太原盆地地下水动态特征分析

王胜利 苗春燕

摘 要：利用多年地下水动态资料、系统分析了地下水动态变化规律、为合理开采地下水资源、环境治理提供科学的依据。

关键词：地下水水位；变化规律；动态特征分析

中图分类号：P641.1 文献标识码：A 文章编号：1671-2064（2018）18-0147-03

1 研究区概况

太原盆地位于山西省中部，太行山与吕梁山之间，盆地四周均为丘陵和山区环绕。东部山区属太行山系，西部山区属吕梁山系。盆地总体呈北东向展布，位于东径111°35′-112°59′，北纬36°50′-38°15′，包括太原市（六城区、阳曲县和清徐县）、晋中市（榆次区、太谷县、祁县、介休市和平遥县）及吕梁市（文水县、交城县、汾阳市和孝义市）盆地区域，总面积约为6195km2。

太原盆地属大陆性半干旱气候区，冬季寒冷干燥，夏季多雨，春秋短暂，冬春风沙，昼夜温差大，日照充足。调查区12个站多年平均降水量（统计年限1985-2003年）为396-463mm，总的分布规律是南部多于北部，边山区多于盆地中央。多年平均降水量小于400mm的地区分布于盆地中部沖洪平原区；靠近边山的榆次长凝、介休、文水等地，其多年平均降水量在450mm以上；其它地区多年平均降水量为400-450mm。与上世纪八十年代中期比较，本区多年平均降水量有减少趋势。降水量的年内分布不均，夏季最多，秋季次之，冬季最少。夏季（6-8月）降水量最多，占全年降水量55-60%；冬季（12-2月）降水量最小，仅占全年降水量的2-3%；春季（3-5月）降水量占全年降水量的15%左右；秋季（9-11月）降水量占全年降水量的22-28%。但冬季蒸发少，春旱表现突出。

根据太原盆地12个站长系列气象资料，本区多年蒸发量为降水量的3.7倍。冬季蒸发量为降水量的15倍左右，春季为9倍以上。夏季蒸发量为降水量的2倍左右，冬、春两季较为干旱。

2 水文地质条件

山西主要由山地、丘陵及山间盆地构成，山地环绕四周，中部为一系列总体呈舒缓的“S”形且不对称的新生代断陷盆地组成，太原盆地是其中之一，盆地周边轮廓呈不规则的多边形，四周为黄土丘陵和基岩山地，山区碎屑岩、碳酸盐岩广布。在构造、风化及地下水等因素的综合作用下，岩石产生裂隙和岩溶，为地下水储存创造了条件，山区因风化、机械破碎等因素形成的碎屑物质被流水携带到盆地中堆积起来，形成了巨厚的新生代松散岩层。它们孔隙发育，互相连通，补给条件好，蕴藏着丰富的孔隙水。

根据含水介质的组合结构、岩性特征、性质与地下水赋存条件，可将区内地下水划分为以下五种类型：碳酸盐岩裂隙岩溶水、碎屑岩夹碳酸盐岩裂隙水、碎屑岩裂隙水、基岩裂隙水（包括变质岩和火成岩）、松散岩类孔隙水。

2.1 松散岩类孔隙水动态特征

近年来，由于受大气降水及人类活动的影响，太原盆地地下水水位和水量发生了不同程度的变化。根据影响地下水位动态的主要因素、作用程度及地下水位动态特征，并结合水文地质条件和地下水均衡要素，太原盆地松散岩类孔隙水动态类型按埋藏深浅大致可划分为两类六种，第一类为浅层地下水位动态，分为水文开采型、入渗—蒸发型、入渗—开采—径流型、开采动态型；第二类为中深层地下水位动态，分为天然径流型和径流开采型。

2.2 浅层孔隙水动态特征

浅层孔隙地下水水位动态主要受大气降水、人工开采、侧向径流等因素的制约，是多种因素综合影响的结果，表现为水位随季节及气象呈周期性变化。一般每年的3、4月份开始进入枯水季节，这期间降水稀少，农田灌溉需大量开采浅层地下水，致使水位迅速下降，一直持续到6、7月份；7月进入雨季，地下水开采量有所减少，降水入渗集中，致使水位急剧回升，由于降水入渗的滞后补给及侧向径流的补给作用，使地下水位高水位期一直持续到次年的1、2月份，并出现全年的最高水位。本区的动态类型可概括为以下几种类型。

（1）水文开采型：主要分布于汾河冲积平原区，水位埋深一般小于5m，浅层水水位动态主要受降水、汾河流量、春灌解冻和开采的影响，一般每年出现2次高水位，即3月和10月。12月至1月水位较低。近年来少有集中开采，水位年变幅很小，一般小于2m，地下水水位动态较为稳定而稍有下降。

