黑河流域中游盆地地下水动态特征及其调蓄能力分析

2022-05-23李文鹏邵新民祁晓凡

水文地质工程地质 2022年3期

凤蔚，李文鹏，邵新民，祁晓凡，黎涛

（1.中国地质环境监测院,北京 100081；2.浙江省地质环境监测中心,浙江杭州 310007）

在天然状态或人类活动干扰微弱时期，地下水系统一般处于动态平衡状态[1]。地下水水位历史观测资料显示，黑河流域中游盆地的地下水在20世纪80年代中期之前基本处于天然平衡状态。20世纪70年代，黑河上游地区提出“十库百塘千里渠”的水利建设规划，随后的30年共建设7 座水库，并建有大规模、不断完善的防渗渠系，使得地下水补给量持续减少[2]；20世纪90年代，电量供给快速增加，中下游区井灌农田开发也同步进入快车道。近几十年来，人类活动对水资源的开发程度不断提高[3-4]，黑河流域中游盆地地下水的天然均衡状态被打破，生态环境遭到破坏[5]。西北地区地下水开发利用历史较为相似，研究该地区地下水动态相关问题对于整个西北地区水资源管理和持续利用意义重大。

前人对区域地下水动态研究做了大量的工作。在民勤地区利用同一监测井不同时间段的地下水水位进行了区域地下水动态分析[6]。石羊河流域曾基于该地区70 眼监测井8年的水位数据，应用统计和空间分析的方法开展了地下水动态时空分析[7]。利用张掖盆地54 个监测井近20年的地下水水位数据与储水量变化相结合的办法进行了地下水动态分析[8]。但是前人动态研究中存在采用的监测井密度过低，对于区域性的地下水动态分析有一定的局限性，而且分析期属于地下水开采快速增长期未能反映地下水恢复能力。本文在国家地下水监测工程的平台上，采用研究区内一百余个国家级和省级地下水水位监测井的近30年长序列连续监测数据，利用统计方法结合水文地质条件进行黑河流域中游盆地地下水动态相关分析，并划定了该地区地下水补排平衡区。

黑河流域中游盆地在地下水补给量减少、开采量增加的情况下，部分地区的地下水仍能维持动态平衡。前人研究表明这种动态状况一般取决于含水层的调蓄能力[9-10]，与类似“地下水库”的大厚度含水层密不可分[11-12]，该问题在张掖盆地进行了相关研究[13]。本文利用20世纪80年代以来的地下水水位长期监测数据和近300 个地下水水位统测点的多期监测数据，计算了中游盆地地下水补排平衡区和非平衡区含水层在枯水期和丰水期疏出或储存的水量，并结合水文地质条件分析了各区水资源开发利用的合理性，并提出相应的用水建议。

1 研究区概况

黑河流域中游盆地是一个北西—南东走向近似封闭的盆地，北西—南东长约360 km，南北宽15～57 km，总面积约1.3×104km2。主要包括张掖盆地、盐池盆地和酒泉盆地，其中张掖盆地包括黑河以东诸河倾斜平原、黑河-梨园河倾斜平原、黑河中游下段侵蚀堆积平原和榆木山山前诸小河流域。黑河是区内最大的河流，河水补给量中降水量占52.4%，径流周期变化特征明显，比如莺落峡水文站具有明显的平—枯—丰交替的变化特征[14]（图1），文中长水文周期是指1990—2001年完整的枯水期，及2001年开始的长丰水期。此外，黑河流域中游盆地的水资源主要形成于南部山区，出山河流径流总量代表了盆地平原区的水资源量，戈壁带河水通过河床大量入渗补给地下水，在下游溢出成泉河，大多又回归河流，具有典型的河流-含水层系统特征[15-17]。

图1 黑河流域中游盆地莺落峡水文站历年年径流量曲线Fig.1 Annual flow of the Yingluoxia hydrometric station in the intermediate section of Heihe River Basin

黑河流域中游盆地受山盆接触关系和原始沉积环境等影响，含水层结构由南向北由大厚度的砾卵石层渐变为黏性土夹砂、砂砾石的多层结构，尤其是走廊北缘含水层已演变为互层状小厚度砂及细粉砂层，含水层不同构造段的岩性及结构有明显差异（图2）。其中，走廊南缘地下水补给充沛，含水层颗粒粗大，径流交替积极。该地区的含水层结构很大程度上影响了地下水动态。

