1.   引言

西北内陆河流域行政区地跨新疆、青海、甘肃和内蒙古，总面积约250万km², 占全国陆地面积的26%左右。该区地处中国和亚欧大陆腹地，东牵亚太经济圈，西系发达的欧洲经济圈，地理位置突出，是丝绸之路经济带核心区和实施西部大开发战略的重点地区，中国战略资源的重要基地和对外开放的门户，也是我国生态安全战略格局中的重点区域。然而，该区水资源短缺，生态环境问题严峻，水资源供需矛盾日益突出，制约了其经济和社会发展。

该地区有诸多大型沉积盆地，如塔里木盆地、准噶尔盆地、吐鲁番—哈密盆地、柴达木盆地、河西走廊等（图 1）。盆地上游均为高大山区，如昆仑山、天山、阿尔泰山、祁连山等，这些高大山体截留环流水汽，山区降水丰富，且终年积雪并发育巨大冰川，降雨和冰雪融水为平原区提供了可靠的水源补给，是水资源的形成区（王德潜等，2000）。盆地中部为绿洲区，是水资源的主要转化区和消耗区，也是社会经济发展和人类活动的主要地区。盆地下游为沙漠区，中国的主要沙漠都分布在内陆河流域，主要有塔克拉玛干沙漠、古尔班通古特沙漠、巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠等（图 1），由于蒸发强烈，成为水资源的最终消亡区。

图  1  西北内陆河流域的主要盆地、山脉与沙漠（据钱正英等，2004）

Figure  1.  Main basins, mountains and deserts of inland river catchments in northwestern China (after Qian Zhengying et al., 2004)

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西北内陆河流域深居欧亚大陆腹地，距离海洋较远，再加上众多高大山脉对湿润气流的阻挡，形成了典型的大陆干旱性气候。水气主要来自大西洋和北冰洋，少量来自印度洋（胡汝骥等，2002；刘维成等，2017），多年平均降水量（1960—2019年）约为152 mm。但山区降水量大，可达200~500 mm/a, 最大出现在伊犁河上游（可达1000 mm/a以上），因此西北内陆河流域的降水主要发生在上游山区，中下游地区的降水非常稀少。以新疆为例，其多年平均降水量为2400亿m³，其中约84%来自山区，而盆地中部的沙漠区年降水量多小于25 mm。西北内陆河流域的降水60%~80%集中在6—9月份，多以强降水形式出现，且年际变化剧烈（胡汝骥等，2002；王德潜等，2002；曲炜，2005；郭江勇等，2006）。受全球气候变化的影响，该区降水量总体呈现增长趋势，特别是在新疆和柴达木盆地增长明显，长序列的降水数据（1961年以来）表明，降水量增加幅度约为9.3 mm/10a(姚俊强等，2015；刘维成等，2017)。与降水相比，蒸发能力大，一般在1500 mm/a以上，盆地中部区可达4000 mm/a以上（王德潜等，2000）。因为降水稀少，蒸发强烈，降水不能满足农作物生长的需要，区内以灌溉农业为主。

西北内陆河流域共有河流600多条，多以长度不大的小河为主，较长的河流包括塔里木河（2179 km）、黑河（948 km）等。西北内陆河年地表径流量约为900亿m³，其中大于1亿m³的河流有90多条，接近或是大于10亿m³的河流有14条，这些大河的径流量占该区总径流量的60%以上。河水的补给来源主要是降水、冰川融水形成的地表径流，以及山区地下水的补给。河流发源地均为降水量大的山区，降水形成的地表径流是河水的主要来源。此外山区冰川广布，面积约为2.7万km²，约占全国冰川总面积的50%(王宗太，2001)，冰川融水也是山区河流的重要补给源，在发源于天山和昆仑山的河流中，冰川融水和雪融水可占年径流量的40%~50%(杨针娘，1981)。河流出山后，流经绿洲区，最终汇聚到尾闾部位，形成尾闾湖，如塔里木河下游的台特马湖、石羊河下游的青土湖、黑河下游的东居延海等。受强烈蒸发作用的影响，湖水矿化度高，多为咸水湖（如塔里木盆地的罗布泊、柴达木盆地的察尔汗盐湖等），是西北地区盐化工所需原料的主要产地。

西北内陆河流域地处干旱区，水资源是社会经济发展、生态环境保护的重要保障。由于地表水分布极不均匀，动态变化大，且开发利用程度已较高，部分地区已超过70%，历史上最高达90%以上（李文鹏等，1996；李文鹏，1999；王德潜等，2000；潘世兵等，2002）。由于地下水具有分布范围广、水质水量稳定、多年调节能力强、蒸发损失小、不易污染等特点，在内陆河流域具有不可替代的作用，许多地区甚至是唯一的可用水源。内陆河流域的地下水具有悠久的开发历史，新疆的坎儿井是中国早期利用山前平原地下水的经典案例。随着地表水可用资源的减少，人们日益寄希望于向地下索取更多的水资源。但随着地下水开发程度的不断增大，出现了诸如地下水水位持续下降、泉流量衰减、水质恶化、植被退化、沙漠化以及盐渍化等生态环境问题（范锡朋，1991；王德潜等，2000；丁宏伟等，2002；丁宏伟，2004）。

