孔令峰，周 斌

(甘肅省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院，甘肅 蘭州730050)

敦煌盆地處疏勒河流域下游的黨河流域，歷史文化名城敦煌即處于此。敦煌市93%的耕地分布于此，是敦煌市城鎮(zhèn)和農(nóng)業(yè)綠洲分布區(qū)，其地理范圍東起西湖鄉(xiāng)至甜水井一線，西至甘新交界的庫穆塔格沙漠，南北夾峙于北截山、三危山、崔木土山和北山之間，盆地總面積約13 046 km2，平原區(qū)面積約9 972 km2，是一個山地與平原相間分布的地區(qū)。

1 地下水補、徑、排特征

1.1 含水層結(jié)構(gòu)特征

盆地水資源的循環(huán)可分為水資源的形成(補給)、徑流交替、蒸發(fā)消耗(排泄)三個過程。其中南部祁連山為水資源的形成帶，而平原區(qū)水資源的循環(huán)只包含了后兩個過程。敦煌盆地南部的祁連山脈，是挽近的強烈隆升帶，其地勢高亢，降水豐富，是疏勒河、黨河的發(fā)源地，也是敦煌盆地地下水的主要補給來源。敦煌盆地是挽近不均勻沉降中形成的構(gòu)造洼地，沉積了巨厚的第四系松散物質(zhì)，為地下水的貯存運移提供了空間(圖1)。盆地含水層主要為上更新統(tǒng)、全新統(tǒng)砂礫石含水巖組，分布于沖洪積、沖湖積平原區(qū)，由南向北含水層顆粒由粗變細，含水層類型組合呈單一型至多層型，它們在水平方向上組合起來構(gòu)成一個連續(xù)的、統(tǒng)一的橫向為盆地邊界所限的含水層系。

圖1 敦煌盆地水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)剖面圖

1.2 地下水的補給、徑流、排泄

敦煌盆地河溝水及渠系、田間水的入滲是盆地地下水的主要補給來源，地下水的運動趨勢與河流、溝谷流向一致，從河流、溝谷上游到下游的含水層系導(dǎo)水性變?nèi)?，地下水逕流強度呈遞減之勢，含水層系水的交替方式也由“入滲～徑流”過渡為“入滲～蒸發(fā)”。

1.2.1 地下水補給

盆地南部黨河洪積扇接受黨河水庫下泄入河道渠系水入滲補給，導(dǎo)水系數(shù)為3 000～4 000 m2/d，徑流強勁，向扇緣徑流。東北至黨河灌區(qū)，灌溉水入滲補給地下水，同時，人工開采與地下水淺埋區(qū)蒸發(fā)蒸騰為主要排泄，地下徑流與東部地下徑流匯合向西徑流，逐漸減弱。盆地西南部卡拉塔什塔格山前洪積扇接受崔木土溝、多壩溝等河少量洪水入滲，向西北徑流至下游尾閭區(qū)。此間主要以后坑～灣窯自然保護區(qū)濕地與疏勒河河道兩側(cè)地下水淺埋區(qū)蒸發(fā)蒸騰排泄為主，且垂直交替強烈。

1.2.2 地下水徑流

流域綠洲細土平原一般有二個含水層，較深的為厚層中、上更新統(tǒng)礫石層中的承壓水，淺部為細土層中的潛水。前者為南部洪積扇戈壁平原礫石層潛水在細土層覆蓋的條件下轉(zhuǎn)化而成。后者主要來源是下部承壓水頂托滲流。兩含水層之間無良好隔水層，亦可視為一個滲透性差別較大的雙層介質(zhì)的含水層。

敦煌盆地東部疏勒河三角洲帶，地下水力坡度自東向西漸小，徑流變緩，大致以安西縣城為界，東段為區(qū)域較強補給區(qū)，水頭向上游傾斜，以西補給量少，進入?yún)^(qū)域排泄帶。并隨著含水層間粘性土層厚度增大，層位穩(wěn)定，西部下層水水頭相對較高，水力坡度減小，反映了蒸發(fā)盆地的特點(圖2)。南部黨河洪積扇區(qū)，從南向北水力坡度漸小，地層顆粒漸細，至扇緣徑流與東部向西的徑流匯集，在伊塘湖一帶徑流滯緩，水頭壅高，形成湖沼濕地，地下徑流向西徑流，卡拉塔什塔格山前徑流由南向北匯入，使徑流方向轉(zhuǎn)向西北，直至庫姆塔格沙漠。

圖2 安西-敦煌盆地地下水等水頭線剖面圖

1.2.3 地下水排泄

蒸發(fā)蒸騰量作為流域內(nèi)各盆地最大的地下水排泄項，其量的變化間接地反映了區(qū)域地下水水位的動態(tài)變化。據(jù)不同時期計算的蒸發(fā)蒸騰量可以看出，上世紀70年代至今呈減少趨勢，與區(qū)域地下水水位總體下降呈一致性(表1)。

