论文部分内容阅读
摘要 随着可持续发展战略的实施，水资源可持续利用成为水土保持生态建设的重要研究内容之一。本文引进多目标分析数学模型，对韭园沟流域水资源持续利用进行了初步分析，并对韭园沟水土保持生态建设效果进行了评价，开辟了韭园沟流域五十多年来治理实践中水资源评价的新角度。
关键词 淤地坝 水资源韭园沟流域王茂庄小流域
中图分类号： X171.4 文献标识码：A
水是一种不可再生的自然资源，它不仅是社会经济发展的物质基础，更是生命要素，也是生态环境的基本要素。如果不能可持续利用，人类将无法生存。然而水资源短缺与污染问题正制约着全球经济和社会发展的人类生存环境。因此水资源持续利用问题已成为当今水资源研究的重要课题。
韭园沟是陕西绥德县一条典型的小流域，自1954的政府流域机构就将其列为环境治理与建设的典型试点流域，进行综合环境治理示范和研究。2000年又被列为黄河流域水土保持生態建设示范区。旨在恢复环境容量，建立良好的生态环境示范典型，谋得资源与社会的全面进步和持续发展。其中水资源的可持续利用是水资源保护、利用的主要研究方向之一。本文旨在原型观测（原型监测）的基础上对韭园沟流域和王茂沟小流域淤地坝建设对水资源的影响进行分析研究，实现对沟道耗水量的定量分析和评价。
河流生命的核心是水，命脉是流动，关键是不断流，河流生命的形成、发展与演变是一个自然过程，有其自身的发展规律，并对外界行为有着巨大的反作用力和规范性。
水源是有限的可再生资源。在确认水源的可再生性的同时，必须强调它的有限性。随着产生和保持水源的边界条件的变化，水源的再生性、持续性也发生相应变化。
1、淤地坝的拦蓄效益
1.1蓄水效益
王茂庄淤地坝拦蓄效益，流域水系和支流的萎缩直接导致干流水量减少，据观测，该流域治理初期的5年间，汛期年平均降水总量为343.38mm，其中产流降水195.67mm，占降水总量的57％，拦蓄面积7324亩，年平均1464.8亩，占总面积的16.4％，年平均清水径流总量86129.4m3，治理后期的7年间，汛期年平均降水总量313.36mm，其产流降水208.03mm，占降水总量的66.4％，较治理初期多12.36mm，见表1。总拦蓄面积38733亩，年平均为5533.3亩，占总面积的61.8％，年平均清水径流总量为14076.8m3，较治理初期蓄水效益增长83.7％。
1.2拦泥效益
从表l看出；治理前年平均输沙量为107460t；治理初期年平均输沙量21485.82t较治理前减少80.0％；治理后期年平均输沙量2745.67t，较治理前减少97.4％，与治理初期相比，治理度提高45.4％，拦泥效益提高17.4％。
该流域从1953～1986年总拦泥沙(或减少冲刷)195.4万m3(合263.8万t)，年平均5.9万m3，拦泥模数为1.0万m3／km2。其中淤地坝拦泥量为123.3万m3，占63.1％；梯田减少冲刷为22.8万m3，占l1.7％；造林减少冲刷44.9万m3，占22.9％，种草减少冲刷4.4万m3，占2.3％。
从表1还可以看出，到1986年，全流域总输沙量为19.56t；输沙模数为3.28t／km2，泥效益已达99．98％，基本上达到了泥不出沟。
表l 王茂庄流域治理前后淤地坝来水量
项目 年份 累计治理面积（亩） 汛期降雨量（mm） 产流降雨量（mm） 清水径流量（m3） 年输沙量（t） 输沙模数（t/km2）
治
理
初
期 1960 1014 266.1 77.9 3631.2 222.99 37.35
1961 1135 415.1 289.6 263672.8 20752.75 3476.17
1962 1621 266.2 61.4 7569.1 3879.31 649.8
1963 1708 310.0 258.1 59243.8 24741.19 4144.25
1964 1846 459.5 291.07 96530 57832.84 9687.24
∑ 7324 1716.9 978.37 430646.9 107429.08 17994.81
