华北大平原地下水的历史和现状
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图 4 沧州地区地下水 D- 18 O关系图
Chinese Journal of N ature V o.l 27 N o. 6
黄河以北的大平原北部地区, 地下水的分布中还有 一特殊的现象。石家庄向 东至辛集市 浅层地下水的 水 质均为淡水, 而自辛集、任丘、廊坊一线以东直到渤海湾 边, 这个区域内广泛分布的浅层地下水为咸水。咸水体 的厚度在平原西部 小, 一般十米左右, 向东至渤海 边达 到 50余米, 或更大 (见图 5) [ 4] 。
我国是一个多山的国家, 山地基本上占国土面积的 2 /3, 而平原不足 1 /3。华北大平原是我国面积最大的平 原 ( 见图 1)。华北大平原以黄河下游地上悬河为界, 可 分为北部 平原, 位 于黄 河以 北; 南 部平 原, 位于 黄河 以 南, 长江流域以北。北部 平原有海滦河 水系, 南部 平原 有淮河水系。因此, 华北 大平 原又 常被 称为黄 淮海 平 原。这里土地肥沃, 人口密集。自古以来是我国粮食主 要产地。在历史上华北 大平原自然 灾害比较 频繁, 旱、 涝、碱、洪四大自 然灾害是平原影响经济发 展的主要问 题。经过半个多世纪不 断治理, 已取得 显著成绩, 减少 了自然灾害的 影响。但 是长期以来, 由于气候 的转变, 平原地区的干旱、洪涝尚未根本解决。尤其是北部平原 海滦河流域干旱缺水早 已成为当地 经济发展的 最大制
图 2 石家庄 渤海湾第四系水文地质剖面示意图
2 华北大平原地下水的分布
平原内埋藏在地下的地下水主要分在平原周边山区
∀ 312∀
的山前地带, 存在多层叠置的冲洪积扇构成的山前倾斜平 原。这里地形坡度比平原中部大, 含水层的岩性颗粒自山 前向平原方向逐步变细, 含水层厚度变薄。在距离山地较 远的平原中部地区, 埋藏于地下的含水层的岩性变为细 砂、粉砂, 实为历史时期形成的古河道带。由于过去古环
华北大平原的现代地形是一个地表平坦, 自西向东 倾斜约 10!左右的 平原。在地质 历史上, 华北大平原 过 去并不是平原地形。在元古时代它曾是一个古陆, 距今 19亿 ~ 28亿年时, 这个古陆整体下沉, 成为一个沉降盆 地, 地质学上称为 华北陆缘盆地 。到距今 1 亿 ~ 2 亿 年时, 这个沉降 盆地的大部分地区 抬升。到古近纪 ( 早 第三纪 )早期此陆缘盆地又开始大幅度的沉降。盆地周 边的基岩山地相对强烈隆升, 随之形成了山区与盆地后 明显的地形分异。在新近纪 (晚第三纪 )末期, 这个盆地 继续下沉, 而且速率和规模都比以前要大得多。这是一 次整个盆地大幅 度的沉降过程。此时 周边山地也在 继 续强烈隆升。自距今 260万年以来 ( 在地质历史上是属 于第四纪时期 ), 由于盆地周边的山地的隆升, 在盆地内
研究地下水的形成和循环过程的方法是采用同位素 成分及含量分析的数据, 探讨含水层中地下水的补给来源 和它们的地质年龄 (见图 3)。其中主要是分析水中的 18 O、氘 (代号 D )、氚 (代号 T ) 及14 C 等同位素。利用 D
18O 的关系分析可以确定地下水的补给源 (见图 4)。利 用 14 C 以及氚 ( T )在地下水中的浓度来测算地下水的
∀ 311∀
Βιβλιοθήκη Baidu
Inv ited Special P aper
Chinese Journal of N ature V o.l 27 N o. 6
