古河道,北京古河道的分布情况及消失原因

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1、 古清河古河道：永定河出山后，由石景山向东西东北经海淀洼地——西苑——圆明园——清河——温榆桥，宽一般达3-4km，最宽5km，最窄也可达1.7km，在古河道中一株古树的碳14测年达7200年左右，但其延续时间可能相当长，直到《水经注》时代还有“漯余水”之名，即“漯水”（永定河古名）的余水。其中的圆明园，成为京郊最负盛名的圆明园所在地。

2、 大金沟河：永定河出山后东流经过市区的一条大河。在市区以西不同时代形成了三支，北支：从石景山起，东流经杨庄、八宝山、到半壁店，继续东北流经恩济、紫竹院、动物园、德胜门、和平里，接坝河；中支：从德胜门分支，向南经积水潭、什刹海、北、中、南海，前门、金鱼池、龙潭湖、左安门、马驹桥，这是从元代开始直至今天北京的主要水源地；南支：由半壁店向南经玉渊潭、西便门、宣武公园、陶然亭，后在玉渊潭又向南有一分支，即经莲花池南下的古洗马沟，是唐、辽、金的水源地
3、 漯水：永定河出山后流向东南的故道凉水河，隋唐是永济渠，曾是运粮草为唐太宗征高丽的重要通道。
4、 今永定河：金建卢沟桥
这里有古河道的图，可以看看
http://pm.cangdian.com/Data/2005/PMH00547/CD001390/html/CD001390-0221.html

区内有和田河、克里雅河、尼雅河等数十条河流，均发源于昆仑山北坡，河流的水文特征制约于区内的气象要素，又和自然地理、地质条件密切相关。 区内主要河流流量的季节性变化十分明显。每年的5～10月为丰水期，此期又以6～8月的水量最大，占全年迳流量的60%以上，而11月至翌年4月为枯水期，流量不及丰水期的1/10，甚至干涸。 由于补给条件的不同，河流的流量大小、水文动态、流程长短以及流经地带也各不相同，并具有不同的水文地质意义。据此，将区内河流归纳为三种不同的类型。 （一）冰雪消融水、裂隙水补给的混合型河流 该类河流补给源丰富，水量充沛，流程长，甚至纵贯全区，跨越不同地貌单元。河流在山区段，谷底坡降大，水流湍急；流到山前戈壁带，由于地形突然变缓和戈壁砾石极好的渗透性，致使河水大量渗漏，补给地下水；而到了下游河段，河流却起到排泄部分地下水的作用。此类河流的水文地质意义最大。典型河流为玉龙喀什河、喀拉喀什河、克里雅河等。河流动态的季节性变化显著，主要表现在水量随气温升降产生的变化。 （二）潜水补给的泉集河 该类河流均源自戈壁前缘溢出带，完全接受地下水补给，具有流程短、流量一般不大、动态稳定的特点。它们多被农灌引用或消失于沙漠之中。这类河流有尼雅河、牙通古孜河、安迪尔河等。 （三）降雨补给的季节性河流 该类河流属发生于夏秋季节的暂时性水流，多分布于低山丘陵区的沟谷中，于戈壁带即渗漏地下，对地下水有一定补给意义。 研究区内数十条大小河流，随着地质、环境的变迁，遗留下许多古河道。现借助遥感图象只能解译出浅部古河道的分布状况。这些古河道的分布与现代河流密切相关。 研究区南部的昆仑山，在地形上是南高北低，河流均由南向北流动；降雨量则是西部大，东部小，河流的发育也有如此规律。河流中由大到小的三条，即和田河、克里雅河、尼雅河（表3—1），它们分别代表了研究区西、中、东三大地区的河流发育规模上的规律。 表3-1　河流年均流量 以上均为常年有水的河流，各河流在流量上有较大的差别，但在延伸长度上却没有相应的比率，比如某些小河流尽管流量较小，却仍有较长的延伸距离，说明这些河流接受了地下水的补给。 