地下水补径排及动态特征教学文案
053地下水的补给与排泄
降水入渗系数α的确定方法 ➢ 利用地中渗透仪测定；
地中渗透仪平面图
测蒸发量
地中渗透仪结构图
测入渗量
• 根据入渗量与年降雨量的比值，即可求得该年份对 应降雨量、不同岩性、水位埋深的降雨入渗系数；
• 通过常时间观测，可以求得不同降雨年份的降雨入 渗系数。
➢ 补充包气带水
分亏缺;
t1
➢ 年龄新的水推 动年龄老的水
下移，“老”
水在前，“新”
t2
水在后。
捷径式入渗 (粘性土介质)
是指入渗水由于存在水分运移的大空隙通道（根孔、虫孔、 裂缝等），入渗水流沿着该通道下渗，优先达到地下水面的 过程。
➢新水可以超过老水，优先
达含水层；
t1
➢包气带不必达到饱和即可 t2
(四)含水层之间的补给
含水层通过导水断层 发生水力联系
含水层通过钻孔发 生水力联系
(五)地下水的人工补给
人工补给地下水的方式
1—透水层；2—弱透水层；3—地下水位；4—地表水位及井中水位；5—水流方向；6—井
二、地下水的排泄
排泄方式 排泄条件 排泄量的确定
长白山温泉
趵突泉
地下水的排泄方式
(二)泄流
河流切割含水层时，地下水向河流的排泄， 称为泄流 地下水的泄流量可通过分割河流流量过程线 的方法确定
(二)泄流
玛纳斯河1955年日平均流量过程线补给类型分割图
1—深层地下水补给；2—融雪水补给；3—浅层地下水补给；4—降雨补给；5—高山冰雪融水补给
蒸发和蒸腾 (Evaporation & Evapotranspiration）
水文地质学基础 第七章 地下水的补给与排泄.
2. 研究泉的意义
1）根据泉涌水量大小，确定含水层的富水程度。 2）泉的分布反映含水层或含水通道的分布以及补给区和排 泄区的位置。 3）对泉水动态的研究，可判断其补给水源的类型。 4）泉的标高反映地下水位标高； 5）泉水的化学成分，物理性质与气体成分，反映地下水的 水质特点和埋藏情况。 6）泉的研究有助于判断隐伏地质构造。 7）一些大泉水质好，流量稳定，便于开发利用。
一般可统一求算大气降水与地表水的入渗量。 通过计算排泄量的途径反求补给量。
α＝Q / f ·x·1000
Q—年地下水排泄量，相当于全年降水与河水补给地下 水的量 ；
f—汇水区面积（km2）； X—年降水量（mm）。 α一般在0.2～0.5之间，南方岩溶地区α可高达0.8以上， 而西北极干旱的山间盆地则趋于零。
（二）推求降雨入渗补给量 降雨入渗系数确定后，即可根据一定年份的降
雨量推求该年的降雨入渗补给量。
Q＝X ·α· f · 1000
四、凝结水的补给
一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高 山、沙漠等昼夜温差大的地方，凝结作用对地下水补 给的作用不能忽视。
如：据研究，内蒙桌子山地区凝结水对岩溶地下 水补给， 陕北沙漠滩区凝结水补给，对该地区地下 水的开发利用和水土保持有着重要的意义。
二、泄流 多采用河流流量过程线分割法进行估算。
流量过程线的直接分割法
三、蒸发
地下水的蒸发排泄实际可以分为两种： ☆土壤水的蒸发： 土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。 ☆潜水的蒸发： 地下水不断浓缩盐化。
四、蒸腾
◆蒸腾量与植物的品种密切相关； 深度受植物根系分布深度的控制。
07地下水的补给、排泄与径流解析
第七章 地下水的补给、排泄与径流
过程：含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通 过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。 在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外 界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。 意义：补给、排泄与径流决定着地下水水量、水质在空间 与时间上的分布。 为了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发利用 水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
目前认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径 式两种：
第七章 地下水的补给、排泄与径流
活塞式下渗：鲍得曼（Bodman）等人于1943—1944年对均质砂 进行室内入渗模拟试验的基础上提出，简而言之，这种入渗方 式是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移。 在理想情况下，包气带水
普遍认为，在砂砾质土中主要为活 塞式下渗，而在粘性土中则活塞式与捷 径式下渗同时发生。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
二、影响大气降水补给地下水的因素
蒸发
地表
降水
地表径流 下渗补给含水层
渗入地面以下的水，不等于补给含水层的水。其中相当 一部分将滞留于包气带中构成土壤水，通过土面蒸发与叶面 蒸腾的方式从包气带水直接转化为大气水。 以土壤水形式滞留于包气带并最终返回大气圈的水量相 当大。我国华北平原总降水量有70％以上转化为土壤水。
第七章 地下水的补给、排泄与径流
7.1 地下水的补给
7.1.1 大气降水对地下水的补给 7.1.2 地表水对地下水的补给