（2）入渗—蒸发型：主要位于地下水埋深较小的冲洪积平原区，地下水径流微弱，开采强度较小时，水位动态主要受降水、地表水灌溉入渗和潜水蒸发制约，次降水或灌溉后较快获得补给，水位上升，随后受蒸发而缓慢消退，一般水位比较稳定，过程线呈波浪型。

（3）入渗—开采—径流型：主要分布于开采强度中等，补给条件较好的倾斜平原区，其水位埋深在10m左右，明显受开采、降水、地表水灌溉影响，地下水位过程线呈V字型或U字型。一般前一年冬灌停止后水位逐渐上升至当年春灌前的3-4月，出现高水位值，春灌（3-6月或4-7月）为一年内开采强度最大时期，开采量占全年开采量的50-80%，该时段水位急剧下降，出现年内水位最低值。雨季由于获得补给，开采量减少，水位恢复上升，年内水位动态下降恢复过程明显。

（4）开采动态型：主要位于开采强度大的城区及漏斗区，地下水主要受开采的控制，水位下降速率达1-5m/a，并呈逐年下降趋势。降水量、开采量的增减只改变地下水下降速率，并没有改变其下降趋势，地下水位过程线反映的是连续下降。该类浅层水井主要分布在深层水位下降漏斗区或漏斗边缘，虽然浅层开采量小，但由于大量抽取深层水，使深层水水位远低于浅层水水位，且深浅层水之间隔水层不良，加之人为的破坏，使得浅层水越流补给深层水，导致浅层水位逐年降低，部分浅层水被疏干。

2.3 中深层孔隙水动态特征

中深层孔隙水水位动态受侧向径流、浅层水越流补给和人工开采的综合制约，水位变化不直接受降水和蒸发的影响。按其动态特征可划分为天然径流型和径流开采型两种类型。

（1）天然径流型：主要位于径流条件较好的黄土台塬和倾斜平原区，中深层孔隙水开采量较小，年水位变幅较小，一般在1-4m。其特征是地下水埋深较大，降水入渗有一定的影响，但不显著，地下水动态曲线为一条波动不大的曲线。

（2）径流—开采型：主要分布在东、西山倾斜平原中部，如太原市TS003观测孔，由于长期受开采影响，补给条件不太好，其年内水位呈缓慢下降趋势，从历年水位过程线来看，水位一直处于下降趋势。

2.4 碳酸盐岩类岩溶裂隙水动态特征

地下水动态观测资料表明，岩溶地下水一般均处于区域性缓慢下降状态，水位下降幅度各含水岩系大小不一，泉水流量也呈逐年衰减趋势。在一个泉域内岩溶地下水从补给到排泄区动态变化规律性明显。补给区岩溶地下水水位埋深一般大于300m，水位变化幅度随季节的变化，一般汛期水位上升，枯水期水位下降，年水位变幅8-15m，大者可达20m左右；迳流区水位埋深150-300m，受降水季节变化不太明显，水位变化具滞后期，多在汛期1-2个月后水位上升，上升期短于下降期，年水位变幅2-5m；排泄区水位年自然变幅一般小于1m，因人为影响因素加剧，水位变幅增大。

（1）兰村泉域岩溶水：1957年前泉水最大流量为4.5m3/s，1957年兰村水厂投产，1957-1969年间同期水位标高基本稳定在814m。1970-1981年水位下降1.3m，1982-1986年水位下降2.2m，年均下降0.44m，1987年以来岩溶水位呈直线下降状态。1987-2006年20年水位下降34.4m，下降速率为1.72m/a，原因除兰村水源地开采量增加外，与西张水源地孔隙水的超采袭夺了部分岩溶水资源有关，另外与东山枣沟水源地的开采岩溶水也有关。08年开始由于开采量小于补给量，水位有较好地恢复，呈回升趋势。

（2）晋祠泉域岩溶水：天然状态下由山区向边山山前地带径流，在晋祠形成径流排泄中心。难老泉水出露标高为802.59m，1954-1958年，泉流量最大2.18m3/s，最小1.72m3/s。從六十年代初到七十年代末，太化在泉域内晋祠后山凿井10眼，开采量0.08m3/s；边山一带有工农业开采井44眼，泉水流量减少至0.66m3/s，致使圣母、善利两泉断流；八十年代以来，有岩溶水开采井58眼，开采量达1.157m3/s；加上西山矿务局白家庄矿701工程排水，排水量达1.53 m3/s，同时还有各级各类煤矿297个，排水量达0.76m3/s，导致岩溶水位普遍下降2-3m，至1994年4月30日，难老泉断流，1996年水位低于泉口3m。晋祠泉开采量与泉流量关系见图1。