接受了大量来 自山区河流 冲积物充填于 盆地之内。这 一过程逐步改 变了以前形 成的古地理面 貌。首 先在周 边山地太行 山、燕山及伏牛山、鲁西山地之 间形成一个 北东 # 南西方向延长的, 范围 广泛的古 湖盆; 山区 河流 把大量泥沙、碎石冲填盆地中古湖区之内。周边山区地 带形成山前洪 积扇堆 积。到 第四纪 中更新世 ( 距今 70 万年 ) 以后, 黄河穿出了黄土高原向东逐步延伸, 并将其 携带的大量泥 沙充填古湖 之内。周 边山区河流 形成的 洪积扇也向盆地内逐步推进。这样一来, 将广阔的古大 湖分隔形成许多分散的小湖, 并都逐渐干涸, 最后消失。 在第四纪后期只有一些 冲积扇间的 洼地和残留 古洼地 了。这个在 19~ 28 亿年时形 成的华北 陆缘盆地, 经过 多次隆升和沉 降运动演化 成古湖盆后便 逐渐消亡。最 后由黄河与周边山地河流冲积物的充填改造, 逐步形成 了今日的华北大平原平缓地形地貌特征 [ 1]。
1 地质历史时期的华北大平原
河南省郑州市 以北十余公里处, 有一座芒 山, 它是 我国西北黄土高 原向东延伸的 最东点。芒山实际上 是 由黄土高原的厚层黄土形成的台状地形, 黄土层厚达百 余米。芒山这个地点在我 国地形变化 上具有十分重 要 地位, 它既是黄土高 原的最东边缘, 也是华北大平 原的 最西边界, 同时它 还处在黄河地上悬河河段 的起始处。 黄河下游自此向东形成了宽阔的地上悬河河道, 在河南 开封附近, 黄河的河槽水位高出开封城内有名的铁塔二 层楼的高度。
界, 东部毗邻鲁西山 地。平原 是三面环山, 向东面海 倾 斜, 地表高程大部分海拔在 50 m 以下, 相对高差 20 m 以 下, 地面坡度 < 7!。大平原包括: 海滦河流域、黄河下游 平原及淮河中、下游 地带, 因此华北大平原亦常被 称为 黄淮海平原。平 原总面积约 30 万平方公 里; 以黄河 干 流河道为界可分为 北、南两部分, 由于黄河干流在 华北 平原内为地上悬河, 因此, 其两侧地表水系没有入 黄水 流, 黄河成了南北平原划分的自然界线。黄河以北为海 滦河流域, 以南为淮河流域。北部平原的古近纪至第四 纪时的冲积, 洪积物以及湖相沉积总厚度达到 3 500 m, 其中第四纪的松散沉积物厚达 200 ~ 600 m 不等。平原 周边山前地带多为冲、洪积物以粗颗粒的砂及粗砂卵石 为主。北部平原内埋藏的古河道地带以砂、粉砂为主夹 有粘土, 北部平原近海地带主要为海相沉积与砂质粘土 的互层。多年来的地质 水文地质勘查表明平原内埋藏 着分布非常复杂的古河道带, 这些古河道带的沉积物多 为较粗颗的砂、细砂与粘土层交错叠置。这些埋藏的古 河道带的砂层, 常赋存着丰沛的地下水。参见石家庄 渤 海的第四系地下水赋存状态剖面图 (图 2 ) [2] . 平原第四 纪的含水砂层, 根据 它们的水文地质特性, 可以组 合成 不同埋藏深度的含水层组。在河北平原, 自地表向深部 有四个含水层组, 是主要的开采对象。
然而在最上近地表的含水层组之下的, 埋深不同的 深层地下水, 由于其上 有厚层弱透水性的 地层 (如黏 土 类细粒土层 ), 大气降水的入渗 难于达到这样 深度。那 么, 埋藏在深处的地下水又是如何形成的呢? 它们的来 源有二, 一是不同地质 时期的河流形成的 古沉积水 ( 主 要在古河道地带 ), 二是不同时期盆地 周边山区的侧 向 补给的水。这种侧向的补 给水源向平 原内流动的速 度 很缓慢, 主要依含水层的倾斜坡度大小及含水介质土层 的渗透系数而定, 同时还决定于山区补给源区由于势能 差产生的侧向压力大小。因此, 深层地下水的补给速度 远不如浅层地下水。
由此看来, 华北大平原表层土壤之下的地质情况是 相当复杂的, 仅从第四纪初以来至今不同时期的黄河与 周边出河流的河道所携 带的冲积物 在平原内形 成了相 互交错, 互相叠置 的砂、黏土、卵石砂 砾等形成 的地层。 这些埋藏在平原内不同深度的地层, 都蕴藏着丰富地下 水, 成为宝贵的地下水含水层组。
