地下水补径排及动态特征
第三章地下水分类及其特征
第三章地下水分类及其特征3．1 地下水分类地下水这一名词有广义与狭义之分：a. 广义地下水––––指赋存于地面以下岩土空隙中的水，包括包气带及饱水带岩石空隙中的水（subsurface water––––包括soil water和ground water）。
b. 狭义地下水––––指赋存于饱水带岩土空隙中的水（ground water）。
长期以来水文地质学着重研究饱水带中的重力水。
现在开始重视包气带水的研究。
因为人们认识到在“三水”（大气水、地表水、地下水）转化过程中包气带是必经之路。
由于埋藏条件，含水介质类型对地下水水量、水质的时空分布有决定意义，所以按埋藏条件和含水介质（空隙）类型对地下水进行划分：1．按埋藏条件：包气带水、潜水、承压水；2．按含水介质（空隙类型）：孔隙水、裂隙水、岩溶水；3．综合分类（见P27：表3–1地下水分类表）。
如：孔隙潜水，孔隙承压水。
大 气3．2 包气带与饱水带地下水面以上称为––––包气带，或非饱和带（unsaturated zone)。
地下水面以下称为––––饱水带，或饱和带（saturated zone ）。
地下水面输送水分，获得补给。
雨季，包气带中的水以下渗为主，雨后，通过蒸发与植物蒸腾向大气圈排泄。
包气带是饱水带与大气圈联系的必经之路。
饱水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈→参与水循环。
饱水带岩石空隙全部为液态水所充满。
水体是连续分布的，能够传递静水压力，在水头差的作用下，可发生连续运动。
饱水带中的重力水––––是开发利用或排除的主要对象。
书上内容：包气带水主要是土壤水和上层滞水。
(一)土壤水埋藏于包气带土壤层中的水，称土壤水。
主要包括气态水、吸着水、薄膜水和毛管水。
靠大气降水的渗人、水汽的凝结及潜水由下而上的毛细作用补给。
大气降水向下渗入，必须通过土壤层，这时渗入的水一部分保持在土壤层中，成为所谓的田间持水量(即土壤层中最大悬着毛管水含水量)，多余的部分呈重力水下渗补给潜水。
水文地质学基础：地下水动态的天然类型
潜水与承压水由于排泄方式及水交替程度不同，动态特征也不相同。
潜水及松散沉积物浅部的水，可分为三种主要动态类型：蒸发型、径流型及弱径流型。蒸发型动态出现于干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地。此类地区地下水径流微弱，以蒸发排泄为主。雨季接受入渗补给，潜水位普遍以不大的幅度（通常为1-3m）抬升，水质相应淡化。随着埋深变浅，旱季蒸发排泄加强，水位逐渐下降，永质逐步盐化。降到一定埋深后，蒸发微弱，水位趋于稳定。此类动态的特点是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明显，长期中地下水不断向盐化方向发展，并使土壤盐渍化。
如果采排地下水一段时间后，新增的补给量及减少的天然排泄量与人工排泄量相等，含水层水量收支达到新的平衡。在动态曲线上表现为：地下水位在比原先低的位置上，以比原先大的年变幅波动，而不持续下降。
河北饶阳县五公地区，开采第四系潜水及浅层承压水作为灌溉水源。每年3一5（6）月采水灌溉，水位降到最低点。6（7）月雨季开始，采水停止，降水入渗及周围地下水径流补给，使水位迅速上升。雨季结束后，周围的径流流入填充开采漏斗，水位继续缓慢上升。翌年采水前期，水位达到最高点。这一动态变化显示了天然因素和人为因素的综合影响（图5-6）。由1973年至1977年，始末高水位期水位相近，此期间降水量接近多年平均值。由此说明，保持此五年的平均采水量，地下水收支可以平衡。
气候湿润的平原与盆地中的地下水动态，可以归为弱径流型。这种地区地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸发排泄有限，故仍以径流排泄为主，但径流微弱。此类动态的特征是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明显，长期中向淡化方向发展。
承压水均属径流型，动态变化的程度取决于构造封闭条件。构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈，水质的淡化趋势愈明显。
8 地下水资源量的计算和评价2
局部补偿疏干法的计算步骤
1、计算旱季（疏干）的最大允许开采量 （1）求uF
（2）求Q允开 （3）求V疏干
2、计算雨季（补偿）补给量
（1）根据抽水资料计算雨季水位回升速率 （2）计算雨季补给的总水量V补
（3）求全年的平均补给量Q补
（4）求雨季的补偿体积V补偿
补偿前一个 旱季的消耗量
局部补偿疏干法的计算步骤
地下水的允许开采量是地下水资源评价的中心 问题。由于水文地质条件不同，已有的水文地质资 料丰富程度不同，以及对计算成果要求的精度不同， 所以可以采用不同的计算方法。 目前已有的计算方法可归纳为：开采试验法、 水均衡法、解析法、数值法、相关分析法、水文分 析法、电模拟法等。条件选择 合理的布井方案，打探采结合孔(最好在旱季)， 井尽可能地按开采条件(开采降深和开采水量)进 行较长时间的抽水试验，根据抽水试验的结果确 定允许开采量，这种方法就是开采试验法。
（2）天然消耗量
天然消耗量：开采前或开采后按天然方式冲含 水层排出的水量， 单位m3/d。应当注意的是， 从开采前到开采后，天然消耗量是减少的。
蒸发量：降深增大，埋深增大，包气带厚度增大 越流排泄量：含水层水位下降，与越流层水头差减小 流出量：含水层水位下降，与下游水头差减小
开采量的组成
开采状态下的均衡方程式
试验外推法
该方法适用条件和要求与上面的方法基本 相同。其不同之处在于所评价的地区补给条件 良好，含水层的导水性强，单井的出水量大。 在供水水文地质勘探中，因抽水设备能力有限， 抽水量及抽水降深达不到供水期间的要求。这 时可进行不少于3次降深的抽水试验，根据Q-S 曲线，推断开采条件下的涌水量，这就是试验 外推法。由于补给量充足，推断的涌水量可作 为设计开采量。该方法主要适用于补给源充足， 而需水量较小的供水评价。
