范文一：地下水补径排及动态特征

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

22约13046km ，平原区面积约9972km ，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

Fig 1 The profile of structure of hydrogeology in DunHuang Basin

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。

（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3000～24000 m/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

Fig 2 map of isopiestic level of confined water for DunHuang-AnXi Basin 1.2.3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：×10m 83

Table 1 The evaporation of groundwater in DunHuang-AnXi Basin

时 期 1977年 1999年 2004年

安西敦煌 4.513 4.650 3.610

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

838383×10m ，1999年为0.588×10m ，2004年为0.939×10m ，到2007年党河灌区地下水开采

83量达到1.31×10m ，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）

Fig 3 the course of dynamic of groundwater level for watering

2.1.3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 。

图4 2007年富强村地下水位动态变化曲线图

Fig 4 hydrograph of groundwater level of Fu-qiang village in 2007

2.1.5 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

Table 2 The statistics of dynamic of groundwater level in DunHuang aera

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 ）

AD03

D3

D8

D9

D17

AD11

AD13

AD14

AD15 9.47 11.73 3.68 3.25 6.96 0.53 19.50 3.42 4.28 8.60 13.38 4.13 3.74 7.66 0.63 18.57 3.49 3.85 +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，且主要呈现为恶化趋势。究其原因，人为活动是其主因。为了保护敦煌盆地这片绿洲，应减少不合理的人为活动，再建一个“山川秀美”的西部绿洲。

参考文献：

[1] 甘肃省地质环境监测院. 敦煌盆地地下水资源调查与评价报告［R ］（内部资料）. 2010.3.

[2] 陈旭学，陈崇希，闫成云等著. 河西走廊疏勒河流域地下水资源合理开发利用调查评价. 北京［M ］. 地质出版社. 2008.12.

［3］张宗祜, 李烈荣主编. 中国地下水资源（甘肃卷［M ］. 中国地图出版社. 北京.2005.12

本人联系电话：

邮编：730050

办公地址：甘肃省兰州市七里河区建兰新村120号-甘肃省地质环境监测院。

supply, flow and drainage conditions and dynamic performance of groundwater

in Dunhuang basin

KONG Ling-feng

(Geology and Environment Monitoring Institute of Gansu Province，Lanzhou 730050,China) Abstract: situated in Danghe basin, lower course of Shule river, Dunhuang basin is the main oasis area in Dunhuang. This paper attempts to analyze the supply, flow and drainage conditions and dynamic performance of groundwater in Dunhuang basin, and to reach the following conclusions: stream and infiltration of soil water are considered as the primary resource to ground water supply; ir has both vertical and horizontal form of runoff; its releasing way is characterized by both natural evaporation and exploitation. The change of groundwater showed a obvious decline law in accordance with the variation of region.

Key words: Dunhuang basin；groundwater ； supply, flow and drainage conditions； dynamic performance.

范文二：敦化市区地下水动态特征

第27卷　第3期吉　林　地　质　　　　　　　　　　　　　　　Vol 127　No 13

2008年9月Sep 12008J I L IN GEOLO GY

　　文章编号:1001—2427(2008) 03—084—03

敦化市区地下水动态特征

王中华, 赵志云, 李玉璞

123

1. 敦化市城市节约用水办公室, 吉林敦化　133700; 2. 敦化市供水有限责任公司, 吉林敦化　133714;

3. 河南省驻马店市节约用水办公室, 河南驻马店　463600

摘要:本文按不同地下水类型, 从地下水的水位、水温、水质三个方面论述了敦化市规划区地下水的

动态特征。

关键词:地下水; 动态特征; 敦化市中图分类号:P641　　　　文献标识码:A

Gr oundwa ter regi m e character isti cs of Dunhua urban a r ea s

WANG Zhong 2hua 1, ZHAO Zhi 2yun 2, L I Y u 2pu 3

1. U rban Econo m izi ng Wa ter O ffice of D unhua C ity, D unhua 133700, J ili n, China; 2. D unhua C ityW a ter 2Supply Co . , L t d, D unhua 133700, J ilin, China;