现代的华北大平原, 其地理位置, 西迄太行山麓, 北 到燕 山山 前, 南以 伏牛 山 # 大别 山向 东至巢 湖一线 为
自 然 杂 志 27卷 6期
特约专稿
境的变迁, 陆地水系河道多次的迁移, 并分布在不同深度。 因此平原中部的地下水含水层也是在不同深度上相互叠 置。华北平原地下水含水层总起来说大致可以自上而下 地分为四个含水层组。第一含水层组埋深为 40~ 60 m; 第二含水层组埋深为 120~ 170 m, 第三含水层组埋深为 250~ 350 m, 第四含水层组埋深 350~ 550 m。距地表最近 的第一含水层组为浅层地下水 ( 亦称潜水 ), 其下的第二、 第三、第四含水层组的地下水为深层地下水, 又称为承压 水。浅层水 (或潜水 ) 是开放式的, 它可以直接受大气降 水的垂直入渗补给, 而承压水是封闭式的, 即封闭在上下 两层弱透水的地层之间的, 不能直接受大气降水和地表补 给。两类地下水由于埋藏条件不同, 水的动力学性质亦不 相同。在开采地下水的实践过程中, 当浅层水被打井机具 揭露时, 地下水的水位不改变其埋藏深度, 而揭露承压含 水层时, 地下水的水位 (头 )受地下压力影响而改变埋藏 深度, 自下向上迁移。如果水位 (头 ) 向上移动高度高出 地面高程时, 则称之为自流水。由于平原区的地下水含水 层的介质绝大部分为松散沉积物, 即砂、砾、黏土等材料, 这样的地下水在水文地质学的分类中属于孔隙水类型, 即 地下水充填在含水层介质的孔隙之中的。华北大平原的 孔隙水资源量约 8 581 亿方 /年, 其中滦河流域 227. 6亿 方 /年, 黄河下游为 30. 76亿方 /年, 淮河流域 322. 7 亿方 / 年 [ 3] 。
华北大平原的地下水是怎 样形成的? 这是一个复 杂的科学问题。一种意 见认为大平 原地下水都 是大气 降水的入渗和 地表河流等 水体的入渗形 成的。水文地 质专家们的意 见则完全不 同。他们 认为平原中 的地下 水根据它们 的埋藏深度不同, 水流动力 特点不同, 不同 埋深地下水的年龄不同, 以及水化学性质和水化学类型
1# 地下水年龄 ( ka), 2# 平均 18O 值, 3# 地下水流向, 4# 咸淡水界面 图 3 华北平原第四系地下水同位素水文地质剖面图 (据 1992年资料绘制 )
∀ 313∀
Inv ited Special P aper 年龄。华北平原深层地下水年龄为 1万多 ~ 3万年 [ 4] 。
自 然 杂 志 27卷 6期
特约专稿
华北大平原地下水的历史和现状
张宗祜
中国科学院院士, 中国工程院院士, 研究员, 中国地质科学院水文地质环境地质研 究所, 石家庄 050061 关键词 华北平原 地下水 开发利用
本文对华北大平原地下水的概念, 它的形成和历史沿革作了提纲挈领的阐述, 并对华北大平原地下水的分布作 了全面的介绍。文章还总结了开采地下水的历史经验和教训, 提出了 开发中保护 和 保护中利用 的观点, 值得引 起有关部门和广大读者的关注和重视。
图 1 华北平原地形图
约因素, 而南部平原 淮海流域, 每年的洪涝灾情也 仍然 频繁发生。这些情况都使大平原的农业发展很不稳定。
华北平原地区由于人口的增加, 工农业发展以及城 市的建设对水资源的需求日益增加, 水资源的供需矛盾 越来越突出, 成为 华北平 原地区 可持 续发 展的 关键 问 题。如何缓解此矛盾, 已成为人们讨论的热点。
