，

(1.甘肅省水利水電勘測設計研究院，甘肅 蘭州 730000；2.中國電建集團 成都勘測設計研究院有限公司，四川 成都 610072)

引哈濟黨工程蘇干湖流域可調出水量研究

王開湘1，劉繼超2

(1.甘肅省水利水電勘測設計研究院，甘肅 蘭州 730000；2.中國電建集團 成都勘測設計研究院有限公司，四川 成都 610072)

基于蘇干湖流域的氣候、水文、地形、地貌、地層巖性、地質構造和區(qū)域水文地質條件，建立調出區(qū)水均衡方程和數(shù)學模型，并采用地下水計算專用軟件MODFLOW進行了模擬計算，論證調出區(qū)可調出水量和調水后蘇干湖水系流場變化及對蘇干湖濱湖地區(qū)的影響。模擬計算結果表明，調水方案實施后，其調出水量最終影響表現(xiàn)在盆地蒸發(fā)量尤其是潛水蒸發(fā)量的減少。下游地區(qū)水位下降有限，而整個盆地地下水流場并未發(fā)生大的變化，調水量1.2億 m3方案較為適宜。

蘇干湖流域；調出區(qū)；有限差分法；可調水量

為保護世界文化遺產莫高窟和沙漠奇觀鳴沙山、月牙泉，遏制敦煌市黨河綠洲生態(tài)環(huán)境惡化趨勢，促進甘肅省肅北、阿克塞、敦煌三市(縣)區(qū)域經濟社會的可持續(xù)發(fā)展，擬從甘肅省阿克塞哈薩克族自治縣東南部的大哈爾騰河(屬蘇干湖水系)調出部分地表水補給黨河。 跨流域調水對調出區(qū)的影響是肯定的。在溫寒極干旱、干旱區(qū)，會造成地地下水水位的降低和湖泊面積的縮小，但地下水位的降低也會減少地下水淺埋區(qū)面積，減少不必要的地下水蒸發(fā)；湖泊面積的縮小會給生態(tài)環(huán)境帶來不利的影響；故必須對蘇干湖流域適宜的調出水量和影響程度進行科學、合理的論證。

蘇干湖流域是封閉式的內陸盆地(見圖1)[1]，東由大、小哈爾騰河出山口起，西跨大、小蘇干湖至賽什騰山西北面一帶，北至黨河南山及阿爾金山山前洪積扇后緣，南以土爾根達坂山北麓為界，面積22 342.9 km2。

1 區(qū)域地質概況

1.1 氣候[2-4]

蘇干湖流域深處歐亞大陸腹地，年蒸發(fā)量1 600～2 500 mm，屬典型的大陸性氣候區(qū)，可劃分為3個區(qū)帶。

(1)溫寒極干旱、干旱區(qū)。位于花海子高盆地。海拔2 800～3 100 m，年均氣溫1℃～2℃，年均降水量20～80 mm。該區(qū)是調水后影響最大的區(qū)帶。

(2)寒冷干旱區(qū)。位于包括努呼圖，大小哈爾騰谷地、海子盆地周圍海拔3 100～3 800 m的地區(qū)。年均氣溫0℃～4 ℃，年降水量80～100 mm。

(3)寒冷微干區(qū)。位于調出區(qū)周圍邊緣山地。包括阿爾金山及黨河南山南坡3 800 m以上地區(qū)。年均氣溫0 ℃以下，年降水量100 mm以上。

1.2 水文

蘇干湖流域水資源包括：地表徑流、地下水和湖泊3種，冰雪融化水和降水是其補給來源。其地表水系分布如圖1所示。

(1) 地表徑流[1]。主要包括大、小哈爾騰河、塔喀爾巴斯陶河、努呼圖河，以及阿爾金山南坡、土爾根達坂山北坡溝谷暫時性流水，徑流總量4.262億 m3(表1)。

表1 蘇干湖流域各河流流量及水文參數(shù)

