地下水补给与排泄变化
区域范围西起玉台—芦店—西刘碑一线，东到京广铁路线，北自嵩山背斜轴线，南至风后岭背斜轴线，面积约2500km2。区内地下水自西向东运移，裴沟矿区位于区域的中部南侧，属区域地下水径流区。
大气降水为区域地下水的主要补给来源，而河流、水库对地下水的补给仅限于某些地段，且补给量很小。
5.2.5.1区域地下水补、径、排条件
松散层在区内比较平坦，西部丘陵、岗地有陡壁、坡坎，面积约2230km2。以黄土状土及亚砂土为主，大气降水渗入系数取0.25。本区年平均降水量为625cm，计算的大气降水年补给量为3.48×108m3/a。
基岩出露区的地下水径流模数采用《河南省嵩箕山区水文地质报告》中数据，各含水岩组大气降水渗入补给量计算公式为:
煤矿水害防治与管理
式中:Q—地下水补给量，m3/a;M—径流模数，L/s·km2;F—计算区面积，km2。
补给量计算结果见表5.1。
本区地势西高东低，新密向斜大体呈近东西向展布，导致地下水由补给区向东运移。
基岩裂隙水区地下水补给量占总量的9.63%，它们一般循环深度浅，仅20～50m。构造碎裂带加深，径流途径短，在适当地方以泉的形式排泄。
碎屑岩区的裂隙水补给量占总量的2.36%，它们循环深浅不一。浅部一般径流途径短，并在适当地形处以泉的形式排泄;深部运移的地下水，径流途径较长，在构造条件适宜情况下上升成泉。1975～1986年泉的排量一般为0.14～3.308L/s，西部生产矿井出水的疏排也是集中排泄的一种方式。
表5.1区域大气降水补给各含水层组的渗入补给量表
碳酸盐岩岩溶裂隙水是本区地下水的一大补给源，补给量52.16×106m3/a。经补给后的地下水大体沿断裂和岩溶裂隙向东运移。
北翼补给面积大，东西向断裂发育，是岩溶地下水的主要径流区。初步估算，径流量约占总量的60%以上，地下水主要在芦沟，裴沟等地富集。
南翼构造复杂，径流量约占40%左右，地下水一部分受构造阻拦，以泉(金花泉群、灰徐沟泉群等)的形式排泄，其余向东运移富集。
裴沟矿区在一定深度发育纵张裂隙，具富水导水性。樊寨、浮山寨两大导水断层，沟通了矿区南北两翼水力联系，因此，尽管含水层在补给区是个“瓶颈”，但矿区深部径流量不可忽视。
近年来，随着工农业生产快速发展，人工排泄地下水已占相当大的比重，据统计，新密市境内人工排泄地下水量平均达到59.79×106m3/a，比年补给量还多0.52×106m3/a。这是区内地下水位急剧下降，各大泉干涸的主要原因。因此，保护和合理开发地下水是需要引起重视的问题。
5.2.5.2矿区地下水补、径、排条件
裴沟矿区为区域地下水的径流区，接受来自西、北部的补给。矿区内一系列近东西向正断层的构造因素，使得中奥陶统灰岩水不仅具有水平运动的良好条件，而且还增加了垂直运动的途径，其断层的存在使矿井充水的几率增大。
(1)矿区构造控水特征
区内东西向、北西向正断层发育，北东向低序次断层与它们呈入字形相交。区内对地下水运移起控制作用的主要断层是油房沟、浮山寨、苏寨及樊寨断层，皆为南升北降的正断层，断层断距大、延伸远，对区内岩溶地下水控制作用显著，其断层导水性均较好。受断层影响，断层北盘的L7－8灰岩与南盘中奥陶统灰岩对接或相距很近，相当多部位两盘中奥陶统灰岩末完全错开，这就使得中奥陶统灰岩与煤系底部含水层合并，形成强大的统一复合含水体，其中赋存丰富的高压岩溶裂隙水，成为矿井充水的主要威胁。其他如王家沟断层、苏寨支断层及韩家门断层等因与上述正断层相沟通，所以它们对煤层开采的影响也不可忽视。
另外，背斜轴部及倾伏端，具富水导水性也是本区一个特点。如补3孔揭露冯沟背斜，3809、3921和4401等钻孔揭露水车园背斜均遇到溶隙漏水，漏水量0.81～40.00m3/h。
图5.6各层灰岩见溶洞裂隙次数百分率
(2)岩溶发育特征及富水规律
a.岩溶发育特征
