西北内陆盆地地下水流场 地下水流场及其变化特征
上述地下水形成演化模式仅仅是对西北内陆干旱盆地的理论概括，有的地区由于山间盆地边界的限制，或者新构造运动的隆起，使地下水流系统发育不够完善，常常表现出各种特殊性。因此，对于具体盆地的地下水问题，应在该模式的理论指导下，结合具体的地质、水文地质条件，尤其是新构造特征和古气候变化特征，加以具体分析和判断，才能正确认识本区地下水形成演化规律的特殊性，提出对地下水资源合理开发利用和保护的方案。其理论指导意义主要体现在如下几个方面。
（1）冲积扇裙带局部地下水流系统，巨厚的含水层系统，颗粒粗大，导水性强，具有巨大的储存；即使地下水的积极交替带，地下水主体的平均年龄也在1000～3000年之间，它像一个非常巨大的水库，对水资源可起到多年的调节作用。对新构造运动活动比较剧烈的西北地区，常常难以找到存储地表水的理想库容，就显得更为重要，遗憾的是目前尚未引起社会的关注。随着社会经济的发展，可承担较高的抽水费用时，必将会越来越重视这种地下水水库的开发利用，真正实现地表水与地下水联合开发，优化调度。不仅其天然水质优良，供水的保证程度高，可作为大型、特大型工业和城市的供水水源；而且有望缓解新疆普遍存在的春旱问题。
（2）在山前局部水流系统中，通常河流补给地下水，如在一定程度上适当过量开采地下水，对下游生态环境的影响不大。因此在人口急剧增长，经济快速发展时期，在技术经济条件不合理的情况下，动用部分地下水的静储量，以满足该阶段社会发展对水资源的迫切需求是可以的。随着社会人口的回落，技术的进步以及对水资源需求量的下降，又可以回灌地下水，恢复局部地下水流系统中的水位，以作为战略性后备水源。当然还应做进一步研究论证。
（3）内陆流域找水工作，应以形成演化模式为理论指导，先进的物探手段先行，重视分析盆地古气候、古地理环境和新构造特征，确定有利于形成地下淡水的含水层骨架系统的分布范围和层位，采用多学科综合分析方法圈定深层舌状淡水区，以达到事半功倍的效果。
（4）结合新构造隆起和古河道分布特征，预测大型盆地中大型河流可能具有多级形成演化规律，即地表水与地下水为多次转化型。如塔里木盆地和田河的古河道正好通过乔格塔格山、古董山与麻扎塔格山之间的峡口，推测在峡口以北应发育第二级形成演化过程，规模可能比第一级小，峡口北侧应有古冲洪积扇局部地下水流系统，是沙漠地区可能存在的另一种类型的淡水体，可作为找水远景区，需做进一步勘探工作加以验证。
（5）塔克拉玛干沙漠腹地正位于南部诸多中小型河流的盐分停积带（盐分迁移带），这些小型河流径流量小，难以有效地将洼地型地下水流系统聚集的盐分带入自身河水中，其尾闾远离下游的塔里木河，更不可能将尾闾地层中的盐分带入塔里木河中。在第四纪气候干湿交替变化过程中，随着这些河流径流量的变化，形成了不同时期上下游分布的尾闾积盐区，河流的摆动形成了左右分布的尾闾积盐区。这样，洼地聚集的盐分、河流尾闾聚集的盐分及区域地下水流系统向上聚集的盐分（占次要位置），只能分布于盐分停积带中的含水层系统中。区域地下水流系统的径流途中，溶解这些盐分，形成了大厚度咸水体，它有两个特点：①除表层潜水外，基本没有受到强烈的蒸发作用的影响；②地下水的矿化度取决于它所流经地层的可溶盐含量的多少，所以从上游向下游矿化度没有逐渐增高的明显趋势。
一、地下水的补给、径流、排泄
疏勒河流域各水文地质盆地地下水运动总趋势与河流流向一致。随着主要含水层导水性从河流上游到下游变弱，地下水交替也逐渐由入渗—径流过渡为入渗—蒸发。
中游玉门-踏盆地山麓地带的山前洪积扇区，堆积物松散，颗粒粗大，河渠水大量入渗，入渗带地下水呈高水丘状态，且导水性良好，导水系数为3000～5000m2/d，水平径流强烈，水力坡度3‰～7‰。地下水从昌马洪积扇顶向北径流至扇缘细土带，导水性减弱，地势平缓，地下水呈泉水形式大量溢出地表。农业耕种区，灌溉水大量入渗补给地下水，地下水埋藏较浅地段，接受少量降水、凝结水入渗的同时大量的蒸发蒸腾、人工开采与泉水共同构成地下水排泄。在扇前大致在五家滩—饮马农场一带存在地下水分水岭，东部地下水向东北径流入花海盆地，西部向双塔、踏实径流。
昌马洪积扇前兔葫芦以西地下水向西径流，水力坡度降至2.5‰～4‰，导水性减弱，蒸发为主要排泄方式，泉水多以孤立承压泉形式溢出。西部榆林河洪积扇接受河水、渠水及南截山沟谷洪水潜流补给，向北、北东径流与西向径流地下水汇合，大部分在水位浅埋区消耗于蒸发蒸腾，少量呈泉水形式汇入芦草沟穿过北截山，在安西-敦煌盆地东部百旗堡滩渗漏殆尽。