7.1.3 大气降水及河水补给地下水水量的确定
7.1.4 凝结水的补给 7.1.5 含水层之间的补给 7.1.6 地下水的其它补给来源 泉 泄流
7.2 地下水的排泄
七章补径排
一次降水对潜水的补给量： Xy=X-Yy-（H-h）(Wmax-W0)。 Xy：一次降水对潜水的补给量; X：降水量。 Yy：地面径流量。 2）影响因素： 降雨形式（大，中，小雨）。小雨易入渗，形成地表径 流少。 降水强度：(每小时降水量mm/h); 地形条件;植被情况： 地表平整程度; 包气带岩性、厚度：K值小且厚度大时补 给潜水量就小。 以上条件或因素不完全单一，而是综合影响，互相制约 。
近几年，由于气候变化及不合理的开采地下水，北方的 泉口大都相继干枯。 **读P76页的图，
按要求写出读
书报告
二、向河流排泄 1、河水与地下水的关系 潜水与河水无直接关系； 潜水与河水有直接关系； 潜水与河水有周期关系； 承压水与河水有直接关系。
2、基流分割 由于线状排泄不集中，不易测定，故用分割法。该 方法有平割、斜割、分段割、退水曲线割等。 以平割为例：从水位起开始，经退水后再上升为止 ，连接成直线，以下阴影部分为基流（泄流）。即地下水 补给河水的水量。
(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 （8）岩溶区大泉可以直接开采利用，如利用不当 ，“扩泉”也会导致水源枯竭，破坏风景。 （9）对国民经济建设有重要意义，有的泉是供水 水源地（排泄区水量大），也有的是著名的旅游胜地。 北方大泉在早期都有神秘色彩，有庙宇或名人题词。
2．降雨入渗系数的确定： 降雨入渗系数指在同一面积上降雨入渗补给地下水 数量占降水百分比。 α =Xi/X*100%. α :入渗系数 Xi：入渗量 X：降雨量。 （1）根据动态观测资料资料求α 。 α = Xi/X Xi=△h*F*μ X=X*F α =△hμ /X=μ (Hmax-H+△ht)/XI △H:水位增加值； F:面积 ； μ :给水度； H:降水前的水位。△h:地下水位变化； x:在水位上升时期以厚度表示降水量。
概述浅层地下水的补给和排泄
概述浅层地下水的补给和排泄水资源是人类生产和生活不可缺少的自然资源，更是维持整个生态系统平衡的环境资源。
地下水作为地球上水循环的一部分，有着极其重要的地位。
地下水资源更是水资源的重要组成部分，浅层地下水资源对社会经济发展与生活安全都有着重要意义。
标签：地下水；补给；排泄地下水是地球上水循环的一部分，地下水资源从大气降水、地表水以及邻近的地下水得到补给，在含水层中流动，最后通过天然的蒸发、流出或人工开采而排泄。
地下水资源的增减补给是在不急于排泄不平衡的条件下产生的。
1、降水入渗补给降水是自然界水分循环中最活跃的因子之一，是地下水的重要补给来源。
一般降落到地面的水不能直接到达地下水面，因为在地面和地下中间隔着一个包气带，入渗的水必须先满足包气带水的需要，多余的水在包气带中向下运动才能达到地下水面。
在土壤含水率基本相同情况下，地下水埋深愈大，包气带愈厚，则在入渗过程中消耗于包气带的水分愈多。
目前，我国多采用下是定义降水入渗补给系数由（3 - 1）式，只要已知降水量和入渗补给系数很快就可以得出降水入渗补给量，即降水入渗补给系数是一个变量，它是随空间和时间而变的，不同地区有不同的值，即使同一地区，不同时段的降水入渗补给系数也不同。
在地下水埋藏深度较小的平原区，当毛管水饱和带到大地表附近時，即使下再大的雨也没有地方可蓄水了，也就是说停止入渗，没有入渗的降水将形成地表径流流走。
在这些地区，汛前大量开采地下水，地下水位大幅下降，可以起到腾空库容大量截流雨洪资源的效果。
2、河湖及地表水的补给一般说来，山区河流因河谷深切，地下水常年补给地下水，在河流中游地区，有时地下水和河水补给关系呈季节性变化，在洪水季节河水补给地下水，而在枯水季节则相反。
在气候温暖湿润的平原地区，降水充沛，地表水是浅层地下水主要补给来源。
就沿淮淮北地区而言，该区多年平均降水量在800～1000mm，降水季节分布不均匀，主要降水集中在7～9月份，汛前往往长时间干旱，地下水位很低，强降雨来临时，河湖水位暴涨，形成河湖水位与地下水位较大的水力坡度，大大提高河湖水源向地下水补给强度。
地下水的补给与排泄
• Recharge-runoff-discharge
2019/5/1
3
地下水的补给
• 概念：含水层或含水系统从外界获得水量（能量、热 量和盐分）的过程称为补给。
• 结果：补给使含水层获得水量，抬升地下水位，获得 能量（如势能增加）。同时也可能获得盐分，从而也 会改变地下水的水化学特征和水温。
• 地下水的排泄，根据其对水质的影响也分为两类：径 流排泄与蒸发排泄。
• 将补给和排泄结合起来，可得两类地下水循环：
– 渗入-径流型 – 渗入-蒸发型 – 渗入-弱径流型
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地下水补给与排泄对水质的影响
2019/5/1
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复习思考题
• 地下水补给源有哪些？ • 降水补给地下水的形式、区别及其影响因素； • 请描述降水补给地下水的过程; • 越流及越流量的影响因素； • 地表水对地下水的补给有哪些特点，并解释； • 地下水排泄的途径； • 影响地下水蒸发的因素、土壤盐泽化形成的条件；
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Any questions?