C3tL7－8、C3tL1－4和O2m三层石灰岩岩溶裂隙发育的数量、规模有所不同。区内遇岩溶裂隙的共14孔15层次，其中L1－4，有8层次，占53.33%(图5.6)。L1－4灰岩岩溶之所以较发育，原因是其地层厚度大，达21.76m，比L7－8厚13.38m，同时，其单层厚度也大，呈中厚层状，为岩溶裂隙发育提供了空间。
奥陶系灰岩的可溶性组分较高，但在该区见溶孔裂隙不多，与岩溶发育不均一有关，例如三岔口附近的雪莲宫溶洞，就是一规模巨大的岩溶景观，洞内有钟乳石石笋等。
构造对岩溶裂隙发育有控制作用。区内揭露的岩溶裂隙钻孔大多数处于断层或背斜的轴部地带，如4701、4901孔揭露断层漏水，补3、3809、3921孔属背斜轴部漏水。
本区岩溶裂隙发育大体有两个水平，一个水平标高在－250～－350m之间，岩溶裂隙以L1－4灰岩较多，奥陶系也有发育，揭露点在樊寨勘探区中部;另一水平在－50～+50m之间，3层灰岩中均有发育，揭露点在矿区浅部。
b.岩溶地下水的富集规律
综合构造控水，岩溶裂隙发育特征及调查资料分析，本区岩溶地下水在以下地带富集。
入字形断层汇合处，由于本区大多是正断层，入字形断层汇合处张裂隙发育，经断层带诱导的地下水易在此处富集，如金花泉附近和油房沟与浮山寨断层汇合处等。这些地段有的在浅部，也有在中深部的。
背斜轴部及倾伏端，背斜轴部及倾伏端纵张裂隙发育，利于地下水的活动。如冯沟背斜轴部富水强度就大些。东部的老坟沟泉(5号泉)及周岗东6号泉推测与水车园背斜倾伏有关，今年5月调查老坟沟泉流量9.89L/s，是目前区内唯一的自然出露点。
浅部构造发育处，一般浅部易得到新鲜地下水的补给，且受地形地貌变化大的影响，地下水交替迅速，岩溶裂隙发育，受构造影响，地下水易富集，如王村电厂、河西电厂等均处在浅部的断层带附近。
(3)岩溶裂隙地下水的矿井排泄
裴沟矿的北、西、南三面生产矿井众多，各矿因位置、开采范围、开采深度的不同，其水文地质条件也不尽相同。大、中型矿井因开采范围大，开采水平较深，因此排水量较大且稳定，一般以底板水为主。如王庄、米村等矿底板水占80%，王沟、芦沟等矿占90%～95%。而地方小矿因开采范围小、深度浅，矿井水以顶板为主，进水方式多是淋、滴等，水量一般小于50m3/h，且受季节变化的影响明显。
二1煤底板直接充水含水层为L7－8灰岩岩溶裂隙含水层。裴沟矿该层水量占矿井总水量的80%左右，单位涌水量大于0.1L/s·m。由于油房沟与浮山寨两断层的影响，底部中奥陶统灰岩高压岩溶裂隙水可通过断层破碎带及裂隙带直接补给L7－8灰岩含水层及L1－4灰岩含水层，补给充足。
矿井排水可以使L7－8灰岩水的水位下降，裴沟矿在浅部生产过程中，通过对L7－8灰岩水的疏放，已使该层水位下降30～40m以上，使得该层水对油房沟断层以北的矿井生产不构成严重的威胁。
从突水情况看，也是底板突水所占比例较大，如郑煤集团曾发生突水淹井、淹采区17次，其中老窑突水3次，底板含水层突水淹矿井淹采区13次。裴沟矿1980～2005年突水累计34次，其中底板17次，占51.5l%，顶板仅有7次。
因此矿井排泄是本区岩溶裂隙地下水主要方式之一。
吴忠市境内地下水80%为灌溉水渗透补给，主要补给源是引黄灌渠、排水沟及田间渗漏，其次是大气降水渗入补给。地下水资源具有埋藏深，矿化度高，可开发利用水资源非常有限，时空分布不均衡，水质、水量地域差别大的特征。地下水排泄方式主要以开采、蒸发和侧向径流向黄河补给。
表2.3 研究区地层信息表
黄河是吴忠主要的地表水，年均过境水量318×108m3。据青铜峡水文站资料，多年平均流量990m3/s，最大洪水流量为6980m3/s、最小枯水流量为300～1000m3/s，近几年径流量（172.5～202.4）×108m3。多年平均输沙量1.36×108t，多年平均含沙量4.29kg/m3，行水期为1～12月，在严寒季节时有封冻。地下水埋藏于砂类和碎石岩土中，为潜水类型的自由水面，补给来源主要为上游来水和灌溉渗入，少量为降雨，地下水位3～4m，水质为矿化度0.8～2 g/L的淡水。秦、汉渠春、秋灌溉行水期为4月19日～9月15日，冬灌行水期为10月24日至11月17日，全年放水时间约170d。
