西辽河平原地下水资源

西辽河平原地下水资源
及其环境问题调查评价重要进展
（2003-2005年）
一、遥感解译　
完成了全区８０年代初期荒漠化解译及与现状解译结果的对比，完成文字报告及附图。

解译精度为１∶２５万，成图比例尺为１∶５０万。

　
所成图件包括：遥感解译构造图、遥感解译地貌图、遥感解译地表水系分布图、遥感解译土地利用现状图、遥感解译荒漠化现状图、遥感解译荒漠化动态评价图、遥感解译植被类型现状图、遥感影像图。

其中内蒙古部分内容齐全，吉林部分较好，辽宁部分仍有待改进。

　
二、基础地质　
１、统一了第四纪地层的划分标准和方案　
不同省、不同地质专业于不同年代，为不同目的在西辽河工作区内做了大量地质工作，对区内地层、构造做了不同程度的研究，特别是１∶２０万区域水文地质调查工作，分别对各幅第四纪地层的岩性组合、成因类型、孢粉化石、时代归属、冰期、间冰期及构造进行了划分，为后期开展各项地质工作奠定了良好的基础。

但是，由于上述几个不同因素的存在，长期以来，没有进行区域内系统的地层、构造的划分和研究，地层方面岩性组合、成因类型、时代和单元划分的矛盾、错误仍未解决。

导致区内第四纪地层的区域划分、对比混乱，资料利用困难。

构造格架和构造单元划分不详。

针对上述情况，为建立该区地下水资源评价概念模型和区域地质结构模型，在做区内１７条控制性地层剖面当中，对所涉及的一百多个钻孔的原
始资料，进行了反复的清理、核查、修改，从岩性组合、成因类型、接触关系、孢粉化石、时代归属、冰期、间冰期、岩相古地理、区域对比划分等方面，进行了系统的、全面的研究，统一了第四纪地层的划分标准和方案，解决了原来的混乱、矛盾、错误问题，使其趋于完善、合理，提高了第四纪地层的研究程度。

　
２、编绘了统一的地质图和地质构造图　
在系统搜集地质、水文、石油、物探、遥感等方面的地质、构造资料基础上，综合研究各方面的划分方案，利用１∶２０万地质图、水文地质图及第四纪地质图、遥感解译图等资料，重新编绘了工作区１∶２５万、１∶５０万地质图、１∶５０万地质构造图（见图１、２）。

　
图１ 西辽河平原（内蒙古部分）地质及第四系地质图　
图２ 西辽河平原（内蒙古部分）地质构造纲要图　
３、重新确定了部分有问题地层的时代　
（１）第四系全新统风积沙土在不同１∶２０万图幅划分方案不同，有的划为Ｑｈ２ｅｏｌ，有的划为Ｑｈ１ｅｏｌ，通过综合研究各图幅和钻孔资料及项目野外验证，全新统风积沙土实际分为早、晚两期，早期多形成半固定沙丘或沙地，覆于全新统老湖沼积（Ｑｈ１ｌ＋ｈ）和全新统老冲湖积（Ｑｈ１ａ　ｌ＋ｌ）及全新统老冲积（Ｑｈ１ａｌ）之上；晚期活动、沙化，形成半固定－－活动沙丘，覆于全新统新湖积（Ｑｈ２ｌ）和全新统新湖沼沉积（Ｑｈ２ｌ＋ｈ）及全新统新冲湖沉积（Ｑｈ２ａ　ｌ＋ｌ）之上，鉴于图面无法重新圈定界线，现仅表示为Ｑｈ１ｅｏｌ。

不反映Ｑｈ２ｅｏｌ。

　
（２）关于第四系冰期和间冰期的划分问题，前人划分四个冰期和三个间冰期，通过钻孔剖面图对比，认为本区只有三个冰期和两个间冰期。

在做钻孔剖面中，发现在盆地不同地区大青沟组冲湖积层之下均有一套冰水沉积物，原分别称为乃林组和白土山组，已知乃林组分布在赤峰地区，且
覆于午城组之上，西辽河平原未见此关系。