由于地下水的重要性，建国以来对西北内陆河流域开展了较为系统的水文地质调查研究工作，1∶20万水文地质普查是其中最重要的一项，覆盖了主要的绿洲平原区，基本查明了区域水文地质条件。以水文地质普查成果为基础，20世纪50—70年代，老一辈水文地质工作者总结了内陆河流域山前平原的水文地质特征、绘制了典型的水文地质剖面、分析了地下水水化学特征与成因（陈墨香，1959；段永侯等，1964；阎锡璵等，1973）。20世纪80年代以后，随着地下水开采量的逐步增大，调查研究更加关注地下水开发引起的生态环境问题和地下水的可持续利用（李宝兴，1983；范锡朋，1991；徐兆祥，1992；李文鹏，1999）；2000年之后，随着生态环境问题的日益突出与生态环境保护意识的不断提高，更加关注地下水的生态功能与生态需水量评价（郭占荣等，2005；王文科等，2011；聂振龙等，2012）。在地下水资源评价方面，从20世纪80年代开始，西北内陆河流域做过4次覆盖全区的地下水资源评价，对地下水的资源量与潜力进行了较为系统的评价。本文是在系统梳理前人工作的基础上，总结了在水文地质条件、地下水循环规律、地下水资源评价等方面开展的工作和取得的主要认识，提出需要进一步研究的问题和方向，以期实现西北内陆河流域地下水可持续利用。

2.   水文地质条件

2.1   主要含水层

按沉积相和地层时代，西北内陆河流域主要的含水层有4大类，分别是：山麓相、河-湖相新近系、古近系和白垩系含水层；冲洪积相第四系中、上更新统含水层；河-湖相第四系中、下更新统含水层；沙漠相第四系全新统含水层。其中，松散岩类孔隙水和基岩裂隙水是主要的地下水类型，其次在高山区分布有冻结层水，岩溶水只是零星分布（图 2）。

图  2  西北内陆河流域地下水类型图

Figure  2.  Groundwater types of inland river catchments in northwestern China

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2.1.1   山麓相、河-湖相新近系、古近系和白垩系含水岩组

在新疆和青海柴达盆地的山前地带，白垩系和新近系、古近系碎屑岩赋存较为丰富的基岩裂隙地下水（赵运昌，2002）。在塔里木盆地和准噶尔盆地山前和前山地带古—新近纪地层多组成低山和丘陵，构成一套砾岩、砂岩弱含水层，呈带状断续排列于盆地边缘。由于受构造作用影响较小，成层清晰，层间以泥质为主的隔水岩层厚度大，多为单斜和楔状储水构造，普遍含有层间孔隙裂隙潜水和局部承压自流水，水交替条件滞缓，一般水量较小，钻孔单位涌水量一般小于10 m³/d，泉流量小于2 L/s, 一般为微咸水。柴达木盆地西部和东北部分布以新近系为主的半胶结岩类承压水系统，埋藏较深，一般都在数百米以下，由多个含水层组成，钻孔初喷水量很大，但矿化度均在100 g/L以上，水化学类型主要为Cl-Na型，温度较高，富含微量元素。

2.1.2   冲湖积相第四系中、下更新统含水组

广泛分布在内陆河流域腹地，冲洪积扇以下的河湖平原地区，为砂、黏土互层的承压水系统。含水层由砂砾、砂与黏性土层相间的多层结构组成，承压水顶板埋深数十米至百余米，多埋藏于不同程度高矿化潜水层之下。承压水头高于潜水水位，地势较低处为自流水层，单井涌水量由扇前向盆地中心由1000~2000 m³/d至小于1000 m³/d变化。含水层总厚度向盆地腹地变薄，含水层逐渐尖灭，被黏性土层替代，富水性也逐渐减弱。承压-自流水带的上部潜水主要接收各类地表水体补给，单井涌水量一般小于1000 m³/d。蒸发强烈，水质多已矿化，矿化度由1 g/L过渡为大于3 g/L，水化学类型为SO₄·HCO₃-Mg·Na型、SO₄·Cl-Na·Mg型，在人类活动比较活跃的地区，浅层地下水受到一定的污染。而深层承压自流水与扇区潜水具有直接水动力联系，水质优良，矿化度多小于1 g/L，是广大农牧区主要供水水源。

2.1.3   冲洪积相第四系中、上更新统含水层

山前冲-洪积倾斜平原分布着巨厚的第四系松散层，主要分布在山前沉降带内及山前倾斜砾质平原区，在地貌上形成冲洪积扇群组成的山前倾斜平原，主要是由巨厚的松散单一卵砾石和砂砾石层组成的潜水含水层，富含冲洪积层孔隙水（图 2）。含水层厚度大，最厚可达近千米，单井涌水量在1000~3000 m³/d（王德潜等，2000）。孔隙率高，又有大量的河水入渗补给，为地下水提供了良好的赋存条件，是整个西北内陆河流域最主要的富水地段，构成平原区巨大的地下水储水盆地。该区水质好，多为矿化度小于1 g/L的淡水，水化学类型主要为HCO₃-Ca·Mg型或是HCO₃·SO₄-Ca·Mg型。因受山前区域压性冲断层阻隔，地下水埋深在扇顶大于100 m，到中部地区为10~50 m，而扇面前缘仅为3~10 m，甚至溢出地表。扇缘地下水埋深小于50 m的地段，成为特大型和大型水源地分布区。