关于平原 区内如此广 泛分布的咸 水层是如何形 成 的呢? 对其成因有许多不同的说法: 有的人认为是古代 渤海海水入侵时 遗留的海相沉 积造成的。另一种意 见 认为是平原 内第 四纪时 期的湖 沼、洼 地沉 积富 集了 盐 分, 当古湖沼干枯时形成的。我们认为北部平原埋藏的 咸水体则在第四纪晚更新世时, 华北大陆古气候的变化 造成的。在晚更新世晚期, 全 球气候变冷, 即第四纪 末 次冰期时, 海平面下 降百余米, 中国大陆的范围向 东延 伸很远, 并出现干旱 大陆性气候, 华北大平原北部 形成 干旱大陆盐渍化环境造成的。
的不同等等, 平原的地下水的形成原因和演化过程是有 区别的。这些差别是在不 同地质历史 时期古气候古 环 境的演化过程中 形成的。平原中最上 部的浅层含水 层 组由于它是开放式的, 直接接受大气降水和地表水的入 渗形成的地下水, 因此它的年龄最小。由大气降水入渗 时到渗入地下形成重力水流所需时间虽然长短不一, 比 入渗开始时间一 般要滞后数周 或一两个月。最上部 的 浅层含水层组的地 下水, 除去接受入渗水以外, 同 时还 进行着自下而上的蒸发作用。因此, 最上部的含水层组 埋藏的深度大 小直接影响 着农业生产 和生态与环境 的 质量。
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黄河以北的大平原北部地区, 地下水的分布中还有 一特殊的现象。石家庄向 东至辛集市 浅层地下水的 水 质均为淡水, 而自辛集、任丘、廊坊一线以东直到渤海湾 边, 这个区域内广泛分布的浅层地下水为咸水。咸水体 的厚度在平原西部 小, 一般十米左右, 向东至渤海 边达 到 50余米, 或更大 (见图 5) [ 4] 。
我国是一个多山的国家, 山地基本上占国土面积的 2 /3, 而平原不足 1 /3。华北大平原是我国面积最大的平 原 ( 见图 1)。华北大平原以黄河下游地上悬河为界, 可 分为北部 平原, 位 于黄 河以 北; 南 部平 原, 位于 黄河 以 南, 长江流域以北。北部 平原有海滦河 水系, 南部 平原 有淮河水系。因此, 华北 大平 原又 常被 称为黄 淮海 平 原。这里土地肥沃, 人口密集。自古以来是我国粮食主 要产地。在历史上华北 大平原自然 灾害比较 频繁, 旱、 涝、碱、洪四大自 然灾害是平原影响经济发 展的主要问 题。经过半个多世纪不 断治理, 已取得 显著成绩, 减少 了自然灾害的 影响。但 是长期以来, 由于气候 的转变, 平原地区的干旱、洪涝尚未根本解决。尤其是北部平原 海滦河流域干旱缺水早 已成为当地 经济发展的 最大制
图 2 石家庄 渤海湾第四系水文地质剖面示意图
2 华北大平原地下水的分布
平原内埋藏在地下的地下水主要分在平原周边山区
∀ 312∀
的山前地带, 存在多层叠置的冲洪积扇构成的山前倾斜平 原。这里地形坡度比平原中部大, 含水层的岩性颗粒自山 前向平原方向逐步变细, 含水层厚度变薄。在距离山地较 远的平原中部地区, 埋藏于地下的含水层的岩性变为细 砂、粉砂, 实为历史时期形成的古河道带。由于过去古环
华北大平原的现代地形是一个地表平坦, 自西向东 倾斜约 10!左右的 平原。在地质 历史上, 华北大平原 过 去并不是平原地形。在元古时代它曾是一个古陆, 距今 19亿 ~ 28亿年时, 这个古陆整体下沉, 成为一个沉降盆 地, 地质学上称为 华北陆缘盆地 。到距今 1 亿 ~ 2 亿 年时, 这个沉降 盆地的大部分地区 抬升。到古近纪 ( 早 第三纪 )早期此陆缘盆地又开始大幅度的沉降。盆地周 边的基岩山地相对强烈隆升, 随之形成了山区与盆地后 明显的地形分异。在新近纪 (晚第三纪 )末期, 这个盆地 继续下沉, 而且速率和规模都比以前要大得多。这是一 次整个盆地大幅 度的沉降过程。此时 周边山地也在 继 续强烈隆升。自距今 260万年以来 ( 在地质历史上是属 于第四纪时期 ), 由于盆地周边的山地的隆升, 在盆地内
