渭干河-迪那河系统（Ⅱ）

孔雀河系统（Ⅰ）~

该系统位于塔里木盆地北缘，包括霍拉山山前倾斜平原、孔雀河冲积平原和库鲁克塔格山前倾斜平原，西侧与迪那河-渭干河系统（Ⅱ）为扇间活动边界，南侧与塔里木河系统（Ⅴ）为输入（出）边界，北部与基岩山区为峡口状输入边界，东面为输出边界。
系统内第四系沉积物广泛分布，地形平坦，地势整体北高南低，地下水主要来源于地表水入渗补给，总体由北向南，再偏东南方向径流，在工作区东边界流出系统，另一部分通过地下水浅埋带的蒸发消耗。
一、含水层系统
该系统包括第四系松散岩类单一结构孔隙潜水和多层结构潜水-承压水，含水层由中更新统—全新统洪积、冲洪积物组成，系统内第四系沉积厚度由山前的数百米变至沙漠边缘的几十米，含水层颗粒由粗变细，呈现出明显的水平变化规律。
受此影响，系统内含水层的富水性也呈现出水平规律性变化，分述如下。
（一）单一结构潜水
主要分布于霍拉山-孔雀河-库鲁克塔格山前倾斜平原上部，含水层岩性为卵砾石、砂砾石、含砾砂及中粗砂，富水性可划分为水量中等、水量贫乏两个区。
水量中等区。主要分布于霍拉山山前倾斜平原、孔雀河冲积平原上部，前者含水层岩性为冲洪积砂卵砾石，厚度大于100m，潜水埋深大于5m，富水性中等，水质较好，水化学类型为SO4·Cl·HCO3-Na·Ca型，TDS一般小于1g/L；后者含水层岩性为上更新统—全新统冲积卵砾石、砂砾石、含砾粗中砂，含水层厚度20～42m，水质较好，TDS小于1g/L，个别地段1～3g/L，水化学类型为HCO3·SO4（Cl·SO4）-Na·Mg（Ca）型、HCO3-Mg·Ca·Na型、HCO3-Ca·Mg型（图3-1，表3-1、表3-2）。
水量贫乏区。主要分布于库鲁克塔格山前倾斜平原中上部，岩性为冲洪积砂砾石、含砾中粗砂、中砂，潜水埋深大于50m，水化学类型为Cl·SO4-Na型水，属于微咸水，TDS 1～3g/L。
（二）多层结构潜水-承压水
主要分布于霍拉山山前细土平原、孔雀河冲积平原中下部和库鲁克塔格山前倾斜平原中下部，富水性可划分为水量丰富、水量中等、水量贫乏3个区。
1.潜水
水量贫乏区。岩性为冲洪积中砂、中细砂、细砂。霍拉山山前细土平原潜水埋深小于5m，个别地段5～10m，水化学类型北部为SO4·Cl-Na·Mg型水，南部为Cl·SO4-Na型水，TDS 1～3g/L，个别地段3～10g/L；孔雀河冲积平原由中部至下部含水层颗粒逐渐变细，水化学类型由HCO3·Cl（SO4）-Na·Mg·Ca型变为Cl·SO4-Na·Mg、Cl·SO4-Na型，TDS由小于1g/L逐渐变为大于10g/L（河道两旁形成宽为数千米的淡化带，淡化深度由60m过渡到30m，直至消失）；库鲁克塔格山前倾斜平原潜水埋深3～5m，水化学类型为Cl·SO4-Na型水，为咸水，TDS 5～10g/L。
2.承压水
水量丰富区。主要分布于孔雀河冲积平原中上部，含水层岩性为砂砾石、含砾中粗砂、中粗砂，顶板埋深从北向南由小于50m过渡为50～100m，TDS一般小于1g/L，水化学类型为HCO3-Ca·Mg或HCO3·SO4·Cl-Na·Ca·Mg型水。垂向上存在以下规律:下层承压水含水层颗粒小于上层，富水性好于上层，TDS小于上层，而水化学类型基本一致。如118号孔，孔深299.77m，第一层承压水含水层岩性为卵砾石、粗砂，第二层则变为砂砾石、含砾砂；单井涌水量第一层为530.93m3/d，第二层为2166.89m3/d；TDS两层水都为0.31g/L；水化学类型均为HCO3-Ca·Mg

图3-1 霍拉山前水文地质条件示意图

表3-1 霍拉山前倾斜平原含水层的特征


水量中等区。主要分布于孔雀河冲积平原中下部和库鲁克塔格山前倾斜平原中下部，前者含水层岩性为含砾中粗砂、中粗砂、中细砂、细砂，水质较好，TDS一般小于1g/L，个别地段大于1g/L，水化学类型为HCO3·Cl（Cl·SO4）-Na·Ca·Mg（Ca·Mg·Na）型水或Cl·SO4·HCO3-Na型水。如TK9号孔，孔深200m，含水层岩性为含砾粗砂、粗砂，单井涌水量970m3/d，水质较好，TDS为0.383g/L，水化学类型为SO4·Cl·HCO3-Na型水。后者含水层岩性为中细砂、粉细砂，水质较差，水化学类型为Cl·SO4-Na型水，TDS一般1～3g/L（图3-2，表3-3）。
表3-2 孔雀河冲积平原含水层的特征


续表


水量贫乏区。主要分布于库鲁克塔格山前倾斜平原下部，含水层岩性为中更新统粉细砂、粉砂质亚砂土，单层厚度较小，水质较差，TDS一般大于1g/L，水化学类型为Cl·SO4-Na型水。
二、水循环系统
（一）输入系统
该系统输入项包括北部、东北部峡口状输入边界的输入和系统内的垂直入渗输入，其中北部、东北部峡口状输入边界的输入项主要为库尔楚河、孔雀河河谷潜流量，垂直入渗输入项为河道入渗、渠系入渗、地表水体（坝库）入渗、田间灌溉入渗、暴雨洪流入渗。

