呼和浩特盆地地下水演化特征研究

赵瑞科 曹文庚 杨会峰 王凤元 李元杰 陈南祥

摘要：利用收集的1985-2015年地下水水位及水质动态监测数据，选取呼和浩特盆地山前至平原中部典型剖面为研究对象，分析不同地貌单元地下水水位动态变化及其水文地球化学演化特征。结果表明：研究区深層、浅层地下水水位持续下降，矿化度不断升高；冲洪积扇与平原交互带深层、浅层地下水水化学特征差别逐渐加大，而平原中部深层、浅层地下水水化学特征差别逐渐缩小；2005-2015年平原区地下水浓缩程度逐渐增大，受到的侧向径流补给的地下水量由原来的缓慢增加转变为快速减少；2005年以前，浅层地下水氧化还原条件向偏氧化环境转化，2005年以后逐渐向还原环境转化，而深层承压水的氧化还原条件基本保持稳定。

关键词：地下水；水位；离子比；水文地球化学演化；呼和浩特盆地

中图分类号：TV21.1+2 文献标志码：A doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2018.05.017

地下水是人类生产生活的主要水源之一，在国民经济建设和社会发展中起着重要作用。呼和浩特是我国北方严重缺水城市，近30a来随着社会经济的不断发展，人们对地下水的需求量日益增加。地下水长期超采造成浅层地下水疏干、承压水转无压、区域地下水降落漏斗范围扩大、浅层地下水矿化度及硬度增大等环境地质问题。截至2011年，呼和浩特浅层水疏干区域面积约64.56km2，承压水无压区面积52.33km2[1]。目前，国内多位专家学者针对呼和浩特盆地地下水问题开展了多方面的研究：在含水层结构及沉积环境方面，研究区含水层结构的特殊性，以及双层结构承压水对浅层水的山前侧向径流补给的袭夺是呼和浩特盆地环境地质问题形成和发展的主要原因川；在地下水水位动态变化方面，开采量对地下水水位的影响是显著的，远大于降水量的影响[2]，承压水的下降速率远大于潜水的[3]；在水文地球化学方面，浅层地下水中HCO32-和Ca2+的绝对含量较高，为地下水中的主要离子[4]。综上，呼和浩特盆地地下水流场及化学场某一时间点的研究或者某一阶段的研究已经取得了丰硕的成果，但缺乏长序列的特别是呼和浩特盆地自然流场状态的研究。因此，笔者利用收集的近30a呼和浩特盆地的水位及水质监测数据，以盆地内北起大青山山前冲洪积扇顶，南至盆地中部平原的典型剖面为研究对象，进行地下水历史演化特征研究，以期为研究区地下水可持续开发利用规划的制定提供理论支撑。

1 数据来源及研究方法

1.1 研究区概况

研究区位于内蒙古自治区中部的土默川平原，地貌单元属于大青山山前冲洪积倾斜平原，地理坐标为东经111°33′-112°05′、北纬40°36′-40°56′，面积1673km2，属干旱半干旱大陆性季风气候区。地势南西低、北东高，平均海拔1050m。研究区剖面位置及地下水流向见图1。

第四系孔隙含水系统为研究区内主要含水层，可划分为两种类型的含水层结构：山前单一含水层结构和平原区双层含水层结构。研究区地下水径流方向为由西北向东南。山前单一含水层结构地下水主要接受山区侧向径流的补给，侧向补给方式主要为沟谷和河谷潜流，单一含水层结构潜水从山前向平原区流动，在淤泥质黏土层边界以侧向径流形式分别补给浅层地下水和深层承压水，其主要排泄方式有侧向径流和人工开采两种。平原区双层含水层结构中的浅层地下水主要接受山前单一结构潜水的侧向补给，其次为大气降水入渗、河道入渗等，主要排泄方式为侧向径流、潜水蒸发、垂直向下越流和人工开采等。平原区双层结构中的深层承压水主要接受山前单一结构潜水的侧向补给，主要排泄方式为人工开采和侧向排泄。根据《内蒙古自治区水资源公报》，2015年呼和浩特市用水量为10.34亿m3，其中地下水源供水量为5.90亿m3。

呼和浩特盆地水位变化见图2，图2（a）为山前单一含水层结构潜水水位变化情况，可知水位逐渐下降，下降速率为1.53m/a，其中2005-2015年水位下降速率逐渐减小，下降速率为0.80m/a；图2（b）为冲洪积扇与平原交互带水位变化情况，浅层地下水水位下降速率为0.72m/a，深层承压水水位下降速率为1.03m/a，此处浅层地下水在2003年之后水位基本无变化；图2（c）为平原中部水位变化情况，浅层地下水水位下降速率为0.18m/a，深层承压水水位下降速率为0.96m/a，其中2004年之后此处深浅层地下水水位下降速率均突然增大。

