太原市地下水动态变化特征分析

单利军

(山西省地质环境监测中心,太原 030024)

太原市是北方严重缺水城市之一,人均水资源量为173 m3,仅占全国人均量的8.4%,不足全省人均量的 50%,水资源的匮乏已明显制约了当地经济的发展。地下水是太原市的重要供水水源,在生活和生产中发挥着重要作用。多年来为满足经济发展的需求,地下水资源长期处于超采状态,太原市已形成多处地下水降落漏斗。随着地下水位大幅度持续下降,区域性降落漏斗逐年扩大与加深,部分地段含水层已处于疏干、半疏干状态,同时引发地下水质恶化、泉水断流、地面沉降等一系列环境地质问题的发生[1-3]。通过研究地下水的动态演化过程,分析地下水动态变化特征及其规律,可以为地下水合理开采、防灾减灾提供科学依据,具有重要的理论与实际意义[4-5]。

在地下水不合理开采条件下分析地下水动态演变特征及其影响因素已成为水文地质研究领域中的一个重要方向[6]。目前采用的研究方法主要是对地下水水位及水质的数据进行对比、水化学及同位素分析、数值模拟及数学统计方法等,研究成果可以为区域地下水环境的保护与治理工作提供科学指导[7-8]。针对太原市地下水开采现状及地下水动态特征,一些学者已经开展过相关的研究[9-12]。本文主要在前期研究工作的基础上,选择太原市为研究区,通过系统分析全区地下水位与水化学资料并与前期历史数据进行对比,确定太原市地下水的动态演化特征及主要影响因素。

1 研究区概况

太原市地处晋中断陷盆地北端,其中北、东、西三面环山,东部属太行山系,西部为吕梁山系,北部为棋子山。中间系汾河冲积物和东西山洪积物构成的断陷盆地,盆地地形开阔平坦。研究区包括太原市六城区(即尖草坪区、杏花岭区、万柏林区、迎泽区、晋源区和小店区)。地形总体上北高南低,东西两侧高中间低,山区向盆地阶梯下降。西山与盆地间地形突变,两者直接相接,边山洪积扇呈裙状起伏,扇小而坡度大。东山向盆地缓慢变化,有宽窄不等的黄土丘陵和台塬。中间为汾河冲积平原区与边山大川入侵的洪积扇,构成宽阔平缓的冲积倾斜平原区。

研究区属温带半干旱大陆性气候,多年平均降水量为430.9 mm,最大年降水量652 mm(1996年)。降水量的区域分布规律是北部山区多于南部平川,而且年际间差异较大,年内降水量70%以上集中于6月到9月,多年年均蒸发量为1 187.4 mm。区内地表河流均属黄河流域,汾河为纵贯全区的最大干流,多年平均流速为9.93 m3/s。自20世纪60年代中期以来,汾河流量总体趋势逐年减少,对太原市地下水的补给产生较大影响。兰村泉和晋祠泉是区内两个流量最大的岩溶泉。但由于地下水长期处于超采状态,兰村泉已于1988年干涸,而晋祠泉也于1994年出现断流。

根据含水介质的特点和地下水的赋存条件、水力特征、埋藏条件及水位埋深等,研究区内地下水可划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水、碎屑岩夹碳酸岩类岩溶裂隙水和碳酸盐岩类裂隙岩溶水四种基本类型。本次研究工作主要针对松散岩类孔隙水和碳酸盐岩类裂隙岩溶水两大类进行研究。

1.1 松散岩类孔隙水

松散层孔隙水主要夹持于东、西山岩溶水系统之间,其主要含水层为第四系全新统和更新统的冲洪积层和河湖相地层。根据岩性、赋存特征及补径排条件可划分三个主要含水层岩组:全新统和上更新统为第一含水岩组(又称浅层水，一般埋深小于50 m);中更新统为第二含水组;下更新统为第三含水组。浅层水分为潜水、微承压水,将第二、三含水组视为承压水(又称中深层水)。

1.2 碳酸盐岩类裂隙岩溶水

该含水组大面积分布于太原东山、西山及北山,或埋藏于太原市盆地区深部。含水层主要为奥陶系中统上、下马家沟组石灰岩,奥陶系下统及寒武系的白云岩、泥质白云岩及白云质灰岩,富水性较差,灰岩岩溶发育程度受岩性、构造、补给与排泄条件的控制而极不均一。奥陶系中统岩溶尤为发育,是太原东西山地区岩溶水的主要含水层,出露有上兰泉、晋祠泉两个大型的岩溶泉。

