地下水补径排及动态特征

作者简介：孔令峰(1979-)，男,工程师，甘肃省山永靖县人,专业，一直从事水工环方面的地质调查、勘查与研究工作。敦煌盆地地下水补、径、排条件及动态特征孔令峰周斌（甘肃省地质环境监测院甘肃兰州730050）摘要：敦煌盆地地处疏勒河流域下游的党河流域，是敦煌市城镇和农业绿洲主要分布区。本文初步分析了敦煌盆地内地下水的补、径、排特征和动态特征。盆地内地下水补给来源主要为河沟水及渠系、田间水的入渗，径流方式垂直与水平均有，排泄方式以自然蒸发和人工开采为主。地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律。关键词：敦煌盆地；地下水；补、径、排条件；动态特征中图分类号：P641.6文献标识码：B敦煌盆地处疏勒河流域下游的党河流域，历史文化名城敦煌即处于此。敦煌市93%的耕地分布于此，是敦煌市城镇和农业绿洲分布区，其地理范围东起西湖乡至甜水井一线，西至甘新交界的库穆塔格沙漠，南北夹峙于北截山、三危山、崔木土山和北山之间，盆地总面积约13046km2，平原区面积约9972km2，是一个山地与平原相间分布的地区。1地下水补、径、排特征1.1含水层结构特征盆地水资源的循环可分为水资源的形成（补给）、径流交替、蒸发消耗（排泄）三个过程。其中南部祁连山为水资源的形成带，而平原区水资源的循环只包含了后两个过程。敦煌盆地南部的祁连山脉，是挽近的强烈隆升带，其地势高亢，降水丰富，是疏勒河、党河的发源地，也是敦煌盆地地下水的主要补给来源。敦煌盆地是挽近不均匀沉降中形成的构造洼地，沉积了巨厚的第四系松散物质，为地下水的贮存运移提供了空间（图1）。盆地含水层主要为上更新统、全新统砂砾石含水岩组，分布于冲洪积、冲湖积平原区，由南向北含水层颗粒由粗变细，含水层类型组合呈单一型至多层型，它们在水平方向上组合起来构成一个连续的、统一的横向为盆地边界所限的含水层系。1砂砾岩；2砂岩粉砂岩；3砂砾层；4含砾砂；5细砂粉砂岩；6粉土；7粉质粘土；8隐伏断层图1敦煌盆地水文地质结构剖面图Fig1TheprofileofstructureofhydrogeologyinDunHuangBasin（以上剖面图引自1：20万区域水文地质普查报告敦煌幅）1.2地下水的补给、径流、排泄敦煌盆地河沟水及渠系、田间水的入渗是盆地地下水的主要补给来源，地下水的运动趋势与河流、沟谷流向一致，从河流、沟谷上游到下游的含水层系导水性变弱，地下水迳流强度呈递减之势，含水层系水的交替方式也由“入渗～径流”过渡为“入渗～蒸发”。1.2.1地下水补给盆地南部党河洪积扇接受党河水库下泄入河道渠系水入渗补给，导水系数为3000～4000m2/d，径流强劲，向扇缘径流。东北至党河灌区，灌溉水入渗补给地下水，同时，人工开采与地下水浅埋区蒸发蒸腾为主要排泄，地下径流与东部地下径流汇合向西径流，逐渐减弱。盆地西南部卡拉塔什塔格山前洪积扇接受崔木土沟、多坝沟等河少量洪水入渗，向西北径流至下游尾闾区。此间主要以后坑～湾窑自然保护区湿地与疏勒河河道两侧地下水浅埋区蒸发蒸腾排泄为主，且垂直交替强烈。1.2.2地下水径流流域绿洲细土平原一般有二个含水层，较深的为厚层中、上更新统砾石层中的承压水，浅部为细土层中的潜水。前者为南部洪积扇戈壁平原砾石层潜水在细土层覆盖的条件下转化而成。后者主要来源是下部承压水顶托渗流。两含水层之间无良好隔水层，亦可视为一个渗透性差别较大的双层介质的含水层。敦煌盆地东部疏勒河三角洲带，地下水力坡度自东向西渐小，径流变缓，大致以安西县城为界，东段为区域较强补给区，水头向上游倾斜，以西补给量少，进入区域排泄带。并随着含水层间粘性土层厚度增大，层位稳定，西部下层水水头相对较高，水力坡度减小，反映了蒸发盆地的特点（图2）。南部党河洪积扇区，从南向北水力坡度渐小，地层颗粒渐细，至扇缘径流与东部向西的径流汇集，在伊塘湖一带径流滞缓，水头壅高，形成湖沼湿地，地下径流向西径流，卡拉塔什塔格山前径流由南向北汇入，使径流方向转向西北，直至库姆塔格沙漠。