呼和浩特盆地地下水演化特征研究

趙瑞科 曹文庚 楊會峰 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動態監測數據，選取呼和浩特盆地山前至平原中部典型剖面為研究對象，分析不同地貌單元地下水水位動態變化及其水文地球化學演化特征。結果表明：研究區深層、淺層地下水水位持續下降，礦化度不斷升高；沖洪積扇與平原交互帶深層、淺層地下水水化學特征差別逐漸加大，而平原中部深層、淺層地下水水化學特征差別逐漸縮小；2005-2015年平原區地下水濃縮程度逐漸增大，受到的側向徑流補給的地下水量由原來的緩慢增加轉變為快速減少；2005年以前，淺層地下水氧化還原條件向偏氧化環境轉化，2005年以后逐漸向還原環境轉化，而深層承壓水的氧化還原條件基本保持穩定。

關鍵詞：地下水；水位；離子比；水文地球化學演化；呼和浩特盆地

中圖分類號：TV21.1+2 文獻標志碼：A doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2018.05.017

地下水是人類生產生活的主要水源之一，在國民經濟建設和社會發展中起著重要作用。呼和浩特是我國北方嚴重缺水城市，近30a來隨著社會經濟的不斷發展，人們對地下水的需求量日益增加。地下水長期超采造成淺層地下水疏干、承壓水轉無壓、區域地下水降落漏斗范圍擴大、淺層地下水礦化度及硬度增大等環境地質問題。截至2011年，呼和浩特淺層水疏干區域面積約64.56km2，承壓水無壓區面積52.33km2[1]。目前，國內多位專家學者針對呼和浩特盆地地下水問題開展了多方面的研究：在含水層結構及沉積環境方面，研究區含水層結構的特殊性，以及雙層結構承壓水對淺層水的山前側向徑流補給的襲奪是呼和浩特盆地環境地質問題形成和發展的主要原因川；在地下水水位動態變化方面，開采量對地下水水位的影響是顯著的，遠大于降水量的影響[2]，承壓水的下降速率遠大于潛水的[3]；在水文地球化學方面，淺層地下水中HCO32-和Ca2+的絕對含量較高，為地下水中的主要離子[4]。綜上，呼和浩特盆地地下水流場及化學場某一時間點的研究或者某一階段的研究已經取得了豐碩的成果，但缺乏長序列的特別是呼和浩特盆地自然流場狀態的研究。因此，筆者利用收集的近30a呼和浩特盆地的水位及水質監測數據，以盆地內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象，進行地下水歷史演化特征研究，以期為研究區地下水可持續開發利用規劃的制定提供理論支撐。

1 數據來源及研究方法

1.1 研究區概況

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

第四系孔隙含水系統為研究區內主要含水層，可劃分為兩種類型的含水層結構：山前單一含水層結構和平原區雙層含水層結構。研究區地下水徑流方向為由西北向東南。山前單一含水層結構地下水主要接受山區側向徑流的補給，側向補給方式主要為溝谷和河谷潛流，單一含水層結構潛水從山前向平原區流動，在淤泥質黏土層邊界以側向徑流形式分別補給淺層地下水和深層承壓水，其主要排泄方式有側向徑流和人工開采兩種。平原區雙層含水層結構中的淺層地下水主要接受山前單一結構潛水的側向補給，其次為大氣降水入滲、河道入滲等，主要排泄方式為側向徑流、潛水蒸發、垂直向下越流和人工開采等。平原區雙層結構中的深層承壓水主要接受山前單一結構潛水的側向補給，主要排泄方式為人工開采和側向排泄。根據《內蒙古自治區水資源公報》，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構潛水水位變化情況，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剖面對研究區內地下水演化特征進行分析。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構含水層過渡為雙層結構含水層（見圖1）。由于監測時間較長，因此監測數據有間斷，考慮數據的合理性，根據地貌單元及含水層結構，沿剖面選取內蒙古地質環境監測院長觀孔H11、H24、H25、H135、H147進行分析。其中：H11位于山前單一含水層結構區域；H24、H25位于山前沖洪積扇與沖洪積平原交互帶，H24為淺層地下水監測孔，H25為深層承壓水監測孔；H135、H147位于平原中部，H135為淺層地下水監測孔，H147為深層承壓水監測孔。本文選取各個監測點1985-2015年8月平均水位及水化學數據進行分析討論。

2 結果與分析

2.1 水化學特征

Piper三線圖可以客觀反映研究區的水化學特征。從圖3可以看出，研究區地下水陽離子以Ca2+、Mg2+為主，陰離子以HCO3-為主，主要水化學類型為HCO3-Ca·Mg型。對比1985年和2015年Piper三線圖可知：1985年與2015年的地下水水化學類型變化不大，但部分離子含量發生了變化。山前單一結構含水層潛水，2015年相比1985年水質向鹽化方向發展。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生了偏離，說明二者的補給來源發生了變化，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）的連續監測數據（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，淺層地下水表現出良好的水文地質分帶性，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多個水庫及截伏流工程修建完成，因此山前地下水水位大幅度下降，山前單一結構潛水水位此時已下降至平原區雙層結構淺層含水層底板之下，此時平原區雙層結構淺層地下水與山前單一結構潛水已無水力聯系。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給深層承壓水，因此水位下降速率減小，2005-2015年由于研究區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，研究區內地下水水位持續下降，水質逐漸向鹽化方向發展，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、側向補給量的改變、地下水環境的變化和人類活動等。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離子之間的關系可以用來判斷地下水總鹽度的量級，并且Na/Cl值可以反映地下水濃縮程度[5-6]。20世紀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。這是研究區淺層地下水2005-2015年TDS急劇升高的一個重要原因。

