区域地下水演变特征

1.地下水演变的阶段性特征

在自然条件下，我国北方盆地和平原地下水系统处于稳定状态，并随着自然条件的变化而不断地调整，人类开采地下水导致地下水系统结构发生变异，并促使其不断地演化，最终形成一个适应干扰环境条件下的似稳定状态。地下水系统对这种外加压力的响应是一种非线性过程，使得演变过程具有阶段性的特征，表现为四个阶段（图7.1）：

图7.1 地下水系统演变过程概念模式

1）天然背景阶段。为20世纪60年代以前，地下水资源尚未被开发，这一时期地表水尚未被拦截，地下水补给为天然补给，主要发生在山前平原与河道带，地下水流场为天然流场状态，地下水动态变化受天然降水和蒸发控制，属于降水渗入补给-蒸发排泄型。

2）渐变阶段。为20世纪60年代至70年代中后期之间，局部地段开始集中开采地下水，形成局部地下水位降落漏斗，改变了地下水的天然流场状态，地表水被拦截用于引水灌溉，补给模式出现变化，天然补给有所减弱，出现人工灌溉入渗补给。但是，地下水水质变化很小，地下水开采对环境影响很小。

3）突变阶段。为20世纪70年代末至90年代中期，地下水作为工业、农业及生活用水的主要供水水源被强烈开采，区域地下水位普遍下降，形成多个地下水位降落漏斗，而且漏斗的扩展速度呈大幅度增长趋势，出现了不可逆转的环境负效应，同时，天然补给功能减弱，人工补给比重增加，但总补给量趋于减小，地下水水质出现不同程度的改变。

4）控制-稳定开发阶段。为20世纪90年代中期至今，地下水的开采受到控制，水位下降呈明显的减缓趋势，并趋于稳定或回升，环境负效应有所减缓，人工补给增加，地下水水质变化缓慢。

上述四个阶段在华北平原和松嫩平原呈现出典型的特征，而在西北干旱区，由于开采程度不同而缺少某一阶段（表7-1）。

综上演化阶段可见，近30年来，由于气候变化和人类直接活动的影响，中国北方盆地和平原地下水补给在减少，地下水位在持续下降，地下水储存在消耗。随着人口的增长和社会经济的发展，北方地下水系统已经变得脆弱，地下水资源可持续利用向不利的方向发展。

表7-1 北方盆地和平原地下水系统演化阶段

2.地下水演化的渐变性与突变性

我国北方盆地和平原地下水系统演化具有渐变性和突变性特征。地下水系统从天然稳定状态向非稳定的自然—人工复合系统演变过程中，由于地下水系统对环境压力的响应是通过补给、水位、水质、水温等物理量来反映的，这些量具有连续累进性变化的特点，表现出地下水系统演变的渐变性特征（徐恒力，1992）。如前述的第一、第二阶段变化过程，即是属于这种特征，表现为水位呈逐年持续下降趋势，补给量逐渐减小，水质逐渐发生变化。从地下水位变化来看，这种渐变阶段特征表现为平均水位下降速率不超过0.5m/a。当地下水系统的渐变达到一定程度时，发生突变现象，其平均水位下降速率达到1m/a，超过这个速率，标志着地下水系统出现突变，如前述的第三演化阶段，表现为漏斗的快速发展，补给急剧减少、水质的突变，相关地质环境恶化，如地面沉降、海（咸）水入侵等，系统原有的水化学场、水动力场发生全面变化。

3.地下水演变的时空差异

我国北方不同地区地下水系统演变在时空上存在差异。

从补给演变来看，西北诸盆地补给演变开始于20世纪60年代中期，表现为山前入渗逐渐转变为渠系入渗补给，80年代初和90年代发生突变，表现为补给强度的急剧减小；华北平原及周边地区，补给演变开始于50年代末期，表现为山前河流入渗逐渐转变为面状灌溉入渗补给，70年代中期发生突变，标志为补给强度的急剧减小；松嫩平原始于60年代中期，80年代初发生突变；表现为补给强度的急剧减小。

从水动力场演变趋势来看，在空间上，西北内陆干旱区以区域地下水位下降、泉水溢出带下移为特征；华北平原和松嫩平原表现为地下水位快速下降、溢出带消失并且地下水降落漏斗形成并发展为特征；在时间上，西北内陆干旱区80年代以前为渐变，90年代初发生突变；而华北平原和松嫩平原表现为70年代前为渐变，80年代中期发生突变。

从水质变化来看，在空间上，自西北内陆盆地至华北平原、松嫩平原，水质变化强度明显增加，以华北平原和松嫩平原最为明显；在时间上，70年代中期华北平原最早出现变化，松嫩平原80年代中期最早出现变化，目前这两个平原变化速度有所缓和；而西北内陆盆地90年代前后最早出现变化，如准噶尔盆地1989年开始出现变化，目前仍处在加速变化过程中。