2.1.4   沙漠相第四系全新统含水层

主要是沙漠区的含水层，分布于盆地腹部，形成沙丘孔隙水（图 2）。一般在沙漠边缘地带，大多分布有第四系冲洪湖积层潜水和承压水。沙漠腹地的地下水，主要取决于储水构造、赋水介质和边界补给条件，主要有现代风积砂、第四系冲洪积潜水含水层、第四系冲洪积和冲湖积承压含水层。现代风积沙潜水含水层分布普遍，含水层岩性主要是细砂，厚度数米到数百米，水位埋深不大于10 m，单井出水量不大，矿化度1~5 g/L。第四系冲洪积潜水含水层在沙丘下的古河道普遍分布，由砂砾石及中粗砂组成，矿化度3~6 g/L，单井涌水量小于500 m³/d。沙漠区的浅层地下水受强烈蒸发作用的影响，水质一般较差，相对于巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠和古尔班通古特沙漠，塔克玛干沙漠区的水质最差，地下水的矿化度平均值达4.1 g/L，水化学类型以SO₄·Cl-Na型、SO₄·Cl-Na·Mg型和SO₄·Cl-Na·Ca型为主（范薇等，2019）。第四系冲洪积和冲湖积承压含水层由砂砾石、砂和多层亚黏土组成，承压水头可高出地面，水量不大，水质复杂。从宏观上分析，大多数沙漠区地下淡水，均为隐伏的古冲湖积平原或古河道带的地下水。

2.2   地下水循环

西北内陆河流域地下水循环的基本特点有3个：（1）主要的内陆盆地构成了各自独立的水循环系统，形成了没有水力联系的内陆河大小流域（胡汝骥等，2002）；在流域的过渡带，一般水资源贫乏，生态环境脆弱；（2）由于平原区降水稀少，山区的水资源是平原区地下水和地表水的重要补给源，平原地下水与地表水为同一补给源的两种表现形式，具有密切的水力联系（范锡朋，1991）；（3）地表水与地下水的多次转化是水资源循环的基本方式（图 3）。从山区到尾闾湖，地下水与地表水的转化至少为3次（李文鹏，1999）。在河西走廊地区，由于分布有2~3排构造盆地，这种转化可以达到4~5次（胡汝骥等，2002）。地下水与地表水的频繁转化，使得水资源可以多次利用，增加了可用水资源量，但水质越来越差。在水资源开发强烈的地区，水质恶化趋势明显，如在水资源开发大幅增加的时期，在河西走廊、塔里木河下游以及焉耆盆地等地区，水质恶化显著（范锡朋，1991）。

图  3  塔里木盆地地下水与地表水多次转化示意图

1—灰岩；2—砂岩；3—泥岩；4—砾岩；5—亚砂土；6—卵砾石；7—砂层；8—水资源转化方向

Figure  3.  Multiple transformation between surface water and groundwater in the Tarim Basin

1-Limestone; 2-Sandstone; 3-Mudstone; 4-Conglomerate; 5-Sandy soil; 6-Gravel; 7-Sand layer; 8-Transformation direction of water resources

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2.2.1   山区地下水循环

3500~4000 m以上的极高山区，发育多年冻土，赋存冻结层水（图 2），冻结层水主要是接受降水和冰雪融水的补给，其中降水补给占85%左右，地下水在冻结层中由高向低运动，在适当的部位以下降泉的形式排泄于沟谷中。

3500 m以下的中低山区，主要发育基岩裂隙水，其次还有岩溶裂隙水（图 2）；低山丘陵区及盆地边缘地区，发育碎屑岩类裂隙孔隙水（张鸿义等，2011）。山区地下水的埋藏受地形和裂隙发育不均匀的影响，一般很难形成统一的地下水位。在这些山区，降水是地下水的主要补给源，沿节理、裂隙和断层破碎带入渗补给地下水，沿地形由高向低运动，以下降泉的形式汇入地表水。据地下水资源评价的结果，山区地下水资源量为487亿m³/a，其中以裂隙水为主，资源量为459亿m³/a；其次为孔隙水和岩溶水，分别为11亿m³/a和17亿m³/a。按流域排序，准噶尔盆地和塔里木盆地山区地下水资源量较大，分别为213亿m³/a和196亿m³/a。

2.2.2   平原区地下水循环

平原与山体的接触关系是决定平原区地下水循环的重要因素。前人研究表明，大体上有5种基本类型（图 4）：（1）山区地下水可以直接进入山前平原，补给第四系松散砾石层中的潜水；（2）山区地下水不能自由进入山前平原，与砾石层中潜水无直接水力联系；（3）山区地下水可自由进入上戈壁或南盆地，补给那里的潜水，然后再通过溢出转化为河水而进入下戈壁或北盆地；（4）山区地下水虽可自由进入山前平原，但第四系含水层较薄而蓄水性能差；（5）盆地的标高呈阶梯式下降，隆起带亦依次降低，每个盆地中的河水和地下水都能相互转化，水资源具有明显的重复性。