仅见被大青沟组所覆之关系，故将二者归并统称为白土山组。

白土山组的时代划分问题，该组始建于１９５９年全国地层会议，时代为早更新世，建组剖面在嫩江白土山台地，１９８０年，初本君据古地磁８９０－９５０ｋａ和热发光测年８１０±４２ｋａ划为中更新世早期，１９９１年内蒙古地质志将其划为中更新世，中国地质年代表（２００２年）将白土山组视为早更新世同期单位。

结合前人划分方案和与老府冰期区别，将其定为中更新世。

　
三、地下水开采现状　
采用实地调查、访问，搜集地方水利部门资料及试验等手段，确定不同用水项目的用水定额，然后根据用水定额和地方统计部门提供的国民经济发展现状数据计算全区地下水的现状开采量。

按计算分区及旗县统计出区内地下水现状开采量。

　
Ｑ牧业开采
５％
Ｑ４％Ｑ图３ 地下水现状开采量组成图　
注：科尔沁区的工业用水量为４１８０×１０４ｍ３包括在Ｑ农业开采中，城镇人口用水量为３６８０×１０４ｍ３包括在Ｑ农区人畜饮用中，其它旗县的工业用水量为２４９０×１０４ｍ３包括在Ｑ农业开采，城镇人口用水量包括在Ｑ农区人畜饮用中。

Ｑ２％
Ｑ８％Ｑ３％
ＱＱ侧向流入量
图4 地下水补给量组成图
四、地下水资源计算　
区内天然补给量由大气降水入渗量、地表水灌溉入渗量、水库渗漏量、干渠入渗量、河流入渗及地下水侧向径流量组成，根据均衡计算分别按计算分区和旗县统计出各区（旗县）的天然补给量。

　
根据区内的富水性分区及分布面积，按两种方法计算开采资源，即单位涌水量大于５ｍ３／ｍ·ｈ的区域用稳定流水位削减法计算开采资源，单位涌水量小于５ｍ３／ｍ·ｈ的区域用稳定流平均布井法计算开采资源（图５），设计降深均为５ｍ，年开采时间为９６０ｈ，分别按计算区和旗县计算出相应的开采资源量。

　
图５ 地下水富水性分区图　
图６ 开采资源与现状开采量对比图（按计算区统计）　
五、地下水潜力分析　
基本查明了西辽河平原区的水文地质条件及开采现状，对全区地下水的天然资源及可开采资源进行了评价，在此基础上依据《县（市）区域水文地质调查基本要求》的规定进行区域地下水开采潜力分析。

地下水的开采潜力可用开采潜力指数（Ｐ）作为判定指标：　
Ｐ＝Ｑ允／Ｑ开　
式中：Ｐ：地下水开采潜力指数　
Ｑ允：地下水允许开采量（１０４ｍ３／ａ） Ｑ开：地下水已开采量（１０４ｍ３／ａ）　
判定标准为：　
Ｐ＞１．２ 有开采潜力区　１．２≥Ｐ≥０．８ 采补平衡区　Ｐ≤０．８ 潜力不足区　
依据上述公式进行计算，结果见表２，并根据表中数据编制出开采潜力　
０
２４６８１０１２１４１６１８教来河计算区老哈河计算区乌力吉木仁
河计算区西拉木
沦河计算区西辽河闭流区计算区西辽河
干流计算区秀水河计算区养畜牧河计算区
资源计算区
Ｑ开采资源Ｑ现状开采
分区图（图７）。

　
图７ 开采潜力分区图
现状开采量　乌力吉沐仁河三级地下水子系
乌力吉沐仁河计算区　
表2 地下水开采潜力统计表　
三级地下水子系统　计算计算区　（１０４ｍ３／a ）　允许开采量　
（１０４ｍ３／a ）　Ｐ　
养畜牧河三级地下水子系统　养畜牧河　２９５２.８３　１００３３．００　３．３９　秀水河三级地下水子系统　
秀水河　
９０９３.４４　１３４６９．５３　１．４８　统　
２１０９５.８４　６６７０２．０５　３．１６　教来河计算区　
２０１７９.５０　３２６７８．６０　１．６２　老哈河计算区　
６１４５.４４　２３８４９．２９　３．８８　西拉木伦河计算区　
５７０２.７４　３５６６０．３７　６．２５　西辽河闭流计算区　３２５５９.１１　６９８１０．０５　２．１４　西辽河主流三级地下水子系统　西辽河干流计算区　
１８３３６０.３８　
１６０２８４．２６　０．８７　
六、数据库建设　
数据库录入工作自２００３年底开始，现录入工作已近尾声。