图3-2 库鲁克塔格山前水文地质条件示意图

表3-3 库鲁克塔格山前倾斜平原含水层的特征


（二）运移系统
系统的中上—中下部为地下水的补给-径流区，潜水埋深5～50m，地形坡降5‰～25‰，含水层颗粒为卵砾石、砂砾石、中粗砂，地下水运移以水平运移为主，运移方向为由北向南和由北东向南西，渐变为由北西向南东，与地表水流向一致。
系统的下部为地下水的径流-排泄区，地形坡降1‰～5‰，含水层颗粒变细，潜水埋深变浅，含水层由单一潜水变为上部潜水、下部承压水的双层或多层结构，运移条件变差，水平运移速度变慢，部分地段（埋深小于1m）垂直运移强烈，最终通过潜水蒸发、植物蒸腾作用、人工开采和侧向径流（系统东边界）输出。
（三）输出系统
系统内地下水的输出主要包括东边界的侧向径流输出和系统内的输出，系统内的输出项包括潜水水面蒸发、土壤蒸发、植物蒸腾、人工开采等。
三、水化学系统
系统内地下水水化学条件受补给源和径流条件的控制，霍拉山山前倾斜平原、孔雀河冲积平原和库鲁克塔格山前倾斜平原的水化学特征表现出不同的水平分带规律。
（一）单一潜水区
霍拉山、库鲁克塔格山前砾质平原上部至下部，水化学类型依次为SO4·HCO3（Cl）-Na·Ca（Ca·Na）型、SO4·Cl-Na·Mg型、Cl·SO4·HCO3-Na·Ca·Mg型，TDS一般小于1g/L，个别地段1～3g/L（水化学图）。
（二）多层结构潜水-承压水区
1.潜水
霍拉山、库鲁克塔格山前细土平原:从上部到下部，潜水水化学类型由SO4·HCO3-Ca·Mg型、Cl·SO4·HCO3-Na·Ca·Mg型变为Cl·SO4-Na·Mg型、Cl-Na型，TDS由小于1g/L渐变为1～3g/L、3～10g/L（表3-1、表3-3）。
孔雀河冲积平原从上部到下部，沿孔雀河河道向两岸潜水水化学类型由HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型变为SO4·HCO3-Na·Mg型、SO4·Cl-Na·Mg（Na·Ca型），最后变为Cl·SO4-Na·Ca型或Cl-Ca型；TDS由小于1g/L渐变为1～3g/L、3～10g/L，冲积平原下部（尉犁—阿克苏甫以东），TDS可达10g/L以上。
2.承压水
霍拉山、库鲁克塔格山前细土平原从上部到下部，水化学类型由SO4·Cl-Na·Ca型变为Cl·SO4-Na（Na·Ca）型，TDS一般大于1g/L。
孔雀河冲积平原上部至下部，水化学类型由HCO3·Cl·SO4-Mg·Ca（Mg·Ca·Na）型、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg型变为Cl·SO4·HCO3-Na型、Cl·SO4-Na型或Cl·SO4-Na·Mg·Ca型，最后变为Cl-Ca型；TDS由小于1g/L渐变为1～3g/L、3～10g/L。
四、水动态系统
系统内潜水动态类型一般为渗入-径流型和混合型两种，承压水则相对单一，主要为渗入-径流型，一般表现为年内水位变化呈现双峰或多峰型。
（一）渗入-径流型
主要分布于霍拉山前平原、孔雀河冲积平原中上部，潜水水位动态曲线呈现为双峰型，承压水动态曲线与潜水大体一致，只是年内水位变幅略小些。前者表现为2月份水位上升，至3～4月份达到第一个峰值，5～7月份为低水位期，8～10月水位微上升，持续至12月达到年内最高水位，之后开始下降，至2月份达到低水位，年内水位变幅0.7～2m，年际变幅0.27m（图3-3）；后者每年3～4月为低水位期，5月份水位开始上升，6月份达到第一个峰值，以后开始下降，至8～9月达到年内最低水位，之后水位开始上升，于12月至次年1月达到第二个峰值，同时冬季孔雀河水引水量大量减少导致流量增大，使得曲线在12月至次年2月份均处在高水位期，年内水位变幅1.55～2.4m，年际变幅为0.1～0.71m（图3-4、图3-5）。

图3-3 T34潜水水位埋深动态曲线图


图3-4 渗入-径流型潜水水位埋深动态曲线图

（二）混合型
主要特征为潜水动态曲线在一年中出现多个峰值，呈现高低水位频繁交替的特征，一般3～4月、11月份为低水位期，而1～2月、5～9月为高水位期（或相对高水位期），年内水位变幅0.95～1.06m，年际变幅为0.31～0.68m（图3-6）。

图3-5 渗入-径流型承压水动态曲线图


图3-6 混合型潜水动态曲线图

一、计算区范围
计算区位于天山南麓，塔里木盆地北缘，北起渭干河龙口，南至塔里木河泛滥平原，西起新和县桑塔木农场，东至库车县哈拉哈塘乡。地理坐标:东经82°15′～83°15′，北纬40°45′～41°45′，面积约5530km2。行政区划隶属新疆阿克苏地区库车县、新和县和沙雅县（图5-1）。
二、水文地质概念模型
（一）模型边界及内部结构
渭干河流域分布的主要是多层结构的第四系孔隙含水系统，本研究建立6层结构的三维流模型来刻画。
平面上，模型的西北边界取却勒塔格山前新近系基岩与第四系沉积物的分界线，该边界可能是零通量边界。由于塔里木河以南缺乏资料，因此南边界取在塔里木河的中线，该边界为第一类边界。其他侧边界（东北边界、东边界和西边界）均是第四系含水系统的外延，只能取为人为边界:根据地下水初始水位等值线图确定流线，沿流线划定的边界为第二类边界，局部地段沿等水头线划定的边界为第一类边界（图5-2）。
具体边界条件由模型识别确定。全部模型总面积约5530km2。
垂向上，模型的顶部边界为潜水面，除塔里木河为第一类边界外，其余为入渗补给边界或潜水蒸发排泄边界。底部边界为第3层承压含水层的底面，该边界为零通量边界。
为了与多层结构平原区的分层（潜水含水层、3个承压含水层及其间的2个弱透水层）在层位概化上衔接，对山前的单一潜水含水层在垂向上也划分为相应的6层。如此处理就将全区的含水介质概化成6层结构，进行统一的数学描述。
（二）源汇项的处理
1.混合井的处理
采用“渗流–管流耦合模型”来刻画混合井:“渗流”刻画地下水的运动，“管流”刻画井孔中的水流。该方法解决了混合井的模拟问题，大大地提高了模型的仿真性。
2.潜水蒸发处理
依据新和均衡试验场总结的渭干河灌区潜水蒸发规律和4个经验公式来处理潜水蒸发问题:
①阿维里扬诺夫公式
ε＝ε0（1-D/D0）b