20世紀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。山前沖洪積扇地區深層承壓水Na/Cl值為1.32～1.91，變化不大，因此山前單一結構潛水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，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，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年前呼和浩特城區主要位于交互帶，此處在人類活動影響下地下水開采量最大，水位下降較快，濃縮作用增強；2005年以后，隨著城市逐漸向南發展，原來北部老城區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域。

3.2 側向補給量的變化

HCO3/Cl值可以反映地下水受HCO3型地表水入滲補給的影響和程度，以及地下水受降水補給的程度[6]，也可以側面反映地下水接受側向徑流及降水補給量的大小。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向徑流補給量最大。2005-2015年HCO3/Cl值表現為大幅度下降，其中交互帶年均下降速率最大，達到0.668/a，表明2005-2015年呼和浩特盆地雙層結構淺層地下水接受山前側向徑流的補給量大幅減少，特別是交互帶淺層地下水受到的山前側向徑流補給量由增大轉變為急劇減小，此時淺層地下水呈上層滯水狀態，水位變化微弱。由于交互帶地下水受濃縮作用的影響強烈，且得不到水量補給，因此礦化度急劇升高。

20世紀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，其中山前沖洪積扇地區HCO3/Cl值下降幅度最小，說明山前側向徑流補給量及降水補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，原因是這一時期淺層地下水越流補給深層承壓水[1]。2005年之后HCO3/Cl值快速下降，下降速率達到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向徑流補給量不斷減少，因此2005-2015年深層承壓水水位急劇下降。

3.3 地下水環境的變化

cvso4值變化可以表征地下水氧化還原環境的變化，進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，表明各地貌單元淺層地下水不斷向氧化環境轉化，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，其中山前沖洪積扇區域上升幅度最小，表明此地貌單元地下水氧化還原環境基本穩定不變，而交互帶及平原中部淺層地下水Cl/SO4值出現較大幅度的上升，說明2005年以后淺層地下水轉而向還原環境轉化，地下水的可更新性逐漸降低。

20世紀80年代至今，深層承壓水Cl/SO4值相對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境發展；平原中部深層地下水Cl/SO4值基本不變。

3.4 人類活動的影響

地下水開采量不斷增大，山前地下水水位持續下降，造成交互帶淺層地下水疏干，從而北部山前側向徑流補給淺層含水層的水量急劇減少，同時研究區位于呼和浩特城區，地面硬化率較高，垂向入滲被阻隔，因此深、淺層地下水水化學特征差別逐漸增大。受人類活動影響，平原中部淺層地下水與深層承壓水水力聯系加強，因此兩者水化學類型逐漸變為一致。

4 結語

（1）研究區水化學特征隨時間不斷變化，淺層及深層地下水不斷向鹽化方向發展，由水化學類型變化可以看出：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系加強，兩者水化學類型逐漸變為一致。

（2）1985-2005年，區域淺層地下水濃縮作用不斷增強，山前側向徑流補給量逐漸增大，其中交互帶淺層地下水接受山前的側向徑流補給量最大，地下水氧化還原條件逐漸向氧化環境轉化；2005-2015年，研究區淺層地下水濃縮作用進一步增強，山前側向徑流補給量大幅減小，地下水環境逐漸向還原環境轉化，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向徑流補給量最小，山前沖洪積扇潛水氧化還原條件基本穩定。

（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向徑流補給量相對較大；1985-1995年盆地內深層承壓水濃縮作用強度不斷增大，山前側向徑流補給量逐漸減小，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度小幅上升，受到的補給量小幅升高。2005年以后深層承壓水的濃縮作用強度繼續增大，平原中部濃縮作用最強，山前側向徑流補給量大幅度減小。1985-2005年深層承壓水的氧化還原環境基本無變化，2005-2015年交互帶深層承壓水逐漸向還原環境轉化。

參考文獻：

[1]曹文庚，張翼龍，李政紅，等.呼和浩特市大青山山前傾斜平原地質環境問題形成機理研究[J].現代地質，2013，27（2）：468-474.

[2]袁野，張翼龍，王貴玲，等.呼和浩特市平原區地下水水位動態與降雨量及開采量的互饋效應[J].中國農村水利水電，2013（7）：40-43.

[3]楊平亮，將振蛟，趙宜婷，等.呼和浩特市地下水水位動態變化及趨勢預測研究[J].水文地質工程地質，2009，36（4）：46-49.

[4]張翼龍，王麗娟，王文中，等.呼和浩特市淺層地下水水化學特征演變規律[J].南水北調與水利科技，2010，8（6）：14-17.

[5]馮欣，張亞哲.深州地區地下水離子比例系數分析研究[J].中國農村水利水電，2014（4）：18-20，24.

[6]MCMAHON Gerard Armstrong. An Integrated Hydrogeologi-cal/Hydrogeochemical Approach to CharacterisingGroundwater Zonations Within a Quaternary Coastal DeltaicAquifier：the Burdekin River Delat[D].North Queensland：Queensland University of Technology，2004：139-152.

[7]張揚，郭華明，賈永峰，等.內蒙古河套平原典型高砷區地下水中砷的演化規律[J].水文地質工程地質，2017，44（2）：15-22.

[8]曹劍鋒，池寶明，王文科，等.專門水文地質學[M].3版.北京：科學出版社，2006：92-116.

[9]CAO W G，GUO H M，ZHANG Y L，et al. Controls of Pa-leochannels on Groundwater Arsenic Distribution in ShallowAquifers of Alluvial Plain in the Hetao Basin，China[1].Science of the Total Environment，2018（1）：958-968.