录入内容包括对２００３年、２００４年、２００５年野外地质调查工作所取得的野外资料的入库和对以往钻孔资料收集整理的录入两部分。

所使用的软件部水文地质研究所提供的录入界面。

　
七、通辽市地下水降落漏斗　
本次工作搜集到科尔沁区１９６４、１９７６、１９７７、１９７８、１９８５等６个时期的等水位线图，２００３年枯水期又进行了实测，尽管每次工作的工作区范围及工作目的不尽相同，对该漏斗的认识有一定差异，但对该降落漏斗的总体发展趋势认识是一致的。

根据对６个时期地下水降落漏斗变化趋势图（见图８、图９）及剖面图（见图１０）的分析，将该降落漏斗的中心点坐标，漏斗中心水位标高、降落漏斗面积等参数列于表３。

　
表３ 通辽市科尔沁区地下水降落漏斗动态变化统计表　年份　漏斗中心坐标　漏斗中心水位标高（ｍ）　漏斗分布面积（ｋｍ２）　Ｘ＝４８３１７８３．４３　
１９７６　
Ｙ＝２１４４４５０８．６５　
１６７．２４　４６３．４２　
Ｘ＝４８３２５４５．２２　
１９７７　
Ｙ＝２１４４４７９８．５６　
１６８．１２　３００．１５　
Ｘ＝４８３２０６５．９９　
１９７８　
Ｙ＝２１４４４１６１．１７　
１６８．８１　３３４．６５　
Ｘ＝４８３１７１２．４７　
１９８５　
Ｙ＝２１４４３２２９．６９　１６４．５５　
９０．１６（因工作区面积有限漏
斗面积不全）　
Ｘ＝４８３０８３０．００　
２００３　
Ｙ＝２１４５１９３５．００　
１６３．１６　１２９０．２１　通过对图表分析可得出如下规律：七十年代以前本区不存在降落漏斗（如１９６４年等水位线图），该降落漏斗的形成与发展大致经历了三个时期。

　
． 图８ 通辽地区地下水降落漏斗演变立体图　
图９ 通辽地区地下水降落漏斗发展变化图
． 图１０ 通辽市６０年代至２００３年地下水水位变化剖面图　
第一时期：降落漏斗形成初期，该漏斗大致形成于７０代中期，以１９７７年为例，漏斗中心点坐标为Ｘ＝４８３２５４５．２２，Ｙ＝２１４４４７９８．５６，漏斗中心水位标高Ｈ＝１６８．１２　ｍ。

漏斗分布区面积Ｍ＝３００．１５ｋｍ２。

　
第二时期。

漏斗中心水位急剧下降期，以１９８５年为例，漏斗中心点坐标为Ｘ＝４８３１７１２．４７，Ｙ＝２１４４３２２９．６９，漏斗中心水位标高Ｈ＝１６４．５５ｍ。

漏斗分布区面积Ｍ＝９０．１６ｋｍ２。

该时期有两条等水位线处于封闭状态。

　
第三时期：漏斗中心水位稳定漏斗面积扩大期，以２００３年资料为例，漏斗中心点坐标为Ｘ＝４８３０８３０．００，Ｙ＝２１４５１９３５．００，漏斗中心水位标高Ｈ＝１６３．１６ｍ。

漏斗分布区面积Ｍ＝１２９０．２１ｋｍ２。

　
综上所述：七十年代以前本区工农业均不发达，地下水开采规模较小；七十年代以后本区的工农业均有了较大发展，地下水的开采量逐年增加，由于当时地下水的开采处于无序状态，造成局部地段开采量过大，到七十年代中期就形成了该漏斗；到８０年代区内工业开采量急剧增加，漏斗中心水位持续下降，其中有两条以上的等水位线处于封闭状态，该时期是降落漏斗发展最严重的时期；　８０年代以后大部分工厂倒闭，工业开采量减少，漏斗中心水位有所回升，但由于地表水资源量的减少（西辽河经常断流）及农业开采量的增加，降斗中心逐渐东移，面积不断增大。