第五章 地下水的动态与均衡
的周期性变化，其中季节性变化的影响最大。
地下水动态的 季节变化图。
地下水动态的多年变化图。
（2）水文因素的影响 水文因素的影响，主要是地表水体与地下水的关系。分三 种情况：
a.地表水长期补给地下水；
b.地表水长期排泄地下水（地下水补给地表水）； c.丰水期地表水补给地下水，枯水期地下水补给地表水。 当地表水补给地下水时，地下水位的升高并非在瞬间完成， 而是有一个过程，这种现象称为滞后现象。
（1）确定均衡区。 主要是确定均衡区的范围及边界的位置与性质。 均衡区最好是一个相对独立的地下水系统。均衡区的边界 最好是自然边界。
（2）确定均衡期
一般取一个水文年。 （3）通过野外测定或计算的方法，确定出地下水各均衡要素 值。 （4）通过区域水均衡计算，确定出区内地下水的均衡状态。
一、总的水均衡方程式 水量均衡方程的基本思想是：在均衡期中，均衡区内的 地下水的各种收（+）、支（－）项的代数和等于含水系统 （含水层）中储存水量的变化量。 设某一地区天然状态下： 收入项为A，包括：大气降水量（X）、地表水流入量 （Y1）、地下水流入量（W1）、水汽凝结量（Z1）；
二、地下水动态的形成机理 单次降雨脉冲产生的响应。
多次降雨脉冲的叠加，左图波峰与波峰的叠加，产生更 大的波峰；右图波峰与波谷的叠加产生平缓的复合波形。
Hale Waihona Puke 三、地下水动态的影响因素影响含水系统中地下水动态的因素有两大类，即
外部因素（环境因素）和内部因素。
外部因素包括：气候、水文及人为因素，如大气
降水、地表水、人工补给与排泄和地应力等。
（3）查明各含水层之间的水力联系时，可分层布置观测孔。 （4）需要获得边界地下水动态资料时，观测孔宜在边界有 代表性的地段布置 （5）查明污染源对水源地地下水的影响时，观测孔宜在连 接污染源和水源地的方向上布置。 （6）查明咸水与淡水分界面的动态特征（包括海水入侵）
03地下水的基本类型及其特征
第三章 地下水的基本类型及其特征
2）影响潜水面变化的因素： i）地形——潜水面通常随地形起伏 而高低起伏，但起伏幅度较地形平缓； 山区地形切割较强烈，潜水面起伏幅 度较大，潜水面坡度较大，排泄条件 好；平原地区地形切割微弱，地势平 坦，潜水面起伏很小，排泄条件差。
第三章 地下水的基本类型及其特征
第三章 地下水的基本类型及其特征
2）潜水的排泄方式
泉——地形低洼处，地形切割到潜水面，潜水流 出地表，形成泉水。潜水补给的泉一般又称为下 降泉。泉水出流一般很平静，没有向上喷涌的情 况。下降泉的类型有侵蚀泉（a）、接触泉（b）、 溢流泉（c、d）。
第三章 地下水的基本类型及其特征
地表水——潜水高于地表水位时，地表水体附近 潜水流向地表水。湖泊周围、河流中上游常见。 为散流（线状）排泄。
结合水、毛细水在农业生产方面的研究很有意 义。
上层滞水通常季节性存在，与地下水面脱节， 可向地下水面流动。水量小，动态变化大，一 般没有供水意义。
第三章 地下水的基本类型及其特征
2、潜水 （1）潜水的概念
潜水是埋藏在地表以下第一个稳定隔水层之上， 具有自由水面的重力水。
第三章 地下水的基本类型及其特征
iv）人为因素——人工浇灌、排水等也会 影响潜水面的高低及形状。人工浇灌可导 致潜水面的上升；而排水又可能形成潜水 降落漏斗（围绕着排水区的漏斗状的水位 下降区）。
第三章 地下水的基本类型及其特征
（4）潜水面的表示方法 1）水文地质剖面图
编制方法：在一般的地质剖面的基础 上加绘水文地质资料编制而成。按一 定的比例尺在具有代表性的坡面线上 绘出地形剖面，然后在图上表示出水 位、含水层、隔水层的岩性、厚度及 其变化等地质、水文地质要素。
内蒙古黄旗海盆地地下水补径排及动态变化研究
内蒙古黄旗海盆地地下水补径排及动态变化研究作者：田滨丁楠王武熊海钦杨浩赵薇来源：《西部资源》2024年第02期［关键词］黄旗海；地下水监测；补给；径流；排泄；动态变化1 研究区概况1.1 自然地理研究区位于内蒙古自治区乌兰察布市中南部，属大陆性季风气候。
区内多年平均降水量363.9 mm，主要集中在每年六到八月份，多年平均蒸发量1745.3 mm，无霜期132 d，最大冻结深度1.91 m。
黄旗海作为内蒙古高原众多封闭型内陆湖泊之一，在反演干旱区气候变化方面起着极其重要的作用[1]。
研究区面积1178.26 km2。
地形地貌为盆地，东、西、南三面多山，丘陵起伏连绵，中部为辽阔的冲湖积平原。
总体地势以黄旗海为中心，四周外围高，相对高差200～400 m。
1.2 水文地质以黄旗海为中心，以周边山麓边沿为界线。
地下水类型主要为以下四类。
1.2.1第四系松散岩类孔隙水主要分布在黄旗海冲湖积平原内，含水层岩性主要为砂砾石及含砾中粗砂，由边缘向湖中心颗粒逐渐由大变小，含水层层数增多。
其厚度在5 m左右，地下水位埋深潜水多小于5 m，该含水层厚度小，在黄旗海南部和东部冲湖积物颗粒较细，单井涌水量小于500 m3/d。
在湖积平原的中部和近河谷地段厚度稍大，单井涌水量500～1000 m3/d。
1.2.2玄武岩孔洞裂隙水主要分布于熔岩台地之上，区域内，东、西部出露地表，中南部因断陷下沉隐伏于第四系含水层之下。
含水层岩性特征为气孔状玄武岩与致密块状玄武岩互层，在区域西北部地形高处的浅埋藏区，地下水分布不连续，水位、水量变化大。
含水层分布不稳定，富水性差异较大，一般情况下，水量贫乏，单井涌水量小于100 m3/d，在受构造影响的特殊部位，水量丰富，单井涌水量大于500 m3/d。
1.2.3碎屑岩类裂隙孔隙水广泛分布于区域内，北部地表出露，向南隐伏于上更新世以后地层之下。
该含水层水量变化大，富水的条件主要取决于砂岩、砂砾岩中泥质含量的多少和胶结程度的好坏。
河北省地下水动态类型特征
第44卷第17期• 216 • 2 0 18年 6 月山西建筑SHANXI ARCHITECTUREVol.44 N o. 17Jun.2018•水利工程•文章编号：1009-6825 (218) 17-0216-02河北省地下水动态类型特征栗学梅(河北省水文工程地质勘查院，河北石家庄050000)摘要:根据河北省近年来地下水水位实际监测数据，结合降水量、蒸发量等影响控制因素，分析了河北省不同区域不同含水层系统内16种主要的地下水动态类型。