(2) 地下水。區(qū)內地下水資源比較豐富，下游地下水多以泉水、沼澤等形式出露。

(3) 湖泊。區(qū)內大、小蘇干湖屬內陸湖(見圖1)，兩湖相距20 km，在《甘肅省河西地區(qū)水、土資源及其合理開發(fā)利用》[4]中，大、小蘇干湖面積為120.24 km2，經實測[5]，面積為119.6 km2，20年間，兩湖面積變化甚微。大、小蘇干湖濱湖地區(qū)地勢平緩，小蘇干湖有河溝流向大蘇干湖，流速0.2～1.0 m/s。其中：大蘇干湖面積108 km2，蓄水約1.72億 m3，礦化度20～25 g/L，屬咸水湖；小蘇干湖面積11.6 km2，蓄水約0.24億 m3，礦化度1～1.2 g/L，為微咸水湖。

圖1 引哈濟黨工程蘇干湖流域地表徑流分區(qū)圖

1.3 地形、地貌[6]

調出區(qū)為由東南向西北緩傾的內陸盆地。東西長約200 km，平均坡降約2%。盆地(見圖1)北為黨河南山和阿爾金山，南為土爾根達坂山、賽什騰山，海拔一般均在4 000 m以上，山峰終年積雪。盆地兩側為向盆地中心傾斜的大小洪積扇；在盆地中部為較平緩的洪積平原，海拔2 800～31 00 m。地貌可分為強烈上升、剝蝕侵蝕為主的高山區(qū)和劇烈凹陷、堆積淤積為主的傾斜平原區(qū)兩大地貌單元。

1.4 地層巖性[6]

前第四系及侵入巖分布在盆地周圍邊緣山區(qū)出露，侵入巖約占基巖總面積8%。第四系主要分布在堆積淤積為主的傾斜平原區(qū)，按成因類型分述如下。

1) 中更新統(tǒng)fgplQ2Spgr：垂向上與Q1玉門礫巖組不整合覆蓋在上第三系上新統(tǒng)疏勒河巖組之上，共同組成盆地相對隔水層。巖性為洪積、冰積砂礫卵石，以及冰湖相夾礫亞黏土、亞砂土等，砂泥質充填式半膠結狀，微具層理。地層厚度一般數(shù)百米以上[7]。

2) 上更新統(tǒng)plQ3HgS+Sgsr：平面上廣泛分布花海子至團結鄉(xiāng)以東的戈壁區(qū)，分布面積約3 640 km2。巖性為洪積砂礫碎石、含礫砂。砂礫層為半膠結、顯層理。該套地層厚度水平分布上變化較大，在當中泉、花海及大蘇干湖南部山前戈壁帶厚度分別約為95 m、100 m、200 m[7]。

3) 全新統(tǒng)Q4：(1)湖沼堆積(lfQ4Sis+SiCl)，分布于花海子、民主、團結一帶，面積約200 km2；組成物主要為粉質黏土、粉砂土，粉砂含量約30%，其中夾少量礫石；地表普遍有鹽漬化現(xiàn)象；厚度一般大于3.0 m；(2)沼澤化學堆積(fchQ4Sil)。分布在大小蘇干湖、花海子湖沼低凹帶，面積為860 km2；其成份為固體鹽類化學堆積物，即鹽、芒硝、石膏，摻有淤泥質黏土、壤土、砂壤土、砂土、及含石膏黏土粉砂等；厚度約3 m。(3)沖洪積松散砂礫層(aplQ4Spgr+Hgs)，主要分布在近代河床及盆地周圍山前沖洪積扇溝谷內，尤以大、小哈爾騰河谷之中最為發(fā)育，巖性為沖洪積砂礫卵石、含礫砂，厚度約2 m。

1.5 地質構造

調出區(qū)為一構造斷陷盆地，屬柴達木盆地北緣次級沉降帶，挽近地質時期的構造運動，使盆地劇烈下降，沉積厚層第四系堆積物。在建設鄉(xiāng)當中泉-努呼圖一帶發(fā)育走向NE50°～60°的隱伏斷裂(見圖1)[7]。

