下列属于地下水的动态特征的是（ ）。

下列属于地下水的动态特征的是（ ）。

A 、容水性

B 、流向

C 、水位随时间的变化规律

D 、物理性质

参考答案:

【正确答案：C】

本题考查的是水文地质条件。水文地质条件一般包括以下内容：

（1）地下水类型，如上层滞水、潜水、承压水等。

（2）含水层与隔水层的埋藏深度、厚度、组合关系、空间分布规律及特征。

（3）岩（土）层的水理性质，包括容水性（A项）、给水性、透水性等。

（4）地下水的运动特征，包括流向（B项）、流速、流量等。

（5）地下水的动态特征，包括水位、水温、水质随时间的变化规律（C项）。

（6）地下水的水质，包括水的物理性质、化学性质、水质评价标准等（D项）。 故，本题选C。

地下水的动态特征

（一）地下水动态特征

在本区不同地段，地下水动态变化具有明显的差异性。在西部邻近补给区的告成、大平、王庄、米村等井田，动态变化幅度大，对降水反映敏感，滞后时间几天至1个月，动态变化曲线在时间分布上呈锯齿状，水位年变化幅度一般10m左右，多年变化幅度大于20m。远离补给区的新郑勘探区，水位变化幅度最小，年变化幅度1～3m，多年变化幅度5m左右，对降水反映缓慢，滞后时间长，约4个月，动态曲线平缓。而处于径流区的超化井田，其动态变化特征介于其间，水位滞后降水时间大约2个月左右，年变化幅度一般3～5m，偶有年变化幅度达10余m（图3-2）。

图3-2 图井田奥陶系灰岩水位与降水关系图

超化井田内L7-8灰岩距煤层最近含水也较为丰富，是矿井的主要突水水源。据已有钻孔资料，L7-8灰岩含水层厚10.93～6.75m，距二1煤底板11.87～8.16m。37—补25钻孔2002年12月水位117.93m，目前L7-8灰岩含水层的静止水位标高为±0m，从21，22，23三个采区揭露的L7-8灰岩的含水情况分析，在不同的地区L7-8灰岩的富水性也存在较大的差别。

超化井田内奥陶系灰岩岩溶含水层富水性强，是矿井涌水的主要补给水源。通过对钻孔水位动态资料的分析可知，奥陶系灰岩地下水位也具有多年下降的趋势，根据1966年新密煤田地质东方红勘探区煤矿地质勘探最终报告可知，当时揭露的该含水层水位为176.9～178.09m。且该含水层水位下降幅度与矿井排水有明显的关系，位于矿井中心区的长观1孔目前水位为103m左右，而位于矿井外围的长观3孔水位1992年为150m左右，现在在120m左右，由此可见靠近矿区中心区的水位下降值大于外围区。说明数年来的矿井排水及生活取水对地下水位的影响，奥陶系灰岩水位呈逐年下降趋势，见图3-3。

（二）矿井涌水量

超化矿由于开采深度的不断延深，矿井涌水量在随之增加，月平均涌水量已由1984年的176m3增至2004年11月22081工作面突水前的744m3。2004年12月30日22081工作面最大突水量达2276m3/h，22081工作面封闭后，现矿井涌水量稳定于700m3左右，矿井涌水量主要来源于深部。矿井涌水量动态曲线见图3-4。

图3-4 超化矿矿井涌水量曲线图

地下水动态变化

一、区域浅层地下水动态特征

影响区域浅层地下水动态变化的因素主要为降水和人工开采等，根据1997～1998年全省区域地下水动态特征，分析区域浅层地下水动态类型主要有降水入渗－开采型、开采型、降水入渗－蒸发型、水文型等。其中降水入渗－开采型为区域浅层地下水的主要动态类型，主要分布在平原区的中部、东部、东南部及南阳盆地，约占平原区面积50%以上，处于采补平衡或尚有潜力，地下水埋深稍大，蒸发作用较弱，其消耗主要为开采，受此影响水位逐年回落；开采型主要分布在豫北南乐、清丰、内黄、滑县、温县、孟州、郑州等地，显示地下水超采较严重；降水入渗－蒸发型主要分布在漯河的东南至平舆、正阳、新蔡一带及周口东南部，地下水埋藏较浅，受降水入渗补给，其消耗主要为蒸发，地下水开采量较小，为地下水有潜力的地区；水文型沿主要河流分布，因地表水常年补给地下水，地下水位随地表水位变化而变化。