得出河北省坝上高原及河北平原浅层地下水、岩溶泉域地下水以及基岩裂隙水补给源以降水入渗补给为主，坝上高原深层地下水、山间盆地地下水补给源以侧向补给为主，河北平原深层地下水补给源为径流、越流补给。
排泄方式以开采为主，蒸发、泉群排泄次之。
关键词：地下水，动态类型，降水量,蒸发量中图分类号:TV213〇引言随着社会经济的发展，河北省地下水开采量的增加引起区内地下水水位下降、土地沙化和水土流失、湖淖萎缩、泉流量衰减、含水层疏干、地下水位降落漏斗、地面沉降、海水人侵等一系列环境地质问题，对居民生活的生态文明建设产生极大影响。
本文对河北省地下水动态类型特征及其影响因素进行总结，便于地下水资源合理开发利用、生态环境保护。
1研究区概况河北省背倚高山，东临渤海。
北部和西部为燕山、太行山山地，东部为平原。
据地貌成因及形态特征，可分为高原、山地、盆地、平原四种地貌类型。
河北省地下含水系统划分为松散岩类孔隙含水层系统、碳酸盐岩类岩溶含水层系统、基岩类裂隙水含水层系统三大类[1]。
其中松散岩类孔隙含水层系统占全省面积的52.4%;基岩类裂隙水含水层系统占全省面积的37.6%。
2地下水动态类型地下水动态影响因素主要有:气象、水文、地形地貌、地层岩性、地质结构及人为因素[2]，地下水动态类型因补给源、排泄方式等不同而异。
2.1坝上高原区地下水动态类型浅层地下水中主要为降水人渗一开采(蒸发）型、降水人渗一径流型两种,深层地下水中主要为侧向补给一开采型。
地质地貌学第8章第2节地下水的类型及特征最新
羊 八 井 盆 地
50
米
的 井
喷
，
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4．孔隙水 孔隙水 ： 指赋存于松散沉积物颗粒构成的 孔隙网络中的水。
（1）洪积扇中孔隙水 （2）冲积平原中的孔隙水
黄河下游岸边水文地质剖面图
（3）黄土高原中的地下水
黄土高原地下水水量不丰富，地 下水位埋深大，水质较差。这是岩 性、地貌、气候综合影响的结果。
包气带和饱水带
包气带和饱水带
二、地下水的类型及其特征
（一）、地下水 的分类 按地下水的埋藏条件，把地下水分为：
包气带水（土壤水，上层滞水）、 潜水、承压水
按
1.土壤水
是土壤重要的组成部分， 可呈气态水、结合水、毛管水 形式。主要消耗在植物吸收和 地面蒸发上，随季节性气候而 变化
承压水的特点：
(1）无承压水面，只存在承压水位； （2）承压水补给区与分布区、排泄区 不一 致； （3）承压水受气象水文因素影响较小，其 动态较稳定； （4）承压水参与水循环不如潜水积极，因 此资源不易补充、恢复，但因其厚度较大，
其资源具有多年调节功能。
基岩自流盆地中的承压水
西
藏
水 柱 高 近
岩溶水的垂直分带
（2）岩溶水的特点
可溶岩中裂隙系统经溶蚀作用改造
1) 岩溶水以管道流为主 尤其是南方岩溶水的主要流动形式，表现
为地下河。流速大（有的>10cm/s)，以 紊流为主。 2) 岩溶水分布的不均匀性 • 极不均匀的：个体溶洞和单一管道； • 不均匀的：管道有一定的向外延伸，接 纳支流、支管道； • 相对均匀的：岩溶管道呈网状发育，主、 支管道交叉更迭，有统一的地下水位， 水力联系各向异性小；
水文地质学-第6章地下水的补给、排泄和径流
二、地表水对地下水的补给
1.具备条件 1.具备条件
地表水位高于地下水位。 地表水位高于地下水位。
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
10
河流上游 和中游
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
11
长江瞿塘峡
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
地下水的补给 排泄和径流
地下水的补给、径流、 地下水的补给、径流、排泄这三个环节 就是地下水的循环――即自然界循环中的水 ， 即自然界循环中的水， 就是地下水的循环 即自然界循环中的水 处于地下隐伏阶段的循环。 处于地下隐伏阶段的循环。 基本概念 地下水的补给――含水层从外界获得水量的过 地下水的补给 程。 地下水的排泄――含水层失去水量的过程。 地下水的排泄 地下水的径流――获得水量到失去水量所经历 地下水的径流 的过程。
3.越流补给
越流补给是通过弱含水层的补给（ 越流补给是通过弱含水层的补给（leakage recharge） ） 要弄清谁补给谁： 在水的密度相同时， 要弄清谁补给谁 ： 在水的密度相同时 ， 高水位补 给低水位， 不一定是高的含水层补给低的含水层。 给低水位 ， 不一定是高的含水层补给低的含水层 。
chd-qw 第六章 地下水的补给径流与排泄 4
①入渗过程
a.渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥，下 渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥， 渗润阶段 渗水主要受静电引力作用， 渗水主要受静电引力作用 ， 受土粒吸附 形成结合水， 结合水的饱和， 形成结合水 ， 结合水的饱和 ， 即本阶层 的结束； 的结束； b.渗漏阶段 ： 随着土壤含水量增大 ， 分子 渗漏阶段： 渗漏阶段 随着土壤含水量增大， 作用力（ 静电引力） 作用力 （ 静电引力 ） 由毛管力和重力作 用取代， 逐渐充填岩土孔隙及下渗， 用取代 ， 逐渐充填岩土孔隙及下渗 ， 直 到重力起主导作用。 到重力起主导作用。 c.渗透阶段：孔隙水分近乎饱和，水主要受 渗透阶段： 渗透阶段 孔隙水分近乎饱和， 重力作用稳定向下流动。 重力作用稳定向下流动。
七章补径排
