特征泉域岩溶水系统多年地下水位动态变化取决于补给和排泄条件。根据多年地下水位动态监测资料分析，20世纪80年代以来，晋祠泉域各水动力分区多年地下水位均经历了缓慢下降期、快速下降期、持续回升期3个阶段。受水动力条件、气象水文条件和人工开采情况的影响，补给—径流区与排泄区处于3个阶段的时间有所差异。
2.2.1 补给—径流区年际动态受资料限制，本研究未能搜集到补给—径流区1999年以前长系列观测资料，但可根据已有长观孔周边观测同一含水层的煤矿水文孔成井时期水位来推测地下水位动态变化趋势。如镇城底煤矿Z9水文孔(位置如图 1所示)1982年成井时水位标高893.82 m，1989年7月该煤矿又钻进ZGS2水文孔，成井水位标高892.77 m，7年内地下水位累计下降1.05 m，平均每年下降速率为0.150 m/a，至1999年梭峪长观孔水位标高891.03 m，10 a内地下水位累计下降1.74 m，平均每年下降速率为0.174 m/a，前后两个系列下降速率相当，因此可以认为1982—1999年均处于缓慢下降期；2000—2003年4年内梭峪孔地下水位累计下降13.26 m，平均每年下降速率为2.880 m/a，为快速下降期；2003年末地下水进入持续回升期，至2017年，水位标高已经恢复至909.27 m(表 1)。同样，汉道岩孔、王封孔也具一致或相似的变化趋势，如图 5所示。
| 原始编号 | 观测年份 | 水位标高/m | 水位累计变化/m | 平均变化速率/(m/a) |
| Z9 | 1982 | 893.82 | / | / |
| ZGS2 | 1989 | 892.77 | -1.05 | -0.150 |
| 梭峪乡 | 1999 | 891.03 | -1.74 | -0.174 |
| 梭峪乡 | 2003 | 879.51 | -13.26 | -2.880 |
| 梭峪乡 | 2017 | 909.27 | 29.75 | 2.215 |
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| 图 5 补给—径流区地下水位多年动态特征曲线 Fig. 5 Multi year dynamic characteristic curve of recharge-runoff area groundwater level |
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选择数据连续性最强的王封孔2000-01—2018-12逐月水位数据进行变化趋势及突变分析，根据Mann-Kendall趋势检验[15]结果可知，服从正态分布的统计量Z=12.41>2.32>0，说明王封观测孔水位呈上升趋势，且通过了99%显著性检验。为此进一步对其变化趋势的突变点进行分析，如图 6所示，可以看出自2000-10以来，王封水位有明显的回升趋势，且2003-08以后这种增加的趋势已经大大超过0.001显著性水平临界线，亦说明王封孔水位回升是十分显著的。统计量UF与其逆序列UB[18]曲线交点位于2009-05，分析发现前该点后2个系列水位变化斜率分别为0.081和0.179，说明王封孔2009-05后水位回升速率有所增加，但该交点位于置信度区间之外，不可作为起始突变点。
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| 图 6 王封观测孔水位Mann-Kendall突变检验 Fig. 6 Mann-Kendall changing point test of Wangfeng observation hole |
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综上分析可以认为：1999年以前补给—径流区地下水位处于缓慢下降期，2000—2003年为快速下降期，2003年至今为持续回升期，且2009-05之后回升速率进一步增加。
2.2.2 排泄区年际动态排泄区各观测孔水位变化过程基本一致(图 7)，据地震台长观孔年平均水位(表 2)分析，1981—1994年13 a间地下水位累计下降2.81 m，平均每年下降速率为0.215 m/a，为缓慢下降期；1994年泉水断流后，排泄区水位进入快速下降期，1994—2008年14 a内，地下水位累计下降13.26 m，平均每年下降速率为0.947 m/a；此后为持续回升期，2008—2013年，排泄区水位对二库渗漏补给量形成滞后响应，且下游平泉等自流井尚未出流(后期出流流量较小)，先前所形成的降落漏斗底部区域较小，从而造成水位快速上升，平均每年上升速率达3.400 m/a；2013年后，随着需要回填的漏斗面积扩大，同时水位抬升到一定高度后，泉域下游自流井群流量逐步增多，明显减缓了水位回升速率(年均升幅1.318 m/a)。