平均 1464.8 343.38 195.67 86129.4 21485.82 3598.96
治
理
后
期 1980 5094 279.8 210.3 23480 7231.03 1211.23
1981 5143 399.4 310.1 25820 6089.19 1019.96
1982 5171 306.9 203.6 6449 293.09 49.09
1983 5616 283.5 152.0 12060 1410.66 236.29
1984 5807 268.5 154.2 4084 13.27 2.22
1985 5873 433.5 310.2 24339.8 1462.87 697.8
1986 6029 221.9 115.8 2263 19.53 3.28
∑ 38733 2193.5 1456.2 98495.8 19219.67 3219.37
平均 5533.3 313.36 208.03 14070.8 2745.67 459.91
表2韭园沟流域淤地坝各时段来水量
年份 年均降雨量（mm） 产洪降雨量（mm） 年均产流（万m3） 年均径流量（万m3） 清水径流量（m3） 年均产沙量（万t ） 年均输沙量（万t ）
1954~1963 528.5 211.9 339.0 286.6 78.41 51.91
1964~1977 406.2 215.4 462.0 360.5 155.1 116.2
1978~1983 465.1 118.1 371.0 244.7 69.62 6.32
1984~1994 448.2 156.4 290.6 201.6 59.49 0.39
1995~1997 449.1 158.3 329.5 264.9 67.4 14.44
年均降雨量与年均产流（万m3）年均径流量（万m3 年均产沙量不是正成相关。年均产洪降雨量与年均产流（万m3）年均径流量（万m3 年均产沙量（万t `年均输沙量（万t ）成正相关。
表3 韭园沟流域几次大暴雨沟道来水量
暴雨日期年.月.日 流域平均降雨量（mm） 历时
（h） 径流总量（万m3） 清水径流量（m3） 年均产沙量（万t ） 年均输沙量（万t ）
1956.08.08 45.1 2.4 119.8
1964.07.05 129.1 18. 81 87.8
1977.07.05 88.1 7.25 54.0
1994.08.04 86.0 4.7 799.8
在产流产沙方面，各次暴雨的产流产沙不同。最大的达 2.53 亿 m3("77.7" 暴雨) ，小的有0.82 亿 m3("69.8" 暴雨) ，但 "84.7" 暴雨仅 0.19 亿 m3 ，为其它暴雨的 1/4 ～ 1/13 ，上述暴雨的洪水径流系数从 0.19 ～ 0.28 ，与该区域平均洪水径流系数 0.2 相接近，但 "84.7" 暴雨的洪水径流系数远远小于其它暴雨的径流系数，仅 0.025，
2、淤地坝对土壤入渗特征的影响
2.1 坝地积水情况下
2.1.1下渗理论
有关下渗理论的研究途径很多，可分为：能量理论、扩散理论及动力学理论途径。动力学途径是研究饱和土壤中水分在各种力作用下的运动。饱和下渗是建立在饱和土壤水运动原理的基础上的，它具有几个假定：（1）下渗水流首先要使上层土壤完全达到饱和，随着下渗量的增加，饱和层的厚度逐渐向下扩展；（2）饱和层的下端存在下渗锋面，锋面以上为饱和含水量，以下为干燥的原始含水量；（3）作用在锋面以上的毛管力为常数；（4）下渗的饱和水流为次流运动，服从于达西定理，渗透系数为常数。
下渗率有随时间而递减的规律通过实验结果表明，坝地土壤入渗率的大小，与淹水深度呈正相关；相同土壤同一水质情况下，从初渗到稳定入渗的时间基本相同；清水（井水）从初渗到稳定入渗所需时间为48h，洪水则为168h；清水的稳定入渗率为0.17～0.24mm/min，洪水则为0.017～0.023mm/min，清水的土壤稳定入渗率是洪水的10倍。