冻融土壤系统水分运动规律的研究意义

一、地下水天然补给资源

（一）评价方法

疏勒河流域为内陆河系，其天然状态下地下水均衡的总特征是“入渗-径流-蒸发”相平衡。由于各盆地所在地理位置（流域的中、下游）不同，地质、地貌条件的差异，径流特征亦稍有差异，中游玉门-踏实盆地以“径流-泉水-蒸发”相平衡，下游安西-敦煌盆地、花海盆地以“径流-蒸发”相平衡。人类大量开发地下水资源以来，开采量也作为不可忽视的因素参与到地下水均衡中。

地下水天然补给资源计算采用补给量法，利用现状水均衡计算中的补给项之和，扣除地下水回归补给量。补给项包括：河道入渗补给量、渠系水入渗补给量、田间灌溉水入渗补给量、降水凝结水入渗补给量、雨洪散流入渗补给量、沟谷潜流入渗补给量、侧向流入量。

评价区三个盆地作为疏勒河流域地下水系统的子系统具有相对独立性，分别计算评价。各盆地计算方程可用以下通式表示：

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：Q天然为地下水天然补给资源，万m3/a；Q河为河道入渗补给量，万m3/a；Q渠为渠系水入渗补给量，万m3/a；Q田为田间灌溉水入渗补给量，万m3/a；Q降凝为降水、凝结水入渗补给量，万m3/a；Q雨洪为雨洪散流入渗补给量，万m3/a；Q潜为沟谷潜流入渗补给量，万m3/a；Q侧入为侧向流入量，万m3/a；Q回归为地下水灌溉回归量，万m3/a。

计算地下水天然补给量应利用水均衡方法校核，均衡法除计算上述补给量，同时要计算排泄量，水均衡方程如下：

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：Q蒸发为地下水蒸发蒸腾量，万m3/a；Q泉为泉水溢出量，万m3/a；Q开为地下水开采量，万m3/a；Q侧出为侧向流出量，万m3/a；ΔQ为均衡期始末地下水储量变化量，万m3/a。

本次评价均衡期为2004年1月1日～2004年12月31日。

（二）评价参数

各均衡要素的参数均来自实际调查、专门试验资料及有关科研成果，其中大气降水入渗、蒸发蒸腾、凝结水入渗、灌溉水田间入渗等系数，是在利用20世纪60年代河西走廊玉门镇、安西南桥子以及张掖平原堡均衡试验资料进行对比分析的基础确定的（表6-1）。

表6-1 均衡计算参数取值一览表

河水入渗、渠系水入渗系数参考地质部门与水利部门的实测资料直接取值。计算面积利用MapGIS软件在1∶25万（或1∶20万）地形图或其他图件上量取。

泉水量为实测值，开采量为实际调查值。

含水层组的渗透系数、导水系数、给水度、含水层厚度等是根据疏勒河流域已有物探成果和多年积累的水文地质钻孔资料综合分析确定。

（三）各盆地均衡项

1.玉门-踏实盆地均衡项

1）河水入渗补给地下水量25893.42万m3/a。河水入渗，指未入渠道的那部分河水产生的渗漏量，本区由三部分组成。

一是昌马水库-昌马大坝河水入渗量。昌马水库2004年泄水量99253万m3/a，其中：四○四厂引水8275万m3/a，大坝来水量为84478万m3/a，其间损失6500万m3/a，90%入渗补给量为5850万m3/a。

二是昌马大坝处向昌马戈壁弃水入渗量。大坝来水量为84478万m3/a，其中赤金峡水库调水量8079万m3/a，双塔水库调水14614万m3/a，总干渠引灌溉水量33910万m3/a，其余为向戈壁弃水27847万m3/a，入渗率取68%，戈壁弃水入渗补给地下水19214万m3/a。戈壁入渗率68%是本次调查实测。2004年7月14日在昌马洪积扇扇缘三道沟、四道沟、五道沟、六道沟中利用流速仪对各冲沟弃洪水进行了实测，总流量为25.651m3/s。各沟中洪水流速为1.2～1.8m/s，推算洪水自昌马大坝至测点处平均流速为2.0～3.0m/s，该段长度37.5～45km，消耗时间3.5～6.5h。测流时间为7月14日8时至17时，故所测洪水应为大坝处14日2时～11时下泻洪水。据大坝水管所资料，13日23时至14日6时泄洪流量为105m3/s，7时～12时为97.5m3/s，平均流量为101.3m3/s，由此算得洪水流经戈壁带的入渗率为76.7%，若扣除8.7%的沿途损失，蒸发与包气带消耗，则计算得出对地下水产生补给意义的洪水入渗率为68%。本次所求得的弃洪水入渗率68%，较20世纪60年代《疏勒河中游水文地质普查报告书》中所用82.2%（已扣除沿途损失）和近期“疏勒河示范报告”及“河西走廊地下水勘查”报告中所用84.6%（未扣除沿途损失）均有较大差别，分别达到14%和8%，当弃洪量每年4亿～5亿m3时，仅此一项补给量可相差0.4亿～0.5亿m3。可见，本次工作修正了一个极为重要的参数。

