地下水补径排及动态特征
七章补径排
观
测
主孔
孔
一般根据地质条件进行分析，总方向是由补给区到排泄 区，可用示踪的方法确定。示踪剂有食盐、同位素等。
地下水的补给——径流、径流——排泄界限的划分 是比较难的，没有严格界限，一般认为能接受补给的部 分称为补给，对潜水而言分布区与径流区一致，故称补 给——径流区，承压水比较好分区。
径流量除用达西公式计算外，有时用下列表示式 来判断地下水的富集程度。
2、地下径流率：1平方公里含水层面积上地下水的径
流量（又称径流模数）。
MJ
Q 10 2 F 365 86400
(L/S.KM2)
它说明了一个地区或一个含水层中以地下水径流
的形式存在的地下水量的多少，而不能说明地下水的
径流强度（用平均渗透率来表示）。
5、补给模数：单位面积上地下水含水层上补给的 量。Mb=Q/F,与径流模数差一个降水量系数。
6、径流区水质的变化 地下水的矿化度随补给区的矿化度不同而不同，沿 途有地表水或污染物的汇入而发生变化。
（3）泉的分布反映汗水层的分布或含水通道的分 布，及补给和排泄区的位置。
（4）区的标高反映当地的地下水位标高。
(5）泉的化学成分、物理性质及气体成分，反映 当地地下水的水质特点和形成的环境特点。
（6）水温反映地下水的埋藏特点，如水温接近气 温，说明地下水埋藏较浅，温泉来自深部。
（7）泉的研究有利于判断地质构造，泉常出露于 断层带及接触带
3、地下水径流系数：地下水径流量与同时间内（通
常为一个水文年）降落在含水层补给面积上的水量之比。
宜昌市主城区浅层地下水的赋存特征初探
第35卷第2期2021年4月资源环境与工程Resources Environment&EngineeringVol.35,No.2Apr.，2021宜昌市主城区浅层地下水的赋存特征初探范小军，汪力”,李超，杨筱寒，谭昌军，杨怡（湖北省地质局第七地质大队，湖北宜昌443100）摘要：宜昌市主城区浅层赋存的松散砂卵石孔隙水、碎屑岩裂隙水、砾岩裂隙水、碳酸盐岩裂隙岩溶水，以潜水为主，局部弱承压。
地下水位埋深0.50〜29.86m，平均埋深5.63m。
地下水位标高39.00〜120.00m，平均标高72.93m。
地下水水力梯度一般0.16〜0.004，平行长江方向、地势低平地段地下水水力梯度较小，垂直长江方向、地势起伏较大地段地下水水力梯度较大。
地下水位在丰水期较平水期升高0.50〜8.25m,水位变化主要受季节性大气降水影响。
松散砂卵石孔隙含水层与奥陶系南津关组灰岩裂隙岩溶含水层富水性弱一中等，白垩系五龙组砂岩夹泥岩裂隙含水层与石门组砾岩裂隙含水层富水性弱，可视为相对隔水层。
区內雨量充沛，浅层地下水循环强烈，地下水多为重碳酸型。
关键词：宜昌市主城区；浅层地下水；水位；渗透性；富水性中图分类号：P641.1；P641.7文献标识码：A文章编号：1671-1211（2021）02-0211-05 DOI：10.16536/ki.issn.1671-1211.2021.02.014宜昌市主城区一带浅层地下水，是城区建设与地下空间开发的影响因素之一。
1988年湖北省水文地质工程地质大队利用原有资料编制了1：5万宜昌市水文地质图及说明书，重点评价了宜昌市域范围地下水类型及富水程度。
2019年湖北省地质局第七地质大队编制了宜昌市资源环境承载能力调查评价一一工程地质与水文地质钻探总结报告,工作范围为宜昌市主城区,东至伍家岗区柏临河,西至点军区桥边镇,南至点军区艾家村，北至夷陵区蔡家河村，施工水文地质钻孔7个,工程地质钻孔43个，孔深30~150m（钻孔分布参见图1）。
第三章地下水分类及其特征
第三章地下水分类及其特征3．1 地下水分类地下水这一名词有广义与狭义之分：a. 广义地下水––––指赋存于地面以下岩土空隙中的水，包括包气带及饱水带岩石空隙中的水（subsurface water––––包括soil water和ground water）。