图  4  山前平原地下水补给类型示意图（据李宝兴，1982）

Pz—古生界; Mz+R—中新生界; Q—第四系; a—基岩山体和第四系直接补给型（天山南北麓东、西段型）; b—基岩山体和第四系有中新生界间隔的补给型（昆仑山北麓东段型）; c—基岩山前有中新生界隆起的补给型（天山南北麓中段）; d—山前平原有隐伏隆起的补给型（阿勒泰山前型）; e—山前有多排隆起的补给型（昆仑山北麓西段型）; f—南、北盆地补给型（河西走廊型）

Figure  4.  Schematic diagrams showing groundwater recharge of piedmont plain (after Li Baoxing, 1982)

Pz- Paleozoic; Mz+R—Mesozoic and Cenozoic; Q-Quaternary; a-Direct contact between rocky mountains and Quaternary (east and west part of southern and northern food of Tian Mt.); b-Mountains and Quaternary separated by Mesozoic and Cenozoic layers (east part of northern food of Kunlun Mt.); c-Mesozoic and Cenozoic uprising in front of rocky mountains (middle part of southern and northern food of Tian Mt.); d-Hidden uprising in front of piedmont plains (in front of Altai Mt.); e-Multi-row uprising in front of mountains (west part of northern food of Kunlun Mt.); f-From southern basin to northern basin (Hexi Corridor)

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在天然条件下，河流出山后大量渗漏，小于0.5万m³/a的河流渗失殆尽，渗漏量可占到河水量的35%~80%(范锡朋，1991；邵新民，2002)。河流出山后的大量渗漏是平原区地下水的重要补给源，占地下水总补给量的74%~86%(范锡朋，1991)。这些由河水转化而来的地下水，在平原的中、下部，主要是通过河水入渗、渠道入渗、田间入渗补给地下水（Sun Fangqiang et al., 2020）。地下水的排泄主要是以泉的形式出现，泉水是下游河流的重要补给源，占到河水总补给量的50%~80%。除此以外，随着人类活动的增加，人工开采成为越来越重要的排泄项。据地下水资源评价的结果，平原区地下水资源量为487亿m³/a，全部为孔隙水。按流域排序，塔里木盆地和准噶尔盆地平原区地下水资源量较大，分别为227亿m³/a和158亿m³/a。

平原区的这种循环特征，使得山前到细土平原，水文地质条件具有明显的分带性：地下水位埋深由山前大于200 m变为1~3 m或是以泉水的形式溢出；岩性结构由单一大厚度砂砾卵石粗粒相地层渐变为砂砾石、砂与黏土互层的细粒相多层结构(图 3)；地下水由单一大厚度潜水变为上部潜水、下部多层承压水的综合含水体；单井涌水量从大于10000 m³/d渐变为小于1000 m³/d；地下水水质类型由山前的重碳酸型淡水渐变为氯化物型咸水（或卤水）（丁宏伟，2004）。

2.2.3   沙漠区地下水循环

对于沙漠区的地下水循环，目前研究的还不多。地下水的主要补给源为大气降水、平原区的侧向补给以及凝结水补给。2019年以来，中国地质调查局在塔里木盆地利用5000多个水井的水位测量资料，完成了地下水等水位线图(图 5)。从图中可以看出，地下水在平原区侧向径流的驱动下，向台特玛湖和罗布泊方向运移，并通过蒸散发的形式排泄。在塔克拉玛干沙漠区，地下水水质一般较差，淡水较少，具有明显的水平和垂直分带规律，呈现从山前平原向沙漠腹地水质逐渐变差，由地表向深部逐渐变好的特征（李文鹏等，1996）。根据评价，塔克拉玛干沙漠区地下水总补给量约为6.5亿m³/a，主要来自地表水的渗漏补给，其他为少量的降水补给（李文鹏等，2000）。古尔班通古特沙漠水源条件较塔克拉玛干沙漠要好，在固定半固定的沙丘中蕴藏着淡水，有的与下伏冲湖积层的地下水连通（李宝兴，1982）。

图  5  塔里木盆地地下水等水位线及流向图

Figure  5.  Water table contours and flow directions in the Tarim Basin

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近年来，在巴丹吉林沙漠开展了系统调查研究工作。依据遥感解译和地面调查结果，巴丹吉林沙漠中部因基岩隆起带具有阻水性，将巴丹吉林沙漠分为南、北两大地下水系统。南部地下水系统的浅部地下水接受当地大气降水入渗和深部地下水的顶托补给，地下水由周边沙山向洼地中心的湖泊汇流；深部地下水在沙漠周边山区边缘接受出山雨洪水补给，在沙漠腹地深部地下水向上径流，以泉的形式向湖泊排泄，并最终通过湖水蒸发散失（申建梅等，2019；王旭升等，2019）。北部地下水系统年均降水量不足40 mm，降水入渗补给地下水量十分微弱，地下水可能主要来自宗乃山区的雨洪水补给，向西部沙漠边界和北部拐子湖方向径流排泄。根据最新的评价结果，巴丹吉林沙漠区地下水总补给量约为1.9亿m³/a，主要来自外围山区、山前戈壁带季节性河道形成的脉冲式洪流补给和沙漠区降水入渗补给。

