呼和浩特盆地地下水演化特征研究

趙瑞科 曹文庚 楊會(huì)峰 王鳳元 李元杰 陳南祥

摘要：利用收集的1985-2015年地下水水位及水質(zhì)動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，選取呼和浩特盆地山前至平原中部典型剖面為研究對(duì)象，分析不同地貌單元地下水水位動(dòng)態(tài)變化及其水文地球化學(xué)演化特征。結(jié)果表明：研究區(qū)深層、淺層地下水水位持續(xù)下降，礦化度不斷升高；沖洪積扇與平原交互帶深層、淺層地下水水化學(xué)特征差別逐漸加大，而平原中部深層、淺層地下水水化學(xué)特征差別逐漸縮?。?005-2015年平原區(qū)地下水濃縮程度逐漸增大，受到的側(cè)向徑流補(bǔ)給的地下水量由原來的緩慢增加轉(zhuǎn)變?yōu)榭焖贉p少；2005年以前，淺層地下水氧化還原條件向偏氧化環(huán)境轉(zhuǎn)化，2005年以后逐漸向還原環(huán)境轉(zhuǎn)化，而深層承壓水的氧化還原條件基本保持穩(wěn)定。

關(guān)鍵詞：地下水；水位；離子比；水文地球化學(xué)演化；呼和浩特盆地

中圖分類號(hào)：TV21.1+2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2018.05.017

地下水是人類生產(chǎn)生活的主要水源之一，在國(guó)民經(jīng)濟(jì)建設(shè)和社會(huì)發(fā)展中起著重要作用。呼和浩特是我國(guó)北方嚴(yán)重缺水城市，近30a來隨著社會(huì)經(jīng)濟(jì)的不斷發(fā)展，人們對(duì)地下水的需求量日益增加。地下水長(zhǎng)期超采造成淺層地下水疏干、承壓水轉(zhuǎn)無壓、區(qū)域地下水降落漏斗范圍擴(kuò)大、淺層地下水礦化度及硬度增大等環(huán)境地質(zhì)問題。截至2011年，呼和浩特淺層水疏干區(qū)域面積約64.56km2，承壓水無壓區(qū)面積52.33km2[1]。目前，國(guó)內(nèi)多位專家學(xué)者針對(duì)呼和浩特盆地地下水問題開展了多方面的研究：在含水層結(jié)構(gòu)及沉積環(huán)境方面，研究區(qū)含水層結(jié)構(gòu)的特殊性，以及雙層結(jié)構(gòu)承壓水對(duì)淺層水的山前側(cè)向徑流補(bǔ)給的襲奪是呼和浩特盆地環(huán)境地質(zhì)問題形成和發(fā)展的主要原因川；在地下水水位動(dòng)態(tài)變化方面，開采量對(duì)地下水水位的影響是顯著的，遠(yuǎn)大于降水量的影響[2]，承壓水的下降速率遠(yuǎn)大于潛水的[3]；在水文地球化學(xué)方面，淺層地下水中HCO32-和Ca2+的絕對(duì)含量較高，為地下水中的主要離子[4]。綜上，呼和浩特盆地地下水流場(chǎng)及化學(xué)場(chǎng)某一時(shí)間點(diǎn)的研究或者某一階段的研究已經(jīng)取得了豐碩的成果，但缺乏長(zhǎng)序列的特別是呼和浩特盆地自然流場(chǎng)狀態(tài)的研究。因此，筆者利用收集的近30a呼和浩特盆地的水位及水質(zhì)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，以盆地內(nèi)北起大青山山前沖洪積扇頂，南至盆地中部平原的典型剖面為研究對(duì)象，進(jìn)行地下水歷史演化特征研究，以期為研究區(qū)地下水可持續(xù)開發(fā)利用規(guī)劃的制定提供理論支撐。