至于河流的形态，可从河流的长度、方向、弯曲程度上进行观察。 在长度上，研究区内和田河最长，克里雅河次之，位于第三的是尼雅河。 这几条河流流向的总趋势是向东北方向偏转，偏转的程度与河流的规模成正比。和田河在麻扎塔格山以南地区这一现象更为明显。克里雅河则在山前平原区摆动幅度较小，经过民丰北凸起后才向东偏，在平面上呈向西凸出的弧形。 尼雅河、牙通古孜河和安迪尔河则基本上呈南北走向，与和田河和克里雅河相比，在流量上和延伸长度上均小得多，特别是这3条河流在出山口处即全部渗入地下，直到在溢出带处才以泉水形式汇集成河流。但在地表往往留下了干枯河床，只有在洪水期有水流经过，或之前才是一条完整的河流。这说明近代由于河水来源减少，在山前平原区的渗漏能力要远远大于来水量。

从以上古河道的分布情况可以看出，大多数河流具有向东移动的规律，通常在河流的西边留下古河道，如和田河、克里雅河。此外，河流向南退缩，在河流的尾端也会残留古河道，如尼雅河、牙通古孜河。造成上述现象的一种重要原因是不同地区构造升降运动的差异性所致。塔里木盆地南缘新构造运动的总体特征是昆仑山强烈上升，盆地相对下降。但昆仑山西端的帕米尔高原上升幅度又大于昆仑山东端，这就造成了研究区自南西向北东倾斜的总地势，导致发源于昆仑山脉的南北向河流进入盆地后逐渐向东偏移的总趋向。 显然，对于北半球而言，由于地球自转产生的偏转力影响，河流总有向右边偏转的趋势，对于研究区内的情况，河流有向东偏转的总趋势。但是，在盆地中仍有局部隆起区（如麻扎塔格山和民丰北凸起）也影响着河流的变迁。如和田河由于受西部麻扎塔格山隆起的影响，迫使其开始向北东方向流动，而后转向正北。而克里雅河受民丰北凸起的控制由西北方向流动转向北东，尼雅河则由正北转向北西。在牙通古孜河与安迪尔河之间的隐伏隆起也引起了同样的现象。 造成河流变迁的另一重要因素是气候的变化。据前人研究，全球气候由冷变暖的过程中往往冰雪融化，河水流量增加，河流北延。而随着气候长时间进一步变暖，雪线升高，冰层厚度变薄，冰雪融量减少，河流流量减少，河流南退，沙漠也随之南侵。目前，盆地气候正处于这一时期，故在许多河流的下游形成了废弃古河道。 总之，古河道形成的首要原因是气候干旱，河流水量减少，河流主河道尾闾南退，支流遭废弃；其次是地壳的差异性垂直运动和地球自转影响，造成河流在水平方向上的大幅度摆动；第三是盆地中局部的构造隆起，导致河流的转向。在这些因素的共同作用下使塔里木盆地南缘大小数十条河流留下了大量古河道。

（一）和田河 和田河是昆仑山北坡最大的河流，也是目前能纵穿塔克拉玛干沙漠的唯一河流。其上游由玉龙喀什河和喀拉喀什河组成，在距和田大桥北130km处汇合后称和田河。在麻扎塔格山以南广大范围内，和田河上游的两大支流在地质历史时期从山区携带大量物质堆积下来，形成南部地区最大的冲洪积扇，以后在冲洪积扇上形成了盘根错节和上下叠置的古河道。 在喀拉喀什河以西，麻扎塔格山以南可以解译出5条平行喀拉喀什河的古河道，玉龙喀什河的东边也有2条呈北东走向的古河道。基本规律是愈靠近现代河流的古河道迹象愈清楚，最老的古河道由于风沙和植被覆盖，很难分清边界，只能较宏观地把握分布规律。如喀拉喀什河最西边的古河道，从延伸趋势看可从麻扎塔格山西端古董山豁口处穿过。据前人调查古河道附近有大片胡杨疏林分布，最大的树干直径近2m（山北边的胡杨是枯死的），沿这条古河道，地下水水质较好，优于附近其它地区。 （二）克里雅河 该河是研究区内第二大河流，也是目前除和田河之外深入沙漠腹地最远的河流。