坝系的拦蓄功能可将地表径流转化为地下径流，从而增加枯水季节的径流量，在不同坝型及不同的区域会表现出不同的结果，须根据具体的拦蓄时段对此作系统分析和定量描述。
2.1.2地下水特征
该区属于黄土高原半干旱水文地质区，地下水的类型主要为上伏松散覆盖层孔隙水与下伏基岩裂隙孔隙水。两者常组合成潜水与承压水上下迭置的含水结构。和工程有关的地下水主要有以下四种：
1.中生代砂岩、砂质页岩中的裂隙孔隙潜水岩层倾角小于5°，表层一般有厚20m左右的风化裂隙带，透水，储水条件良好，渗透系数K值一般为25.92～86.4m/昼夜。岩层裂隙不甚发育，透水性较差，K值一般为0.03～0.02m/昼夜，为浅层潜水的储运提供了有利条件。
2. 第四系中、上更新统(Q 2～Q3)黄土状亚粘土和亚砂土中的孔隙裂隙水。广泛分布于梁峁坡面上，结构疏松，垂直节理与裂隙发育，透水性较强，渗透系数为0.086～4.3m／昼夜。但由于出露位置较高，储水条件很差，仅能在降水季节形成一些局部性的微弱含水体，多以泉的形式排泄，流量甚小而易变，—般为0.03～0.06L/S。
3. 第四系上更新统～全新统(Q3～Q4)冲、湖积层中孔隙潜水含水层的岩性为亚砂土、亚粘土夹薄层粉细砂。含水层厚度一般30～70m，钻孔涌水量1.80L/S，渗透系数0.02～4.75/昼夜。
4. 第四系全新统(Q4)冲洪积砂砾石中的孔隙潜水在各级阶地底部及沟床内分布不连续，厚度一般为2～4m，渗透系数3.20～28.51m/昼夜，钻孔涌水量一般为1.18～3.15L/S，该层常与基岩风化壳不整合接触，构成该区河网侵蚀基准面以上潜水的主要含水层。
1.2.3 地下水的分布及运移规律．
河网侵蚀基准面以上的黄土层潜水，涧地冲积、湖积层潜水及基岩风化带潜水主要接受大气降水补给，于谷岸坡下形成泉水排泄于沟床内。
黄土层潜水，由于地形破碎，地面坡度大，且上覆黄土，黄土状土的粉土粒含量高达6%以上，透水性微弱及雨季降水集中(占年降水60%以上)，并多为雷阵雨和大雨，易于形成径流而迅速汇入沟谷内流失。故黄土层泉水水量甚小，且受季节控制，旱季大部分泉水干涸。
黄土梁峁之间的涧地冲积、湖积层潜水，因其周边为较平缓的斜坡地形，中部地势低洼平坦，亦较开阔，接受降水的条件有利，所以富水性较强。年水位变幅仅为0.5～1.0m。
基岩风化壳中的裂隙、孔隙潜水，因分布的空间位置不同，其补给来源和水量亦有很大差异。梁峁区因受密集的沟系控制，且基岩上部，一般都覆盖有较厚的黄土层及厚5～30m的新第三系粘土，局部因侵蚀缺失故可接受上部黄土层潜水的渗入补给。而沟谷坡底及河谷地区基岩，一般裸露及出露位置较低，所以除直接受降水补给外，还可以接受黄土层、冲积砂砾石层等渗流补给。常在坡底较普遍地形成厚1～3m的渗流带，沿构造裂隙或层面裂隙形成股流泉水，流量多在0.1～0.5L/S之间，且比较稳定。
黄土层及基岩风化壳潜水的水化学成分与其补排条件、含水层岩性及埋藏条件密切相关。
第四系上更新统～中更新统黄土层潜水，因基本上是就地补给，就地排泄，径流途程甚短，所以水质一般均佳，多为重碳酸型淡水，矿化度一般在0.5g/L左右。
涧地冲、湖积亚砂土、亚粘土夹薄层粉细砂层潜水，主要接受降水及周围黄土层潜水和局部基岩潜流的补给，由于补给水源本身水质不同及含水层颗粒较细，水交替运动缓慢，径流不畅，使涧地冲湖积层潜水水化学类型复杂化，其一般规律是随着含水层深度的变化而矿化度增加。浅层(50m内)矿化度为0.4～1.13g/L，下部为2.23～6.17g/L。
沟谷冲积砂砾石层潜水，由于潜流与河水有密切的水力联系，直接受降水及周边基岩潜水的补给，处于强烈循环带，径流通畅，所以水质甚佳，矿化度为0.37～0.6g/L，均为HCO3型淡水。基岩风化壳潜水，由于岩层本身含盐程度的不均—性及径流途程的长短，裂隙发育程度和径流条件等的不同，矿化度变化幅度较大，但整体来说，仍处于该区水交替积极循环带之中，一般仍多为HCO3型淡水，少数为微碱水。
