敦煌月牙泉湖水位下降治理研究

李平平，王晓丹，黎涛，刘心彪，缪云腾，刘德玉

（1.甘肃省地下水工程及地热资源重点实验室，甘肃省地质环境监测院，甘肃 兰州 730050；2.甘肃省地质矿产勘查开发局水文地质工程地质勘察院，甘肃 张掖 734000；3.中国地质环境监测院，北京 100081）

月牙泉湖地处敦煌市南部的鸣沙山之中，处于一个北西南三面沙山环抱东面开口的半封闭形洼地中，总的地形南北部高，中东部低，形酷似一弯新月（李平平等，2020）。敦煌鸣沙山月牙泉是甘肃省著名风景名胜区，以“山泉共处，沙水共生”的奇妙景观著称于世，被誉为“塞外风光之一绝”。月牙泉湖形成距今约为12 ka（许朋柱等，2002）。对于月牙泉湖的形成研究者有上升泉、断层泉、风成泉、基岩裂隙泉、沙漠地下水溢出泉和古河道残留湖等6 种观点（孙显科等，2006；尹念文等，2010），由于缺乏充分的资料和专门性的研究，对上述观点仍存在较大分歧（张号等，2014），没有形成科学的定论。从20 世纪70 年代开始，由于党河水库的修建、渠道衬砌及垦荒造田大面积抽水灌溉引起区域地下水位急剧下降，从而导致月牙泉湖水位急剧下降，逐渐威胁月牙泉存亡（安志山等，2013，2016），以致于从1986 年开始月牙泉湖底多次露出水面，形成2 个小泉成葫芦形，造成月牙泉周围环境地质的恶化，导致敦煌市旅游资源的衰竭（张克存等，2012）。近年来，国内虽有学者对月牙泉泉域沉积环境及泉水的形成、水位下降等原因进行探讨分析，这些研究结果对月牙泉湖的形成及治理具有重要意义。笔者梳理前人研究成果，分析月牙泉形成的水文地质条件，探讨月牙泉湖水位下降的原因，论证月牙泉水位下降过程中不同时期的治理措施与效果。

1 月牙泉湖水文地质条件

月牙泉湖地处河西走廊西端内陆敦煌盆地，气候干燥，多年平均降水量仅39.1 mm，蒸发量高达2 487.7 mm，蒸发量为降水量的62 倍。月牙泉湖在党河洪积扇与西水沟洪积扇之间的风蚀沙漠洼地之中形成，因地形低洼风蚀切割地下水出露，为第四系松散岩类孔隙潜水含水层，含水层厚度达数百米（图1），砂质纯净，富水性丰富，水质良好。党河是补给月牙泉湖唯一的一条河流（图2），河道距月牙泉湖最近处约为4.5 km，地下水自西南向东北径流，泉域水力坡度为0.2%～0.3%（杨俊仓等，2003；Tu，2009），单井涌水量一般小于1 000 m3/d，渗透系数为0.50～6.43 m/d，矿化度为0.60～1.0 g/L，月牙泉地下水化学类型以SO4-HCO3-Na-Mg-Ca 型或SO4-Cl-Na 型为主（黎涛等，2013）。

图1 敦煌月牙泉地区地下水埋深及等水位线图Fig.1 Groundwater depth and water level map in the Yueyaquan area of Dunhuang

图2 党河河道地下水与月牙泉水位关系剖面图Fig.2 Section diagram of relationship between water level of the Danghe river and groundwater of the Yueyaquan

2 月牙泉湖水位下降原因分析

2.1 月牙泉湖水位动态特征

20 世纪60 年代以前，人类活动对月牙泉湖水位影响极小，湖水位一直相对稳定（图3），是一种天然状态下的补给、径流、排泄过程（张文化等，2009），即便是严重干旱的年份，月牙泉湖也没有出现萎缩现象（袁国映等，1997；丁宏伟等，2004）。从70 年代中期开始，月牙泉湖水位急剧下降，以致于月牙泉湖底几度部分露出水面，到90 年代后期，月牙泉接近枯涸。2008 年开始，月牙泉湖应急治理工程实施后水位开始缓慢上升（桑学锋等，2007），为月牙泉湖后期的治理赢得了时间；2018 年4 月，月牙泉湖恢复治理工程实施以来，月牙泉湖水位快速上升，当年上升了1.58 m，遏制了月牙泉湖周边环境地质的进一步恶化。

图3 1947～2020 年月牙泉湖水位动态变化趋势图Fig.3 Active change trend of water level of the Yueyaquan lake from 1947 to 2020