　
八、地下水水化学场基本特征　
西辽河平原地下水属开放系统，其地下水水质主要受地貌、包气带及含水层岩性、气象、径流条件和人为因素影响。

水化学场沿地下水径流方向，水平分带比较明显。

根据本次工作取样分析，地下水水质绝大部分属于低矿化度的重碳酸型水。

ＰＨ值在６．７８—９．０５；ＴＤＳ在０．０８—２．１２之间。

其基本特征是：　
（１）　阴离子类型比较单一，重碳酸型占绝对优势。

反映潜水循环条件良好的特点。

　
（２）　阳离子类型相对比较复杂，钙钠型占优势。

阳离子类型是影响潜水水化学类型分布和变化的基本因素。

　
（３）　矿化度低，多小于１ｇ／Ｌ。

　
１、ＴＤＳ　
地下水绝大部分地段ＴＤＳ（即溶解性固体总量ｔｏｔａｌ　ｄｉｓｓｏｌｖｅｄ　ｓｏｌｉｄｓ以下简称ＴＤＳ）＜１ｇ／Ｌ。

　仅科左中旗图布信镇、敖力布皋苏木东部，腰林毛都苏木以北小片地区，以及奈曼旗大沁他拉镇—长胜乡一带ＴＤＳ＞１ｇ／Ｌ。

从
本次工作取样情况看，最高值出现在巴林右旗宝日勿苏苏木德日苏，ＴＤＳ为２．１２ｇ／Ｌ。

　
２、水化学类型　
区内水化学成分相对简单，绝大多数为ＨＣＯ３型水，阳离子类型相对复杂，是影响潜水水化学类型分布和变化的基本因素。

　
区内水化学类型主要有：ＨＣＯ３—Ｃａ？Ｎａ型、ＨＣＯ３—Ｃａ型、ＨＣＯ３—Ｃａ？Ｍｇ型、ＨＣＯ３—Ｎａ？Ｃａ型、ＨＣＯ３—Ｃａ？Ｎａ？Ｍｇ型以及少量ＨＣＯ３—Ｎａ型、　总观西辽河平原，水化学场沿地下水径流方向，水平分带比较明显，从西到东，沿地下水径流方向，水化学类型主要由ＨＣＯ３—Ｃａ？Ｎａ型、ＨＣＯ３—Ｃａ？Ｎａ？Ｍｇ型过渡到ＨＣＯ３—Ｎａ型、ＨＣＯ３—Ｎａ？Ｃａ型，工作区东南则主要分布ＨＣＯ３—Ｃａ型水（图１１、１２）。

　
３、六大离子浓度分布规律　
根据本次工作所取水质分析样分析结果，从ＨＣＯ３－、ＳＯ４２－、Ｃｌ－、Ｎａ＋、Ｃａ２＋、Ｍｇ２＋六大离子等值线图来看，各离子的分布趋势一致，受地貌、气象和人为影响较大，具有明显的分带性，总体规律是西、南、北到平原中部、中东部，各离子含量逐渐增高，与地下水径流方向基本一致，也反映了从平原边部到中心地下水的化学形成作用由溶滤作用为主逐渐变为以蒸发浓缩和离子吸附交替为主。

同时，受自然因素（降水、地表水体等）和人为因素（灌溉、污染等）的影响，各离子浓度的变化又表现出波动性，如在长期地表水灌溉的麦新和受污染影响的通辽市科尔沁区，六大离子含量相对较高。

　
图１１ ７０、８０年代水化学类型分区图　
图１２ 地下水水化学分区图　
地下水化学成分的形成是水与环境长期作用的结果，气象、地貌、岩性以及人为因素是影响地下水化学成分的主要因素。