综上所述，该区河网侵蚀基准面以上的第四系潜水及基岩风化层裂隙、孔隙潜水，径流、排泄条件良好，除涧地冲湖积层下部潜水及少数基岩微咸水外，均属于好的生活饮用水和适合灌溉的水。所以，它们不是造成坝地次生盐渍、沼泽化的主要原因。
3、建坝对沟道水文地質条件的影响
在沟道内筑坝时，为了最大限度地拦蓄地表径流，防止坝基、坝肩渗漏；—般都进行清基及坝肩开挖处理，切断沟床渗流层及坝肩基岩风化带、砂砾石层等。
目前，采用的水坠筑坝法，虽不能进行严格的基础清理，但由于用泥浆充填筑坝时，相当于一种强烈的灌浆作用，堵塞了沟床及沟岸地下潜流的通道，再者，坝体一般为均质粉砂土或亚砂土组成，经夯碾或脱水固结后组水性良好，K值只有10-5～10-7cm/s。所以，坝体修成后，在汇水段地下潜流由于雍水而抬高水位，使沟道地下水的埋藏深度、径流条件和水化学成分发生了变化。
3.1埋藏条件
建坝沟床段一般在二到三级阶地，多为稍开阔的“V”型谷(如图2示)。建坝后 沟床及阶地底部的砂砾石层、基岩风化裂隙带充水形成坝地的主要含水层。其地下水的类型及埋藏深度与水化学成分主要受淤积层的控制及坝体的制约。
淤积层是由梁峁坡面上中更新统(Q2)黄土状亚粘土和上更新统(Q3)黄土及黄土状亚砂土经坡面径流冲刷夹带到坝地，由于沉积时的分选作用，其分布规律是：平面上，由坝尾到坝前及两侧向中部，颗粒成份逐渐由砂粒向粘粒过度；剖面上，一次来洪沉积的粉砂层由坝尾到坝前、两侧向中部逐渐变薄，而粘土层的沉积厚度则相反（如表1）。一次来洪沉积，一般自下而上形成粉砂土、亚砂土、粘土（胶泥）及腐殖质四层。各层厚度主要决定于来沙量及蓄洪量的多少，粘土层的厚度与蓄洪深度密切相关，所以，底部及中部该层厚度较大，单层呈透镜状。坝地一般是多次来洪来沙迭加淤积而成，因此，整个淤积剖面一般是由粉细砂层、亚砂土层、粘土层，从粗到细多个沉积旋回组成。
表3 辛店试验场沉积旋回分析
测量地点 横断面平均 (cm) 纵断面平均 (cm)
左侧 中部 右侧 上游 中游 下游
青扬峁坝地 4.3 7.7 4.1 0.3 3.4 12.3
第三实验沟坝 3.1 3.4 1.6 1.0 1.6 5.5
鸭峁沟坝 2.1 2.6 0.5 1.3 0.4 2.3
淤积层颗粒较细，比较均匀，含水和透水条件很差。粉细砂、亚砂土层为弱含水层，渗透系数为0.02—4.75m／昼夜，而粘土层，特别是厚度大于5一1Ocm的粘土层，隔水能力很强，但该层—般坝前及中部较厚，呈透镜状，且透镜体的长轴与沟道潜流的主流线平行，地下潜流可以从淤积层下部及两侧的砂砾石层、基岩风化裂隙带中通过，故它对沟道潜流向沟口运移的阻挡作用是微弱的，而对坝前局部承压水的形成则起了主导作用，成为坝地含水层的相对隔水顶板。
坝地地下水的埋藏深度，主要受溢洪道进水口高程及排清泄水洞入水口高程控制。坝前地下水位约等于进水口高程，向后则在水力梯度值的制约下，随着坝地延伸而不断变浅或溢出地面。
3.2 径流条件
坝内地下水的运动方式如图4 所示。由于下部微承压水与上部潜水有密切的水力联系，承压水从两 侧及坝地后部上溢排泄时，对上层潜水形成一种很强的顶托作用，干扰了坝地尾部潜流层的流动状态，因而，在尾部形成了沼泽湿地垂直排泄区。
3.3地下水水质的变化
淤地坝一般前期是作为水库运用，蓄水运用期间，由于长时间地、大量地蒸发浓缩，常使库内水矿化度由小于0.7g/L左右增加到1.66g／L左右，死库容内水的矿化度会更高。这就给坝地地下水的形成奠定了一个高矿化的水化学环境。坝地形成后，地下水在垂向上，随着埋藏深度的增加，矿化度不断增高；在平面上，上层潜水由于尾部埋藏浅，蒸发积盐作用强烈，由坝尾到坝前，矿化度不断降低；而下层微承压水则越靠近坝体，水交替作用越弱，矿化度不断增高。
韭园沟流域作为黄河流域多沙粗沙区的试点典型流域和水土保持生态建设示范区，进行了长达50余年的综合治理实践和探索，在水资源持续利用研究方面，首次对其进行可持续性分析评价，由于描述性数学模型的引入，产生了异想不到的效果，使多年来几代人努力的效果显现出来，开辟了韭园沟流域数学分析的新角度，这也是为什么韭园沟成为当地县城居民双假日結伴纷至，水资源作为县城自来水后源规划等一系列现象产生的深刻原因。