2.2 泉湖水位下降影响因素分析

月牙泉湖地处河西走廊西端内陆，属典型的大陆性气候（Li et al.，2009；张晨等，2016）、温热沙漠型气候区，降水量少（冀钦等，2018；柴娟等，2018），蒸发强烈，是干旱气候区的显著特征（岳峰等，2007）。月牙泉湖水面年蒸发消耗量为1.338 2×104m3，月牙泉湖水来自西部党河冲洪积平原区地下水的补给，只要区域地下水位始终保持一定的高度，水面蒸发对泉湖水位的影响微乎其微。

泉湖域地下水的运动规律大体上受区域地下水位控制，径流方向与党河地表水系状况基本一致，总体泉湖周围地下水径流方向为由西南向东北。党河水库修建前，党河河道处自然径流状态（Phan et al.，2008；韩积斌等，2019），通过入渗补给地下水，月牙泉湖处于稳定状态。1975 年党河水库的修建及后期高标准输水渠道的修建，党河基本断流，大部分河水被引入灌区，灌溉敦煌绿洲。输水渠道的修建，从而代替了原来以河道流水为主的自然水流输送状态，造成入渗补给地下水量迅速减少，导致区域性地下水位下降，并进一步对月牙泉湖产生影响（安志山等，2013，2016）。近半个世纪以来，特别是改革开放以来，敦煌随着人口的快速增长和旅游业的快速发展，种植面积不断扩大，区域内用水量剧增，人们开始开采地下水（施锦等，2014）。1971 年到1997 年再到2007 年及2019 年，敦煌市地下水开采机井由400 余眼发展到1 134眼再快速发展到3 217 眼及3 231 眼（李平平等，2020），机井数量逐年增加（Zhu et al.，2015；祁泽学等，2018），开采地下水量（Katsifarakis，2008；Gaur et al.，2011；Lan et al.，2015）由小于1 000×104m3增加到4 123.72×104m3，再增加到近13 084×104m3及6 440×104m3（图4），地下水严重超采（张明泉等，2004），地下水位持续下降（李平平，2019），造成区内地下水补给、排泄严重失衡和区域地下水位的下降（Garth et al.，2008），月牙泉水域不断萎缩（张克存等，2012）。2007 年以后，地下水开采量逐渐减少，月牙泉湖水位开始缓慢上升。

图4 敦煌地下水开采量变化曲线图Fig.4 Variation curve of groundwater exploitation in Dunhuang

3 治理工程

3.1 淘泉工程和注水工程

月牙泉湖水位持续下降，1986 年月牙泉湖中部泉底出露变成“亚铃形”，水域面积缩小到4 600.0 m2，最大水深为1.9 m。于当年10 月15 日开始掏泉工程，历时45 d，掏泉工程只增大水面以下深度，并不能提高泉湖水位的海拔标高。

1988 年10 月，在小泉湾利用人工湖开始向月牙泉进行注水（2 根100 mm 暗管），注水历时15 d，注水量约为28 460 m3，期间泉湖水面升高65.2 cm。停止注水约31 天后，湖水位下降61 cm。注水工程期间，由于注水水质与月牙泉水质相差较大，导致月牙泉湖水变浑浊。

3.2 渗水试验

为了不使月牙泉湖在2001 年干凅，于当年3 月9日在小泉湾林草地直接利用人工湖地表水进行灌溉渗水，灌水量约为32×104m3，期间月牙泉湖水位升高0.496 m。渗水期间泉湖水由清变浑浊，pH 值由7.8 变到9.0，在泉湖周边的林草灌水地出现盐渍化即土壤次生盐碱化迹象。

3.3 应急治理工程

2007 年4 月开始月牙泉湖近期工程，工程包括供水工程、输水工程、水处理工程和渗水工程4 部分组成。2007 年3 月12 日开始渗水，日渗水量为10 000 m3，到6 月15 日上升了1.70 m；泉域面积由5 333.3 m2扩大到7 333.3 m2，9 月15 日扩大到11 200.0 m2。此后，月牙泉湖水位基本稳定且缓慢上升。

3.4 水位恢复治理工程

为遏制月牙泉湖水位下降，使月牙泉湖及周边生态恶化趋势得以遏制，不再恶化，提出了月牙泉恢复补水工程，即通过综合治理使月牙泉湖面积和水深实现恢复性转变，逐步恢复水深并提高到2.0 m 以上，恢复月牙形状，满足自然景观要求。本研究采用国际上较为流行的FEFLOW 软件模拟（吕晓立等，2020），按照研究区地下水的补给、径流与排泄关系，计算地下水流场，根据监测孔水位数据进行拟合（朱亮等，2020），最后通过模型进行预测分析不同地段补水后水位变化及月牙泉上升至2.0 m 所需的水量。

