地下水流场及其变化特征 区域地下水流场演变特征
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
地下水流场演变阶段特征与标识~
一、20世纪60年代地下水流场天然特征
20世纪60年代石家庄平原区天然状态下地下水流场的流向自西北向东南运动(图4-9)，区域浅层地下水位普遍大于0m，最高处位于滹沱河冲洪积扇顶部，约为80m。在研究区东部邻接衡水一带，浅层地下水位10～20m。在山前平原浅层地下水位埋深普遍小于3.0m，宁晋泊等洼淀周边的地下水位埋深小于1.0m。滹沱河冲洪积扇的晋州-辛集一带，地下水位埋深为3～5m。
图4-9 石家庄平原区天然状态浅层地下水流场分布特征(单位：m)
(据张兆吉等，2009)
二、地下水位埋深演变阶段性特征与标识
1.总体特征
在20世纪50～60年代，石家庄平原区地下水流场处于天然状态，流场流向为西北流向东南，区域平均地下水位小于3m，局部低洼地段有泉水大量溢出。60年代以来，由于山区、山前大规模拦蓄出山地表水和平原区地下水开采强度不断增大，不仅导致研究区内河流常年干涸，而且，包气带厚度20世纪60年代仅为3～5m，截至2010年已增至39m左右。目前，研究区第I含水层组几近疏干，第II含水组也已开采殆尽，在宁晋-赵县和石家庄等地区形成了稳定的地下水位降落漏斗，漏斗区的地下水流向与整个流场的流向显著不同，由原先的自西向东流动转变为向漏斗中心汇流。区域地下水的水力梯度由20世纪50年代的1.2‰～2.0‰，演变成现在的1.5‰～4.7‰，有些地段水力梯度大于5.0‰。
2.20世纪60年代特征
从图4-10和图4-11可见，在地下水流场天然阶段，石家庄平原区及下游区浅层地下水位埋深大部分区域均小于5m，所占研究区比率达到96.8%。其余地区地下水位埋深也在10m以下，且仅分布在西部山前行唐县及下游赵县等部分区域。从整体上表现出从西部山前地带至东部平原边界地下水位埋深由深及浅的变化特征。
20世纪60年代，石家庄平原区地下水流场的标识性特征是：全区地下水位埋深均小于10m，且以0～5m分布区为主(图4-10，图4-11)。
图4-10 近50年来石家庄平原区浅层地下水位不同埋深分布面积的演变特征
(据中国地质调查工作项目《石家庄-西柏坡经济区地质环境调查》。下同)
图4-11 1963年石家庄平原及其下游区浅层地下水位埋深分布特征
3.20世纪70年代(地下水超采初期阶段)特征
1972年研究区发生了百年一遇的特大干旱，年降水量仅226.1mm，只有当地多年降水量的43.91%，比1920年和1930年百年不遇大旱年份的降水量还小，1920年，1930年降水量分别为241.3mm和296.5mm。不仅如此，1974～1975年又发生连续干旱，年降水量分别为345.1mm和374.3mm，由此，造成石家庄平原区大规模打井抗旱，农业机井数量急剧增加，农业灌溉水源中地下水所占比例大幅上升，地下水系统开始出现超采现象，由此导致地下水位埋深大幅增大，小于5m的分布区面积消失殆尽，占全区比例从20世纪60年代的96.8%急剧减少至9.6%。而5～10m埋深的分布区面积则呈迅速扩大趋势，占全区比率从3.2%增加至67.3%(图4-10)。
地下水超采初期阶段石家庄平原区地下水流场的标识性特征是：由于农业开采量急剧增加，地下水总开采量开始逐步超过当地地下水可开采资源量，导致区内小于5m的地下水位埋深分布区面积急剧缩小，地下水位埋深以5～10m的分布区为主(图4-12)，出现大于10m的地下水位埋深分布区，面积达1889km2，占全区面积的23.1%。
图4-12 1975年石家庄平原及其下游区浅层地下水位埋深分布特征
4.20世纪80年代(地下水位降落漏斗形成阶段)特征
进入20世纪80年代，在石家庄市区和宁晋-赵县一带，分别形成稳定的浅层地下水位降落漏斗，而且，漏斗中心水位埋深和漏斗面积都不断增加。区域地下水位埋深较超采初期大幅增加，主要表现在石家庄平原大部分区域的地下水位埋深已达10～20m，占全区面积的比率由1975年的23.1%增加至69.4%。而地下水位埋深小于10m分布区面积由1975年的5516km2，缩小至2172km2。
地下水位降落漏斗形成阶段，石家庄平原区地下水流场的标识性特征是：地下水位降落漏斗呈现稳定发展、规模不断扩大特征，区内小于10m的地下水位埋深分布区面积急剧缩小，地下水位埋深以10～15m的分布区为主(图4-13)，出现地下水位埋深大于20m的分布区，占全区面积的4.2%。