图2 黑河-梨园河倾斜平原和盐池盆地水文地质剖面图Fig.2 Hydrogeological profiles of Heihe-Liyuanhe River inclined plain and Yanchi Basin

2 材料与方法

2.1 数据来源

20世纪80年代，原地质矿产部在黑河流域中游地区建设了183 个地下水监测井，目前还能正常运行的长期监测点约100 个（图3）。其中，47 个监测井纳入国家地下水监测网，其余属于甘肃省地下水监测网。区内地下水水位人工监测频率为5 d 或10 d 测量1 次，自动监测频率为每小时1 次。全国地下水综合调查评价项目在研究区范围内布有近300 个地下水水位统测点（图3），统测频率为每天1 次。本文采用地下水水位长期监测数据进行区域地下水动态类型分析和地下水补排平衡区划分，采用长期监测数据和地下水水位统测数据共同计算分析了含水层中地下水在水文丰、枯水期的储变量。

图3 黑河流域中游盆地地下水监测点分布图Fig.3 Distribution map of groundwater observation wells in the intermediate section of Heihe River Basin

2.2 分析方法

2.2.1 趋势分析

采用Mann-Kendall 趋势检验（简称MK 检验）对长时序水位监测数据进行趋势性变化分析。这种检验是广泛应用于气候变化的一种非参数统计检验方法，目前也广泛应用于水位动态的趋势检验[18-21]。

时间序列的趋势性由U值判定：

式中：U——判定数据趋势性的值；

S——全部数据两两大小比较的统计量；

n——样本数量。

当n≥10 时，S近似服从正态分布。

当选定显著性水平α后，查正态分布表，如果,序列存在显著的上升趋势；表示序列存在显著的下降趋势；否则表示序列无显著趋势变化。

一般以倾斜度表示变化趋势：

式中：i、j——序列上的某个具体时间；

xi、xj——i、j时间点的时间序列数据。

β为正，表明序列是上升趋势；β为负，表明序列是下降趋势。

2.2.2 周期分析

地下水水位时序数据具有较复杂的非平稳性特点，可以用连续小波变换揭示时间序列的多尺度显著周期[19]。时间序列的连续小波变换可定义为xn（n=1,2,···,N）的卷积和小波标准化：

式中：t——均一时间步长；

s——小波尺度；

n′——取值为1 到N的整数；

ψ0——Morlet 小波函数。

背景功率谱Pk采用红噪声检验，背景红噪声功率谱定义为：

式中：α——红噪声功率谱中一阶自回归方程的相关系数；

k——傅里叶频率系数；

i——虚数单位。

通过傅里叶卷积定理处理背景功率谱Pk的边界。

2.2.3 克里金插值

地下水水位克里金插值法可以进行未知采样点区域变化的最优线性和无偏估计，是地质统计方法中最常用的地下水水位分析的插值方法：

式中：Z——地下水水位监测点的估计值；

xi——监测点位置；

n——插值点总个数；

λi——插值过程中各监测点权重系数。

根据数据处理方法的差别，克里金插值的结果也会出现差异，本文将用变异函数和方差分析验证插值结果的精度。

本次采用克里金插值法分析平水年1990年和丰水年2020年相对于枯水年2001年最低水位的水位变化情况，结合中游盆地给水度分布情况，计算2 个时段含水层储存量的变化。

3 黑河流域中游盆地地下水动态

3.1 地下水水位变化趋势及周期分析结果

本次研究对数据连续性较好的66 个监测井的长时序水位数据进行了MK 检验趋势分析和连续小波周期分析。不同位置地下水水位时间序列数据通过95% 置信水平标准红噪声检验的显著时段略呈现出不一致的特性，分析结果见表1。

3.2 黑河流域中游盆地地下水动态平衡分析

由表1 的分析结果可见，黑河流域中游盆地各水文地质单元的地下水呈现不同的动态类型，具有明显的分区特征。按照自东往西的顺序进行各水文地质单元地下水水位动态分析。

表1 黑河流域中游盆地地下水动态特征Table 1 Characteristics of groundwater regime in the intermediate section of Heihe River Basin

3.2.1 黑河以东诸河倾斜平原

天然状态下，黑河以东诸河倾斜平原地下水的补给源于上游的童子坝河—大野口沟等诸小河水的山前入渗、少量山前洪水和少量的降水入渗。盆地的地下水排泄为：补给至黑河-梨园河倾斜平原地下水的径流排泄。山丹河下游的蒸发排泄和泉水溢出。