图5-1 计算区交通位置图


图5-2 计算区范围图

②幂函数型公式
ε＝ε0·aD-b
③指数型公式
ε＝ε0·ae-bD
④清华大学经验公式
ε＝εmax（1-e-bε0/εmax）
式中:ε为潜水蒸发强度；ε0为水面蒸发强度；εmax为与潜水埋深有关的极限蒸发强度（即该埋深下可能发生的最大潜水蒸发强度）。
εmax＝f（D）D为潜水埋深；D0为潜水极限埋深（与土质有关）；a和b为经验系数（与土质有关）。
根据不同的土质及潜水埋深条件选择适当的经验公式，提高模拟的仿真性:公式②、④较适用于细颗粒土，但只限于潜水埋深大于0.2m的情况；而对粗颗粒土，则应选用公式①或③。
3.降雨、地表水等入渗补给潜水的处理
我们采用“降雨补给滞后权系数法”来刻画降雨入渗补给。该方法既能反映降雨入渗补给滞后的实际情况，又很实用。
地表水入渗补给滞后性的机理与降雨入渗的类似，也采用上述方法刻画。
三、数学模型
依据渭干河流域水文地质概念模型，建立一个含混合井的地下水三维非稳定流数学模型，数学模型描述如下:

塔里木盆地地下水勘查

式中:H为含水层或弱透水层的水头函数（m）；H0为计算区初始水头函数（m）；H1为计算区第一类边界已知水头函数（m）；Kh和Kz为含水层或弱透水层的水平和垂直渗透系数（m/d）；Qw和Vw为开采井的开采量和井孔工作段的体积；w为大气降雨及河流、水库、渠系、田间灌溉等入渗补给强度与潜水面蒸发强度的代数和（m/d）；μs为含水层或弱透水层的单位储水系数（1/m）；μd为潜水含水层的重力给水度；v为含水层第二类边界已知渗透流速函数（m/d）；B1为计算区的第一类边界；B2为计算区的第二类边界；D为计算区的分布范围。
四、校正数学模型
采用任意多边形网格有限差分法求解。将计算区的每一模拟层在平面上剖分为662个结点、1236个三角形单元（图5-3）。6个模拟层的总结点数为662×6＝3972个，总的单元数为1236×6＝7416个。
计算区内地下水水位长期观测资料的起止时间是2000年11月至2001年11月，取该时段作为模型识别时段，取时间步长Δt＝3d（开始Δt取30d，运行模型后，由于混合井的强非线性问题，将Δt改为3d），共计130个时间步长。
模拟层共划分为6层，每一层又分为14个参数分区。
校正结果如下。
（一）水文地质参数
校正后的模型共6层，每一层划分为14个参数分区（见图5-4），各参数分区的参数值见表5-1。
（二）地下水资源
考虑到地下水动态的周期性，选用一周年（12个月:2000年11月1日至2001年10月30日）作为水均衡计算的均衡期，具体计算结果见表5-2、表5-3、表5-4。
从水均衡情况（表5-2）可以看出:计算区地下水的补给主要来源于地表水的入渗，河流、水库、渠系及田间灌溉入渗补给量之和约占总补给量的96.3％，而降雨入渗对本区地下水的补给非常有限（不足1.5％）；计算区地下水的开采量仅占总排泄量的1％左右，而潜水的蒸发蒸腾消耗了大量的水资源（占97.9％），其中无效蒸发占总排泄量的80.25％。

图5-3 平面剖分图

表5-1 水文地质参数分区参数值统计表



图5-4 计算区第1～6层参数分区图

表5-2 计算区2000年11月1日至2001年10月30日的水均衡计算结果


表5-3 地下水模型补给项计算数据一览表


表5-4 地下水模型排泄项计算数据一览表


注:田间灌溉入渗补给量、降雨入渗补给量、蒸发量等与潜水埋深及岩性等有关，在模型中是不断变化的；本表中的数值取的是模型识别阶段2000年11月1日至2001年10月30日的平均值。
（三）误差分析
1.降速场的拟合误差分析
最终求得各观测孔模拟水位和实测水位的拟合曲线见图5-5。其中:大实心圆点表示各观测孔水位的实测值（一个月一个值），小空心圆点表示模拟水头值（三天一个值）。
为了说明水头的拟合情况，将观测孔的拟合水头的误差统计于表5-5，将各含水层中观测孔的拟合水头的误差统计于表5-6、表5-7。用作统计的数据是各拟合观测孔模拟水头与实测水头之差的绝对值。
误差统计表明，ΔH≤0.5m的占总对比数的62.16％，ΔH≤1.0m的占86.63％。在当前的资料情况下，总的来说，拟合效果还是较好的，某些观测孔的水位受随机因素的影响，拟合误差偏大。
2.梯度场的拟合误差分析
图5-6分别为2001年11月第2层和第4层的等水头线拟合图（均采用克里格插值法绘制），图中的实线是实测等水头线（m），虚线是模拟等水头线（m）。
五、验证数学模型
除模型识别时间段外（2000年11月至2001年11月），计算区内没有其他时间段的地下水开采量、地下水水位动态等统计资料，无法利用其他时段的统计资料来对数值模型进行验证。但是，在模型识别阶段，采用的资料均为实际测量资料，资料的时间序列较长（1a），观测孔在平面上的控制较好，不论是降速场还是梯度场，拟合的结果是比较好的，识别出来的模型是可靠的，可以用于预报。
六、预报
（一）预报方案的确定
第一方案:保持目前的开采井布局（如图5-7）和地下水开采量，开采井总数为32个，开采总量为0.1537×108 m3/a。
第二方案:在第一方案已有32个开采井的基础上，按照规划的水源地布局（见图5-8）及开采量，增加70个格点开采井（面井），开采总量为3.57×108 m3/a。

图5-5 观测孔水位的拟合曲线

表5-5 观测孔模拟水头与实测水头的绝对误差


表5-6 第2层中观测孔水头拟合绝对误差


表5-7 第4层中观测孔水头拟合绝对误差


第三方案:设计在潜水蒸发区的第2层大面积开采地下水，通过开采地下水夺取地下水无效蒸发量（见图5-9）。采取比较实用的试错法来获得开采强度ε［单位:104 m3/（km2·a）］的分布。利用试错法计算开采强度的前提条件是潜水的水位埋藏深度要满足生态用水对水位埋藏深度的需求，即开采条件下植被区的潜水水位埋深不得大于4.5m（渭干河流域缺乏生态用水的潜水埋深资料，采用经验值4.0～4.5m），以保证植物根系能够吸取必要的土壤水。
新和县西南部的沙漠地带及沙雅县东南角的部分区域地下水水质差，承压水的TDS一般大于3g/L，潜水的TDS甚至更高，不宜开采；西北边界是零通量边界，塔里木河河床内也不得布井开采，其他区域的地下水均可以开发利用。
（二）预报期边界条件和源汇项的处理
预测方案中，降雨量、蒸发量、河流水库入渗量、渠系引水量等的年动态变化及各类入渗系数均与模型识别阶段保持一致。
作为流域级的数值模型，第二方案中的规划水源地只能按面井处理，将各水源地的开采量分配到该水源地范围内的各格点上，各格点的开采量按面积比例分配。