三是榆林河弃水入渗量。榆林河来水量4840万m3/a，渠首引水3875万m3/a，弃水965万m3/a，榆林河由于水量小，扣除包气带消耗及水面蒸发按75%补给地下水。弃水入渗补给965×0.75=723.75万m3/a。其他小沟和浪柴沟等来水量140.82万m3/a，入渗补给为140.82×0.75=105.62万m3/a。合计829.37万m3/a。

2）渠系入渗补给17635.56万m3/a。渠系入渗按下式计算：

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：Q渠渗为渠系入渗补给量；Q渠引为渠口引水量；α为渠系利用率。

灌区渠系干、支、斗综合利用率满足0.53的要求。

计算结果：昌马灌区渠系入渗量16557.92万m3/a。榆林灌区渠系入渗量为1077.64万m3/a（表6-2）。

表6-2 玉门-踏实盆地渠系入渗量计算表

3）田间灌溉入渗补给5947.05万m3/a。其中昌马灌区入渗5575.95万m3/a，桥子灌区入渗308.92万m3/a，榆林灌区入渗62.18万m3/a（表6-3）。田间灌溉水入渗量的大小与灌水量、灌水定额、灌溉地段的包气带岩性、厚度、湿度及地下水埋深多种因素有关，其计算是一个比较复杂的问题。鉴于此，本次计算采用两种方法分别计算，相互验证。

a.入渗系数法。据饮马农场试验资料，在82亩小麦地中，平均灌溉定额321m3/亩，其中生长期净灌溉定额213m3/亩，地下水暗管测得回渗水量占灌水量的25.4%，泡地水定额108m3/亩，测得回渗量占灌溉量的72.5%，平均48.95%。分析田间入渗量与地下水埋深关系密切，结合流域灌区实际取田间入渗系数（见表6-1）。

首先在相关图件上量取灌溉区域在不同地下水埋深段（1～3m、3～5m、5～10m、＞10m）的相应面积，求得各埋深段面积占总灌溉面积的比率。按灌区实际情况，把入田间地表水总量依照求得的4个面积比率进行分配，求得不同埋深段的地表灌溉用水量。把地下水开采总量按小于10m的3个面积比率进行分配，将引用泉水总量按小于5m的2个比率进行分配，分别求得不同埋深段的地下水灌溉用水量和引泉灌溉用水量。三项相加，求得各埋深段总灌溉用水量，乘以各自入渗系数，求得各段入渗量，合计后求得入渗总量（表6-3）。

表6-3 玉门-踏实盆地田间灌溉入渗量计算表（入渗系数法）

b.耗水量法。所谓耗水量法就是利用单位面积供水量与耗水量之差求取入渗量。供水量包括进入田间的地表水、开采的地下水和引用的泉水三部分。消耗量由生长期作物叶面蒸腾量和棵间蒸发量组成，依耗水量试验求得。据民勤泉山试验站资料，小麦生长期总耗水量478m3/亩（水位埋深3m左右）；据武威王井寨试验站资料，小麦生长期总耗水量363m3/亩（水位埋深9m左右）。

昌马灌区现有灌溉面积46万亩，其中大于5m埋深的面积25万亩，小于5m埋深的21万亩。经调查计算，埋深大于5m地段，灌溉用水由渠水和井水组成，其中渠水定额372m3/亩，井水91m3/亩，合计463m3/亩。埋深小于5m地段，灌溉用水由渠水、井水和泉水组成，其中渠水定额372m3/亩，井水91m3/亩，泉水147m3/亩，合计610m3/亩。利用以上数据，计算得昌马灌区总入渗量为5272万m3（表6-4），与入渗系数法计算结果比较，相差仅为675万m3。

表6-4 昌马灌区田间灌溉入渗量计算表（耗水量法）

可以看出，两种方法结果相近，可以互相验证，因此，在其他灌区的计算中可依据资料情况任选。

4）降水、凝结水入渗补给量为2706.52万m3/a。其中降水入渗补给量149.00万m3/a，凝结水入渗补给量2557.52万m3/a（表6-5）。

表6-5 玉门-踏实盆地降水、凝结水入渗量计算表

5）雨洪入渗补给362.39万m3/a。南截山等雨洪径流深取5mm/a，入渗系数取0.80，昌马区南部汇水面积488.44km2，榆林灌区南部汇水面积417.54km2，补给量为362.39万m3/a。