1 數(shù)據(jù)來源及研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)中部的土默川平原，地貌單元屬于大青山山前沖洪積傾斜平原，地理坐標(biāo)為東經(jīng)111°33′-112°05′、北緯40°36′-40°56′，面積1673km2，屬干旱半干旱大陸性季風(fēng)氣候區(qū)。地勢(shì)南西低、北東高，平均海拔1050m。研究區(qū)剖面位置及地下水流向見圖1。

第四系孔隙含水系統(tǒng)為研究區(qū)內(nèi)主要含水層，可劃分為兩種類型的含水層結(jié)構(gòu)：山前單一含水層結(jié)構(gòu)和平原區(qū)雙層含水層結(jié)構(gòu)。研究區(qū)地下水徑流方向?yàn)橛晌鞅毕驏|南。山前單一含水層結(jié)構(gòu)地下水主要接受山區(qū)側(cè)向徑流的補(bǔ)給，側(cè)向補(bǔ)給方式主要為溝谷和河谷潛流，單一含水層結(jié)構(gòu)潛水從山前向平原區(qū)流動(dòng)，在淤泥質(zhì)黏土層邊界以側(cè)向徑流形式分別補(bǔ)給淺層地下水和深層承壓水，其主要排泄方式有側(cè)向徑流和人工開采兩種。平原區(qū)雙層含水層結(jié)構(gòu)中的淺層地下水主要接受山前單一結(jié)構(gòu)潛水的側(cè)向補(bǔ)給，其次為大氣降水入滲、河道入滲等，主要排泄方式為側(cè)向徑流、潛水蒸發(fā)、垂直向下越流和人工開采等。平原區(qū)雙層結(jié)構(gòu)中的深層承壓水主要接受山前單一結(jié)構(gòu)潛水的側(cè)向補(bǔ)給，主要排泄方式為人工開采和側(cè)向排泄。根據(jù)《內(nèi)蒙古自治區(qū)水資源公報(bào)》，2015年呼和浩特市用水量為10.34億m3，其中地下水源供水量為5.90億m3。

呼和浩特盆地水位變化見圖2，圖2（a）為山前單一含水層結(jié)構(gòu)潛水水位變化情況，可知水位逐漸下降，下降速率為1.53m/a，其中2005-2015年水位下降速率逐漸減小，下降速率為0.80m/a；圖2（b）為沖洪積扇與平原交互帶水位變化情況，淺層地下水水位下降速率為0.72m/a，深層承壓水水位下降速率為1.03m/a，此處淺層地下水在2003年之后水位基本無變化；圖2（c）為平原中部水位變化情況，淺層地下水水位下降速率為0.18m/a，深層承壓水水位下降速率為0.96m/a，其中2004年之后此處深淺層地下水水位下降速率均突然增大。

1.2 研究方法

通過建立典型水文地質(zhì)剖面對(duì)研究區(qū)內(nèi)地下水演化特征進(jìn)行分析。典型剖面沿地下水流向自北向南穿越了大青山山前沖洪積扇及沖洪積平原，含水層逐漸由山前單一結(jié)構(gòu)含水層過渡為雙層結(jié)構(gòu)含水層（見圖1）。由于監(jiān)測(cè)時(shí)間較長(zhǎng)，因此監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)有間斷，考慮數(shù)據(jù)的合理性，根據(jù)地貌單元及含水層結(jié)構(gòu)，沿剖面選取內(nèi)蒙古地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)院長(zhǎng)觀孔H11、H24、H25、H135、H147進(jìn)行分析。其中：H11位于山前單一含水層結(jié)構(gòu)區(qū)域；H24、H25位于山前沖洪積扇與沖洪積平原交互帶，H24為淺層地下水監(jiān)測(cè)孔，H25為深層承壓水監(jiān)測(cè)孔；H135、H147位于平原中部，H135為淺層地下水監(jiān)測(cè)孔，H147為深層承壓水監(jiān)測(cè)孔。本文選取各個(gè)監(jiān)測(cè)點(diǎn)1985-2015年8月平均水位及水化學(xué)數(shù)據(jù)進(jìn)行分析討論。