2 區(qū)域水文地質條件[7]

2.1 地下水類型及其含水巖系

調出區(qū)地下水總體可分為基巖裂隙水和松散巖類孔隙水兩種類型。

2.1.1 基巖裂隙水[7]

基巖裂隙水廣泛分布在阿爾金山、黨河南山、察干鄂博圖嶺、土爾根達坂及賽什騰山等基巖山區(qū)。

2.1.2 第四系孔隙水

為調出區(qū)主要的地下水類型。其分布和賦存具有明顯的內陸盆地環(huán)狀分帶規(guī)律性，按其地下水性質可分為兩大類。

1) 潛水類：(1)山前平原戈壁帶潛水。埋藏深度從洪積扇后緣-中緣的幾百米到洪積扇前緣的幾米，局部地段因徑流條件變化，地下水以泉水形式溢出地表。含水層厚度一般數(shù)百米至數(shù)十米不等。(2)沖洪積-湖沼積細土平原潛水。主要分布在盆地中部的花海子以西地區(qū),在盆地東部當中泉至努呼圖一帶也有分布。含水層厚度一般20～50 m，總體上由盆地中心大蘇干湖向周邊逐漸變薄。一般埋深1～5 m，主要受山前傾斜平原戈壁帶中的地下徑流補給。向大小蘇干湖匯集。在埋深較淺而又遭受沖溝切割時地下水出露地表形成泉流[5]。當中泉及努呼圖地區(qū)泉水流量大于1 L/s的占80%，小于1 L/s的占20%?；êＷ右晕魅绯鰩稳髁恳话爿^小，小于1 L/s的約占90%，大于1 L/s的占10%[5]。鉆孔[7]單位涌水量4～21 L/(s·m),換算單孔出水量1 000～2 000 m3/d。

在盆地西部大蘇干湖附近地區(qū),為盆地最低洼的地段,這里大量的潛水已變成淺層承壓水,而在粉砂層及黏質砂土層中存在的潛水實際上屬于以黏土或亞黏土作為隔水層之上的上層滯水,埋藏深度一般小于1 m,富水性弱,單位涌水量小于0.1 L/(s·m)，滲透系數(shù)1～2 m/d。由于潛水埋藏淺，含水層顆粒細，徑流條件不佳，在強烈的蒸發(fā)作用下形成了程度不同的鹽漬化。礦化度由邊緣的1～3 g/L，向中心過渡為3～25 g/L或大于25 g/L。

2) 自流水類：傾斜平原區(qū)自流水。由盆地東部的大、小哈爾騰河沖洪積冰水扇中部一直連到大小蘇干湖湖濱都有分布。其補給區(qū)位于盆地東部及南北邊緣，補給方式主要為地表徑流出山后的垂直滲漏。其局部排泄區(qū)與承壓區(qū)位于盆地中部及大蘇干湖地區(qū)，在花海子以西4～5 km大多具有正水頭，最高者高出地表15～20 m；以東為負水頭。其徑流方向由盆地東部、北部及東南部向大蘇干湖移動，盆地邊緣地區(qū)的水力坡度0.5%～0.6%，中部細土平原為0.1%左右。

2.2 地下水補給、徑流、排泄條件及其資源轉化

2.2.1 地下水的補給、徑流、排泄

調出區(qū)水資源來自于盆地周圍高山的冰川、積雪融水及大氣降水。主要地表徑流為大、小哈爾騰河，阿爾金山南麓以及土爾根達坂山北麓的溝谷季節(jié)性洪流(見圖1)。