诚然，本文的分析仍很浅薄但对今后的深入定量研究开辟了新的角度。
关键词 淤地坝 水资源韭园沟流域王茂庄小流域
中图分类号： X171.4 文献标识码：A
水是一种不可再生的自然资源，它不仅是社会经济发展的物质基础，更是生命要素，也是生态环境的基本要素。如果不能可持续利用，人类将无法生存。然而水资源短缺与污染问题正制约着全球经济和社会发展的人类生存环境。因此水资源持续利用问题已成为当今水资源研究的重要课题。
韭园沟是陕西绥德县一条典型的小流域，自1954的政府流域机构就将其列为环境治理与建设的典型试点流域，进行综合环境治理示范和研究。2000年又被列为黄河流域水土保持生態建设示范区。旨在恢复环境容量，建立良好的生态环境示范典型，谋得资源与社会的全面进步和持续发展。其中水资源的可持续利用是水资源保护、利用的主要研究方向之一。本文旨在原型观测（原型监测）的基础上对韭园沟流域和王茂沟小流域淤地坝建设对水资源的影响进行分析研究，实现对沟道耗水量的定量分析和评价。
河流生命的核心是水，命脉是流动，关键是不断流，河流生命的形成、发展与演变是一个自然过程，有其自身的发展规律，并对外界行为有着巨大的反作用力和规范性。
水源是有限的可再生资源。在确认水源的可再生性的同时，必须强调它的有限性。随着产生和保持水源的边界条件的变化，水源的再生性、持续性也发生相应变化。
1、淤地坝的拦蓄效益
1.1蓄水效益
王茂庄淤地坝拦蓄效益，流域水系和支流的萎缩直接导致干流水量减少，据观测，该流域治理初期的5年间，汛期年平均降水总量为343.38mm，其中产流降水195.67mm，占降水总量的57％，拦蓄面积7324亩，年平均1464.8亩，占总面积的16.4％，年平均清水径流总量86129.4m3，治理后期的7年间，汛期年平均降水总量313.36mm，其产流降水208.03mm，占降水总量的66.4％，较治理初期多12.36mm，见表1。总拦蓄面积38733亩，年平均为5533.3亩，占总面积的61.8％，年平均清水径流总量为14076.8m3，较治理初期蓄水效益增长83.7％。
1.2拦泥效益
从表l看出；治理前年平均输沙量为107460t；治理初期年平均输沙量21485.82t较治理前减少80.0％；治理后期年平均输沙量2745.67t，较治理前减少97.4％，与治理初期相比，治理度提高45.4％，拦泥效益提高17.4％。
该流域从1953～1986年总拦泥沙(或减少冲刷)195.4万m3(合263.8万t)，年平均5.9万m3，拦泥模数为1.0万m3／km2。其中淤地坝拦泥量为123.3万m3，占63.1％；梯田减少冲刷为22.8万m3，占l1.7％；造林减少冲刷44.9万m3，占22.9％，种草减少冲刷4.4万m3，占2.3％。
从表1还可以看出，到1986年，全流域总输沙量为19.56t；输沙模数为3.28t／km2，泥效益已达99．98％，基本上达到了泥不出沟。
表l 王茂庄流域治理前后淤地坝来水量
项目 年份 累计治理面积（亩） 汛期降雨量（mm） 产流降雨量（mm） 清水径流量（m3） 年输沙量（t） 输沙模数（t/km2）
治
理
初
期 1960 1014 266.1 77.9 3631.2 222.99 37.35
1961 1135 415.1 289.6 263672.8 20752.75 3476.17
1962 1621 266.2 61.4 7569.1 3879.31 649.8
1963 1708 310.0 258.1 59243.8 24741.19 4144.25
1964 1846 459.5 291.07 96530 57832.84 9687.24
∑ 7324 1716.9 978.37 430646.9 107429.08 17994.81
平均 1464.8 343.38 195.67 86129.4 21485.82 3598.96
治
理
后
