何劍波，李玉山，胡立堂，尹 政，胡彥斌

（1.甘肅省地礦局水文地質(zhì)工程地質(zhì)勘察院，甘肅 張掖 734000；2.甘肅省地下水工程及地?zé)豳Y源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅 蘭州 730050；3.北京師范大學(xué)水科學(xué)研究院，北京 100875）

敦煌盆地是我國典型的內(nèi)陸河盆地，是古陸上絲綢之路的重要途經(jīng)之地，氣候極其干旱，生態(tài)脆弱。近半個(gè)世紀(jì)以來，敦煌綠洲區(qū)已經(jīng)出現(xiàn)濕地萎縮和泉水衰減等生態(tài)環(huán)境問題。針對(duì)敦煌水資源開發(fā)利用和生態(tài)環(huán)境存在的突出問題，2011年6月國務(wù)院批準(zhǔn)了《敦煌水資源合理利用與生態(tài)保護(hù)綜合規(guī)劃（2011—2020）》（簡(jiǎn)稱《敦煌規(guī)劃》）[1]。其中規(guī)劃的“引哈濟(jì)黨”工程是保證《敦煌規(guī)劃》成功的重要骨干工程之一，即引與敦煌盆地相鄰的蘇干湖盆地大哈爾騰河補(bǔ)給黨河[2]，并在黨河洪積扇進(jìn)行生態(tài)補(bǔ)水。隨著《敦煌規(guī)劃》的實(shí)施，黨河灌區(qū)地下水水位出現(xiàn)上升，而且2016—2018年西湖濕地可見水面的面積增大，“引哈濟(jì)黨”工程實(shí)施的必要性受到質(zhì)疑。

敦煌盆地地下水的研究一直受到政府和國內(nèi)學(xué)者關(guān)注。李世明等[3]在國家“九五”攻關(guān)項(xiàng)目中對(duì)水資源合理利用和生態(tài)環(huán)境保護(hù)問題進(jìn)行了總結(jié)。2003年國土資源部開展的第二輪地下水資源評(píng)價(jià)[4]和地質(zhì)大調(diào)查[5]，以及中國工程院重大咨詢研究[6]，均對(duì)地下水資源進(jìn)行了評(píng)價(jià)。其中，月牙泉區(qū)作為著名景點(diǎn)，泉水湖面面積的變化是地下水系統(tǒng)衰減與否的直接體現(xiàn)[7]。敦煌西湖濕地是國家級(jí)自然保護(hù)區(qū)，是典型的干旱區(qū)濕地生態(tài)系統(tǒng)和荒漠生態(tài)系統(tǒng)[8]，其中水資源是制約西湖濕地的重要和關(guān)鍵因素。學(xué)者對(duì)地下水補(bǔ)給及濕地變化規(guī)律及驅(qū)動(dòng)因素[9?10]關(guān)注較多，包括同位素技術(shù)評(píng)價(jià)地下水補(bǔ)給特征[11?12]、土地利用與地下水和生態(tài)關(guān)系[13?14]、河水和地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系等[15]，但對(duì)規(guī)劃實(shí)施以來地下水對(duì)生態(tài)的支撐作用分析得不足，尚沒有專門針對(duì)“引哈濟(jì)黨”工程對(duì)地下水水位影響分析的論文。本研究組近幾年開展了水文地質(zhì)補(bǔ)充調(diào)查和地下水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)，為深入分析敦煌盆地地下水儲(chǔ)量變化和“引哈濟(jì)黨”工程對(duì)地下水水位的影響提供了條件。

敦煌盆地除敦煌綠洲外，大部分地區(qū)是戈壁，地下水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)信息缺乏，建立可靠的地下水模型是重要的研究基礎(chǔ)[16]。本研究旨在綜合利用已有的和補(bǔ)充調(diào)查的地下水水位動(dòng)態(tài)、統(tǒng)測(cè)地下水水位以及水文地質(zhì)勘探信息，建立地下水?dāng)?shù)值模型，模擬區(qū)域地下水流場(chǎng)，并分析2010年以來敦煌盆地地下水儲(chǔ)量的時(shí)空變化規(guī)律，重點(diǎn)估算盆地范圍、黨河灌區(qū)和西湖濕地的地下水儲(chǔ)量變化，預(yù)測(cè)“引哈濟(jì)黨”工程不同調(diào)水量情景下敦煌盆地地下水水位的動(dòng)態(tài)，該結(jié)果將為進(jìn)一步論證“引哈濟(jì)黨”工程提供技術(shù)支撐。