从六大离子等值线图可以看出，地貌和人为因素是影响本区地下水化学成分重要的因子。

如奈曼旗西部和敖汉旗北部西湖、长胜一带，为地势较低的风积冲积河谷平原。

地势低平，粘土层厚，含水层颗粒细，径流不畅，潜水埋藏浅。

加之气候干旱，地下水蒸发强烈，地下水垂直运动强烈，使潜层地下水盐份富积，
从而造成该区域地下水矿化度和离子含量较高。

与此类似，科左中旗东部，处于新开河和乌力吉木仁河的下游，地形变缓，含水层颗粒变细，水位较浅，并在某些低洼处溢出地表，形成湖淖，由于地下径流不畅，蒸发强烈，地下水的矿化度显著增大，土壤也发生盐渍化。

　
４、地下水水化学场演化规律　
分析７０、８０年代水化学资料，对比本次工作采样分析结果，表明西辽河平原地下水水质总体有变好趋势。

　
西辽河平原（内蒙古部分）的地下水大规模的开发始于７０年代，随着地下水开采强度的加大，地下水水动力条件发生巨大改变，地下水水质向均一化演化趋势明显。

占工作区绝对优势的Ｃａ．Ｎａ型、Ｃａ．Ｎａ．Ｍｇ型水面积，现状年比７０、８０年代有较大增加，与此相反，Ｎａ型、Ｎａ．Ｃａ型面积则明显减少。

而工作区东南部科左后旗一带的Ｃａ．Ｎａ型水，则转化为Ｃａ型水。

　
同时，由于地下水的大量开采，，造成地下水位下降，蒸发作用减少，浓缩作用降低，水循环交替作用加快，促进了地下水的淡化，地下水矿化度明显降低。

　
九、土地荒漠化
１、荒漠化生态环境特征和现状　
（１）荒漠化分类系统　
西辽河平原属半干旱生态环境脆弱区，根据中国三北地区荒漠化区域分类与发展趋势综合研究野外地质调查内容—技术要求中的《关于中国三北地区荒漠化分类分级及参考指征表的修订》，将荒漠化土地分为风蚀荒漠化、水蚀荒漠化和盐渍化三大类。

在此基础上，根据荒漠化的程度，每个类型进一步分为五级：非荒漠化、轻度荒漠化、中度荒漠化、重度荒漠化
和严重荒漠化土地。

　
（２）研究区荒漠化总体发育特征。

　
根据２０００年遥感影像解译结果显示，内蒙古西辽河流域土地荒漠化相当严重，荒漠化土地类型多，荒漠化程度高，不同程度的荒漠化土地均发育（见照片１、２）。

研究区各类荒漠化土地面积达４３００３７８．７７ｈｍ２，占研究区总面积的７４．８７％，非荒漠化土地为１１６２２４２．０８ｈｍ２，占总面积的２０．２３％，水域面积为１４８０９３．０５ｈｍ２，占总面积的２．５８％，工矿、城镇居民用地为　
照片１：翁牛特旗东部被流沙覆盖的山体　照片２：库伦旗北部的流动沙丘　
１３３１２９．８２ｈｍ２仅占总面积的
其中风蚀荒漠化土地、
地和盐渍化土壤面积分别
３８７１０３３．０５ｈｍ２、２２２９０．６５ｈｍ２
４０７０５５．０８　ｈｍ２
６７．３９％、０．３９％和７．０９％，
漠化，荒漠化率达７４．８７％（图
荒漠化土地的总体特征为：
（１）研究区风蚀荒漠化土地分布普遍，但区域差异明显。

重度风蚀荒
漠化土地主要集中分布在赤峰市翁牛特旗、敖汉旗等西部地区。

在研究区内由西向东程度逐步减弱。

　
（２）水蚀荒漠化土地集中分布在研究区南部库仑旗、奈曼旗和敖汉旗的黄土台地和黄土丘陵区，在工作区南部呈带状分布。

　
（３）盐渍化土地在工作区内分布范围较广，以大范围的分散，小范围集中为特色，与风蚀荒漠化土地镶嵌分布，分为原生盐渍化和次生盐渍化。

　
十、地下水的同位素分布特征　
本次研究共采集地下水样５２个，其同位素分布范围δＤ为－５９　~　－７６‰、δ１８Ｏ为－６．４~　－１０．７‰、３Ｈ为０．５　~　２８．４９ＴＵ、１４Ｃ为５．６３ ~　７８．２８％，总体来看沿地下水流向变化不大，但不同元素在不同地貌单元、不同流域和不同层位上其分布存在一定的变化规律，主要表现如下：　
１、流向上δ１８Ｏ（潜水）变化不明显。