2019/5/1
徐超
c_axu@ Tel:8？ X
– Hint: 图7-4的降水入渗补给含水层框图。
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地表水对地下水的补给
河流与地下水之间的补给关系沿着河流纵断面而变化；图7-5 河流与地下水之间的补给关系在不同季节而会有不同；图7-5 间歇性河流对地下水的补给过程。图7-6
• 河流补给地下水的补给量受一系列因素影响，按达西定律进行分 析，哪些因素？
14
降水与河水补给量的确定
• 计算式
水文地质学基础第8章 地下水的补给与排泄
地下水的排泄
泄流
河流切割含水层时，地下水向河流的排泄，称为泄流 地下水泄流量可通过分割河流流量过程线、示踪等方法确定
地下水的排泄
“活塞式”入渗—— 均匀砂土层 “捷径式”下渗——空隙大小极悬殊 捷径式下渗，新水可以超过老水，优先达含水层 捷径式下渗，不必包气带达到饱和即可补给下方含水层
大气降水入渗补给的影响因素
入渗系数：α = qp / P
影响因素 降水量 降水方式：降水强度、时间 岩性：影响入渗、滞留 埋深：影响降水分流、地下水蒸发 地形：坡度影响地表径流的形成 植被 ：影响地表坡流的滞留和包气带水分亏缺
水分亏缺小，地下水经泉向河流排泄
可据排泄量反求补给量：泉、泄流
α = Q / (P×F)
地下水的补给
地表水补给
地表水补给地下水的机制
补给条件：存在水头差且存在水力联系
补给机制 间歇性河ห้องสมุดไป่ตู้补给机制
地表水补给地下水量的确定
补给量：Q = KIAt 测定方法
断面法 示踪剂法：温度、水化学、同位素等
大气降水补给地下水量的确定
平原区降水补给量：Q = P×F×α
降水入渗系数α的求取 潜水位天然变幅： α = qp / P = μΔh / P 地中蒸渗仪
平原区
大气降水补给地下水量的确定
山区
山区降水补给地下水异于平原区 主要分布基岩，地面渗透能力差别大 地形起伏与地质结构结合，汇流区范围常大于补给区 地表水与地下水转化关系复杂 地形切割强烈，水位埋深大，包气带水以重力水为主，
《水文地质基础》第六章 地下水的补给与排泄
第1节 地下水的补给
Groundwater recharge
补给方式：大气降水入渗、地表水入渗、凝
结水入渗、其他含水层或含水系统 、人工补 给
补给量(Incremeng of aquifer)的确定：
研究每一种补给方式的补给量大小
影响补给量大小的因素：讨论每一种补给
方式的影响因素
第1节 地下水的补给—大气降水入渗补 给
(Interaquifer flow; Flow across)
影响补给量大小的因素
两个含水层之间的水头差； 裂隙、断层的透水性； 弱透水层的透水性及厚度
越流补给量的确定：
K —— 弱透水层垂向渗透系数；
(Coefficient of permeability) I —— 驱动越流的水力梯度；
系：
地表水入渗补给量的确定
平原地区。选择符合下列条件的典型渗漏地段 ⑴ 无支流 ⑵ 无降水 ⑶ 无取水排水 ⑷ 河流两侧岩性均一
实测河段上、下游断面流量Q1和Q2
则渗漏量△Q为：
△Q = Q1 – Q2 根据△Q 的大小确定地表水与地下水的补排关系和 渗漏量。
此法不适用于间歇性河流及侧向径流强烈，潜水位 与河水位不相连的经常性河流。因为消耗于包气带的 水量占相当比例，误差较大。
人工回灌
采用有计划的人为措施补充含水量的水量称为人工
补给地下水 。其目的有：
补充、储存地下水资源； 抬高地下水位以改善地下水开采条件； 储存热源以用于锅炉用水； 储存冷源用于空调冷却； 控制地面沉降； 防止海水倒灌与咸水入侵含水层；
第2节 地下水的排泄
Groundwater discharge
按出露原因： 侵蚀泉、接触泉、溢流泉——下降泉 (Destructional spring;boundary spring, Contact spring; Overflowing spring) 侵蚀泉、断层泉、接触带泉——上升泉 (Fault spring)
水文地质基础——地下水的补给与排泄
第1节 地下水的补给
Groundwater recharge
补给方式：大气降水入渗、地表水入渗、凝
结水入渗、其他含水层或含水系统 、人工补 给
补给量(Incremeng of aquifer)的确定：
研究每一种补给方式的补给量大小
影响补给量大小的因素：讨论每一种补给
方式的影响因素
第1节 地下水的补给—大气降水入渗补 给 Precipitated water recharge
从上图可以看出： 降雨量与补给量之间呈近似线性关系（定 埋深）； 降雨量中有一部分要补充水分亏损，才有 补给地下水；
地下水埋深越浅，补给量越大（定降雨量）
降水强度(rainfall intensity)：单位时间内的降水 量。降水强度超过包气带的入渗律时，部分降水 形成地面径流，补给地下水的部分相应减少。
人工回灌
采用有计划的人为措施补充含水量的水量称为人工 补给地下水 。其目的有： 补充、储存地下水资源； 抬高地下水位以改善地下水开采条件； 储存热源以用于锅炉用水； 储存冷源用于空调冷却； 控制地面沉降； 防止海水倒灌与咸水入侵含水层；
第2节 地下水的排泄
Groundwater discharge
补给量≈径流量≈排泄量
