Ⅰ 水資源開發利用與地下水變化
一、水資源開發利用與效應
在2000多年前，黑河流域就已開始屯田墾殖、開渠築壩、引水澆灌，區內現有的引水渠道大多開鑿於漢唐至明清時代，且集中於中游平原及下游金塔灌區。進入20世紀80年代以來，黑河流域中游地區的農業發展迅速，灌溉面積由20世紀50年代的3334 hm2增加到目前的1.42×104 hm2，並且發展了220 hm2水田。現有中、小型水庫98座，總庫容量為3.4×108 m3，其中山區水庫22座，年調控出山河水5×108 m3。人工綠洲內布滿了引水渠網，現有干、支渠道910條，總長4500 km，渠道襯砌率達50%～70%，年引用河、泉水總量達32.6×108 m3，地表水利用率達86%（表7-6）。
表7-6 黑河流域出山河水量及開發利用量統計
在黑河流域平原區，地下水資源量為37.11×108 m3/a，重復量為7.44×108 m3/a，可利用資源量11.7×108 m3/a。現有開采機井8000眼，1999年開采量已達6.94×108 m3，佔地下水可利用資源量的59.3%（表7-7）。
表7-7 黑河流域地下水開發利用情況
目前，黑河流域地表水開發程度已經達到較高水平，而地下水開采程度總體較低，但是各地情況不同。酒泉市、金塔縣地下水開采程度分別達到90%和89%，而臨澤、高台、額濟納旗等地開采程度較低。
黑河流域水資源開發利用，主要集中於中游的張掖盆地、酒泉東盆地和下游的金塔盆地。若忽略蒸發、地下水儲存量和泉水等變化的影響，則黑河流域中游盆地的總體水資源開發利用過程的動態特徵與鶯落峽、正義峽站徑流流量差的動態特徵相似（圖7-14）。
圖7-14a 黑河流域鶯落峽、正義峽徑流量及其流量差多年變化
圖7-14b 鶯落峽、正義峽徑流流量差距平差積變化
由圖7-14a可見，鶯落峽與正義峽之間多年平均徑流量差值為5.61×108 m3，在總體上是逐年增大的，年均增大幅度為794×104 m3，這樣的變化趨勢與中游地區用水量增加過程相一致。從圖7-14b可見，1979年以前黑河中游盆地消耗幹流的徑流水量較少，平均4.59×108 m3/a，僅占鶯落峽徑流總量的29.1%。進入20世紀80年代，人類活動影響明顯增強。其中1980～1984年期間，消耗幹流水量增加至多年平均量5.91×108 m3/a，占鶯落峽徑流總量的37.3%。1985～1989達到多年平均量6.83×108 m3/a，占鶯落峽徑流總量的43.2%。由此，從以天然徑流過程為主轉為以人為干擾徑流狀態為主。進入20世紀90年代，出現了急劇增加消耗幹流水量的現象，多年平均消耗水量8.12×108 m3/a，占鶯落峽徑流總量的51.4%。
從上述分析可見，在黑河流域，當人為消耗量占流域水資源可利用量的33%時，中下游區出現生態環境惡化問題。計算表明，1990～1998年黑河流域中游地區，由於過量消耗山區徑流來水，不僅消耗了應補給下游區的水量——年平均1.8×108 m3/a，而且還消耗了地下水補給量。
黑河流域用水，以一次性消耗為主。例如1999年總用水量32.25×108 m3，其中凈消耗22.16×108 m3，佔用水量69%。這種消耗性用水，農業灌溉占總用水量的95%，工業佔3.5%，生活佔1.5%。城市附近地下水水位明顯下降，灌區地下水水位相對穩定或略升。這種人為造成的地下水水位不平衡變化，引起了水質性資源減少。
二、地下水動態變化
近幾十年來，黑河流域大部分地區的地下水補給條件，都不同程度地受到人為因素的干擾（張志強等，2001；Simpson H J，1991）。一方面，大規模攔蓄山區徑流補給平原區的水量，明顯地減少了河流滲漏對地下水的補給量，加之渠系防滲和水利用率的提高，改變了地下水補給條件；另一方面，開采地下水的強度不斷增大，加劇了地下水系統水量非平衡態勢。