水利工程建设减少了盆地内地下水的补给。此外，近年来山丹河中上游，甚至是诸多水源地周边，农业井灌量需求增加，开采区域逐渐扩大，地下水开采量从快速增长到持续缓慢增加。在补给量减少和开采量增大的双重作用下，即使是在2001年以来的丰水期，地下水水位仍呈下降趋势，降幅约1 m/a。且表1显示该地区地下水水位时间序列数据的周期性波动特征不显著，该区地下水呈持续性的“退水”式衰减（图4）。

图4 黑河以东诸河倾斜平原上游(H65)、中游(H63)、下游潜水(H19-2)和承压水(H19-1) 水位埋深Fig.4 Depths to groundwater level in observation well H65(upstream),H63 (middle reaches),H19-2 (unconfined) and H19-1(confined) in the inclined plain of rivers to the esat Heihe River

3.2.2 黑河-梨园河倾斜平原

从黑河-梨园河倾斜平原的含水层特征看，该盆地是一个巨大的地下水库，地下水储存量巨大。上游的莺落峡至中游黑河大桥段的河床具有极强的渗透性[17]。由于草滩庄引水枢纽作用，枢纽以上河道基本上常年有水，该河段附近监测井H1 的地下水水位具有规律的年际变化特征，见图5（a），如表1所示，该地水位的周期性波动显著为1 a。引水枢纽向河道放水时，上游草滩庄至中游黑河大桥段地下水响应积极，黑河大桥边监测井H3 短时间水位波动可以大于50 m，河床及附近形成巨大的地下水水丘。

图5 黑河上游(H1)、中游(H3) 和沿岸(H14-0)潜水水位埋深Fig.5 Depths to groundwater level in observation well H1(upstream),H3 (middle reaches) and H14-0 along Heihe River

黑河北岸地下水监测数据显示，1985—1990年地下水开采初级阶段，水位处于平衡状态；1990年河水径流量出现了历史最大值，地下水水位标高也出现了高峰；1990—2001年枯水期，地下水开采量处于快速增长期，地下水水位持续下降，至2001年达到最低点；2002年开始进入丰水期，地下水水位持续上升，2012年达到了有观测数据以来的次高峰，见图5（b），该特征与1985年以来的水文特征相似度极高，见图1。该地地下水水位波动具有明显的周期性特征（表1）。

从图6 可以看出，黑河-黎园河倾斜平原溢出带地下水在开采量不断增加或减少的情况下，地下水水位均处于平衡状态，表1 显示其水位波动的周期性显著且为1 a。

图6 黑河-梨园河倾斜平原溢出带(H20-0)水位埋深Fig.6 Depths to groundwater level in observation well H20-0 in the seeping zone of Heihe-Liyuanhe River inclined plain

梨园河是黑河-梨园河倾斜平原第二大河。梨园河倾斜平原上游近河床的地下水深埋带的地下水处于平衡状态，见图7（a）；潜水井H28-2 和承压水井H28-1 的数据显示，梨园河中游浅埋带的地下水水位长周期下降后遇丰水期重新达到新的平衡，但回升幅度远小于黑河冲洪积区，见图7（b）；远离补给区的下游沙漠边缘，在开采的影响下，潜水井H5-3 和承压水H5-1 的地下水水位均呈持续下降，见图7（c），地下水水位向新的低水位平衡状态过度，水位波动的周期较显著或阶段性显著。可见处于黑河地下水流场系统中的梨园河地下水，在其本身补给不足且引水率极高的情况下，可以得到上游黑河冲积扇区的地下水径流补给。

图7 梨园河倾斜平原上游潜水(H55-0)、中游浅埋带潜水(H28-2)和承压水(H28-1)、下游潜水(H5-3)和承压水(H5-1)水位埋深Fig.7 Depths to groundwater level in observation well H55-0 in the upper reaches of alluvial proluvial fan,H28-2 (unconfined),H28-1 (confined) in the shallow buried zone in the intermediate section,H5-3 (unconfined) and H5-1 (confined) in the lower reaches of Liyuanhe River inclined plain