4 结果与分析

4.1 自然洼地补水

利用鸣沙山前的自然洼地地段进行补水，每年所需补水量为1 004.8×104m3，加上蒸发损耗量约占渗水量30%，每年总补水量为1 306.24×104m3的情况下，月牙泉湖水位由1 134.24 m 上升到1 135.44 m，可提升1.2 m（图5、图6）。

图5 补水前后地下水流场对比图Fig.5 Comparison of groundwater flow field before and after water replenishment

图6 月牙泉湖水位变化对比曲线图Fig.6 Comparison curve of water level change in Yueyaquan lake

4.2 党河河道补水

黑山嘴子至鱼场段长为5.92 km，单位面积渗水量为1.51 m3/m2·d，包气带厚度为3.595 m，每天可入渗量为32 136.424 m3，年补水时间按258 d 计，共可入渗量为1 658.24×104m3。在此补给条件下，通过模拟计算，河道入渗补给量为1 658.24×104m3的情况下，月牙泉湖水位可上升2.0 m（图7、图8）。

图7 补水前后地下水流场对比图Fig.7 Comparison of groundwater flow field before and after water replenishment

图8 月牙泉湖水位变化对比曲线图Fig.8 Comparison curve of water level change in Yueyaquan lake

4.3 对比分析

4.3.1 从地下水流场分析

研究区地下水初始等水位线可看出，不管在丰水期还是枯水期，研究区南部鸣沙山前黑山嘴子至S6监测孔之间地下水流向基本均为自西向东径流至月牙泉，该段地下水位于月牙泉上游，对月牙泉的补给方式最为直接。

4.3.2 从地下水水力坡降分析

根据监测数据，党河河道中没有地表水入渗补给时，S5 与月牙泉湖形成的天然水力坡降为4.658‰；当党河河道泄水量3 887.36×104m3时，导致S5 水位升高，与月牙泉湖之间的水力坡降增大至5.534‰。随着长时间的径流，党河河道下部形成的“水丘”向东南侧的月牙泉湖扩散，最终导致月牙泉水位上升。从S5上游进行补水其效果要好于S5 以下段。

4.3.3 从补水所需水量分析

鸣沙山前自然洼地地段每年补水量为1 306.24×104m3，月牙泉湖水位可提升1.2 m。党河河道每年补水量为1 658.24×104m3，月牙泉湖水位可提升2.0 m。在党河河道补水需水量要大于鸣沙山前自然洼地补水需水量但月牙泉湖水位能上升2.0 m，分析表明党河河道补水方案为最佳。

4.4 恢复补水工程效果

按照FEFLOW 软件模拟补水方案，月牙泉湖恢复补水工程修建于党河河道黑山嘴下游，修建12 个渗水场，最大蓄水量为98×104m3；2017 年10 月开始蓄水，保证了月牙泉湖地下水的补给来源；补水开始后月牙泉湖水位呈上升趋势，湖水面上升1.58 m，年均上升0.53 m，月牙泉湖水域面积由11 183.31 m2也逐渐扩大到18 334.75 m2。

恢复补水工程发现，党河水未进行除砂除泥处理直接引入渗水场，水位下降后底部有一层沉淀淤泥，随着时间越长淤泥越厚。淤泥透水性很差并未作处理，随着淤泥厚度的增加，渗水场内水体下渗速度逐渐降低，最终会形成一潭死水而无法下渗。

5 结论

（1）月牙泉湖水位下降由自然因素和人为因素所造成，其中人为因素是导致月牙泉水位下降最主要原因，也是最直接原因。泉湖水位的下降导致周围环境地质的恶化和旅游资源的衰竭。

（2）月牙泉湖水位的急剧下降和周围环境地质的恶化，引起党和国家领导人及相关部门的极大关注。1986 年开始，先后进行淘泉工程、注水工程、渗灌工程及应急治理工程等一系列的治理工程，效果都不尽人意，为了从根本上解决月牙泉湖水位下降问题，开始实施恢复补水工程。

（3）FEFLOW 软件模拟预测表明，鸣沙山前自然洼地地段每年补水量为1 306.24×104m3，月牙泉湖水位可提升1.2 m；党河河道每年补水量为1 658.24×104m3，月牙泉湖水位可提升2.0 m。党河河道补水效果最佳。

（4）补水方案实施后，月牙泉湖水面上升了1.58 m，水域面积扩大到18 334.75 m2，达到预期效果。恢复补水工程直接把党河水引入渗水场，随着时间的推移渗水场底部逐渐沉淀一层淤泥，此淤泥透水性很差并未作处理，水体下渗速度逐渐降低。此外，关于短期监测中发现的问题与判定仍需进一步监测与研究。