期 1980 5094 279.8 210.3 23480 7231.03 1211.23
1981 5143 399.4 310.1 25820 6089.19 1019.96
1982 5171 306.9 203.6 6449 293.09 49.09
1983 5616 283.5 152.0 12060 1410.66 236.29
1984 5807 268.5 154.2 4084 13.27 2.22
1985 5873 433.5 310.2 24339.8 1462.87 697.8
1986 6029 221.9 115.8 2263 19.53 3.28
∑ 38733 2193.5 1456.2 98495.8 19219.67 3219.37
平均 5533.3 313.36 208.03 14070.8 2745.67 459.91
表2韭园沟流域淤地坝各时段来水量
年份 年均降雨量（mm） 产洪降雨量（mm） 年均产流（万m3） 年均径流量（万m3） 清水径流量（m3） 年均产沙量（万t ） 年均输沙量（万t ）
1954~1963 528.5 211.9 339.0 286.6 78.41 51.91
1964~1977 406.2 215.4 462.0 360.5 155.1 116.2
1978~1983 465.1 118.1 371.0 244.7 69.62 6.32
1984~1994 448.2 156.4 290.6 201.6 59.49 0.39
1995~1997 449.1 158.3 329.5 264.9 67.4 14.44
年均降雨量与年均产流（万m3）年均径流量（万m3 年均产沙量不是正成相关。年均产洪降雨量与年均产流（万m3）年均径流量（万m3 年均产沙量（万t `年均输沙量（万t ）成正相关。
表3 韭园沟流域几次大暴雨沟道来水量
暴雨日期年.月.日 流域平均降雨量（mm） 历时
（h） 径流总量（万m3） 清水径流量（m3） 年均产沙量（万t ） 年均输沙量（万t ）
1956.08.08 45.1 2.4 119.8
1964.07.05 129.1 18. 81 87.8
1977.07.05 88.1 7.25 54.0
1994.08.04 86.0 4.7 799.8
在产流产沙方面，各次暴雨的产流产沙不同。最大的达 2.53 亿 m3("77.7" 暴雨) ，小的有0.82 亿 m3("69.8" 暴雨) ，但 "84.7" 暴雨仅 0.19 亿 m3 ，为其它暴雨的 1/4 ～ 1/13 ，上述暴雨的洪水径流系数从 0.19 ～ 0.28 ，与该区域平均洪水径流系数 0.2 相接近，但 "84.7" 暴雨的洪水径流系数远远小于其它暴雨的径流系数，仅 0.025，
2、淤地坝对土壤入渗特征的影响
2.1 坝地积水情况下
2.1.1下渗理论
有关下渗理论的研究途径很多，可分为：能量理论、扩散理论及动力学理论途径。动力学途径是研究饱和土壤中水分在各种力作用下的运动。饱和下渗是建立在饱和土壤水运动原理的基础上的，它具有几个假定：（1）下渗水流首先要使上层土壤完全达到饱和，随着下渗量的增加，饱和层的厚度逐渐向下扩展；（2）饱和层的下端存在下渗锋面，锋面以上为饱和含水量，以下为干燥的原始含水量；（3）作用在锋面以上的毛管力为常数；（4）下渗的饱和水流为次流运动，服从于达西定理，渗透系数为常数。
下渗率有随时间而递减的规律通过实验结果表明，坝地土壤入渗率的大小，与淹水深度呈正相关；相同土壤同一水质情况下，从初渗到稳定入渗的时间基本相同；清水（井水）从初渗到稳定入渗所需时间为48h，洪水则为168h；清水的稳定入渗率为0.17～0.24mm/min，洪水则为0.017～0.023mm/min，清水的土壤稳定入渗率是洪水的10倍。
坝系的拦蓄功能可将地表径流转化为地下径流，从而增加枯水季节的径流量，在不同坝型及不同的区域会表现出不同的结果，须根据具体的拦蓄时段对此作系统分析和定量描述。