在于田县以北100km处河流的西边可以明显的看到一条古河道，该古河道向北25km后，又分出一支，两支平行向北延伸直到图外。主流延伸170km后消失在沙漠中，变为4条古河道向北延伸至图外。图上可见克里亚河古河道的分布范围较广，东西向约50km。 历史记载，该河曾经注入塔里木河的“南河”，而且还曾经有与和田河相汇合的历史，以后该河自西向东摆动，尾端逐渐南缩。克里雅河向东偏移较为缓慢，当主流偏东时，原来的老河道水流还要持续很长时间，或者断流多年后，还能在遇特大洪水时重新有水流通过，河水在100多年前彻底断流。 尼雅河与且末河之间的区域是本次研究的重点地区，区内有尼雅河、牙通古孜河、安迪尔河和喀拉米兰河。尽管这几条河流常年有水，但在规模上均小于和田河和克里雅河，因此，相应的古河道也较小。 （三）尼雅河 该河是研究区内第三条大河，卫片上可以明显看到向北延伸的废弃支河道，且规模较大。 该河道较其他几条河流量大，流出山口后在倾斜平原上延伸较远。在民丰县以南40km处，全部渗到倾斜平原之中（其中部分水通过人工引达民丰）补给地下水。在民丰县北，地下水溢出地表形成尼雅河，同时也形成了大片盐碱地。尼雅河向北延伸70km后在大麻扎处完全消失，该处也是民丰北凸起的东端。再往北即为尼雅古河道，在卫片上有明显的迹象。该古河道可分为3条，其中西边的一条最为发育，规模最大，长约65km，地形上深颜色的谷地向西北方向延伸，估计与克里雅河古河道相连；而东边的2条则发育较小，延伸不远。 （四）牙通古孜河 该河流出山口后延伸约80km，由于人工引水和入渗地下而消失，但地表仍遗留有洪水期时水流过的河道。该河流向北流动约60km后分成3个支流后在沙漠中消失。其中中间支流遗留下较长的古河道，延伸较远，达到北纬38°20＇。 （五）安迪尔河 该河出山口后延伸约20km就全部入渗入地下补给地下水，地表留下约60km的干河床，而后，地下水溢出地表形成河流。该河在流程约60km处消失于沙漠中。在安迪尔桥向北10km处，从河身生出两条古河道。左岸一条向西北方向延伸，约50km长，是安迪尔河的废弃河道。右岸一条可分为2条古河道，长度不大，约12km，是牛轭湖的遗迹。该河尾端的古河道可达北纬38°左右的地方，但迹象不太清楚。 （六）喀拉米兰河 该河沿途不断入渗补给地下水或蒸发，且在出山口后延伸至约35km处消失，在倾斜平原上留下约50km长的干枯河道。在沙漠平原上，形成了5条古河道，其中主河道干枯后留下约25km长的古河道，其它古河道均较短，未出盐碱地。与前几条河流最大的不同是在溢出带地下水并未重新形成泉集河。 （七）车尔臣河 该河流为塔克拉玛干沙漠东南部地区最大的一条河流，出山口后一直延伸到且末县城，而后向东急转流向罗布泊，在河流拐弯处的西边和北边留下大量干枯牛轭湖及一条较大的古河道。古河道向北东方向延伸，而后又向南拐回到原河流，全长约60km。

地下水主要来源于大气降水，其次是地表水。这些水在进入含水层以前就从大气或接触的其他媒介中获取某些物质，进入含水层后，与岩土不断作用，使其化学成分进一步发生改变。有以下7种形成作用。 1.溶滤作用 在水与岩土的相互作用下，岩土中的一部分物质转入地下水中，这就是溶滤作用。溶滤作用使岩土失去部分物质，地下水则增加了新的组分。水是由一个带负电荷的氧离子和两个带正电荷的氢离子组成。由于氢氧分布不对称，近氧原子一端形成负极，构成极性分子。水与岩土作用时，带电性的水极性分子，往往将矿物晶格中联结力弱的离子俘获到水中，溶滤作用是一种自然界广泛存在的水岩相互作用。 2.脱碳酸作用 水中CO2 的溶解度受周围环境的温度和压力控制。