1 研究區(qū)概況

敦煌盆地位于甘肅河西走廊西端，地勢(shì)南部高，北部低，海拔為840～1 700 m。東部山前洪積平原坡度較大；西部洪積平原和中部沖洪積平原的地勢(shì)比較低緩；西部邊界地勢(shì)最低，約為840 m，見圖1（a）。其為典型的大陸性氣候，降水稀少，蒸發(fā)強(qiáng)烈。盆地多年平均降水量為40.1 mm，多年平均潛在蒸發(fā)量為2 486 mm。

圖1 研究區(qū)平面（a）和剖面圖（b）Fig.1 (a)Map of the study area and(b)a profile

區(qū)內(nèi)主要河流為疏勒河和黨河。疏勒河自昌馬水庫流出后經(jīng)玉門市和瓜州、敦煌等市縣，再流經(jīng)哈拉湖，向西注入尾閭哈拉齊，地質(zhì)時(shí)期曾流入羅布泊。根據(jù)水文站監(jiān)測(cè)資料，疏勒河雙塔站平均流量為24.64 m3/s，在雙塔水庫的下游基本斷流。根據(jù)1955—2017年沙棗園水文站資料，黨河進(jìn)入敦煌盆地多年平均徑流量為3.17×108m3。除黨河外，敦煌盆地還有南湖泉水、崔木土溝、多壩溝、東水溝、西水溝等小溝小河從盆地南部進(jìn)入，疏勒河在盆地東部瓜州與敦煌交界處有很小的潛流進(jìn)入，在盆地西部有很小潛流流出。敦煌西湖國家級(jí)自然保護(hù)區(qū)位于疏勒河下游故河道的灣窯—馬迷兔—玉門關(guān)一帶，是一個(gè)以濕地生態(tài)系統(tǒng)為主要保護(hù)對(duì)象的區(qū)域。根據(jù)疏勒河河道疏浚之前的實(shí)地調(diào)查，疏勒河干流在后坑以東為間歇性河道，在后坑以西為干涸河道，雙塔水庫建成運(yùn)行后，玉門關(guān)一帶已很少有河水流入。楊根生等[17]遙感影像研究顯示，1973—2007年，西湖自然保護(hù)區(qū)沼澤面積從184.2 km2減小到107.5 km2。同時(shí)根據(jù)監(jiān)測(cè)，月牙泉湖水位從1960年的1 139.55 m 降落到2002年7月份的1 133.19 m，平均每年下降0.15 m，1999年出現(xiàn)干涸。

2 研究方法和數(shù)據(jù)