表1 安敦盆地蒸發(fā)蒸騰量變化表 單位:108m3

地下水的人工開采主要集中在平原綠洲耕種區(qū)，且絕大多數(shù)為農(nóng)業(yè)灌溉井。隨著地區(qū)人口的增多與土地面積的擴大而增加，尤其“疏勒河流域綜合開發(fā)項目”的實施，移民搬遷至項目區(qū)，土地開發(fā)面積增加迅猛，用水量加大，地下水開采量亦成倍增長，嚴重影響下游敦煌盆地地下水的來水量和地表水的流入量。根據(jù)統(tǒng)計1977年安敦盆地地下水開采量0.313×108m3，1999 年為 0.588 ×108m3，2004 年為 0.939×108m3，到2007年黨河灌區(qū)地下水開采量達到1.31×108m3，地下水開采量現(xiàn)已成為本區(qū)地下水主要排泄項之一。近年來黨河灌區(qū)地下水出現(xiàn)嚴重超采現(xiàn)象，開采地下水已受到限制。

2 地下水年內(nèi)動態(tài)特征

敦煌盆地地下水年內(nèi)和年際的變化，呈明顯的分帶規(guī)律，由含水層的埋藏條件(深度、包氣帶巖性)所決定。敦煌盆地的農(nóng)業(yè)區(qū)，河水入滲的影響較小，人為的灌溉、開采過程是地下水位變化的直接原因。灌區(qū)外細土荒區(qū)，河流入滲和人為灌溉、開采的影響甚微，潛在的蒸發(fā)排泄是地下水位變化主要原因。

2.1 地下水位年內(nèi)動態(tài)特征

根據(jù)盆地地下水動態(tài)監(jiān)測曲線成因分析，地下水位年內(nèi)動態(tài)特征可以歸納為5種類型，即徑流型、灌溉型、灌溉與開采過渡型、開采型和蒸發(fā)型。

2.1.1 徑流型

分布于北截山前的黨河、西土溝、崔木土溝、多壩溝、西水溝、東水溝洪積扇，地下水位的變化過程不同程度地反映了河水對地下水補給的時空分布規(guī)律。一般高水位期出現(xiàn)在 3、9、11月，低水位期在 5、10、12月，高水位滯后于河流豐水期2-4個月或更長，呈現(xiàn)單峰單谷型，年變幅較大，一般在1～2 m左右。

2.1.2 灌溉型

分布于綠洲區(qū)內(nèi)以河水灌溉為主的地帶，各灌區(qū)渠系密布的區(qū)域。灌溉水的大量入滲，改變了這個地帶地下水位的天然動態(tài)過程。表現(xiàn)為與灌溉期(夏灌4-7月，冬灌9-11月)相對應(yīng)的高水位期和非灌溉期相對應(yīng)的低水位期(圖3)，呈現(xiàn)單谷單峰型或多峰多谷型。最高水位一般出現(xiàn)在灌水量最大、灌溉強度最高的4-5月或11月，年變幅0.3～2.76 m。

圖3 灌溉型地下水位動態(tài)過程(2004年黃渠監(jiān)測孔動態(tài))

2.1.3 灌溉與開采過渡型

分布于南湖灌區(qū)和楊家橋鄉(xiāng)地區(qū)，灌溉以地表水為主，地下水開采為輔的灌溉方式。地下水位呈緩慢下降趨勢，代表了整個區(qū)域地下水位下降趨勢。南湖灌區(qū)由于以泉水灌溉為主，地下水開采量很少，地下水動態(tài)曲線比較平穩(wěn);另外楊家橋鄉(xiāng)近年來為了保護月牙泉湖，大部分地區(qū)禁止開采地下水，采用地表水灌溉，但是由于距離井灌區(qū)比較近，地下水位動態(tài)過程曲線還是反映出了開采期的明顯特征，4-6月份，8-9月份是地下水位出現(xiàn)的兩個低谷。因此，保護地下水位穩(wěn)定的核心措施是減少地下水開采量。

2.1.4 開采型

分布于綠洲區(qū)內(nèi)河水、井水混灌帶或以井水灌溉為主的地帶，如河灌區(qū)敦煌城區(qū)以北。地下水開采引起的水位波動掩蓋了天然動態(tài)過程。表現(xiàn)出與開采期(5-10月即灌溉期)相對應(yīng)的低水位期和與非開采期相對應(yīng)的高水位期，呈現(xiàn)單谷單峰型，6-8月份降幅最大，最大降幅達到4m左右(圖 4)，年變幅 1.32 ～3.24 m。

圖4 2007年富強村地下水位動態(tài)變化曲線圖

2.1.5 蒸發(fā)型

分布于中、下游盆地地下水位埋深小于3～5 m的荒區(qū)，伊塘湖、玉門關(guān)等地屬于該區(qū)。由于這個地帶地下水平徑流滯緩，故強烈的蒸發(fā)是影響地下水位動態(tài)變化的主要因素。水位歷時變化與氣溫和蒸發(fā)量密切相關(guān)，曲線上呈現(xiàn)單峰單谷型。一般6-9月隨著氣溫的升高和蒸發(fā)量增大而水位下降，10月至翌年3月隨著氣溫的降低和蒸發(fā)量減小而水位上升。通過地滲儀對地下水垂向交替特征的研究，3-5月的高水位期主要是季節(jié)性凍土消融水入滲的反映。這類地區(qū)水位年變幅一般為0.73～1.70 m，往往較灌溉、開采型小，且水位年變幅與其埋深呈反比關(guān)系，說明其動態(tài)過程與來自上游的地下徑流關(guān)系不大。

