黑河流域中游盆地地下水動態(tài)特征及其調(diào)蓄能力分析

鳳 蔚，李文鵬，邵新民，祁曉凡，黎 濤

（1.中國地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院,北京 100081；2.浙江省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測中心,浙江 杭州 310007）

在天然狀態(tài)或人類活動干擾微弱時期，地下水系統(tǒng)一般處于動態(tài)平衡狀態(tài)[1]。地下水水位歷史觀測資料顯示，黑河流域中游盆地的地下水在20世紀80年代中期之前基本處于天然平衡狀態(tài)。20世紀70年代，黑河上游地區(qū)提出“十庫百塘千里渠”的水利建設(shè)規(guī)劃，隨后的30年共建設(shè)7 座水庫，并建有大規(guī)模、不斷完善的防滲渠系，使得地下水補給量持續(xù)減少[2]；20世紀90年代，電量供給快速增加，中下游區(qū)井灌農(nóng)田開發(fā)也同步進入快車道。近幾十年來，人類活動對水資源的開發(fā)程度不斷提高[3-4]，黑河流域中游盆地地下水的天然均衡狀態(tài)被打破，生態(tài)環(huán)境遭到破壞[5]。西北地區(qū)地下水開發(fā)利用歷史較為相似，研究該地區(qū)地下水動態(tài)相關(guān)問題對于整個西北地區(qū)水資源管理和持續(xù)利用意義重大。

前人對區(qū)域地下水動態(tài)研究做了大量的工作。在民勤地區(qū)利用同一監(jiān)測井不同時間段的地下水水位進行了區(qū)域地下水動態(tài)分析[6]。石羊河流域曾基于該地區(qū)70 眼監(jiān)測井8年的水位數(shù)據(jù)，應用統(tǒng)計和空間分析的方法開展了地下水動態(tài)時空分析[7]。利用張掖盆地54 個監(jiān)測井近20年的地下水水位數(shù)據(jù)與儲水量變化相結(jié)合的辦法進行了地下水動態(tài)分析[8]。但是前人動態(tài)研究中存在采用的監(jiān)測井密度過低，對于區(qū)域性的地下水動態(tài)分析有一定的局限性，而且分析期屬于地下水開采快速增長期未能反映地下水恢復能力。本文在國家地下水監(jiān)測工程的平臺上，采用研究區(qū)內(nèi)一百余個國家級和省級地下水水位監(jiān)測井的近30年長序列連續(xù)監(jiān)測數(shù)據(jù)，利用統(tǒng)計方法結(jié)合水文地質(zhì)條件進行黑河流域中游盆地地下水動態(tài)相關(guān)分析，并劃定了該地區(qū)地下水補排平衡區(qū)。

黑河流域中游盆地在地下水補給量減少、開采量增加的情況下，部分地區(qū)的地下水仍能維持動態(tài)平衡。前人研究表明這種動態(tài)狀況一般取決于含水層的調(diào)蓄能力[9-10]，與類似“地下水庫”的大厚度含水層密不可分[11-12]，該問題在張掖盆地進行了相關(guān)研究[13]。本文利用20世紀80年代以來的地下水水位長期監(jiān)測數(shù)據(jù)和近300 個地下水水位統(tǒng)測點的多期監(jiān)測數(shù)據(jù)，計算了中游盆地地下水補排平衡區(qū)和非平衡區(qū)含水層在枯水期和豐水期疏出或儲存的水量，并結(jié)合水文地質(zhì)條件分析了各區(qū)水資源開發(fā)利用的合理性，并提出相應的用水建議。

1 研究區(qū)概況

黑河流域中游盆地是一個北西—南東走向近似封閉的盆地，北西—南東長約360 km，南北寬15～57 km，總面積約1.3×104km2。主要包括張掖盆地、鹽池盆地和酒泉盆地，其中張掖盆地包括黑河以東諸河傾斜平原、黑河-梨園河傾斜平原、黑河中游下段侵蝕堆積平原和榆木山山前諸小河流域。黑河是區(qū)內(nèi)最大的河流，河水補給量中降水量占52.4%，徑流周期變化特征明顯，比如鶯落峽水文站具有明顯的平—枯—豐交替的變化特征[14]（圖1），文中長水文周期是指1990—2001年完整的枯水期，及2001年開始的長豐水期。此外，黑河流域中游盆地的水資源主要形成于南部山區(qū)，出山河流徑流總量代表了盆地平原區(qū)的水資源量，戈壁帶河水通過河床大量入滲補給地下水，在下游溢出成泉河，大多又回歸河流，具有典型的河流-含水層系統(tǒng)特征[15-17]。