2.1 水文地質(zhì)概念模型

根據(jù)程旭學(xué)等[5]研究和本項(xiàng)目組補(bǔ)充的地質(zhì)鉆孔與水文地質(zhì)試驗(yàn)孔，進(jìn)而將含水層概化為1 個(gè)潛水含水層和2 個(gè)承壓含水層，見圖1（b）。平面上，模型范圍為敦煌盆地。垂向上，以潛水面為頂面，以半膠結(jié)的下更新統(tǒng)的底面作為模型的底邊界，厚度一般約50～300 m。在黨河洪積扇頂部，出山口河水滲漏補(bǔ)給，地下水經(jīng)水平運(yùn)動(dòng)，再以垂向?yàn)橹鞯叵蛏狭鲃?dòng)。區(qū)內(nèi)的地下水在洪積扇群帶為單一的潛水，地下水接受垂直向下的河流、渠系和灌溉回歸水等的入滲補(bǔ)給，然后逐漸在細(xì)土平原帶轉(zhuǎn)為多層的含水系統(tǒng)，地下水在洪積扇群帶前緣形成淺埋區(qū)。在黨河洪積扇接受地表水入滲補(bǔ)給后，地下水向洪積扇外呈放射狀的徑流運(yùn)動(dòng)。研究區(qū)地下水概化為含6 個(gè)模擬層（種植土層、潛水含水層、弱透水層、第一承壓含水層、弱透水層和第二承壓含水層）的地下水三維不穩(wěn)定流模型。取火焰山和卡拉塔什塔格山山前基巖與第四系松散沉積物的分界線為模型的南邊界，將其概化為弱透水邊界。取北山山腳為模型的北邊界，該處地下水徑流很弱，處理為零流量邊界。取瓜州與敦煌市行政交界處（即瓜敦公路）為模型的東邊界，是流量邊界類型。關(guān)于西邊界地下水的流向問題學(xué)術(shù)界一直存在爭(zhēng)議，歷史上的疏勒河是出甘肅省西界流入新疆的羅布泊，盡管疏勒河河水早已斷流，而且缺乏實(shí)際的勘探資料，研究過程中曾打淺層井進(jìn)行地下水流向判斷和流量估算，發(fā)現(xiàn)地下水仍向西流出邊界，因此取敦煌盆地西側(cè)庫穆塔格沙漠東界為模型的西邊界，將其作為第二類邊界。地下水的主要補(bǔ)給項(xiàng)為降水入滲、黨河入滲、渠系和灌溉水入滲補(bǔ)給；主要地下水排泄項(xiàng)為潛水蒸發(fā)、地下水開采和泉水溢出。

水文地質(zhì)模型的數(shù)學(xué)模型為：

式中：H—含水層或弱透水層的水頭函數(shù)/m；

H0，H1—研究區(qū)初始和第一類水頭函數(shù)/m；

OUTsp—泉口處位置；

Zsp—泉口標(biāo)高/m；

Kze—垂向等效滲透系數(shù)/（m·d?1）；

Kh、Kz、Kn—含水層或弱透水層的水平和垂直、二類邊界法線方向的滲透系數(shù)/（m·d?1）；

μs—含水層或弱透水層的單位儲(chǔ)水系數(shù)/m?1；

μd—無壓含水層的重力給水度；

Qw、Vw—開采井的開采量和井孔工作段的體積/m3；

W—大氣降水、渠系和水庫等滯后入滲補(bǔ)給強(qiáng)度的代數(shù)和/（m·d?1）；

Q—研究區(qū)第二類邊界已知單位面積流量函數(shù)/（m·d?1）；

B1—研究區(qū)第一類邊界；

B2—研究區(qū)第二類邊界；

D—研究區(qū)的分布范圍。

2.2 地表水系的概化與地下水的交互

由于研究區(qū)降水量小，地表水入滲是地下水的重要補(bǔ)給來源，因此合理描述地表水和地下水的關(guān)系非常重要。地表水系主要包括黨河、疏勒河、多壩溝、崔木土溝、南湖泉水（山水溝和西頭溝）和東水溝。模型將地表水系概化為河段或引水渠道的連線對(duì)節(jié)點(diǎn)連接組成拓?fù)渚W(wǎng)絡(luò)[18]，按水量平衡計(jì)算，地表水向地下水的滲漏量。河道和渠系概化為線狀源匯項(xiàng)，田間灌溉回歸、地下水開采等概化為面狀源匯項(xiàng)。黨河灌區(qū)是主要用水區(qū)，黨河經(jīng)黨河水庫調(diào)蓄后，沿渠道供給農(nóng)業(yè)、工業(yè)和生活用水，黨河沖淤水沿黨河主河道入滲補(bǔ)給地下水。南湖泉水在供給南湖灌區(qū)后，其余部分消耗于蒸發(fā)和補(bǔ)給地下水。

2.3 潛水蒸發(fā)的模擬

在盆地北部的大片地區(qū)，地下水水位埋深在1 m以下，潛水蒸發(fā)量大，對(duì)其合理模擬是模型仿真的關(guān)鍵。根據(jù)清華大學(xué)玉門均衡試驗(yàn)場(chǎng)3 種土質(zhì)（砂土、壤土和黏土）的潛水蒸發(fā)系數(shù)（潛水蒸發(fā)與水面蒸發(fā)的比值）與地下水水位埋深的關(guān)系（圖2），在模型中根據(jù)冪函數(shù)型的擬合公式計(jì)算不同土質(zhì)的潛水蒸發(fā)量。