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| 图 7 排泄区地下水位多年动态特征曲线 Fig. 7 Multi year dynamic characteristic curve of discharge area groundwater level |
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| 观测年份 | 水位标高/m | 水位累计变化/m | 水位平均变化速率/(m/a) |
| 1981 | 804.47 | / | / |
| 1994 | 801.66 | -2.81 | -0.215 |
| 2008 | 774.94 | -13.26 | -0.974 |
| 2013 | 791.94 | 17.00 | 3.400 |
| 2017 | 797.21 | 5.27 | 1.318 |
以地震台孔1984—2018年逐月数据(420个样本)进行Mann-Kendall突变检验，结果见图 8。从图 8可以看出，1984—1994年地震台水位呈下降趋势，在1986-07以后UF曲线超出0.05显著水平临界值(图 8a)，说明该阶段下降趋势十分显著；1995—2008年地震台水位呈下降趋势，在1995-05以后UF曲线超出0.05显著水平临界值(图 8b)，说明1995-05后至2008年下降趋势十分显著；2009—2018年地震台水位整体呈回升趋势，但在2009-11之前，UF值小于0，2009-07、2009-09甚至超出0.05显著水平临界值(图 8c)，说明该时间段内地震台水位仍具下降趋势。图 8中3个时期UF与UB曲线均存在交点，分别为1989-01、2002-11、2013-11，但受自然与人类活动等多种因素的叠加影响，3个交点均位于置信度区间之外，说明地震台水位在此3点前后发生了一定程度的趋势变化，但不可作为起始突变点。由表 3分析结果可知，在水位缓慢下降期内，1989-01后水位下降速率稍有下降；在快速下降期，2002-11以后，水位下降速度略有增加；在持续回升期，2013-11以后水位回升速率明显下降，这与泉口下游自流井流量逐渐增大的时间相吻合。
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| a. 1984-1994年；b. 1995-2008年；c. 2009-2018年。界限中的上、下两组线分别对应95%和99%置信水平。 图 8 不同时期地震台观测孔水位Mann-Kendall突变检验 Fig. 8 Mann-Kendall changing point test of Dizhentai station observation hole in different poriods |
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| 时期 | 年份区间 | 交点 | 交点前 | 交点后 | 水位均值差/m | |||||||||
| 月份 | 显著性 | 水位均值/m | 标准差 | CV/% | 斜率 | 水位均值/m | 标准差 | CV/% | 斜率 | |||||
| 缓慢下降期 | 1984—1994 | 1989-01 | 0.001 | 803.70 | 0.351 | 0.04 | -0.017 | 802.23 | 0.395 | 0.05 | -0.016 | 1.47 | ||
| 快速下降期 | 1995—2008 | 2002-11 | 0.001 | 795.33 | 4.589 | 0.58 | -0.150 | 780.86 | 3.996 | 0.51 | -0.183 | 14.47 | ||
| 持续回升期 | 2009—2018 | 2013-11 | 0.001 | 782.61 | 6.484 | 0.83 | 0.370 | 796.05 | 1.967 | 0.25 | 0.107 | -13.44 | ||
| 注：CV.变异系数，反映数据的离散程度，无量纲。 | ||||||||||||||
综上所述不难发现，补给—径流区与排泄区多年地下水位动态特征的差异性主要表现在以下几个方面：1)晋祠泉水断流后排泄区水位迅速下降，补给径流区滞后5 a后才进入快速下降期；2)补给—径流区地下水位起始回升时间(2002—2003年)早于排泄区(2009年)约6 a左右；3)受水动力条件与人工开采的共同影响，补给—径流区地下水位自2003年回升后，回升速度较平稳，2009-05以后甚至稍有增加，而排泄区水位至2013-11后回升速度明显下降；4)据本次搜集到的长观孔资料，汾河沿岸补给—径流区现状地下水位均已高于20世纪80年代初水位，而排泄区地下水位均未达到20世纪80年代水平。