在黑河流域中游盆地的洪積扇裙帶，地下水水位平均下降3～5 m。其中在酒泉盆地屯升一帶，1996～2000年5年間地下水水位下降了1.5 m（圖7-15a）。在張掖盆地臨澤縣梨園河洪積扇中部地區，地下水水位下降了0.32 m（圖7-15b），在黑河幹流的洪積扇頂部水位下降值超過2 m。
在民樂六壩附近，地下水水位下降3.5 m（圖7-15c）。民樂和酒泉的地下水水位下降過程近似為線性，1985～1999年平均降幅分別為111 cm/a和30 cm/a。臨澤的地下水水位表現為波動下降過程，平均降幅為28 cm/a。
圖7-15 近20年以來黑河流域地下水水位下降過程
在井灌較為集中的地區，地下水水位下降也比較顯著。例如在高台駱駝城一帶，1996～2000年，地下水水位下降了2.44m。
人類活動對地下水水位變化的影響，其年內動態特徵存在3種情況，特徵各異。
（一）入滲-徑流-開采型
入滲-徑流-開采型地下水動態變化主要分布在黑河流域中游張掖、酒泉盆地的洪積扇群帶和金塔、額濟納盆地南部的戈壁扇形地一帶。受補給和春灌開採的影響，每年的4～7月地下水處於低水位狀態，8～11月處於高水位。地下水高水位期，一般滯後於河流豐水期2～3個月。豐枯期地下水水位變幅介於0.5～3.6 m之間，而且近河帶大於遠河帶，河流豐水年大於枯水年（圖7-16）。
圖7-16 黑河流域入滲-徑流型地下水動態曲線
在下游額濟納沖積平原的中上部，地下水水位動態變化與河水流量變化密切相關。在河水斷流季節，地下水水位持續下降，而在河流輸水季節，地下水水位上升。地下水高水位期出現在1～4月，低水位期出現在10～12月，年變幅為1.5～1.8 m。高水位期滯後於河水洪峰期2～3個月，而且距離河道越遠，滯後時間越長。
（二）灌溉-開采型
20世紀70年代以來，中游盆地中、北部地下水水位埋深較小（小於3.0 m）的細土平原區，針對山區河流來水時空分布不均造成的「卡脖子」旱，大量打井開采地下水，致使農機井星羅棋布整個灌區。灌溉水的入滲和地下水的開采改變了這個地帶地下水的天然動態過程，蒸發的影響已為灌溉和開采所替代，呈現出與灌溉、開采期相應的地下水動態過程。
在引水灌區，高水位期與灌溉期相對應，低水位期與非灌溉期相對應。在地下水水位淺埋區，低水位期出現在12月份至次年3月份，隨著凍融水的下滲，地下水水位逐步回升。以後，由於灌溉，地下水水位一直保持在較高水位。到灌水量最大的冬灌期（10月、11月），地下水水位達到最高，地下水年變幅為1.0～1.7 m之間。在地下水水位深埋帶，地下水水位動態變化受凍融水入滲的影響較為微弱，地下水水位低值期出現在5～7月份，高水位期出現在9月、10月，水位年變幅在1.5～1.8 m之間。灌溉水入滲對地下水動態的影響，存在一定的滯後期，滯後期時間的長短隨地下水水位埋深的增加而延長。
在以井水灌溉為主的地區，地下水水位動態呈現與開采期相對應的低水位期和與非開采期相對應的高水位期，年初地下水水位最高，開采期7月、8月最低，年變幅在2.0～4.5 m之間（圖7-17）。
圖7-17 黑河流域灌溉-開采型地下水動態曲線
（三）蒸發-排泄型
在黑河流域沖積平原及沖湖積平原，地下徑流比較微弱，地下水水位動態受氣候因素和上游地下徑流的制約。一般在3月份接受融凍水的入滲補給後，地下水水位開始上升，同時受上游徑流補給的影響，至4月中旬出現地下水水位峰值，延續至6月底。隨後，受強烈蒸發作用和開採的影響，地下水水位持續下降，至次年2月中旬出現谷值，地下水水位年變幅一般在0.2～1.0 m之間（圖7-18）。
圖7-18 黑河流域蒸發-排泄型地下水動態曲線
在高台鹽池、金塔地灣東梁和額濟納盆地北部與東部的湖積平原，地下水水位埋藏很淺，徑流極其微弱，強烈的蒸發排泄構成該地帶地下水變化的主要原因。地下水水位動態與氣溫變化有一定的關系。在7～9月，隨著氣溫的升高，蒸發作用加強，地下水水位下降，10月至次年3月隨著氣溫降低和蒸發作用減弱，地下水水位多處於上升階段，而且地下水水位的上升往往與季節性凍土消融水入滲有關。該帶地下水水位變幅為0.3～0.6m，隨地下水水位埋深的增加而減少。