6）地下潜流流入41.76万m3/a，其中昌马峡谷潜流量为18.76万m3/a，榆林河水库坝下渗流为23.00万m3/a。

7）蒸发蒸腾量45042.46万m3/a（表6-6）。

表6-6 玉门-踏实盆地蒸发蒸腾量计算表

8）泉水溢出量15689.80万m3/a。依据2004年8月实测全区各泉沟瞬时泉水流量，再用有代表性的泉水动态观测资料分亚区推算出全区年内泉水溢出总量。

9）地下水开采量4990.04万m3/a（主要为农业灌溉，部分为工业、水源地），其中昌马灌区4206.28万m3/a，桥子灌区90.48万m3/a，榆林灌区561.88万m3/a。

10）地下径流流出为186.44万m3/a，其中：昌马灌区青山断面流出量为167.79万m3/a，双塔水库坝下渗流量为18.65万m3/a。

2.安西-敦煌盆地地下水均衡项

1）河水入渗量5642万m3/a。其中：双塔水库泄水29876.66万m3/a，双塔灌区渠首引水24950万m3/a，西湖灌区引水3350万m3/a，其余在天然河道中入渗补给地下水（入渗率为82%），补给量为1292.86万m3/a；党河水库泄水33436.00万m3/a，渠首引水28970万m3/a，其余入渗补给地下水（入渗率为82%），补给量为3662.12万m3/a；芦草沟、东泉沟来水量分别为175.92万m3/a、149.80万m3/a，按75%入渗补给地下水计算，补给量分别为131.94万m3/a、112.35万m3/a；多坝沟、崔木土沟来水量分别为240.92万m3/a、199.25万m3/a，按75%入渗补给地下水计算，补给量分别为180.69万m3/a、149.44万m3/a；山水沟来水量1126万m3/a，通过暗渠引水，入渗量为1126×0.10=112.60万m3/a。

2）渠系入渗补给19551.83万m3/a。其中双塔灌区渠系入渗量9477.30万m3/a，党河灌区渠系入渗量为10074.53万m3/a（表6-7）。

3）田间灌溉入渗补给6597.42万m3/a。其中双塔灌区入渗4749.56万m3/a，党河灌区入渗1847.86万m3/a（表6-8）。

表6-7 安西-敦煌盆地渠系水入渗量计算表

表6-8 安西-敦煌盆地田间灌溉入渗量计算表

4）降水、凝结水入渗补给量为7157.81万m3/a。其中降水入渗补给量68.52万m3/a，凝结水入渗补给量7089.29万m3/a（表6-9）。

表6-9 安西-敦煌盆地降水、凝结水入渗量计算表

5）雨洪入渗补给753.61万m3/a。双塔灌区南北截山、党河灌区南火焰山、盆地西南卡拉塔什塔格等雨洪径流深取4.5mm/a，入渗系数取0.80，双塔南汇水面积416.00km2，党河灌区南部汇水面积481.75km2，盆地西南汇水面积1195.60km2，计算补给量为753.61万m3/a。

6）地下潜流流入18.65万m3/a，系双塔水库坝下渗流量。

7）蒸发蒸腾量36100.42万m3/a（表6-10）。

表6-10 安西-敦煌盆地蒸发蒸腾量计算表

8）盆地泉水溢出量为295.93万m3/a。

9）地下水开采量10760.61万m3/a（主要为农业灌溉，部分为工业用水、水源地），其中党河灌区6684.08万m3/a，双塔灌区3474.28万m3/a（含西湖灌区）。

3.花海盆地地下水均衡项

1）河水入渗量3469.91万m3/a。其中：赤金峡水库泄水量11133万m3/a，渠首引水量9428.20万m3/a，其余在天然河道中入渗补给地下水（入渗率82%），补给量为1397.94万m3/a；北石河来水量1269.95万m3/a，天然河道中入渗补给地下水（入渗率84%），补给量为1060.41万m3/a；；四○四厂排污水来水量为746.46万m3/a，按75%入渗补给地下水计算，补给量为559.85万m3/a；断山口河、火烧沟等来水量602.30万m3/a，按75%入渗补给地下水计算，补给量为451.73万m3/a。