根据1972年以来河南省区域地下水动态监测资料，依地下水水位变化过程及发展趋势，地下水动态演变可分为持续下降型、阶段性下降型、相对稳定型等三种基本类型。

（1）超量开采，水位持续下降型。主要分布在豫北的南乐、清丰、内黄、滑县及温县、孟州和郑州等地。自1972年以来，浅层地下水水位变化特征是水位高程逐渐降低，水位埋深逐年加大，其形成原因是地下水的开采量大于补给量所致，汛期降水入渗补给地下水的量小于枯水期的超额开采量，致使水位年复一年的下降，有时特丰水年份汛期地下水水位恢复高于前期水位，但多年平均地下水开采量大于补给量，而总趋势仍改变不了其持续下降的特征，历年平均下降速度为0.3～0.7m/a。

（2）气象、开采双重因素影响，地下水水位呈阶段性下降型。主要分布在黄淮海平原的东部和中部，地下水动态受气象、开采双重因素影响呈阶段性下降状况，20世纪80年代中期以前主要受气象影响有规律的波动变化，而后地下水位随开采量的增加而逐年下降，其中1986年到1987年下降速度较快，1988年以后水位下降速度减缓，平稳下降。

（3）气象因素制约，地下水位动态稳定。主要分布在驻马店东部及沿黄地带，周口南部及鄢陵、西华等地，其地下水埋藏浅，水位变化幅度小，受气象因素明显，开采影响较小，为相对稳定型动态。1972年以来地下水水位除有小幅的上下波动外，无明显的上升或下降趋势。

河南省区域浅层地下水埋藏深度，在20世纪60年代之前普遍较浅，80%以上的区域地下水埋深小于4m，最大埋深不足8m70年代起地下水水位逐年下降，到90年代初地下水埋深小于4m的区域缩小近半，最大水位埋深达到16m 左右；

9、0年代末地下水水位埋深小于4m的区域已较小，埋深在4～8m 间的区域面积最大，豫北局部地区地下水水位埋深达20～22m。据2006年监测资料，地下水水位埋深小于4m的区域主要分布在豫南、豫东南的驻马店、信阳、周口及沿黄地带，面积26276km2，占平原区面积的33.2%；埋深在4～8m的区域主要分布在商丘、开封、许昌、漯河及南阳盆地和豫北的新乡等地，面积39355km2，占平原面积的49.7%；埋深在8～12m的区域主要分布在豫北及南阳盆地的周边地带，面积为6454km2，占平原区面积的8.2%；埋深12～16m的区域分布在豫北的北部、西部及许昌西部，面积4050km2，占平原区面积的5.1%；埋深大于16m的区域主要分布在豫北的南乐、清丰、内黄及温县、孟州等地，面积为3033km2，占平原区面积的3.8%，河南省区域浅层地下水水位埋深面积变化情况见表4-4。

区域浅层地下水目前已形成两个降落漏斗：一为安阳—濮阳漏斗，面积达8236km2,漏斗中心有两个，一个在南乐、清丰一带，中心水位埋深为20～22m，一个在滑县东部，水位埋深18～20m；另一个漏斗为温县—孟州漏斗，面积为562km2，漏斗中心水位埋深20～22m左右。

表4-4 河南省平原区浅层地下水水位埋深面积变化对比表 单位：km2

根据1991～1999年区域浅层地下水动态监测资料对比，全省平原区地下水水位变化分为上升和下降两种类型。大部分地区地下水水位以下降为主，水位下降区面积为61640km2，占平原区面积的77.9%，平均下降速度为0～0.4m/a，最大降幅为1.23m/a；水位上升区主要分布在中部、南部及豫北的新乡等地，上升区面积为17527km2，上升幅度为0～0.4m/a，局部上升幅度达0.4～0.8m（表4-5）。