图2安西－敦煌盆地地下水等水头线剖面图Fig2mapofisopiesticlevelofconfinedwaterforDunHuang-AnXiBasin1.2.3地下水排泄蒸发蒸腾量作为流域内各盆地最大的地下水排泄项，其量的变化间接地反映了区域地下水水位的动态变化。据不同时期计算的蒸发蒸腾量可以看出，上世纪70年代至今呈减少趋势，与区域地下水水位总体下降呈一致性（表1）。表1安敦盆地蒸发蒸腾量变化表单位：×108m3Table1TheevaporationofgroundwaterinDunHuang-AnXiBasin时期1977年1999年2004年安西敦煌4.5134.6503.610地下水的人工开采主要集中在平原绿洲耕种区,且绝大多数为农业灌溉井。随着地区人口的增多与土地面积的扩大而增加，尤其“疏勒河流域综合开发项目”的实施，移民搬迁至项目区，土地开发面积增加迅猛，用水量加大，地下水开采量亦成倍增长，严重影响下游敦煌盆地地下水的来水量和地表水的流入量。根据统计1977年安敦盆地地下水开采量0.313×108m3，1999年为0.588×108m3，2004年为0.939×108m3，到2007年党河灌区地下水开采量达到1.31×108m3，地下水开采量现已成为本区地下水主要排泄项之一。近年来党河灌区地下水出现严重超采现象，开采地下水已受到限制。2地下水年内动态特征敦煌盆地地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律，由含水层的埋藏条件（深度、包气带岩性）所决定。敦煌盆地的农业区，河水入渗的影响较小，人为的灌溉、开采过程是地下水位变化的直接原因。灌区外细土荒区,河流入渗和人为灌溉、开采的影响甚微，潜在的蒸发排泄是地下水位变化主要原因。2.1地下水位年内动态特征根据盆地地下水动态监测曲线成因分析，地下水位年内动态特征可以归纳为5种类型，即径流型、灌溉型、灌溉与开采过渡型、开采型和蒸发型。2.1.1径流型分布于北截山前的党河、西土沟、崔木土沟、多坝沟、西水沟、东水沟洪积扇，地下水位的变化过程不同程度地反映了河水对地下水补给的时空分布规律。一般高水位期出现在3、9、11月，低水位期在5、10、12月，高水位滞后于河流丰水期2～4个月或更长，呈现单峰单谷型，年变幅较大，一般在1-2m左右。2.1.2灌溉型分布于绿洲区内以河水灌溉为主的地带，各灌区渠系密布的区域。灌溉水的大量入渗，改变了这个地带地下水位的天然动态过程。表现为与灌溉期（夏灌4～7月，冬灌9～11月）相对应的高水位期和非灌溉期相对应的低水位期（图3），呈现单谷单峰型或多峰多谷型。最高水位一般出现在灌水量最大、灌溉强度最高的4～5月或11月，年变幅0.3～2.76m。图3灌溉型地下水位动态过程（2004年黄渠监测孔动态）Fig3thecourseofdynamicofgroundwaterlevelforwatering2.1.3灌溉与开采过渡型分布于南湖灌区和杨家桥乡地区，灌溉以地表水为主，地下水开采为辅的灌溉方式。地下水位呈缓慢下降趋势，代表了整个区域地下水位下降趋势。南湖灌区由于以泉水灌溉为主，地下水开采量很少，地下水动态曲线比较平稳；另外杨家桥乡近年来为了保护月牙泉湖，大部分地区禁止开采地下水，采用地表水灌溉，但是由于距离井灌区比较近，地下水位动态过程曲线还是反映出了开采期的明显特征，4－6月份，8－9月份是地下水位出现的两个低谷。因此，保护地下水位稳定的核心措施是减少地下水开采量。2.1.4开采型分布于绿洲区内河水、井水混灌带或以井水灌溉为主的地带，如河灌区敦煌城区以北。地下水开采引起的水位波动掩盖了天然动态过程。表现出与开采期（5-10月即灌溉期）相对应的低水位期和与非开采期相对应的高水位期，呈现单谷单峰型,6－8月份降幅最大，最大降幅达到4m左右(图4)，年变幅1.32～3.24m。