3. Econo m izing W a ter O ffice of Zhumadia n Cit y, Zhu ma di a n 463600, H enan, China

Abstra ct:Acc ording to gr oundwater ty pes, gr oundwater regi me characteristic s of Dunhua ur ban area s in gr ound water level, gr ound wate r te mperature, and gr oundwa ter quality we r e discussed in this paper . Key wor ds:gr ound wa ter ; regi me cha r acte ristics; Dunhua C ity

出露大面积花岗岩, 风化形成的裂隙带因降水渗入赋存风化裂隙水。牡丹江冲积和冲湖积形成的低洼宽阔河谷平原, 一般上部的砂砾石层中形成孔隙潜水。

牡丹江河谷平原东西两侧和南部, 为玄武岩台地和低山丘陵区, 接受的降水多, 林木繁茂, 涵养水的能力强, 是规划区地下水的补给区。接受降水补给的玄武岩孔洞裂隙水和花岗岩风化裂隙水, 以径流方式从两侧补给松散层孔隙潜水, 或沿沟谷溢出成溪流排泄。松散层孔隙潜水除降水渗入补给两侧和上游邻区地下水径流补给外, 在稻田分布区还接受灌水渗入补给。以蒸发及越流补给下伏玄武岩孔洞裂隙水或河水为主要排泄方式。

地下水类型分为四种即松散层孔隙潜水、玄武岩孔洞裂隙水、第三系砂砾岩孔隙裂隙承压水、花

1　敦化市区基本概况

敦化市位于吉林省延边朝鲜族自治州的西部, 座落在牡丹江河谷冲积平原上, 周围为剥蚀侵蚀低山和玄武岩熔岩台地。剥蚀侵蚀低山分布在河谷区外围, 由华力西晚期花岗岩、第三系砂岩、砂砾岩、泥岩组成。玄武岩熔岩台地分布在冲湖积阶地与低山丘陵之间。

地下水的形成、分布及运移主要受构造、地貌和岩性的控制。在新生代扩张构造环境的背景下, 沿敦化—密山深断裂火山喷发形成的大面积玄武岩台地, 主要分布在规划区牡丹江西北部。玄武岩在成岩过程中形成的多孔构造和节理裂缝极为发育, 有利于降水的渗入、储存和运移, 形成水量丰富的玄武岩孔洞裂隙水。牡丹江东部和南部低山丘陵区

收稿日期:2007212229; 改回日期:2008207212作者简介:王中华(19602) , 男, 吉林敦化人, 吉林敦化市节约用水办公室主任工程师。

范文三：千阳县地下水动态特征及成因分析

千阳县地下水动态特征及成因分析

王彦丽1李

（1. 千阳县董坊水厂2. 千阳县水利工作队

刚2吕军栋3陕西

千阳721100；

721100；千阳721100）

陕西千阳陕西

3. 千阳县水土保持工作站

摘要

从气象因素如降水量、蒸发量等和人类活动因素分析地下水动态的影响原因，依据千阳县地下水埋深长系列观测资料，分析该县地下水位年内年际动态变化特征。认为千阳县地下水位较低，且处于平稳阶段；地下水位对不同气象因素变化的反应敏感程度不同，对人类活动的反应比较强烈。建议该地区继续减少开采量，增加水的利用效率，持续监测水位动态，防止地下水位发生较大幅度的下降。

关键词埋深；降水；开采

中图分类号：ＴＶ２１１．１＋２

文献标识码：Ａ

１自然地理概况

千阳县地处渭北旱原丘陵沟壑区，土地总面积996.5km 2，山地、旱塬和川地分别占70%、20%和10%，辖8镇98个行政村，总人口13万人，其中农业人口11.1万人；境内渭河支流千河横贯东西，海拔710m ～1545.5m ，相对高差835.5m 。