圖2 玉門試驗(yàn)站潛水蒸發(fā)系數(shù)與地下水位埋深的關(guān)系Fig.2 Relationship between the evaporation coefficient and depth to groundwater level in Yumen

2.4 數(shù)據(jù)

收集和利用1∶20 萬地質(zhì)普查報(bào)告（《敦煌幅》（1972）和《玉門關(guān)幅》（1975））、1∶20 萬區(qū)域地質(zhì)和水文地質(zhì)普查報(bào)告（《敦煌幅》（1982）和《玉門關(guān)幅》（1982））、《河西走廊西端水文地質(zhì)調(diào)查報(bào)告》（1996）、《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(píng)價(jià)》（2008）等研究資料，新增地質(zhì)鉆孔15 個(gè)和水文地質(zhì)鉆孔36 個(gè)，參考《甘肅省河西走廊西段安敦盆地水文電測(cè)深普查成果報(bào)告》（1989），完成了三維地質(zhì)結(jié)構(gòu)的描述，利用克里格插值法生成各個(gè)格點(diǎn)的地面高程和模擬層厚度。南、東和西側(cè)弱透水邊界的流量，根據(jù)收集的資料作為估計(jì)，并在模擬識(shí)別過程中加以調(diào)整。降水入滲補(bǔ)給系數(shù)與地下水埋深和包氣帶巖性相關(guān)，一般在0.06～0.50 之間[5]。研究區(qū)共有22 眼長(zhǎng)觀孔和16 眼2016—2019年勘探的觀測(cè)孔，均為潛水觀測(cè)孔，見圖1（a），其水位數(shù)據(jù)用于模型參數(shù)率定和模型驗(yàn)證。2018—2019年，研究組對(duì)敦煌盆地地下水水位進(jìn)行了統(tǒng)測(cè)。收集到2000—2018年月尺度的黨河下泄水量數(shù)據(jù)，下泄水量總體呈增加趨勢(shì)。收集了2016—2018年雙塔水庫下泄水量數(shù)據(jù)，近3年，年均下泄水量達(dá)到2.1×108m3。

3 模型識(shí)別與驗(yàn)證

模型計(jì)算采用了中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）陳崇希等[19]開發(fā)的多邊形有限差分?jǐn)?shù)值模型（PGMS），并對(duì)地表水的水量平衡模塊進(jìn)行修改。PGMS 模型曾用于疏勒河流域地下水開發(fā)利用分析[5]，相關(guān)的模型數(shù)據(jù)可以參考。模擬識(shí)別時(shí)段為2010—2017年，將2018年作為驗(yàn)證時(shí)段，并取時(shí)間步長(zhǎng)為1 個(gè)月，共計(jì)108 個(gè)時(shí)間步長(zhǎng)。每層剖分為2 089 個(gè)結(jié)點(diǎn)，4 002 個(gè)輔助三角形，共6 個(gè)模擬層。模擬區(qū)域總面積約為1.08×104km2。

3.1 水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)

對(duì)于黨河洪積扇中上部潛水含水層，頂部上更新統(tǒng)為單一的砂礫石層；黨河洪積扇至北山山前逐漸變薄，黨河洪積扇一帶大于200 m；中更新統(tǒng)屬單一砂礫石層，顆粒變得稍細(xì)，到扇的中部逐漸變成砂礫石、含礫砂、亞砂土、亞黏土互層的多層結(jié)構(gòu)。沖積扇的中上部由于水位埋深大，上更新統(tǒng)多為透水不含水的砂礫石層，地下水多賦存于中更新統(tǒng)砂礫石層中。含水層巖性為砂礫石夾薄層泥質(zhì)砂礫石及含礫中粗砂，由南向北顆粒變細(xì)，砂層增多。在北部，含水層厚度一般小于30 m。水位埋深在洪積扇的上部大于100 m，中部為50～100 m；含水層滲透性強(qiáng)，滲透系數(shù)在50 m/d以上。研究區(qū)北部的地下水埋深較淺，導(dǎo)水性較差，西端疏勒河排泄帶滲透系數(shù)僅有1.45 m/d。根據(jù)地質(zhì)和水文地質(zhì)條件以及前人研究成果，擬定了水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)，然后從參數(shù)初始估計(jì)值出發(fā)，擬合96 個(gè)時(shí)段的各觀測(cè)孔水位。在平面上，從黨河洪積扇向北部和東西部共劃定了7 個(gè)水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)，水平滲透系數(shù)范圍為0.056～60 m/d，垂向滲透系數(shù)取為水平滲透系數(shù)的1/5，給水度范圍為0.002～0.25，單位儲(chǔ)水系數(shù)為0.48×10?6～3.00×10?6m?1。