2 地下水水位动态特征

地下水水位动态受降水量、蒸发量、地表河流补给等自然环境和人为因素如井泉开采量、灌溉回渗量的综合影响,并随时间的推移和自然条件的改变而发生变化。

2.1 浅层孔隙水水位动态特征

浅层水水位动态主要受大气降水、人工开采、侧向径流等多个因素的影响,总体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,由于降水量较少而农田灌溉需水量增加,致使水位迅速下降一直持续到6、7月份。7月降水量明显增加,相对地下水开采量有所减少,水位出现回升。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。总体上研究区的浅层孔隙水动态类型可概括为以下几种类型。

1)气象径流型主要分布于太原市西部和西北部的黄土丘陵区、冲洪积扇及洪积倾斜平原上部地带,水位埋深10 m～30 m,不直接受降雨影响,其主要补给来源为山区地下水径流。地下水位升降变化受上半年降水量大小的影响,通常水位变化幅度小,水位曲线平缓。观测孔最高水位出现在12月至次年3月,最低水位出现在7月到9月。

2)气象灌溉型主要分布于倾斜平原下部,水位动态受季节性灌溉控制,降雨补给为次要因素,其特征是年内水位呈缓慢上升趋势,上升幅度不等。总体上高水位出现在8月到10月,低水位在3月到4月,年内变化幅度为0.2 m～1.0 m,年际水位变化呈缓慢上升趋势。

3)开采径流型主要分布于黄土丘陵和洪积扇区。该区浅层水开采量较小,但存在浅层水向下渗漏补给深层水,导致浅层水水位下降。随着深层水降落漏斗的扩大与加深,使浅层水下渗越流补给速度加剧,以致于浅层水水位大幅度下降,浅层含水层大面积被疏干,浅井大量报废。

4)开采气象型主要分布于距汾河2 km以外的广大倾斜平原区,水位埋深一般在2 m～15 m,地下水位动态主要受开采量与降水量控制,用水季节开采量增大,水位下降。雨季过后,水位回升,最高水位与降雨季节相吻合。

5)开采水文型主要分布于汾河冲积平原区,水位埋深一般小于5 m,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次水位高峰,12月至次年1月水位最低。总体上地下水水位动态较为稳定,每年呈有规律的波状周期变化,年水位变幅较小。

2.2 深层孔隙水水位动态特征

深层水含水层岩性主要为第四系中、下更新统洪积、冲积、冲湖积砂卵石、砂层等,含水层底板埋深7 m～350 m。深层水水位动态主要受侧向径流、浅层水向下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开采下降型和开采径流型两种类型。

1)开采下降型主要分布于冲积平原区和倾斜平原中下部大部分地区,水位动态受开采量大小的控制,自然因素对地下水水位作用微弱。4月份以后由于地下水开采量迅速增大,地下水水位出现明显的下降趋势,至7月降至水位最低点。进入雨季之后由于降水量的增多,开采量的减少,水位出现回升。

2)开采径流型主要分布于东、西山倾斜平原中部,水位动态主要受地下径流和人类开采双重影响。水位一般滞后雨季一个月左右开始上升,反映了地下水运动以水平径流为主。

2.3 岩溶水水位动态特征

研究区岩溶水主要分布于西山和东山两大区域,主要开采的是奥陶系马家沟组的岩溶水。据多年监测结果可按其动态特征划分为开采下降型和开采径流型两种类型。

1)开采下降型主要分布于枣沟、兰村水源及三给地垒的岩溶水集中开采区,地下水动态主要受岩溶水开采量大小的影响。

2)径流开采型主要分布在水源地边缘地段或两水源地交接地段,受岩溶水开采量和地下径流的双重影响,动态曲线呈波状起伏,有升有降。

2.4 影响地下水水位动态主要因素分析

研究区地下水水位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,则同时受自然与人为因素的影响。总体上，地下水水位动态主要受开采和降水两个主要因素的影响:在雨季降水量多而开采量小,地下水位往往呈现回升趋势;枯水期降水量明显减少,而开采量大,地下水位又出现下降趋势;在部分地区由于集中过量开采地下水,已形成明显的降落漏斗。

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水位的升降变化,其中尤以浅层水影响最为明显。区内年内降水主要集中于每年的6月到8月,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。因此浅层水水位从6月开始水位升高,到8月出现最高水位,之后水位逐渐降低。在降水量偏少的月份,其地下水水位也偏低,水位动态与降水动态极其相似。这充分显示了降水对地下水水位动态的影响特征。

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水位的升降变化。据资料统计,近几十年来,降水量整体偏少,而80年代以来太原市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水位总体呈下降趋势。

