Ⅰ 水资源开发利用与地下水变化
一、水资源开发利用与效应
在2000多年前，黑河流域就已开始屯田垦殖、开渠筑坝、引水浇灌，区内现有的引水渠道大多开凿于汉唐至明清时代，且集中于中游平原及下游金塔灌区。进入20世纪80年代以来，黑河流域中游地区的农业发展迅速，灌溉面积由20世纪50年代的3334 hm2增加到目前的1.42×104 hm2，并且发展了220 hm2水田。现有中、小型水库98座，总库容量为3.4×108 m3，其中山区水库22座，年调控出山河水5×108 m3。人工绿洲内布满了引水渠网，现有干、支渠道910条，总长4500 km，渠道衬砌率达50%～70%，年引用河、泉水总量达32.6×108 m3，地表水利用率达86%（表7-6）。
表7-6 黑河流域出山河水量及开发利用量统计
在黑河流域平原区，地下水资源量为37.11×108 m3/a，重复量为7.44×108 m3/a，可利用资源量11.7×108 m3/a。现有开采机井8000眼，1999年开采量已达6.94×108 m3，占地下水可利用资源量的59.3%（表7-7）。
表7-7 黑河流域地下水开发利用情况
目前，黑河流域地表水开发程度已经达到较高水平，而地下水开采程度总体较低，但是各地情况不同。酒泉市、金塔县地下水开采程度分别达到90%和89%，而临泽、高台、额济纳旗等地开采程度较低。
黑河流域水资源开发利用，主要集中于中游的张掖盆地、酒泉东盆地和下游的金塔盆地。若忽略蒸发、地下水储存量和泉水等变化的影响，则黑河流域中游盆地的总体水资源开发利用过程的动态特征与莺落峡、正义峡站径流流量差的动态特征相似（图7-14）。
图7-14a 黑河流域莺落峡、正义峡径流量及其流量差多年变化
图7-14b 莺落峡、正义峡径流流量差距平差积变化
由图7-14a可见，莺落峡与正义峡之间多年平均径流量差值为5.61×108 m3，在总体上是逐年增大的，年均增大幅度为794×104 m3，这样的变化趋势与中游地区用水量增加过程相一致。从图7-14b可见，1979年以前黑河中游盆地消耗干流的径流水量较少，平均4.59×108 m3/a，仅占莺落峡径流总量的29.1%。进入20世纪80年代，人类活动影响明显增强。其中1980～1984年期间，消耗干流水量增加至多年平均量5.91×108 m3/a，占莺落峡径流总量的37.3%。1985～1989达到多年平均量6.83×108 m3/a，占莺落峡径流总量的43.2%。由此，从以天然径流过程为主转为以人为干扰径流状态为主。进入20世纪90年代，出现了急剧增加消耗干流水量的现象，多年平均消耗水量8.12×108 m3/a，占莺落峡径流总量的51.4%。
从上述分析可见，在黑河流域，当人为消耗量占流域水资源可利用量的33%时，中下游区出现生态环境恶化问题。计算表明，1990～1998年黑河流域中游地区，由于过量消耗山区径流来水，不仅消耗了应补给下游区的水量——年平均1.8×108 m3/a，而且还消耗了地下水补给量。
黑河流域用水，以一次性消耗为主。例如1999年总用水量32.25×108 m3，其中净消耗22.16×108 m3，占用水量69%。这种消耗性用水，农业灌溉占总用水量的95%，工业占3.5%，生活占1.5%。城市附近地下水水位明显下降，灌区地下水水位相对稳定或略升。这种人为造成的地下水水位不平衡变化，引起了水质性资源减少。
二、地下水动态变化
近几十年来，黑河流域大部分地区的地下水补给条件，都不同程度地受到人为因素的干扰（张志强等，2001；Simpson H J，1991）。一方面，大规模拦蓄山区径流补给平原区的水量，明显地减少了河流渗漏对地下水的补给量，加之渠系防渗和水利用率的提高，改变了地下水补给条件；另一方面，开采地下水的强度不断增大，加剧了地下水系统水量非平衡态势。