1.2 研究方法

通过建立典型水文地质剖面对研究区内地下水演化特征进行分析。典型剖面沿地下水流向自北向南穿越了大青山山前冲洪积扇及冲洪积平原，含水层逐渐由山前单一结构含水层过渡为双层结构含水层（见图1）。由于监测时间较长，因此监测数据有间断，考虑数据的合理性，根据地貌单元及含水层结构，沿剖面选取内蒙古地质环境监测院长观孔H11、H24、H25、H135、H147进行分析。其中：H11位于山前单一含水层结构区域；H24、H25位于山前冲洪积扇与冲洪积平原交互带，H24为浅层地下水监测孔，H25为深层承压水监测孔；H135、H147位于平原中部，H135为浅层地下水监测孔，H147为深层承压水监测孔。本文选取各个监测点1985-2015年8月平均水位及水化学数据进行分析讨论。

2 结果与分析

2.1 水化学特征

Piper三线图可以客观反映研究区的水化学特征。从图3可以看出，研究区地下水阳离子以Ca2+、Mg2+为主，阴离子以HCO3-为主，主要水化学类型为HCO3-Ca·Mg型。对比1985年和2015年Piper三线图可知：1985年与2015年的地下水水化学类型变化不大，但部分离子含量发生了变化。山前单一结构含水层潜水，2015年相比1985年水质向盐化方向发展。1985年交互带浅层与深层地下水在图中几乎重叠，说明二者具有共同补给来源，且浅层地下水与深层承压水沟通性较好；2015年浅层、深层地下水在图中位置发生了偏离，说明二者的补给来源发生了变化，且沟通性变差。1985年平原中部浅层与深层地下水在图中位置有偏差，说明1985年交互带与平原中部深层、浅层地下水径流条件不同，深层、浅层地下水的离子含量相差较大；2015年平原中部浅层与深层地下水在图中几乎重叠，说明受人为开采影响，深层、浅层地下水被贯通混合，各离子含量接近。

2.2 TDS和水位

根据1985-2015年典型剖面地下水水位及地下水溶解性固体总量（TDS）的连续监测数据（见图4），分析浅层地下水与深层承压水的变化特征。

由山前至平原中部，淺层地下水表现出良好的水文地质分带性，1985年之前，地下水由山前流向平原中部。随着山前地下水开采量的逐渐增加川，山前地下水水位逐渐降低，至2005年，由于平原北部大青山山区多个水库及截伏流工程修建完成，因此山前地下水水位大幅度下降，山前单一结构潜水水位此时已下降至平原区双层结构浅层含水层底板之下，此时平原区双层结构浅层地下水与山前单一结构潜水已无水力联系。1985-2005年，剖面各地貌单元浅层地下水TDS变化幅度不大，而2005年后交互带与平原中部浅层地下水中的TDS快速增加，尤其是交互带理。S激增593.44mg/L，达到877.44mg/L。

深层承压水1985-1995年水位快速下降，1995-2005年由于浅层地下水越流补给深层承压水，因此水位下降速率减小，2005-2015年由于研究区地下水开采量急剧增加，总开采量较之前提高了27%[1]，因此交互带和平原中部水位又大幅下降。近年来深层承压水中的TDS逐渐增大，特别是2005年以后深层承压水中的TDS大幅增加。

3 讨论

综上所述，研究区内地下水水位持续下降，水质逐渐向盐化方向发展，TDS升高。造成这些改变的因素主要有地下水浓缩程度的改变、侧向补给量的改变、地下水环境的变化和人类活动等。通过分析离子比的变化讨论地下水的演化过程，见图5。

3.1 浓缩作用

Na离子与Cl离子之间的关系可以用来判断地下水总盐度的量级，并且Na/Cl值可以反映地下水浓缩程度[5-6]。20世纪80年代至今，典型剖面上各地貌单元浅层地下水Na/Cl值均有不同程度的减小，其中2005-2015年各地貌单元地下水Na/Cl值下降幅度最大，尤其是平原中部，表明2005-2015年浅层地下水尤其是平原中部地下水浓缩作用最强。这是研究区浅层地下水2005-2015年TDS急剧升高的一个重要原因。

20世纪80年代至今，剖面上各地貌单元深层承压水Na/Cl值整体呈减小趋势。山前冲洪积扇地区深层承压水Na/Cl值为1.32～1.91，变化不大，因此山前单一结构潜水TDS变化较小。交互带和平原中部深层承压水Na/Cl值1995-2005年小幅上升，可能原因是浅层地下水越流补给深层承压水。交互带与平原中部深层承压水Na/Cl值整体呈下降趋势，且2005-2015年下降速率较大，说明2005-2015年交互带与平原中部深层承压水的浓缩作用较强，这是2005-2015年交互带和平原中部深层承压水TDS急剧升高的重要原因之一。2005年之前交互带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处为平原中部，说明2005年前呼和浩特城区主要位于交互带，此处在人类活动影响下地下水开采量最大，水位下降较快，浓缩作用增强；2005年以后，随着城市逐渐向南发展，原来北部老城区地下水开采量逐渐减小，平原中部取代交互带成为受浓缩作用影响最大的区域。