3 地下水位动态及泉流量影响因素我国北方岩溶水系统由规模大小不等、循环相对独立、均以岩溶泉水为天然排泄点的泉域构成。泉域系统内的水位动态变化均是自然因素与人为因素引起的地下水补给或排泄量变化的外在反映。结合晋祠泉域岩溶水系统内各项水均衡要素分析，影响其动态变化的自然因素包括气象因素和水文因素；人为因素包括人工开采、人工补给及人类活动影响下岩溶水潜流排泄量的变化。
3.1 自然因素 3.1.1 气象因素降水是晋祠泉域岩溶地下水的主要补给来源之一，降水量的大小直接或间接影响地下水位动态与泉水流量。受大陆性季风气候影响，我国北方大气降水自20世纪80年代开始到21世纪初总体呈逐渐减少的状态，整体呈干旱化趋势发展[19-20]。据太原观象台气象站1956—2018年降水量系列，绘制降水累计距平曲线(图 9)，根据累计距平曲线斜率变化，可将降水量系列分为3个时期：1980年以前为相对丰水期，多年平均降水量为459.10 mm，但此阶段人工排泄量逐渐增大，造成泉水流量非但不能保持天然稳定，反而以平均每年0.048 5 m3/a的速率减小；1981—2006年为相对枯水期，累计距平曲线斜率总体呈负值，多年平均降水量为415.54 mm，降水入渗量减少，加之开采量达到历史高峰期，长期持续入不敷出的地下水不均衡终使晋祠泉水断流；2007—2018年为相对丰水期，泉口周边地下水位持续快速下降，多年平均降水量为460.58 mm，此阶段泉口水位明显回升。
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| 图 9 降水、汾河径流量与泉水流量、泉口水位关系 Fig. 9 Relationship between precipitation, Fenhe runoff, spring discharge and spring mouth water level |
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由图 9可以看出，1983年后泉口水位与降水累计距平曲线变化趋势基本一致。为进一步分析二者相关关系，以累计距平为横坐标，泉口水位标高为纵坐标绘制相关关系散点图(图 10)，可见二者相关性良好，决定系数R2(R为相关系数)为0.762，说明降水入渗补给量的大小是影响泉口水位变化的主要因素之一。
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| 图 10 泉口水位与降水累计距平相关关系 Fig. 10 Correlation between spring mouth water level and cumulative precipitation anomaly |
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工业革命以来，人类活动产生大量的二氧化碳、甲烷、氧化亚氮等气体排至大气层中，全球气温呈现不断升高的趋势，温室效应日趋明显。晋祠泉域也不例外，特别是进入20世纪90年代以后气温升高的趋势更加明显。据太原观象台63 a实测气温系列，20世纪90年代前后2个系列平均气温分别为9.57 ℃和10.86 ℃(图 11)。在同等降水条件下，气温升高必将引起陆面蒸散发量增大，采用太原观象台1956—2018年平均降水量441.12 mm，根据陶凯经验公式[21]计算，1990年后的蒸散发量比1990年前增加了11.73 mm，这也是20世纪90年代后泉口水位下降的原因之一。
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| 图 11 太原观象台气温变化曲线 Fig. 11 Temperature change curve of Taiyuan Observatory |
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汾河是山西省境内最大的河流，其渗漏量也是晋祠泉域岩溶水的主要补给来源之一。汾河水库位于晋祠泉域西北部外围地区汾河干流上，自1958-07开始拦洪蓄水，构成了泉域外源水的总阀门。图 12是汾河水库水文站1958—2016年流量过程曲线，可以看出1958—2000年汾河水库放水量明显呈递减趋势，2000—2008年放水量保持低值，2008年以后汾河清水复流工程启动，汾河水库放水量才开始逐渐增多。三期放水量年平均值分别为3.321× 108、1.374×108和2.742×108 m3，也即后两期外源水入流量较前期分别减少约58.63%和17.43%。
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| 图 12 汾河水库放水量过程线 Fig. 12 Runoff process curve of Fenhe Reservoir |
