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水力坡度计算表（水力坡度计算表各行各列数据代表什么意思）
发布时间：2023-04-01 10:06:55
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大家好！今天让创意岭的小编来大家介绍下关于水力坡度计算表的问题，以下是小编对此问题的归纳整理，让我们一起来看看吧。
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本文目录:
一、灌区地下水均衡计算
一、均衡区的划分及时段选择
依据泾惠渠灌区地质构造、地貌单元进行水文地质分区，将灌区分为4个区，7个亚区。泾、渭河漫滩及一级阶地的第四系全新统含水岩组区；泾河二级阶地第四系全新统含水岩组区；泾河三级阶地、渭河二级阶地第四系上更新统含水岩组区；黄士台源第四系中更新统含水岩组区。泾河漫滩及泾河一级阶地强富水亚区；渭河漫滩及渭河一级阶地强富水亚区；泾河二级阶地清峪河以南富水亚区；泾河二级阶地清峪河以北富水亚区；泾河三级阶地中等富水亚区；渭河二级阶地中等富水亚区；黄士台源弱富水亚区（陕西省泾惠渠灌区地下水调查研究组，1983）。
均衡时段的确定，根据灌区灌溉年度即11月1日起至次年10月底为均衡计算时段。各灌季的时段分为：冬灌11月1日至2月底；春灌3月1日至5月底；夏灌6月1日至8月底。
二、均衡方程的建立
依据水均衡原理，结合灌区潜水的补给、径流、排泄条件，建立如下的水均衡方程（地矿部水文地质工程地质技术方法研究所，1978）：
灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟
其中：
Q补＝Q田补+Q雨补+Q渠补+Q侧补+Q开补
Q排＝Q开采+E+Q侧排+Q用
式中：Q补为地下水总补给量，m3/d；Q排为地下水总排泄量，m3/d；μ为水位变动带给水度；F为均衡区面积，km2；∆t为均衡时间段长，d；∆H为与 ∆t对应的水位变幅，m；Q田补为渠灌田间入渗补给量；Q雨补为降水入渗补给量；Q渠补为渠系渗漏补给量；Q侧补为侧向径流补给量；Q开补为井灌开采回归补给量；Q开采为地下水开采量；E为潜水蒸发量；Q侧排为侧向排泄量；Q用为人畜工业用水开采量。
三、补给量计算
1.降水入渗补给量（Q雨补）
降水入渗量的多少，主要受地层岩性等地质条件影响，根据灌区气象站2010年降水量408.0mm及各典型年的降水量，将其代入下式中，计算出大气降水入渗补给量。
Q雨补＝∑ai·Pi·Fi （7-8）
式中：ai为不同区段的降水入渗系数值；pi为不同频率下的降水总量（mm）；Fi为不同区段的面积，km2。灌区降水入渗补给量见表7-5。
表7-5 灌区降水入渗补给量 Table7-5 precipitation infiltration recharge in Jinghui Canal Irrigation District
2.地下水侧向流入量（Q侧补）
根据所选的断面位置、断面长度、含水层平均厚度、平均水力坡度、平均渗透系数，利用下式计算地下水侧向径流补给量。
Q侧补＝K·I·B·H （7-9）
式中：K为含水层的渗透系数，m/d；I为断面处的水力坡度；B为断面宽度，km；H为潜水含水层厚度，m。2001年侧向补给量见表7-6。
表7-6 灌区2005年侧向补给量 Table7-6 Lateral recharge in Jinghui Canal Irrigation District in 2005
3.渠灌田间入渗补给量（Q田补）
本次将斗、农、毛三级渠道的渗漏补给量计入渠灌田间入渗补给量。渠灌田间入渗补给量可利用下式计算：
Q渠灌＝β渠·Q渠田 （7-10）
式中：Q渠灌为渠灌田间入渗补给量，104m3；β渠为渠灌田间入渗补给系数（无因次）；Q渠田为渠灌水进入田间的水量，104m3（应用斗渠渠首引水量）。
利用式（7-10）计算多年平均渠灌田间入渗补给量见表7-7，Q渠田采用1990～2010年期间的多年平均值，β渠采用近期地下水埋深和灌溉定额条件下的分析成果。
表7-7 灌区渠灌田间入渗补给量 Table7-7 Canal irrigation field infiltration recharge in Jinghui Canal Irrigation District
4.井灌回归补给量（Q开补）
根据灌区实际统计井灌面积计算井灌回归补给量，井灌回归补给系数β井统一取0.17。
5.渠系渗漏补给量（Q渠补）
本次只计算干、支两级渠道的渗漏补给量，利用干支渠计算时段引水量和渠系渗漏损失系数计算，计算公式：