圖1 黑河流域中游盆地鶯落峽水文站歷年年徑流量曲線Fig.1 Annual flow of the Yingluoxia hydrometric station in the intermediate section of Heihe River Basin

黑河流域中游盆地受山盆接觸關(guān)系和原始沉積環(huán)境等影響，含水層結(jié)構(gòu)由南向北由大厚度的礫卵石層漸變?yōu)轲ば酝翃A砂、砂礫石的多層結(jié)構(gòu)，尤其是走廊北緣含水層已演變?yōu)榛訝钚『穸壬凹凹毞凵皩?，含水層不同?gòu)造段的巖性及結(jié)構(gòu)有明顯差異（圖2）。其中，走廊南緣地下水補給充沛，含水層顆粒粗大，徑流交替積極。該地區(qū)的含水層結(jié)構(gòu)很大程度上影響了地下水動態(tài)。

圖2 黑河-梨園河傾斜平原和鹽池盆地水文地質(zhì)剖面圖Fig.2 Hydrogeological profiles of Heihe-Liyuanhe River inclined plain and Yanchi Basin

2 材料與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

20世紀80年代，原地質(zhì)礦產(chǎn)部在黑河流域中游地區(qū)建設(shè)了183 個地下水監(jiān)測井，目前還能正常運行的長期監(jiān)測點約100 個（圖3）。其中，47 個監(jiān)測井納入國家地下水監(jiān)測網(wǎng)，其余屬于甘肅省地下水監(jiān)測網(wǎng)。區(qū)內(nèi)地下水水位人工監(jiān)測頻率為5 d 或10 d 測量1 次，自動監(jiān)測頻率為每小時1 次。全國地下水綜合調(diào)查評價項目在研究區(qū)范圍內(nèi)布有近300 個地下水水位統(tǒng)測點（圖3），統(tǒng)測頻率為每天1 次。本文采用地下水水位長期監(jiān)測數(shù)據(jù)進行區(qū)域地下水動態(tài)類型分析和地下水補排平衡區(qū)劃分，采用長期監(jiān)測數(shù)據(jù)和地下水水位統(tǒng)測數(shù)據(jù)共同計算分析了含水層中地下水在水文豐、枯水期的儲變量。

圖3 黑河流域中游盆地地下水監(jiān)測點分布圖Fig.3 Distribution map of groundwater observation wells in the intermediate section of Heihe River Basin

2.2 分析方法

2.2.1 趨勢分析

采用Mann-Kendall 趨勢檢驗（簡稱MK 檢驗）對長時序水位監(jiān)測數(shù)據(jù)進行趨勢性變化分析。這種檢驗是廣泛應用于氣候變化的一種非參數(shù)統(tǒng)計檢驗方法，目前也廣泛應用于水位動態(tài)的趨勢檢驗[18-21]。

時間序列的趨勢性由U值判定：

式中：U——判定數(shù)據(jù)趨勢性的值；

S——全部數(shù)據(jù)兩兩大小比較的統(tǒng)計量；

n——樣本數(shù)量。

當n≥10 時，S近似服從正態(tài)分布。

當選定顯著性水平α后，查正態(tài)分布表，如果,序列存在顯著的上升趨勢；表示序列存在顯著的下降趨勢；否則表示序列無顯著趨勢變化。

一般以傾斜度表示變化趨勢：

式中：i、j——序列上的某個具體時間；

xi、xj——i、j時間點的時間序列數(shù)據(jù)。

β為正，表明序列是上升趨勢；β為負，表明序列是下降趨勢。

2.2.2 周期分析

地下水水位時序數(shù)據(jù)具有較復雜的非平穩(wěn)性特點，可以用連續(xù)小波變換揭示時間序列的多尺度顯著周期[19]。時間序列的連續(xù)小波變換可定義為xn（n=1,2,···,N）的卷積和小波標準化：