b. 狭义地下水––––指赋存于饱水带岩土空隙中的水（ground water）。
长期以来水文地质学着重研究饱水带中的重力水。
现在开始重视包气带水的研究。
因为人们认识到在“三水”（大气水、地表水、地下水）转化过程中包气带是必经之路。
由于埋藏条件，含水介质类型对地下水水量、水质的时空分布有决定意义，所以按埋藏条件和含水介质（空隙）类型对地下水进行划分：1．按埋藏条件：包气带水、潜水、承压水；2．按含水介质（空隙类型）：孔隙水、裂隙水、岩溶水；3．综合分类（见P27：表3–1地下水分类表）。
如：孔隙潜水，孔隙承压水。
大 气3．2 包气带与饱水带地下水面以上称为––––包气带，或非饱和带（unsaturated zone)。
地下水面以下称为––––饱水带，或饱和带（saturated zone ）。
地下水面输送水分，获得补给。
雨季，包气带中的水以下渗为主，雨后，通过蒸发与植物蒸腾向大气圈排泄。
包气带是饱水带与大气圈联系的必经之路。
饱水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈→参与水循环。
饱水带岩石空隙全部为液态水所充满。
水体是连续分布的，能够传递静水压力，在水头差的作用下，可发生连续运动。
饱水带中的重力水––––是开发利用或排除的主要对象。
书上内容：包气带水主要是土壤水和上层滞水。
(一)土壤水埋藏于包气带土壤层中的水，称土壤水。
主要包括气态水、吸着水、薄膜水和毛管水。
靠大气降水的渗人、水汽的凝结及潜水由下而上的毛细作用补给。
大气降水向下渗入，必须通过土壤层，这时渗入的水一部分保持在土壤层中，成为所谓的田间持水量(即土壤层中最大悬着毛管水含水量)，多余的部分呈重力水下渗补给潜水。
地下水补径排及动态特征
地下水补径排及动态特征 Prepared on 22 November 2020敦煌盆地地下水补、径、排条件及动态特征孔令峰周斌（甘肃省地质环境监测院甘肃兰州 730050）摘要：敦煌盆地地处疏勒河流域下游的党河流域，是敦煌市城镇和农业绿洲主要分布区。
本文初步分析了敦煌盆地内地下水的补、径、排特征和动态特征。
盆地内地下水补给来源主要为河沟水及渠系、田间水的入渗，径流方式垂直与水平均有，排泄方式以自然蒸发和人工开采为主。
地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律。
关键词：敦煌盆地；地下水；补、径、排条件；动态特征中图分类号：文献标识码：B敦煌盆地处疏勒河流域下游的党河流域，历史文化名城敦煌即处于此。
敦煌市93%的耕地分布于此，是敦煌市城镇和农业绿洲分布区，其地理范围东起西湖乡至甜水井一线，西至甘新交界的库穆塔格沙漠，南北夹峙于北截山、三危山、崔木土山和北山之间，盆地总面积约13046km2，平原区面积约9972km2，是一个山地与平原相间分布的地区。
1地下水补、径、排特征含水层结构特征盆地水资源的循环可分为水资源的形成（补给）、径流交替、蒸发消耗（排泄）三个过程。
其中南部祁连山为水资源的形成带，而平原区水资源的循环只包含了后两个过程。
敦煌盆地南部的祁连山脉，是挽近的强烈隆升带，其地势高亢，降水丰富，是疏勒河、党河的发源地，也是敦煌盆地地下水的主要补给来源。
敦煌盆地是挽近不均匀沉降中形成的构造洼地，沉积了巨厚的第四系松散物质，为地下水的贮存运移提供了空间（图1）。
盆地含水层主要为上更新统、全新统砂砾石含水岩组，分布于冲洪积、冲湖积平原区，由南向北含水层颗粒由粗变细，含水层类型组合呈单一型至多层型，它们在水平方向上组合起来构成一个连续的、统一的横向为盆地边界所限的含水层系。
