壹、地下水的補給、徑流、排泄
疏勒河流域各水文地質盆地地下水運動總趨勢與河流流向壹致。隨著主要含水層導水性從河流上遊到下遊變弱,地下水交替也逐漸由入滲—徑流過渡為入滲—蒸發。
中遊玉門-踏盆地山麓地帶的山前洪積扇區,堆積物松散,顆粒粗大,河渠水大量入滲,入滲帶地下水呈高水丘狀態,且導水性良好,導水系數為3000~5000m2/d,水平徑流強烈,水力坡度3‰~7‰。地下水從昌馬洪積扇頂向北徑流至扇緣細土帶,導水性減弱,地勢平緩,地下水呈泉水形式大量溢出地表。農業耕種區,灌溉水大量入滲補給地下水,地下水埋藏較淺地段,接受少量降水、凝結水入滲的同時大量的蒸發蒸騰、人工開采與泉水***同構成地下水排泄。在扇前大致在五家灘—飲馬農場壹帶存在地下水分水嶺,東部地下水向東北徑流入花海盆地,西部向雙塔、踏實徑流。
昌馬洪積扇前兔葫蘆以西地下水向西徑流,水力坡度降至2.5‰~4‰,導水性減弱,蒸發為主要排泄方式,泉水多以孤立承壓泉形式溢出。西部榆林河洪積扇接受河水、渠水及南截山溝谷洪水潛流補給,向北、北東徑流與西向徑流地下水匯合,大部分在水位淺埋區消耗於蒸發蒸騰,少量呈泉水形式匯入蘆草溝穿過北截山,在安西-敦煌盆地東部百旗堡灘滲漏殆盡。
花海盆地地下水主要接受西部北石河、南部石油河、東部斷山口河等河渠水及灌區灌溉入滲,地下水從西南東向幹海子匯流,水力坡度2.5‰~3‰,灌區為主要開采區,下遊區徑流漸弱,蒸發蒸騰成為其主要排泄途徑。
安西-敦煌盆地東部雙塔灌區,地下水主要接受雙塔水庫入河道與渠系水入滲、田間入滲補給,地下水向西徑流,在安西縣東部導水系數為1000~2000m2/d,水力坡度為2‰~3.2‰,向下遊徑流漸弱,水力坡度漸變為0.8‰~1.5‰。地下水淺埋區蒸發蒸騰與農業灌溉區人工開采為主要排泄方式。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,導水系數為3000~4000m2/d,徑流強勁,向扇緣徑流。東北至黨河灌區,灌溉水入滲補給地下水,同時,人工開采與地下水淺埋區蒸發蒸騰為主要排泄,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、多壩溝等的少量洪水入滲,向西北徑流至下遊尾閭區。此間主要以後坑-灣窯自然保護區濕地與疏勒河河道兩側地下水淺埋區蒸發蒸騰排泄為主,且垂直交替強烈。
2004年利用實際調查的水位統測資料編繪的地下水等水位線圖(圖4-3)反映了地下水流場分布狀況。
圖4-3 疏勒河流域各盆地地下水流場圖
二、地下水流場特征及變化
流域綠洲細土平原壹般有兩個含水層,較深的為厚層中、上更新統礫石層中的承壓水,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化而成。後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,亦可視為壹個滲透性差別較大的雙層介質的含水層。
承壓水含水層厚度據鉆探及物探資料壹般為20~90m,埋深壹般為5~20m,水頭壹般高出頂板3~10m,局部達10~15m,高出潛水位0.4~1.0m,距地表壹般為1~3m,黃花農場南灘壹帶承壓水自流。承壓水運動方向和流場形態與潛水基本壹致,流域內地下水流向大致與補給河流流向壹致。
玉門-踏實盆地昌馬洪積扇地下水大致以五家灘為界,南部為補給區,等水頭線表現為向南傾斜,表明表層水向深部運移,細土平原區等水頭線向北傾斜,區域地下水向淺部和地表運移。五家灘至疏勒河間,等水頭線密集,正是前緣地下水受阻,在較短的距離內大量排泄,形成泉溝(圖4-4)。榆林河洪積扇及其前緣地下水運動也類同於昌馬洪積扇及其前緣,只是規模較小而已。
安西-敦煌盆地東部疏勒幹三角洲帶,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,東段為區域較強補給區,水頭向上遊傾斜,以西補給量少,進入區域排泄帶。並隨著含水層間粘性土層厚度增大,層位穩定,西部下層水水頭相對較高,水力坡度減小,反映了蒸發盆地的特點(圖4-5)。南部黨河洪積扇區,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,在伊塘湖壹帶徑流滯緩,水頭壅高,形成湖沼濕地,地下徑流向西,卡拉塔什塔格山前徑流由南向北匯入,使徑流方向轉向西北,直至庫姆塔格沙漠。
花海盆地西北徑流沿北石河流向幹海子方向,南部石油河洪積扇及寬灘山北麓地下徑流向深部及下遊運移,至盆地中下遊,地下水向淺部及地表運移並流向幹海子匯集。
圖4-4 玉門-踏實盆地地下水等水頭線示意剖面圖
圖4-5 安西盆地地下水等水頭線剖面
流域各盆地五十年來潛水水位波動較大,特別是昌馬、黨河洪積扇中上部水位下降最明顯,昌馬、黨河灌區次之。但區域上並未形成大的降落漏鬥,流場形態基本未變,徑流方向也未發生明顯改變,只是存在整體區域上的水位升降。受補給條件、灌溉、開采的影響,潛水水位變化在戈壁區和農灌區表現的比較突出,在細土荒區則相對平緩。承壓水相對潛水來說,其動態變化要微弱得多,據H6觀測孔資料,該孔潛水水位觀測時段內極值差達11.20m,而同壹孔中承壓水水位變幅很小,僅為0.75m(圖4-6)。可以推測,承壓水流場除水頭梯度有微弱變化外,形態及徑流方向不會發生大的改變。另外,在壹些開采集中的地區,如黨河灌區、昌馬灌區布隆吉-河東等地,大量的機井止水效果不好,已將上下含水層串通,潛水承壓水動態趨於壹致,地下水流場或多或少要發生壹定的變化。
圖4-6 花海盆地H6觀測孔承壓水與潛水水位圖