2.3   平原区地下水流系统

对于西北内陆河流域平原区地下水水流系统的研究，经典著作是《中国西北典型干旱区地下水流系统》（李文鹏等，1995）。通过分析柴达木盆地、准噶尔盆地典型流域的地下水流系统，总结出了内陆河流域具有四级地下水流系统（图 6），即山前局部地下水流系统(Ⅰ)、区域地下水流系统（Ⅱ）、滞流地下水流系统（Ⅲ）和下游易变局部地下水流系统（Ⅳ）（李文鹏等，1999）。潘世兵等（2003）从区域地下水资源量和可再生能力角度，从地下水流系统的水交替方式、循环速度、盐分运移过程以及资源可再生性等方面，将地下水流系统划分为局部地下水流系统和区域地下水流系统，又进一步划分为6个亚类。在局部水流系统上这两种划分基本上是对应的；在区域水流系统上，略有差别，潘世兵等（2003）的划分是从洪积扇前缘溢出带开始，而不是从山前倾斜平原开始。

图  6  西北内陆河流域地下水流系统（据李文鹏等，1999）

1—盐分迁移分带; 2—水流系统类型；3—水流系统界线；4—弱透水层；5—泉；6—舌状淡水体; A—溶滤带; B—迁移带; C—聚集带

Figure  6.  Groundwater flow systems of inland river catchments in northwestern China (after Li Wenpeng et al., 1999)

1-Salt transport zones; 2- System type; 3- System boundary; 4-Aquitard; 5- Spring; 6-Tongue-shaped freshwater bodies; A-Dissolution zone; B-Transport zone; C-Accumulation zone

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从山前到冲洪积扇前缘溢出带为山前局部地下水流系统，由单一大厚度潜水含水层组成。该系统地下水循环积极，地下水的主体年龄为1~3 ka，处于盐分溶滤带，矿度化低，多为小于1 g/L的淡水，因此这个系统是地下水资源最丰富的地区，且更新能力也最强。由于这个系统的主要补给源是出山河水的入渗补给，径流速度快，在较大的内陆河流域从补给到在溢出带形成泉水只需几十年的时间（李文鹏等，1999），因此在该区对水资源进行大规模开发利用会在较短时间内对泉水及其周围的生态系统造成比较严重的影响。以河西走廊的石羊河流域为例，根据地下水、地表水的开发量，以及相应的泉水流量数据，分析得出在局部地下水流系统中每开发1亿m³的水资源，泉水将减小0.23亿m³。如果是单纯开发利用1亿m³的地下水，泉水将衰减得更厉害，达0.32亿m³（丁宏伟等，2002）。

从山前到尾闾湖为区域地下水流系统，该系统的下游为砂、泥岩互层的多层承压水系统。该系统地下水的径流交替速度十分缓慢，几乎处于停滞状态，14C年龄一般在10~30 ka，个别可以达到50 ka，水质一般较差。从81Kr年龄与14C年龄的对比看，当C14年龄大于30 ka时，有可能已有一定误差（Cartwright et al., 2017），因此推断区域地下水的年龄应更老。在塔里木盆地孔雀河流域分层取样的数据也证明了这一猜测，地下水的81Kr年龄为182 ka，而14C年龄为3万多年（尹立河等，2020）。滞流地下水流系统目前了解比较少，推断其水质差，几乎为咸水，属盐分聚集带（图 5）。根据国内外地下水流系统研究的最新进展，应加大分层取样与测试、81Kr等新的测年技术应用，深化对深层地下水循环规律的认识。

对于地下水流系统，还有两个没有完全解决的问题。一是各个水流系统的界线在平面上已比较明确（图 5），但在垂向上，还不十分明确。以按能否检测出氚为标准，对于大型河流，推断山前局部地下水流系统的下边界在水面以下300 m；对于小型河流，估计在几十米到百米之间，这与利用数值模拟技术发现的河西走廊局部水流系统的底界在水面100~150 m之下基本一致（潘世兵等，2002）。对于区域水流系统、滞流地下水流系统的底界，认识就更有限了（李文鹏，1995；李文鹏等，1999；潘世兵等，2002）。随着分层取样技术的发展，通过分层测定水位和采集水化学、同位素样品，有望获得突破性认识。二是从水流系统角度解释下游地区地下水具有上咸下淡的成因，也有两种解释，一种是认为区域地下水流系统循环途径远，受上游水压力传递作用，使得咸淡水界面在下游推移距离更远，形成了下游区地下水具有上咸下淡的现象；另一种解释是地下水不断将下部土层中的盐分溶解带到地表，使下部地层可溶盐分少，从而形成上咸下淡的分布规律。

3.   地下水资源评价与潜力分析

3.1   资源评价

3.1.1   评价单元划分与评价方法

地下水资源量计算以地下水资源区为计算单元，其划分主要是依据地下水的补、径、排条件。考虑到地下水与地表水不可分割的关系和便于计算总水资源量，一般按流域或是水文地质单元划分地下水资源区。前人一般将西北内陆河流域划分为四个一级地下水资源区，即塔里木盆地、准噶尔盆地、河西走廊和柴达木盆地，在此基础上又划分若干个二级分区（张宗祜等，2004）。