地表徑流出山口后不久便全部滲入地下以潛流或承壓流形式向盆地低洼處徑流。在盆地中部當中泉-努呼圖一帶(圖1)由于基底隱伏斷裂的影響,地下水以泉水形式溢出,溢出量達40.88萬 m3/d，這些泉水向下游5～22 km又全部入滲地下。當至大小蘇干湖東部鹽沼地帶時，地勢變緩，含水層組成物粒度變細，密實度增加，透水性較差，地下水以泉群滲出地表，形成沼澤，并匯集成水潭。至大蘇干湖一帶，地下水水平徑流的條件已經不再具備，于是形成了以大蘇干湖為排泄基準面的地下水匯集區(qū)(見圖1)。地下水向外界排泄方式的途徑是入湖后經湖水面蒸發(fā)、潛水蒸發(fā)、泉水溢出和少量的人畜用水。

2.2.2 地下水徑流的轉化

大小哈爾騰河及其他季節(jié)性地表水(見表1)，總量約4.262億 m3。在出山口進入戈壁一定距離后即滲入地下，變?yōu)闈摿鳌Ｔ诮ㄔO鄉(xiāng)及努呼圖一帶，由于基底近南北向隱伏斷裂的影響，部分潛流又出露形成目前嗒喀爾巴斯陶河、努呼圖河，在當中泉往西，兩條河流復入滲地下匯入原潛流。當至蘇干湖東部鹽沼時，部分地下水又以泉群等形式溢出地表，匯流補給大、小蘇干湖形成地表水?？梢?，出山口后的各類水資源在蘇干湖盆地徑流的過程中經歷了地表水→地下水→地表水→地下水→地表水多次轉化過程。

2.3 地下水動態(tài)

由于調出區(qū)地下水觀測資料甚少，地下水動態(tài)目前只能根據收集到的大蘇干湖水位變幅(1978-2004年的平均值)及哈爾騰河水量觀測資料[2-5,7]，結合調出區(qū)水文地質特點，對調出區(qū)幾種主要的潛水動態(tài)做概略闡述。

第一種潛水主要分布在盆地周圍山前沖洪積扇及哈爾騰河地表徑流流域，影響動態(tài)的因素主要是融雪量以及河流地表水的入滲量。在一個水文年內，5-8月份冰雪融化，哈爾騰河的補給量增大，出現(xiàn)洪水期，占年徑流量的70%～80%，而洪峰多出現(xiàn)在7月。由此引起同期地表水入滲量增大，致使?jié)撍惶Ц?，從而加強了地下徑流?月份至翌年3月份，哈爾騰河流量減少，同樣引起地表入滲量的減少，地下水位又開始下降，趨于穩(wěn)定。

第二種潛水主要分布在小蘇干湖至大蘇干湖之間的盆地低洼地區(qū)，由于地下水位埋藏淺，一般<3 m，且水平徑流條件差，運動緩慢甚至停滯，潛水動態(tài)主要受控于地下水、地表水的補給及蒸發(fā)，最高水位出現(xiàn)在3月下旬至4月上旬，此時滲入補給量增大，潛水位升高及地表水面擴大，促使了蒸發(fā)作用的加強，此后，入滲減弱，當至8月下旬至9月上旬，水位降至最低，蒸發(fā)作用相對減弱。

3 地下水資源評價

3.1 主要計算參數(shù)的確定

計算是在收集資料[2-4,7-8]和甘肅省酒泉市引哈濟黨工程可調水量專題研究勘測資料[5,9-10]的基礎上完成的。主要水文地質參數(shù)值如下所述。

(1) 滲透系數(shù)K值及給水度μ值。調出區(qū)潛水含水層的滲透系數(shù)及給水度是由野外試坑滲水試驗并結合相關工程經驗值取得(見表2)。

表2 細土平原潛水含水層滲透系數(shù)及給水度

(2) 降水入滲補給系數(shù)α。根據調出區(qū)地下水等埋深及等水位線圖[10]，引用《甘肅省河西內陸河流域地下水資源評價》[8]中關于阿克塞盆地的有關資料，選取的降水入滲系數(shù)見表3所列。