千阳县属温带大陆性季风区半湿润气候，四季冷暖干湿分明，气温干燥，降水不均。春季气候干燥，多扬沙、浮尘天气；夏季低压明显，气候凉爽，多雨时段高温高湿；秋季多连阴雨；冬季受地面冷高压控制，较寒冷，多季风，干旱少雨雪，常有寒潮侵袭。无霜期197天。年平均相对湿度为69%，年平均降水量627.4mm ，最大年降水量924.3mm ，最小年降水量为378.9mm ；年平均蒸发量为1450mm 。

千阳县境内流域面积在50km 2以上的河主要有千河、冯坊河、夜叉木河等。流8条，

好，向两侧延伸，粗粒沉积物迅速变薄并且含泥增多，透水性和富水性明显变差。黄土塬及阶地区的承压水一般属构造盆地型，在高漫滩和其他局部地区，压力水头高出地面数米，水量丰富。上层滞水主要分布于山地和山间盆地边缘。这些地带滑坡体发育，为上层滞水提供赋存条件。

流入含水层，成为真正的地下水补给。此间地下水的多少直接取决于降水的多少，可以说降水是地下水的根本来源。

从地下水的排泄看，一般而言，蒸发量大的地区，地下水损失量较大，水位下降大。蒸发量与地下水埋深之间的关系的紧密程度主要取决于地下水的埋深，当水位埋深在6m 以上时，蒸发量对埋深的影响比较大；当水位埋深

３地下水开采利用现状

千阳县工业生产和生活用水主要取自地下水，河谷地带分布的地下水主要为第四系潜水和第三系浅层承压水。第四系潜水因水质污染相对严重，主要是用于农业灌溉；第三系浅层承压水是工业生产和生活用水的来源。开采井主要分布于千河高、低漫滩上。全县可开采资源为0.1×108m 3/a。约占全县水资源总由于对地下水的开采缺量的76%。几十年来，

乏严格规划和管理，地下水的天然稳定状态被破坏，补排关系失调。

在8m 以下时，蒸发量对埋深的影响基本可以忽略。

相对湿度对地下水的影响，主要表现为先期对降水（降水形式、降水量）和蒸发产生影因此，响，再由降水和蒸发对地下水产生影响。就湿度本身对地下水的影响来看，更偏重于间接方式。

气温在引起蒸发的同时，还能引起地下水矿化度的变化水温的波动，并导致化学成分、和水的物理性质变化。但气温只能直接影响埋藏较浅的地下水，超过一定深度，地下水则不受气温的影响，而受地温的控制。

２地下水类型及赋存规律

４影响地下水动态的气象因素

千阳县地下水分布较为广泛，含水层主要砂及为第三系疏松的砂砾岩及第四系的黄土、砂砾卵石层，按埋藏条件分为潜水、承压水及是千阳县地下水开发上层滞水。潜水埋藏浅，

利用的主要对象，赋存于河谷阶地、黄土台塬和山前洪(冲) 积倾斜平原中，主要分为上更新统冲积砂卵石层、中更新统冲积砂卵石层及中更新统黄土层三个岩组。承压水的形成和分布与基底构造、古地理环境及岩相关系较大，千河附近上第三系粗粒沉积厚度大，富水性

降水、蒸发、气温和相对湿度等气象因素对地下水的影响不是通过直接方式进行的，而是主要通过与下垫面进行能量交换，以间接方式进行的，所以是一个综合的比较复杂的过程。

从地下水的补给看，降水到达地面之后，有一部分以地表径流方式流出，另一部渗入地下，在入渗过程中，还有部分被蒸发或通过地表植被蒸腾作用消耗，返回大气层，剩余水量

5.1地下水年内动态变化

根据降水和地下水的使用开采状况，千阳县地下水年内变化大致可分为两个时期；4月～10月是水位下降期，在4月～6月期间无雨或少雨，缺乏降雨入渗补给，农业又大量开采，使地下水位大幅下降；7月～9月降水增多，而且降水比较集中，地下水得到大量入渗补给，农业开采量又逐渐减小，使地下水位大幅度上升；10月～次年3月为水位调整期，10