（3）太原东山岩溶水：1987年枣沟水源地投产后，岩溶水位即开始大幅度下降，如TY010观测孔，1988-2008年水位下降33m，年均下降1.57m；09年6月至11年底地下水出现回升，上升了6m。此外，岩溶水关井压采前后水位下降速率是不同的，关井压采后水位下降速率减缓。2001年平均水位标高784.81m，2003年平均水位标高780.27m，2年水位下降4.54m，下降速率为2.27m/a，2007年平均水位标高778.13m，4年水位下降2.14m，下降速率0.54m/a，水位下降减缓。就其原因，一是开采结构的调整，二是关井压采，深层孔隙水水位升高，其与岩溶水水位差减小，岩溶水向上越流量减少造成。

2.5 影响地下水位动态主要因素分析

地下水动态在天然状态下受大气降水和蒸发控制，但在开采条件下，则受自然与人为因素的影响。根据本区水文地质条件及地下水开发利用状况，地下水动态主要受开采和降水的控制，雨季开采量小，地下水位回升；而枯期开采量大，地下水位下降；部分地区集中过量开采地下水，形成降落漏斗。下面主要讨论降水量及开采量对地下水位的影响。

2.5.1 降水量影响因素

降水量是地下水的主要补给来源，降水量的大小直接或间接影响地下水位的升降变化。浅层水反映较为敏感。近几十年来，降水量偏少，地下水补给量减少，开采量逐年增加，区域地下水位也呈持续下降趋势；在采取相关措施减少地下水开采量条件下，地下水水位才逐步实现止降回升。项目区多年年内降水主要集中于汛期6-8月，据统计占全年降水量的55-60%，一般年份从5月开始降水逐渐增多，到7月出现降水高峰，之后降水逐渐减少。因浅层水补给较为充分，浅层水水位从6月开始水位升高，到8月出现最高水位，之后水位也逐渐降低；相反，降水量偏少的月份，其地下水水位也偏低，水位动态与降水动态极其相似，只是水位动态滞后降水约1个月。这充分显示了降水对地下水动态的影响特征。

2.5.2 开采量影响因素

地下水开采是地下水的主要消耗途径之一，开采量的大小直接影响地下水位的升降变化。据资料统计，80年代以来太原盆地地下水开采量呈递增趋势，过量抽取地下水使地下水资源得不到有效的补给和恢复，从而造成区域地下水位持续下降。

近年来，太原盆地采取了关停自备井、禁采地下水和循环利用等一系列措施，减少了地下水开采量，地下水位持续下降的趋势得到遏制，开始平稳回升。2003年太原盆地实行引黄入晋，太原市分三期实施关井压采工程，累计关闭自备井396眼，压缩地下水开采量35.3万m3/d。实行关井压采后，太原市孔隙地下水开采量由20多万立方米/年压缩了16万m3/a，基本实现采补平衡，地下水资源得到涵养，地下水位持续回升。2008年以来，太原盆地地下水水位每年平均上升约1m，汾河流域地下水每年平均上升3-4m。目前，汾河全河段已实现全年不断流，流域水生态环境明显改善，地下水位最高回升16.17米。断流10年的清徐县平泉村“不老泉”于2011年9月份复流，晋源区天龙山瀑布景观重现。

3 结论与建议

（1）浅层孔隙地下水水位动态主要受大气降水、人工开采、侧向径流等因素的制约，是多种因素综合影响的结果，表现为水位随季节及气象呈周期性变化。

（2）深层孔隙水水位动态受侧向径流、浅层水越流补给和人工开采的综合制约，水位变化不直接受降水和蒸发的影响，由于深层孔隙水的大量开采，水位呈下降趋势；2003年、2008年两次关井压采以来，关井压采区域地下水水位得以较好恢复。

（3）岩溶地下水一般均处于区域性缓慢下降状态，水位下降幅度各含水岩系大小不一，泉水流量也呈逐年衰减趋势。

在本次监测的基础上，应该进一步加强地下水的监测工作，每年开展一次地下水水位、水量、水质统测，以掌握太原盆地地下水动态变化规律，应该在已有的监测站网的监测基础上，逐步来完善地下水技术方面和新的监测网站的检测，提高太原盆地地下水动态监测水平和预测能力，这是今后地下水动态监测的主要目的。

综上所述，在地下水过量开采与区域性干旱气候的影响下，太原盆地内的地下水位持续下降，在采取相关措施减少地下水开采量条件下，地下水水位逐步实现止降回升，所以太原盆地地下水动态主要受地下水开采的影响，其次是降水影响。

参考文献

[1]地下水动态监测规程（中华人民共和国地质矿产行业标准）Dzt0133-1994[S].

[2]中国地质出版局.水文地质手册（第二版）[M].地质出版社，2012.