表3 調出區(qū)降水入滲系數(shù)α

式中：ε為潛水蒸發(fā)量；k為有關土質植被、水文地質條件等綜合系數(shù)；μ為給水度；a、b分別為指數(shù)；Δ為潛水埋深。

采用《甘肅省河西內陸區(qū)地下水資源調查評價報告》[8]中提出的阿克塞盆地計算參數(shù)μ、k、a、b值(黏性土：μ=0.03，k=24.331，a=1.052 5，b=3.150 6；含礫砂：μ=0.075，k=4.292，a=0.854 6，b=1.328 8。),可計算出不同潛水埋深時的潛水蒸發(fā)量及相應的蒸發(fā)系數(shù)(表4)。

表4 調出區(qū)不同埋深的潛水蒸發(fā)量、蒸發(fā)系數(shù)

注：水面蒸發(fā)強度 4.11 mm/d，年水面蒸發(fā)量1 500 mm。

3.2 調出區(qū)現(xiàn)狀水均衡計算及水資源評價

3.2.1 調出區(qū)現(xiàn)狀水均衡計算

均衡區(qū)東由大、小哈爾騰河出山口起，西跨大、小蘇干湖至賽什騰山西北面一帶，北至黨河南山及阿爾金山山前洪積扇后緣，南以土爾根達坂山北麓為界(見圖1)。

調出區(qū)是一個封閉的內陸盆地，沒有地表水、地下水向外界的流出量(見圖1)，而地下水的側向補給量一部分為地表徑流的重復量，不能與山區(qū)產水量迭加，另一部分與山區(qū)產水量、河川徑流量不重復，按甘肅省河西走廊有資料地區(qū)計算結果[8]類比(見表5)，其數(shù)量與地表徑流相比很少，尚占不到出山口年徑流量的1%，故在項目建議書階段的調出區(qū)水資源均衡計算中,不計該項。另外水汽凝結后對調出區(qū)的補給量數(shù)量級太小，計算中也不予考慮。由此建立調出區(qū)天然狀態(tài)下在一個水文年內的水均衡方程式[12-14]如下。

表5 河西走廊相關水系側向量補給量與出山口徑流量百分比

Δw=Q補-Q排

(1)

Q補=Q大哈+Q小哈+Q阿+Q土+Q降

(2)

Q降=ΣPαF

(3)

Q排=Q表蒸+Q潛蒸+Q耗

(4)

Q表蒸=FE

(5)

Q潛蒸=ΣεF

(6)

式中：Δw為均衡期間調出區(qū)內儲量的變化(m3)；Q補為均衡期間區(qū)內水資源的補給量(m3)；Q排為均衡期間區(qū)內的水資源排泄量(m3)；Q大哈、Q小哈、Q阿、Q土分別為大、小哈爾騰河、阿爾金山南麓淺山區(qū)及土爾根達坂山北麓山區(qū)雨洪量對調出區(qū)均衡期間水量的補給量(m3)；Q降為降水對調出區(qū)內水資源的凈補給量(m3)；P為降水量(mm)；α為不同埋深不同強度降水量的入滲系數(shù)；F為不同埋深區(qū)含水層的面積(m2)；Q表蒸為調出區(qū)地表水資源在均衡期間的蒸發(fā)量(m3)；Q潛蒸為調出區(qū)地下水資源在均衡期間的蒸發(fā)量(m3)；Q耗為調出區(qū)水資源在均衡區(qū)內人畜耗水、植物生長耗水等(m3)；E為均衡期間地表水體蒸發(fā)量(m)；ε為不同埋深的潛水蒸發(fā)量(m)。

以多年平均值為基礎,取計算時間為1個水文年,對上述均衡方程進行分析如下：

(3)式據表3、等埋深圖及等水位線圖[10]，可計算得不同埋深區(qū)降水入滲補給量(表6)。將該表中數(shù)據代入(3)，求得Q降=0.156億 m3。由(2)、(3)式及表1，并取河道及溝谷入滲系數(shù)為0.9，求得Q補=3.991億 m3。