５千阳县地下水动态特征

月之后降水减少，地下水位逐步回升，12月～次年3月、4月由于较长时间无农业开采，地下水位缓慢上升。见图1。5.2地下水年际动态变化

1980年～2011年千阳县地下水的年际变化情况可以划分为以下几个阶段，1980年～1985年进入回升阶段，回升速率是1m/a左右；

1985年～1994年为基本平稳阶段，本阶段地下水位下降略有波动，但下降趋势不明显；1994年～2003年进入持续急剧下降阶段，下降速率是0.16m/a；1995年～2008年进入大幅下降阶段，下降速率是0.87m/a。2004年水位有较大上升，埋深恢复至10m 左右，

2004图１千阳县地下水年内动态变化过程年～2011年水位基本持平，处于稳定阶段。见图2。

5.3气象因素影响因素分析

千阳县地下水动态类型是降水入渗—开采型，补给主要靠降水，排泄主要是工农业开采。工业影响区重点分布在千阳县城区及地下水超采区域，多年地下水水位动态曲线呈缓慢下降状态。农业开采影响区主要分布于广大农村，水位年内变幅大。本次分析选取典型井长期观测资料，与同系列气象因素数据进行对比，以探求其对地

下水位的影响。图２千阳县地下水年际动态变化过程

5.3.1降水

根据绘制的降水～埋深关系曲线，从上世纪80年代末开始到2004年，地下水位埋深逐年增大，2004年以来，地下水位基本保持稳定。在1999年之前，随着降水量的逐年减少，降水对地下水补给量减少，地下水位埋深相应增大。地下水位对降水的响应比较明显，二者之间有相似的变化规律；在1999年之后，降水量波动较大，地下水位埋深逐渐加大，降水过程线和地下水位埋深过程线逐渐分离，二

图３千阳县地下水埋深与降水关系曲线

者之间关联程度微弱。2004年以后地下水基本持平，基本上超过15m ，降水量的大小对地下水的影响程度也在减小。详见图3。5.3.2蒸发

根据绘制的蒸发量～埋深过程线，蒸发量与地下水埋深之间的关系的紧密程度主要取决于地下水的埋深，在1996年之前，蒸发对地下水埋深的影响与气温对地下水埋深的影响表现出一致的规律性，之后规律性并不明显。说明随着地下水位

图４１９８０年～２０１１年蒸发量与地下水埋深关系图

的降低，蒸发的影响逐渐减小。在埋深大

科

技

陕西

水

利

SH

A ANXI SHUILI

2014.5

143/144

人类活动的影响，地下水开采量持续增加，改打变了地下水的天然补给、径流和排泄条件，破了水循环过程中的动态平衡，不断地消耗含水层储存水量，造成地下水位的持续下降。在2002年、2003年，虽然地下水开采量较上一年有明显的减少，但在当年或第二年，地下水埋深并没有明显减小。这表明，在自然的动态平衡被破坏后，开采量短期的减少，不能有效的修复地下水环境。

图５１９８０年～２０１０年平均气温与地下水埋深关系图

６结论

地下水埋深的动态变化趋势说明：降水对地下水的补给影响最大；人为开采对地下水的排泄影响最大，甚至具有决定性作用；其他气候因素具有间接影响作用，而且作用有限。

因此，必须弄清楚采与补、用与养的辩证关系，做到合理开发。只要采取适当的措施，遏制千阳县地下水下降的趋势是可以做到的。陕西水利

（责任编辑：周蓓）

图６１９８０年～２０１１年相对湿度与地下水埋深关系图

图７

千阳县地下水埋深与开采量关系曲线

均59%，9月份为最高，月均82%。相对湿度减小后，空气中单位体积内的水分子减少，相应的水汽变为液化水的数量减少，但是水蒸发为蒸汽的速度保持不变，由于液态的水持续地蒸发，最终结果是液体水的数量减少，间接加大了地下水的埋深。从相对湿度～埋深图上看，二者相关性不大，主要原因是埋深较大，湿度变化几乎没有直接影响。见图6。5.4人为开采影响分析