3.2 模型識(shí)別驗(yàn)證

2010年1月—2017年12月和2018年1—12月分別為模型識(shí)別和驗(yàn)證期。典型觀測(cè)孔（B8、B17、B18、B14 孔）觀測(cè)與模擬水位的對(duì)比曲線如圖3，兩者水頭的動(dòng)態(tài)趨勢(shì)一致。識(shí)別驗(yàn)證期共1 501 個(gè)觀測(cè)值的均方根誤差為2.45 m。分別計(jì)算22 個(gè)長(zhǎng)觀孔水位擬合的納什效率系數(shù)[20]、觀測(cè)井觀測(cè)和模擬數(shù)據(jù)的變異系數(shù)見圖4。10 眼長(zhǎng)觀孔水位擬合的納什效率系數(shù)在0.85 以上，同時(shí)22 眼孔的平均納什效率系數(shù)為0.61。觀測(cè)井（B5、B6、B7、B13、B14、B20、B21）觀測(cè)數(shù)據(jù)的變異系數(shù)（CV值/%）比模擬結(jié)果的大2～16倍（圖4），地下水水位變化幅度偏小的主要原因是開采井空間分布和數(shù)量的信息不準(zhǔn)確，模型將黨河灌區(qū)的開采井概化為面井，反映的是區(qū)域開采條件下地下水水位的動(dòng)態(tài)，因此模擬的水位變化幅度偏?。ㄈ鏐14孔）。研究組根據(jù)經(jīng)驗(yàn)和實(shí)測(cè)結(jié)果繪制了2018年12月潛水位等值線，與模擬值對(duì)比，見圖5，兩者在趨勢(shì)上有較好的一致性，反映了地下水的流向。

圖3 4 個(gè)典型觀測(cè)孔觀測(cè)和模擬水位對(duì)比曲線Fig.3 Comparison of the observed and simulated water levels for the four typical wells

圖4 模型識(shí)別和驗(yàn)證期22 眼長(zhǎng)觀孔的納什效率系數(shù)和數(shù)據(jù)變異系數(shù)比較Fig.4 Compassion of the Nash–Sutcliffe Efficiency Index and coefficient of data variation for 22 wells

圖5 2018年12月模擬和觀測(cè)的潛水位等值線圖Fig.5 Contour map of the observed and simulated water table at the end of 2018