一次降水对潜水的补给量： Xy=X-Yy-（H-h）(Wmax-W0)。 Xy：一次降水对潜水的补给量; X：降水量。 Yy：地面径流量。 2）影响因素： 降雨形式（大，中，小雨）。小雨易入渗，形成地表径 流少。 降水强度：(每小时降水量mm/h); 地形条件;植被情况： 地表平整程度; 包气带岩性、厚度：K值小且厚度大时补 给潜水量就小。 以上条件或因素不完全单一，而是综合影响，互相制约 。
近几年，由于气候变化及不合理的开采地下水，北方的 泉口大都相继干枯。 **读P76页的图，
按要求写出读
书报告
二、向河流排泄 1、河水与地下水的关系 潜水与河水无直接关系； 潜水与河水有直接关系； 潜水与河水有周期关系； 承压水与河水有直接关系。
2、基流分割 由于线状排泄不集中，不易测定，故用分割法。该 方法有平割、斜割、分段割、退水曲线割等。 以平割为例：从水位起开始，经退水后再上升为止 ，连接成直线，以下阴影部分为基流（泄流）。即地下水 补给河水的水量。
(5）泉的化学成分、物理性质及气体成分，反映 当地地下水的水质特点和形成的环境特点。 （6）水温反映地下水的埋藏特点，如水温接近气 温，说明地下水埋藏较浅，温泉来自深部。 （7）泉的研究有利于判断地质构造，泉常出露于 断层带及接触带 （8）岩溶区大泉可以直接开采利用，如利用不当 ，“扩泉”也会导致水源枯竭，破坏风景。 （9）对国民经济建设有重要意义，有的泉是供水 水源地（排泄区水量大），也有的是著名的旅游胜地。 北方大泉在早期都有神秘色彩，有庙宇或名人题词。
2．降雨入渗系数的确定： 降雨入渗系数指在同一面积上降雨入渗补给地下水 数量占降水百分比。 α =Xi/X*100%. α :入渗系数 Xi：入渗量 X：降雨量。 （1）根据动态观测资料资料求α 。 α = Xi/X Xi=△h*F*μ X=X*F α =△hμ /X=μ (Hmax-H+△ht)/XI △H:水位增加值； F:面积 ； μ :给水度； H:降水前的水位。△h:地下水位变化； x:在水位上升时期以厚度表示降水量。
新疆乌苏市地下水的补给、径流和排泄条件与动态特征
１ ． ３ 冲 洪积 、 冲 积 细 土 平 原
奎 屯河 冲积 平原 的地 下 水在 接 受 南 山水 系 的 补 给后 ， 由
于 受车 西鼻 状构造 隆起 的影 响 ， 并 不 是 简 单地 向现 代最 低 的 基 准面一艾 比湖 区 流泄 ， 而 是 各 地 段 有 不 同的 情 况 ， 东 段 地 下 水从 南 向北径 流 ， 直至 ｌ ２ ８团 、 １ ２ ６团 绕过 车西 鼻状 构 造 隆 起， 转 向西沿 吉河 而下 ， 向西径 流排 泄 ； 中段 四棵 树 河 冲积 平
行 顶托 越流 补给 。
１ ． ４ 沙 漠
径 流和 排泄 条件 与动态 特征
１ 地下 水 的补 给 、 径 流 和 排 泄 条 件
１． １ 山 区
佐 顿爱 力生 沙漠 的下 伏 地 层 与上 游 四棵 树 河 、 古尔 网河 冲积细 土平 原 和下游 冲湖 积细 土平 原 在 沉 积 岩性 、 岩 相 上基 本无 大 的差 别 ， 是地 下水 的径 流 区。
奎 屯市 、 克拉 玛 依 市 接 壤 ， 西与精河 县毗邻 ， 北 与 托 里 县 相 接， 南部 与伊 犁地 区 的 尼勒 克县 以 天 山 山脊 线 为 界 ， 总 土 地
面积 １ ４ ８ ７ ０ ｋ ｍ ２ 。本 文 主要 阐述 在 此 区域 的 地 下 水 的 补 给 、
溉 水 的渗漏 主 要 补 给 浅部 潜 水 。下伏 承压 水 对 上 覆 潜 水 进
１ ． ５ 冲 湖 积 细 土 平 原
南部 山地 的大 气降 水 一大 部 分 形 成 山 区地 表径 流 ， 一 部
分下 渗形 成基 岩 裂 隙水 ， 另 一 部 分 则 以地 表 蒸 发 、 植 物 蒸 腾
《水文地质基础》第六章 地下水的补给与排泄
第1节 地下水的补给
Groundwater recharge
补给方式：大气降水入渗、地表水入渗、凝
结水入渗、其他含水层或含水系统 、人工补 给
补给量(Incremeng of aquifer)的确定：
研究每一种补给方式的补给量大小
影响补给量大小的因素：讨论每一种补给
方式的影响因素
第1节 地下水的补给—大气降水入渗补 给
(Interaquifer flow; Flow across)
影响补给量大小的因素
两个含水层之间的水头差； 裂隙、断层的透水性； 弱透水层的透水性及厚度
越流补给量的确定：
K —— 弱透水层垂向渗透系数；
(Coefficient of permeability) I —— 驱动越流的水力梯度；
系：
地表水入渗补给量的确定
平原地区。选择符合下列条件的典型渗漏地段 ⑴ 无支流 ⑵ 无降水 ⑶ 无取水排水 ⑷ 河流两侧岩性均一
实测河段上、下游断面流量Q1和Q2
则渗漏量△Q为：
△Q = Q1 – Q2 根据△Q 的大小确定地表水与地下水的补排关系和 渗漏量。
此法不适用于间歇性河流及侧向径流强烈，潜水位 与河水位不相连的经常性河流。因为消耗于包气带的 水量占相当比例，误差较大。
人工回灌
采用有计划的人为措施补充含水量的水量称为人工
补给地下水 。其目的有：
补充、储存地下水资源； 抬高地下水位以改善地下水开采条件； 储存热源以用于锅炉用水； 储存冷源用于空调冷却； 控制地面沉降； 防止海水倒灌与咸水入侵含水层；
第2节 地下水的排泄
Groundwater discharge
按出露原因： 侵蚀泉、接触泉、溢流泉——下降泉 (Destructional spring;boundary spring, Contact spring; Overflowing spring) 侵蚀泉、断层泉、接触带泉——上升泉 (Fault spring)
2.地下水类型及特征
• 一、不同埋藏条件下的地下水 • 上层滞水、潜水、承压水 上层滞水、潜水、
• 1.上层滞水 1.上层滞水 • 上层滞水动态变化显著。 上层滞水动态变化显著。 • 2.潜水 潜水 • （1）特征 • 无压水。潜水的补给区与分布区一致。 无压水。潜水的补给区与分布区一致。 潜水的动态有季节性变化的特点。 潜水的动态有季节性变化的特点。 • 有关名词：潜水面，潜水埋藏深度，潜 有关名词：潜水面，潜水埋藏深度， 水位，潜水含水层厚度，潜水流。 水位，潜水含水层厚度，潜水流。