图5-6 2001年11月第2层（A）和第4层（B）的实测及模拟等水头线图


图5-7 第一方案开采井位置图


图5-8 第二方案规划水源地分布图


图5-9 第三方案开采强度分布等值线图


图5-10 第一方案2011年11月各含水层等水头线图

（三）预报结果
第一方案和第二方案的预测时间长度为10年（预测至2011年11月），第三方案的预测时间长度为20年（预测至2021年）。
第一方案:预测至2011年11月，各含水层的等水头线如图5-10所示。
在现状开采条件下，未来10年各观测孔水位动态基本不变，个别孔水位有略微上升，如B2、B45孔等，这可能是预测期内补给要素（如渠系流量分配等）与排泄要素（如水面蒸发强度等）给定得不甚合理所致。
该方案预测10年的年均地下水水均衡结果见表5-8。
表5-8 第一方案预测10年年均水均衡一览表


第二方案:预测至2011年11月，各含水层的等水头线如图5-11所示。

图5-11 第二方案2011年11月各含水层等水头线图

该方案加大了对地下水的开采量，对于距离水源地较远的观测孔，加大地下水开采量对观测孔水头动态的影响不大（如C67、C59、C8、C9、B30、B31孔等）。这一现象似乎与以往其他模型不相同，可用如下两个因素来解释:第一是本模型是流域级的大尺度模型，观测孔距离集中水源地较远，而含水层的水力传导系数又不是很大。第二是地下水排泄中主要是潜水蒸发，集中开采地下水后，水源地及其附近不大的范围内由于潜水水位降低而减少的潜水蒸发量足以与开采量相平衡，使得远处水头的下降不是太明显。
对于位于水源地范围内或其附近的观测孔，加大开采后水头呈明显下降趋势。总体来说，第2层的水头下降幅度大于第4层和第6层的水头下降幅度。
该方案预测10年的年均地下水水均衡结果见表5-9。
表5-9 第二方案预测10年年均水均衡一览表


第三方案:预报的各含水层地下水等水头线和潜水埋藏深度等值线见图5-12、图5-13。

图5-12 第三方案2021年11月各含水层等水头线图


图5-13 第四方案2021年11月潜水埋深等值线图

在强烈蒸发区加大开采，当总开采量增加至10.29×108 m3/a时，计算区内大范围的潜水埋深仍保持在4.0～4.5m，是可以保证生态用水需求的。与第二方案对比，第三方案的地下水开采量增加了6.71×108 m3/a，而储存量的消耗只增加了约0.195×108 m3/a，所增加的开采量主要来源于蒸发量的转化，第三方案中潜水蒸发量减小了6.65×108 m3/a。
第三方案的预测结果显示:在计算区南部地下水埋藏较浅的区域大面积布置开采井，加大对地下水的开采，不仅可以夺取大量的无效蒸发，而且地下水位下降后可以减轻土壤盐渍化等环境地质问题。
只要合理地布局，就能够做到既不影响生态发展又最有效地开发利用地下水资源。
第三方案开采第20年（2020年12月1日至2021年11月30日）的地下水均衡情况见表5-10。
表5-10 第三方案2020年12月1日至2021年11月30日的水均衡一览表

该系统位于塔里木盆地北缘却勒塔格山前倾斜平原，其东为孔雀河系统（Ⅰ），西为阿克苏河系统（Ⅲ），南为塔里木河系统（Ⅴ）。北部边界为狭口状输入边界，东西两侧为扇间活动边界，南部为输出边界，为塔里木河输入系统的一个分支。系统内地势北高南低，地形起伏不大，发育有渭干河、库车河、二八台河、迪那河、阳霞河、策大雅河、野云沟等河流，并由此形成了大小不等的山前冲洪积扇，为地下水的赋存提供了良好的储水空间（图3-7）。本系统划分为渭干河亚系统（Ⅱ₁）和迪那河亚系统（Ⅱ₂）两个亚系统。

图3-7 东却勒塔格山前水文地质条件示意图（1）

一、渭干河亚系统（Ⅱ₁）

北部却勒塔格山区与倾斜平原的界线为狭口状输入边界，其东与迪那河亚系统（Ⅱ₂）、西与阿克苏河系统（Ⅲ）构成扇间活动边界（零流量边界），南与塔里木河系统（Ⅴ）构成输出边界。

地貌上属却勒塔格山前冲洪积平原，自西向东包括渭干河冲洪积平原、库车河冲洪积平原及一些小河沟形成的山前冲洪积平原，地势北高南低，地下水主要来源于山区地表水的入渗补给，由北向南径流，最终一部分汇入塔里木河系统，一部分蒸发消耗。从山前到冲洪积扇缘地带，水文地质条件存在水平分带性。渭干河亚系统西部与东部的含水层系统特征、水循环特征、水动力特征略有差异（图3-8、图3-9）。

（一）含水层系统

该系统包括第四系松散岩类单一结构孔隙潜水和多层结构潜水-承压水，含水层由下更新统半胶结砾岩和中上更新统卵砾石、砂砾石、中粗砂、细砂、粉细砂组成。系统内第四系厚度从北向南，由山前的1200m变至几十米，含水层颗粒由粗变细，呈现出明显的水平变化规律。

受此影响，系统内含水层的富水性从北向南也呈现出规律性变化，大体可分为水量极丰富、丰富、中等、贫乏4个区。

1.单一潜水区

大体呈东西向分布于系统北部的渭干河、库车河山前冲洪积平原上部，含水层岩性为第四系巨厚的卵砾石、砂砾石，厚度400～1200m，富水性可分为水量极丰富、丰富、中等3个区。

水量极丰富区。主要分布于渭干河、库车河冲洪积平原上部及库车山前凹陷储水构造南侧1～2km的地带，含水层岩性主要由下更新统半胶结砾岩和卵砾石、砂砾石组成，厚度500～1200m，分选性较差；单井涌水量大于5000m³/d，地下水埋深西部大于5m，东部大于10m；渗透系数西部31.24～61.87m/d，东部76.01～160m/d；水质较好，水化学类型为HCO₃·Cl·SO₄-Ca·Na型水，TDS小于1g/L（表3-4、表3-5）。

水量丰富区。主要分布于库车山前凹陷储水构造库车河冲洪积平原东侧、波斯坦沟冲洪积平原西侧及该储水构造南侧1km的地带，含水层岩性为卵砾石、砂砾石，厚度400～600m，地下水埋深大于5m，水化学类型为Cl·HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg型水（表3-5）。