2）渠系入渗补给2373.54万m3/a（表6-11）。

表6-11 花海盆地渠系水入渗量计算表

3）田间灌溉入渗补给452.39万m3/a（表6-12）。

表6-12 花海盆地田间灌溉入渗量计算表

4）降水、凝结水入渗补给量为1482.88万m3/a。本区地下水埋深均大于3m，故降水入渗补给量为0，凝结水入渗补给量1482.88万m3/a（表6-13）。

表6-13 花海盆地降水、凝结水入渗量计算表

5）雨洪入渗补给181.37万m3/a。花海灌区南宽滩山等雨洪径流深取4.5mm/a，入渗系数取0.80，汇水面积503.81km2，补给量为181.37万m3/a。

6）地下径流侧向流入167.79万m3/a，系青山断面径流量。

7）蒸发蒸腾量5259.66万m3/a（表6-14）。

表6-14 花海盆地蒸发蒸腾量计算表

8）地下水开采量1120.00万m3/a，为农业灌溉开采。

4.地下水天然补给量及均衡成果

1）2004年盆地地下水天然补给量为扣除重复量后的地下水总补给量，三盆地合计为95580.04万m3/a。其中，玉门-踏实盆地为49341.90万m3/a，安西-敦煌盆地为38351.76万m3/a，花海盆地为8072.79万m3/a（表6-15）。

表6-15 2004年疏勒河流域盆地地下水资源总补给量表

2）根据以上各盆地均衡项计算结果，2004年疏勒河流域花海盆地均衡差为1748.22万m3，玉门-踏实盆地均衡差为-13332.04万m3，安西-敦煌盆地均衡差为-7435.63万m3（表6-16）。

表6-16 2004年度疏勒河流域盆地地下水均衡计算表（单位：万m3/a）

3）地下水均衡验证，采用地下水动态长观资料，确定均衡区地下水位的升降幅度与面积，并根据钻探与抽水试验成果，确定相应的给水度，计算其地下水均衡期内储存资源变化量来校验计算结果的可靠性。

计算公式：

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：ΔQ储为均衡期内储存资源变化量，亿m3；μ为升降区内含水层综合给水度；F为升降区（段）面积，km2；ΔH/Δt为计算期始末水位变幅，m，实测所得，计算期为一年。

运用式（6-4）对三个盆地的地下水均衡差和储存资源变化量进行对比分析，相对误差小于15%，说明计算结果符合实际情况（表6-17）。

表6-17 疏勒河流域盆地储存资源变化量分析计算表

续表

4）2004年疏勒河流域各县（市）天然补给资源为扣除重复量后的地下水总补给量，三县（市）合计为95580.04万m3。其中，玉门市为32010.08万m3，安西县为51466.98万m3，敦煌市为22196.97万m3（表6-18）。

表6-18 2004年疏勒河流域各县（市）地下水天然补给量表

5）各县（市）地下水均衡。疏勒河流域的花海盆地和玉门-踏实盆地东部属玉门市，玉门-踏实盆地西部和安西-敦煌盆地东部的双塔灌区（含西湖灌区）属安西县，安西-敦煌盆地的其余均属敦煌市。根据盆地地下水资源计算结果，将源汇项分配到各县（市），并进行各县（市）地下水均衡计算。2004年疏勒河流域玉门市均衡差为-3894.63万m3，安西县为-9755.44万m3，敦煌市为-5358.72万m3（表6-19）。

表6-19 2004年度疏勒河流域各县（市）地下水均衡成果表（单位：万m3/a）

续表

二、地下水可开采资源

（一）地下水可开采资源评价方法

从理论上讲，地下水最大可能开采资源量大致等于天然资源量。实际上，它是与一定的开发利用方案相联系的，它要求技术上的可行与经济上的合理，并不产生水、工、环地质环境的恶化。因此，地下水可开采资源是在一定的约束条件和开采方案下，地下水总补给量与和总排泄量的差，再加上因水位下降含水层中疏干的水量。公式如下：

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：Q允为地下水可开采资源；Q总补为约束条件下的总补给量；Q总排为约束条件下的总排泄量（不包括现状开采量）；μ·F·ΔH为可开采储存资源；μ为含水层给水度；F为开采区面积；ΔH为允许的地下水水位降深值。

分析流域均衡计算结果，补给项变化近期内不会太大，而排泄项中潜水蒸发量占总排泄量的70%以上，在给出一定的水位下降值后，蒸发量的减少是可开采资源的主要组成部分。

（二）可开采储存资源计算

1.允许水位降深值的确定

玉门-踏实盆地昌马灌区部分地段现状水位埋深一般为1～3m，为控制土壤发生次生盐渍化，水位埋深以＞3m为宜，所以上述地区水位再下降2m较为合理；为了保证昌马洪积扇前泉水量不再衰减，在黄闸湾—七道沟间宜保持现状水位。