由于山丘区和平原区的补给、径流、排泄和储存条件不同，评价方法也不同。在评价工作中，一般将大、中型盆地的平原部分作为平原区，而将山间小盆地、山间河谷平原按山丘区考虑。山丘区地下水资源主要源于大气降水和冰雪融水补给，一般采用排泄量法计算（刘花台等，1999），排泄量包括天然河川基流量、山前潜水侧向流出量、山前泉水流量等。其中天然河川基流量采用基流分割或基流系数计算，山前潜水侧向流出量、山前泉水流量根据实测数据计算。在工作程度低的地区，如青海、甘肃等地，采用补给量法或径流模数法计算山丘区地下水资源量。径流模数的取得，可采用补给量法，也可采用排泄量法。

平原区一般采用补给量法计算，同时计算排泄量，用水均衡方法进行校验。平原区的补给主要包括降水入渗、山前侧向补给、地表水渗漏补给（包括河道、渠系、坑塘）、田间入渗等。其中降水入渗补给、地表水渗漏补给、田间入渗均利用入渗系数求得，山前侧向补给采用山丘区计算结果。在山区和平原区地下水资源计算中，有一部分资源量是重复的。一是两者都包括了山前侧向径流量和河谷潜流量；二是山区流入平原的河水中含一定比例的基流量，其中部分基流又在平原区转化为地下水，也属于重复量。在分别计算山区和平原区的地下水资源量后，在扣除重复量，即可得到一个流域的地下水资源量。

3.1.2   评价结果

本次主要是根据第一次、第二次和部分第三次全国地下水资源评价的结果进行分析。第一次地下水资源评价的成果主要反映在1987年出版的《中国水资源评价》（水力电子部水文局，1987），第二次地下水资源评价出版了系列专著，包括全国综合卷和分省卷（张宗祜等，2004）。此外，相关各省区以及科技攻关项目也开展了地下水资源评价工作，据不完全统计，包括整个或是部分西北内陆河流域的地下水资源评价成果还有：“九五”国家重点科技攻关项目成果报告《西北内陆盆地地下水可利用量及其分布研究》（朱延华，2001）、《中国西北地区地下水资源》（赵运昌，2002）、《中国西部地区水资源开发利用》（张宗祜等，2002）。根据这些评价成果，前人发表了数十篇的学术论文（李宝兴，1982；徐兆祥，1992；刘花台等，1999；朱延华，2001；胡汝骥等，2002；丁宏伟，2004；荆继红等，2007；陈德华，2009；张鸿义，2009），总体上对水量的评价居多，对水质的评价相对较少。以第二次地下水资源评价的结果为基础，汇总了各主要盆地的地下水资源量（表 1）。据第二次地下水资源评价结果，西北内陆河流域地下水资源量为774亿m³/a，其中塔里木盆地和准噶尔盆地的地下水资源量最大，约为300亿m³/a，其次为河西走廊为84亿m³/a，柴达木盆地最小为61亿m³/a。

表  1  西北内陆河流域第一次和第二次地下水资源评价结果

Table  1.  Results of first and second groundwater resources assessments for the inland river catchments in northwestern China

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通过梳理地下水资源评价结果（表 1），发现第二次评价的地下水资源量比第一次明显增高，从656亿m³/a增加到774亿m³/a，平均增幅为18%。从各主要流域看，增幅介于8%~100%，其中增幅最大的是河西走廊地区，地下水资源量变化的原因主要是与地表水的开发利用有关。因为地表水是地下水的重要补给来源，地表水转化量占到平原区地下水补给量的60%~88%（荆继红，2007）。第二次地下水资源评价结果也表明，由地表水转化的地下水补给在几个大型盆地中都占到了70%以上，特别是河流入渗量和渠道入渗量是最重要的补给项（表 2）。在这期间耕地面积持续扩大，根据遥感解译结果，河西走廊的石羊河流域耕地面积增加了近10万hm²（聂振龙，2019），新疆地区的耕地面积增加了约32万hm²（赵晓丽等，2014）。当时渠道防渗差、大水漫灌现象普遍，随着耕地的增加渠道入渗量和田间入渗量明显增加，是造成地下水资源量增加的主要原因。但在此期间，虽然地下水资源量总体增加，但在流域下游平原（包括下游北盆地）地下水资源也有减小的情况发生，主要是由下游地下水开采量增多和上游来水减小造成的（刘花台等，1999）。比如2000年前后的评价结果，与20世纪70年代末相比，由于上游引水量增大，变化最明显的就是石羊河下游、黑河下游和塔里木河下游地区，地下水补给量减少52%~69%。

表  2  西北内陆河流域第二次地下水资源评价中平原区地下水分项补给量

Table  2.  Components of groundwater recharge in plains from the second groundwater resources assessment of inland river catchments in northwestern China

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目前，从水利部组织的第三轮地下水资源评价的结果看，渠道渗漏量有明显的减小趋势，主要原因是随着渠道衬砌水平不断提高，水资源有效利用系数也在不断提高，目前西北内陆河流域的平均水资源利用系数与全国平均相当。准噶尔盆地玛纳斯流域的研究结果表明，渠道利用系数每提高一个百分点，地下水资源减少800万m³/a（刘花台等，1999）。与第二次地下水资源评价相比，新疆渠道渗漏量减少了20多亿m³/a。同时，受全球气候变化的影响，降水增多，河川径流量增大，相应的降水入渗、河流入渗补给量也有增多的趋势。