千阳县地下水开采量与地下水埋深的年际变化关系见图7，二者具有比较一致的动态变化，在2001年之前，开采量逐年增加，地下水位急剧下降；2002年之后，开采量处于比较稳定的状态，地下水位也趋于稳定。这表明受

于8m 、9m 之后，两者变化曲线没有趋同性，详见图4。5.3.3气温

千阳县近三十年来气温呈明显增加趋势，根据气温～埋深曲线，可增速为每十年0.5℃，

以看出两者拟合度较高，两条曲线具有一致的趋势，从理论上讲，气温对地下水的影响主要通过蒸发来实现，是间接作用，而一旦地下水位降低到一定程度，蒸发的影响也会消失。对此曲线的合理解释应该是：气温升高导致作物灌溉次数增加，从而更多的抽取地下水，最终导致埋深下降。见图5。5.3.4相对湿度

千阳县相对湿度在元月份为全年最小，月

范文四：延河泉域岩溶地下水动态特征初探

SHAANXI WATEER REESOURCCES

延河泉域岩溶地下水动态特征初探

琚育军

:阳城县水务局,山西 阳城 048100:

,摘要,通过对延河泉域岩溶地下水动态长观孔资料的整理和分析,对泉域岩溶地下水动态特征进行了初步 探讨

和研究,得出了不同区域岩溶地下水动态变化特征,并据此提出了促进岩溶地下水系统良性循环、止降促升的

发展思路。

,关键词,岩溶地下水;动态特征;延河泉

,中图分类号,P641.74 ,文献标识码,C ,文章编号,1004-7042(2014)07-0006-02

1 泉域概况 2.2 地下水径流条件

延河泉位于阳城县东冶镇马山村东 1 km 沁河西 从延河泉域岩溶地下水位等值线图可以看出，岩

溶地下水呈四周向中间汇聚，并在东南部沁河河谷集 岸，出露于奥陶系上马家沟组底部地层，出露标高

3463.37 m，高于沁床 5 m，多年平均流量 3.37 m/s。 中排泄。受地层岩性、地形、地质构造的控制，整个泉

域内不同区域岩溶地下水富集程度极不均匀，不同方 延河泉域范围主要包括阳城县全境及沁水县、高

2平市、泽州县的部分地区，总面积 2 810 km。根据延河 向上的径流强度也存在较大差异，整体看泉域内形成

了 3 个富水性较好的强径流带，即东部长河河谷强径 泉域岩溶地下水位等值线图显示，其天然流场呈汇聚

状，地下水由四周向中部的阳城、润城、延河泉之间汇 流带、中北部沁河望川至润城强径流带、西部董封水 流，仅在南部沁河河谷形成缺口，汇水区水力坡度为 库—凤城镇—延河泉强径流带。 1‰，而边沿补给区水力坡度为 5‰~10‰，显示出汇 2.3 延河泉域岩溶地下水排泄条件