Q渠补＝m·Q渠首引 （7-11）
式中，Q渠首引为渠首引水量，104m3；m为渠系渗漏补给系数（无因次）。利用渠系渗漏补给系数法，即利用式（7-10）计算多年平均渠系渗漏补给量Q渠补时，相关计算参数应采用2001～2009年期间的渠系渗漏补给量（表7-8）。
表7-8 灌区渠系渗漏补给量 Table7-8 Canal system leakage recharge in Jinghui Canal Irrigation District
四、排泄量计算
1.地下水开采量（Q开采）
地下水开采量指灌溉开采的地下水量，根据灌区实际调查统计的井灌面积与灌水定额来计算。
2.潜水蒸发量（E）
潜水蒸发经验公式用修正后的阿维里扬诺夫（C.φ.AвepъянОв）公式：
灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟
式中：Z0为极限埋深，m，即潜水停止蒸发时的地下水埋深；n为经验指数，一般为1.0～2.0，应通过分析，合理选用；k为作物修正系数；Z为潜水埋深，m；E、E0分别为潜水蒸发量和水面蒸发量，mm。由于本区地下水位的埋深均＞7m，因此忽略不计潜水面的蒸发量。
3.侧向排泄量（Q侧排）
根据排泄边界实测的地下水等水位线图确定计算断面位置，并确定各计算断面长度、水力坡降、含水层厚度，按达西公式计算：
Q侧排＝K·I·B·H （7-13）
式中：K为含水层的渗透系数，m/d；I为断面处的水力坡度；B为断面宽度，km；H为潜水含水层厚度，m。灌区2005年侧向补给量计算结果见表7-9。
4.人畜饮水、工业城镇地下水开采量（Q用）
对灌区工业用水、生活用水按各县区进行统计，用水标准按照工业及生活用水定额。近10年灌区人畜饮水、工业城镇地下水开采量见表7-10。
表7-9 灌区2005年侧向排泄量 Table7-9 Lateral discharge in Jinghui Canal Irrigation District in 2005
表7-10 灌区人畜饮水、工业城镇地下水开采量 Table7-10 Canal system leakage recharge in Jinghui Canal Irrigation District
五、地下水均衡分析
根据以上各年水资源量计算结果，计算出区内近10年内平均的补给量、排泄量见表7-11。
表7-11 灌区近10年平均地下水均衡计算结果 Table7-11 Average ground water equilibriumcal culation in Jinghui Canal Irrigation District（2001-2009）
计算区位于泾、渭河河谷阶地区，分布有泾河一至三级；渭河一至二级阶地，其中二级阶地分布面积占总面积的90%左右。在地下水的开采深度范围内，以第四系全新统冲积层为主，次为上更新统冲积层及风积层，西北部边缘及北部与黄士台源接界的局部地区，有第四系全新统洪积扇分布，面积微小。在上述松散岩层中，主要赋存着空隙潜水，仅泾河一级阶地区，由于地层为二元结构（上细下粗），局部地区微具承压性质。从目前及近期发展看，仍以开采第四系全新统冲积含水岩组的潜水为主，高阶地区还涉及上更新统冲积含水岩组（渭河二级、泾河三级阶地区），但此区面积甚小。含水层岩性：在泾河一级阶地区以粗砂、砂砾卵石为主，上覆亚砂士、亚粘士互层，属强富水区，单位涌水量一般为720～168m3/d，由西向东呈递减趋势。渭河一级阶地区以细砂、中粗砂为主，砂砾石次之，间夹数层亚砂士、亚粘士，属强富水区，单位涌水量为360～240m3/d。
泾河二级阶地区，西部及中部为粉细砂，底部有砂砾石分布；东部以粉细砂为主，局部含砂砾石，间夹多层亚粘士、亚砂士，属富水区—中等（偏弱）富水区。由于面积大，受含水层岩相变化及补排条件差异的影响，富水性指标亦有变化。其中单位涌水量：IA区为120～336m3/d；IIB区为120～192m3/d；IIC区为36～72m3/d；泾河三级阶地区以砂层、砂砾石层为主，次为亚粘士、亚砂士夹砂互层，上覆马兰黄士，属中等富水区，单位涌水量为84～120m3/d。渭河二级阶地区为砂砾石、砂层为主，上覆马兰黄士，属中等富水区，单位涌水量为120～240m3/d。
灌区近年在灌溉、开采条件下，浅层地下水的补给源是以灌溉回归水及大气降水的垂向入渗补给为主，约占年总补给量的80%以上（其中灌溉水垂向渗入补给量占年总补给量的38%；降水入渗补给量占年总补给量的55.6%）。其次是径流补给和局部沿河地区的河水侧渗补给，与垂向相比，补给量甚微。潜水的排泄途径也是以垂向为主，径向次之。开采排泄量约占年总排泄量的90%左右，其中人工开采量占89.6%，水平方向排泄量仅占10%左右。灌区绝大部分地区潜水水质较好，唯在灌区北部边缘及高陵以东部分地区，水质较差。灌溉实践中必须注意采用适宜的灌水方式，如渠井汇流、渠井间灌等，以防止有害盐分的集聚。