7.007.508.008.509.009.5010.0010.5011.0011.501月2月3月4月5月6月7月8月9月10月11月12月图42007年富强村地下水位动态变化曲线图Fig4hydrographofgroundwaterlevelofFu-qiangvillagein20072.1.5蒸发型分布于中、下游盆地地下水位埋深小于3～5m的荒区，伊塘湖、玉门关等地属于该区。由于这个地带地下水平径流滞缓，故强烈的蒸发是影响地下水位动态变化的主要因素。水位历时变化与气温和蒸发量密切相关，曲线上呈现单峰单谷型。一般6～9月随着气温的升高和蒸发量增大而水位下降，10月至翌年3月随着气温的降低和蒸发量减小而水位上升。通过地渗仪对地下水垂向交替特征的研究，3～5月的高水位期主要是季节性冻土消融水入渗的反映。这类地区水位年变幅一般为0.73～1.70m，往往较灌溉、开采型小，且水位年变幅与其埋深呈反比关系，说明其动态过程与来自上游的地下径流关系不大。垂向上的观测资料研究证实，尽管下伏半承压～承压水其水头高于或低于上覆潜水位，但在灌溉～开采或天然的蒸发蒸腾作用下，下伏半承压～承压水头均表现出与上覆潜水位同步的变化特征，且随着深度的增加变幅逐渐变小。反映了第四系含水层之间极为密切的水力联系和地下水径流强度随着深度的增加而减弱的规律。2.2泉水量动态特征盆地泉水主要分布于南湖乡，由于该泉水溢出量受南部阿尔金山雪山融水和降水量控制，处在天然状态下，泉水流量的动态变化稳定。观测资料表明，泉水丰水期一般出现在9～11月及翌年3～5月份，枯水期6～8月及翌年1～2月份，最小流量与最大流量之比为0.28。3地下水多年动态特征3.1地下水位多年动态特征观测资料证实，敦煌盆地地下水位处于区域性持续下降过程，下降幅度最大的是山前洪积扇地区，洪积扇与绿洲过渡带地下水位下降趋势次之，绿洲区下降较小，北部基本稳定或略有上升（表2）。从表数据反映敦煌城区和五墩乡地下水位下降幅度0.34m/a，黄渠乡一带下降0.10～0.15m/a,北部沿疏勒河两岸的南梁～玉门关～雅丹地下水位呈缓慢上升趋势，上升幅度约0.10～0.20m/a。表2敦煌地区地下水位动态变化统计表Table2ThestatisticsofdynamicofgroundwaterlevelinDunHuangaera点号2004年5月5日2009年4月25日日变幅值测水位（m）测水位（m）（m）AD03D3D8D9D17AD11AD13AD14AD159.4711.733.683.256.960.5319.503.424.288.6013.384.133.747.660.6318.573.493.85+0.87-1.65-0.45-0.49-0.70-0.10+0.93-0.07+0.43敦煌盆地北部多年地下水位呈上升趋势，七里镇及灌区内水位埋深5～10m地段水位缓慢上升，上升幅度0.41～1.76m/a。其余地段地下水位均普遍下降，下降幅度0.95～2.92m/a；疏勒河下游湖积平原玉门关、马迷兔一带多年地下水位基本稳定，年变幅0.12～0.29m/a。3.2水质多年动态变化敦煌盆地水质多年动态变化也受人类活动的显著影响，呈现出咸化趋势，使得区域矿化度增高，土壤盐渍化加重，面积扩大。在山前戈壁倾斜平原，由于地下水水位埋藏深，又无灌溉水的影响，水质动态变化轻微。盆地中北部细土平原地下水位埋藏浅，耕地众多，表层地下水的水质动态主要是在蒸发作用影响下的土壤盐渍化和灌溉水入渗土壤脱盐两个基本过程中形成的。整个灌溉期（5-10月）包气带盐分不断转入地下水，地下水矿化度逐渐上升至冬灌达到高峰，非灌溉期（11-翌年4月）土壤积盐，地下水矿化度逐步下降。每次灌溉早期土壤中大量盐分进入地下水，使地下水中的矿化度急剧增高，中、后期随着灌溉量的增加，入渗量增多，灌溉水又促使地下水淡化。灌溉间歇期因强烈蒸发蒸腾地下水的矿化度复又上升。4结语敦煌盆地内人类活动历史较早，农业开发活动及对水资源的开发利用活动亦较早。经过几千年的发展，盆地内的地下水的补给、径流、排泄条件与地下水水位的埋藏条件均已发生了很大的变化