故通过估算排泄量（包括泉的总流量、泄流量等） 或径流量 来估算补给量。 山区的入渗系数α是全年降水与河水补给地下水的 量与年降水量的比值： Q
f X 1000
Q — 入渗补给量，数值上等于年地下水排泄量 f — 汇水区面积（km2） X— 年降水量（mm）
有了 的量：
进行排泄。
影响泄流量大小的因素
第七章 地下水补排
地表水补给地下水的必要条件有哪些： 有水力联系 地表水水位高于地下水水位
河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所 变化: 山区河谷深切，河水位常低于地下水位，起排泄 地下水的作用（图7—5a)洪水期则河水补给地下 水。 山前，由于河流的堆积作用，河床处于高位，河 水常年补给地下水（图7—5b）。 冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位 的关系，随季节而变（图7—5c)。而在某些冲积 平原中，河床因强烈的堆积作田而形成所谓“地 上河”，河水经常补给地下水（图7—5d）。
分析间歇性河流对地下水 的补给过程：
汛期开始，河水浸湿包气 带并发生垂直下渗，使河 下潜水面形成水丘（图 7—6a）。 河水不断下渗，水丘逐渐 抬高与扩大，与河水联成 一体（图7—6b）。 汛期结束，河水撤走，水 丘逐渐趋平，使一定范围 内潜水位普遍抬高（图 7—6c）。
河水补给量的大小取决于下列因素：
1、下降泉(出露潜水 含水层中的泉）— 根据出露条件分为： §侵蚀泉：地形切 割到潜水面 §接触泉：地形切 割至隔水底板 §溢流泉：水流在 前方受阻，水位抬 升，而溢流成泉
2、上升泉（出露于承压含水层中的泉）—— 根据出露条件分为：侵蚀泉，断层泉，接触带泉
7．2．2 泄流
当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄， 称作地下水的泄流。 基流分割： 通过对河流流量过程线的分割→地下水泄流量。 由于线状排泄不集中，不易测定，故用分割法。 该方法有平割、斜割、分段割、退水曲线割等。 以平割为例：在流量过程线起涨点A 起引一水平 线交于退水段的B 点，则图中有阴线部分即相当 于地下水泄流补给河水的量。在水文学中此水量 称作河流的基流。
透水河床的长度与浸水周界的乘积（相当于过水断面） 河床透水性（渗透系数） 河水位与地下水位的高差（影响水力梯度） 河床过水时间(用达西定律进行分析)
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地下水补径排及动态特征 精品文档
收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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精品文档 收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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”。
1.2.1地下水补给 精品文档
收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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。
1.2.2地下水径流 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 精品文档 收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 1.2.3地下水排泄 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：×108m3 Table 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。 精品文档 收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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。 2.1.2灌溉型 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
2.1.3灌溉与开采过渡型 精品文档 收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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。 7.007.508.008.509.009.5010.0010.5011.0011.50
1月 2月 3月 4月 5月 6月 7月 8月 9月 10月 11月 12月
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 2007
2.1.5 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精品文档 收集于网络，如有侵权请联系管理员删除 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