CO2 的溶解度随温度升高或压力降低而减小，其中一部分CO2 便成为游离CO2 从水中逸出，这就是脱碳酸作用。其结果使地下水中的及Ca2+、Mg2+减少，矿化度降低： 生态水文地质学 生态水文地质学 深部地下水压力较高，沿断裂或构造裂隙上升，出露地表，形成上升泉，在泉口压力减小，由于脱碳酸作用，在泉口往往形成钙华。例如，云南中甸的白水台和四川黄龙多彩的泉华景观，就属于典型的脱碳酸作用形成泉口钙华堆积。深层地下水温度较高，由于脱碳酸作用使Ca2+、Mg2+从水中析出，往往造成含水层钙质胶结明显，水中阳离子通常以Na+为主。 3.脱硫酸作用 在还原环境中，当存在有机质时，水中的有机盐和为脱硫菌群落提供了良好的繁衍条件。脱硫菌在繁衍过程中将还原成H2 S，同时将有机盐氧化成CO2。该过程可以乳酸盐为例： 生态水文地质学 脱硫酸作用的结果使地下水中的减少，甚至消失，而则有所增加。只要在还原环境中存在有机质，都可以发生脱硫酸作用，它是一种较为普遍的水化学作用，既可发生在浅部包气带中，也可发生在深部储油构造中。在储油构造中，脱硫酸作用会消耗一部分油气资源和，产生H2 S。因此，在某些油田水中出现H2 S，而含量较低的特征，这一特征可作为寻找油田的辅助标志。另外，油田在注水驱油过程中，注水前，都要对水进行灭菌，主要是杀灭脱硫菌，以防脱硫酸作用发生。因为，脱硫酸作用不仅会消耗油气资源，而且其产生的H2 S，还原性强，与溶解氧相遇后，会氧化成H2 SO4 ，对井管有很强的腐蚀作用。 4.阳离子交替吸附作用 岩土颗粒表面带有负电荷，能够吸附阳离子。在一定条件下，颗粒将吸附地下水中的某些阳离子，而把原来吸附的部分阳离子转回地下水中，这便是阳离子交替吸附作用。 不同的阳离子吸附于岩土表面的能力不同，按其吸附能力大小，自大而小排序如下：H+＞Fe3+＞Al3+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞Na+。离子价愈高，离子半径愈大，水化离子半径愈小，则吸附能力愈大。只有H+是例外。 当含Ca2+的地下水，进入有离子吸附的岩土时，水中的Ca2+便置换出岩土所吸附的部分Na+离子，使地下水中的Na+增多而Ca2+减少。土壤改良中常在含Na+离子较多的板结土地中加入石灰，使Ca2+置换出岩土中过多的Na+离子，改善土壤性能。 地下水中某种离子的交替吸附能力，随其相对浓度增高而增强。例如，海水入侵陆相沉积物时，水中过多的Na+将置换岩土中原先吸附的Ca2+。 岩土的吸附能力决定了阳离子交替吸附作用的规模。岩土的颗粒愈细，比表面积愈大，交替吸附作用的规模也就愈大。因此，粘性土最容易发生交替吸附作用。 5.浓缩作用 在干旱、半干旱地区的平原和盆地的低洼处，地下水埋藏不深，蒸发成为地下水排泄的主要方式。蒸发使盐分留在地下水中，随着时间的延续，地下水逐渐浓缩，矿化度不断增加。伴随着矿化度的上升，地下水中溶解度较小的盐类相继达到饱和而析出，易溶盐类的离子逐渐成为水中的主要成分。 例如，低矿化的地下水中，阴离子以为主，第二位的是，Cl-含量很小；阳离子以Ca2+、Mg2+为主。随着蒸发浓缩，溶解度小的钙、镁的重碳酸盐析出，及Na+逐渐成为主要成分。继续蒸发，水中的硫酸盐达到饱和，析出后，便形成以 Cl-和Na+为主的高矿化水。浓缩作用主要发生在干旱、半干旱地区，及水位埋深浅的地下水排泄区，如河间洼地、洪积扇溢出带的下缘及内陆河的下游地带。 6.混合作用 成分不同的两种水汇合在一起，形成化学成分与原来两种水都不相同的地下水，这就是混合作用。