　
从δ１８Ｏ（潜水）断面图（图１５）可以看出，在不同的取样剖面上潜水δ１８Ｏ均呈现出相似规律，从上游到下游剖面１、２和５呈现出稍有增加的趋势，反映出蒸发作用对潜水同位素的微弱影响，同时显示出西辽河平原浅层地下水是以垂直交替为主。

在局部地区由于水文地质条件不同，δ１８Ｏ也存在较大差别，如：剖面１上ＳＴ５２８样，取样点位于吐尔基山水库附近，距水库约８００ｍ，δ１８Ｏ为－６．４‰，较富氧重同位素，而水库、湖水样δ１８Ｏ为－４．３~－３．４‰，反映出其除接受大气降水补给外还受水库的补给影响；剖面２　上的ＳＴ０２８样，取样点位于林场，开采量较大，水交替强烈，δ１８Ｏ为－１０．７‰，这体现出人类活动对地下水的影响，使其较富氧轻同位素。

　
２、随着地下水的埋藏深度的增加，地下水中Ｄ、１８Ｏ和３Ｈ浓度逐渐减少。

　
把所取样品按不同取样深度（＜２０ｍ，２０－４０ｍ，＞４０ｍ），根据不同的流
域进行统计，结果见表４和图１５。

从表和图中可以看出，西辽河流域、乌力吉沐仁河流域及养畜牧河流域地下水中Ｄ、１８Ｏ和３Ｈ浓度随着取样深度的增加而逐渐减少；教来河流域地下水中３Ｈ浓度显示出相似的特征，但其Ｄ和１８Ｏ浓度却随着取样深度的增加而稍有增大。

　
图１４ 各断面潜水δ１８Ｏ浓度分布图　
表４ 不同流域不同层位同位素统计结果表　
流 域　取样深度　（ｍ）　δＤＳＭＯＷ平均值（‰）　δ１８ＯＳＭＯＷ平均值（‰）　氚平均值（ＴＵ）　Ｃｌ－平均值（ｍｇ／ｌ）　ＳＯ４２＋平均值（ｍｇ／ｌ）　ＴＤＳ　
平均值　
矿化度　
平均值
（ｍｇ／ｌ）　
地表水 －６７．６　－８．７４　２３．５１２　３６．０３　５．４１　３４６．１７　５０５．３３　大气降水 －６４．７　－８．９　１７．６６
＞４０　－７３．８　－１０．２　５．３６　１２．６１　０．６４　２７２．８９　４２３．１２　２０－４０　－７２．４　－１０　７．９７　１２８．７２　１１．４３　３２０．２２　４７０．５４　西辽河　
＜２０　
－６８．５　－９．２　１８．５４　９３．１７　８．０３　４７５．３７　
６６４．４　＞４０　－６８　－１０．４　２．７８　４７．７２　３．６２　４０５．５１　
５９６．５７　２０－４０　－７１．３　－１０．１　１２．１７　２８．４１　１．９　４４０．１１　６８３．１９　乌力吉沐仁　＜２０　－７０．４　－９．６　１４．９３　５４．３３　２．６６　４７９．７　
６６０．０１　
２０－４０　－６９　－９．２　３．１５　８．５２　０　１２６．４６　１９２．６６　养畜牧河　＜２０　－６８　－９　１４．５１　３２．３８　５．０４　３３４．４７　５０４．４７　２０－４０　－６６．５　－９　１２．５３　２７１．０１　４８．１８　１２５０．９２　１６９７．７４　教来河　＜２０　－６７．７　－９．１　２１．５５　２１．９１　２．７９　４１９．０８　６５２．０５　辽河干流　
＜２０　
－６７．５　
－９．５　
９．６５　
９．７　
１．９５　
１９２．７４　２９８．０６　
３、地下水利用程度差的地区，３Ｈ浓度（潜水）相对较低。