1 砂砾岩； 2砂岩粉砂岩；3砂砾层；4含砾砂；5细砂粉砂岩；6粉土；7粉质粘土；8隐伏断层图 1 敦煌盆地水文地质结构剖面图Fig 1 The profile of structure of hydrogeology in DunHuang Basin（以上剖面图引自1：20万区域水文地质普查报告敦煌幅）地下水的补给、径流、排泄敦煌盆地河沟水及渠系、田间水的入渗是盆地地下水的主要补给来源，地下水的运动趋势与河流、沟谷流向一致，从河流、沟谷上游到下游的含水层系导水性变弱，地下水迳流强度呈递减之势，含水层系水的交替方式也由“入渗～径流”过渡为“入渗～蒸发”。
水文地质学基础：地下水动态的天然类型
潜水与承压水由于排泄方式及水交替程度不同，动态特征也不相同。
潜水及松散沉积物浅部的水，可分为三种主要动态类型：蒸发型、径流型及弱径流型。蒸发型动态出现于干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地。此类地区地下水径流微弱，以蒸发排泄为主。雨季接受入渗补给，潜水位普遍以不大的幅度（通常为1-3m）抬升，水质相应淡化。随着埋深变浅，旱季蒸发排泄加强，水位逐渐下降，永质逐步盐化。降到一定埋深后，蒸发微弱，水位趋于稳定。此类动态的特点是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明显，长期中地下水不断向盐化方向发展，并使土壤盐渍化。
如果采排地下水一段时间后，新增的补给量及减少的天然排泄量与人工排泄量相等，含水层水量收支达到新的平衡。在动态曲线上表现为：地下水位在比原先低的位置上，以比原先大的年变幅波动，而不持续下降。
河北饶阳县五公地区，开采第四系潜水及浅层承压水作为灌溉水源。每年3一5（6）月采水灌溉，水位降到最低点。6（7）月雨季开始，采水停止，降水入渗及周围地下水径流补给，使水位迅速上升。雨季结束后，周围的径流流入填充开采漏斗，水位继续缓慢上升。翌年采水前期，水位达到最高点。这一动态变化显示了天然因素和人为因素的综合影响（图5-6）。由1973年至1977年，始末高水位期水位相近，此期间降水量接近多年平均值。由此说明，保持此五年的平均采水量，地下水收支可以平衡。
气候湿润的平原与盆地中的地下水动态，可以归为弱径流型。这种地区地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸发排泄有限，故仍以径流排泄为主，但径流微弱。此类动态的特征是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明显，长期中向淡化方向发展。
承压水均属径流型，动态变化的程度取决于构造封闭条件。构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈，水质的淡化趋势愈明显。
三江平原建三江地下水动态变化特征
2020年5月 灌溉排水学报第39卷 第5期 May 2020Journal of Irrigation and Drainage No.5 V ol.3996文章编号：1672 - 3317（2020）05 - 0096 - 06三江平原建三江地下水动态变化特征刘伟坡，沙 娜，程旭学*（中国地质调查局 水文地质环境地质调查中心，河北 保定 071051）摘 要：【目的】探明建三江分局地下水动态变化规律，为水资源开发利用及科学管理提供理论支撑。
【方法】在综合分析建三江分局1997—2017年15个农场监测井地下水位标高、农业种植结构、土地利用类型等统计资料的基础上，应用衬度系数方差分析、Arcgis 空间插值分析、OriginPro 趋势分析等方法，分析了地下水动态变化规律及地下水流场空间变异特征。
【结果】由于地下水的过量开采，地下水位呈持续下降趋势，下降幅度为1.60~9.29 m ，中东部、中西部下降幅度表现为最大；地下水位衬度系数方差与地下水位下降幅度空间异变特征一致，中西部、中东部地下水动态受人类开采作用影响最为强烈；地下水流场空间异变特征明显，北西、南东、南部地下水水力梯度明显增大，局部地区地下水接受河水入渗补给，中部低平原区为地下水集中汇流区。