混合作用常发生在地下水与地表水交汇处（海滨、湖畔、河旁）及深层地下水补给浅层含水层处。混合作用往往使地下水的水化学类型发生变化，也有可能发生化学反应，形成完全不同的地下水。例如，当浅部古河道中以、Ca2+为主的水与古河间洼地中以、Na+为主的水混合时，石膏析出，在古河道与古河间洼地之间形成以、Na+为主的苏打水： 生态水文地质学 7.人类活动在地下水化学成分形成中的作用 近几十年来，随着生产力与人口的增长，人类活动对地下水化学成分的影响愈来愈大，主要表现两个方面：一是工业和生活废弃物对地下水的污染，二是大规模地改变了地下水的形成条件，使地下水成分发生改变。 工业产生的废气、废水、固体废渣以及农业大量使用化肥、农药，还有大量排放的生活污水，对地下水造成污染，使得地下水中原先含量很低的有害元物质，如酚、氰、汞、铬、铅、亚硝酸等大幅上升，使很多地方的潜水含水层受到污染，有害元素含量超标，丧失了利用价值。 人为活动改变地下水的形成条件，使地下水质发生变化，表现在以下几个方面： 1）在滨海地区过量地开采地下水，引起海水入侵，使矿化度增加，水变咸。如在我国的大连、北海、威海、宁波等城市这种情况均有发生。 2）干旱和半干旱地区大量引地表水灌溉，使地下水上升，引起大面积的盐渍化。这种现象在青海柴达木盆地、河西走廊、新疆灌区屡见不鲜。另外，在这一地区建水坝，也会引起地下水位上升，引起大面积的盐渍化。如位于柴达木盆地的格尔木市，1975 年在格尔木河上游建水坝发电，提高了上游水位，增加了河流对地下水的补给量，使地下水位上升，造成格尔木原市区北部发生盐渍化，许多楼房因地基砖被侵蚀，强度降低而倒塌。 3）通过开采地下水使水位下降，减少地下水的蒸发，并灌水洗盐，消除盐渍化。如1982年以前，河南濮阳市赵庄一带原是一片沼泽盐滩，中原油田勘探局在附近建立基地后，大量开采地下水，水位大幅下降，沼泽、盐渍消失，附近的盐渍地变为高产良田。 目前人类干预自然的能力愈来愈强，因此，防止人类活动对地下水水质产生不利的影响，显得十分重要。

根据含水层的结构组成、埋藏条件、水动力特征，将本区地下水划分为以下几种主要类型:基岩裂隙水，古近-新近系、白垩系碎屑岩类孔隙、裂隙层间水，第四系松散岩类孔隙水。不同类型地下水的分布各异，下面分别论述其各自特点。 1.基岩裂隙水 在本区的北部和东南部分别是巴音宝力格隆起和苏尼特隆起的低山、丘陵区，这些地区是主要的基岩裂隙水赋集区，含水层岩石由泥盆系凝灰岩，凝灰质砂岩、板岩，石炭系的变质粉砂岩、长石砂岩、炭质板岩，二叠系的含砾长石砂岩、灰岩、板岩、凝灰岩、砾岩和各期次的侵入花岗岩组成。受多期构造运动的影响及长期风化作用，基岩遭受强烈褶皱、断裂，节理、裂隙发育，加之其直接裸露地表，极易接受大气降水的补给，使大气降水直接进入基岩裂隙中，形成基岩裂隙水，在地形相对低洼处汇集。基岩风化壳中均含有裂隙潜水，水位埋深15～30m，水量也较丰富，民井涌水量为10～50m3/d。 在花岗岩区，水量较丰富，在苏尼特左旗花岗岩体(γ51)中，其涌水量达256.4m3/d，在包尔汗喇嘛庙岩体(γ43)中，单井平均涌水量为68.9m3/d。在变质岩区，据民井抽水资料，单井涌水量为19.7m3/d。 基岩裂隙水的矿化度多＞1g/L，水质类型以HCO-3型为主。在靠近丘陵边坡的排泄带和个别排泄不畅通地段，矿化度明显增高，均＞1g/L，个别地段达3.4～6.9g/L。在侏罗系中，为Cl·HCO3型水，在石炭系的变质粉砂岩中为HCO3·Cl·SO4型水。