式中：t——均一時間步長；

s——小波尺度；

n′——取值為1 到N的整數(shù)；

ψ0——Morlet 小波函數(shù)。

背景功率譜Pk采用紅噪聲檢驗，背景紅噪聲功率譜定義為：

式中：α——紅噪聲功率譜中一階自回歸方程的相關(guān)系數(shù)；

k——傅里葉頻率系數(shù)；

i——虛數(shù)單位。

通過傅里葉卷積定理處理背景功率譜Pk的邊界。

2.2.3 克里金插值

地下水水位克里金插值法可以進行未知采樣點區(qū)域變化的最優(yōu)線性和無偏估計，是地質(zhì)統(tǒng)計方法中最常用的地下水水位分析的插值方法：

式中：Z——地下水水位監(jiān)測點的估計值；

xi——監(jiān)測點位置；

n——插值點總個數(shù)；

λi——插值過程中各監(jiān)測點權(quán)重系數(shù)。

根據(jù)數(shù)據(jù)處理方法的差別，克里金插值的結(jié)果也會出現(xiàn)差異，本文將用變異函數(shù)和方差分析驗證插值結(jié)果的精度。

本次采用克里金插值法分析平水年1990年和豐水年2020年相對于枯水年2001年最低水位的水位變化情況，結(jié)合中游盆地給水度分布情況，計算2 個時段含水層儲存量的變化。

3 黑河流域中游盆地地下水動態(tài)

3.1 地下水水位變化趨勢及周期分析結(jié)果

本次研究對數(shù)據(jù)連續(xù)性較好的66 個監(jiān)測井的長時序水位數(shù)據(jù)進行了MK 檢驗趨勢分析和連續(xù)小波周期分析。不同位置地下水水位時間序列數(shù)據(jù)通過95% 置信水平標準紅噪聲檢驗的顯著時段略呈現(xiàn)出不一致的特性，分析結(jié)果見表1。

3.2 黑河流域中游盆地地下水動態(tài)平衡分析

由表1 的分析結(jié)果可見，黑河流域中游盆地各水文地質(zhì)單元的地下水呈現(xiàn)不同的動態(tài)類型，具有明顯的分區(qū)特征。按照自東往西的順序進行各水文地質(zhì)單元地下水水位動態(tài)分析。

表1 黑河流域中游盆地地下水動態(tài)特征Table 1 Characteristics of groundwater regime in the intermediate section of Heihe River Basin

3.2.1 黑河以東諸河傾斜平原

天然狀態(tài)下，黑河以東諸河傾斜平原地下水的補給源于上游的童子壩河—大野口溝等諸小河水的山前入滲、少量山前洪水和少量的降水入滲。盆地的地下水排泄為：補給至黑河-梨園河傾斜平原地下水的徑流排泄。山丹河下游的蒸發(fā)排泄和泉水溢出。

水利工程建設(shè)減少了盆地內(nèi)地下水的補給。此外，近年來山丹河中上游，甚至是諸多水源地周邊，農(nóng)業(yè)井灌量需求增加，開采區(qū)域逐漸擴大，地下水開采量從快速增長到持續(xù)緩慢增加。在補給量減少和開采量增大的雙重作用下，即使是在2001年以來的豐水期，地下水水位仍呈下降趨勢，降幅約1 m/a。且表1顯示該地區(qū)地下水水位時間序列數(shù)據(jù)的周期性波動特征不顯著，該區(qū)地下水呈持續(xù)性的“退水”式衰減（圖4）。

圖4 黑河以東諸河傾斜平原上游(H65)、中游(H63)、下游潛水(H19-2)和承壓水(H19-1) 水位埋深Fig.4 Depths to groundwater level in observation well H65(upstream),H63 (middle reaches),H19-2 (unconfined) and H19-1(confined) in the inclined plain of rivers to the esat Heihe River