花海盆地地下水主要接受西部北石河、南部石油河、东部断山口河等河渠水及灌区灌溉入渗，地下水从西南东向干海子汇流，水力坡度2.5‰～3‰，灌区为主要开采区，下游区径流渐弱，蒸发蒸腾成为其主要排泄途径。
安西-敦煌盆地东部双塔灌区，地下水主要接受双塔水库入河道与渠系水入渗、田间入渗补给，地下水向西径流，在安西县东部导水系数为1000～2000m2/d，水力坡度为2‰～3.2‰，向下游径流渐弱，水力坡度渐变为0.8‰～1.5‰。地下水浅埋区蒸发蒸腾与农业灌溉区人工开采为主要排泄方式。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3000～4000m2/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、多坝沟等的少量洪水入渗，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。
2004年利用实际调查的水位统测资料编绘的地下水等水位线图（图4-3）反映了地下水流场分布状况。
图4-3 疏勒河流域各盆地地下水流场图
二、地下水流场特征及变化
流域绿洲细土平原一般有两个含水层，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。
承压水含水层厚度据钻探及物探资料一般为20～90m，埋深一般为5～20m，水头一般高出顶板3～10m，局部达10～15m，高出潜水位0.4～1.0m，距地表一般为1～3m，黄花农场南滩一带承压水自流。承压水运动方向和流场形态与潜水基本一致，流域内地下水流向大致与补给河流流向一致。
玉门-踏实盆地昌马洪积扇地下水大致以五家滩为界，南部为补给区，等水头线表现为向南倾斜，表明表层水向深部运移，细土平原区等水头线向北倾斜，区域地下水向浅部和地表运移。五家滩至疏勒河间，等水头线密集，正是前缘地下水受阻，在较短的距离内大量排泄，形成泉沟（图4-4）。榆林河洪积扇及其前缘地下水运动也类同于昌马洪积扇及其前缘，只是规模较小而已。
安西-敦煌盆地东部疏勒干三角洲带，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4-5）。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，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。
花海盆地西北径流沿北石河流向干海子方向，南部石油河洪积扇及宽滩山北麓地下径流向深部及下游运移，至盆地中下游，地下水向浅部及地表运移并流向干海子汇集。
图4-4 玉门-踏实盆地地下水等水头线示意剖面图
图4-5 安西盆地地下水等水头线剖面
流域各盆地五十年来潜水水位波动较大，特别是昌马、党河洪积扇中上部水位下降最明显，昌马、党河灌区次之。但区域上并未形成大的降落漏斗，流场形态基本未变，径流方向也未发生明显改变，只是存在整体区域上的水位升降。受补给条件、灌溉、开采的影响，潜水水位变化在戈壁区和农灌区表现的比较突出，在细土荒区则相对平缓。承压水相对潜水来说，其动态变化要微弱得多，据H6观测孔资料，该孔潜水水位观测时段内极值差达11.20m，而同一孔中承压水水位变幅很小，仅为0.75m（图4-6）。可以推测，承压水流场除水头梯度有微弱变化外，形态及径流方向不会发生大的改变。另外，在一些开采集中的地区，如党河灌区、昌马灌区布隆吉-河东等地，大量的机井止水效果不好，已将上下含水层串通，潜水承压水动态趋于一致，地下水流场或多或少要发生一定的变化。
图4-6 花海盆地H6观测孔承压水与潜水水位图
一、柴达木盆地地下水流场
柴达木盆地区域地下水流场主要受地形、地貌、水温和气象因素控制。对于盆地地下水运动来说，驱动地下水运动的主要是重力势能。在海拔较高的山前地带，地下水接受补给后水位持续抬升，重力势能积累，构成势源，为流场的高势区。地势低洼的河谷区，通常是流场的低势区，地下水在重力势能的驱动下，由山前地带高势能区向盆地平原的低势能区运动，进而形成柴达木盆地平原区区域地下水流系统。
地下水位总体变化趋势均为自山前地带—湖积平原汇流区由高逐渐降低。受区域势能场控制，地下水的总体流动方向是由盆地周边向汇流中心汇集，湖盆中心尾闾湖是地下水的汇流中心。