4 結(jié)果分析和討論

4.1 地下水均衡和儲(chǔ)量變化

根據(jù)2000—2018年地下水均衡模擬計(jì)算結(jié)果可知：降水入滲補(bǔ)給量約為0.33×108m3/a，河流入滲量達(dá)到1.87×108m3/a，渠系和田間灌溉回歸水入滲為1.10×108m3/a，地下水側(cè)向邊界補(bǔ)給量約0.30×108m3/a，主要的入滲補(bǔ)給項(xiàng)為河流、渠系和田間灌溉水回歸，約占總補(bǔ)給量的83%。地下水側(cè)向流出量約為0.47×108m3/a，泉水溢出量約為0.03×108m3/a。潛水蒸發(fā)量（2.35×108m3/a）和地下水開采量（0.84×108m3/a）是主要排泄項(xiàng)（占總排泄量的87%以上），潛水蒸發(fā)量約占總排泄量的64%。2010—2018年平均地下水儲(chǔ)量空間變化見圖6（正值表示儲(chǔ)量增加，負(fù)值表示儲(chǔ)量減?。?。地下水儲(chǔ)量虧空最大的區(qū)域在黨河洪積扇，黨河灌區(qū)南區(qū)和北區(qū)的地下水儲(chǔ)量變化有顯著差異，灌區(qū)南部的地下水儲(chǔ)量增加，但灌區(qū)北部的地下水儲(chǔ)量減少，其主要原因是黨河灌區(qū)開采量的影響。值得注意的是，在西湖自然保護(hù)區(qū)及研究區(qū)南部洪積扇的地下水儲(chǔ)量仍呈小幅度減少趨勢(shì)。盆地南部洪積扇地下水儲(chǔ)量減少，主要是因?yàn)辄h河向地下水的補(bǔ)給量減少，而且灌區(qū)地下水開采也引起洪積扇地下水水位的下降。西湖自然保護(hù)區(qū)地下水儲(chǔ)量減小是因?yàn)槟喜亢榉e扇地下水水位下降，導(dǎo)致西湖保護(hù)區(qū)的側(cè)向徑流量下降，而且地下水潛水蒸發(fā)量也呈現(xiàn)緩慢的下降。

圖6 2010—2018年平均地下水儲(chǔ)量變化空間分布Fig.6 Contour map of the yearly average groundwater storage changes in the period from 2010 to 2018

敦煌盆地2010—2018年地下水的主要均衡項(xiàng)變化見圖7。地下水開采量由2010年的0.93×108m3下降到2018年的0.73×108m3，減少了約22%。黨河入滲補(bǔ)給量自2010—2014年間呈現(xiàn)減少趨勢(shì)，減小了約0.18×108m3/a；在2014—2018年呈增加趨勢(shì)，增加了約0.23×108m3/a。2010—2018年潛水蒸發(fā)量的變化不大，敦煌盆地地下水儲(chǔ)量變化為?0.76×108～0.16×108m3，年平均地下水的儲(chǔ)量減少約0.40×108m3。自2014年以來，黨河徑流量的增加使得其入滲量逐漸增加，區(qū)

圖7 敦煌盆地主要地下水均衡項(xiàng)2010—2018年變化趨勢(shì)Fig.7 Changes in the main groundwater components in the Dunhuang Basin from 2010 to 2018

域地下水儲(chǔ)存量（負(fù)值表示虧損，正值表示增加）呈增加趨勢(shì)。在黨河灌區(qū)，2010—2018年年均灌溉水回歸和渠系的入滲水量約1.10×108m3，地下水側(cè)向徑流補(bǔ)給量約0.35×108m3，降水入滲補(bǔ)給量約為36×104m3，地下水開采量為0.84×108m3，潛水蒸發(fā)量約為0.64×108m3，年均地下水儲(chǔ)量減少約2.62×106m3。2000—2018年，西湖自然保護(hù)區(qū)核心區(qū)地下水側(cè)向徑流補(bǔ)給量為0.85×108m3/a，降水入滲補(bǔ)給量為0.56×106m3/a，地下水側(cè)向流出量約1.73×106m3/a，潛水蒸發(fā)量約0.93×108m3/a，地下水儲(chǔ)量減少約9.99×106m3/a。在敦煌盆地其他地區(qū)，地下水儲(chǔ)存量減少約0.27×108m3/a，其主要在黨河洪積扇，見圖6。

4.2 引哈濟(jì)黨不同調(diào)水情景的地下水水位動(dòng)態(tài)預(yù)測(cè)

以平水年黨河來水條件和2018年降水、地下水開采及灌溉水利用方式為基礎(chǔ)，預(yù)測(cè)“引哈濟(jì)黨”不同調(diào)水量的情景。模擬未來50年地下水水位動(dòng)態(tài)不同調(diào)水量的方案分別為0.80×108m3/a（S1 情景）、0.90×108m3/a（S2 情景）、1.00×108m3/a（S3 情景）和1.20×108m3/a（S4情景）。模擬未來50年地下水水位動(dòng)態(tài)?？紤]“引哈濟(jì)黨”工程的調(diào)配方案，調(diào)水量在損失16.5%后進(jìn)入黨河水庫，之后通過多級(jí)攔水壩、滲水池和滲水坑槽等工程措施在七里鎮(zhèn)以上16 km 的河段攔蓄補(bǔ)給地下水。