• （3）岩溶水水化学特征 • 矿化度较低（HCO3型），水硬度较大。 矿化度较低（ ），水硬度较大 水硬度较大。 • 深埋藏型，水化学类型可由HCO3型→SO4 深埋藏型，水化学类型可由HCO →Cl型 型→Cl型。
• 三、泉的分类及特征
谢谢！
• 平面图：潜水等水位线图 平面图：
• 3.承压水 3.承压水 • （1）特征 • 承压性。承压水的分布区与补给区不一 承压性。 动态稳定。 致。动态稳定。
• 有关名词：承压水位，承压水头 有关名词：承压水位，
• （2）承压水的补给、径流、排泄 承压水的补给、径流、 • 补给：大气降水、地表水、潜水 补给：大气降水、地表水、 • 排泄：泉、河流、人工抽排。 排泄： 河流、人工抽排。 • 径流：补给区→排泄区 径流：补给区→
• 矿区水文地质图主要反映的水文地质内 容： • （1）含水层（组）及其富水性 含水层（ • （2）断裂构造特征 • （3）地表水体。 地表水体。 • （4）控制性水点 • （5）已开采井下主干巷道、回采范围、 已开采井下主干巷道、回采范围、 井下突水点、 井下突水点、涌水情况
• 二、不同含水介质中的地下水 • 1.孔隙水 1.孔隙水 • 地下水的存储空间 地下水的存储空间——松散岩层中的孔隙 松散岩层中的孔隙 • （1）洪积层中地下水 • （2）冲积层中地下水
第七章 地下水的补给径流与排泄
第七章地下水的补给径流与排泄我们认为：世界是物质的，物质是运动的，运动是有规律的，规律是可以认识并可以利用的。
地下水是自然界广泛存在的非常重要的物质，对它运动规律我们从微观上已经进行过一些研究，如达西线性渗透定律，V = Kl；讨论了结合水、①毛细水的运动规律；学习了地下水化学成分的形成与变化。
而在宏观上关于地下水的运动，只在自然界水循环中作过简单的介绍。
在以下几章里，将分别介绍地下水水质、水量的时空变化规律。
这个变化的：过程——地下水的动态；数量关系——地下水的均衡；结果——地下水资源。
在“自然界水循环”当中讲到：水文循环——大气水、地表水、地壳浅部水之间的相互转化过程。
（发生在海 陆之间的叫大循环；发生在海海与陆陆内部的叫小循环。
）地质循环——地球浅部层圈与深部层圈之间水分的相互转化过程。
地下水经常不断地参与着自然界的水循环，我们把下面三个概念（过程）叫做* 地下水循环——地下水的补给、径流与排泄过程。
* ①补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。
* ②径流——水由补给处向排泄处的运动过程。
* ③排泄——含水层（含水系统）失去水量的过程。
地下水在补给、径流、排泄过程中，不断的进行着水量的交换和运移。
由于水是盐分和热量的良好的溶剂和载体，所以在水量交换的同时，也伴随着水化学场和温度场的响应的变化。
即水量、盐量、热量都在变化。
这些变化的特点决定了含水层（含水系统）中水量、水质、水温的分布规律。
因此，在做地下水研究时，只有搞清地下水的补、径、排规律或特点，才能正确的评价水资源，才能更合理的利用地下水，更有效的防范地下水害。
* 一、地下水的补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。
研究地下水的补给，主要研究如下三个问题：a. 补给源：大气降水、地表水、凝结水、相邻含水层（含水系统）的水以及人工补给水源。
b. 补给条件：主要是发生补给的地质—水文地质条件，如补给方式和补给通道的情况等。
c. 补给量：含水层（含水系统）获得了多少水。
一地下水的分类
一、常用的地下水分类方法（一）按赋存形式和物理性质划分1．结合水被分子力吸附在岩土颗粒周围形成极薄的水膜，可抗剪切，不受重力影响，不能传送静水压力，在110°C消失，主要存在于粘土中，影响其物理力学性质。
2．毛细管水赋存于岩土毛细孔中，受毛细管力和重力的共同作用，可被植物吸收，影响岩土的物理力学性质，会引起沿海地区和北方灌区的土地盐碱化。
3．重力水赋存于岩土孔隙、裂隙和洞穴中，不能抗剪切，受重力作用，可以传送静水压力。
结合水、毛细管水属专门研究课题，在水文地质勘察中，所指地下水一般是重力水。
（二）按含水介质特征划分1．松散岩类孔隙水主要赋存于第四系、第三系松散~半固结的碎石土和砂性土的孔隙中。
2．碎屑岩类裂隙孔洞水主要赋存于中、新生代红色岩层的孔隙、孔洞中。
3．碳酸盐岩类裂隙溶洞水（岩溶水）主要赋存于古、中生代灰岩、白云岩的裂隙溶洞中，分为：（1）裸露型：灰岩、白云岩基本上出露。
（2）覆盖型：灰岩、白云岩被第四系松散层覆盖。
（3）埋藏型：灰岩、白云岩被非碳酸盐岩类覆盖。
4．火山岩裂隙孔洞水赋存于火山岩的裂隙、孔隙、气孔、气洞（熔岩隧道）中，在广东主要分布于雷州半岛。
5．基岩裂隙水（1）块状岩类裂隙水赋存于侵入岩、混合岩、正变质岩的裂隙中。
（2）层状岩类裂隙水赋存于沉积岩、副变质岩的裂隙中。
（三）按埋藏条件和水力特征划分1．上层滞水位于不连续隔水层之上的季节性潜水。
2．潜水位于地表下第一个隔水层之上，具自由水面的水。
3．承压水充满两层隔水层之间，具压力水头的水。
（四）按地下水矿水度划分1．淡水：M﹤1g/L。
2．咸水：M≥1g/L，分为：（1）微咸水：1g/L≤M﹤3g/L；（2）半咸水：3g/L≤M﹤10g/L；（3）咸水：M≥10g/L，可分为：①盐水：10g/L≤M﹤50g/L；②卤水：M≥50g/L。
（五）按地下水的出露温度划分1．冷水：水温低当地年平均气温（即常温带温度），一般t﹤25℃（据《地热资源地质勘查规范》GB11615-89）；2．温水（低温热水）：25℃≤t﹤40℃；3．温热水（中温热水）：40℃≤t﹤60℃；4．热水（高温热水）：60℃≤t﹤100℃（沸点）；5．过热水（超高温热水）：t≥100℃。
水文地质条件分析
1、含水层空间结构（1）含水层和隔水层（弱透水）岩性、厚度、产状、分布范围、埋藏深度、各含水层之间的关系、水力联系等。
（2）包气带的岩性、结构、厚度、下渗率、含水率、岩土化学特征及地表植被状况等。
（3）含水层和隔水层（弱透水层）水文地质参数，包括渗透系数、给水度、有效孔隙率、释水系数、富水性等。