安西-敦煌盆地双塔灌区局部地段现状水位埋深一般为1～3m，若使其水位再下降2m，不会对灌区生态环境产生大的影响；而党河灌区以西自然保护区及疏勒河干河道两侧，局部水位埋深小于3m地段，地下水几乎为维系地表植被的唯一水源，环境极为脆弱，不宜开采，否则使该地区生态环境雪上加霜。

花海盆地内灌区局部地段水位埋深3m左右，水位再下降1m，不会对灌区生态环境产生大的影响，为了保护、恢复北石河河道附近及其下游生态环境，该地段不宜开采。

水位下降时间以10年计。

2.可开采储存量

在上述水位约束降深条件下，求得花海盆地地下水可开采储存资源为224.33万m3，玉门-踏实盆地地下水可开采储存资源为1050.89万m3，安西-敦煌盆地地下水可开采储存资源为2222.88万m3（表6-20）。

表6-20 可开采储存资源计算表

（三）可开采资源

1.各盆地可开采资源

用式（6-5）计算玉门-踏实、安西-敦煌、花海盆地P=50%情况下地下水补排差分别为11884.75万m3、13788.08万m3、3089.89万m3（表6-21）。P=50%条件下玉门-踏实、安西-敦煌、花海盆地地下水可开采资源分别为12935.64万m3、14010.37万m3、3112.32万m3。

表6-21 盆地地下水允许开采量计算表（单位：万m3）

2.各县（市）可开采资源

利用盆地天然资源和可开采资源计算成果，分配到各县市，计算玉门市、安西县、敦煌市地下水可开采资源分别为11335.64万m3、15329.44万m3、4566.25万m3（表6-22）。

表6-22 县（市）地下水允许开采量计算表（单位：万m3）

内陆干旱区的地下水位埋深与生态环境密切相关，它决定着地表植被生长情况、种类、分布等，是环境重要的指示器。目前各盆地开采量仍集中在昌马、党河、双塔等灌区，因开采方案不合理，部分地区水位下降较快，环境恶化，应调减开采量。其余地段多为自然绿洲、荒滩、戈壁等，为维护脆弱的生态环境，不宜开采。尤其党河灌区以西沿疏勒河干河道两侧一带大片地区为自然保护区，且有大方盘、玉门关等古遗址与新建旅游点“魔鬼城”——敦煌雅丹国家地质公园，应加强环境保护与恢复。

三、地下水储存资源

（一）储存资源评价方法

疏勒河流域中下游盆地（单元）是相对独立的含水层系统。地下水储存量由重力储存量和弹性储存量组成。本次只计算各盆地浅部含水层（Qh-Qp1）的孔隙重力水体积储存量作为地下水储存资源量。方法是作不同厚度等值线并划分计算区，由钻探资料统计所得含水层折算系数，进而求得各区间的含水层厚度，结合该区内钻孔抽水试验资料，给定相应含水层的给水度值，面积由1∶25万图上量取。计算公式为

河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价

式中：Q储为地下水储存资源，亿m3；∑μ为含水层平均给水度；F为计算区（段）面积，km2；H为含水层厚度，m。

依据工作区地下咸淡水水平及垂直分布规律，大致将各盆地水位埋深小于10m区域划分为微咸水、半咸水-咸水分布区，埋藏底界分别为30m、80m。利用式（6-6）可概略计算。

（二）储存资源评价结果

1.总储存资源

用式（6-6）计算出疏勒河流域三县（市）盆地地下水储存资源为5203.28亿m3。其中：花海盆地最小，为626.96亿m3；玉门-踏实盆地较大，为1284.30亿m3；安西-敦煌盆地最大，为3292.03亿m3。

按县（市）分，地下水储存资源玉门市最小，为868.67亿m3；安西县较大，为1303.09亿m3；敦煌市最大，为3031.53亿m3（表6-23）。

表6-23 疏勒河流域县（市）盆地地下水储存资源计算表

2.微咸水、半咸水-咸水储存资源

微咸水TDS1～3g/L，分布于水位埋深小于10m细土平原区，含水介质厚度50m左右。半咸水-咸水TDS＞3g/L，分布于水位埋深小于5m细土平原区，含水介质厚度30m左右。计算过程见表6-24。盆地计算结果见表6-25，县（市）计算结果见表6-26。

表6-24 疏勒河流域县（市）盆地咸水-微咸水储存资源计算表

表6-25 疏勒河流域各盆地地下水储存资源组成表（单位：亿m3）

表6-26 疏勒河流域各县（市）地下水储存资源组成表（单位：亿m3）

由表可见，疏勒河流域平原区地下水淡水储存资源为4717.5亿m3，微咸水储存资源为459.54亿m3，半咸水-咸水储存资源为26.24亿m3。不可利用的半咸水-咸水资源仅占总水资源的0.5%，淡水资源比较丰富。