3.2.3 榆木山山前诸小河流域

榆木山山前诸小河流域的中部是高台隆起。从地下水流系统看，高台隆起是黑河流域中游盆地东、西分界。榆木山高程低、流域小，受水文周期影响弱，地下水补给源贫乏、含水层出水能力较弱，该含水层厚度小，地下水循环缓慢，是一个相对独立的水文地质区。区内有高台的水源地，在目前水文丰水期地下水水位呈现持续下降趋势，见图8，下降速率为0.41 m/a。该地区地下水水位变化的周期性特征不显著（表1）。

图8 高台隆起监测井(H61)潜水水位埋深Fig.8 Depths to groundwater level in observation well H61 in Gaotai Rise

3.2.4 黑河中游下段侵蚀堆积平原

黑河中游下段侵蚀堆积平原是黑河流域中游盆地地下水的排泄汇集区，地形平缓，地下水埋藏浅，地下水水位降深较大，能够袭夺黑河河水。近30年来的水位降幅不超过3 m，见图9（a）。水位波动的周期性特征明显，波动周期为1 a（表1）。2010—2020年水位降幅最大为0.20 m/a，地下水水位较稳定。目前区内控制开垦新土地，形成了沿河湿地保护区。

区内高台隆起地段，含水层颗粒主要为黑河冲积物，南部是黑河侵蚀榆木山诸小河流冲洪积扇，堆积形成冲积层，磨圆度好。从2004年开始，该地地下水开采量增大，地下水水位缓慢小幅下降后达到新的平衡，见图9（b），2001—2020年最大年水位降幅为0.07 m。

图9 黑河河道两侧和高台隆起潜水水位埋深Fig.9 Depths to groundwater level in observation wells along Heihe River and in Gaotai Rise

3.2.5 盐池盆地

盐池盆地以荒漠为主，主要功能是冬牧场，人与水、生态保持着脆弱的平衡。东部骆驼城垦区属于摆浪河的洪积平原，上游建有水库，供新坝镇引水灌溉，地下水的补给仅有残余的短时洪水及榆木山西北段山前洪水。骆驼城垦区的用水以井水为主，结合河水及渠水。1991年前，受电力供给的限制，地下水开采量较小，年波动幅度小，下降不明显；1991年后，年均降幅增至约0.64 m；近年来，受丰水期影响，水位波动幅度变大但仍呈下降趋势，属过量开采型动态特征。西部丰乐河地区在历史灌溉绿洲的基础上，居民区向下游荒漠区扩张，荒漠区外围的地下水水位在丰水期仍缓慢下降，1999年以来，水位下降了约3 m。该地区地下水水位的周期性特征不显著（表1）。盐池中部大部分地区为荒漠区，几乎没有集中开采，但北部尾闾盐池附近地下水埋深浅，有零星的制盐工业。该地区地下水埋深在2003年之前以0.53 m/a 的速度下降，在2003年之后以0.81 m/a 的速度回升，最近4年呈稳定状态，见图10（a）。

马营河位于盆地中部，是盐池盆地最大的河流。位于冲洪积扇中上部监测井H47 的数据显示，1987—2016年地下水水位下降了11.27 m，见图10（b），年降幅约0.40 m。该地是居民区，集中开采导致地下水水位下降，水位的趋势性变化特征掩盖了其周期性波动特征。

图10 骆驼城(H11-0)、丰乐河(H45)、尾闾盐池(H101-1)、马营河冲洪积扇上部(H47)潜水水位埋深Fig.10 Depths to groundwater level in observation wells in Luotuo City,Fengle River and Weilyu salt pond and in observation well H47 in the upper alluvial fan of Maying River

3.2.6 酒泉盆地

酒泉盆地地下水主要受北大河的影响，此外还受洪水坝河、丰乐河和马营河的影响，其中北大河常年有水从河道下泄，其他河流时常断流。洪水坝河冲积扇东的H23 监测数据显示在2009年之后水位基本稳定，洪水坝河下游H24 的数据亦是如此。北大河下游H10 和观山河H56 监测井的数据显示，该地区地下水水位在开采的影响下呈弱下降趋势，降幅小于0.3 m/a，见图11（a），与黑河-梨园河倾斜平原2009年之后的水位动态一致。

从北大河溢出带监测井的长序列水位监测数据可以看出，该地区地下水与黑河影响带一致，枯水期下降的水位在丰水期逐渐恢复，见图11（b），水位基本稳定。该地区地下水水位的波动周期为1 a（表1）。

图11 北大河(H10)、观山河(H56)、洪水坝河冲积扇东(H23)与洪水坝河下游(H24)潜水和北大河冲积扇(#34)溢出带潜水水位埋深Fig.11 Depths to groundwater level in observation wells in the alluvial fan of Beidahe River and Hongshuibahe River and in well#34 in the seeping zone of Beidahe River and Guanshanhe River