2003年来以来,黄河水引入太原,地表水替代地下水。太原市采取了关停自备井、禁采地下水和循环利用等“关井压采”措施,减少了地下水开采量,累计关闭自备井396眼,压缩地下水开采量35.3万m3/d。地下水水位下降的趋势得到遏制,开始平稳回升。2008年2011年,太原市松散岩类孔隙承压水水位每年平均上升约1 m,汾河两岸回升明显,年平均上升3 m～4 m,最高回升16.17 m。2014年以后年际变化较小,承压水水位基本稳定。

3 地下水水质动态特征

近年来,由于地下水的开采深度不断增加,本次浅层水的水质分析主要针对西张—太钢水源地和几个重点污染地段,而对深层水和岩溶水的分析主要从水源地角度进行分析。

3.1 浅层水水质动态

浅层地下水监测点的主要离子含量统计结果如表1所示。

表1浅层地下水监测点主要离子含量统计

Table 1Major ions concentration of groundwater in the shallow aquifers(mg·L-1)

项目监测点位西张—太钢水源地北堰武家庄小站1983年2011年1982年2011年1984年2011年1982年2011年 TDS3305706309503 3503 3608002 620 K++Na+62.878.394.972.5301.552731.4186.9 Ca2+65.574.1156.3176452.9396136.8504 Mg2+37.335.966.976.6262.619264.8102 Cl36.9142149.8359384.690917.776.2 SO42-132.1127302.61391 582.51 0813771 590 HCO3318.5223349.3247736.5500353.9323

3.1.1西张—太钢水源地

西张—太钢水源地水化学类型由1983年HCO3·SO4—Ca·Mg·Na型水转变为2011年Cl·HCO3·SO4—Ca·Na·Mg型水,矿化度也由0.33 g/L增加到0.57 g/L。主要离子含量中变化较大的为：Cl增加了105.1 mg/L,HCO3减少了95.5 mg/L。1983年到2011年该水源地一直为Ⅲ类水,但水质总体呈下降趋势。

3.1.2重点污染地段

1)北堰监测点。位于太原化工区,1982年水化学类型为SO4·HCO3—Ca·Mg型,矿化度0.63 g/L,2011年地下水类型为Cl—Ca·Mg型,矿化度0.95 g/L。从表1中可以看出,主要离子含量中变化较大的Cl增加了209.2 mg/L,SO42-减少了163.6 mg/L,HCO3减少了102.3 mg/L。1982年到2011年地下水始终为Ⅴ类水,多次检出酚超标,地下水持续受到污染。

2)武家庄监测点。位于晋阳湖北部,地下水由1984年SO4—Ca·Mg型水,矿化度3.35 g/L,转变为2011年Cl·SO4—Ca·Na·Mg型水,矿化度3.36 g/L。从表1中可以看出,1984年有溶解总固体、SO42-、Cl、Na+四项超标,至2011年总硬度、溶解总固体、SO42-、Cl、Na+五项超标,水质呈持续恶化。综合评价该范围浅层水为Ⅴ类极差水,地下水属重度污染。

3)小站监测点。位于晋阳湖南部,水化学类型由1982年SO4·HCO3—Ca·Mg型水,矿化度0.8 g/L,转变为2011年SO4—Ca型水,矿化度2.62 g/L。从表1中可以看出,1982年SO42-含量377 mg/L,为Ⅴ类水,至2011年SO42-、总硬度、溶解总固体三项超标,SO42-含量增加1 213 mg/L,水质持续恶化,属重度污染，综合评价为Ⅴ类水。

3.2 深层水水质动态

深层地下水监测点的主要离子含量统计结果如表2所示。

表2深层地下水监测点主要离子含量统计

Table 2Major ions concentration of groundwater in the deep aquifers(mg·L-1)

项目监测点位西张—太钢水源地西山地区南屯化工水源地北营地区1983年2011年1983年2011年1982年2011年1982年2011年 TDS190380600810420420530520 K++Na+14.322.53934.365.851.1115.6105.7 Ca2+69.579.2125.318767.161.151.153.3 Mg2+25.531.638.343.221.324.928.929.2 Cl9.929.426.686.926.662.472.765.9 SO42-26.460211.132960124117.7106 HCO3314.3320323.4262360195289.9325

3.2.1西张—太钢水源地

西张—太钢水源地,1983年水化学类型为HCO3—Ca·Mg型水,矿化度0.19 g/L,2011年水化学类型为HCO3—Ca·Mg型水,矿化度0.38 g/L。主要离子含量均有所增加,其中SO42-含量增加33.6 mg/L,Cl含量增加19.5 mg/L。地下水由1983年的Ⅱ类水下降为2011年的Ⅲ类水,水源地水质受到污染。