应该指出的是，在地下水资源评价中，各个参数取值受主客观因素的影响，都有较大的不确定性，因此评价结果也具有一定的不确定性（邵新民，2002）。地下水资源评价所需参数可分为两大类，一类是与源汇项有关的参数，一类是与含水层有关的参数，获取这些参数的手段主要是野外试验和室内外原位试验。均衡试验是获取源汇项参数（如降水入渗系数、田间入渗系数、蒸散发系数等）的重要途径，但试验条件难以完全与野外复杂的地质条件一致。含水层参数是客观的，但受抽水条件、成井条件的不同，其计算结果可以产生数倍的差异。

从水质角度讲，小于2 g/L、且积极参与现代水循环、可更新的潜层地下水（包括潜水和浅层承压水）是评价的重点，也有学者对2~5 g/L的微咸水和大于5 g/L的咸水进行了评价，因为这些水对西北地区也具有一定的用途（刘花台等，1999；张宗祜等，2004）。主要流域的地下水水质表明，I~III类水质点占比18%，IV类水质点占比59%，V类水质点占比23%（图 7）。水质差主要是由蒸散发能力强的天然原因造成的，人类活动造成的污染主要发生在城镇附近。

图  7  西北内陆河流域地下水水质图

Figure  7.  Groundwater quality of inland river catchments in northwestern China

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人类开发利用水资源，也会对地下水水质产生正、负两方面的影响。正面影响就是由于人类开采，地下水位下降，蒸发减弱，天然条件下的盐渍化区潜水水质向着好的方向发展，这在塔里木盆地孔雀河流域的溢出带上表现明显（张俊等，2021）。不利的影响体现在两个地区，一是在原生环境下非盐渍化区，地下水的强烈开采，会导致常量组分升高，矿化度增大，污染组分和污染程度增加（刘君等，2017）；二是在流域的中下游地区，随着地下水的持续开发利用，泉水流量减小，泉水进入河流的量也随之减小，在强烈的蒸发浓缩作用下，浅层地下水的水质趋于恶化，如河西走廊的民勤盆地浅层地下水的矿化度由20世纪50—60年代的2 g/L上升到90年代的4~6 g/L（丁宏伟等，2002）。

3.2   开采潜力分析

在西北内陆河流域，地下水的可采资源量主要集中在盆地平原区，一般采用地下水可采系数法计算（王贵玲等，2003；陈德华等，2009）。据2019年全国和甘肃、青海水资源公报，西北内陆河流域地下水开采量128.1亿m³，其中塔里木盆地和准噶尔盆地共计106.4亿m³，河西走廊19.9亿m³，柴达木盆地1.8亿m³。与第二次地下水评价时期相比，增加了近54亿m³的开采量。地下水的开采主要是用于农业，占到总开采量的80%以上，其次为工业和生活用水。地下水是生活用水的主要来源，如在新疆生活用水量为4.71亿m³，占总生活供水量的43.8%；在河西走廊地区生活用水量为1.06亿m³，占总生活供水量的88.3%。历次地下水资源评价计算的可开采量、实际开采量以及开采潜力见表 3。

表  3  西北内陆河流域地下水资源开采潜力分析

Table  3.  Groundwater potential of inland river catchments in northwestern China

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对地下水开采潜力的评价，一般采用开采程度的概念，以采补平衡为基础，即开采程度=100%×开采量/可开采资源量。开采程度大于100%的地区定义为超采区，80%~100%为平衡区，小于50%为具有潜力区（孙培善等，1998；陈德华等，2009）。从目前的实践情况看，划分标准不尽合理，原因有两方面，一是地下水可开采资源的确定具有不确定性，它涉及国民经济建设需求与地质生态环境保护等众多因素，尚无统一的计算方法，是随着社会经济发展不断变化的概念（高京印，1996），目前地下水开采资源量评价总体偏大（雷志栋等，2006）。二是地下水开采量统计偏小，有的学者认为有些地区有可能偏小30%~50%。因此，两方面的因素导致开采程度的计算值比实际情况小，造成一种潜力还比较大的错误概念。早在20世纪80—90年代，有学者就认为西北地区的河西走廊、准噶尔盆地南部、塔里木盆地的部分地区，已出现了地下水开发引起的生态环境问题（李宝兴，1982；徐兆祥，1992）。前人利用模型或是同位素方法，对西北内陆典型流域进行了评价，发现大部分地区已处于不可持续的状态（王思佳等，2019）。国外学者估算了全球主要含水层储量的消耗程度和恢复能力，认为美国加利福尼亚州中央谷地和中国塔里木盆地的地下水消耗最严重，恢复能力最弱（Richey et al., 2015）。利用2019年、2020年的地下水统测成果，结合历史上地下水的等水位线，在西北内陆河流域圈定出了21个地下水漏斗区（表 4），面积约3.03万km²（图 8），也证实了部分地区的地下水已处于过量开采状态。

表  4  西北内陆河流域地下水漏斗一览

Table  4.  Groundwater depression zones of inland river catchments in northwestern China

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图  8  西北内陆河流域地下水漏斗区分布图

Figure  8.  Groundwater depression zones of inland river catchments in northwestern China