图4-13 1985年石家庄平原及其下游区浅层地下水位埋深分布特征
5.20世纪90年代(地下水严重超采阶段)特征
进入20世纪90年代，区内河流全部长期干涸，气候频发干旱，地下水补给量显著减少，且远小于开采量，地下水超采程度达到有史以来最为严重的状态，以致石家庄平原大部分区域的地下水位埋深均在20m以上，特别是20～30m埋深区面积占全区的比率达到51.7%。而小于20m的分布区面积由1985年的7852km2，缩小至3574km2。
地下水严重超采形成阶段，石家庄平原区地下水流场的标识性特征是：地下水超采加剧，第I含水层组基本被疏干，地下水超采呈现区域性加剧特征，小于20m的地下水位埋深分布区面积急剧缩小，地下水位埋深以20～30m的分布区为主(图4-14)，出现地下水位埋深大于30m的分布区，占全区面积的4.7%，局部出现大于40m的分布区。
6.21世纪初(地下水压采严管阶段)特征
进入21世纪，在实施南水北调加大地表水使用力度的同时，严管地下水开采量被政府高度重视，石家庄平原区农业开采量和地下水严重超采区的开采量都逐年减少。由此，石家庄平原区浅层地下水位急剧下降趋势得到初步缓解。目前该区10～30m的浅层地下水位埋深分布区面积仅为48.56%，大于30m 的埋深区面积扩大较明显(图4-15)，2009年以来开始趋于稳定，地下水位降落漏斗中心水位埋深呈逐年回升趋势。
地下水压采严管阶段石家庄平原区地下水流场的标识性特征是：地下水位降落漏斗中心水位埋深呈逐年回升趋势，超采区范围扩展速率明显减缓，区内地下水位埋深以30～40m的分布区为主(图4-15)。
图4-14 1995年石家庄平原及其下游区浅层地下水位埋深分布特征
图4-15 2005年石家庄平原及其下游区浅层地下水位埋深分布特征
1.地下水流动系统变异特征
在长期的地质历史中，我国北方盆地或平原第四系地下水，自山前倾斜平原向中下游平原，形成了相对稳定的流动系统。根据不同的空间尺度，分为区域地下水流动系统、中间地下水流动系统和局部地下水流动系统。
区域地下水流动系统存在于深部，沿山前平原向下游排泄区流动，其特点是流动缓慢，流程很长，因此，在山前地带地下水水质较好，而随着流程的加长，地下水水质逐渐变差。中间地下水流动系统主要受地表水流域和地质地貌条件的控制，形成了冲洪积扇流动系统、河间流动系统等。在山前地带，地下水接受山区的侧向补给和冲洪积扇的降雨补给后，向下游侧向径流，在冲洪积扇前缘地带形成溢出带；在中部平原，受地表水流域的控制，地下水形成了以河道带为源区，以河间洼地为汇区的中间流动系统。局部地下水流动系统主要受地形和地表水流域、以及人工绿洲的灌溉范围与强度的控制，一般在地形凸起处或河道带接受补给，在地形低洼处排泄，其特点是流速快、流程短、水交替强烈。
人类活动使地下水天然流场受到干扰，区域地下水流动系统和局部地下水流动系统发生了根本性的变化。地下水流动系统变异特征突出表现在：水位大幅度下降，降落漏斗的形成。我国北方盆地和平原由于地下水的强烈开发，区域流动系统的地下水，以深层水位下降漏斗中心为界，被割裂成中间流动系统或局部流动系统，地下水向漏斗中心汇流；区域地下水由向上越流排泄变为接受浅部向下越流补给。中间流动系统由于地下水的开发形成了源汇的逆转，在山前冲洪积扇的前缘，地下水开采导致山前的溢出带下移或消失；在中游平原大量开发深层淡水，使得深层地下水的水位大幅下降，浅层地下水向深层地下水越流，同时，深层地下水位下降，使下游的水流方向倒转，原来的汇区变为源区。局部流动系统则由于区域流动系统和中间流动系统的演变全面解体，形成以开采为主导的新的局部流动系统，区域地下水流动系统以开采强度较大的地下水漏斗区为汇区重新组合。
2.地下水流场演变特征与时空差异
近50年来，随着工农业的迅猛发展，中国北方各地区地下水的开采量始终呈上升趋势，导致地下水流场发生一系列的变化，其变化特征表现为：
1）区域地下水位持续下降，水位下降速率2～3m/a，其表现为泉水溢出带下移或消失，地下水漏斗形成，局部水流方向发生变化。
2）地水位降落漏斗不断扩展，漏斗面积逐年增加，区域地下水流被截断，流动方向发生改变，流动模式被严重干扰，含水层之间补排关系发生变化，地下水流系统由区域水流系统向局部水流系统转变。水位降落漏斗的形成与发展大致经历了四个时期：天然流场状态；降落漏斗雏形的形成时期；漏斗的发展时期；漏斗中心水位稳定、漏斗面积扩大期。