采用水均衡法对灌区地下水进行评价，各均衡要素计算中所采用的水文地质参数如渗透系数、给水度、导水系数、降水入渗补给系数、干、支渠系渗漏损失系数、灌溉水田间入渗补给系数、井灌回归系数等，是通过非稳定流抽水试验资料以及利用地下水长观资料进行相关分析等方法求得。经过对1951～2009年（灌溉年度）年降水量进行频率计算，选择在灌溉面积、渠灌引水量、地下水开采量、工程设施现状等方面具有代表性及其他资料比较完整的10年（2001年11月1日至2009年10月底），进行全区潜水水均衡计算，计算结果与区内潜水动态变化规律基本一致。说明各种参数的选取及实际资料的采用比较可靠和符合实际。水均衡计算结果：近年多年平均总补给量为2.6767×108m3/a，平均开采地下水资源量为1.6139×108m3/a。
二、单排的井点降水法的水力坡度是多少,双排的是多少,环形的是多少
你这属于建筑学,写作业是一定要计算的,实际施工操作只要有一点点坡度就行了
三、实验区地质环境条件
一、水文地质条件
1.地质背景
实验区在大地构造上位于扬子准地台黔南台陷贵定北东向构造变形区，宽缓的雅水背斜和克度向斜的过渡地带。构造线方向南北。区内出露地层为二叠系中统栖霞、茅口组(P2q－m)、石炭系上统马平组(C2mp)、黄龙组(C2hn)、下统摆佐组(C1b)及大塘组二段(C1d2)，岩性以石灰岩、白云质灰岩为主。岩层缓倾，倾角一般小于20°。区内碳酸盐岩广布，岩溶发育，地表以峰丛洼地为主。
2.地下水类型及岩组含水性
巨木地下河流域内出露的碳酸盐岩类地层岩性以质纯、层厚的石灰岩、白云质灰岩为主，岩溶化程度高，地表洼地、落水洞、地下河天窗、竖井等岩溶个体形态发育，分布密度大，碳酸盐岩体中规模大小不等的溶蚀裂隙、溶洞、廊道以及构造成因的裂隙相互沟通，形成网状溶蚀空间，构成地下水储集和运移的含水系统。除补给区石炭系大塘组一段碎屑岩含基岩裂隙水外，其余范围内地下水类型为裂隙－溶洞水。含水层的富水性强但含水极不均匀(图3－3)。
3.地下河结构特征
受岩性和构造控制，碳酸盐岩中地下河在平面上多沿“X”节理追踪发育，形成树枝状地下河系统。
(1)平面分布
巨木地下河系主要由西混、抵塘、望窝三条分支管道组成。其中，抵塘、望窝支流在水淹坝合并后，狭义上称为巨木地下河，流域面积83.0平方千米;西混地下河为独立支流，流域面积45.4平方千米，排泄于大洞脚，两出口间相距约0.4千米。
1)抵塘支流。发源于惠水县抵季乡蛮纳寨，由北西向南东径流，地下河上游具明、暗相间径流特征，中下游为暗流。从源头至抵塘寨河段，地下河通过的地层有石炭系大塘组一段(C1d1)、大塘组二段(C1d2)及摆佐组(C1b)。其中，石炭系大塘组一段(C1d1)碎屑岩分布区，地表溪流较发育，在进入碳酸盐岩出露区后即转为伏流。该支流管道流域区，地貌组合类型主要为丘峰洼地，沿途时有地下水露头分散出露，地下河管道轨迹特征在地表的显示不明显。290号地下河出口是本段流量最大的地下水天然露头点，其形成的地表溪沟自西向东径流，之后于羡塘乡高家院寨327号落水洞注入地下，转为暗流。抵塘寨至高家院寨河段，地下河管道基本沿走向南东的断裂带发育。沿地下河管道延伸方向，落水洞呈串珠状排列。丰水期，地表水沿落水洞渗漏补给巨木地下河。高家院寨至羡塘乡拉扫寨河段，地貌组合类型为峰丛洼地，出露地层岩性为石炭系大塘组(C1d)、黄龙组(C2h)、马平组(C2mp)石灰岩、白云质灰岩，岩溶发育强烈，地下河天窗、有水竖井等显示了地下管道的延伸轨迹。拉扫寨附近地下河轨迹由于受F15断裂影响而出现强烈弯曲现象，由西向东再折向南东进入水淹坝洼地地带。
图3－3 巨木地下河流域水文地质略图
2)望窝支流。发源于惠水县抵季乡龙家湾寨附近，由西向南东径流，全程为暗流。望窝地下河管道在石炭系大塘组(C1d)、摆佐组(C1b)、黄龙组(C2h)及马平组(C2mp)碳酸盐岩地层内穿行。由源头至中游地带，地下河管道沿F15断裂带延伸，地表呈串珠状排列的漏斗状洼地及落水洞发育密集，地下水水位埋藏较深。中下游至出口段，地下河管道追踪走向南东的一组溶蚀裂隙发育，368号溶井附近地面高程为海拔861米，地下水水位埋深7.0～7.4米，结合与周边溶洞、洼地发育方向之间关系的对比分析，望窝地下河在此向北东径流，于板木寨进入水淹坝洼地后直至总出口排泄。