延河泉域岩溶地下水为泉排形泉域，其主要排泄 水盆地的特征。

基准面为润城至磨滩沁河河道，岩溶地下水以泉群形 延河泉为一泉排型泉域，其东部边界为构造隔水

式集中向沁河河谷排泄，沿沁河两岸自北向南出露泉 边界，以晋获断褶带与三姑泉域为界;东南部为地形

分水岭边界，以沁河与丹河地形分水岭为界;泉域南 点有河头北滩泉、清水磨泉、珍珠泉、水磨泉、炼上电

灌站泉、西神头泉、延河泉、神子头泉、晋圪坨泉、赵良 部边界为地层隔水边界，以奥陶系地层连续分布范围

泉、磨滩泉等，其中延河泉流量最大，多年平均流量达 的边界作为泉域南部边界;西部边界为地形分水岭边

3界，以沁河与汾河地形分水岭与翼城县的南梁泉为 3.37 m/s，现为阳城国际发电有限责任公司供水水源。 界;北部边界为岩溶地下水滞流边界，奥陶系地层顶 随着国民经济的发展，泉域内岩溶地下水开采量 板在此区域内深埋于地下 450~500 m，岩溶地下水的 迅速增加，因此，岩溶地下水的开采已成为不可忽视 水动力条件极差，处于滞流状态，以奥陶系顶板埋深 的重要排泄方式之一。据统计，目前泉域范围已有岩 500 m 作为延河泉域岩溶地下水北部边界;泉域东北 溶水开采井近 300 眼，2012 年岩溶地下水开采量为

33部边界为一可移动边界。 2 500 万 m，即 0.79 m/s。

2 泉域岩溶地下水情况 3 泉域岩溶地下水动态特征

本次延河泉域岩溶地下水动态特征初探共收集 2.1 地下水补给条件

岩溶水从外界获得补给是维持泉域内岩溶水系 54 个岩溶地下水长观孔资料(包括统测孔)，长观孔每

统水量平衡的主要来源。延河泉域的岩溶地下水补给 10 d 观测一次，统测水位每年 4 月和 10 月各观测一 方式主要有大气降雨入渗补给、河道地表水渗漏补 次，大多数长观孔的观测系列均在 10 年以上。受多种 给、水库地表水渗漏补给及石炭系—二迭系裂隙水越 因素影响，根据泉域内岩溶地下水观测资料整理分 流补给。 析，延河泉域岩溶地下水位动态变化具有如下特征。

6

山 西 水 利

水文研究?2014 年第 7 期

3.1 岩溶地下水位年动态变化具有一峰一谷特征 水位变幅较小。一般来说，裸露区变幅大44.58~ (

71.97 m)，覆盖区相对变幅小(22.35 m)，补给区变幅 以新庄井为例，从新庄井岩溶地下水位与降雨量 大(71.94 m)，排泄区变幅小(4.68 m)。 关系曲线图可以看出，泉域内岩溶地下水位动态变化

3.5 泉域岩溶地下水位具持续下降特征 在一年内均具有一峰一谷特征，即在每年 6—7 月水

通过对泉域内补给区、径流区、排泄区岩溶井孔 位达到最低点，随着雨季的来临，降雨量持续增加，地

近 10 年(2001—2010 年)的水位动态变化趋势进行分 下水位迅速回升，而且回升速度相对较快，9—10 月达

析，泉域内岩溶地下水位均呈现明显的下降趋势。 到最高峰，随后缓慢下降，直至次年 6—7 月再次达到

引起岩溶水逐年下降趋势的原因主要有:一是近 最低值，完成一个水文周期变化。

3.2 动态曲线的峰谷具不对称性特征 10 年来泉域内的降雨量偏枯。据2001 —2010 年降雨

量统计，10 年平均降雨量为565.41 mm ，低于泉域平 从新庄井岩溶地下水位与降雨量关系过程曲线 均降雨量 658.7 mm，降雨量的减少相对于岩溶水的天 可以看出，岩溶地下水年内动态过程线的峰谷具不对

然补给量也随之减少。二是由于降雨量逐年减小，泉 称特征，曲线上升段时间短而陡，一般为 1~3 个月，下

域内岩溶地下水的天然补给量难以满足不断增加的 降段时间长而缓，需 9 个月。其原因一是主要与泉域

开采量需求。据统计，2001—2010 年期间岩溶地下水 内降雨量比较集中有关，二是无论在补给区还是径流 33的开采量由 2 151.7 万 m/a 增加到 3 523.4 万 m/a，增 区岩溶地下水都与近源补给的原因有关。