（4）地下水埋藏类型、水位、埋深、温度等。
（5）地下水系统边界类型、性质与位置。
2、地下水化学特征（1）地下水物理性质、地下水化学成分和类型及其空间变化。
（2）地下水环境同位素特征。
3、地下水补给、径流、排泄条件（1）地下水的补给来源、补给方式或途径、补给区分布范围及补给量，地下水人工补给区的分布，补给方式和补给层位，补给水源类型、水质、水量，补给历史。
（2）地下水径流特征。
（3）地下水的排泄形式、排泄途径、排泄区（带）分布、排泄量。
（4）地表水与地下水之间的互相转化关系和转化量。
4、地下水动态特征（1）地下水水位、水质、水温年度、年际变化。
（2）泉流量、水质、水温年度、年际变化。
（3）坎儿井、自流井、集水廊道等流量、水质、水温年度、年际变化。
5、地下水系统边界条件（1）外部边界和内部边界的类型、性质与位置，人类活动对边界条件的影响。
6、地下水人工调蓄（1）以建的和宜建的地下水人工调蓄工程的位置、范围和建库条件估测调节库容量。
7、地下水开发利用现状（1）开采井的位置、深度、成井结构、取水量、用途，井数、密度、开采总量、利用状况。
（2）泉的取水量、用途，开采总量、利用现状。
（3）其它地下水取水工程（如地下暗河、坎儿井、集水廊道等）位置、取水方式、取水量、用途、利用现状。
南沙区地下水赋存条件及动态变化特征研究
2021年3月第43卷第2期q地下水Ground waterMar.，2021Vol.43 NO.2DOI：10. 19807/ki.DXS.2021 -02 -019南沙区地下水赋存条件及动态变化特征研究吴丽霞(广东省水文地质大队，广东广州510510)[摘要]南沙区地处广州珠江三角洲冲积平原区，属于典型的滨海地区。
区域内地下水含水层较多，对重大 工程建设会产生不利的影响。
为研究区域水文地质条件，通过对野外调查和动态观测积累的长系列地下水基础资料 进行分析，对南沙区的地下水类型、富水性、赋存条件及动态变化特征进行归纳总结。
研究结果认为：南沙区的地下 水类型主要为松散岩类孔隙水、层状岩类裂隙水和块状岩类裂隙水，泉水和井水为当地部分的居民生活饮用水，区内地下水多以潜流的形式排泄，地下水动态变化与气候及潮汐存在相关关系；地下水位的变化特征因其赋存条件不同而存在差异，具有明显季节性周期，区内地下水每年6 - 9月丰水期较10 - 11月的枯水期水位埋深浅、电导率较 低、水温较高、流量较大。
研究结论以期为南沙新区的城市建设提供真实可靠的水文地质依据。
[关键词]地下水类型；富水性；赋存条件；动态变化；南沙区[中图分类号]P641.6 [文献标识码]B[文章编号]1004 - 1184(2021)02 -0064 -03南沙区地处北回归线以南，属亚热带海洋性气候，雨量充 沛，河网发育，地表水流自北西向南东经多个口门汇流人海。
区内有横门水道、蕉门水道、洪奇沥水道、横沥水道、鸡鸦水道 等，还有大量分叉河涌，地表水系发育，是典型滨海地区，沉积 了厚度较大的第四纪松散软弱土层，其中淤泥类饱和软弱土层 特别发育，分布广泛且厚度大。
第四系厚度大，含水层较多，这 对南沙的重大工程建设带来了不利的影响，因此进一步查明南 沙区的水文地质特征，可以更好地服务南沙区的城市建设。
1 研究区概况1.1 地貌地处珠江三角洲冲积平原区。
大同市2017-2018年地下水动态变化特征研究
2021年1月第43卷第1期1地下水Ground waterJan. ,2021Vol.43 NO. 1D01：10. 19807/ki.DXS.2021 -01 -020大同市2017 -2018年地下水动态变化特征研究陈建峰(山西省水文水资源勘测总站，山西太原030001 )[摘要]基于山西大同市2017 -2018年的地下水监测数据，结合研究区概况和水文地质特征，对大同市市 区及周边平原区地下水水位动态变化特征和地下水漏斗区现状进行研究。
结果可知：（1 )研究区地下水动态变化受大气降水、河流径流量和人为开采影响较大，动态类型主要为入渗一径流型和开采一下降型；（2)地下水位下降区均位于大同市城北、城南、三十里铺和党留庄水源地的中心或边缘。
水位下降区面积约占总面积的11.37%。
其中水 位变幅- 0.5 ~ - 2.0 m区域面积约90.69 km2,水位变幅< -2m区域面积约6. 33 km2;地下水位上升区主要分布在大同市区及口泉河与十里河中间区域，水位上升区域总面积约77. 3 9 k m，占总面积的9. 0 7%。
其中水位上升幅度0.5 ~ 2.0 m区域面积约59. 69k m2,水位上升幅度>2.0 m区域面积约17.70 km2;(3)2018年度地下水集中开采区仍存在三个水位降落漏斗区，其位置和形态基本与2017年相似。
研究结果以期为合理调配区域地下水资源、保障工 农业生产和国民经济发展的可持续性提供基础依据。
[关键词]监测井；地下水动态；地下水漏斗；变化特征；大同市[中图分类号]P641.74 [文献标识码]B地下水开采过大，会形成地下水降落漏斗，地下水严重的超采会使地下水资源枯竭。
通过对大同市市区及周边平原区地下水水位动态变化特征进行分析，阐述了本区地下水 动态和地下水漏斗的变化特征。
为合理调配区域地下水资源，保障工农业生产和国民经济发展的可持续性提供技术支持。
水文地质学基础——地下水的补给与排泄
7.1.2 地表水对地下水的补给 地表水对地下水的补给
补给来源：地表水体（河、湖、水库等） 补给机制: 因地而异（空间上），不同部位，岩性等； 因时而异（时间上），不同季节，不同补排关系 地表水补给地下水的必要条件有哪些： （1）存在水力联系 （2）地表水水位高于地下水水位（存在水头差）
目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式：
降水入渗的现象— 两类空隙的入渗过程——总结：
均匀砂土层——活塞式 (piston/diffuse) 含裂隙的土层——捷径式 (bypass)
7.1.1 大气降水对地下水的补给
1、大气降水入渗机制
“活塞式”入渗 ——适用条件： 均匀的砂土层