1.研究意义

土壤和水是自然环境和农业生产的两项基本资源，也是人类赖以生存的两大支柱，称之为土水体系。土壤和水作为一个系统，与外界环境不断地进行着水分和热量的交换，同时水分、溶质和热量在土水系统内进行着复杂的运动和迁移，因此这一体系属于动态开放体系。

水分是土壤的三相组成中最活跃的因素，水分的运动及变化是土壤中物质运动的主要形式，水分运动的同时伴有热量和溶质的传输。土壤中水分的运动主要包括入渗、迁移及其转化过程。土壤中的水流、含水率分布、溶质分布和热流、温度分布相互作用、相互影响，水热盐的耦合迁移决定了土壤的水热状况。一方面，土壤含水率的分布与变化，引起土壤热特性参数及溶质在空间和时间上的变化，从而影响土壤热流和温度分布；另一方面，温度及溶质的变化将引起水分物理化学性质的变化，从而导致土壤水分运动参数和基质势的变化而影响水分运动，同时温度梯度本身亦会引起水分运动。与土壤中水分运动紧密相关的另一个问题是土壤与大气之间的水、热交换。地气间的水热交换与土壤水热盐状况和近地表处大气边界层的状态有关。水分交换一般以蒸发和凝结的形式进行，同时在这一过程中伴随着巨大的相变潜热的吸收或释放，对土壤和大气之间的水量和热量平衡产生很大的影响。

季节性冻土是一种含冰晶的特殊土水体系。据研究，地球上中纬度大部分地区经受季节性冻融作用的影响。在我国，季节性冻土主要分布于北纬30°以北地区，面积为5.137×106 km2，约占全国国土面积的54%（徐学祖等，1991），这些地区大多属于干旱、半干旱的水资源短缺地区。土壤的冻融作用过程伴随着相组成的变化，土壤中的固相是由矿物质和冰共同组成的，同时伴随着土壤物理、化学以及物理化学性状的变化。冻土含冰率的变化既相当于液态水的动态储量，又等价于热量的动态变化。冻融土壤的相变及其伴生现象使得本来就不稳定的土水体系变得更加复杂。冻土中的水分运动方式主要有液态水运动和气态水运动两种，但液态水运动是冻土中水分运动的主要方式。冻土中水分运动的驱动力仍为总土水势，它是压力、重力、温度、基质、溶质等分势之和。这些分势既可以单独作用，又可以耦合作用，所以冻土体系是一个多因素综合作用的复杂系统。

在土壤冻融过程中，由于受相变的影响，土壤中冰、水共存，水、热、盐分的迁移具有更强烈的耦合性。土壤冻结过程中，冻结区水分冻结成冰，使土壤水热状况发生变化，土水系统的动态平衡遭到破坏，水分在土水势梯度作用下不断从未冻区向冻结区迁移。其结果是冻结区冰的含量不断增加，未冻水中的盐分不断积累，并引起土体冻胀。随着气候的逐渐变暖，土壤从表层开始融化，而其下的冻结层阻碍上层融水下渗，致使上层土壤含水率增加，出现春涝、翻浆等现象。在冻融过程中，土壤的水、热、盐分状况发生了剧烈变化。

冻融土壤系统的水分运动作为自然界水循环的一个重要环节，在农业、水资源、环境及人类工程中占有极其重要的地位。这一课题的研究涉及到土壤、农业、水利、水文、气象及地质等多学科理论和相关知识，属于交叉复合型课题。对冻融土壤水分运动的深入研究，掌握其运动规律，不仅有助于促进非饱和带土壤水分入渗和迁移基础理论的发展，而且可为综合评价地表、地下水资源、有效利用土壤水资源、合理确定农田灌溉技术参数提供科学依据。因此，无论在理论上，还是在指导生产实践方面都具有重要意义。

2.冻融土壤水分运动研究在农业生产方面的应用

在农业生产中，土壤水是陆生植物水分的源泉，热量则是生物赖以生存繁衍的基础。土壤中许多物理的、化学的、生物的过程，需要在一定的水分、温度条件下进行。水分、热量条件是影响植物分带及作物产量的决定性因素。在土壤含盐量较高的地区，冻结期盐分随水分运动迁移至表层，融化期随着水分的蒸发，盐分便积累在表层，出现地表泛盐和作物因生理脱水而死亡等现象。同时，在我国北方的大中型灌区，绝大部分冬、春灌溉都是在地表及其附近有冻层的条件下进行的，冬、春灌溉后土壤水分的保持和运移、农田灌溉合理灌水技术参数的确定都与土壤水分运动密切相关。因此土壤水分运动规律的研究对于农业的可持续稳定发展至关重要。随着水资源的日益短缺，我国农业用水所面临的形势极为严峻，农业节水灌溉和高效用水已成为全社会所重视和关注的重大问题之一。