“引哈濟(jì)黨”調(diào)水情景下，50年后地下水水位上升預(yù)測(cè)值等值線見圖8。“引哈濟(jì)黨”工程調(diào)水的補(bǔ)水量越大，地下水水位回升0.5 m 的范圍有明顯增加；在河道補(bǔ)水地段地下水水位回升值最大，之后地下水水位回升值由黨河洪積扇向西北側(cè)的外圍逐漸減小，黨河洪積扇水位回升在5.0～20.0 m。4 種調(diào)水情景均可發(fā)現(xiàn)黨河灌區(qū)的地下水水位普遍回升，回升值從河流上游的數(shù)十米到灌區(qū)北部的0.5 m，在月牙泉區(qū)地下水水位回升7.0～15.0 m。4 種調(diào)水情景下，南湖灌區(qū)附近地下水水位有明顯恢復(fù)，為1.0～6.0 m，地下水恢復(fù)0.5 m 的范圍還沒有到達(dá)北部的疏勒河河道附近，西湖自然保護(hù)區(qū)地下水水位回升在0.5 m 以內(nèi)。

圖8 4 種調(diào)水情景預(yù)測(cè)的50年后敦煌盆地上升地下水位等值線（a，b，c 和d 分別為S1、S2、S3 和S4 情景）Fig.8 Contour map of the predicted increased groundwater levels after 50 years under four water transferring scenarios.a,b,c and d represent scenarios S1,S2,S3 and S4,respectively.

模擬的典型4 眼觀測(cè)井的地下水水位變化曲線，見圖9?！耙?jì)黨”調(diào)水補(bǔ)水量越大，地下水水位回升值越大。4 種調(diào)水情景下，50 年后，位于洪積扇的B18 孔地下水水位上升了2 .67～3.93 m，位于研究區(qū)北側(cè)的B17 孔地下水上升約0.42 m，黨河灌區(qū)南部的B8孔和北部的B14 孔分別上升1.80～3.24 m 和約0.02 m。

圖9 4 種調(diào)水情景預(yù)測(cè)的4 個(gè)典型觀測(cè)孔地下水位變化曲線Fig.9 Changes in the predicted water levels for four typical wells under four water transferring scenarios

S1、S2、S3 和S4 情景下年均地下水儲(chǔ)量分別增加約0.58×108，0.66×108，0.73×108，0.88×108m3。儲(chǔ)量恢復(fù)最大的區(qū)域?yàn)辄h河洪積扇，與圖6 反映的情況一致。在月牙泉附近地下水水位有著明顯回升。西湖自然保護(hù)區(qū)是研究區(qū)最重要的生態(tài)保護(hù)目標(biāo)之一。雖然研究區(qū)地下水儲(chǔ)量均出現(xiàn)增加，但50年的情景預(yù)測(cè)西湖自然保護(hù)區(qū)核心區(qū)邊界內(nèi)地下水水位恢復(fù)緩慢。西湖自然保護(hù)區(qū)核心區(qū)（圖1）的補(bǔ)給水源主要包括降水量、疏勒河徑流量和地下水側(cè)向徑流量。2016年疏勒河河道疏浚后，河道沿程水頭損失減少，疏勒河進(jìn)入西湖自然保護(hù)區(qū)的水量主要取決于雙塔水庫泄水量。西湖自然保護(hù)區(qū)的地下水側(cè)向徑流量是主要的補(bǔ)給來源，也受人類活動(dòng)影響大。根據(jù)2016—2018年模型計(jì)算，西湖自然保護(hù)區(qū)核心區(qū)的年均降水量、疏勒河徑流量和地下水側(cè)向徑流量分別約為0.60×108，1.00×108，0.84×108m3。在“引哈濟(jì)黨”調(diào)水進(jìn)行生態(tài)補(bǔ)水之前，黨河洪積扇地下水水位下降，地下水向西湖自然保護(hù)區(qū)流動(dòng)的水力梯度減小，因此側(cè)向徑流量緩慢減小，保護(hù)區(qū)的地下水水位呈現(xiàn)約0.01～0.05 m/a的下降趨勢(shì)。模擬“引哈濟(jì)黨”調(diào)水，黨河洪積扇地下水水位逐漸恢復(fù)，地下水向保護(hù)區(qū)的側(cè)向徑流量也逐漸增大，預(yù)測(cè)結(jié)果地下水水位恢復(fù)約為0.02 m/a，說明該保護(hù)區(qū)地下水水位變化是緩慢的，時(shí)間尺度至少在50年以上，而地下水水位的變化將對(duì)植被生態(tài)有顯著影響。“引哈濟(jì)黨”調(diào)水工程的實(shí)施將使地下水向西湖自然保護(hù)區(qū)的側(cè)向徑流量保持穩(wěn)定，從而維系西湖植被生態(tài)生長(zhǎng)的地下水水位。