加了 1.6 倍，由此开采量的增加也是导致泉域内岩溶 3.3 岩溶地下水动态变化与降雨具有明显滞后特征

地下水位持续下降的主要原因之一。三是随着城市化 由于地层渗透性、包气带和覆盖层厚度的不同，

和小城镇新农村建设的快速发展，地面硬化面积逐年 不同区域岩溶地下水接受大气降水补给的滞后期各

增加，改变了水文下垫面性质，使地表入渗条件发生 不相同。如 2011 年 9 月降雨量为 217.4 mm，位于泉域

变化，减少了对岩溶地下水的补给。 西部补给区的董封村岩溶井水位于 10 月 10 日达到

4 结语 峰值;位于补给径流区的演礼乡新庄村岩溶井水位于

通过对延河泉域岩溶地下水动态特征初探可知， 2012 年 1 月 10 日才达到峰值，滞后期达 3 个多月;位

延河泉域不同区域岩溶地下水动态特征主要受降水 量于覆盖层较厚的北部地区则滞后期更长，如上黄岩溶

大小和水文下垫面条件、含水层埋藏条件、含水层 结井水位 2012 年 3 月 10 日才达到峰值，滞后期长达

构特征及人工开采等因素影响，泉域内岩溶地下水 持5 个多月。

续下降趋势十分明显，如不引起重视，必将引发不 良3.4 岩溶地下水位年变幅差异明显特征

地质灾害现象的发生。因此，建议开展泉域岩溶地 下引起岩溶地下水位年变幅差异的主要原因与水

水位止降促升措施研究，确保延河泉域岩溶地下水 的文下垫面性质及岩层渗透性强弱有关。灰岩裸露区直

良性循环和永续利用。 接接受大气降水入渗补给，降水后能较快补给地下

水，因此地下水位变幅大。奥陶系顶板埋藏区大气降 ,作者简介,琚育军:1975-:,男,2005 年毕业于太原理工

大学工程造价专业,助理工程师。 水不能直接补给岩溶地下水，而是通过上覆地层越流

,收稿日期,2014-05-15;,修回日期,2014-06-28 补给，但补给量有限，且经过裂隙水的调节，因此地下

2014 年 7 月 7

范文五：地下水温度动态类型与特征

类型 亚类 循环条件 动态特征

低

温

年 循环深度不大， 水温一般低于20摄氏度，日、年变化具有明显的周期性，

变 地下水温度主要受地表层变温带 曲线呈正弦波型，8-11月水温最高，滞后气温1-4个月，

型 温度变化影响 年变幅2-4度

浅 低

层 温

低 稳

温 定 循环深度较大， 具有周期性年变，曲线呈正弦波型，7月前后水温最高， 型 型 超过变温带，居常温带中 并与气温高值期吻合，水温变幅小于1度。

地下水水文以井、泉出露点为中心形成局部增温场， 过 在纵横两相均出现热扩散梯度，2.水文随开采量增大而上升， 渡 深循环热水从破碎带涌出， 随降雨补给量增加而下降，增温场因河水侧向补给而偏移。 型 进入上部松散层，其循环深度不大 3.只有水温超过80度时，才明显地显示出两相独立动态，并有年变化

高

温

年 来自深部几百米至几千米， 1.降雨或地表水补给是，水量增加、水位上升、水温降低，

变 在增温带活动，在变温带停留时间短 三者相关性明显，具有年变化，2.排泄沿途的热扩散量受季节影响，

型 与大气降水、地表水有水力联系 水温具有年变化

深 高

层 温

高 稳 1.水温较稳定，略有年变，最大变幅1度，2.两相流脱气型独立动态 温 定 来自深部几百米至几千米主要 :两相流体——含大量自由气泡的液体，中高温热水、过热水， 型 型 在增温带流动，在变温带停留时间短 水温高于40摄氏度。

转载请注明出处范文大全网 » 地下水补径排及动态特征