1.地下水与地表水径流过程中的循环交替变化

疏勒河流域地处河西地区西端，远离海洋，东亚季风带来的太平洋水汽遇诸多山脉阻挡，因此本区降水稀少，降水的时空分布差异很大。平原区年平均相对湿度不足50%，年平均降水量只有39.6～63.4mm；祁连山区降水相对较多，年平均降水量100～400mm。

疏勒河流域水资源的天然循环包括水资源的形成、径流交替和蒸发消耗3个过程。南部祁连山区丰富的降水及冰川资源是水资源形成区，走廊平原是水资源径流交替和蒸发消耗区。平原区巨厚的第四系地层为地下水的储存、运移提供了巨大的空间，而疏勒河出山径流又成为地下水源源不断的补给源。昌马洪积扇的岩性自南向北逐渐变细，透水性减弱，昌马扇的地下水沿地形坡度向下游运移至扇缘地带，由于含水层岩性的导水性的变化及绿洲平原地形坡度变缓，地下水径流受到阻滞，使水位抬高，地下水以泉的形式大片溢出，汇集成河，并随着流程的增长而水量增大，构成了“地表水—地下水—地表水”的水循环体系。

疏勒河流域地表水与地下水在径流过程中多次转化，地表水与地下水之间形成了大数量的、而且有规律的反复的转化过程。在山区，水资源已经经过了“地表水—地下水”的多次转化，出山口径流量中，山区地下水的补给占30%～40%。地表径流进入玉门—踏实盆地以后，有56.3%～76.3%的地表径流通过河流入渗补给了地下水。而河道、渠系及田间灌溉入渗补给量可占盆地总补给量的85%～96%。在昌马冲洪积扇顶部以河（渠）水形式首先流经渗透性能很强的洪积扇地带，产生大量的渗漏补给地下水，昌马冲洪积扇年地下水补给量总计为6.72亿m3，其中年河水入渗量为4.39亿m3，年渠道及田间入渗量为2.13亿m3，分别占总补给量的65.3%和31.7%。

昌马冲洪积扇中上部粗颗粒的含水层导水系数可达4000～8000m2/d，水力坡度由南向北从7‰减至2‰左右。在细土带，地下水的补给来源以渠系和田间灌溉入渗为主。在盆地南部地下水由南向北径流的同时，在含水层内部还存在着由浅部向深部的运移，北部深层地下水又由深部向浅部运移，在顶托补给潜水的同时，以泉水的形式大量溢出地表，形成泉集河。在泉沟汇集成的疏勒河主流的流量中，泉水占总径流量的57.8%～72.9%（表2-6）。

表2-6　昌马冲积扇平原泉水溢出量在地表径流量中的比重

注 据疏勒河中游水资源合理开发利用示范总结报告，甘肃省地质调查院，中国地质科学院水文地质环境地质研究所，2000。

在昌马冲洪积扇区，水循环系统经历了河水—地下水—河水这样一个反复的大数量的转化过程，河水与地下水之间在成因上存在着不可分割的联系，泉集河水通过双塔水库引入安西盆地，又有40% 左右通过农田灌溉入渗而转化为地下水。

疏勒河流域平原区地表水与地下水的反复转换，给水资源的重复利用提供了条件。在疏勒河三大灌区水资源量中，有89.1% 是祁连山水资源的重复，降水凝结水、地下水侧向流入补给量仅占平原区水资源量的10.9%。双塔灌区地下水有84%是昌马灌区的泉集河水和灌溉入渗的回归水补给，只有16%的地下水来自降水凝结水的入渗。20世纪50年代以来，由于气候条件及人为因素的影响，导致地下水补给量减少，地下水位下降，多年来泉水溢出量呈减少趋势。为了保证双塔灌区用水，不得不通过渠道直接从昌马大坝调水入双塔水库。所以疏勒河流域水资源循环系统已经发生了很大的变化，这种“地表水—地下水—地表水”的循环模式正在改变。

从地下水动态过程，反映出这种转化关系十分明显。在昌马冲洪积扇中上部，地下水动态受地表径流入渗和地下径流双重影响，潜水水位动态变化与地表径流量变化极为一致。在冰雪融水及洪水补给作用下，每年6月缓慢上升，高水位期出现在10月至次年1月，低水位期出现在次年5～8月。水位年变幅1.6～3.25m，水位变化滞后于河流流量变化3～5 个月。

在灌区，潜水动态受控于灌溉情况，5～7月春夏灌溉使地下水位逐渐上升，至9～11月秋冬泡田期间，水位相应出现最高峰，次年3～4月水位最低，年变幅0.18～0.58m 左右。

60年代以来，由于水利工程的建设，地表水引用量及地下水开采量的增加，地下水位的升降与疏勒河径流量有一定关系，年际间最大降幅0.79m、最大升幅0.28m。从多年水位变化看，南部降幅大于北部，东部降幅大于西部。河西地区泉流量的变化可直接反映地下水资源量的变化情况，

2.泉流量的时空变化

泉流量的大小直接反映了地下水资源量的变化情况。泉流量的年内变化具有双峰双谷型的特点，一般3月份接受融冻水补给，泉流量逐渐增大，至4月份达到峰值，而后减小，至6月份达到低谷值，7月份随着河水渗入量增加泉流量又增大，10～11月份达到次峰值，12月至第二年1月达到次谷值。全年流量变化较大。