图3-8 东却勒塔格山前水文地质条件示意图（2）

图3-9 库车河山前水文地质条件示意图

表3-4 渭干河亚系统潜水含水层的特征

续表

表3-5 渭干河亚系统承压水含水层的特征

水量中等区。主要分布于山前凹陷储水构造的波斯坦沟-二八台河冲洪积平原，含水层岩性为砂卵砾石、砂砾石、砾岩，水位埋深由北部山前大于50m，向南逐渐变为5～10m。渗透系数10.22～3.83m/d；水化学类型为Cl·SO₄·HCO₃-Na·Ca·Mg或Cl·SO₄-Na·Ca（Na·Mg）型水，水质较好，TDS一般小于1g/L。

2.多层结构潜水-承压水

广泛分布于渭干河、库车河山前冲洪积平原中下部，含水层岩性由北向南呈扇状依次为砂砾石、中粗砂、中细砂、粉细砂，隔水层岩性为亚粘土、亚砂土，厚度30～400m，富水性可分为水量丰富、中等、贫乏3个区。

（1）潜水

水量丰富区。成条带状分布于水量极丰富区的南侧，含水层岩性为砂砾石、中粗砂，渗透系数一般20～30m/d；水位埋深西部1～3m，东部埋深5～10m；水化学类型为HCO₃·SO₄·Cl-Na·Mg·Ca型，水质较好。

水量中等区。呈扇状分布于水量丰富区的南侧，含水层岩性为中粗砂、中细砂，渗透系数一般10～20m/d；水位埋深西部小于1m或1～3m，东部埋深1～5m；水化学类型为HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca·Mg或Cl·SO₄·HCO₃-Na·Mg·Ca型，TDS小于1g/L或1～3g/L。如B9号钻孔，孔深90.23m，含水层为中细砂、粉细砂，顶板埋深38m，水位埋深3.3m，单井涌水量2026.8m³/d，渗透系数为12.45m/d，TDS为0.495g/L，水化学类型为HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca·Mg型。

贫乏区。呈扇状大面积分布于水量中等区的南侧，含水层岩性为中细砂、粉细砂，渗透系数一般小于10m/d；受地表水系的影响，水位埋深变化较大，1～3m、3～5m、5～10m、10～50m均有分布；水化学类型为Cl·SO₄-Na（Na·Mg）型，水质较差。

（2）承压水

区内承压水顶板埋深一般小于100m，稳定的隔水层位于100～120m之间，TDS一般小于1g/L，水质较好，富水性可分为水量丰富、中等两个区。

水量丰富区。主要分布于渭干河、库车河山前冲洪积平原中部，含水层岩性为砂砾石、中粗砂，渗透系数一般为5～15m/d；从北向南，含水层顶板埋深由50～100m变为小于50m，TDS一般小于1g/L，水质较好，水化学类型HCO₃·SO₄·Cl-Ca·Na·Mg型。

水量中等区。分布于渭干河、库车河山前冲洪积平原下部，含水层岩性为中细砂、细砂、粉砂，渗透系数一般小于5m/d，含水层顶板埋深一般为50～100m，部分地段小于50m，水化学类型为Cl·SO₄-Na（Na·Ca）型或SO₄·Cl-Na型水。如2002年实施的西北专项找水中施工的KT2号钻孔，孔深200m，含水层为粉细砂，顶板埋深110m，水位埋深2.8m，单井涌水量197m³/d，渗透系数0.48m/d，TDS为0.536g/L，水化学类型为Cl·SO₄-Na型。

（二）水循环系统

1.输入系统

该系统输入项包括北部峡口状输入边界的输入和系统内的垂直入渗输入，前者输入项主要为库车河、渭干河、波斯坦沟、克孜勒沟和二八台河的河谷潜流量，后者输入项为河道入渗、渠系入渗、地表水体入渗、田间灌溉入渗、暴雨洪流入渗。

2.运移系统

该系统内地下水的运移同一般山前冲洪积平原类似，以水平运移为主，运移方向自北向南、自扇顶向扇缘（呈扇状）运移，垂直运移主要发生在扇顶、亚肯背斜两侧及冲洪积平原扇缘地带。冲洪积扇顶部含水层颗粒较大，地下水运移条件较好，河道来水在此全部入渗地下，运移方式为水平径流，地形坡度5‰～20‰，水力坡度2‰～5‰。冲洪积扇中部含水层颗粒逐渐变小，含水层结构渐变为多层结构，地下水运移条件变差，运移方式以水平径流为主，地形坡度1‰～3‰，水力坡度1‰左右。冲洪积扇下部含水层颗粒进一步变细，含水层层数增多，厚度变薄，运移条件变得极差，运移方式以潜水垂直蒸发为主，水平运移极为缓慢。

3.输出系统

系统内地下水的输出主要包括南部边界的侧向径流输出和系统内的输出。

（三）水化学系统

系统内潜水水化学特征主要受水文、气象、水文地质条件、流程内岩性地貌条件等因素的综合影响，沿地下水总流向呈现一定的规律性。

1.单一潜水区

该地段为地下水的补给区，径流条件较好，潜水埋深一般大于5m，水化学类型为HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca型、HCO₃·Cl·SO₄-Ca·Na型，个别地段受岩性及地貌条件的影响，水化学类型变为SO₄·Cl-Na·Ca型、Cl·SO₄-Na型，TDS小于1g/L。

2.多层结构潜水-承压水

（1）上部潜水

由北向南，由冲洪积平原中部至下部，含水层颗粒逐渐变细，潜水埋深逐渐变浅，TDS由小于1g/L变为1～3g/L或3～10g/L，甚至大于10g/L；水化学作用方向主要受地表水系及地貌条件严格控制，沿河道、渠系等水系延伸方向，水化学类型由HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca型、SO₄·Cl-Ca·Mg型或Cl·SO₄-Na·Ca·Mg型变为SO₄·Cl-Na·Ca型水或Cl·SO₄-Na型水，个别地段为Cl-Na型水。

（2）下部承压水

系统内承压水主要接受北部砾质平原的地下水由北向南侧向径流补给，水化学作用以溶滤作用为主，水化学类型相对简单。浅层承压水由北向南，水化学类型依次为HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca·Mg型、SO₄·Cl·HCO₃-Na·Mg型、SO₄·Cl-Na·Ca型和Cl·SO₄-Na·Mg（Na·Ca）型，TDS一般小于1g/L。由于区内稳定的隔水层在100～120m左右，其上个别地段因潜水混入，浅层承压水质变差，TDS变为1～3g/L，某些单项元素（F、Mn等）的含量超过生活饮用水标准。中层承压水水质较好，TDS小于1g/L，且一般小于浅层承压水，其水化学类型由北向南依次为HCO₃·SO₄·Cl-Ca·Na·Mg型，SO₄·Cl·HCO₃-Na·Ca（Na·Mg）型，Cl·SO₄-Na（Na·Mg）型。