在黑河流域中游盆地的洪积扇裙带，地下水水位平均下降3～5 m。其中在酒泉盆地屯升一带，1996～2000年5年间地下水水位下降了1.5 m（图7-15a）。在张掖盆地临泽县梨园河洪积扇中部地区，地下水水位下降了0.32 m（图7-15b），在黑河干流的洪积扇顶部水位下降值超过2 m。
在民乐六坝附近，地下水水位下降3.5 m（图7-15c）。民乐和酒泉的地下水水位下降过程近似为线性，1985～1999年平均降幅分别为111 cm/a和30 cm/a。临泽的地下水水位表现为波动下降过程，平均降幅为28 cm/a。
图7-15 近20年以来黑河流域地下水水位下降过程
在井灌较为集中的地区，地下水水位下降也比较显着。例如在高台骆驼城一带，1996～2000年，地下水水位下降了2.44m。
人类活动对地下水水位变化的影响，其年内动态特征存在3种情况，特征各异。
（一）入渗-径流-开采型
入渗-径流-开采型地下水动态变化主要分布在黑河流域中游张掖、酒泉盆地的洪积扇群带和金塔、额济纳盆地南部的戈壁扇形地一带。受补给和春灌开采的影响，每年的4～7月地下水处于低水位状态，8～11月处于高水位。地下水高水位期，一般滞后于河流丰水期2～3个月。丰枯期地下水水位变幅介于0.5～3.6 m之间，而且近河带大于远河带，河流丰水年大于枯水年（图7-16）。
图7-16 黑河流域入渗-径流型地下水动态曲线
在下游额济纳冲积平原的中上部，地下水水位动态变化与河水流量变化密切相关。在河水断流季节，地下水水位持续下降，而在河流输水季节，地下水水位上升。地下水高水位期出现在1～4月，低水位期出现在10～12月，年变幅为1.5～1.8 m。高水位期滞后于河水洪峰期2～3个月，而且距离河道越远，滞后时间越长。
（二）灌溉-开采型
20世纪70年代以来，中游盆地中、北部地下水水位埋深较小（小于3.0 m）的细土平原区，针对山区河流来水时空分布不均造成的“卡脖子”旱，大量打井开采地下水，致使农机井星罗棋布整个灌区。灌溉水的入渗和地下水的开采改变了这个地带地下水的天然动态过程，蒸发的影响已为灌溉和开采所替代，呈现出与灌溉、开采期相应的地下水动态过程。
在引水灌区，高水位期与灌溉期相对应，低水位期与非灌溉期相对应。在地下水水位浅埋区，低水位期出现在12月份至次年3月份，随着冻融水的下渗，地下水水位逐步回升。以后，由于灌溉，地下水水位一直保持在较高水位。到灌水量最大的冬灌期（10月、11月），地下水水位达到最高，地下水年变幅为1.0～1.7 m之间。在地下水水位深埋带，地下水水位动态变化受冻融水入渗的影响较为微弱，地下水水位低值期出现在5～7月份，高水位期出现在9月、10月，水位年变幅在1.5～1.8 m之间。灌溉水入渗对地下水动态的影响，存在一定的滞后期，滞后期时间的长短随地下水水位埋深的增加而延长。
在以井水灌溉为主的地区，地下水水位动态呈现与开采期相对应的低水位期和与非开采期相对应的高水位期，年初地下水水位最高，开采期7月、8月最低，年变幅在2.0～4.5 m之间（图7-17）。
图7-17 黑河流域灌溉-开采型地下水动态曲线
（三）蒸发-排泄型
在黑河流域冲积平原及冲湖积平原，地下径流比较微弱，地下水水位动态受气候因素和上游地下径流的制约。一般在3月份接受融冻水的入渗补给后，地下水水位开始上升，同时受上游径流补给的影响，至4月中旬出现地下水水位峰值，延续至6月底。随后，受强烈蒸发作用和开采的影响，地下水水位持续下降，至次年2月中旬出现谷值，地下水水位年变幅一般在0.2～1.0 m之间（图7-18）。
图7-18 黑河流域蒸发-排泄型地下水动态曲线
在高台盐池、金塔地湾东梁和额济纳盆地北部与东部的湖积平原，地下水水位埋藏很浅，径流极其微弱，强烈的蒸发排泄构成该地带地下水变化的主要原因。地下水水位动态与气温变化有一定的关系。在7～9月，随着气温的升高，蒸发作用加强，地下水水位下降，10月至次年3月随着气温降低和蒸发作用减弱，地下水水位多处于上升阶段，而且地下水水位的上升往往与季节性冻土消融水入渗有关。该带地下水水位变幅为0.3～0.6m，随地下水水位埋深的增加而减少。