3.2.2 黑河-梨園河傾斜平原

從黑河-梨園河傾斜平原的含水層特征看，該盆地是一個巨大的地下水庫，地下水儲存量巨大。上游的鶯落峽至中游黑河大橋段的河床具有極強的滲透性[17]。由于草灘莊引水樞紐作用，樞紐以上河道基本上常年有水，該河段附近監(jiān)測井H1 的地下水水位具有規(guī)律的年際變化特征，見圖5（a），如表1所示，該地水位的周期性波動顯著為1 a。引水樞紐向河道放水時，上游草灘莊至中游黑河大橋段地下水響應積極，黑河大橋邊監(jiān)測井H3 短時間水位波動可以大于50 m，河床及附近形成巨大的地下水水丘。

圖5 黑河上游(H1)、中游(H3) 和沿岸(H14-0)潛水水位埋深Fig.5 Depths to groundwater level in observation well H1(upstream),H3 (middle reaches) and H14-0 along Heihe River

黑河北岸地下水監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示，1985—1990年地下水開采初級階段，水位處于平衡狀態(tài)；1990年河水徑流量出現(xiàn)了歷史最大值，地下水水位標高也出現(xiàn)了高峰；1990—2001年枯水期，地下水開采量處于快速增長期，地下水水位持續(xù)下降，至2001年達到最低點；2002年開始進入豐水期，地下水水位持續(xù)上升，2012年達到了有觀測數(shù)據(jù)以來的次高峰，見圖5（b），該特征與1985年以來的水文特征相似度極高，見圖1。該地地下水水位波動具有明顯的周期性特征（表1）。

從圖6 可以看出，黑河-黎園河傾斜平原溢出帶地下水在開采量不斷增加或減少的情況下，地下水水位均處于平衡狀態(tài)，表1 顯示其水位波動的周期性顯著且為1 a。

圖6 黑河-梨園河傾斜平原溢出帶(H20-0)水位埋深Fig.6 Depths to groundwater level in observation well H20-0 in the seeping zone of Heihe-Liyuanhe River inclined plain

梨園河是黑河-梨園河傾斜平原第二大河。梨園河傾斜平原上游近河床的地下水深埋帶的地下水處于平衡狀態(tài)，見圖7（a）；潛水井H28-2 和承壓水井H28-1 的數(shù)據(jù)顯示，梨園河中游淺埋帶的地下水水位長周期下降后遇豐水期重新達到新的平衡，但回升幅度遠小于黑河沖洪積區(qū)，見圖7（b）；遠離補給區(qū)的下游沙漠邊緣，在開采的影響下，潛水井H5-3 和承壓水H5-1 的地下水水位均呈持續(xù)下降，見圖7（c），地下水水位向新的低水位平衡狀態(tài)過度，水位波動的周期較顯著或階段性顯著?？梢娞幱诤诤拥叵滤鲌鱿到y(tǒng)中的梨園河地下水，在其本身補給不足且引水率極高的情況下，可以得到上游黑河沖積扇區(qū)的地下水徑流補給。

圖7 梨園河傾斜平原上游潛水(H55-0)、中游淺埋帶潛水(H28-2)和承壓水(H28-1)、下游潛水(H5-3)和承壓水(H5-1)水位埋深Fig.7 Depths to groundwater level in observation well H55-0 in the upper reaches of alluvial proluvial fan,H28-2 (unconfined),H28-1 (confined) in the shallow buried zone in the intermediate section,H5-3 (unconfined) and H5-1 (confined) in the lower reaches of Liyuanhe River inclined plain

3.2.3 榆木山山前諸小河流域

榆木山山前諸小河流域的中部是高臺隆起。從地下水流系統(tǒng)看，高臺隆起是黑河流域中游盆地東、西分界。榆木山高程低、流域小，受水文周期影響弱，地下水補給源貧乏、含水層出水能力較弱，該含水層厚度小，地下水循環(huán)緩慢，是一個相對獨立的水文地質(zhì)區(qū)。區(qū)內(nèi)有高臺的水源地，在目前水文豐水期地下水水位呈現(xiàn)持續(xù)下降趨勢，見圖8，下降速率為0.41 m/a。該地區(qū)地下水水位變化的周期性特征不顯著（表1）。

圖8 高臺隆起監(jiān)測井(H61)潛水水位埋深Fig.8 Depths to groundwater level in observation well H61 in Gaotai Rise