降水初期 t1 ： 土层干燥，吸水能力很强，雨水下渗快-渗润阶段
对于常年性河流，为了确定河水渗漏补给地下水的水 量，可在渗漏河段上下游分别测定断面流量Q1及Q2，则河 水渗漏量等于（Q1-Q2）t，t为河床过水时间。此渗漏量即 为河水补给地下水的水量； 但是，对于过水时间很短的间歇性河流？ 思考：大气降水和河流补给地下水的异同？
大气降水与地表水作为地下水补给来源的比较 从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较 均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。
水文地质学基础 Fundamentals of Hydrogeology
防灾科技学院
张耀文
本章内容
7.1地下水的补给
7.2 地下水的排泄
7.3 地下水径流
7.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响
基本概念
地下水是通过补给与排泄两个环节参与自然界的水循环。
补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程，水量增加的
7.1.3 含水层之间的补给 越流 —— 地下水 量的内部转化 潜水 — 承压水之 间的补给 思考题：
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地下水补径排及动态特征 Prepared on 22 November 2020敦煌盆地地下水补、径、排条件及动态特征孔令峰周斌（甘肃省地质环境监测院甘肃兰州 730050）摘要：敦煌盆地地处疏勒河流域下游的党河流域，是敦煌市城镇和农业绿洲主要分布区。
本文初步分析了敦煌盆地内地下水的补、径、排特征和动态特征。
盆地内地下水补给来源主要为河沟水及渠系、田间水的入渗，径流方式垂直与水平均有，排泄方式以自然蒸发和人工开采为主。
地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律。
关键词：敦煌盆地；地下水；补、径、排条件；动态特征中图分类号：文献标识码：B敦煌盆地处疏勒河流域下游的党河流域，历史文化名城敦煌即处于此。
敦煌市93%的耕地分布于此，是敦煌市城镇和农业绿洲分布区，其地理范围东起西湖乡至甜水井一线，西至甘新交界的库穆塔格沙漠，南北夹峙于北截山、三危山、崔木土山和北山之间，盆地总面积约13046km2，平原区面积约9972km2，是一个山地与平原相间分布的地区。
1地下水补、径、排特征含水层结构特征盆地水资源的循环可分为水资源的形成（补给）、径流交替、蒸发消耗（排泄）三个过程。
其中南部祁连山为水资源的形成带，而平原区水资源的循环只包含了后两个过程。
敦煌盆地南部的祁连山脉，是挽近的强烈隆升带，其地势高亢，降水丰富，是疏勒河、党河的发源地，也是敦煌盆地地下水的主要补给来源。
敦煌盆地是挽近不均匀沉降中形成的构造洼地，沉积了巨厚的第四系松散物质，为地下水的贮存运移提供了空间（图1）。
盆地含水层主要为上更新统、全新统砂砾石含水岩组，分布于冲洪积、冲湖积平原区，由南向北含水层颗粒由粗变细，含水层类型组合呈单一型至多层型，它们在水平方向上组合起来构成一个连续的、统一的横向为盆地边界所限的含水层系。
1 砂砾岩； 2砂岩粉砂岩；3砂砾层；4含砾砂；5细砂粉砂岩；6粉土；7粉质粘土；8隐伏断层图 1 敦煌盆地水文地质结构剖面图Fig 1 The profile of structure of hydrogeology in DunHuang Basin（以上剖面图引自1：20万区域水文地质普查报告敦煌幅）地下水的补给、径流、排泄敦煌盆地河沟水及渠系、田间水的入渗是盆地地下水的主要补给来源，地下水的运动趋势与河流、沟谷流向一致，从河流、沟谷上游到下游的含水层系导水性变弱，地下水迳流强度呈递减之势，含水层系水的交替方式也由“入渗～径流”过渡为“入渗～蒸发”。
盆地南部党河洪积扇接受党河水库下泄入河道渠系水入渗补给，导水系数为3000～4000 m2/d，径流强劲，向扇缘径流。
东北至党河灌区，灌溉水入渗补给地下水，同时，人工开采与地下水浅埋区蒸发蒸腾为主要排泄，地下径流与东部地下径流汇合向西径流，逐渐减弱。
盆地西南部卡拉塔什塔格山前洪积扇接受崔木土沟、多坝沟等河少量洪水入渗，向西北径流至下游尾闾区。
此间主要以后坑～湾窑自然保护区湿地与疏勒河河道两侧地下水浅埋区蒸发蒸腾排泄为主，且垂直交替强烈。
流域绿洲细土平原一般有二个含水层，较深的为厚层中、上更新统砾石层中的承压水，浅部为细土层中的潜水。
前者为南部洪积扇戈壁平原砾石层潜水在细土层覆盖的条件下转化而成。
后者主要来源是下部承压水顶托渗流。
两含水层之间无良好隔水层，亦可视为一个渗透性差别较大的双层介质的含水层。
敦煌盆地东部疏勒河三角洲带，地下水力坡度自东向西渐小，径流变缓，大致以安西县城为界，东段为区域较强补给区，水头向上游倾斜，以西补给量少，进入区域排泄带。
并随着含水层间粘性土层厚度增大，层位稳定，西部下层水水头相对较高，水力坡度减小，反映了蒸发盆地的特点（图2）。
南部党河洪积扇区，从南向北水力坡度渐小，地层颗粒渐细，至扇缘径流与东部向西的径流汇集，在伊塘湖一带径流滞缓，水头壅高，形成湖沼湿地，地下径流向西径流，卡拉塔什塔格山前径流由南向北汇入，使径流方向转向西北，直至库姆塔格沙漠。
图2 安西－敦煌盆地地下水等水头线剖面图Fig 2 map of isopiestic level of confined water for DunHuang-AnXi Basin 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，上世纪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1）。
表1 安敦盆地蒸发蒸腾量变化表单位：×108m3Table 1 The evaporation of groundwater in DunHuang-AnXi Basin时期 1977年 1999年 2004年安西敦煌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。