【结论】地下水过量开采引起的地下水流场变化，激发了河水入渗补给地下水能力，增加了地下水侧向径流补给量，改善了地下水径流条件；为合理开发利用地下水，优化地下水资源管理提供了水文地质依据。
关 键 词：地下水动态；衬度系数；地下水流场；水力梯度中图分类号：S512.11 文献标志码：A doi ：10.13522/ki.ggps.20190258 刘伟坡, 沙娜, 程旭学. 三江平原建三江地下水动态变化特征[J]. 灌溉排水学报, 2020, 39(5): 96-101.LIU Weipo, SHA Na, CHENG Xuxue. Groundwater Dynamics in Catchment of Jiansanjiang in Sanjiang Plain [J]. Journal of Irrigation and Drainage, 2020, 39(5): 96-101.0 引 言1【研究意义】地下水作为水资源的重要组成部分，既在区域水循环中发挥着重要作用，又是我国北方地区工农业生产和人类生活的重要供水水源[1]。
陕西榆林河谷区地下水特征分析
陕西榆林河谷区地下水特征分析作者：张世旭王中美来源：《贵州大学学报（自然科学版）》2017年第04期摘要：本文根据陕西省榆林市清涧县河谷区水文地质勘察所获取的相关数据资料，采用传统的分析方法对研究区地下水的富水性特征、水化学特征、地下水动态特征及补径排特征进行了分析。
通过分析得到以下结果：①该区域属于弱富水性区。
②水质为无色、无味、无嗅、透明度良好的淡水，矿化度一般为0.74～1.17 g/L，水化学类型以HCO3·SO4-Na·Ca·Mg和HCO3·SO4-Na·Mg型水为主。
③水位变化在一年中出现两个峰值和两个谷值，累计变幅为1.20 m。
④地下水主要接受大气降水补给和潜水的侧向补给，和地表水存在互补关系，补给条件好。
地下水主要以地表河和下降泉的形式排泄，由于水位埋深浅，有一部分以蒸发方式排泄。
关鍵词：地下水；水化学特征；富水性；陕西中图分类号：P641.1文献标识码： A水资源是社会经济可持续发展中至关重要的自然资源，水资源短缺是全球性的问题[1]。
随着清涧县经济社会的发展，生产生活用水需求量急剧上升，加上局部地区地下水水质恶化，地下水资源能否满足工农业生产生活的需求成为了人们必须面对的问题。
榆林市水资源短缺已经制约了其社会、经济、生态环境的健康发展和人民生活水平的提高[2]。
自五十年代以来，围绕城市、乡镇供水及煤炭开发工业用水，地矿、石油、煤炭、核工业等部门在区内及周边区域，相继开展了一系列的水文地质勘查工作，初步查明了第四系潜水形成的地质、地貌条件以及分布特征、补给、径流、排泄条件，了解了本区构造形迹和古地理环境及沉积规律。
但工作程度相对较低，特别是对研究区的地下水特征，并没有做出系统精确地分析阐述。
本文通过对研究区地下水勘查资料的归纳总结和分析，较为全面地阐述了清涧县河谷区水文地质条件和地下水特征，为清涧县科学地开发利用地下水资源提供依据。
南沙区地下水赋存条件及动态变化特征研究
2021年3月第43卷第2期q地下水Ground waterMar.，2021Vol.43 NO.2DOI：10. 19807/ki.DXS.2021 -02 -019南沙区地下水赋存条件及动态变化特征研究吴丽霞(广东省水文地质大队，广东广州510510)[摘要]南沙区地处广州珠江三角洲冲积平原区，属于典型的滨海地区。
区域内地下水含水层较多，对重大 工程建设会产生不利的影响。
为研究区域水文地质条件，通过对野外调查和动态观测积累的长系列地下水基础资料 进行分析，对南沙区的地下水类型、富水性、赋存条件及动态变化特征进行归纳总结。