3.2.4 黑河中游下段侵蝕堆積平原

黑河中游下段侵蝕堆積平原是黑河流域中游盆地地下水的排泄匯集區(qū)，地形平緩，地下水埋藏淺，地下水水位降深較大，能夠襲奪黑河河水。近30年來的水位降幅不超過3 m，見圖9（a）。水位波動的周期性特征明顯，波動周期為1 a（表1）。2010—2020年水位降幅最大為0.20 m/a，地下水水位較穩(wěn)定。目前區(qū)內(nèi)控制開墾新土地，形成了沿河濕地保護區(qū)。

區(qū)內(nèi)高臺隆起地段，含水層顆粒主要為黑河沖積物，南部是黑河侵蝕榆木山諸小河流沖洪積扇，堆積形成沖積層，磨圓度好。從2004年開始，該地地下水開采量增大，地下水水位緩慢小幅下降后達到新的平衡，見圖9（b），2001—2020年最大年水位降幅為0.07 m。

圖9 黑河河道兩側(cè)和高臺隆起潛水水位埋深Fig.9 Depths to groundwater level in observation wells along Heihe River and in Gaotai Rise

3.2.5 鹽池盆地

鹽池盆地以荒漠為主，主要功能是冬牧場，人與水、生態(tài)保持著脆弱的平衡。東部駱駝城墾區(qū)屬于擺浪河的洪積平原，上游建有水庫，供新壩鎮(zhèn)引水灌溉，地下水的補給僅有殘余的短時洪水及榆木山西北段山前洪水。駱駝城墾區(qū)的用水以井水為主，結(jié)合河水及渠水。1991年前，受電力供給的限制，地下水開采量較小，年波動幅度小，下降不明顯；1991年后，年均降幅增至約0.64 m；近年來，受豐水期影響，水位波動幅度變大但仍呈下降趨勢，屬過量開采型動態(tài)特征。西部豐樂河地區(qū)在歷史灌溉綠洲的基礎(chǔ)上，居民區(qū)向下游荒漠區(qū)擴張，荒漠區(qū)外圍的地下水水位在豐水期仍緩慢下降，1999年以來，水位下降了約3 m。該地區(qū)地下水水位的周期性特征不顯著（表1）。鹽池中部大部分地區(qū)為荒漠區(qū)，幾乎沒有集中開采，但北部尾閭鹽池附近地下水埋深淺，有零星的制鹽工業(yè)。該地區(qū)地下水埋深在2003年之前以0.53 m/a 的速度下降，在2003年之后以0.81 m/a 的速度回升，最近4年呈穩(wěn)定狀態(tài)，見圖10（a）。

馬營河位于盆地中部，是鹽池盆地最大的河流。位于沖洪積扇中上部監(jiān)測井H47 的數(shù)據(jù)顯示，1987—2016年地下水水位下降了11.27 m，見圖10（b），年降幅約0.40 m。該地是居民區(qū)，集中開采導致地下水水位下降，水位的趨勢性變化特征掩蓋了其周期性波動特征。

圖10 駱駝城(H11-0)、豐樂河(H45)、尾閭鹽池(H101-1)、馬營河沖洪積扇上部(H47)潛水水位埋深Fig.10 Depths to groundwater level in observation wells in Luotuo City,Fengle River and Weilyu salt pond and in observation well H47 in the upper alluvial fan of Maying River

3.2.6 酒泉盆地

酒泉盆地地下水主要受北大河的影響，此外還受洪水壩河、豐樂河和馬營河的影響，其中北大河常年有水從河道下泄，其他河流時常斷流。洪水壩河沖積扇東的H23 監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示在2009年之后水位基本穩(wěn)定，洪水壩河下游H24 的數(shù)據(jù)亦是如此。北大河下游H10 和觀山河H56 監(jiān)測井的數(shù)據(jù)顯示，該地區(qū)地下水水位在開采的影響下呈弱下降趨勢，降幅小于0.3 m/a，見圖11（a），與黑河-梨園河傾斜平原2009年之后的水位動態(tài)一致。

從北大河溢出帶監(jiān)測井的長序列水位監(jiān)測數(shù)據(jù)可以看出，該地區(qū)地下水與黑河影響帶一致，枯水期下降的水位在豐水期逐漸恢復，見圖11（b），水位基本穩(wěn)定。該地區(qū)地下水水位的波動周期為1 a（表1）。