3.2 侧向补给量的变化

HCO3/Cl值可以反映地下水受HCO3型地表水入渗补给的影响和程度，以及地下水受降水补给的程度[6]，也可以侧面反映地下水接受侧向径流及降水补给量的大小。1985-2005年典型剖面各地貌单元浅层地下水中HCO3/Cl值有不同程度的上升，其中交互带上升速率最大，说明1985-2005年各地貌单元中交互带受降水及山前侧向径流补给量最大。2005-2015年HCO3/Cl值表现为大幅度下降，其中交互带年均下降速率最大，达到0.668/a，表明2005-2015年呼和浩特盆地双层结构浅层地下水接受山前侧向径流的补给量大幅减少，特别是交互带浅层地下水受到的山前侧向径流补给量由增大转变为急剧减小，此时浅层地下水呈上层滞水状态，水位变化微弱。由于交互带地下水受浓缩作用的影响强烈，且得不到水量补给，因此矿化度急剧升高。

20世纪80年代至今，各地貌单元深层承压水HCO3/Cl值基本呈下降趋势，其中山前冲洪积扇地区HCO3/Cl值下降幅度最小，说明山前侧向径流补给量及降水补给量多年来变化不大。交互带及平原中部深层承压水中HCO3/Cl值下降幅度较大，但1995-2005年HCO3/Cl值小幅上升，原因是这一时期浅层地下水越流补给深层承压水[1]。2005年之后HCO3/Cl值快速下降，下降速率达到1985-1995年平均下降速率的2倍，表明2005年以后交互带与平原中部承压水受山前侧向径流补给量不断减少，因此2005-2015年深层承压水水位急剧下降。

3.3 地下水环境的变化

cvso4值变化可以表征地下水氧化还原环境的变化，进而可以说明地下水更新性及封闭程度[6-9]。典型剖面浅层地下水Cl/SO4值变化可以分为两个阶段：1985-2005年，典型剖面各地貌单元浅层地下水Cl/SO4值呈大幅度下降趋势，表明各地貌单元浅层地下水不断向氧化环境转化，其中交互带CuSO4值下降幅度最大，说明此处地下水与外界联系密切，受外界影响最大2005-2015年，剖面浅层地下水Cl/SO4值整体呈上升趋势，其中山前冲洪积扇区域上升幅度最小，表明此地貌单元地下水氧化还原环境基本稳定不变，而交互带及平原中部浅层地下水Cl/SO4值出现较大幅度的上升，说明2005年以后浅层地下水转而向还原环境转化，地下水的可更新性逐渐降低。

20世纪80年代至今，深层承压水Cl/SO4值相对于浅层地下水的变化幅度较小。交互带深层承压水Cl/SO4值表现为逐渐上升，其中2005年前Cl/SO4值基本保持不变，但2005-2015年交互带Cl/SO4值大幅上升，说明2005年以后交互带地下水逐渐向还原环境发展；平原中部深层地下水Cl/SO4值基本不变。

3.4 人类活动的影响

地下水开采量不断增大，山前地下水水位持续下降，造成交互带浅层地下水疏干，从而北部山前侧向径流补给浅层含水层的水量急剧减少，同时研究区位于呼和浩特城区，地面硬化率较高，垂向入渗被阻隔，因此深、浅层地下水水化学特征差别逐渐增大。受人类活动影响，平原中部浅层地下水与深层承压水水力联系加强，因此两者水化学类型逐渐变为一致。

4 结语

（1）研究区水化学特征随时间不断变化，浅层及深层地下水不断向盐化方向发展，由水化学类型变化可以看出：冲洪积扇与平原交互带深层、浅层地下水水化学特征差别逐渐增大；平原中部浅层地下水与深层承压水水力联系加强，两者水化学类型逐渐变为一致。

（2）1985-2005年，区域浅层地下水浓缩作用不断增强，山前侧向径流补给量逐渐增大，其中交互带浅层地下水接受山前的侧向径流补给量最大，地下水氧化还原条件逐渐向氧化环境转化；2005-2015年，研究区浅层地下水浓缩作用进一步增强，山前侧向径流补给量大幅减小，地下水环境逐渐向还原环境转化，TDS快速增大，其中平原中部浅层地下水浓缩程度最大，交互带受到的山前侧向径流补给量最小，山前冲洪积扇潜水氧化还原条件基本稳定。

（3）相比浅层地下水，深层承压水浓缩作用整体较弱，平原中部深层承压水接受的山前侧向径流补给量相对较大；1985-1995年盆地内深层承压水浓缩作用强度不断增大，山前侧向径流补给量逐渐减小，其中交互带受浓缩作用影响最明显。1995-2005年深层地下水的浓缩作用强度小幅上升，受到的补给量小幅升高。2005年以后深层承压水的浓缩作用强度继续增大，平原中部浓缩作用最強，山前侧向径流补给量大幅度减小。1985-2005年深层承压水的氧化还原环境基本无变化，2005-2015年交互带深层承压水逐渐向还原环境转化。

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