研究结果认为：南沙区的地下 水类型主要为松散岩类孔隙水、层状岩类裂隙水和块状岩类裂隙水，泉水和井水为当地部分的居民生活饮用水，区内地下水多以潜流的形式排泄，地下水动态变化与气候及潮汐存在相关关系；地下水位的变化特征因其赋存条件不同而存在差异，具有明显季节性周期，区内地下水每年6 - 9月丰水期较10 - 11月的枯水期水位埋深浅、电导率较 低、水温较高、流量较大。
研究结论以期为南沙新区的城市建设提供真实可靠的水文地质依据。
[关键词]地下水类型；富水性；赋存条件；动态变化；南沙区[中图分类号]P641.6 [文献标识码]B[文章编号]1004 - 1184(2021)02 -0064 -03南沙区地处北回归线以南，属亚热带海洋性气候，雨量充 沛，河网发育，地表水流自北西向南东经多个口门汇流人海。
区内有横门水道、蕉门水道、洪奇沥水道、横沥水道、鸡鸦水道 等，还有大量分叉河涌，地表水系发育，是典型滨海地区，沉积 了厚度较大的第四纪松散软弱土层，其中淤泥类饱和软弱土层 特别发育，分布广泛且厚度大。
第四系厚度大，含水层较多，这 对南沙的重大工程建设带来了不利的影响，因此进一步查明南 沙区的水文地质特征，可以更好地服务南沙区的城市建设。
1 研究区概况1.1 地貌地处珠江三角洲冲积平原区。
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敦煌盆地地下水补、径、排条件及动态特征孔令峰周斌（甘肃省地质环境监测院甘肃兰州 730050）摘要：敦煌盆地地处疏勒河流域下游的党河流域，是敦煌市城镇和农业绿洲主要分布区。
本文初步分析了敦煌盆地内地下水的补、径、排特征和动态特征。
盆地内地下水补给来源主要为河沟水及渠系、田间水的入渗，径流方式垂直与水平均有，排泄方式以自然蒸发和人工开采为主。
地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律。
关键词：敦煌盆地；地下水；补、径、排条件；动态特征中图分类号：P641.6 文献标识码：B敦煌盆地处疏勒河流域下游的党河流域，历史文化名城敦煌即处于此。
敦煌市93%的耕地分布于此，是敦煌市城镇和农业绿洲分布区，其地理范围东起西湖乡至甜水井一线，西至甘新交界的库穆塔格沙漠，南北夹峙于北截山、三危山、崔木土山和北山之间，盆地总面积约13046km2，平原区面积约9972km2，是一个山地与平原相间分布的地区。
1地下水补、径、排特征1.1含水层结构特征盆地水资源的循环可分为水资源的形成（补给）、径流交替、蒸发消耗（排泄）三个过程。
其中南部祁连山为水资源的形成带，而平原区水资源的循环只包含了后两个过程。
敦煌盆地南部的祁连山脉，是挽近的强烈隆升带，其地势高亢，降水丰富，是疏勒河、党河的发源地，也是敦煌盆地地下水的主要补给来源。
敦煌盆地是挽近不均匀沉降中形成的构造洼地，沉积了巨厚的第四系松散物质，为地下水的贮存运移提供了空间（图1）。
盆地含水层主要为上更新统、全新统砂砾石含水岩组，分布于冲洪积、冲湖积平原区，由南向北含水层颗粒由粗变细，含水层类型组合呈单一型至多层型，它们在水平方向上组合起来构成一个连续的、统一的横向为盆地边界所限的含水层系。
1 砂砾岩； 2砂岩粉砂岩；3砂砾层；4含砾砂；5细砂粉砂岩；6粉土；7粉质粘土；8隐伏断层图 1 敦煌盆地水文地质结构剖面图Fig 1 The profile of structure of hydrogeology in DunHuang Basin（以上剖面图引自1：20万区域水文地质普查报告敦煌幅）1.2地下水的补给、径流、排泄敦煌盆地河沟水及渠系、田间水的入渗是盆地地下水的主要补给来源，地下水的运动趋势与河流、沟谷流向一致，从河流、沟谷上游到下游的含水层系导水性变弱，地下水迳流强度呈递减之势，含水层系水的交替方式也由“入渗～径流”过渡为“入渗～蒸发”。