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根据汾河水库水文站多年径流量累计距平曲线(图 9)可以看出，1980年以前汾河径流量总体大于多年平均径流量，1980年以后则总体小于多年平均径流量，且1980—2007年该阶段泉口水位经历了从缓慢下降至快速下降的过程，其与径流量累计距平曲线相关性良好(相关系数0.920)；说明汾河径流量(渗漏量)减少也是晋祠泉口水位下降的主要影响因素之一。
3.2 人为因素 3.2.1 人工开采人工开采岩溶水是泉域岩溶水的主要排泄形式之一，是对泉水流量以及水位影响的最重要原因。1954—1960年间，泉域平均人工开采量为0.05 m3/s，仅占该期平均泉流量的2.6%。可以认为，这一时期人工开采对泉流量几乎没有影响。从1960—1994年，晋祠泉流量由1.98 m3/s降为0.01 m3/s，净减少量为1.97 m3/s，同期人工开采量则增加了1.57 m3/s。两相比较，人工开采量的增量占到了晋祠泉流量减少量的79.9%。特别是20世纪80年代到90年代中期开采高峰期(图 13)，人工开采量(含矿坑排水量)达到2.40 m3/s以上，远超过泉域可开采资源量以及原始的晋祠泉水流量，最终导致晋祠泉断流。到21世纪初泉域人工开采量逐年减少，泉口下游平泉附近自流井彻底断流，煤矿整合完成矿坑排水量有效减少，晋祠泉口水位才于2008年底止跌回升。
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| 图 13 晋祠泉人工开采量与泉水流量、泉口水位变化过程 Fig. 13 Schematic diagram showing the reflux project measures deployment of Jinci Spring |
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晋祠泉水流量尤其对排泄区的开采量响应最为敏感，不仅由于二者距离较近，还与排泄区处于山前断裂带，含水层岩溶发育、导水性强的水文地质特性密切相关。图 14a是20世纪70年代排泄区(化工区)开采量与晋祠泉水流量月动态曲线，可见二者呈此消彼长的关系。
对晋祠泉水流量影响的另一重要原因是平泉一带的自流井开采。自1976—1978年泉口下游平泉村打井6眼，总自流量初始为0.97 m3/s，到1983年降为0.42 m3/s，图 14b为1980—1983年晋祠泉与平泉流量曲线。由图 14b分析认为，泉水与自流井的流量过程可分为2个阶段：第一阶段为1982年之前，由于平泉自流井开采初期，晋祠泉水流量与平泉自流量处于调整期，但因平泉处于下游且两地相距近11.00 km，其动态相对于晋祠泉流量具有一定滞后，除了相互制约外，期间尚可释放弹性储存量，总体存在不完全一致的负相关关系；第二阶段为1982年之后，泉水流量与自流井排泄量相互间达到了新的动态平衡，总体趋势趋于一致，表明它们间存在密切的补排关系。2001—2010年清徐县自流井全部断流，自2011年之后平泉、东梁泉、西梁泉、东于、上固驿自流井相继复流，水量日益增加(表 4)，受自流水量调节影响，相应附近岩溶地下水位上升幅度明显减缓(图 7)。
| 测流时间 | 测点数 | 流量/(m3/s) | 下游自流井总流量/(m3/s) | 数据来源 |
| 2013-05-06 | 3 | 0.067 0 | 实测 | |
| 2014-01 | 3 | 0.083 0 | 实测 | |
| 2014 | 0.057 0 | 清徐县水资办 | ||
| 2016-05-08 | 4 | 0.050 6 | 实测 | |
| 2016-05-17 | 5 | 0.099 9 | 实测 | |
| 2016-09-05 | 7 | 0.072 0 | 清徐县水资办 | |
| 2017-12-17 | 10 | 0.103 0 | 0.189 | 实测 |
| 2018-09-03 | 14 | 0.075 0 | 0.219 | 实测 |
| 注：空白代表未测。部分数据由清徐县水资源管理办公室提供。 | ||||
晋祠泉流量的衰减与煤矿开采关系密切。采煤对晋祠泉流量的削减主要有两方面：一是矿坑排水减少了岩溶水的补给量；二是矿坑疏干排水和突水后的强化排水增大了岩溶泉水的排泄量[23]。从煤矿排水量与晋祠泉流量对比图(图 15)可以看出，煤矿排水量与泉流量之间存在明显的负相关关系，随着煤矿排水量的增大，泉流量逐渐减少。1956—1994年煤矿排水量和泉流量的相关系数R为-0.930，反映了煤矿排水对晋祠泉流量的直接影响。
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| 图 15 泉水流量与煤矿排水量关系图 Fig. 15 Relationship between Jinci Spring flow and coal mine drainage |