2 結(jié)果與分析

2.1 水化學(xué)特征

Piper三線圖可以客觀反映研究區(qū)的水化學(xué)特征。從圖3可以看出，研究區(qū)地下水陽離子以Ca2+、Mg2+為主，陰離子以HCO3-為主，主要水化學(xué)類型為HCO3-Ca·Mg型。對(duì)比1985年和2015年P(guān)iper三線圖可知：1985年與2015年的地下水水化學(xué)類型變化不大，但部分離子含量發(fā)生了變化。山前單一結(jié)構(gòu)含水層潛水，2015年相比1985年水質(zhì)向鹽化方向發(fā)展。1985年交互帶淺層與深層地下水在圖中幾乎重疊，說明二者具有共同補(bǔ)給來源，且淺層地下水與深層承壓水溝通性較好；2015年淺層、深層地下水在圖中位置發(fā)生了偏離，說明二者的補(bǔ)給來源發(fā)生了變化，且溝通性變差。1985年平原中部淺層與深層地下水在圖中位置有偏差，說明1985年交互帶與平原中部深層、淺層地下水徑流條件不同，深層、淺層地下水的離子含量相差較大；2015年平原中部淺層與深層地下水在圖中幾乎重疊，說明受人為開采影響，深層、淺層地下水被貫通混合，各離子含量接近。

2.2 TDS和水位

根據(jù)1985-2015年典型剖面地下水水位及地下水溶解性固體總量（TDS）的連續(xù)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)（見圖4），分析淺層地下水與深層承壓水的變化特征。

由山前至平原中部，淺層地下水表現(xiàn)出良好的水文地質(zhì)分帶性，1985年之前，地下水由山前流向平原中部。隨著山前地下水開采量的逐漸增加川，山前地下水水位逐漸降低，至2005年，由于平原北部大青山山區(qū)多個(gè)水庫(kù)及截伏流工程修建完成，因此山前地下水水位大幅度下降，山前單一結(jié)構(gòu)潛水水位此時(shí)已下降至平原區(qū)雙層結(jié)構(gòu)淺層含水層底板之下，此時(shí)平原區(qū)雙層結(jié)構(gòu)淺層地下水與山前單一結(jié)構(gòu)潛水已無水力聯(lián)系。1985-2005年，剖面各地貌單元淺層地下水TDS變化幅度不大，而2005年后交互帶與平原中部淺層地下水中的TDS快速增加，尤其是交互帶理。S激增593.44mg/L，達(dá)到877.44mg/L。

深層承壓水1985-1995年水位快速下降，1995-2005年由于淺層地下水越流補(bǔ)給深層承壓水，因此水位下降速率減小，2005-2015年由于研究區(qū)地下水開采量急劇增加，總開采量較之前提高了27%[1]，因此交互帶和平原中部水位又大幅下降。近年來深層承壓水中的TDS逐漸增大，特別是2005年以后深層承壓水中的TDS大幅增加。

3 討論

綜上所述，研究區(qū)內(nèi)地下水水位持續(xù)下降，水質(zhì)逐漸向鹽化方向發(fā)展，TDS升高。造成這些改變的因素主要有地下水濃縮程度的改變、側(cè)向補(bǔ)給量的改變、地下水環(huán)境的變化和人類活動(dòng)等。通過分析離子比的變化討論地下水的演化過程，見圖5。

3.1 濃縮作用

Na離子與Cl離子之間的關(guān)系可以用來判斷地下水總鹽度的量級(jí)，并且Na/Cl值可以反映地下水濃縮程度[5-6]。20世紀(jì)80年代至今，典型剖面上各地貌單元淺層地下水Na/Cl值均有不同程度的減小，其中2005-2015年各地貌單元地下水Na/Cl值下降幅度最大，尤其是平原中部，表明2005-2015年淺層地下水尤其是平原中部地下水濃縮作用最強(qiáng)。這是研究區(qū)淺層地下水2005-2015年TDS急劇升高的一個(gè)重要原因。