3)西混支流。发源于惠水县羡塘乡西混村，自北向南径流，系明、暗交替式的地下河。流域上游，地形相对平缓，地貌组合类型为峰丛谷地。谷地内地下水水位埋藏较浅，有水竖井、天窗、地下河出口及伏流入口等地下水天然露头较多;西混村到水淹坝之间，地下河全部转为暗流。沿地下河轨迹，地表有地下河天窗、溶井等分布。丰水期地下水位上升，地下水在水淹坝洼地北侧通过天窗溢出地表成明流，在洼地内径流1千米后于南侧的伏流入口重新转入地下。枯水期，地下水水位下降，地下水以暗流形式沿地下河管道通过水淹坝谷底向南径流。
(2)剖面结构
地表发育的地下河天窗、有水竖井等岩溶个体形态，其形态直观地反映出地下河管道的空间形态。
抵塘地下河支流在羡塘乡拉扫寨到水淹坝洼地间沿地下河管道发育方向上，分布有多个地下河天窗、有水竖井，其空间形态多表现为高几米至十余米，宽数十厘米至数米的廊道，规模较大，空间形态复杂多变。丰水期，可见地下水处于明显流动状态;平水期或枯水季节，地下水则呈深潭状。如拉扫327号地下河天窗，洞内北西侧出水口为裂隙，宽约1.2米，中段呈溶潭状，至南东侧演变为廊道(图3－4);368号地下河天窗沿南东向裂隙发育而成，形态表现为宽4～10米，高约20米的宽大廊道。望窝地下河基本上为暗流，至板木寨附近发育的368号竖井，为近于垂直的洞穴，洞内平面形态近似为圆形，其中的地下水呈潭状。西混地下河管道上分布的天窗、竖井形态与上述两地下河的相似。据此，巨木地下河系统管道空间多为廊道、地下溶潭及宽大裂隙的组合。
图3－4 拉扫地下河天窗纵剖面示意图
1—灰岩;2—白云岩;3—石炭系上统黄龙组;4—岩层产状 5—地下水水位线;6—地下水流向
为进一步验证地面调查成果，对巨木地下河系中的抵塘支流拉扫至巨木地下河出口段进行了地下河示踪实验。示踪剂选用食盐，投放量为500千克，投剂点为357号地下河天窗，观测点为巨木地下河出口(图3－5)。同时，为验证西混地下河与巨木地下河之间的连通情况，对西混地下河出口及其在水淹坝的出口和伏流入口也同步进行了观测。试验时段从2003年10月25日开始，至当年12月20日结束，历时55天。
图3－5 示踪试验平面图
在巨木地下河出口地下水样中检测到的Cl－浓度时间历时曲线呈多峰且波峰为舒缓状(图3－6)。多峰特点反映出该地下河系统具有的树枝状多支流特点;而舒缓的波峰、Cl－浓度衰减时间长，则反映了地下河示踪实验段的水力坡度较平缓，管道中发育有类似于潭状的储水空间。据此，推测巨木地下河系中下游段地下河管道空间由众多形态极不规则的廊道、溶潭以及溶蚀裂隙组合而成。对各支流汇集的水淹坝洼地中岩溶地面塌陷坑分布的特征分析，地下河系统在水淹坝地段地下管道成网络状特征。
示踪试验期间，在西混地下河的有关地下水露头点处均未检测到Cl－的变化，说明除丰水期间外，平水和枯水季节两条分支地下河系统间无水力联系。
图3－6 示踪实验地下河出口Cl－含量检测曲线图
4.地下河水动力特征
抵塘支流:拉扫谷地地面高程850米，谷地中KS357号地下河天窗地下水位标高845米，天窗至地下河出口距离为4.05千米，地下河出口水位标高815米，计算平均水力坡度为7.4‰(图3－7)。
图3－7 巨木地下河抵塘支流纵剖面图
西混支流:西混谷地中水位标高845米，水淹坝谷底中地下水位标高为830米，西混谷地与水淹坝谷地相距2.1千米，该河段水力坡度7.14‰;水淹坝谷地至巨木地下河总出口距离长1.4千米，出口地下水位标高815米，计算地下河水力坡度10.7‰(图3－8)。地下河示踪试验以拉扫谷地中357号地下河天窗为投剂点，投剂后首次试剂峰值检测时间为197.1小时，最后一个峰值出现在投剂后700.8小时，由此计算出地下河流速为138.70～488.00米/日，平均313.34米/日。
图3－8 巨木地下河西混支流纵剖面图
对巨木地下河河床水力坡度及示踪试验取得的地下河实际流速、结合巨木地下河系统空间结构分析结果，可以认为:该地下河流域下游地段地下岩溶发育充分，地下空间由“缝”、“隙”、“大厅”等构成形状复杂的网络，地下水则以“管”、“脉”、“潭”等形式赋存在含水岩体中，试验期间为“平水期”，试验成果反映了该时段地下河系统中下游地下水流速缓慢，具有类似“层流”的特征，同时也反映出，地下河系统中强烈发育的岩溶空间具有较强的储集和调节地下水资源的能力。
5.地下水补给、径流、排泄条件
(1)补给
大气降水是区内地下水的唯一补给来源。流域降水量充沛，但降水量年内分配不均，每年5～9月为雨季，降水量占全年降水量的50%～70%，是地下水的主要补给期，其他季节大气降水量偏少，地下水接受补给的量少。地形、地貌条件影响着大气降水入渗补给强度。巨木地下河流域地貌组合类型主要为峰丛洼地，地表覆盖层薄，地形坡度大，落水洞、天窗、竖井及岩体内的溶蚀裂隙极为发育，雨季大气降水迅速通过地表发育的溶蚀裂隙、落水洞等渗入地下补给地下水，具有补给量大、集中、迅速的特点。