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汾河二库位于汾河干流晋祠与兰村泉域交界的碳酸盐岩裸露河段，控制汾河水库以下区间流域面积2 348 km2，总库容1.33亿m3，坝址河床底高程855.70 m，设计正常蓄水水位905.70 m。二库于2000年开始蓄水，但2006年前一直处于低水位运行阶段[24]，这期间库区内出露标高在870.19~851.81 m范围内的寺头泉、下槐上泉、下槐下泉、柏崖头泉相继被淹没，不再出流；但由于蓄水区处于下奥陶统区域相对隔水层中，对中奥陶统含水层渗漏量较小，仅使泉域西部、北部补给区地下水向东南方向径流受阻而壅水，水位开始回升(图 5汉道岩孔水位回升原因之一)，而排泄区并未得到有效补给，水位仍处于下降阶段。2006年下半年以后，二库蓄水水位超出下奥陶地层(880.00 m左右)进入中奥陶统强岩溶发育层，并逐渐越过王封地垒对东南部排泄区形成补给(图 16)，根据我们建立的晋祠—兰村泉域地下水数值模型计算结果，晋祠泉水对汾河二库蓄水的最大响应所需时间为710 d[15]，这与晋祠泉口地震台水位自2008年下半年开始回升的时间相吻合(图 7)。
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| 1. 上寒武统；2. 下奥陶统；3. 中奥陶统下马家沟组；4. 中奥陶统上马家沟组；5. 中奥陶统峰峰组；6. 中石炭统本溪组；7. 上石炭统太原组；8. 下二叠统山西组；9. 第四系全新统松散层；10. 汾河二库蓄水区；11. 2016年水位及标高(m)；12. 20世纪80年代水位及标高(m)；13. 2016年地下水流向；14. 20世纪80年代地下水流向；15. 断层；16. 钻孔及编号；17. 村庄。 图 16 王封地垒水文地质剖面略图 Fig. 16 Hydrogeological profile of Wangfeng horst |
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绘制冶元—汉道岩—汾河二库—王封—地震台一线2006年以来岩溶地下水位动态曲线(图 17)，可知除距离二库较远的地震台孔外，其他各孔水位均有相同的变化趋势，特别是水库上游汉道岩(距离水库4.62 km)及南侧的王封(距离水库4.33 km)岩溶地下水位动态与水库逐月蓄水水位几乎同步变化。2014年下半年，二库蓄水位从895.90 m抬升到899.49 m，同期汉道岩、王封以及上游冶元孔的岩溶地下水位均升高3.00~4.00 m，下游晋祠泉口地震台水位抬升1.48 m(表 5)，二库水位与其他各孔水位间具有显著的正相关关系，各孔与二库蓄水位相关系数均在0.840以上，且距二库越近相关性越强。由以上分析可见，汾河二库蓄水位升高，增大地表水对岩溶地下水的渗漏补给量，是泉域内岩溶水位普遍回升的重要原因。
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| 图 17 汾河二库蓄水水位与岩溶水水位关系 Fig. 17 Relationship between water level of Fenhe Reservoir Ⅱ and karst groundwater level |
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| 观测站 | 与二库距离/km | 相关系数 | 2014年下半年水位回升值/m |
| 冶元村 | 21.26 | 0.860 | 3.09 |
| 汉道岩 | 4.62 | 0.930 | 3.21 |
| 二库 | 0.00 | 3.59 | |
| 王封 | 4.33 | 0.910 | 3.59 |
| 地震台 | 27.64 | 0.840 | 1.48 |
| 注：空白表示无此项。 | |||
根据我们采用最新资料进行的水资源评价计算结果，晋祠泉域岩溶水可开采资源量为1.286 m3/s(4 055.53万m3/a)，而1972—2008年，泉域岩溶水一直处于超采状态，多年平均超采系数达0.713，属严重超采区[25]。20世纪80年代以来，针对泉水流量大幅度衰减的现状，山西省有关部门开始实施中水回用、综合管理等提高水资源利用率的措施，但终不能挽回泉水枯竭断流的局面。直到2003-10，山西引黄一期工程通水，截至2010年累计向太原市6区1市供水5.23亿m3[26]，2020年供水能力达到3.2亿m3/a，逐渐置换了泉域内部分岩溶井的开采量，这也是泉域补给—径流区梭峪、汉道岩孔(图 5)地下水位在2003年止跌回升的原因之一。