20世紀(jì)80年代至今，剖面上各地貌單元深層承壓水Na/Cl值整體呈減小趨勢(shì)。山前沖洪積扇地區(qū)深層承壓水Na/Cl值為1.32～1.91，變化不大，因此山前單一結(jié)構(gòu)潛水TDS變化較小。交互帶和平原中部深層承壓水Na/Cl值1995-2005年小幅上升，可能原因是淺層地下水越流補(bǔ)給深層承壓水。交互帶與平原中部深層承壓水Na/Cl值整體呈下降趨勢(shì)，且2005-2015年下降速率較大，說明2005-2015年交互帶與平原中部深層承壓水的濃縮作用較強(qiáng)，這是2005-2015年交互帶和平原中部深層承壓水TDS急劇升高的重要原因之一。2005年之前交互帶Na/Cl值平均下降速率最大，而2005年之后Na/Cl值平均下降速率最大處為平原中部，說明2005年前呼和浩特城區(qū)主要位于交互帶，此處在人類活動(dòng)影響下地下水開采量最大，水位下降較快，濃縮作用增強(qiáng)；2005年以后，隨著城市逐漸向南發(fā)展，原來北部老城區(qū)地下水開采量逐漸減小，平原中部取代交互帶成為受濃縮作用影響最大的區(qū)域。

3.2 側(cè)向補(bǔ)給量的變化

HCO3/Cl值可以反映地下水受HCO3型地表水入滲補(bǔ)給的影響和程度，以及地下水受降水補(bǔ)給的程度[6]，也可以側(cè)面反映地下水接受側(cè)向徑流及降水補(bǔ)給量的大小。1985-2005年典型剖面各地貌單元淺層地下水中HCO3/Cl值有不同程度的上升，其中交互帶上升速率最大，說明1985-2005年各地貌單元中交互帶受降水及山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量最大。2005-2015年HCO3/Cl值表現(xiàn)為大幅度下降，其中交互帶年均下降速率最大，達(dá)到0.668/a，表明2005-2015年呼和浩特盆地雙層結(jié)構(gòu)淺層地下水接受山前側(cè)向徑流的補(bǔ)給量大幅減少，特別是交互帶淺層地下水受到的山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量由增大轉(zhuǎn)變?yōu)榧眲p小，此時(shí)淺層地下水呈上層滯水狀態(tài)，水位變化微弱。由于交互帶地下水受濃縮作用的影響強(qiáng)烈，且得不到水量補(bǔ)給，因此礦化度急劇升高。

20世紀(jì)80年代至今，各地貌單元深層承壓水HCO3/Cl值基本呈下降趨勢(shì)，其中山前沖洪積扇地區(qū)HCO3/Cl值下降幅度最小，說明山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量及降水補(bǔ)給量多年來變化不大。交互帶及平原中部深層承壓水中HCO3/Cl值下降幅度較大，但1995-2005年HCO3/Cl值小幅上升，原因是這一時(shí)期淺層地下水越流補(bǔ)給深層承壓水[1]。2005年之后HCO3/Cl值快速下降，下降速率達(dá)到1985-1995年平均下降速率的2倍，表明2005年以后交互帶與平原中部承壓水受山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量不斷減少，因此2005-2015年深層承壓水水位急劇下降。