表4-5 1991～1999年河南省平原区浅层地下水变幅情况统计表

二、城市地下水动态特征

城市地下水动态，除受降水、开采、地表水体影响外，城市所处的自然地理、地质环境条件及城市建设影响亦较大，由西部山区到东部平原由于水文地质条件的变化，其地下水动态特征有较明显的差异。我省主要城市可分为西部山地及山间盆地区、中部山前岗地平原区、东部平原区三种分布形态，各城市近年地下水动态变化及降落漏斗情况见表4-6、表4-7。

表4-6 1992～1999年河南省主要城市地下水水位变化情况表

表4-7 1999年河南省主要城市地下水降落漏斗情况表

（1）西部山地及山间盆地区。主要城市有鹤壁、焦作、三门峡、洛阳、平顶山、南阳等。其中鹤壁、焦作主要开采岩溶水，其动态为典型的降水入渗－开采型，丰水期地下水水位上升，枯水期急剧下降，年际间变化较明显，1997年降水量小，焦作市地下水水位平均下降11.3m,1998年降水量大，地下水水位平均上升8.6m；洛阳、南阳、平顶山浅层地下水动态为降水入渗－开采型，由于地下水补给条件好，水量较丰富，水位变动幅度小，年变幅较小；三门峡地下水埋深较大，动态类型为开采型，地下水水位与三门峡水库联系密切——蓄水期地下水水位随水库水位上升而抬高，泄水期地下水水位随水库水位下降而回落。

（2）中部山前岗地平原区。主要城市有安阳、新乡、郑州、许昌、漯河、驻马店、信阳等，分布于山前岗地与平原的过渡地带，地下水的补给、径流条件较好，地下水相对较丰富。安阳、新乡主要开采浅层地下水，20世纪90年代初期地下水水位下降明显，中期以后地下水水位降幅减小，新乡地下水水位还略有回升；郑州以开采中深层地下水为主，水位变化较复杂，一是中深层水与浅层水水力联系密切，水位升降基本一致，二是中深层水位变化与开采量关系紧密，目前已形成一个复合型漏斗，1998年7月漏斗面积为491km2，中心水位埋深74.31m；许昌、漯河、驻马店为浅层、中深层、深层地下水综合开采，浅层地下水动态类型为降水入渗－开采型，中深层、深层地下水为开采型；信阳水资源充沛，地下水开采量很少，埋深小，受气象因素影响明显。

（3）东部平原区。主要城市有开封、濮阳、商丘、周口等，其地下水的补给条件差，含水层富水性相对较弱，特别是深层地下水，侧向径流补给很弱，垂直入渗补给少，开采以消耗弹性储存量为主。浅层地下水动态为降水入渗－开采型，深层地下水为开采型。商丘以开采浅层、深层地下水为主，中深层地下水为微咸水现未开发，浅层、深层地下水均处于长期超采状态，其中浅层地下水水位下降较慢，深层地下水水位下降较快，年均降幅为2～3m；濮阳主要开采浅层地下水，1991年以来浅层地下水水位呈下降趋势，年均降幅为0.55m；周口浅层地下水水位受降水、开采及地表水体影响，目前浅层地下水基本为采补平衡，水位变幅在±0.5m 之间；开封浅层地下水动态受降水及黄河水侧渗补给影响，水位变动不大，为采补平衡状态，深层地下水动态1996年以前为下降趋势，近几年略有回升。

地下水水位动态

疏勒河流域平原区地下水年内和年际的变化，呈明显的分带规律，为含水层的埋藏条件（深度、包气带岩性）所决定，玉门-踏实盆地的洪积扇群带，河水、渠系水的入渗是引起地下水位变化的主要因素。北部细土平原及安西-敦煌盆地、花海盆地的农业区，河水入渗的影响渐小，人为的灌溉、开采过程，则成为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，潜在的蒸发排泄成为地下水位变化的主要原因。