(2)径流
流域内地势由北向南倾斜，岩溶发育强烈，地下河延伸方向与地形倾斜方向一致，总体也呈南北向展布。地下岩溶管道是区内地下水集中汇集和运移的场所。地下水接受补给后，在含水岩层中向空间相对较大的地下河分支管道和大的溶蚀裂隙中汇流，再从这些支管道和大裂隙中汇集到地下河主管道内，并在主管道中形成集中径流。受地形条件控制，地下水从北向南径流中，具有径流集中、水利坡度较大、流速快的特点。
(3)排泄
巨木地下河流域中各支流在距出口上游1.4千米的水淹坝洼地汇集后继续向南径流，最终在平塘县塘边镇巨木寨附近，受二叠系上统吴家坪组(P3w)碎屑岩阻隔而集中排泄出地表，转为地表明流。对巨木地下河出口流量动态长期监测的结果，地下河流量丰水期最大为10.34立方米/秒，最枯流量0.19立方米/秒。
6.地下河动态特征
流域内碳酸盐岩广泛分布，地表及地下岩溶强烈发育，无地表水体，大气降水后汇集在地表的地表径流多由地表发育的落水洞、天窗、竖井等集中灌入给地下，成为地下水的主要补给来源，因此，地下水动态成因属于气象类型，受大气降水的控制特征极为明显。另一方面，含水岩组的含水介质为溶洞－管道组合类型，加之受地形条件控制，水力坡度较大，地下水在含水系统中的运动快补快排，动态变幅大。水位和流量动态与大气降水具有同步和暴起暴落的特征。雨季随降水历程，地下河出口流量动态呈现出不规则的多峰、锯齿状(图3－9)。
根据2003年9月～2004年8月对巨木地下河流量一个水文年的长期观测资料，丰水期降水集中，地下河流量增长快，一般在降水后一日内，其出口流量可达到峰值，峰值持续时间短，之后开始衰退。年内地下河出口总流量最大值多现于5～7月，峰值流量为10335.2升/秒，流量最小值出现在翌年1月，为191.7升/秒，年平均流量为1126.9升/秒，流量动态的年变化率达53.9倍。
7.地下水化学特征
地下河流域内地下水无色、无味、透明、清澈。水温16～17℃，为冷水;pH值7.15～7.23，为中性水;地下水总硬度(以CaCO3计)为141.41～277.19毫克/升，为微硬至硬水;矿化度为189.9～442.40.2毫克/升，为淡水。
图3－9 巨木地下河出口流量动态曲线图
地下水类型为HCO3－Ca型。水样中重金属离子及有毒、有害物质均未检出。
地下河出口处地下水类型为HCO3－Ca型水，总硬度132.70～167.54毫克/升，溶解性总固体209.40～272.20毫克/升，pH值8.12～7.80，重金属离子及有毒、有害物质未检出。
8.地下水开发利用条件
巨木地下河流域内有如下特点:
1)地形起伏大，地貌组合类型以峰丛洼地为主，碳酸盐岩含水岩组的含水性极不均匀，地下水以管道流形式赋存，水位埋藏较深，采用深井开采地下水从技术上来说风险较大，成功的几率小。
2)流域下游及出口下游谷地中耕地多分布在为820～850米高程，而出口处水面海拔高程为815米，天然条件下丰富的地下河水资源没有自流引水开发利用的条件，必须采取相应的提水工程措施方可达到目的。
3)流域内及下游地带各乡镇的经济收入主要来源于农业，社会与经济发展水平低，农民经济收入不高，经济承受能力不强。采用电力从地下河天窗及出口提水，运行成本较高，群众难以承受高昂的运行费用。
客观自然地理环境和岩溶水文地质条件使得农田、集镇和村寨分布位置较高，农田灌溉及人畜饮水严重缺乏;地下水资源丰富但出露位置过低难以得到利用;采用电力提水成本高，群众又难以接受。因此，合理协调三者之间的矛盾，采用合理的地下水开采方式，达到既有效开采地下水，又使地下水开采的运行成本降低，使群众乐于接受，是地下水开发工程成功的关键所在。
通过分析认为，巨木地下河具有丰水期流量大、枯季流量偏小，下游段地下空间规模大、调蓄地下水的能力强的特点。结合出口地形条件，可在出口地带筑坝拦蓄地下水建地下水库，一方面利用地下水库库容调蓄地下水量，另一方面可达到抬高地下水位，提高对下游地区耕地灌溉有效面积的目的。具有投资少、见效快、社会和经济效益好的优点。
二、岩土地球化学背景
(一)母土微量元素及含量
为研究流域内岩土的地球化学背景，对区内4种不同岩性分布区的母土分别进行了采样，并送室内进行了分析。共采集组合样4组，分别分析了19种元素和有机质含量，总体结果为:
吴家坪组(P3w)硅酸盐岩分布区母土微量元素含量总和为19550.80×10－6。其中，N，P，K的含量分别达到了800.00×10－6，540.00×10－6，7800.00×10－6;Mn，Mo，Zn，Cu，V，B的平均含量较高;Se平均含量达到了1.03×10－6，属偏高水平;微量元素La、Ce含量的平均值也较高，对农作物生长有促进作用;重金属元素中，Cd，Hg平均含量低，而Pb含量的平均值为24.00×10－6，As为10.70×10－6，Cr为140.00×10－6;有机质7.18×10－6(表3－1)。这些成分，在当地农产品成分中也有所反映。