山前洪积扇和倾斜平原的中上部，含水层层次结构单一、水位埋深大，水力坡度较大，局部有地下跌水，地下水的运动总体以水平径流为主。倾斜平原中下部，地形坡度变小，水力坡度也相应变小，含水层层次增多，单层厚度变薄，间夹的弱透水层或隔水层增多变厚，其地下水埋深由深变浅，径流条件由好变差，上述因素的改变导致地下水的运动方式发生改变，地下水由水平运动为主转化为垂直运动为主。
柴达木盆地地下水的开发利用程度总体很低，没有出现大范围的降落漏斗和区域地下水位下降的问题;在局部地区集中开采地下水的强度较高，已经出现了局部小范围的降落漏斗。格尔木地区各水源地分散，故而中心水位降深仅10m左右，漏斗范围面积小，且彼此间独立;察尔汗地区开采卤水是地下水的主要排泄形式之一，由于大量开采晶间卤水，目前已形成了较大降落漏斗;冷湖镇在20世纪60年代随着石油的大规模开发，对地下水资源的需求也不断增加，地下水流场发生变异，形成了形成较大的下降漏斗，随着地下水开采量的减少，降落漏斗也已经逐渐恢复。
总的来说，柴达木盆地地下水开发利用程度低，地下水流场基本保持天然状态，仅在局部地段产生一些小范围的降落漏斗，地下水流场在局部地段产生一些变化，但总体仍为天然流场。
二、准噶尔盆地地下水流场
准噶尔盆地地下水流场主要以湖泊为汇水中心，地下水分别向各自的汇水中心径流。仅额河齐斯河水系以其河谷为汇水中心最终向境外径流(图3-4-5)。玛纳斯湖水系地下水以玛纳斯湖为最终排泄中心，地下水由山前向玛纳斯湖径流;天山北麓东部地下水水力坡度大于天山北麓中部;至沙漠地带及玛纳斯湖一带，水平径流滞缓，玛纳斯湖一带更是以垂向交替为主，水力坡度极小。艾比湖水系地下水大部分以艾比湖为最终排泄中心，部分向玛纳斯湖汇流。地下水由周边向湖盆径流;精河南部以及奎屯河一带地下水径流条件良好，其水力坡度小;艾比湖流域的其他地段，径流途径短，水力坡度变大。乌伦古湖水系地下水以乌伦古湖为最终排泄中心，地下水径流及水力坡度变化大。额尔齐斯河水系地下水为准噶尔盆地内唯一向盆地向外排泄的地下水系统。地下水由河流两侧向额尔齐斯河河谷汇集，沿河谷由东向西流出境外，其流场以河谷、山间洼地为单元，形态各异。
准噶尔盆地内地下水开发集中于南部天山北麓地段，天山北麓地下水流场的变化又集中体现在承压水分布区，盆地北部的乌伦古河水系和额尔齐斯河水系，地下水的开发利用程度不高，地下水资源利用变化不大，其地下水流场没有发生明显的改变。
图3-4-5 准噶尔盆地地下水流场图
天然状态下，天山北麓平原区孔隙潜水流场形态的总趋势是从山前向平原区径流，最终汇入河、湖。承压水由南向北径流，水力坡度变化平缓，深层承压水向浅层承压水越流排泄。近50多年来的人类活动的干扰，造成准噶尔盆地南缘绿洲经济带单一结构潜水区地下水位一般下降4～10m，水力坡度由20世纪80年代的1.5‰～3.0‰变至2003年的1.0‰～2.5‰，改变了天然状态下的地下水流场。承压水区，含水层水头一般下降10～60m，水力坡度由20世纪80年代的3.0～5.0‰变至2003年的3.5‰～6.5‰，地下水水平方向上流场发生了大的变化(图3-4-6)。垂向流动发生逆转，天然条件下深层承压水向浅层地下水越流排泄，目前大部分地段改变为接受上部含水层的向下越流补给，形成多处地下水降落漏斗，地下水流系统由区域水流系统向局部水流系统转变。
图3-4-6 天山北麓承压水流场变化图
三、西北内陆盆地地下水流场主要特征
1)地下水位总体变化趋势均为自山前地带—湖积平原汇流区由高逐渐降低。受区域势能场控制，地下水的总体流动方向是由盆地周边向汇流中心汇集，湖盆中心尾闾湖是地下水的汇流中心。
2)山前洪积扇和倾斜平原的中上部，水位埋深大，水力坡度较大，局部有地下跌水，地下水的运动总体以水平径流为主。倾斜平原中下部到湖积平原，地形坡度变小，水力坡度变小，含水层层次增多，单层厚度变薄，间夹的弱透水层或隔水层增多变厚，其地下水埋深由深变浅，径流条件由好变差，地下水由水平运动为主转化为垂直运动为主。
3)盆地之间、盆地内部不同地带由于地下水开采程度不同，地下水流场变化有较大差别。新疆准噶尔盆地、塔里木盆地，地下水开采主要集中在天山南北麓，这些地带地下水流场变化明显，盆地其他地区水资源开采程度相对较低，流场变化程度小。柴达木盆地地下水开采程度很低，除柴达木盆地格尔木洪积扇，诺木洪洪积扇等地开采相对较大，产生小范围降落漏斗外，盆地大部分地下水流场基本没有明显的变化。河西走廊地区由于上游盆地对地表水截留和地下水开采，目前整个流域地下水位下降非常明显，基本属于整体下降，没有产生明显降落漏斗。尽管水位下降强烈，但地下水流场整体形态变异不明显。
表3-4-1 华北平原、西北内陆盆地、东北松嫩平原地下水流场对比表