(5)式中，取F為大小蘇干湖總面積119.6 km2，E值同前取1 500 mm/a，則求得Q表蒸=1.794億 m3。

將表4中數(shù)據代入(6)式，求得調出區(qū)潛水蒸發(fā)量Q潛蒸=2.241億 m3(見表7)。

表6 調出區(qū)降水入滲補給量

表7 調出區(qū)潛水蒸發(fā)量

注：水面蒸發(fā)強度1 500 mm/a。

Q耗包括牧區(qū)人畜飲水、植物蒸騰用水等項，依據《引哈濟黨工程供水水價、管理體制與運行機制》[15]，取Q耗=25.3萬 m3/a。由(5)、(6)及(4)式，求得Q排=4.037億 m3。以上各項計算結果見調出區(qū)水資源均衡計算結果匯總表(見表8)。

3.2.2 調出區(qū)現(xiàn)狀水資源評價

均衡計算結果表明，在考慮水文測量誤差及計算誤差的前提下，調出區(qū)目前處于均衡狀態(tài)(Δw/Q補=1.15%)，在其他均衡因素不變的情況下，區(qū)內蒸發(fā)排泄量與補給量基本一致。其地表水資源在向蘇干湖的徑流過程中，消耗途徑及消耗量如圖2所示。

表8 調出區(qū)水資源均衡計算結果匯總 億m3

圖2 調出區(qū)水資源轉化示意圖

從圖2可以看出，目前調出區(qū)下游地下水埋深普遍較淺，潛水蒸發(fā)量相對較大。顯然，減少大哈爾騰河對盆地地下水的一定補給量(如跨流域調水)可以降低盆地地下水位，減少盆地潛水蒸發(fā)量，減弱盆地土壤鹽漬化趨勢。

3.3 調出區(qū)可調水量計算及調水后地下水流場的變化

3.3.1 滲流區(qū)剖分及邊界選取

計算范圍東西向采用等水位線外邊界，南北向取為盆地山前洪積扇后緣或斷層帶。按有限差分法剖分[16]的有關規(guī)定,將調出區(qū)在計算范圍內進行網格劃分，共計劃分29行17列，即28×16個節(jié)點(見圖3)。根據盆地的水文地質條件，取大、小哈爾騰河、土爾根達坂山北麓為東向補給邊界，當金山口以西一帶為西向補給邊界，其余均為隔水邊界。又因為主要含水層厚度數(shù)十米至數(shù)百米，故可將潛水的kh值視為定值T，由此建立調出區(qū)數(shù)學模型如下。

圖3 滲流區(qū)網格剖分圖

式中：T=kh,k為滲透系數(shù)，h為含水層厚度；w為蒸發(fā)量，降雨量匯源項及補給邊界流量；H0為初始水頭值，計算中采用等水位線圖中的水位值；q1為阿爾金山南麓單寬流量；q2為土爾根達坂山北麓出山口時單寬流量；q3為小哈爾騰河出山口時單寬流量；q4為大哈爾騰河出山口時單寬流量；L1、L2、L3、L4為相應單寬流量的補給邊界；L5為隔水邊界；n為邊界外法向方向。

3.3.2 計算結果及評價

采用地下水計算專用軟件MODFLOW(MAIN CODE FOR U.S.GEOLOGICAL SURVEY MODULAR MODEL)，對計算區(qū)建立地下水二維流動模型[16]，并用1978年鉆孔水位(ZK20、ZK28、ZK12等)[7](2004年6月25-30日對保護完好的井、孔進行了實測，并用地下水長觀孔SGK5的資料進對實測資料和1978年的鉆孔水位進行了校測修正)與2004年勘測探坑水位值(TK38、TK34、TK12等)[5]，對模型進行了邊界及參數(shù)模擬校正(見圖3)。