3.2.2西山地区

西山地区水化学类型由1983年的HCO3·SO4—Ca·Mg型水,矿化度0.60 g/L,转变为2011年的SO4·HCO3—Ca型水,矿化度0.81 g/L,Ca2+、SO42-含量有较大增加。从表2中可以看出,1983年各项指标均不超标,2011年超标项目主要为总硬度、SO42-,水质变差,综合评价为Ⅴ类水,作为饮用水源时,应先作处理。

3.2.3南屯化工水源地

南屯化工水源地水化学类型由1982年的HCO3—Ca·Na型水,矿化度0.42 g/L,转变2011年的HCO3·SO4—Ca·Na·Mg型水,矿化度0.42 g/L。从表2中可以看出,1982年到2011年,SO42-含量增加了64 mg/L,Cl含量增加了35.8 mg/L,其余项目离子含量变化不大。总体上地下水水质呈下降趋势,单各项指标均未超标。

3.2.4北营地区

北营地区水化学类型由1982年的HCO3—Na·Ca型水,矿化度0.53 g/L,转变为2011年的HCO3—Na·Ca型水,矿化度0.52 g/L。从表2中可以看出,1982年到2011年间,各离子含量变化不大,水质动态基本稳定。但是该区范围内的地下水中氟化物含量较高,1982年F含量1.6 mg/L,2011年F含量1.13 mg/L,为F单项超标地下水,水质评价为Ⅳ类。

3.3 岩溶水水质动态

岩溶地下水监测点的主要离子含量统计结果如表3所示。

表3岩溶地下水监测点主要离子含量统计

Table 3Major ions concentration of groundwater inthe karst groundwater monitoring stations(mg·L-1)

项目监测点位上兰水源地枣沟水源地晋祠泉1982年2011年1992年2011年1982年2011年 TDS270350180200840930 K++Na+1327.310.9211.820.526.8 Ca2+62.165.180.234.1117.7190Mg2+19.524.910.921.335.352.9 Cl829.47.110.316.822.7 SO42-28.877.83723.1253.9531 HCO3268.5244276193233.4214

3.3.1上兰水源地

上兰水源地水化学类型为HCO3—Ca·Mg型水,1982年矿化度0.27 g/L,2011年矿化度0.35 g/L,为Ⅲ类水。从表3中可以看出,1982年到2011年,SO42-含量增加了49 mg/L,增长了170%,Cl含量增加了21.4 mg/L,增长了268%,2011年检出NO2(0.107 mg/L),且总硬度、溶解总固体均有较大幅度增加,地下水受到污染,水质呈下降趋势。

3.3.2枣沟水源地

枣沟水源地水化学类型由1992年HCO3—Ca型水,矿化度0.18g/L,转变为2011年HCO3—Mg·Ca型水,矿化度0.2 g/L。从表3中可以看出,总体上主要离子含量中Ca2+、Mg2+、Cl、SO42-有较大变化幅度,Ca2+减少58%、Mg2+增加95%、Cl增加45%、SO42-减少38%。但总体上离子含量绝对数量水平仍然较低,水质优良,为Ⅱ类水。

3.3.3晋祠泉

晋祠泉现为人工回灌水,水化学类型由1982年SO4·HCO3—Ca·Mg型水,矿化度0.84 g/L,转变为2011年SO4—Ca·Mg型水,矿化度0.93 g/L。从表3中可以看出,1982年到2011年除HCO3减少19.4 mg/L外,其余均有所增加,1982年SO42-、F含量超标,为Ⅳ类水。2011年,SO42-、NO2、总硬度和溶解总固体四项指标超标,为Ⅴ类水,水质有进一步恶化趋势。

4 结论

1)从浅层水地下水水位动态上看,洪积倾斜平原和冲积倾斜平原区水位动态主要受大气降水的影响,个别地段由于受深层地下水开采的影响,对深层地下水有越流补给作用。从水质特征上看,浅层水西张—太钢水源地水质为Ⅲ类,水质较好。重点污染地段水质均为Ⅴ类,污染严重，水质整体呈下降趋势，因此保护和合理利用浅层地下水资源问题仍然十分严峻。

2)从深层地下水水位动态特征上分析,深层水的动态类型受开采和地下径流双重影响,动态曲线呈波状起伏,开采量大时,水位下降,反之,水位回升。从水质上分析,深层水西张—太钢水源地水质较好,化工水源地次之,西山最差。通过近三十年深层地下水水质动态特征监测,深层地下水水质总体呈下降趋势,应继续加强深层地下水的保护工作。

3)从岩溶水水位动态特征上分析,受开采和地下径流双重影响,岩溶水水位动态曲线呈波状起伏,总体呈下降趋势。从水质上看，因其埋藏较深、不易受地表水及人类活动影响整体上水质较好。但由于近年来人类活动的加剧,水质呈下降趋势,尤其是晋祠泉水质很差,应继续加大治理工作的力度。