（1）渠系渗漏及灌溉入渗补给
汉渠和秦渠的渠系渗漏及灌溉入渗补给见表2.4。
表2.4 渠系渗漏系数及灌溉入渗系数补给表
（2）大气降水渗入补给
大气降水对地下水的补给取决于大气降水量、降水形式及包气带岩性和地下水位埋深。研究区降水量较小，多年平均降水量为192.3mm，且多集中在7～9月，研究区有效降水量占全年降水量的93.4%。
（3）侧向径流补给
本区含水层具有松散、粒度粗、孔隙大、径流条件好的特征，地下水沿着自然坡向向下游侧向径流，在局部水源开采集中地地段，地下水运动场发生变化，径流条件有所改变。
（4）蒸发
影响蒸发的主要因素是潜水水位埋深和包气带岩性。研究区的蒸发主要发生在春、夏、秋3个季节，冬季地下水的蒸发量很小，当潜水水位埋深超过5m时蒸发便极其微弱，甚至不受蒸发的影响。在降水期、农田灌溉期，地下水位埋深浅，近地表小于1m，蒸发极为强烈。
（5）排水沟排泄
研究区内主要排水沟为南干沟，自研究区中部由南至北流经峡口乡、金积镇、早元乡后汇入黄河，区内流长约9km，灌期主要排泄灌溉剩余水，非灌期排泄厂矿污水及少量地下水，是研究区内受污染最严重的渠道。
（6）人工开采
研究区内有金积工业园区有多家企业自备深井（宇华造纸厂和夏进乳业等）及农户自备的手压井，成为地下水排泄的一种途径。
一、河水-地下水相互转化
受地形、地貌、构造条件的制约，从南部径流形成山区至北部散失区，地下水与河水有规律、大数量地相互转化。山区，降水（雨水、雪水、冰川融水）自山巅向山缘运移，绝大部分汇于河谷转化为河水。入南部盆地，大量河水在洪积扇带渗漏转化为地下水，至扇缘细土平原区地下水复又以泉水溢出而形成河水（泉集河），河水通过上下游盆地间沟谷入北部盆地，在下游洪积扇再次渗漏补给转化为地下水，至尾闾水位浅埋区蒸发殆尽，形成完整的水循环过程（图4-2）。
图4-2 疏勒河流域水资源转化水文地质剖面示意图
工作区位于祁连山向北山荒漠的过渡带。祁连山区降水丰富，水文网密集，冰川融水汇集降水补给的地下径流形成常年性河流，经昌马、石包城等山间小盆地时，地表水部分经过向地下水转化而后汇合出山口。疏勒河水系由祁连山北坡汇入河流中的地下水量为5.846亿m3/a（表4-4），占总径流量的36.9%，榆林河地下水占96%（蘑菇台）。因此在出山口之间无论地下水与地表水经过怎样复杂的转化，总特征是河水排泄地下水。山前地带一般是新生代红层形成的阻水屏障，使以地下径流形式进入走廊的水量极为有限。
表4-4 疏勒河流域出山河流径流量及其成组（多年平均）
进入南盆地，由于河水位高出地下水位10～200m，河床及下部地层具极强透水性，河水大量入渗补给地下水，昌马河在42km戈壁带渗漏量达84.6%，榆林河由于流量较小在戈壁带渗漏殆尽。自20世纪50年代后期流域水利建设的发展，部分河水经渠系输水至灌区，洪积扇区河水入渗量逐年减少。50年代河渠渗漏量均较大，渗漏量占河流出山口径流量的76.42%，1958年后昌马总干渠修建，渠系引水量增大，使入渗水量减少。60年代至80年代为流域开发时期，随着灌区面积增加，渠系入渗量比例由12%增加至16.28%，总入渗量也有所增加，以后由于渠系利用率的提高入渗量递减，1992年与50年代相比，入渗量减少2.373万m3/a，降低约23%，深刻地反映了水利化对河流-地下水系统的影响（表4-5）。
表4-5 昌马洪积扇区河渠入渗量
当河流流至洪积扇前缘，地势变缓、介质变细、基底隆升、地下水径流受阻以及河流深切含水层，使地下水以泉水形式大量转化为地表水，成为入下游盆地径流之主要组成，经流量分割赤金河地下水占径流量之93.12%，疏勒河64.24%，中游水资源利用率的提高，入下游河流中泉水量的绝对量及相对量亦不断减小（表4-6）。