　
地下水利用程度差的地区主要包括牧区和沙地区，该区人口稀少，地下水开发利用程度较差，水交替较弱，地下水循环较慢，水中的氚含量相
－１１
－１０
－９－８－７－６－５０
５０１００
１５０
２００２５０３００
３５０δ１８
ＯＳＭＯＷ（‰）
对较低。

由表１６可见，从辽河干流所取样品的氚平均浓度均低于其它地区，另外，珠日河牧场的ＳＴ１７４和ＳＴ５７６的３Ｈ浓度分别为５．８７ＴＵ和６．７４ＴＵ，也低于该流域的其它取样点的３Ｈ浓度。

　
图１５ ３Ｈ浓度与取样深度相关图　
十一、三维地质模型、地下水动态评价模型建设
１、三维地质结构模型　
通过对研究区地质和水文地质条件的分析，参考前人研究成果，考虑到研究区研究精度较低，钻孔较少，难以直接用钻孔生成地质结构模型的特点，为了较真实地反映研究区第四系沉积特征，采取了点线结合的技术手段，布置了涵盖研究区的３０条剖面线（见图１６）。

　
－１６０
－１４０－１２０－１００－８０－６０－４０－２０００
５
１０
１５
２０
２５
３０
３
Ｈ（ＴＵ）
取样深度（ｍ）
图１６ 剖面线平面位置分布图　
在此基础上，利用ＥＡＳＴ软件，建立了该区的三维地质结构模型（图１７），实现了三维可视化功能。

图１７　三维地质结构模型
２、地下水动态评价模型　
１）水文地质概念模型　
概念模型（Ｃｏｎｃｅｐｔｕａｌ　Ｍｏｄｅｌ）是地下水流系统的一种图示方法，通常使用框图和剖面图的形式表示，其目的是简化实际的水文地质条件和组织相关的数据，以便能够分析地下水系统。

本研究建立概念模型的目的主要是为建立地下水流数值模拟模型提供依据，主要有边界条件的概化、含水层结构的概化、地下水流的概化、源汇项的概化和参数分布等。

　
模型范围：　
依据三省区的地下水流场图、地质、地貌图，综合考虑整个工作区范围的水文地质条件，将地下水模拟区范围定为整个西辽河水文地质单元（包括乌力吉沐伦河子系统和西辽河子系统），面积５．９１万ｋｍ２（图１８）。

　
图3
图１８ 西辽河平原地下水模型范围
边界条件：　
侧向边界：根据区内流场特征和地层结构分析，研究区侧向边界类型为流量边界，具体如下：　
北部以松辽地表分水岭为边界，将其概化为隔水边界。

　
西北部边界为大兴安岭东南坡丘陵与倾斜平原的过渡带，部分地段山前断裂较发育，发源于大兴安岭流入工作区的各条河流，其河谷断面，是工作区地下水的主要补给边界。

　
南部敖汉—奈曼—库伦低山及黄土丘陵，为工作区的隔水边界，仅孟克河、教来河、新开河河谷断面可视为定流量补给边界。

　
东北部边界为西辽河子系统与东辽河子系统的分界线，概化为隔水边界。

　
东部边界为东辽河，概化为混合边界。

　
东南部边界西辽河子系统和辽河子系统交汇处，为地下水排泄区，概化为流量边界。

　
垂向边界：潜水含水层自由水面为系统的上边界，通过该边界，潜水与系统外发生垂向水量交换，如接受河渠补给、田间入渗补给、大气降水入渗补给、蒸发排泄等。

浅层和深层含水层通过微弱的越流交换物质和能量，其越流量由浅、深层的水位差、弱透水层在垂向上的渗透系数和厚度决定。

　
垂向结构的确定与概化：　
西辽河平原松散层沉积物以冲洪积和湖积为主，其中具有一定厚度、分布面积较大的砂砾石层构成本区的主要含水层。

在开鲁以西，松散层基本以单一巨厚砂砾卵石含水层为主；开鲁向东，逐渐过渡到多层含水层系统。

根据对地层结构分析，在平面上圈定了弱透水层的稳定分布范围（见图１２）。

相应地，在垂向上将松散层含水系统分为三层（图１９），上层为潜水－微承
压水含水层，底界深度３０—８０ｍ，中部为弱透水层，厚度一般为１－３ｍ，下部为承压含水层，厚约４０－１００ｍ。