4 黑河流域中游盆地含水层调蓄能力计算

4.1 地下水调蓄条件分析

西北内陆干旱盆地含水层中储存了大量地下水，约90% 的水来源于出山口地表水，上游大厚度含水层在丰水期将地表来水储存起来，能够在短则几年，长则几十年的枯水期供应开采和补给下游径流。山前大厚度含水层为调蓄水资源提供了充分的空间，是保持该地区长期稳定用水的平衡器（图12）。

图12 西北内陆干旱盆地山前大厚度含水层地下水调控示意图Fig.12 Schematic diagram of groundwater regulation of aquifers with large thickness in the piedmont in arid and inland areas of northwest China

在1990—2001年的枯水期，地表水总来水量减少即补给量减少，而总需水量不变，所以增加了地下水开采量以满足需水总量，但由此导致地下水水位下降（H1）。一个枯水期内含水层输出的水量（△V疏）为各处水位下降值（H1）与对应含水层面积和该处给水度μ的乘积。在2001—2020年的丰水期，地表水来水量增加，总需水量不变，地下水年开采量减少，地下水年补给量增加，水位上升（H2），被疏干的含水层部分或全部得到补偿（△V复）。

如果△V复为正，△V疏为负，△V复的数值略小于或者大于等于△V疏的绝对值，则认为山前大厚度含水层具有天然调蓄能力，需注意的是，当△V复大于等于△V疏的绝对值时，含水层会出现“满溢效应”，下游溢出量的增加会限制上游含水层水位的进一步上升；如果△V复远远小于△V疏的绝对值或者△V复与△V疏均为负，表示含水层排泄量长期大于补给量，含水层持续疏出水资源，水位持续下降，最后当取水工程在现有技术条件下无法取出经济合理的地下水时，这个含水层可看作消亡，可认为该含水层的天然调蓄能力有限，如果这类含水层要满足规划期的开采，需人为调控，含水层为人工调控型含水层。

4.2 黑河流域中游盆地含水层调蓄量计算

根据地质调查结果，黑河流域中游盆地含水层以潜水含水层为主，含水层厚度占饱水带的90% 以上，岩性以卵砾石、砂砾石为主，径流量大于2×108m3/a 的河流含水层渗透系数不小于100 m/d，径流量为0.5×108～1×108m3/a 的河流含水层渗透系数不小于50 m/d。根据盆地水文地质特征，设定黑河山前最大给水度为0.20，黑河以东诸河倾斜平原的山前最小给水度为0.04，其余地区根据各自的水文地质特征，给水度值设定为0.03～0.20 。根据1990年盆地初始流场、2001年枯水期末期流场和2020年流场，结合区内100 多个地下水水位长观点的水位，采用克里金插值法，绘制了黑河流域中游盆地1990—2001年枯水期水位变差分区图，见图13（a），2001—2020年丰水期水位变差分区图，见图13（b）。计算得到2 个时间段各水文地质单元含水层疏出和储存的水量（表2）。

表2 1990—2020年期间黑河流域中游盆地含水层资源量变化Table 2 Variation of water resources of the aquifers in the intermediate section of Heihe River Basin from 1990 to 2020

图13 黑河流域中游盆地1990—2001年和2001—2020年水位变差图Fig.13 Variations of groundwater level in the intermediate section of Heihe River Basin from 1990 to 2001and from 2001 to 2020

5 讨论

5.1 黑河流域中游盆地地下水动态特征分析和动态均衡区划分

自20世纪80年代中后期以来，水库的建造和运行、地表水渠系灌溉和地下水开采等因素影响甚至改变了研究区地下水天然的补给、排泄关系，打破了原来的动态平衡状态。

黑河-梨园河倾斜平原山前大厚度单一含水层区地表水入渗补给作用强烈，地下水具有显著的水文动态类型；泉水溢出带以下的多层含水层区在上游来水补给和开采的共同影响下，地下水呈典型的水文-开采型动态。黑河中游下段侵蚀堆积平原的潜水监测井水位历时曲线（图9）表明，该地区是恢复能力极强的开采型动态。酒泉盆地从山前到溢出带的地下水动态类型整体与黑河-梨园河倾斜平原一致。这3 个地区的地下水在天然补排关系发生改变的条件下，于长水文周期的尺度中呈现了动态平衡，水位波动的周期性显著，基本与区内河流的水文特征一致，这类地区可以认为是地下水补排平衡区。