3.3 地下水環(huán)境的變化

cvso4值變化可以表征地下水氧化還原環(huán)境的變化，進(jìn)而可以說明地下水更新性及封閉程度[6-9]。典型剖面淺層地下水Cl/SO4值變化可以分為兩個(gè)階段：1985-2005年，典型剖面各地貌單元淺層地下水Cl/SO4值呈大幅度下降趨勢(shì)，表明各地貌單元淺層地下水不斷向氧化環(huán)境轉(zhuǎn)化，其中交互帶CuSO4值下降幅度最大，說明此處地下水與外界聯(lián)系密切，受外界影響最大2005-2015年，剖面淺層地下水Cl/SO4值整體呈上升趨勢(shì)，其中山前沖洪積扇區(qū)域上升幅度最小，表明此地貌單元地下水氧化還原環(huán)境基本穩(wěn)定不變，而交互帶及平原中部淺層地下水Cl/SO4值出現(xiàn)較大幅度的上升，說明2005年以后淺層地下水轉(zhuǎn)而向還原環(huán)境轉(zhuǎn)化，地下水的可更新性逐漸降低。

20世紀(jì)80年代至今，深層承壓水Cl/SO4值相對(duì)于淺層地下水的變化幅度較小。交互帶深層承壓水Cl/SO4值表現(xiàn)為逐漸上升，其中2005年前Cl/SO4值基本保持不變，但2005-2015年交互帶Cl/SO4值大幅上升，說明2005年以后交互帶地下水逐漸向還原環(huán)境發(fā)展；平原中部深層地下水Cl/SO4值基本不變。

3.4 人類活動(dòng)的影響

地下水開采量不斷增大，山前地下水水位持續(xù)下降，造成交互帶淺層地下水疏干，從而北部山前側(cè)向徑流補(bǔ)給淺層含水層的水量急劇減少，同時(shí)研究區(qū)位于呼和浩特城區(qū)，地面硬化率較高，垂向入滲被阻隔，因此深、淺層地下水水化學(xué)特征差別逐漸增大。受人類活動(dòng)影響，平原中部淺層地下水與深層承壓水水力聯(lián)系加強(qiáng)，因此兩者水化學(xué)類型逐漸變?yōu)橐恢隆?/p>

4 結(jié)語

（1）研究區(qū)水化學(xué)特征隨時(shí)間不斷變化，淺層及深層地下水不斷向鹽化方向發(fā)展，由水化學(xué)類型變化可以看出：沖洪積扇與平原交互帶深層、淺層地下水水化學(xué)特征差別逐漸增大；平原中部淺層地下水與深層承壓水水力聯(lián)系加強(qiáng)，兩者水化學(xué)類型逐漸變?yōu)橐恢隆?/p>

（2）1985-2005年，區(qū)域淺層地下水濃縮作用不斷增強(qiáng)，山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量逐漸增大，其中交互帶淺層地下水接受山前的側(cè)向徑流補(bǔ)給量最大，地下水氧化還原條件逐漸向氧化環(huán)境轉(zhuǎn)化；2005-2015年，研究區(qū)淺層地下水濃縮作用進(jìn)一步增強(qiáng)，山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量大幅減小，地下水環(huán)境逐漸向還原環(huán)境轉(zhuǎn)化，TDS快速增大，其中平原中部淺層地下水濃縮程度最大，交互帶受到的山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量最小，山前沖洪積扇潛水氧化還原條件基本穩(wěn)定。

（3）相比淺層地下水，深層承壓水濃縮作用整體較弱，平原中部深層承壓水接受的山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量相對(duì)較大；1985-1995年盆地內(nèi)深層承壓水濃縮作用強(qiáng)度不斷增大，山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量逐漸減小，其中交互帶受濃縮作用影響最明顯。1995-2005年深層地下水的濃縮作用強(qiáng)度小幅上升，受到的補(bǔ)給量小幅升高。2005年以后深層承壓水的濃縮作用強(qiáng)度繼續(xù)增大，平原中部濃縮作用最強(qiáng)，山前側(cè)向徑流補(bǔ)給量大幅度減小。1985-2005年深層承壓水的氧化還原環(huán)境基本無變化，2005-2015年交互帶深層承壓水逐漸向還原環(huán)境轉(zhuǎn)化。

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