初析鄂尔多斯高原浅循环地下水水位动态

2011-06-06崔旭东王晓勇陶正平

地下水 2011年5期

崔旭东，王晓勇，陶正平

(中国地质调查局西安地质调查中心，陕西西安 710054)

鄂尔多斯高原地处我国内陆高原，区内蕴藏着极为丰富的煤、石油、天然气等能源矿产，是中国正在建设的重要能源化工基地［1］。随着能源基地的建设，人民生活水平的不断提高，区内地下水资源的利用将逐年增加。但是，任何地域的地下水资源都是有限的，并不是“取之不尽，用之不竭”的。因此，为了地下水资源的可持续利用和当地经济的可持续发展，有必要对区内地下水水位动态变化规律及其主要影响因素进行分析和研究，以便为地下水资源的合理利用和管理?提供科学的决策依据。

在巨厚的鄂尔多斯高原白垩系—第四系含水系统中，浅循环系统体积虽然仅占整个含水系统的20%，但循环量约占整个含水系统循环量的80%［2］，因此浅循环地下水是区内最主要的地下水开采目的层和潜力层。本文在对鄂尔多斯高原浅循环地下水水位动态定性分析的基础上，基于水箱模型对其成因机制进一步进行了分析，从而对定性分析的可靠性进行了验证。

1 研究区概况

鄂尔多斯高原属干旱-半干旱区，降雨量由南到北依次递减，多年平均降雨量300 mm。潜在蒸发能力很高，多年平均在 2 000 mm-3 200 mm 之间［3］。

研究区内分布三条主要的河流:摩林河、都思兔河以及无定河。这些河流主要由地下水补给［3］。区内大部分湖泊是地表径流汇集区和地下水的排泄区，56个湖泊的面积大于1 km2。主要的地质单元为白垩系保安群的砂岩，其上覆盖第三系泥岩及第四系松散沉积物。由于在区域上没有连续稳定的隔水层，上部第四系地下水与下伏白垩系地下水共同构成大厚度(最厚达1 000 m以上)单一的含水层系统。大气降水为该系统地下水的主要补给源，地下水径流受四十里梁和新召梁的控制，分别向北、东、西三个方向的三条主要河流排泄(摩林河，都思兔河和无定河)。在垂向上可以划分为三个水流系统，即浅、中和深循环系统(图1)。浅循环系统的地下

图1 鄂尔多斯高原地下水流动系统模式图

水径流速度快，循环深度在100～250 m之间。中间循环系统的地下水循环速度较慢，循环深度在300 m。深循环系统的地下水径流速度非常缓慢，其循环深度在500～1000 m之间［4］。

2 水位动态变化特征及影响因素分析

目前研究区浅循环地下水的开采程度还很低，实际开采量每年在8亿m3左右［5］，仅占可采资源量的15%，因此水位动态总体上表现比较稳定，年际上水位变幅一般不会超过1 m(图2)，这应该是研究区浅循环地下水仍基本处于天然状态的反映。年际间的水位动态变化主要受降水的直接影响，降水量多的年份水位抬升，降水量少的年份水位降低，高水位(低水位)的出现年份与降水多(少)的出现年份相同。

图2 GM50地下水位与降水动态

浅循环地下水年内水位动态具较明显的季节性变化(图3)，年内水位动态总体表现为雨季前水位不断降低，雨季后水位不断抬升，说明地下水主要受降水和蒸发作用控制。每年3月份～7月份，地下水得到的补给量很少，气温逐渐回升，蒸发强烈，处于不断径流、排泄之中，水位持续下降;8月份～10月份随着雨季降水量增多，补给量增加，水位逐步回升;11月～次年2月降水量稀少，地下水得到很有限的补给量，但蒸发微弱，水位总体呈动平衡状态，保持稳定。11月～次年2月水位总体呈动平衡状态，保持稳定。

图3 TL13地下水位与降水蒸发动态

3 水位动态成因机制分析

前述的定性分析中认为，研究区浅循环地下水水位动态主要受降水和蒸发条件的控制。这样的地下水水位动态特征可以视为是降水-蒸发因子动态的一种响应。那么把降水—蒸发因子作为输入，把地下水位动态作为输出，则可以建立一个水箱模型来解释地下水的水位动态成因机制。

建立的水箱模型结构如图4，地下水接受降水入渗补给、存在蒸发排泄，并受到一个补排控制高程的影响。补排控制高程反映监测孔所测量的地下水位受到区域外来补给或区域向外排泄的影响，也可以是地下水系统外界对监测孔水位的综合影响。

水箱模型的控制方程可以写为

利用水箱模型的控制方程对研究区TL13孔的水位动态进行了初步解译。解译结果如图5，可以看出，基于水箱模型的单孔动态解译模型能够较好的再现浅循环地下水位的季节性动态特征:3月～7月地下水蒸发比较强烈，超过了降水入渗补给强度，地下水位持续下降;到了8月份～10月份，潜水蒸发减弱，降水入渗补给增强，地下水位又开始回升。这进一步验证了研究区浅循环地下水的水位动态主要受降水和蒸发条件的控制。