圖11 北大河(H10)、觀山河(H56)、洪水壩河沖積扇東(H23)與洪水壩河下游(H24)潛水和北大河沖積扇(#34)溢出帶潛水水位埋深Fig.11 Depths to groundwater level in observation wells in the alluvial fan of Beidahe River and Hongshuibahe River and in well#34 in the seeping zone of Beidahe River and Guanshanhe River

4 黑河流域中游盆地含水層調(diào)蓄能力計算

4.1 地下水調(diào)蓄條件分析

西北內(nèi)陸干旱盆地含水層中儲存了大量地下水，約90% 的水來源于出山口地表水，上游大厚度含水層在豐水期將地表來水儲存起來，能夠在短則幾年，長則幾十年的枯水期供應開采和補給下游徑流。山前大厚度含水層為調(diào)蓄水資源提供了充分的空間，是保持該地區(qū)長期穩(wěn)定用水的平衡器（圖12）。

圖12 西北內(nèi)陸干旱盆地山前大厚度含水層地下水調(diào)控示意圖Fig.12 Schematic diagram of groundwater regulation of aquifers with large thickness in the piedmont in arid and inland areas of northwest China

在1990—2001年的枯水期，地表水總來水量減少即補給量減少，而總需水量不變，所以增加了地下水開采量以滿足需水總量，但由此導致地下水水位下降（H1）。一個枯水期內(nèi)含水層輸出的水量（△V疏）為各處水位下降值（H1）與對應含水層面積和該處給水度μ的乘積。在2001—2020年的豐水期，地表水來水量增加，總需水量不變，地下水年開采量減少，地下水年補給量增加，水位上升（H2），被疏干的含水層部分或全部得到補償（△V復）。

如果△V復為正，△V疏為負，△V復的數(shù)值略小于或者大于等于△V疏的絕對值，則認為山前大厚度含水層具有天然調(diào)蓄能力，需注意的是，當△V復大于等于△V疏的絕對值時，含水層會出現(xiàn)“滿溢效應”，下游溢出量的增加會限制上游含水層水位的進一步上升；如果△V復遠遠小于△V疏的絕對值或者△V復與△V疏均為負，表示含水層排泄量長期大于補給量，含水層持續(xù)疏出水資源，水位持續(xù)下降，最后當取水工程在現(xiàn)有技術(shù)條件下無法取出經(jīng)濟合理的地下水時，這個含水層可看作消亡，可認為該含水層的天然調(diào)蓄能力有限，如果這類含水層要滿足規(guī)劃期的開采，需人為調(diào)控，含水層為人工調(diào)控型含水層。

4.2 黑河流域中游盆地含水層調(diào)蓄量計算

根據(jù)地質(zhì)調(diào)查結(jié)果，黑河流域中游盆地含水層以潛水含水層為主，含水層厚度占飽水帶的90% 以上，巖性以卵礫石、砂礫石為主，徑流量大于2×108m3/a 的河流含水層滲透系數(shù)不小于100 m/d，徑流量為0.5×108～1×108m3/a 的河流含水層滲透系數(shù)不小于50 m/d。根據(jù)盆地水文地質(zhì)特征，設(shè)定黑河山前最大給水度為0.20，黑河以東諸河傾斜平原的山前最小給水度為0.04，其余地區(qū)根據(jù)各自的水文地質(zhì)特征，給水度值設(shè)定為0.03～0.20 。根據(jù)1990年盆地初始流場、2001年枯水期末期流場和2020年流場，結(jié)合區(qū)內(nèi)100 多個地下水水位長觀點的水位，采用克里金插值法，繪制了黑河流域中游盆地1990—2001年枯水期水位變差分區(qū)圖，見圖13（a），2001—2020年豐水期水位變差分區(qū)圖，見圖13（b）。計算得到2 個時間段各水文地質(zhì)單元含水層疏出和儲存的水量（表2）。

表2 1990—2020年期間黑河流域中游盆地含水層資源量變化Table 2 Variation of water resources of the aquifers in the intermediate section of Heihe River Basin from 1990 to 2020

圖13 黑河流域中游盆地1990—2001年和2001—2020年水位變差圖Fig.13 Variations of groundwater level in the intermediate section of Heihe River Basin from 1990 to 2001and from 2001 to 2020