汾河是山西省的母亲河，其地表水资源利用率一度高达72.1%。由于水资源的高度开发，自20世纪80年代以来，汾河河道面临着流量衰减、断流时间加长、入河排污量大等一系列水生态和水环境问题[27]。无疑也使这一时期汾河对岩溶水的渗漏补给量有所减小，据计算汾河干流(除汾河二库外)1980—2007年平均渗漏量为1.42 m3/s，而1956—2016平均渗漏量为1.57 m3/s，前者小于后者约10%。2008-03，山西省水利厅通过汾河水库与汾河二库联合调度，结合汾河灌区农业灌溉用水，启动了“汾河清水复流工程”，下泄水量用于河道基流与农田灌溉[28]，在增大近年来汾河径流量的同时，也减少了盆地区孔隙水的开采量。
3.2.3 潜流排泄量变化1965年以前，太原市对盆地孔隙水开发利用规模较小，地下水位变化主要受自然因素控制。1965—2003年，随着经济社会的发展，人类对水资源的需求量与日俱增，动物园水厂，菜园村水厂，太钢水源地，西山矿务局汾河水源地、南寒水源地，太化集团吴家堡水源地、古寨西寨水源地等以孔隙水为开发水源的集中供水中心的相继建成，使区域孔隙水位自1965年以来逐年下降，太原盆地内形成多个漏斗与沉降中心。直到2003年引黄工程通水，2008年汾河清水复流工程启动，置换了部分农灌孔隙水井开采量，加之进入相对丰水期，孔隙水位才开始进入稳定期并于2008年开始缓慢回升(图 18)。
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| 图 18 盆地孔隙水水位与岩溶水水位关系 Fig. 18 Relationship between karst groundwater level and pore water level in basin |
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根据承压水井Dupuit公式，泉水流量的变化与泉口水位动态为线性关系[29]，选择泉口周边监测系列较长地震台观测孔(1982年成井)水位进行分析，1982—1994年地震台水位平均以0.242 m/a的速率下降，同期泉水流量减小速率为0.046 m3/a，而1965—1981年泉水流量平均减小速率为0.052 m3/a，由此可以认为同期地震台水位平均每年下降速率为0.259 m/a。泉域东部太原盆地孔隙水水位以吴家堡监测孔资料最为齐全，将其与地震台观测孔水位进行对比分析，二者同期水头差的变化情况可间接反映出泉域岩溶水向太原盆地潜流排泄量的变化(图 18)。
由图 18可以看出：泉水断流(1994年)前，排泄区地震台水位平均每年以0.242~0.259 m/a的速率缓慢下降，而同期盆地区吴家堡水位下降速率达2.943 m/a，不同步的下降幅度使岩溶水与孔隙水水头差逐年增大。泉水断流后，泉口水位开始快速下降，1994—2008年平均每年下降速率为1.985 m/a，而同期吴家堡水位下降缓慢，平均每年仅0.219 m/a，这期间岩溶水与孔隙水水头差逐渐减小；2008年后，泉域排泄区水位整体回升，同期孔隙水回升速度与之相当，二者水头差相对保持稳定。因此，根据达西定律可知，晋祠泉水潜流排泄量经历了先逐渐增大而后又逐渐减小的过程，目前基本上稳定在20世纪80年代中期水平，可见潜流排泄量减少也是泉口水位回升的原因之一。
4 结论1) 根据地下水位年内动态特征，晋祠泉域补给区地下水位动态特征为“气象型”，“枯—平—丰”三期分明，地下水位峰值(11月)滞后于降水量峰值(7、8月)3~4个月；径流区王封孔地下水位动态类型为“水文型”，其动态特征明显受汾河二库渗漏侧向补给的影响；排泄区地下水位动态上半年先升后降，下半年则表现为持续上升，虽受人工开采影响较大，但近年来整体呈上升趋势。
2) 根据地下水位多年动态特征分析，晋祠泉域补给—径流区地下水位1999年以前处于缓慢下降期，2000—2003年为快速下降期，此后为持续上升期；受水动力条件与人工开采的共同影响，排泄区1994年以前为地下水位缓慢下降期(泉水流量衰减期)，1994—2009年为水位快速下降期，此后为持续上升期。
3) 1956—1994年，晋祠泉水流量逐渐减小直至断流，其主要影响因素是人工开采量在20世纪80年代、90年代达到历史高峰期，年均开采量一度超过泉水天然流量，加之80年代后我国北方呈干旱化发展趋势，导致晋祠泉水断流；1994—2008年泉口水位快速下降至历史最低值，此阶段人工开采量虽有一定程度减少但仍维持在2.00 m3/s左右，恰逢此期处于连续枯水年，降水量、河流径流量较多年平均值分别减小11%和27%，此两方面成为泉口水位快速下降的主要原因；2008年以后进入相对丰水期，引黄工程各期陆续通水，汾河清水复流工程、水源置换、关井压采措施、煤矿兼并整合工作相继开展，逐步减小了泉域岩溶水开采量，与此同时，汾河二库蓄水水位逐步抬高，其对岩溶水的渗漏补给量在经历约2 a的滞后期后到达泉域排泄区，其为晋祠泉口水位近年来逐步回升的内在原因。
致谢: 论文编写过程中，山西水利厅梁文彪教授级高工、骈元高级工程师和李文鹏教授级高工给予了帮助和指导，在此表示衷心的感谢！
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