表4-6 潘家庄泉水量多年变化表（单位：m3/s）
2004年7月对玉门-踏实盆地扇缘地带泉水量进行了实测，地下水转化为泉水的量就达1.568亿m3/a，其中扇缘带泉水溢出量为1.021亿m3/a，河床带溢出量为0.547亿m3/a。这一地带既是泉水溢出带，同时又是泉水渗漏带，入渗方式主要为引灌泉水的渠系和田间渗漏。
这些以地下水为主的河流经赤金峡、双塔堡等处入下游盆地进行第二次地表水-地下水循环，由于双塔、赤金水库的修建，下游地下水主要补给来源由天然状态下的河流入渗转为灌溉入渗，随着水资源利用率的提高，地下水补给量呈减少趋势。现状条件下，进入下游盆地的河水已完全受人为控制，河水绝大部分被纳入渠系引为灌溉，两水转化的过程已成为“灌溉水-地下水”模式。
据2004年计算，进入下游盆地河水量有6.798亿m3/a，转化为地下水为3.278亿m3/a，占来水量的48.22%，占下游盆地总补给量的76.62%（表4-7）。
表4-7 疏勒河流域下游盆地河水转化量表
下游盆地主要由河渠水渗漏转化形成的地下水，沿河流流向和地形坡降继续向河流的尾闾区运移，随着流程的增加，含水层导水性渐差，颗粒渐细，水力坡度渐缓，水位埋深渐浅。至湖积平原腹地，地下水的水平运动实质上已经停滞，垂向交替趋于强烈，地下水的排泄除零星的单独泉眼排泄外完全依赖于大面积的潜在蒸发。
据2004年计算，下游盆地蒸发量为4.136亿m3/a，而下游盆地的地下水总排泄量为5.054亿m3/a，占总排泄量的81.84%。
由于昌马水库及渠系工程的建设，昌马洪积扇前缘河水入渗量急剧减少，水位下降，致使下游河水中的泉水呈现减少趋势（表4-8）。由潘家庄水文站资料可知，昌马洪积扇前由地下水转化为地表水（泉水）并汇入下游的泉水量从20世纪60年代的2.13亿m3/a下降为2004年的0.83亿m3/a，减少1.30亿m3/a。昌马、双塔和赤金峡水库联合调水后，疏勒河出山水资源完全受人为控制，使一部分地表水直接由渠道输送至农业耕种区，水资源的转化过程与方式发生重大改变，下游的来水量和泉水量均大幅减少。2004年，潘家庄水文站除去从上游的调水量，径流量和泉水量分别减少至1.37和0.83亿m3/a，为60年代的47%和39%，为90年代的64%和69%。
表4-8 潘家庄径流量与泉水量多年变化量表
二、地下水补给量变化
疏勒河流域水资源时空分布不均，近几十年来，随着人类活动的增强，人工绿洲扩张，自然绿洲萎缩，需水量增加，不同时期的地下水补给量不断减少，由20世纪50年代的13.352亿m3减至现状的10.044亿m3，减幅达32.94%（表4-9）。流域内山区水库的修建，高防渗引水渠道及其他水利工程扩建，平原区地表水与地下水之间转化关系发生明显变化，洪积扇区强补给带丧失较大数量的补给水源，地下水补给条件和更新能力均被削弱，补给数量锐减。中游昌马灌区大量引用水资源，20世纪50年代至21世纪初，地下水补给量小幅增长。下游安西-敦煌盆地地下水补给量一直呈削减态势，水库联合调水后小幅增加。花海盆地地下水补给量随着调水量的增多而增加。这深刻地反映了人类工程对河流-地下水系统的强烈影响。
表4-9 疏勒河流域中下游盆地地下水补给量变化表（单位：亿m3）
疏勒河流域各盆地地下水补给主要由河水入渗、渠系入渗、田间灌溉入渗组成，其入渗大小决定了地下水补给资源量的响应变化及其原因。
（一）河水入渗量变化
疏勒河出山后进入中游玉门-踏实盆地，在昌马洪积扇戈壁带大量渗漏补给地下水，为地下水资源的主要来源之一。近50年来，为满足工农业用水需求，对地表水资源进行了人为调蓄、控制和时空再分配。河水大量引入渠道灌溉，疏勒河河水戈壁带渗漏量从20世纪50年代的5.729亿m3减至2004年的2.506亿m3，尤其是2002年底昌马水库的建成，控制了出山水资源，昌马、双塔、赤金三库联合调水，使在山前地下水资源的补给量进一步减少，2004年下泄弃水渗漏量仅占径流量的25.25%（表4-10）。