其径流和排泄受基岩起伏和构造的控制，裂隙水除通过蒸发排泄外，大部分沿裂隙向低洼处径流汇集，一般在沟谷洼地中富集。雨季补给量明显增大，水位抬升，部分沟谷中的裂隙水溢出地表成泉出露。基岩裂隙水通过沟谷和裂隙补给与之相邻的层间水，该类地下水是区内盖层中地下水的主要补给来源。 2.古近-新近系、白垩系碎屑岩类孔隙、裂隙层间水 古近-新近系含水岩系以潜水含水层为主，局部为承压水，是区内的主要供水岩系，主要分布于乌兰察布坳陷内。由于含水层分布的不稳定性和岩石胶结程度的差异性，致使地下水的水量变化较大，涌水量多＜200m3/d，而在以河流相为主的(如朱日和-齐合日格图-2082地区古河道)古近-新近系含水岩系中，含水层岩性以中粗砂岩为主，含水层涌水量大，一般大于1000m3/d。水位埋深在10～70m之间，局部＜10m。矿化度一般＜1g/L，部分为1～3g/L。 白垩系含水岩系在区内分布范围最广泛，主要含水岩系为下白垩统赛汉组，以层间承压含水层为主。含水层以砂体、砂砾岩为主，其富水性从东向西递减。在阿巴嘎旗至集(宁)二(连浩特)线一带为200～1000m3/d，集二线以西多＜200m3/d。地下水的水位主要受地貌的控制，低洼地带水位埋藏较浅，一般为10～30m，高平原等地形较高处水位埋深达50～80m，地下水的矿化度一般为1～3g/L，在矿区东部由于降水量较大，地下水交替较强，矿化度多小于1g/L。 (1)2082地区 赛汉组在本区广泛分布，隐伏于古近-新近系(主要是泥岩层)的下部，其下部为下白垩统或直接覆盖于基底岩石之上。 赛汉组有多个泥-砂-泥结构，砂体一般为1～5层，单层厚度在5～40m之间。主要含水层只有一层，即赛汉组含矿含水层，其余多为局部含水层或呈透镜状含水层。含水层多由黄绿色、浅黄色、灰色细-中-粗砂岩组成，泥质弱胶结，碎屑物分选中等，磨圆度中等或呈次棱角状，结构较松散，砂体渗透性良好。上部有古近-新近系的泥岩作为稳定的隔水顶板，下部有本组泥岩、腾格尔组厚层泥岩或基岩作为隔水底板。含水层的富水性除杰里呼拉—准和尔—对音一带较差外，其余地段富水性能均很好，钻孔涌水量均＞112.5m3/d，最大达3068m3/d。渗透系数一般大于2m/d，在2.0～18.3m/d之间。地下水的水位埋深一般为15.18～56.42m，在近排泄区附近，由于地形较低，在海拔920m左右，水位埋深较小。 (2)2081地区 含矿含水层实际上是属于一个统一的含水层，并具有以泥岩为主的稳定的总隔水顶、底板，具备大的泥-砂-泥结构。含水层由细-中-粗砂岩及砂砾岩组成;含水层砂体厚度大(30～90m以上);砂体多为河流相砂岩，见清晰的沉积韵律;砂岩的分选性、磨圆度都很好;碎屑物未胶结或泥质弱胶结，岩心多呈疏松状，渗透性及富水性能都很好。由于受古河道的影响和控制，富水带主要集中在本区北东向展布的古河道范围内，该带内含水层富水性良好，单井涌水量一般为116.6～380m3/d，最大涌水量达950m3/d。 3.第四系松散岩类孔隙水 第四系孔隙潜水在本区零星分布，规模较小。主要分布在丘间沟谷和现代低洼地带，厚度相对较薄，一般为1～10m，由冲积亚砂、细砂、砂砾石等组成。区内第四系大多直接覆盖于古近-新近系、白垩系的泥岩、含砂泥岩、泥质砂砾岩之上。 第四系中单井涌水量一般为10～50m3/d，个别达400m3/d以上。矿化度一般＜1g/L，由上游的HCO3和HCO3·SO4、HCO3·Cl·SO4型水向下游变为Cl·SO4·HCO3、(Cl·SO4)Cl-Na型水，矿化度增高至＞1g/L。地下水水位埋深一般为1～3m。