一、地下水年内动态特征

（一）地下水位年内动态特征

从动态成因分析，细土平原区地下水位年内动态特征可以归纳为4种类型。即径流型、灌溉型、开采型和蒸发型（表3-9）。

表3-9 地下水位年内动态特征统计（2004）

1.径流型

分布于玉门-踏实盆地的昌马洪积扇及榆林洪积扇，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（图3-6）。一般高水位期出现在8月～翌年3月，低水位期在次年的7～9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1.82～3.64m。

图3-6 径流型地下水位动态过程（2001年）

2.灌溉型

分布于绿洲区内以河水灌溉为主的地带，各灌区渠系密布。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3-7），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0.3～2.76m。

图3-7 灌溉型地下水位动态过程

3.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，如昌马灌区的河东-布隆吉，双塔灌区瓜州-南岔，花海灌区花海农场及党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（4～7月、9～11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（图3-8），年变幅1.32～3.24m。

4.蒸发型

分布于中、下游盆地地下水位埋深小于3～5m的荒区，干海子、踏实-桥子北、伊塘湖、玉门关等地属于该区。由于这个地带水平地下径流滞缓，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（图3-9）。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0.73～1.70m，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。

图3-8 开采型地下水位动态过程

图3-9 蒸发型地下水位动态过程

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。

（二）泉水量动态特征

天然状态下泉水流量的动态变化实质上反映的是地下水径流强度的变化，主要受泉眼周围地下水位的控制，地下水位的动态变化过程影响着泉水量的变化，二者具有同步一致的变化规律，即地下水位升高时泉水量增大，地下水位下降时，泉水量减少。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，枯水期出现在6～8月及翌年1～2月份，最小流量与最大流量之比为0.28（图3-10）。

图3-10 泉流量变化多年动态曲线

二、地下水多年动态特征

（一）地下水位多年动态特征

近半个世纪不同年代的观测资料证实，疏勒河流域地下水位处于区域性持续下降过程。下降幅度中游的玉门-踏实盆地较大，下游的花海盆地、安西-敦煌盆地较小，中、下游盆地均具有自山前至细土平原渐小的特征，其主要原因是随水利化程度的完善，上游补给量减少，高水头区能量向下传递，造成上下游水位降的差异，符合流体力学原理。

玉门-踏实盆地南部昌马洪积扇地下水位下降幅度较大，据S97-2观测孔，2005年与1998年相比，下降了2.24m，年均下降0.28m（图3-11）。由于1998～2002年，疏勒河连续丰水，昌马洪积扇地下水位呈较大幅度上升趋势，但自2002年底昌马水库建成后蓄水，S97-2观测孔水位呈直线下降，仅2003年至2005年，水位累积下降7.48m；与之相邻的细土平原仅黄花农场及桥子片略有上升，上升幅度0.1～0.9m，其余地段均有不同程度下降，下降幅度0.2～1.33m（图3-11）。

花海盆地灌区地下水位1997～2001年呈下降趋势，下降幅度0.38～0.56m，下降幅度灌区较外围荒区大。由于外调水源疏花干渠引水量逐年增加，由1990年的1664万m3增大至2004年的8147万m3，使盆地内灌区地下水位自2003年以来普遍上升，上升幅度0.11m（图3-12）。

安西-敦煌盆地的双塔灌区自双塔水库至安西县城及西湖乡多年地下水位呈上升趋势，上升幅度0.75～1.71m（图3-13，A1观测孔）；党河灌区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0.41～1.76m。两灌区内其余地段地下水位均普遍下降，下降幅度0.95～2.92m（图3-13，A7，A8及D17观测孔）；双塔灌区东部荒区及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0.12～0.29m。

（二）泉流量多年动态特征

受昌马洪积扇补给量减少及区域性地下水位下降的影响，昌马洪积扇前缘泉水溢出量表现出逐年减少的趋势（见图3-10），泉脑普遍下移。昌马洪积泉水溢出量由1977年的2.530亿m3减少为2004年的1.568亿m3，减少了0.962亿m3，年均减少0.034亿m3。

图3-11 玉门-踏实盆地地下水位变化多年动态曲线

图3-12 花海盆地地下水位变化多年动态曲线

图3-13 安西-敦煌盆地地下水位变化多年动态曲线