2.1.2地下水特征
该区属于黄土高原半干旱水文地质区，地下水的类型主要为上伏松散覆盖层孔隙水与下伏基岩裂隙孔隙水。两者常组合成潜水与承压水上下迭置的含水结构。和工程有关的地下水主要有以下四种：
1.中生代砂岩、砂质页岩中的裂隙孔隙潜水岩层倾角小于5°，表层一般有厚20m左右的风化裂隙带，透水，储水条件良好，渗透系数K值一般为25.92～86.4m/昼夜。岩层裂隙不甚发育，透水性较差，K值一般为0.03～0.02m/昼夜，为浅层潜水的储运提供了有利条件。
2. 第四系中、上更新统(Q 2～Q3)黄土状亚粘土和亚砂土中的孔隙裂隙水。广泛分布于梁峁坡面上，结构疏松，垂直节理与裂隙发育，透水性较强，渗透系数为0.086～4.3m／昼夜。但由于出露位置较高，储水条件很差，仅能在降水季节形成一些局部性的微弱含水体，多以泉的形式排泄，流量甚小而易变，—般为0.03～0.06L/S。
3. 第四系上更新统～全新统(Q3～Q4)冲、湖积层中孔隙潜水含水层的岩性为亚砂土、亚粘土夹薄层粉细砂。含水层厚度一般30～70m，钻孔涌水量1.80L/S，渗透系数0.02～4.75/昼夜。
4. 第四系全新统(Q4)冲洪积砂砾石中的孔隙潜水在各级阶地底部及沟床内分布不连续，厚度一般为2～4m，渗透系数3.20～28.51m/昼夜，钻孔涌水量一般为1.18～3.15L/S，该层常与基岩风化壳不整合接触，构成该区河网侵蚀基准面以上潜水的主要含水层。
1.2.3 地下水的分布及运移规律．
河网侵蚀基准面以上的黄土层潜水，涧地冲积、湖积层潜水及基岩风化带潜水主要接受大气降水补给，于谷岸坡下形成泉水排泄于沟床内。
黄土层潜水，由于地形破碎，地面坡度大，且上覆黄土，黄土状土的粉土粒含量高达6%以上，透水性微弱及雨季降水集中(占年降水60%以上)，并多为雷阵雨和大雨，易于形成径流而迅速汇入沟谷内流失。故黄土层泉水水量甚小，且受季节控制，旱季大部分泉水干涸。
黄土梁峁之间的涧地冲积、湖积层潜水，因其周边为较平缓的斜坡地形，中部地势低洼平坦，亦较开阔，接受降水的条件有利，所以富水性较强。年水位变幅仅为0.5～1.0m。
基岩风化壳中的裂隙、孔隙潜水，因分布的空间位置不同，其补给来源和水量亦有很大差异。梁峁区因受密集的沟系控制，且基岩上部，一般都覆盖有较厚的黄土层及厚5～30m的新第三系粘土，局部因侵蚀缺失故可接受上部黄土层潜水的渗入补给。而沟谷坡底及河谷地区基岩，一般裸露及出露位置较低，所以除直接受降水补给外，还可以接受黄土层、冲积砂砾石层等渗流补给。常在坡底较普遍地形成厚1～3m的渗流带，沿构造裂隙或层面裂隙形成股流泉水，流量多在0.1～0.5L/S之间，且比较稳定。
黄土层及基岩风化壳潜水的水化学成分与其补排条件、含水层岩性及埋藏条件密切相关。
第四系上更新统～中更新统黄土层潜水，因基本上是就地补给，就地排泄，径流途程甚短，所以水质一般均佳，多为重碳酸型淡水，矿化度一般在0.5g/L左右。
涧地冲、湖积亚砂土、亚粘土夹薄层粉细砂层潜水，主要接受降水及周围黄土层潜水和局部基岩潜流的补给，由于补给水源本身水质不同及含水层颗粒较细，水交替运动缓慢，径流不畅，使涧地冲湖积层潜水水化学类型复杂化，其一般规律是随着含水层深度的变化而矿化度增加。浅层(50m内)矿化度为0.4～1.13g/L，下部为2.23～6.17g/L。
沟谷冲积砂砾石层潜水，由于潜流与河水有密切的水力联系，直接受降水及周边基岩潜水的补给，处于强烈循环带，径流通畅，所以水质甚佳，矿化度为0.37～0.6g/L，均为HCO3型淡水。基岩风化壳潜水，由于岩层本身含盐程度的不均—性及径流途程的长短，裂隙发育程度和径流条件等的不同，矿化度变化幅度较大，但整体来说，仍处于该区水交替积极循环带之中，一般仍多为HCO3型淡水，少数为微碱水。
综上所述，该区河网侵蚀基准面以上的第四系潜水及基岩风化层裂隙、孔隙潜水，径流、排泄条件良好，除涧地冲湖积层下部潜水及少数基岩微咸水外，均属于好的生活饮用水和适合灌溉的水。所以，它们不是造成坝地次生盐渍、沼泽化的主要原因。