用潘家庄观测站测流资料中分割出来的多年泉流量与昌马峡多年径流过程比较，泉水动态可分两个阶段：①第一阶段。1958年以前，即昌马大坝修建前，各地区逐年水位变化一致，双塔堡水文站1953～1958年历年1、2月份平均流量也比较稳定，多数在9.5m3/s，此时昌马戈壁河床结冻，双塔堡所测流量全部为泉水。因此1958年以前虽河床入渗量每年不同，丰水年戈壁河床入渗量大，枯水年入渗量小，但经地下水库的调节，灌区地下水位、泉水量基本变化不大。泉水随山区来水量的增减而变化（滞后1年），山区来水与泉水之间处于一个相对平衡阶段。②第二阶段。1958年以后，昌马大坝及总干引水灌区建成后，泉水表现出两个变化过程，1958～1970年泉流量是一个较平稳的下降过程。自总干渠修建后，部分河水直接通过总干渠输入灌区，戈壁河床来水量减少，渗入地下的水量也相应减少。1958年以后，疏勒河东北灌区灌溉面积与疏勒河以西灌区灌溉面积有不同程度的发展，灌溉水量作了重新分配，渠道渗漏和灌溉回归水也有了新的变化。由于上述一系列补给来源的改变，从而引起地下水、泉水的变化。据1962～1963年灌区地下水、泉水观测资料分析，地下水位普遍下降，沼泽地范围缩小，泉脑下移，水量减少，泉水灌区面积逐年缩小，沼泽和地面蒸发、蒸腾消耗地下水量也相对减少。地下水位的不断下降意味着泉水以消耗泉域上游巨大的地下水储存量为特征，地下水处于调整阶段，最终地下水补、径、排达到一个新的平衡，维持一个稳定动态下的最终泉流量，这一泉流量才是工程影响引起泉水消减后的泉流量。1971年以后的泉水变化过程又是一个新平衡过程，此泉流量又随来水量的变化而变化。由于近年来工农业的发展、水利工程的兴建、移民计划的实施，泉域上游的来水量越来越少，泉水量自然也呈逐年减少的趋势，有些泉只有在丰水季节才有水溢出，而有些泉点现已彻底干枯。根据潘家庄观测站的历年观测资料，从中分割出历年泉水量，可以清楚地看出泉水量各个时期的变化过程及变化趋势（图2-1）。(www.daowen.com)

图2-1　疏勒河中游历年泉水流量变化曲线图

3.地下水的排泄情况

地表水经双塔水库进入安西盆地。在双塔灌区，通过渠系及田间灌溉入渗补给地下水。安西盆地地下水的径流强度普遍弱于玉门—踏实盆地，在地下水由东向西径流过程中，径流强度逐渐减弱，水力坡度由1‰～3‰减为0.8‰～1‰。在安西至十工一带地下水以人工开采为主要排泄方式，安西西部至西湖的广大平原地区，由于潜水水位埋藏浅，地下水主要以蒸发的方式排泄。党河灌区以人工开采及蒸发为主要排泄形式。

4.地下水资源的变化趋势

根据地表水资源变化趋势及人类活动的影响，用数值模型对地下水的变化趋势进行了预测。通过昌马水利工程的建设，疏勒河河水的引用率由原来的42%提高到近90%，渠系水利用率也由1997年的约50%提高到62%。大量的河水被引用于农田灌溉，引到北部细土平原区和引出本区到双塔、花海灌区，流入河道的水量锐减，导致原是本区地下水主要补给源的河水入渗补给量大幅度下降，加上较大规模的人工开采和农田排水，使得灌区地下水补给、排泄和均衡发生重大变化（表2-7）。

表2-7　昌马灌区工程前后地下水均衡变化状况 （单位：亿m3/年）

注 1.括号内数字为同期内各补给项或排泄项所占百分比。
2.现状年指1997年。

5.昌马灌区泉水流量的变化趋势

泉水是地下水的天然露头，在昌马地区泉水是地下水仅次于蒸发项的第二大排泄项，又是下游双塔水库的主要地表水来源，入双塔水库的泉水占全部入库水量的43.5%。随着水利工程的建设、移民计划的实施、上游渠系利用率的提高，昌马地区地下水总补给量日益减少，这必将影响洪积扇前缘泉水溢出量。

泉水流量预报属于地下水量预报范畴，而地下水量预报用地下水数值模拟模型来实现。由于泉水量是泉沟附近含水层排泄出的水量，而泉沟两侧及其上游水位的高低及含水层的导水性决定了泉水量的大小，因此，只要能事先预报出泉点周围的水位，便可通过水位与泉水流量的关系预报泉水流量的变化，从而实现泉水流量预报。

根据昌马冲洪积扇水文地质条件，我们采用不规则网格有限差分法进行泉水流量预报。昌马灌区泉水流量的变化过程（截止到2020年）如图2-2所示。从图中可以看出，随着时间的延长，泉水流量呈逐渐减小的趋势，但下降梯度逐渐变小，预测在2015年泉水流量基本趋于稳定。这主要是地下水的补、径、排达到了一个新的平衡阶段的结果。

图2-2　昌马灌区泉水流量计算曲线图