表3－1 示范区母土微量元素含量统计
二叠系中统栖霞茅口组(P2q－m)及三叠系(T)石灰岩白云岩分布区母土微量元素含量总和仅为(7898.14～9727.56)×10－6。其中，N，P，K的含量分别为(0～1200)×10－6，(210～310)×10－6和(3230～3480)×10－6，总体较吴家坪组中同类元素含量低;Mn，Zn，Cu，B的平均含量及对农作物生长有促进作用的稀土元素La，Ce含量远低于吴家坪组硅质类岩;Se平均含量为(0.52～0.61)×10－6，属偏低水平;重金属元素中，As含量为(18.3～24.8)×10－6、Cr为(186～251)×10－6，远高于吴家坪组碎屑岩，Cd，Hg，Pb平均含量与吴家坪组相近;有机质1.03%～1.17%，低于吴家坪组碎屑岩。
(二)耕植土微量元素及含量
为和母土成分进行对比，在区内相对应的岩石分布区耕植土中采集了同样数量的组合样，检测并统计了其中的微量元素含量，结果为:石灰岩区耕植土微量元素含量总和为8318.70×10－6，而在白云岩中为11711.16×10－6，碎屑岩为26991.76×10－6。经比较，硅酸盐岩类地层区耕植土微量元素含量高出碳酸盐岩类地层区一倍以上(表3－2)。
表3－2 示范区耕植土微量元素含量统计 单位: 10－6
(三)耕植土营养元素有效态及含量
检测统计结果，区内耕植土中有效磷含量为22.52×10－6，有效钾为95.22×10－6，铵态氮为36.08×10－6，硝态氮为14.26×10－6，有效硫为48.03×10－6，有机质为3.78%(表3－3)。
表3－3 示范区耕植土有效态含量统计
三、研究区主要地质环境问题
(一)岩溶干旱
综观整个流域，地貌组合类型以峰丛洼地为主，间有峰丛槽谷及丘峰洼地等。在巨木地下河抵塘、望窝支流流域区内，人口、耕地大多分散于深陷的小型洼地内，地下水位埋藏较深，局部发育有地表径流的地段，其水源均来自丰水期地下水水位上升后涌至地面的排泄量，一般在暴雨后数日至数十日即断流，气候型特征明显;在西混地下河流域范围，上游地带的洼地规模相对较大，耕地、人口分布较为集中，洼地中地下水位埋深相对较浅，地下河呈明、暗交替状;巨木地下河出口以下，地形平缓，耕地连片，人口稠密，系当地集商贸与产粮为一体的经济产业区，但因地表河床高程低而导致水资源开发难度大。因而，干旱缺水是全流域最为突出的环境问题。据统计，巨木地下河出口以上的缺水人口约为1.5万人，缺水灌溉的耕地约为8000余亩;出口以下，无可靠灌溉水源的耕地1.2万亩，1.6万余人及1万头大牲畜饮水缺乏。
(二)石漠化
实验工程实施前，流域内石漠化问题较严重，已成岩溶石漠化的地块主要分布流域下游的交岗至地下河出口间的石灰岩分布区，以及地下河下游的塘边、克度一带，岩溶石漠化程度以中度为主，轻度次之，重度岩溶石漠化面积分布较小(图3－10)。
(三)岩溶洪涝
区内岩溶洪涝的发生频率较高，具有普遍性，其致灾原因为:巨木地下河系统河床具“正平衡剖面”特征。各支流中上游地段地下水水位埋深较大，水力坡度相对较陡，而流域下游地段拉扫寨至巨木地下河总出口，地下水位埋藏较浅，地下水水力坡度较缓。地下河流域补给面积大，流域区多为基岩裸露的峰丛洼地、接受大气降水入渗补给的能力强。暴雨期流域上游来水量大，至下游—出口段地下河管道排泄能力不足，地下水排泄不畅而壅水，地下水位上升，导致谷地、洼地淹没成灾。其中的典型代表是流域下游的水淹坝洼地及其相邻的西混谷地、抵塘谷地。三个谷地分布面积分别为1.0平方千米、1.8平方千米、0.8平方千米，连年受灾粮食歉收。其中水淹坝谷地因连年遭受洪涝灾害，洼地内1000余亩耕地已被迫荒弃多年。
图3－10 实验区石漠化分布图
图3－11 巨木地下河出口段最大泄洪能力图
水淹坝谷地距巨木地下河出口900米，为掌握巨木地下河出口流量和水淹坝岩溶谷地洪涝淹没关系，2004年6～8月开展了巨木地下河从水淹坝到出口河段的河道泄水能力的专题研究。根据实际对巨木地下河出口流量动态及对水淹坝淹没情况监测资料，巨木地下河出口段地下河道的最大泄洪能力为10.34立方米/秒(图3－11)，当上游来水量达到该值时，即造成水淹坝等谷地、洼地的淹没。
四、地下水资源形成与变化特征
地下水循环与变化
（一）山区对平原区补给
黑河流域南部祁连山和中部北山区降水相对为多，除了以出山河水的形式对平原区地下水形成强大补给外，山区基岩裂隙水还以潜流形式通过破碎断裂带补给平原区地下水。