3、建坝对沟道水文地質条件的影响
在沟道内筑坝时，为了最大限度地拦蓄地表径流，防止坝基、坝肩渗漏；—般都进行清基及坝肩开挖处理，切断沟床渗流层及坝肩基岩风化带、砂砾石层等。
目前，采用的水坠筑坝法，虽不能进行严格的基础清理，但由于用泥浆充填筑坝时，相当于一种强烈的灌浆作用，堵塞了沟床及沟岸地下潜流的通道，再者，坝体一般为均质粉砂土或亚砂土组成，经夯碾或脱水固结后组水性良好，K值只有10-5～10-7cm/s。所以，坝体修成后，在汇水段地下潜流由于雍水而抬高水位，使沟道地下水的埋藏深度、径流条件和水化学成分发生了变化。
3.1埋藏条件
建坝沟床段一般在二到三级阶地，多为稍开阔的“V”型谷(如图2示)。建坝后 沟床及阶地底部的砂砾石层、基岩风化裂隙带充水形成坝地的主要含水层。其地下水的类型及埋藏深度与水化学成分主要受淤积层的控制及坝体的制约。
淤积层是由梁峁坡面上中更新统(Q2)黄土状亚粘土和上更新统(Q3)黄土及黄土状亚砂土经坡面径流冲刷夹带到坝地，由于沉积时的分选作用，其分布规律是：平面上，由坝尾到坝前及两侧向中部，颗粒成份逐渐由砂粒向粘粒过度；剖面上，一次来洪沉积的粉砂层由坝尾到坝前、两侧向中部逐渐变薄，而粘土层的沉积厚度则相反（如表1）。一次来洪沉积，一般自下而上形成粉砂土、亚砂土、粘土（胶泥）及腐殖质四层。各层厚度主要决定于来沙量及蓄洪量的多少，粘土层的厚度与蓄洪深度密切相关，所以，底部及中部该层厚度较大，单层呈透镜状。坝地一般是多次来洪来沙迭加淤积而成，因此，整个淤积剖面一般是由粉细砂层、亚砂土层、粘土层，从粗到细多个沉积旋回组成。
表3 辛店试验场沉积旋回分析
测量地点 横断面平均 (cm) 纵断面平均 (cm)
左侧 中部 右侧 上游 中游 下游
青扬峁坝地 4.3 7.7 4.1 0.3 3.4 12.3
第三实验沟坝 3.1 3.4 1.6 1.0 1.6 5.5
鸭峁沟坝 2.1 2.6 0.5 1.3 0.4 2.3
淤积层颗粒较细，比较均匀，含水和透水条件很差。粉细砂、亚砂土层为弱含水层，渗透系数为0.02—4.75m／昼夜，而粘土层，特别是厚度大于5一1Ocm的粘土层，隔水能力很强，但该层—般坝前及中部较厚，呈透镜状，且透镜体的长轴与沟道潜流的主流线平行，地下潜流可以从淤积层下部及两侧的砂砾石层、基岩风化裂隙带中通过，故它对沟道潜流向沟口运移的阻挡作用是微弱的，而对坝前局部承压水的形成则起了主导作用，成为坝地含水层的相对隔水顶板。
坝地地下水的埋藏深度，主要受溢洪道进水口高程及排清泄水洞入水口高程控制。坝前地下水位约等于进水口高程，向后则在水力梯度值的制约下，随着坝地延伸而不断变浅或溢出地面。
3.2 径流条件
坝内地下水的运动方式如图4 所示。由于下部微承压水与上部潜水有密切的水力联系，承压水从两 侧及坝地后部上溢排泄时，对上层潜水形成一种很强的顶托作用，干扰了坝地尾部潜流层的流动状态，因而，在尾部形成了沼泽湿地垂直排泄区。
3.3地下水水质的变化
淤地坝一般前期是作为水库运用，蓄水运用期间，由于长时间地、大量地蒸发浓缩，常使库内水矿化度由小于0.7g/L左右增加到1.66g／L左右，死库容内水的矿化度会更高。这就给坝地地下水的形成奠定了一个高矿化的水化学环境。坝地形成后，地下水在垂向上，随着埋藏深度的增加，矿化度不断增高；在平面上，上层潜水由于尾部埋藏浅，蒸发积盐作用强烈，由坝尾到坝前，矿化度不断降低；而下层微承压水则越靠近坝体，水交替作用越弱，矿化度不断增高。
韭园沟流域作为黄河流域多沙粗沙区的试点典型流域和水土保持生态建设示范区，进行了长达50余年的综合治理实践和探索，在水资源持续利用研究方面，首次对其进行可持续性分析评价，由于描述性数学模型的引入，产生了异想不到的效果，使多年来几代人努力的效果显现出来，开辟了韭园沟流域数学分析的新角度，这也是为什么韭园沟成为当地县城居民双假日結伴纷至，水资源作为县城自来水后源规划等一系列现象产生的深刻原因。
诚然，本文的分析仍很浅薄但对今后的深入定量研究开辟了新的角度。