5 結(jié)論

（1）根據(jù)區(qū)域水文地質(zhì)條件建立了地下水三維流數(shù)值模型，22 眼長(zhǎng)觀孔模擬水位的平均納什效率系數(shù)為0.61，10 眼長(zhǎng)觀孔水位的納什效率系數(shù)高于0.85，觀測(cè)井水位流場(chǎng)的擬合情況說明模型較好反映了區(qū)域地下水水位動(dòng)態(tài)規(guī)律。

（2）模擬結(jié)果顯示2010—2018年區(qū)域地下水儲(chǔ)量虧空0.40×108m3/a，黨河灌區(qū)地下水儲(chǔ)量損失約2.62×106m3/a，西湖自然保護(hù)區(qū)的核心區(qū)地下水儲(chǔ)量損失約9.99×106m3/a，而且黨河洪積扇的地下水儲(chǔ)量衰減最大，黨河灌區(qū)南部的地下水儲(chǔ)量增加但在其北部的地下水儲(chǔ)量減少。

（3）模擬了調(diào)水情景分別為0.80×108，0.90×108，1.00×108，1.20×108m3/a 的地下水水位動(dòng)態(tài)，發(fā)現(xiàn)了50年后地下水水位在區(qū)域上有差異性回升，黨河洪積扇地下水水位恢復(fù)在5.0～20.0 m，月牙泉區(qū)地下水水位回升7.0～15.0 m，而西湖自然保護(hù)區(qū)地下水水位恢復(fù)在0.5 m 以內(nèi)。

（4）地下水側(cè)向徑流量是維系西湖自然保護(hù)區(qū)核心區(qū)植被生態(tài)生長(zhǎng)的重要水源，人類對(duì)黨河的利用以及在黨河灌區(qū)的人類活動(dòng)造成黨河洪積扇地下水水位下降，從而減少了地下水向西湖保護(hù)區(qū)的側(cè)向徑流量，這種變化的時(shí)間響應(yīng)是緩慢的，而且預(yù)測(cè)分析的“引哈濟(jì)黨”工程對(duì)西湖自然保護(hù)區(qū)地下水水位影響也是緩慢的，但這種調(diào)水工程最終會(huì)恢復(fù)黨河沖洪扇區(qū)虧空的地下水儲(chǔ)量，進(jìn)而維持地下水向西湖保護(hù)區(qū)側(cè)向徑流量的穩(wěn)定回升，保證植被生態(tài)增長(zhǎng)的地下水水位要求。

本次重點(diǎn)研究的是 “引哈濟(jì)黨”工程實(shí)施前后的地下水水位變化規(guī)律。由于研究區(qū)西部區(qū)域偏遠(yuǎn)，只有間斷的和統(tǒng)測(cè)的地下水水位資料，缺乏長(zhǎng)期地下水水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)井，難以建立地下水與植被生態(tài)的動(dòng)態(tài)關(guān)系，仍需進(jìn)一步開展相關(guān)工作，以支撐敦煌規(guī)劃中適宜調(diào)水量的論證。

致謝：感謝甘肅酒泉市黨河流域水資源管理局在調(diào)查和研究過程中給予的幫助和支持！