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对于水资源而言，内陆干旱区水资源配置的总体框架是生态环境用水不能低于总资源量的50%，也就是人类的用水不能超过50%（钱正英等，2004）。但对于地下水的开发利用程度上限，尚无定量的结论。以塔里木盆地叶尔羌绿洲灌区为例，山区来水量70多亿m³，地下水补给量40多亿m³，可开采量27亿m³，但开采量达到6亿m³时（天然补给量的15%左右），10年间地下水平均下降0.54 m，表明开采量已偏大（雷志栋等，2006）。建议利用开采量与总补给量的比值确定开采潜力，对于西北内陆河流域，地下水资源利用量应小于总补给总量的25%。以此为标准，除柴达木盆地、塔里木盆地南缘部分地区、伊犁地区和阿勒泰地区外，其他地区已无进一步开发潜力。

4.   建议

在西北内陆河流域，河流-含水层系统具有密切的水力联系，开发利用所引起的水资源重分配比一般地区更为强烈，并且开发利用的规模越大，水资源重分配涉及的地区越广，延续的时间越长，生态负效应显现的滞后时间也越长。因此，今后西北内陆河流域需进一步降低水资源的利用量，“开源”与“节流”并重，通过提高水资源的利用效率来提高其承载能力。同时充分利用气候变化带来的水量增加，让河流恢复其盐分输送与河岸林涵养的功能，并加强地下水的生态功能与生态需水量的研究，支撑服务生态保护修复。

4.1   开源与节流并举

4.1.1   加强南疆地区水资源“开源”技术研究

加强地下（微）咸水的资源化利用。西北内陆河流域受气候干旱的影响，存在大面积的地下（微）咸水。以南疆地区为例，中盐度地下水（矿化度2~7 g/L，能直接或间接用于农业灌溉的地下水）分布面积为9.2万km²，占塔里木盆地平原区总面积的30.6%，总补给资源量11.16亿m³/a。下一步应加强咸淡水时空分布规律及其成因机理等方面的调查研究，开展水资源分质调查和评价，加强咸水的资源化利用。

4.1.2   加强储水构造及地下水库关键技术研究

受构造运动影响，西北内陆盆地区表现出盆山相间的构造特征。典型的储水构造有四大类，包括盆地储水构造、山间断陷盆地储水构造、山前向斜凹陷储水构造和山前凹陷带储水构造（李文鹏等，1996；邓铭江等，2014）。受新生代以来沉降作用影响，盆地内广泛堆积了新生代沉积物，厚度可达上千米。在山体隆起及褶皱运动的影响下，前山地带还分布有许多由向斜构造形成的凹陷洼地，而且山前冲洪积扇底部大都有一个山前凹陷带。因此，盆地—山间断陷盆地—山前向斜凹陷—山前凹陷带的盆山构造格局构成了巨大的地下储水构造。同时，盆地周边山区降水量大，高山冰川和冰雪融水丰富，为地下储水构造提供了大量的地下水补给来源，为地下水库的建设提供了良好的自然条件。地下水库既有积极参与循环的地下水资源可供长期平衡开采，又有巨大的储存空间可供多年调节。虽然建设和利用地下水库并不增加水资源总量，但可极大地拓展地下水与地表水联合调度的时间和空间尺度，有效提升水资源调蓄能力。

4.2   地下水的生态功能与生态需水量评价

在干旱区忽视水资源与生态环境系统之间的关系，挤占生态用水，直接导致了生态环境的恶化，并严重威胁人类的生存环境（雷志栋等, 2006, 王文科等，2011）。生态环境维持在西北干旱区尤为重要，而地下水是河流、湖泊、湿地和荒漠植被生态系统维持和可持续发展的关键因子，有水即为绿洲，无水即为荒漠。前人对西北内陆盆地的地下水生态水位进行了总结，如黑河流域、塔里木盆地和柴达木盆地等（郭占荣等，2005；王文科等，2011），认为地下水位在干旱地区控制在3~6 m，但对地下水的生态功能、生态需水量等尚没有开展系统的评价。特别是生态需水量的研究不足影响了水资源的合理配置方案的制定，目前河道内生态需水量已有比较完善的计算方法，如水文学法、水力学法、栖息地评价法等（林炜等，2018），但对于确定陆生植被的生态需水量还存在较大不确定性。

5.   结论

（1）西北内陆河流域的地下水与地表水频繁转化，含水层-河流系统具有密切的水力联系，因此不论是上游开发地表水还是地下水，都会引起整个流域内地下水资源的强烈变化。

（2）地下水水流系统研究表明，局部地下水流系统中地下水水质好，循环交替积极，是地下水开采的最有利地段；而区域和滞流地下水流系统水质一般较差，可更新能力差，应限制其开发利用。

（3）西北内陆河流域地下水资源量为774亿m³/a，其中平原区的地下水资源量为487亿m³/a，山区与平原区的地下水资源重复量为199亿m³/a；地下水现状开采量约为128亿m³/a。

（4）西北内陆河流域地下水开发利用程度相对较高，除柴达木盆地和塔里木盆地南缘的部分地区外，其他地区已基本无开发潜力，今后应通过提高水资源的利用效率来提高水资源的承载能力。