其底界为第四系基底。

　
图１９ 剖面垂向结构图　
地下水流动特征：　
本区地下水含水层为第四系松散岩类含水层，地下水在松散岩层中作缓慢运动，其运动规律符合达西定律；由于地下水系统为多层结构，地下水运动可概化成双层流（上层潜水含水层、下层承压含水层），且在地下水开采中，垂向运动明显，浅、深层之间存在流量交换，故地下水系统概化为空间双层结构，地下水为三维地下水流；地下水系统的输入、输出随时间、空间变化，地下水系统为非稳定的分布参数系统；地下水系统参数、补排项随空间变化，体现了系统的非均质性，但没有明显的方向性，所以参数概化为非均质各向同性。

　
综上所述，将研究区地下水系统概化成非均质各向同性、空间双层结构、非稳定地下水流系统。

　
２）数学模型　
对于上述非均质、各向同性、空间双层结构、非稳定地下水流系统，可用地下水流连续性方程及其定解条件来描述。

　
()222000
,,, 0
,,, 0(,,,) x y z x y z z t h h h h S K K K x y z t t x x y y z z h h h h h K K K K p p x y z t t x y z z h x y z t h εµ= ∂∂∂∂∂∂∂
=+++∈Ω≥ ∂∂∂∂∂∂∂ ∂∂∂∂∂ =++−++∈Γ≥
∂∂∂∂∂ =121 ,,, 0 (,,) ,,, 00 n s
n x y z t h
K q x y t x y z t n h h h K n
σΓΓ∈Ω≥∂=∈Γ≥
∂∂−−=∂r r 2 ,,, 0
x y z t
∈Γ≥
式中：O －渗流区域；h －含水层的水位标高（m ）；Kx 、Ky 、Kz －分别为x 、y 、z 方向的渗透系数（m/d ）；Kn －边界面法向方向的渗透系数（m/d ）；S －自由面以下含水层储水系数（1/m ）；µ－潜水含水层在潜水面上的重力给水度；e －含水层的源汇项（1/d ）；p －潜水面的蒸发和降水等（1/d ）；h0－含水层的初始水位分布（m ）；G 0－渗流区域的上边界，即地下水的自由表面；G 1－渗流区域的侧量边界；ñ－边界面的法线方向；q(x,y,z,t)－定义为二类边界的单宽流量（m 2/ d*m ），流入为正，流出为负，隔水边界为0。

Γ２－混合边界，即东辽河；ｈｓ－地表河流的水位标高（ｍ）；σ－河流底部弱透水层的阻力系数，σ＝Ｍ／Ｋｓ，Ｍ为底部弱透水层的厚度，Ｋｓ为河流底部弱透水层垂向渗透系数（ｍ／ｄ）。

值得注意的是，上式第二项为潜水面方程，是非线性方程。

在数值计算中通常不直接求解该方程，而是将潜水面变化引起的重力释水或储水近似处理为垂向补排量。

　
3）网格剖分　
本次工作采用的软件是由德国ＷＡＳＹ公司开发的基于有限单元法的ＦＥＦＬＯＷ软件。

建立研究区地下水流模拟模型，首先要对模拟区进行三角形剖分。

剖分时除了遵循一般的剖分原则（如三角形单元内角尽量不出现钝角，相邻单元间面积相差不应太大），还应考虑如下实际情况：（１）充分考虑研究区的边界、岩性分区边界、行政分区边界等；（２）观测孔、水源地尽量放在剖分单元的节点上；（３）在水力坡度变化较大及重点研究区，剖分时应适当加密。

剖分后的模拟区共２９５４８个结点，４２３１８个单元格（图２０）。

　
研究区的西部地区，含水层是单一巨厚的。

并且在西部及西北部分地区，基岩直接出露，但由于Ｆｅｆｌｏｗ软件对模型结构的要求，含水层在水平。