（四）水动态系统

系统内不同地段，地下水动态类型和曲线有所不同，大体可分为渗入-径流型、渗入-蒸发型、径流型、水文-径流型和混合型。主要影响因素为水文、气象、水文地质条件、人类活动等。一般规律为:冲洪积扇上部，地下水动态类型为渗入-径流型，动态曲线多呈双峰型；冲洪积扇下部，地下水动态类型为渗入-蒸发型，动态曲线为多峰型，同一地段潜水与承压水动态特征基本相似，但承压水多为径流型，且水位变幅相应小得多。

1.渗入-径流型

主要分布于冲洪积扇上部砾质平原单一潜水区，区内植被稀少，含水层岩性以砂砾石为主，径流条件较好，地下水埋深一般大于5m，水力坡度2‰～5‰。动态曲线一般呈现双峰:每年1～2月为地表水枯水期，地下水也为最低水位期，3～4月为春灌期，地下水水位变化略微滞后，于4月中下旬达到第一个峰值，5月份以后开始回落，于6月达到低水位；之后开始上升，受9～10月冬灌的影响，10～11月达到年内水位最高值，之后再次回落，于次年1～2月达到水位最低值（图3-10）。一般年内水位变幅为0.50～2m不等，年际变化为＋0.3～＋1.30m（上升）。系统内多年长观井不多，冲洪积扇上部只有W2一眼，且观测周期不连续，对1997年5月至1998年6月和2000年10月至2001年11月两期观测数据对比分析，可发觉该井水位略有下降，下降幅度为60cm。地下水位变幅及持续时间与周围地表水体的规模、远近有关。如W4和B2两眼观测孔（井），后者位于新沙干渠附近，其动态直接受渠道来水的影响，因而反映在动态曲线上，水位变化速度（对应灌溉季节）明显快于W4，而W4因位于冲洪积扇顶部，主要接受北部山前地表水侧向渗漏补给，其动态受地表水丰枯及水库放水的影响，相对B2动态变化略微滞后，且变幅略小。

2.渗入-蒸发型

主要分布于冲洪积扇中下部潜水区，含水层岩性由北部的砂砾石、中粗砂至南部渐变为细砂、粉细砂，地下水埋深由大于5m变为小于5m，水动力条件变差，水力坡度由2‰变为1‰或小于1‰。动态曲线呈现为多峰型:每年1～2月地下水处于低水位期；3月份水位开始上升，至4～5月达到最高值，之后水位开始回落；8月份由于强烈的蒸发、蒸腾作用，水位略有上升，形成一小的峰值；9月份开始下降，受冬灌的影响，于11～12月形成另一峰值，一般在次年1～2月达到最低水位。如冲洪积扇下部个别观测孔，由于地下水埋深浅，冬季土壤水冻结作用造成水位上升（假蒸发），形成一个小的峰值（图3-11），年内变幅0.5～1.5m，年际变幅＋0.15～＋0.4m。

图3-10 渗入-径流型地下水埋深动态曲线图

3.水文型

多在河道附近，地下水的动态特征与地表径流关系密切，地下水高水位期略滞后于地表水丰水期，滞后期的长短受观测点距离河道的远近的影响。具体表现为:12月至次年6月为地下水低水位期，在这期间，受地下水径流运移的影响，潜水水位略有起伏变化；8～10月为地下水高水位期，受地表来水量大小的影响，潜水水位具不规则的起伏变化，在高水位期与低水位期之间，水位升降较为剧烈，这与地表水径流量年内的分布特征有关，年内高低水位差较大，一般在2～5m之间（图3-12）。

4.径流型和水文-径流型

由于这两种类型曲线大体相近，故在这里合在一起论述。多出现在远离河道且径流条件好的冲洪积扇上部、扇间地带潜水区和冲洪积扇中下部承压水区，地下水水位的动态变化受地表水丰枯期变化的影响，同时又有地下水径流加以控制（若其动态以受地下水径流控制为主则为径流型），两者共同决定地下水水位的动态变化（水文-径流型）。具体表现为:动态曲线为双峰型，8～10月和3～5月均出现水位上升趋势，并保持高水位状态；6～7月和12月至次年1月为低水位期或水位呈下降趋势。其原因为8～10月受地表水大量集中入渗补给，形成高水位期，此后在地表径流入渗补给减少的情况下，于12月至次年1月出现低水位期，表现为水文型动态特征。此后，在地下水径流的作用下，呈现为径流型动态特征。年内变幅1～2.5m，年际变幅0.13～0.60m（表3-5，图3-13、图3-14）。

图3-11 渗入-蒸发型地下水埋深动态曲线图

5.混合型

主要发生于亚肯背斜南部冲洪积平原上，因处于农灌区内，受地表渠系、田间灌溉水和河流、地下水侧向径流的综合影响，地下水水位起伏不定，加上季节性人工开采的影响，使得地下水水位动态曲线的变化幅度和波状起伏次数增大增多，且随着各观测孔所处的部位不同，呈现出不同的形状，年内变幅0.50～1.03m，年际变幅0.13～0.31m（图3-15）。

二、迪那河亚系统（Ⅱ₂）

其北部古近-新近系基岩山区与平原区的界线为峡口状输入边界，南部与塔河系统相交的边界为输出边界，东西两侧为扇间活动边界。该亚系统为一相对独立的水文地质单元，地貌上为东却勒塔格山前倾斜平原，属典型的山前倾斜平原自流水斜地，主要由迪那河、阳霞河、策大雅河、野云沟等山前冲洪积扇组成（图3-9）。

（一）含水层系统

系统内主要出露第四系松散堆积物，厚度100～1500m，以古近-新近系泥岩、砂质泥岩和粉细砂岩为基底，为松散岩类孔隙水提供了良好的储存空间。包括单一结构潜水和多层结构潜水-承压水，含水层由洪积、冲洪积卵砾石、砂砾石、中粗砂、中细砂、粉细砂组成。其富水性可分为水量丰富、水量中等、水量贫乏3个区。

图3-12 水文型潜水地下水埋深动态曲线图

1.单一潜水区

主要分布于迪那河冲洪积平原上部、策大雅河-野云沟山前冲洪积平原戈壁砾石带，其范围大体呈东西走向展布，长约110km，宽度4～20km。该地段富水性为水量中等，含水层岩性为洪积卵砾石、砂砾石，径流条件较好，潜水埋深一般大于10m，TDS一般小于1g/L，水化学类型为SO₄·HCO₃-Na·Mg型。