垂向上的觀測資料研究證實，盡管下伏半承壓～承壓水其水頭高于或低于上覆潛水位，但在灌溉～開采或天然的蒸發(fā)蒸騰作用下，下伏半承壓～承壓水頭均表現(xiàn)出與上覆潛水位同步的變化特征，且隨著深度的增加變幅逐漸變小。反映了第四系含水層之間極為密切的水力聯(lián)系和地下水徑流強度隨著深度的增加而減弱的規(guī)律。

2.2 泉水量動態(tài)特征

盆地泉水主要分布于南湖鄉(xiāng)，由于該泉水溢出量受南部阿爾金山雪山融水和降水量控制，處在天然狀態(tài)下，泉水流量的動態(tài)變化穩(wěn)定。觀測資料表明，泉水豐水期一般出現(xiàn)在9-11月及翌年3-5月份，枯水期6-8月及翌年1-2月份，最小流量與最大流量之比為0.28。

3 地下水多年動態(tài)特征

3.1 地下水位多年動態(tài)特征

觀測資料證實，敦煌盆地地下水位處于區(qū)域性持續(xù)下降過程，下降幅度最大的是山前洪積扇地區(qū)，洪積扇與綠洲過渡帶地下水位下降趨勢次之，綠洲區(qū)下降較小，北部基本穩(wěn)定或略有上升(表2)。從表數(shù)據(jù)反映敦煌城區(qū)和五墩鄉(xiāng)地下水位下降幅度0.34 m/a，黃渠鄉(xiāng)一帶下降0.10～0.15 m/a，北部沿疏勒河兩岸的南梁～玉門關(guān)～雅丹地下水位呈緩慢上升趨勢，上升幅度約0.10～0.20 m/a。

表2 敦煌地區(qū)地下水位動態(tài)變化統(tǒng)計表

敦煌盆地北部多年地下水位呈上升趨勢，七里鎮(zhèn)及灌區(qū)內(nèi)水位埋深5～10 m地段水位緩慢上升，上升幅度0.41～1.76 m/a。其余地段地下水位均普遍下降，下降幅度0.95～2.92 m/a;疏勒河下游湖積平原玉門關(guān)、馬迷兔一帶多年地下水位基本穩(wěn)定，年變幅 0.12 ～0.29 m/a。

3.2 水質(zhì)多年動態(tài)變化

敦煌盆地水質(zhì)多年動態(tài)變化也受人類活動的顯著影響，呈現(xiàn)出咸化趨勢，使得區(qū)域礦化度增高，土壤鹽漬化加重，面積擴大。

在山前戈壁傾斜平原，由于地下水水位埋藏深，又無灌溉水的影響，水質(zhì)動態(tài)變化輕微。盆地中北部細土平原地下水位埋藏淺，耕地眾多，表層地下水的水質(zhì)動態(tài)主要是在蒸發(fā)作用影響下的土壤鹽漬化和灌溉水入滲土壤脫鹽兩個基本過程中形成的。

整個灌溉期(5-10月)包氣帶鹽分不斷轉(zhuǎn)入地下水，地下水礦化度逐漸上升至冬灌達到高峰，非灌溉期(11-翌年4月)土壤積鹽，地下水礦化度逐步下降。每次灌溉早期土壤中大量鹽分進入地下水，使地下水中的礦化度急劇增高，中、后期隨著灌溉量的增加，入滲量增多，灌溉水又促使地下水淡化。灌溉間歇期因強烈蒸發(fā)蒸騰地下水的礦化度復(fù)又上升。

4 結(jié)語

敦煌盆地內(nèi)人類活動歷史較早，農(nóng)業(yè)開發(fā)活動及對水資源的開發(fā)利用活動亦較早。經(jīng)過幾千年的發(fā)展，盆地內(nèi)的地下水的補給、徑流、排泄條件與地下水水位的埋藏條件均已發(fā)生了很大的變化，且主要呈現(xiàn)為惡化趨勢。究其原因，人為活動是其主因。為了保護敦煌盆地這片綠洲，應(yīng)減少不合理的人為活動，再建一個“山川秀美”的西部綠洲。

［1］甘肅省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院.敦煌盆地地下水資源調(diào)查與評價報告［R］(內(nèi)部資料).2010.3.

［2］陳旭學，陳崇希，閆成云等著.河西走廊疏勒河流域地下水資源合理開發(fā)利用調(diào)查評價.北京［M］.地質(zhì)出版社.2008.12.

［3］張宗祜，李烈榮主編.中國地下水資源(甘肅卷［M］.中國地圖出版社.北京.2005.12