21世纪世界农业灌溉的发展趋势之一是灌溉方法仍然以地面灌溉为主，喷、微灌面积逐步扩大。到目前为止，我国95%以上的灌溉面积仍采用传统的地面灌水方法，而且可以预测，在今后很长一段时间内，地面灌水方法在我国农业灌溉中仍占绝对的主导地位。在中纬度地区，出于满足越冬作物水分需求、对水资源供需矛盾调节、污废水利用、灌水习惯和农事、劳动力安排等方面的考虑，冬小麦冬灌、秋地储水灌溉和播前灌溉以及盐碱地的冲洗灌溉等各种灌水，在早冬和早春进行的频度很高，且随着水资源供需矛盾的突出日益增高。如山西省汾河灌区（灌溉面积150万亩，占到全省灌溉面积的10%）的秋地储水灌溉、冬灌及早春灌溉以及汾河冬季污水的利用灌溉都是在地表冻结的条件下进行的。汾河灌区的冬灌一般开始于11月上旬，一直延续到12月中下旬，几乎全部冬灌都在夜冻昼融或地表已稳定冻结的土壤条件下进行。春灌一般开始于3月上旬，此时，地表耕作层土壤处于夜冻昼融的状态，耕作层之下的犁底层处于完全冻结状态，犁底层的完全解冻一般年份在3月下旬或4月上旬，因此大部分春灌也是在冻融条件下进行的。据统计，汾河灌区多年平均供水量2.5亿m3，其中60%（1.5亿m3）在冬、春季节实施灌溉。冻融期间土壤水分运动规律的研究在农业灌溉中的应用主要表现在以下两个方面。

（1）冻融期地面灌溉合理灌水技术参数的确定和灌水效果和灌溉质量的评价。在现行的地面灌溉技术中，灌水技术参数包括灌溉单宽流量、畦田规格、放水时间或封口成数等。这些灌水技术参数的合理确定和灌水质量的评价都以土壤水分入渗参数为依据。

（2）地面灌溉灌水技术参数优化技术。随着地面灌溉水流运动理论的成熟，计算机模拟技术和优化技术在地面灌溉水流运动模拟中的应用，地面灌溉灌水技术参数优化技术即将广泛应用于地面节水灌溉中。而地面灌溉灌水技术参数优化技术是以已知的土壤入渗参数为前提的。土壤入渗参数取值的正确与否决定着模拟灌水技术参数的正确与否。因此，冻融土壤入渗规律的研究对地面灌溉灌水技术参数优化技术的应用至关重要。

3.冻融土壤水分运动研究在水资源预测评价中的应用

在中纬度季节性冻土地区，河流有夏汛和春汛之分。春汛是由于冰川和积雪融化所致。融雪所产生的河川径流为融雪水量扣除土壤入渗后的部分水量，冻融土壤水分运动规律的研究成果可应用于融雪入渗量的计算中，为融雪径流量的计算提供参数和依据。

地球上的大气降水、地表水、土壤水、地下水等不同类型的水分处于不断的循环和转化之中。非饱和土壤水分将地表水和地下水联系起来，土壤水分入渗、迁移、腾发与转化是全球水循环的重要环节。土壤水分入渗、腾发、迁移与转化规律对于研究地下水资源的补给与消耗、地表水资源与地下水资源的合理开发利用具有很大意义，在“四水”转化关系研究中具有重要地位。地下水资源的评价与计算中，潜水蒸发、河渠补给和灌溉入渗补给是其补给及消耗项的主要组成部分。非冻融条件下上述各项资源量的计算依据研究较为深入，而冻融条件下有关参数的研究甚少。冻融土壤水分运动规律的研究可为越冬期潜水蒸发量、河渠入渗补给量和灌溉入渗补给量的计算提供依据，有助于合理评价地下水资源。

此外，与地表冻融有关的工程冻胀、盐胀、土壤中污染物迁移等问题的解决也依赖于冻融条件下土壤水分运动的研究。总之，冻融条件下土壤水分的迁移与转化是水文学、农田水利学、土壤物理学、农业气象学、水文地质学、冻土学等学科研究的重要领域。它的研究对于综合评价地表、地下水资源，有效地利用土壤水、热资源，合理确定农田灌溉技术参数，合理解决寒区和极地资源的开发、工程建设和环境保护的开展及土壤盐渍化防治等实际问题都具有重要意义。