图5-5 黑河流域数值模拟结果拟合过程线
图5-6 黑河流域数值模拟结果拟合过程线
在祁连山山区与平原之间接触带，三分之二地层由中、新生界红层组成，并沿着山麓断续分布，其岩性主要是砂质泥岩，透水性很弱，形成阻水带，其余地段还可能存在被第四系覆盖的隐伏阻水带，阻挡山区裂隙水直接进入平原。祁连山山区变质岩的主要构造线是NW-SE方向，与山体平行，其中包括许多大的逆断层。矿区勘探资料表明，断层破碎带通常是充水的，但是野外调查时尚未发现河水在断层带附近产生显著的淹没减少现象，个别地段反而有泉水溢出。由此可见，一系列平行山体的逆断层并非山区地下径流流入平原的通道。
图5-7 黑河流域流场拟合图
横切山体的南北向断层具备地下径流导水的条件，但是这类断层数量很少。祁连山区上升强烈，沟谷发达，深达数百米，山坡陡峻，因而其排泄条件很好，裂隙水势必大部分排泄于沟谷，主要以地表水和潜流的形式进入平原区。
黑河流域有两类沟谷，一种是在出山口处谷底狭窄，只有30～50 m，沟壁陡峭且有基岩裸露或者有跌水的，该类沟谷潜流量微小；另一种是沟谷较开阔，底宽百米左右或更大，沟坡不太陡，第四纪卵石堆积厚4～23 m，经实测存在潜流，其中大的为250～750 L/s（如马营河等），中等的为30～150 L/s（如酥油河等），小的不足30 L/s。据20世纪60年代末对大野口为期一年观测资料，沟谷潜流量较稳定，枯水期是2月，丰水期是7月，4月和11～12月是平水期，水位年变幅0.32 m。若以已知含水层最小厚度4 m计算，丰水期与平水期流量只相差4%，因此计算沟谷潜流量可以不考虑动态变化。
本区有潜流的沟谷共53条，累计补给平原地下水的水量约1.15×108 m3/a，其中酒泉、张掖、山丹和大马营地区水量分别为0.36×108 m3/a、0.70×108 m3/a、0.01×108 m3/a和0.68×108 m3/a。
在北山，即张掖、酒泉盆地北侧的龙首山、合黎山和黑山地区，仅龙首山主峰植物生长茂盛，季节性积雪达七八个月，气候较为湿润，其北坡有较多泉水溢出，最大的泉沟流量可达7.7 L/s。因此，龙首山一带地表径流深度为25～70 mm，平均为36 mm，年径流量为0.06×108 m3，对平原区地下水有补给。
龙首山、黑山之间的合黎山，由前震旦系变质岩和新生界红层组成，海拔1400～1500 m，气候干旱，径流极其贫乏，其间坡积层中的潜水均为咸水，对平原的补给微不足道。
黑河流域山区的产水能力与地势高程有关，如图5-8所示。
图5-8 黑河流域祁连山裂隙水富水性与高程关系
（二）地下水径流特征
受河水入渗和溢出带排泄的影响，黑河流域南、北部盆地浅层地下水（80 m以浅非承压含水层）径流大都呈现与地形坡降和河流流向相一致的运动特征。自南部盆地洪积扇补给带到北部盆地湖积平原蒸发消耗区，随着含水层颗粒渐细，地形坡度渐缓，地下水水位埋深渐浅，与之密切相关的地下径流强度也逐渐变弱（表5-3）。
表5-3 黑河流域地下径流强度区域性变化统计
在南部盆地，地下水的水力坡度一般为3‰～6‰，含水层导水系数500～2000 m2/d，渗透系数18～45 m/d。水力坡度较大的地下径流带主要分布于南部盆地洪积扇中上部，地下水力坡度达5‰～12‰。在洪积扇下部及与细土平原衔接地带略小，为3‰～7‰。在洪积扇群带，含水层渗透系数为50～250 m/d，导水系数2000～10000 m2/d。至盆地中部溢出带，受含水层颗粒变细和地形坡度渐缓的影响，地下水力坡度增大至4‰～10‰，含水层渗透系数在溢出带为15～40 m/d，溢出带以北为10～20 m/d。
与南部盆地相比较，北部盆地的地下径流强度明显变弱。盆地北段地下水力坡度1‰～4‰，径流强度趋于平缓。盆地北部尾闾湖积平原区，地下水力坡度仅为0.4‰～1.0‰，地下水已接近滞流状态，含水层渗透系数和导水系数分别减小到2～10 m/d和100～300 m2/d。在黑河下游老西庙-额济纳旗一带，水力坡度0.3‰～0.9‰，含水层渗透系数1.7～5.3 m/d，导水系数100 m2/d左右，地下水径流实际上已接近停滞，垂向的交替趋于强烈。
从区域上分析，地下水系统能够通过包气带获取垂向入渗补给和蒸发排泄的地带，多分布在各盆地的中段和北段，地下水水位埋深小于10 m的地区。
在灌区和荒区，浅层地下水的垂向交替过程和强度迥然不同。在灌溉区，灌溉水的入渗强度随灌溉定额、包气带岩性及地下水水位埋深的不同而变化，一般入渗量较大，使浅层地下水的垂向交替水文过程比较强烈。概括起来，存在两种情况：一种是发生在南部盆地的灌区，虽然具有很强水平地下径流的浅层地下含水层地段，但是垂向入渗强度低于径流强度；另一种发生在北部盆地河流下游区，由于地下径流微弱，入渗水（包括灌溉水、降水与凝结水）垂向入渗强度超过了水平径流强度，入渗-蒸发的交替过程成为浅层地下水的主要循环方式。在荒区（非灌溉区），由于垂向补给的唯一来源——降水和凝结水的入渗强度很小，因而与地下水蒸发消耗之间维持平衡的主要是来自远方微弱的地下径流和河道侧渗补给。