5 討論

5.1 黑河流域中游盆地地下水動態(tài)特征分析和動態(tài)均衡區(qū)劃分

自20世紀80年代中后期以來，水庫的建造和運行、地表水渠系灌溉和地下水開采等因素影響甚至改變了研究區(qū)地下水天然的補給、排泄關(guān)系，打破了原來的動態(tài)平衡狀態(tài)。

黑河-梨園河傾斜平原山前大厚度單一含水層區(qū)地表水入滲補給作用強烈，地下水具有顯著的水文動態(tài)類型；泉水溢出帶以下的多層含水層區(qū)在上游來水補給和開采的共同影響下，地下水呈典型的水文-開采型動態(tài)。黑河中游下段侵蝕堆積平原的潛水監(jiān)測井水位歷時曲線（圖9）表明，該地區(qū)是恢復能力極強的開采型動態(tài)。酒泉盆地從山前到溢出帶的地下水動態(tài)類型整體與黑河-梨園河傾斜平原一致。這3 個地區(qū)的地下水在天然補排關(guān)系發(fā)生改變的條件下，于長水文周期的尺度中呈現(xiàn)了動態(tài)平衡，水位波動的周期性顯著，基本與區(qū)內(nèi)河流的水文特征一致，這類地區(qū)可以認為是地下水補排平衡區(qū)。

榆木山山前諸小河流域地下水補給條件較差，持續(xù)的開采引發(fā)了地下水水位的下降。但該地區(qū)的地下水監(jiān)測歷史較短，近年的下降也可能是該地區(qū)地下水水位處于天然平衡向新的補排平衡轉(zhuǎn)變的過程。但目前正處于豐水期，水位仍持續(xù)下降，可認為該地區(qū)地下水是過量開采型動態(tài)。鹽池盆地南部的地下水受移民形成的多個集中居住區(qū)及開荒耕種影響，水位在近年來的豐水期持續(xù)大幅下降，屬于典型的超采型動態(tài)；鹽池盆地北部主要受上游的側(cè)向徑流補給，補給條件較差，是以尾閭鹽湖區(qū)為代表的蒸發(fā)-開采型動態(tài)。此外，東部的黑河以東諸河傾斜平原地下水水位動態(tài)雖然具有過量開采特征，但實質(zhì)由于上游地區(qū)水利樞紐過度截蓄導致地下水補給量銳減，地下水動態(tài)類型屬于水位持續(xù)下降型。這3 個地區(qū)的地下水水位動態(tài)特征從一定程度上表明地下水的補給量遠小于開采量，水位的下降趨勢掩蓋了其周期性波動的特征，目前可歸類為地下水補排非平衡區(qū)。

5.2 黑河流域中游盆地山前大厚度含水層調(diào)蓄能力分析

黑河以東諸河傾斜平原含水層具有上游薄下游厚的特點。中上游居民集中居住區(qū)具有含水層厚度小于等于100 m，且含水層埋深較大的特點，但由于開采成本較高，該地區(qū)的開采量并不大。1990—2020年該地區(qū)含水層持續(xù)疏干，即使在2001年至今的豐水期，含水層仍在持續(xù)疏出地下水，為顯著的地下水補排非平衡區(qū)，屬于上游過度開發(fā)水資源引起的山前大厚度含水層過量開采區(qū)。該狀態(tài)可以通過調(diào)節(jié)山丹河上游的引水量改變。黑河以東諸河傾斜平原大厚度含水層為可人工調(diào)控的含水層，可以代表西北內(nèi)陸干旱盆地水資源過度開發(fā)或開發(fā)不合理的山前大厚度含水層。

黑河-梨園河傾斜平原和黑河中游下段侵蝕堆積平原第四系厚度約200～1 200 m，該地區(qū)含水層儲水量大約800×108m3，巨厚的含水層在豐水期可以儲存大量的水，形成區(qū)域水資源均衡調(diào)控，從表2 可見該區(qū)含水層在豐水期的儲水量基本可以彌補上一個枯水期的疏水量，所以該地區(qū)為典型的自然調(diào)蓄型含水層，可以代表西北內(nèi)陸干旱盆地未過度開發(fā)的山前大厚度含水層。