表4-10 疏勒河在玉门-踏实盆地昌马洪积扇渗漏量表
进入下游盆地安西-敦煌与花海盆地的河水，因60～70年代双塔水库、党河水库与赤金峡水库的建成而完全受人为控制调节，大部分河水被引入田间灌溉。上游来水量的多少决定了在河床及洪积扇渗漏量的大小。根据对1977年、1999年和2004年的入渗量计算可以看出，下游洪积扇区入渗的量总体变化不大（表4-11）。
表4-11 疏勒河流域主要河流下游盆地洪积扇渗漏量表（单位：亿m3）
（二）渠系入渗量变化
疏勒河流域各盆地河水被大量引入渠系后进行农业灌溉，渠系渗漏量是地下水资源的重要补给项之一。随着疏勒河流域水利化工程及配套项目建设的日臻完善，渠系入渗量总体上呈减少趋势（表4-12）。1958年昌马大坝和总干渠建成至20世纪70年代末，除主干渠系外大多为土渠，利用率比较低，为0.46～0.72，双塔灌区和党河灌区为0.53和0.46，渗漏量大。80年代到90年代中后期，各灌区相继建成了防渗的干支渠系，渠系利用率提高，与70年代相比渠系水入渗量大幅削减。“疏勒河流域综合开发项目”实施后，改建、扩建了昌马总干、西干、双塔南北干渠、花海西干渠及各灌区支斗渠等，上下游水库联合调水，土地扩大，各渠道引水量加大，三盆地渠系入渗量又有所增加，但仍低于70年代。
表4-12 疏勒河流域盆地渠系渗漏量变化表（单位：亿m3）
（三）田间灌溉入渗量变化
20世纪70年代，虽然耕地较少，但水资源的相对丰富，粗放式大水漫灌严重，田间入渗量大。90年代后期，流域内耕地面积加大，引水量相应增加，节水意识增强，中游昌马灌区田间灌溉入渗量略有增加，下游灌区则有所减少。而“疏勒河流域综合开发项目”的实施，下游灌区调水相应增大，昌马灌区用水相对减少，入渗量亦减少；下游的双塔、花海灌区耕地扩大，引水增加，党河灌区也扩耕较大，入渗量有所增加。从总体看，入渗量略有减小（表4-13）。
表4-13 疏勒河流域盆地田间灌溉入渗量变化表（单位：亿m3）
三、地下水主要排泄量变化
（一）蒸发蒸腾量变化
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，20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4-14）。
表4-14 疏勒河流域各盆地蒸发蒸腾量变化表（单位：亿m3）
（二）人工开采量变化
疏勒河流域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。随着疏勒河地区人口的增多与土地面积的扩大而增加，尤其是“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（表4-15），现已成为本区地下水主要排泄项之一。近年来，花海盆地开采量由于调水的增多和纯井灌区面积的缩小而减少。党河灌区地下水出现超采现象，开采地下水已受到限制。
表4-15 疏勒河流域各盆地人工开采量变化表（单位：亿m3）
四、泉水量变化
疏勒河流域中游的玉门-踏实盆地的泉水量，近五十年来，呈持续衰减趋势。20世纪60年代昌马洪积扇带泉水溢出量为3.350亿m3/a，70年代衰减为2.530亿m3/a，至2004年为1.568亿m3/a，与60年代比减少了53.2%（表4-16）。
表4-16 昌马洪积扇泉水溢出量多年变化表
泉水溢出量的变化，是地下水系统的输入系统变化而引起其输出系统必然的响应变化。玉门-踏实盆地的上游地带地下水补给量的持续减少，地下水系统水循环减弱，区域地下水水位下降，成为泉水溢出量衰减的主要因素，另一方面，地下水的开采使泉水溢出带水位加速下降，对泉水衰减也起了一定的作用。
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