（三）地表水与地下水之间相互转化
黑河流域主要河流跨越祁连山区、张掖盆地、酒泉盆地、金塔盆地及内蒙古额济纳盆地等水文地质单元，经历了地表水与地下水之间至少3次相互转化过程。在祁连山区，基岩裂隙接受大气降水和冰雪融水的入渗补给；主要河流流出山区之前，接纳了山区地下水通过泉水方式的补给，完成了山区地表水与地下水之间第一次转化过程。河流进入盆地之后，在黑河流域中、下游平原区地下水与河水之间又进行至少2次的转化过程。在山前入渗带，河水转化为地下水；在冲洪积扇前缘溢出带，地下水转化为地表水，构成河水、地下水、泉水三元一体的“河流-地下水”体系。在正义峡至额济纳盆地，地表水与地下水之间又经历了“径流-泉水-蒸发”相平衡，完成第三次转化过程。
1.山区地下水与河水之间转化
祁连山区降水比较充沛，年均降水量一般在400 mm以上。强烈的构造侵蚀，使祁连山区水文网极为发育，这些水文网是山区地下水的主要排泄场所。在山巅地下水向山缘运动过程中，绝大部分裂隙水就近排泄于沟谷而转化为河水。在有山缘阻水带的地区，存在小部分地下水沿河谷冲积层、断裂和裂隙以潜流和泉形式流出山体的情况，而这部分水量仅占山区地下水排泄总量的10%（刘少玉等，2002）。
若以河水基流量作为山区地下水补给地表水的量，根据出山河水流量过程曲线分割的基流量统计，黑河流域山区地下水每年转化为河水的排泄量达11.92×108 m3/a（刘少玉等，2002；张光辉等，2004），总基流量占出山河水总量的34.61%（表5-4），但是各河之间存在较大的差异，占比例最小的是观山河，为19.48%，最大的是讨赖河，为39.7%，黑河干流占37.8%。
表5-4 黑河流域祁连山区地下水转化为河水统计表
2.中游扇群带河水与地下水之间转化
河流出山进入中游盆地，流经透水性极强的山前洪积扇群带，大量渗漏转化为地下水，为补给径流区（图5-9）。天然情况下，流量小于0.5×108 m3/a的河流渗失殆尽，较大的河流也将损失33%左右。同时，此带渠系水的入渗补给量也占较大比重，占总补给量的75%左右。
3.中游扇缘带地下水与河水转化
地下水沿最大水力坡度方向，流到南部盆地洪积扇缘地带及细土平原区，由于含水层导水性变化，地下水沿沟壑或低洼地以泉水形式排泄到地表，为径流排泄区。其中一部分地下水蒸发消耗，一部分排泄到河流中。据计算（刘少玉，2002），1999年扇缘带泉水溢出量约为4.5×108 m3，河床带共有约7×108 m3地下水转化为河水。
4.中游细土带引灌河水与地下水之间转化
中游细土带是比较发达的农业区，农业用水以引河水和泉水为主。引灌河水通过渠系进入田间，部分为作物生长所消耗，部分渗入而转化为地下水。1999年中游细土带田间水入渗量为1.7×108m3，再加上渠系水入渗，中游细土带引灌河水每年有近10×108m3转化为地下水。
图5-9 黑河流域张掖盆地地表水与地下水转化关系剖面
在中游细土带的黑河河床和北大河河床，河流切割含水层，使河水位低于地下水水位而成为地下水排泄的天然通道。或河床基岩埋深较浅，甚至裸露（正义峡附近），致使中游盆地排泄基准面以上的第四系孔隙水在该地段大部溢出而转化为河水。经计算（刘少玉，2002），1999年黑河河床有4.5×108 m3的地下水转化为河水，北大河河床有2.5×108 m3的地下水转化为河水。在流出中游的河川径流中，地下水转化量占63%左右。
5.下游河水与地下水之间转化
黑河进入下游额济纳盆地，再度渗漏而转化为地下水。1999年通过河床转化为地下水的量为3.8×108 m3，通过渠系田间转化为地下水的量为 3.2×108 m3，占该盆地地下水补给量的70%。
综观黑河流域地下水与河水的相互转化，在山区地下水转化为河水，占出山河水量的35%；至中游，河水通过河床转化为地下水的量为7.0×108 m3，通过渠系田间转化为地下水的量为8.3×108 m3，此两项占地下水补给量的75%，而地下水在扇缘带以泉形式转化为河水的量为4.5×108 m3，在河床以潜流形式转化为河水的量为7.0×108 m3，此两项占地下水排泄总量的52%；下游盆地，河水通过河床转化为地下水的量为3.8×108 m3，通过田间转化为地下水的量为3.2×108 m3，此两项占地下水补给总量的70%。
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