從引哈濟黨工程的經濟和生態(tài)安全度綜合考慮后，從大哈爾騰河選取1.2、1.0、1.4億 m3三種調水量進行計算比較，采用模擬求得的分區(qū)參數(shù)值，以相應邊界流量，10 a后水位降深基本趨于穩(wěn)定。

分析計算結果可知：3種調水量對盆地地下水流場的影響的區(qū)別僅表現(xiàn)在盆地的調水部位至建設鄉(xiāng)一帶，即節(jié)點[圖3：(4～13)行×(25～28)列]區(qū)間，降深差值一般在1.0 m以內，補給邊界附近較大，局部達到7.33 m。

根據計算出的結點水位降深，可繪制出調出區(qū)調水后5 m等埋深線圖[17]。因為3種調水量對該盆地地下水淺埋區(qū)的影響，表現(xiàn)在降水補給及蒸發(fā)排泄上的結果基本一致，故只選取1.2億 m3調水量進行細化的評價，1.0、1.4億 m3調水量與1.2億 m3調水量在盆地下游蘇干湖區(qū)結果基本一致，在盆地中上游區(qū)區(qū)別較小，可以參考1.2億 m3調水量結果。分析資料以2004年為基準年，可計算出調水后地下水≤5 m淺埋區(qū)0～3 m、3～5 m區(qū)的面積變化值(見表9)。參照表5的蒸發(fā)量亦可計算出調水后地下水≤5 m淺埋區(qū)0～3 m、3～5 m區(qū)地表水及潛水蒸發(fā)量變化值(見表10)。

表9 調水前、后5 m內淺埋區(qū)面積變化 km2

注：正值表示減少，負值表示增加。

表10 調水前、后5 m內淺埋區(qū)蒸發(fā)量變化 億m3

注：正值表示減少，負值表示增加。

由水均衡計算公式(1)～(6)，并結合滲流區(qū)μ值分區(qū)賦值，對調出區(qū)調水10年后的水資源進行均衡計算，結果見表11所列。

表11 調水后調出區(qū)水資源均衡計算結果匯總 億m3

調水后均衡計算結果表明，在考慮水文測量誤差及計算誤差的前提下，調水10 a后區(qū)內可處于新的均衡狀態(tài)(Δw/Q補=3.72%)，在其他均衡因素不變的情況下，區(qū)內蒸發(fā)排泄量與補給量基本一致。對調水前后水資源補排關系進行比較，變化情況見表12所列。表12表明,調水后的最終影響表現(xiàn)在盆地蒸發(fā)量尤其是潛水蒸發(fā)量的減少。

表12 調水前后水資源補排關系變化情況 億m3

4 結語

(1) 調出區(qū)是一個水資源自給式的內陸盆地，目前水資源處于均衡狀態(tài)，其排泄途徑為水面蒸發(fā)及地下水淺埋區(qū)的潛水蒸發(fā)，其中潛水蒸發(fā)量占55%，而大量的潛水蒸發(fā)是導致盆地地下水淺埋區(qū)土壤鹽漬化的主要原因。

(2) 以1.0～1.4億 m3擬調水量調水,10年以后盆地可處于新的水資源均衡狀態(tài)，屆時：大蘇干湖水位降深0.55～0.64 m，湖水位將平均降低0.60 m，面積減少11.52 km2，占10.67%，蓄水量減少約0.06億 m3；小蘇干湖水位降深為0.49 m，面積減少2.0～3.0 km2(推測)，約占21.56%；和平、民主及團結等盆地匯水區(qū)地下水位降低1.0～3.0 m；花海子-大蘇干湖一帶0～5 m地下水淺埋區(qū)面積減少34.11%，其中0～3 m區(qū)減少55.62%，3～5 m區(qū)增加24.75%；0～5 m地下水淺埋區(qū)蒸發(fā)量減少48%，其中0～3 m區(qū)減少54.54%，3～5 m區(qū)增加43.52%；盆地中游-上游區(qū),即團結-民主的東部地區(qū)及部分盆地邊界地區(qū)影響相對較大，外在表現(xiàn)明顯的為建設鄉(xiāng)(塔喀爾巴斯陶)-當中泉-努呼圖一帶，地下水位降深普遍在2～4 m，平均約3 m，個別地區(qū)降深達到5.61 m，0～5 m地下水淺埋區(qū)面積減少71.74%，其中0～3 m、3～5 m區(qū)分別減少81.99%、63.55%，將可能導致這一帶泉群的萎縮或局部消失；0～5 m地下水淺埋區(qū)蒸發(fā)量減少80.34%，其中0～3 m、3～5 m區(qū)分別減少86.51%、58.1%。