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3000～4000 m2/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、多坝沟等河少量洪水入渗，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。
流域绿洲细土平原一般有二个含水层，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。
敦煌盆地东部疏勒河三角洲带，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2）。
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，地下径流向西径流，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。
图2 安西－敦煌盆地地下水等水头线剖面图Fig 2 map of isopiestic level of confined water for DunHuang-AnXi Basin 蒸发蒸腾量作为流域内各盆地最大的地下水排泄项，其量的变化间接地反映了区域地下水水位的动态变化。
据不同时期计算的蒸发蒸腾量可以看出，上世纪70年代至今呈减少趋势，与区域地下水水位总体下降呈一致性（表1）。
表1 安敦盆地蒸发蒸腾量变化表单位：×108m3Table 1 The evaporation of groundwater in DunHuang-AnXi Basin时期 1977年 1999年 2004年安西敦煌 4.513 4.650 3.610地下水的人工开采主要集中在平原绿洲耕种区,且绝大多数为农业灌溉井。
随着地区人口的增多与土地面积的扩大而增加，尤其“疏勒河流域综合开发项目”的实施，移民搬迁至项目区，土地开发面积增加迅猛，用水量加大，地下水开采量亦成倍增长，严重影响下游敦煌盆地地下水的来水量和地表水的流入量。
根据统计1977年安敦盆地地下水开采量0.313×108m3，1999年为0.588×108m3，2004年为0.939×108m3，到2007年党河灌区地下水开采量达到1.31×108m3，地下水开采量现已成为本区地下水主要排泄项之一。
近年来党河灌区地下水出现严重超采现象，开采地下水已受到限制。
2 地下水年内动态特征敦煌盆地地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律，由含水层的埋藏条件（深度、包气带岩性）所决定。
敦煌盆地的农业区，河水入渗的影响较小，人为的灌溉、开采过程是地下水位变化的直接原因。
灌区外细土荒区,河流入渗和人为灌溉、开采的影响甚微，潜在的蒸发排泄是地下水位变化主要原因。
2.1 地下水位年内动态特征根据盆地地下水动态监测曲线成因分析，地下水位年内动态特征可以归纳为5种类型，即径流型、灌溉型、灌溉与开采过渡型、开采型和蒸发型。
2.1.1 径流型分布于北截山前的党河、西土沟、崔木土沟、多坝沟、西水沟、东水沟洪积扇，地下水位的变化过程不同程度地反映了河水对地下水补给的时空分布规律。
一般高水位期出现在3、9、11月，低水位期在5、10、12月，高水位滞后于河流丰水期2～4个月或更长，呈现单峰单谷型，年变幅较大，一般在1-2m 左右。
分布于绿洲区内以河水灌溉为主的地带，各灌区渠系密布的区域。
灌溉水的大量入渗，改变了这个地带地下水位的天然动态过程。
表现为与灌溉期（夏灌4～7月，冬灌9～11月）相对应的高水位期和非灌溉期相对应的低水位期（图3），呈现单谷单峰型或多峰多谷型。
最高水位一般出现在灌水量最大、灌溉强度最高的4～5月或11月，年变幅0.3～2.76m。