榆木山山前诸小河流域地下水补给条件较差，持续的开采引发了地下水水位的下降。但该地区的地下水监测历史较短，近年的下降也可能是该地区地下水水位处于天然平衡向新的补排平衡转变的过程。但目前正处于丰水期，水位仍持续下降，可认为该地区地下水是过量开采型动态。盐池盆地南部的地下水受移民形成的多个集中居住区及开荒耕种影响，水位在近年来的丰水期持续大幅下降，属于典型的超采型动态；盐池盆地北部主要受上游的侧向径流补给，补给条件较差，是以尾闾盐湖区为代表的蒸发-开采型动态。此外，东部的黑河以东诸河倾斜平原地下水水位动态虽然具有过量开采特征，但实质由于上游地区水利枢纽过度截蓄导致地下水补给量锐减，地下水动态类型属于水位持续下降型。这3 个地区的地下水水位动态特征从一定程度上表明地下水的补给量远小于开采量，水位的下降趋势掩盖了其周期性波动的特征，目前可归类为地下水补排非平衡区。

5.2 黑河流域中游盆地山前大厚度含水层调蓄能力分析

黑河以东诸河倾斜平原含水层具有上游薄下游厚的特点。中上游居民集中居住区具有含水层厚度小于等于100 m，且含水层埋深较大的特点，但由于开采成本较高，该地区的开采量并不大。1990—2020年该地区含水层持续疏干，即使在2001年至今的丰水期，含水层仍在持续疏出地下水，为显著的地下水补排非平衡区，属于上游过度开发水资源引起的山前大厚度含水层过量开采区。该状态可以通过调节山丹河上游的引水量改变。黑河以东诸河倾斜平原大厚度含水层为可人工调控的含水层，可以代表西北内陆干旱盆地水资源过度开发或开发不合理的山前大厚度含水层。

黑河-梨园河倾斜平原和黑河中游下段侵蚀堆积平原第四系厚度约200～1 200 m，该地区含水层储水量大约800×108m3，巨厚的含水层在丰水期可以储存大量的水，形成区域水资源均衡调控，从表2 可见该区含水层在丰水期的储水量基本可以弥补上一个枯水期的疏水量，所以该地区为典型的自然调蓄型含水层，可以代表西北内陆干旱盆地未过度开发的山前大厚度含水层。

榆木山山前诸小河流域饱水带厚度100～400 m，中部薄，两侧厚；榆木山高程低、流域小，受水文周期影响弱，属于小型河流域水资源天然短缺区。地下水的补给条件较差，区内在绿化和高台水源地的影响下，丰水期仍在疏出地下水，需要通过减少开采量改变现状，为可人工调控的含水层，可以代表西北内陆干旱盆地某些山间小盆地的山前大厚度含水层。

盐池盆地山前含水层厚300～800 m，山前含水层系统在地下水水位埋深约50 m 的区域已经是出水能力较弱的细颗粒含水层，属于小型河流域水资源天然短缺区。1990—2020年期间因移民开荒导致过量开采地下水，造成该地区含水层持续疏干，丰水期含水层仍在持续疏出地下水，但是疏出量要略小于枯水期的疏出量。需要通过减少开采量，或者调整移民人口和开荒范围才能改善地下水持续下降的状况。该含水层为可人工调控的含水层，可以代表西北内陆干旱盆地水资源过度开发或开发不合理的山前大厚度含水层。

酒泉盆地山前含水层厚度300～600 m，被嘉峪关大断裂分割成两部分，上盘前缘含水层厚度仅约100 m，制约了调控能力；北大河河床在西盆地底宽仅50～200 m，河床纵坡降深大，约14‰，是黑河的两倍，限制了河水入渗；河流有6.5 km 河道穿越嘉峪关市，两侧防洪堤将河流限制在60 m 宽的范围，进一步限制了河水入渗；处于一定天然状态、具有悬河性质的下游河床长度不足10 km，但也被限制在约800 m 宽的防洪堤之内。表2 显示该区含水层在丰水期的储水量小于上一个枯水期的疏水量，但是含水层在丰水期是储水状态，为典型的自然调蓄型含水层，但是受含水层结构影响，调蓄能力稍弱于黑河-梨园河倾斜平原。