2.多层结构潜水-承压水

（1）潜水

广泛分布于单一潜水区以南冲洪积平原中下部及沙漠平原，含水层岩性为砂砾石、含砾中细砂、中细砂及冲积粉细砂，富水性可分为水量中等、水量贫乏两个区。

水量中等区。主要分布于迪那河冲洪积平原中部，含水层岩性为洪积卵砾石、砂砾石，径流条件较好，从北向南潜水埋深由3～5m变为1～3m，水化学类型为SO₄·HCO₃-Na·Mg型或SO₄·Cl-Na·Mg型、Cl·SO₄-Na·Ca型水，TDS一般小于1g/L，南部则多为1～3g/L，个别地段甚至3～10g/L（表3-6）。

图3-13 水文-径流型潜水水位埋深动态曲线图

图3-14 径流型承压水水头埋深动态曲线图

水量贫乏区。主要分布于策大雅河-阳霞河-野云沟山前冲洪积平原细土平原带、迪那河冲洪积平原中下部及沙漠平原，含水层岩性为砾石、含砾中细砂、中细砂，水位埋深3～5m或5～10m，部分地段10～30m，水化学类型由SO₄·Cl-Na·Ca型过渡到Cl·SO₄-Na·Ca型，TDS一般大于1g/L，沙漠平原区甚至大于10g/L。

图3-15 混合型潜水水位埋深动态曲线图

表3-6 迪那河亚系统含水层的特征

（2）承压水

主要分布于山前冲洪积细土平原上，北部承压水顶板埋深小于50m，南部变为50～100m，隔水层岩性以亚砂土、亚粘土为主；由北向南含水层岩性由粗变细，富水性由水量丰富变为水量中等、水量贫乏。

水量丰富区。主要分布于迪那河冲洪积细土平原中上部迪那河主河道一带，含水层岩性为砂砾石、含砾中粗砂、中细砂，水化学类型为SO₄·Cl-Na·Ca型或Cl·SO₄-Na·Ca型，TDS一般小于1g/L，个别地段1～3g/L，如迪那河旁的81号孔，孔深138m，含水层为中细砂、细砂，水位埋深＋10.3m，单井涌水量1123.8m³/d，水化学类型为Cl·SO₄-Na·Ca·Mg型。

水量中等区。主要分布于迪那河冲洪积细土平原中下部，策大雅河-野云沟山前冲洪积细土平原中下部，由北向南，顶板埋深由小于50m变为100～50m，含水层岩性为洪积砂砾石、中粗砂、中细砂，水化学类型为SO₄·Cl-Na·Ca或Cl·SO₄-Na·Ca型，TDS一般小于1g/L。如13号孔，孔深204.49m，含水层为砂砾石，渗透系数5.78m/d，单井涌水量817.4m³/d，TDS为0.568g/L，水化学类型为Cl·SO₄-Na·Ca型。

（二）水循环系统

1.输入系统

该系统输入项包括北部峡口状输入边界的输入和系统内的垂直入渗输入，前者输入项主要为迪那河、策大雅河、阳霞河、野云沟等河谷潜流量及泉溪侧渗量，后者输入项为河道入渗、渠系入渗、田间灌溉入渗、暴雨洪流入渗。

2.运移系统

系统内地下水运移受地形、地貌、水文地质条件、人为活动等的影响，总体运移方向由北向南，基本沿地形坡降运移。

冲洪积平原上部，为单一潜水含水层，含水层颗粒较粗，补给充足，地下水埋深较大，地形坡降3‰～30‰，水力坡度2‰～5‰，水平运移、垂直运移同时进行，以垂直运移为主；冲洪积平原中部，含水层变为上部潜水、下部承压水双层结构，含水层颗粒变细，地下水补给以侧向径流为主，部分地段接受渠系、田间及水库入渗补给，地下水埋深变浅（以1～3m为主），地形坡降变为3‰～5‰，水力坡度1‰～2‰，以水平运移为主，运移速度变慢，垂直运移只在个别地段发生；冲洪积平原下部，含水层变为多层结构，隔水层增多，含水层变薄，颗粒更细，补给减弱或缺乏，地下水埋深变为3～5m或5～10m，地形坡降变为1‰左右，地下水运移以垂直运移（蒸发、蒸腾）为主，水平运移极为缓慢。

3.输出系统

地下水输出主要为南部边界的侧向径流输出和系统内的输出，侧向径流输出主要发生于冲洪积平原中部和下部，构成塔里木河系统（Ⅴ）的输入量；系统内的输出项包括人工开采、潜水蒸发及植物蒸腾3种方式。人工开采主要集中于迪那河冲洪积平原中下部、阳霞冲洪积平原中上部及各个乡镇附近。潜水蒸发和植物蒸腾主要集中于冲洪积平原中下部。

（三）水化学系统

1.潜水

系统内地下水水化学的特征具有明显的水平和垂直分带规律，从山前到平原，潜水埋深由大于50m渐变为3～5m、1～3m，TDS由小于1g/L渐变为1～3g/L或3～10g/L，水化学类型由SO₄·HCO₃·Cl-Ca·Na型渐变为SO₄·Cl·HCO₃-Ca·Na型、SO₄·Cl-Na·Ca型、Cl·SO₄-Na·Ca（Na·Mg）型水。

2.承压水

TDS一般小于1g/L，从北向南，TDS也逐渐增高，水化学类型由SO₄·Cl-Na·Ca过渡为Cl·SO₄-Na·Ca（Na·Mg）、Cl·SO₄-Na型水。垂向上一般而言，承压水水质好于上部潜水，深层承压水好于浅层承压水，而水化学类型则基本一致。如79号钻孔，孔深120.9m，水化学类型都为Cl·SO₄-Na·Mg型，潜水、第一层承压水、第二层承压水TDS分别为25.85g/L、0.59g/L、0.5g/L。

（四）水动态系统

地下水动态主要受气象、水文、水文地质条件和人为因素的影响，在系统内的不同地段水位动态曲线表现不同，大体可归纳为3种类型:径流型、渗入-径流型和混合型。

1.潜水

（1）径流型

表现为年内水位只出现一个峰值，一般发生在11～12月份；之后水位平缓下降，至6月水位达到最低值，然后开始回升，至11月份达到峰值（图3-16）。系统内此种类型主要分布于迪那河和策大雅河冲洪积平原上部（观测孔多位于砾质平原与细土平原交接地带），含水层颗粒较粗，地下水径流条件较好，远离主要地表水体，基本不受人为因素的影响，年内水位变幅0.87～2.52m。由于缺多年观测资料，年际变化根据本次观测，迪那河冲洪积扇上部为0～＋0.04m，策大雅为-1.17m。