榆木山山前諸小河流域飽水帶厚度100～400 m，中部薄，兩側(cè)厚；榆木山高程低、流域小，受水文周期影響弱，屬于小型河流域水資源天然短缺區(qū)。地下水的補給條件較差，區(qū)內(nèi)在綠化和高臺水源地的影響下，豐水期仍在疏出地下水，需要通過減少開采量改變現(xiàn)狀，為可人工調(diào)控的含水層，可以代表西北內(nèi)陸干旱盆地某些山間小盆地的山前大厚度含水層。

鹽池盆地山前含水層厚300～800 m，山前含水層系統(tǒng)在地下水水位埋深約50 m 的區(qū)域已經(jīng)是出水能力較弱的細顆粒含水層，屬于小型河流域水資源天然短缺區(qū)。1990—2020年期間因移民開荒導致過量開采地下水，造成該地區(qū)含水層持續(xù)疏干，豐水期含水層仍在持續(xù)疏出地下水，但是疏出量要略小于枯水期的疏出量。需要通過減少開采量，或者調(diào)整移民人口和開荒范圍才能改善地下水持續(xù)下降的狀況。該含水層為可人工調(diào)控的含水層，可以代表西北內(nèi)陸干旱盆地水資源過度開發(fā)或開發(fā)不合理的山前大厚度含水層。

酒泉盆地山前含水層厚度300～600 m，被嘉峪關(guān)大斷裂分割成兩部分，上盤前緣含水層厚度僅約100 m，制約了調(diào)控能力；北大河河床在西盆地底寬僅50～200 m，河床縱坡降深大，約14‰，是黑河的兩倍，限制了河水入滲；河流有6.5 km 河道穿越嘉峪關(guān)市，兩側(cè)防洪堤將河流限制在60 m 寬的范圍，進一步限制了河水入滲；處于一定天然狀態(tài)、具有懸河性質(zhì)的下游河床長度不足10 km，但也被限制在約800 m 寬的防洪堤之內(nèi)。表2 顯示該區(qū)含水層在豐水期的儲水量小于上一個枯水期的疏水量，但是含水層在豐水期是儲水狀態(tài)，為典型的自然調(diào)蓄型含水層，但是受含水層結(jié)構(gòu)影響，調(diào)蓄能力稍弱于黑河-梨園河傾斜平原。

6 結(jié)論及建議

（1）黑河流域中游盆地地下水水位動態(tài)在長水文周期中具有明顯的分區(qū)特征，在地下水補排平衡區(qū)，水位長周期穩(wěn)定，主要呈現(xiàn)水文型動態(tài)、水文-開采型動態(tài)和開采型動態(tài)特征；在地下水補排非平衡區(qū)，水位長周期持續(xù)下降，主要呈過量開采型動態(tài)特征。

（2）黑河流域中游盆地地下水補排平衡區(qū)的水資源開發(fā)利用模式是科學合理的，可以維持當?shù)厮Y源的可持續(xù)利用，甚至可以適度增加黑河溢出帶的地下水開采量以滿足當?shù)氐慕?jīng)濟發(fā)展需要；對于非平衡區(qū)，應減少該地區(qū)及相關(guān)影響區(qū)的開采量或增加補給調(diào)蓄，保證區(qū)域水資源開發(fā)利用的可持續(xù)性。

（3）需加強地下水的長期監(jiān)測。黑河流域中游盆地地下水進行了近40年的長水文周期監(jiān)測，監(jiān)測數(shù)據(jù)表明，地下水從一種平衡狀態(tài)過度為另一種平衡狀態(tài)的過程有時可能遠超出規(guī)劃期和想象。只有通過人類工程活動和長水文周期共同影響下的地下水長期監(jiān)測，才能科學判斷該地下水系統(tǒng)的可持續(xù)性。

（4）在對黑河流域中游盆地地下水補排平衡區(qū)的地下水動態(tài)研究中發(fā)現(xiàn)，在長、多周期水文動態(tài)中，地下水可持續(xù)開發(fā)的主導因素是河水通過天然河道對地下水的補給，必須重視和保護天然河道和入河水量，應加強地表水與地下水聯(lián)合調(diào)蓄和統(tǒng)籌利用。