随着地区人口的增多与土地面积的扩大而增加，尤其“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，严重影响下游敦煌盆地地下水的来水量和地表水的流入量。
根据统计1977年安敦盆地地下水开采量×108m3，1999年为×108m3，2004年为×108m3，到2007年党河灌区地下水开采量达到×108m3，地下水开采量现已成为本区地下水主要排泄项之一。
近年来党河灌区地下水出现严重超采现象，开采地下水已受到限制。
2 地下水年内动态特征敦煌盆地地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律，由含水层的埋藏条件（深度、包气带岩性）所决定。
敦煌盆地的农业区，河水入渗的影响较小，人为的灌溉、开采过程是地下水位变化的直接原因。
灌区外细土荒区,河流入渗和人为灌溉、开采的影响甚微，潜在的蒸发排泄是地下水位变化主要原因。
地下水位年内动态特征根据盆地地下水动态监测曲线成因分析，地下水位年内动态特征可以归纳为5种类型，即径流型、灌溉型、灌溉与开采过渡型、开采型和蒸发型。
径流型分布于北截山前的党河、西土沟、崔木土沟、多坝沟、西水沟、东水沟洪积扇，地下水位的变化过程不同程度地反映了河水对地下水补给的时空分布规律。
一般高水位期出现在3、9、11月，低水位期在5、10、12月，高水位滞后于河流丰水期2～4个月或更长，呈现单峰单谷型，年变幅较大，一般在1-2m左右。
分布于绿洲区内以河水灌溉为主的地带，各灌区渠系密布的区域。
灌溉水的大量入渗，改变了这个地带地下水位的天然动态过程。
表现为与灌溉期（夏灌4～7月，冬灌9～11月）相对应的高水位期和非灌溉期相对应的低水位期（图3），呈现单谷单峰型或多峰多谷型。
最高水位一般出现在灌水量最大、灌溉强度最高的4～5月或11月，年变幅～。
图3 灌溉型地下水位动态过程（2004年黄渠监测孔动态）Fig 3 the course of dynamic of groundwater level for watering分布于南湖灌区和杨家桥乡地区，灌溉以地表水为主，地下水开采为辅的灌溉方式。
地下水位呈缓慢下降趋势，代表了整个区域地下水位下降趋势。
南湖灌区由于以泉水灌溉为主，地下水开采量很少，地下水动态曲线比较平稳；另外杨家桥乡近年来为了保护月牙泉湖，大部分地区禁止开采地下水，采用地表水灌溉，但是由于距离井灌区比较近，地下水位动态过程曲线还是反映出了开采期的明显特征，4－6月份，8－9月份是地下水位出现的两个低谷。
因此，保护地下水位稳定的核心措施是减少地下水开采量。
开采型分布于绿洲区内河水、井水混灌带或以井水灌溉为主的地带，如河灌区敦煌城区以北。
地下水开采引起的水位波动掩盖了天然动态过程。
表现出与开采期（5-10月即灌溉期）相对应的低水位期和与非开采期相对应的高水位期，呈现单谷单峰型,6－8月份降幅最大，最大降幅达到4m左右(图4)，年变幅～。
图4 2007年富强村地下水位动态变化曲线图Fig 4 hydrograph of groundwater level of Fu-qiang village in 2007蒸发型分布于中、下游盆地地下水位埋深小于3～5m的荒区，伊塘湖、玉门关等地属于该区。
由于这个地带地下水平径流滞缓，故强烈的蒸发是影响地下水位动态变化的主要因素。
水位历时变化与气温和蒸发量密切相关，曲线上呈现单峰单谷型。
一般6～9月随着气温的升高和蒸发量增大而水位下降，10月至翌年3月随着气温的降低和蒸发量减小而水位上升。
通过地渗仪对地下水垂向交替特征的研究，3～5月的高水位期主要是季节性冻土消融水入渗的反映。
这类地区水位年变幅一般为～，往往较灌溉、开采型小，且水位年变幅与其埋深呈反比关系，说明其动态过程与来自上游的地下径流关系不大。
垂向上的观测资料研究证实，尽管下伏半承压～承压水其水头高于或低于上覆潜水位，但在灌溉～开采或天然的蒸发蒸腾作用下，下伏半承压～承压水头均表现出与上覆潜水位同步的变化特征，且随着深度的增加变幅逐渐变小。
反映了第四系含水层之间极为密切的水力联系和地下水径流强度随着深度的增加而减弱的规律。
泉水量动态特征盆地泉水主要分布于南湖乡，由于该泉水溢出量受南部阿尔金山雪山融水和降水量控制，处在天然状态下，泉水流量的动态变化稳定。
观测资料表明，泉水丰水期一般出现在9～11月及翌年3～5月份，枯水期6～8月及翌年1～2月份，最小流量与最大流量之比为。
3 地下水多年动态特征地下水位多年动态特征观测资料证实，敦煌盆地地下水位处于区域性持续下降过程，下降幅度最大的是山前洪积扇地区，洪积扇与绿洲过渡带地下水位下降趋势次之，绿洲区下降较小，北部基本稳定或略有上升（表2）。
从表数据反映敦煌城区和五墩乡地下水位下降幅度a，黄渠乡一带下降～a,北部沿疏勒河两岸的南梁～玉门关～雅丹地下水位呈缓慢上升趋势，上升幅度约～a。
表2 敦煌地区地下水位动态变化统计表Table 2 The statistics of dynamic of groundwater level in DunHuang aera点号 2004年5月5 日 2009年4月25日日变幅值测水位（m）测水位（m）（m）AD03 D3 D8 D9 D17 AD11 AD13 AD14 AD15++ +敦煌盆地北部多年地下水位呈上升趋势，七里镇及灌区内水位埋深5～10m地段水位缓慢上升，上升幅度～a。
其余地段地下水位均普遍下降，下降幅度～a；疏勒河下游湖积平原玉门关、马迷兔一带多年地下水位基本稳定，年变幅～a。
水质多年动态变化敦煌盆地水质多年动态变化也受人类活动的显着影响，呈现出咸化趋势，使得区域矿化度增高，土壤盐渍化加重，面积扩大。
在山前戈壁倾斜平原，由于地下水水位埋藏深，又无灌溉水的影响，水质动态变化轻微。
盆地中北部细土平原地下水位埋藏浅，耕地众多，表层地下水的水质动态主要是在蒸发作用影响下的土壤盐渍化和灌溉水入渗土壤脱盐两个基本过程中形成的。