图3-16 径流型潜水水位埋深动态曲线图

图3-17 渗入-径流型潜水水位埋深动态曲线图

（2）渗入-径流型

相对径流类型，本类型增加了人为因素（地表水体和灌溉季节）的影响，其水位动态曲线具体表现为，年内多为双峰型，一般2月份为最低水位期；受春季河水、冰雪融水、渠系放水、春灌的影响，3月份水位开始回升，至5月份达到第一个峰值，之后水位回落，7～8月份水位开始回升，10～11月份达到年内最高水位，之后水位再次下降至次年2月达到最低水位。在不同的地段，最高水位、最低水位期会略微提前或滞后（图3-17）。此种类型主要分布于冲洪积扇中上部地表水系发育的地带，年内水位变幅1.19～2.4m，年际变幅迪那河冲洪积平原为0.21～0.94m。

（3）混合型

此种类型由于受气象、水文、人为因素等多种因素综合作用，其水位动态曲线表现出多峰型。因各个因素的作用程度不同，其动态曲线各异。此种类型主要分布于冲洪积平原中下部、人类活动较多的农灌区内，年内变幅0.47～1.98m。年际变幅迪那河冲洪积平原为0.20～0.09m，野云沟为0.2m，策大雅为0.07m（见图3-18）。

图3-18 混合型潜水水位埋深动态曲线图

图3-19 径流型承压水水头埋深动态曲线图

2.承压水

系统内承压水动态类型主要为径流型，年内水位变幅很小。随所处的地段的不同，曲线的峰值出现的月份略有差异（见图3-19），年内变幅一般小于1m，年际水位变化不大。

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普兰县15193721396： 塔里木河的干流有哪些 ？
蔚周康莱： 塔里木河流域是环塔里木盆地九大向心水系144条河流的总称,九大水系分别是:开一孔河、迪那河水系、渭干河与库车河水系、阿克苏河水系、喀什葛尔河水系、叶尔羌河水系、和田河水系、克里雅河小河水系、车尔臣河(且末河)小河水系.流域总面积102万平方米.塔里木河干流全长1321km,英巴扎以上495km为上游,英巴扎至恰拉398km为中游,恰拉至台特玛湖428km为下游.历史上九大水系均有水汇入塔里木河干流.由于人类活动与气候变化的影响,目前与塔里木河干流有地表水联系的只有和田河、叶尔羌河和阿克苏三条源流,孔雀河通过扬水站从博斯腾湖抽水经库塔干渠向塔里木下游灌区输水,形成“四源一干”的格局.

普兰县15193721396： 中国四大内流河 - ？
蔚周康莱： 中国四大内流河是: 塔里木河、黑河、疏勒河、伊犁河 我国第一大内流河---塔里木河. 以及叶尔羌河、和田河,车尔臣河、克里雅河、迪那河、喀什葛河、开都河—孔雀河、渭干河等. 我国第二大内流河——黑河. 由祁连山雨雪冰川融汇而成的石羊河、黑河、疏勒河三大水系纵横河西走廊,被誉为中国西北的“绿飘带”. 注入青海湖最大的内流河---布哈河.以及其他的如:泉吉河等. 青海湖太大了,湖岸线300多公里,湖面4000多平方公里,内流河有几十条.

普兰县15193721396： 我国不注入海洋的有什么河 - ？
蔚周康莱： 就是说中国的内流河咯 就我国而言,我国第一大内流河---塔里木河. 以及叶尔羌河、和田河,车尔臣河、克里雅河、迪那河、喀什葛河、开都河—孔雀河、渭干河等. 我国第二大内流河——黑河. 由祁连山雨雪冰川融汇而成的石羊河、黑河、疏勒河三大水系纵横河西走廊,被誉为中国西北的“绿飘带”. 注入青海湖最大的内流河---布哈河.以及其他的如:泉吉河等. 青海湖太大了,湖岸线300多公里,湖面4000多平方公里,内流河有几十条.

普兰县15193721396： 渭干河是不是塔里木河的一级支流 - ？
蔚周康莱： 不是,渭干河是一条单独的河流.,也是内流河.渭 干河由西向东沿拜城盆地南缘,流至盆地东南角的克 孜尔千佛洞附近,然后折向南穿过盆地南缘的秋里塔 克山进入塔里木盆地北缘.渭干河出秋里塔克山峡谷 后,分为沙雅河及英大牙河,河流渐灭于塔里木河北 岸附近.渭干河流经阿克苏地区的拜城,新和,库车, 沙雅等四个县,全长约340km

普兰县15193721396： 渭干河流经新和县哪些乡镇? ？
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普兰县15193721396： 我国境内最长的内流河是？
蔚周康莱： 新疆的塔里木河是中国最大的内流河(不流入海洋),流过干旱的沙漠,被称为“生... 后由于河流水量减少,河道摆动而改道,1972年以前尾水可达苦羌县城北的台特马湖...

普兰县15193721396： 我国的内流河? - ？
蔚周康莱： 内流河又称“内陆河”.指河水不能流入海洋的河流.大多分布于大陆内部干燥地区.依靠上游降水或冰雪融水为主要补给水源.因水量不足,蒸发量大,中途消失于沙漠或注入内陆湖泊.我国的内流河有第一大内流河——塔里木河,以及叶尔羌河、和田河、车尔臣河、克里雅河、迪那河、喀什葛河、开都河一孔雀河、渭干河等.我国第二大内流河——黑河.由祁连山雨雪冰川融汇而成的石羊河、黑河、疏勒河三大水系纵横河西走廊,被誉为中国西北的“绿飘带”.注入青海湖最大的内流河——布哈河以及其他的如泉吉河等.

普兰县15193721396： 新疆的古遗址都有哪些? - ？
蔚周康莱： 克孜尔石窟)克孜尔千佛洞 克孜尔千佛洞位于拜城县克孜尔乡东南约7公里处, 东距库车城约60公里,北靠明屋达格山,前面有渭干河在山间蜿蜒流过,隔河屹立着雀尔达格山.在绵延数公里的沙石山壁上遍布人工凿出的石窟.(苏巴什古城...

普兰县15193721396： 库车县的地理环境 - ？
蔚周康莱： 库车县位于天山中部南麓,塔里木盆地北缘,地理位置为北纬40°46′~42°35′,东经82°35′~84°17′之间,东与巴音郭楞蒙古自治州的轮台县为邻,东南与尉犁县相接,南靠塔克拉玛干沙漠,西南与沙雅县相连,西以渭干河为界与新和县隔河相...