图3 灌溉型地下水位动态过程（2004年黄渠监测孔动态）Fig 3 the course of dynamic of groundwater level for watering 分布于南湖灌区和杨家桥乡地区，灌溉以地表水为主，地下水开采为辅的灌溉方式。
地下水位呈缓慢下降趋势，代表了整个区域地下水位下降趋势。
南湖灌区由于以泉水灌溉为主，地下水开采量很少，地下水动态曲线比较平稳；另外杨家桥乡近年来为了保护月牙泉湖，大部分地区禁止开采地下水，采用地表水灌溉，但是由于距离井灌区比较近，地下水位动态过程曲线还是反映出了开采期的明显特征，4－6月份，8－9月份是地下水位出现的两个低谷。
因此，保护地下水位稳定的核心措施是减少地下水开采量。
2.1.4 开采型分布于绿洲区内河水、井水混灌带或以井水灌溉为主的地带，如河灌区敦煌城区以北。
地下水开采引起的水位波动掩盖了天然动态过程。
表现出与开采期（5-10月即灌溉期）相对应的低水位期和与非开采期相对应的高水位期，呈现单谷单峰型,6－8月份降幅最大，最大降幅达到4m左右(图4)，年变幅1.32～3.24m。
图4 2007年富强村地下水位动态变化曲线图Fig 4 hydrograph of groundwater level of Fu-qiang village in 20072.1.5 蒸发型分布于中、下游盆地地下水位埋深小于3～5m的荒区，伊塘湖、玉门关等地属于该区。
由于这个地带地下水平径流滞缓，故强烈的蒸发是影响地下水位动态变化的主要因素。
水位历时变化与气温和蒸发量密切相关，曲线上呈现单峰单谷型。
一般6～9月随着气温的升高和蒸发量增大而水位下降，10月至翌年3月随着气温的降低和蒸发量减小而水位上升。
通过地渗仪对地下水垂向交替特征的研究，3～5月的高水位期主要是季节性冻土消融水入渗的反映。
这类地区水位年变幅一般为0.73～1.70m，往往较灌溉、开采型小，且水位年变幅与其埋深呈反比关系，说明其动态过程与来自上游的地下径流关系不大。
垂向上的观测资料研究证实，尽管下伏半承压～承压水其水头高于或低于上覆潜水位，但在灌溉～开采或天然的蒸发蒸腾作用下，下伏半承压～承压水头均表现出与上覆潜水位同步的变化特征，且随着深度的增加变幅逐渐变小。
反映了第四系含水层之间极为密切的水力联系和地下水径流强度随着深度的增加而减弱的规律。
2.2泉水量动态特征盆地泉水主要分布于南湖乡，由于该泉水溢出量受南部阿尔金山雪山融水和降水量控制，处在天然状态下，泉水流量的动态变化稳定。
观测资料表明，泉水丰水期一般出现在9～11月及翌年3～5月份，枯水期6～8月及翌年1～2月份，最小流量与最大流量之比为0.28。
3 地下水多年动态特征3.1 地下水位多年动态特征观测资料证实，敦煌盆地地下水位处于区域性持续下降过程，下降幅度最大的是山前洪积扇地区，洪积扇与绿洲过渡带地下水位下降趋势次之，绿洲区下降较小，北部基本稳定或略有上升（表2）。
从表数据反映敦煌城区和五墩乡地下水位下降幅度0.34m/a，黄渠乡一带下降0.10～0.15m/a,北部沿疏勒河两岸的南梁～玉门关～雅丹地下水位呈缓慢上升趋势，上升幅度约0.10～0.20m/a。
表2 敦煌地区地下水位动态变化统计表Table 2 The statistics of dynamic of groundwater level in DunHuang aera点号 2004年5月5 日 2009年4月25日日变幅值测水位（m）测水位（m）（m）AD03 D3 D8 D9 D17 AD11 AD13 AD14 AD15 9.4711.733.683.256.960.5319.503.424.288.6013.384.133.747.660.6318.573.493.85+0.87-1.65-0.45-0.49-0.70-0.10+0.93-0.07+0.43敦煌盆地北部多年地下水位呈上升趋势，七里镇及灌区内水位埋深5～10m 地段水位缓慢上升，上升幅度0.41～1.76m/a。