(3) 引哈濟黨調水方案實施后，其調水量最終影響表現(xiàn)在盆地蒸發(fā)量尤其是潛水蒸發(fā)量的減少，而下游地區(qū)水位下降有限，而整個盆地地下水流場并未發(fā)生大的變化，初步認為調水量1.2億 m3方案較為適宜。

[1]甘肅省水利水電勘測設計研究院.甘肅·酒泉·引哈濟黨工程項目建議書[R].蘭州：甘肅省水利水電勘測設計研究院.2003.

[2]阿克塞哈薩克族自治縣區(qū)劃分辦公室.阿克塞哈薩克族自治縣土壤普查報告[R].阿克塞：阿克塞哈薩克族自治縣區(qū)劃分辦公室.1985.

[3]阿克塞哈薩克族自治縣區(qū)劃分辦公室.阿克塞哈薩克族自治縣綜合農業(yè)區(qū)劃簡編[R].阿克塞：阿克塞哈薩克族自治縣區(qū)劃分辦公室.1987.

[4]中國科學院蘭州沙漠研究所.甘肅省河西地區(qū)水、土資源及其開發(fā)利用[R].蘭州：中國科學院蘭州沙漠研究所.1985.

[5]劉繼超,王開湘.甘肅省酒泉市引哈濟黨工程可調水量專題研究報告[R].張掖：甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.2004.

[6]甘肅省地質局.區(qū)域地質調查報告(地質部分)[R].蘭州：甘肅省地質局.1976.

[7]甘肅省地質局水文地質工程地質二隊.甘肅省1：20萬水文地質普查報告(哈爾騰、當金山、蘇干湖)[R].張掖：甘肅省地質局水文地質工程地質二隊.1978.

[8]甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.甘肅省河西內陸區(qū)地下水資源調查評價報告[R].張掖：甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.1985.

[9]王開湘,劉繼超.引哈濟黨工程調水區(qū)地下水水文地質圖[Z].張掖：甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.2004.

[10]王開湘,劉繼超.引哈濟黨工程調水區(qū)地下水等水位線及等埋深圖[Z].張掖：甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.2004.

[11]水利電力部水利水電規(guī)劃設計院.水利水電工程地質手冊[K].北京：水利電力出版社.1985.

[12]沈照理.水文地質學[M].北京：科學出版社.1985.

[13]郭東屏.地下水動力學[M].西安：陜西科學技術出版社.1994.

[14]張人權.專門水文地質調查[M].武漢：中國地質大學出版社.1994.

[15]阿克塞哈薩克族自治縣水務局.引哈濟黨工程供水水價、管理體制與運行機制[R].阿克塞：阿克塞哈薩克族自治縣水務局.2003.

[16]陳崇希.地下水流動問題數(shù)值方法[M].武漢：中國地質大學出版社.1994.

[17]王開湘,劉繼超.引哈濟黨工程調水區(qū)調水后5 m等埋深線圖[Z].張掖：甘肅省水利水電勘測設計院第一分院.2004.

TV211.1

B

1004-1184(2017)06-0170-05

2017-07-28

王開湘(1962-)，男，甘肅民勤人，高級工程師，主要從事水文地質與工程地質勘察工作。