3）地下水排泄模式发生变化。水位下降，泉水溢出带下移或消失，使原来以泉排泄、潜水蒸发蒸腾排泄为主的方式向以人工开采为主的排泄方式转变。排泄区由集中分布于中下游区转变为流域的上、中、下游均有分布，人工开采范围和程度呈扩大趋势。
4）区域地下水流系统的渐变—突变过程。20世纪70年代以前，我国北方盆地和平原深层承压水开采量很小，深层承压水通过越流向上顶托补给浅层潜水。70年代以后，地下水的开采量不断增加，地下水位下降，降落漏斗范围逐年扩大，使盆地内第四系地下水系统的水动力场发生根本变化。
综上所述，近50年来，我国北方盆地和平原浅层地下水系统演变趋势是地下水位持续下降，其表现为泉水溢出带下移或消失，承压含水层地下水位降落漏斗形成，局部水流方向发生变化。在空间上，西北内陆干旱区以区域地下水位下降、泉水溢出带下移为特征；华北平原和松嫩平原表现为地下水位快速下降、溢出带消失并且地下水降落漏斗形成并发展为特征；在时间演化特征上，西北内陆干旱区20世纪80年代以前为渐变，90年代初发生突变；而华北平原和松嫩平原表现为 1970年代前为渐变，80年代中期发生突变。
区域地下水演变特征
答：图7.1 地下水系统演变过程概念模式 1）天然背景阶段。为20世纪60年代以前，地下水资源尚未被开发，这一时期地表水尚未被拦截，地下水补给为天然补给，主要发生在山前平原与河道带，地下水流场为天然流场状态，地下水动态变化...
地下水位降落漏斗演变特征
答：1965～1975年,随着农业、工业及城镇的发展,地下水开采量逐渐增加,在局部地段开始集中开采地下水,承压含水层水头出现大幅下降,呼市中心城区承压含水层水头年均下降速率为0.9m/a,尚未形成漏斗,但地下水流动方向发生变化,原始流场转变为向...
区域地下水水化学演化特征
答：中国北方主要盆地和平原地下水化学场在地下水流场变化条件下发生演化，局部地区受人类活动影响而出现异常变化。地下水化学的演化有如下特征：1.水化学类型向重碳酸型水转变，地下水硬度增高 主要发生在山前冲洪积扇前缘和地下水...
地下水资源形成与变化特征
答：地下水循环与变化 (一)山区对平原区补给 黑河流域南部祁连山和中部北山区降水相对为多,除了以出山河水的形式对平原区地下水形成强大补给外,山区基岩裂隙水还以潜流形式通过破碎断裂带补给平原区地下水。 图5-5 黑河流域数值模拟结果拟...
东北松嫩平原地下水流场
答：三、松嫩平原地下水流场主要特征 1)天然条件下由盆地周边山区向盆地中心低平原河谷地带径流排泄，低平原河谷是地下水的排泄通道。图3-4-3 松嫩平原浅层地下水流场图(2003年)图3-4-4 松嫩平原承压水地下水流场(2003年...
降水变化和人类活动耦合影响地下水流场特征
答：随降水变化对地下水流场影响强度的增大，人类活动的影响强度随之减小(图5-17)。降水影响强度每增加1.0%，开采的影响强度减小0.92%；降水变化的影响强度每减少5.0%，开采等人类活动的影响强度增大4.60%。图5-17 石家庄...
降水变化特征及其对地下水流场演变的影响
答：2020-01-30 地下水流场演变主导因素影响程度量化识别 2017-04-15 如何分析降水变化对地下水的影响 2020-01-30 地下水流场及其变化特征 2020-01-30 未来人类活动和气候变化对地下水圈演变的预测及评价 2020-02-04 区域地下水流...
研究区第四系地下水系统特征
答：(2)第四系地下水系统第Ⅲ含水组水位动态变化特征 对比1991年第四系地下水系统第Ⅲ含水组等水位线图(图11.10)和2009年第四系地下水系统等水位线图可知,近20年来研究区第Ⅲ含水组地下水流场发生变化主要表现在三个方面: 图11.10 研究区...
红层地下水的形成及运动特征
答：红层地下水的形成及运动特征包含了地下水的补给、径流、排泄过程及径流场特征,以及表征这些特征的含水层渗透系数、水力坡度、流速等参数及度量指标。 2.2.2.1 地下水的补给 含水层自外界获得水量的过程称为地下水的补给。红层地下...
气温变化特征及其对地下水流场演变的影响
答：一、气温变化特征 研究区近50年来气温呈增高趋势，升高速率为0.4℃/10 a(图6-1)。为了研究石家庄平原区气温变化的周期规律，拟采用小波变换法进行分析。图6-1 石家庄平原区气温演变特征图 (气象数据源自中国气象科学数据...