研究地下水的形成和循环过程的方法是采用同位素 成分及含量分析的数据, 探讨含水层中地下水的补给来源 和它们的地质年龄 (见图 3)。其中主要是分析水中的 18 O、氘 (代号 D )、氚 (代号 T ) 及14 C 等同位素。利用 D
18O 的关系分析可以确定地下水的补给源 (见图 4)。利 用 14 C 以及氚 ( T )在地下水中的浓度来测算地下水的
∀ 311∀
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Inv ited Special P aper
Chinese Journal of N ature V o.l 27 N o. 6
接受了大量来 自山区河流 冲积物充填于 盆地之内。这 一过程逐步改 变了以前形 成的古地理面 貌。首 先在周 边山地太行 山、燕山及伏牛山、鲁西山地之 间形成一个 北东 # 南西方向延长的, 范围 广泛的古 湖盆; 山区 河流 把大量泥沙、碎石冲填盆地中古湖区之内。周边山区地 带形成山前洪 积扇堆 积。到 第四纪 中更新世 ( 距今 70 万年 ) 以后, 黄河穿出了黄土高原向东逐步延伸, 并将其 携带的大量泥 沙充填古湖 之内。周 边山区河流 形成的 洪积扇也向盆地内逐步推进。这样一来, 将广阔的古大 湖分隔形成许多分散的小湖, 并都逐渐干涸, 最后消失。 在第四纪后期只有一些 冲积扇间的 洼地和残留 古洼地 了。这个在 19~ 28 亿年时形 成的华北 陆缘盆地, 经过 多次隆升和沉 降运动演化 成古湖盆后便 逐渐消亡。最 后由黄河与周边山地河流冲积物的充填改造, 逐步形成 了今日的华北大平原平缓地形地貌特征 [ 1]。
1 地质历史时期的华北大平原
河南省郑州市 以北十余公里处, 有一座芒 山, 它是 我国西北黄土高 原向东延伸的 最东点。芒山实际上 是 由黄土高原的厚层黄土形成的台状地形, 黄土层厚达百 余米。芒山这个地点在我 国地形变化 上具有十分重 要 地位, 它既是黄土高 原的最东边缘, 也是华北大平 原的 最西边界, 同时它 还处在黄河地上悬河河段 的起始处。 黄河下游自此向东形成了宽阔的地上悬河河道, 在河南 开封附近, 黄河的河槽水位高出开封城内有名的铁塔二 层楼的高度。
界, 东部毗邻鲁西山 地。平原 是三面环山, 向东面海 倾 斜, 地表高程大部分海拔在 50 m 以下, 相对高差 20 m 以 下, 地面坡度 < 7!。大平原包括: 海滦河流域、黄河下游 平原及淮河中、下游 地带, 因此华北大平原亦常被 称为 黄淮海平原。平 原总面积约 30 万平方公 里; 以黄河 干 流河道为界可分为 北、南两部分, 由于黄河干流在 华北 平原内为地上悬河, 因此, 其两侧地表水系没有入 黄水 流, 黄河成了南北平原划分的自然界线。黄河以北为海 滦河流域, 以南为淮河流域。北部平原的古近纪至第四 纪时的冲积, 洪积物以及湖相沉积总厚度达到 3 500 m, 其中第四纪的松散沉积物厚达 200 ~ 600 m 不等。平原 周边山前地带多为冲、洪积物以粗颗粒的砂及粗砂卵石 为主。北部平原内埋藏的古河道地带以砂、粉砂为主夹 有粘土, 北部平原近海地带主要为海相沉积与砂质粘土 的互层。多年来的地质 水文地质勘查表明平原内埋藏 着分布非常复杂的古河道带, 这些古河道带的沉积物多 为较粗颗的砂、细砂与粘土层交错叠置。这些埋藏的古 河道带的砂层, 常赋存着丰沛的地下水。参见石家庄 渤 海的第四系地下水赋存状态剖面图 (图 2 ) [2] . 平原第四 纪的含水砂层, 根据 它们的水文地质特性, 可以组 合成 不同埋藏深度的含水层组。在河北平原, 自地表向深部 有四个含水层组, 是主要的开采对象。
然而在最上近地表的含水层组之下的, 埋深不同的 深层地下水, 由于其上 有厚层弱透水性的 地层 (如黏 土 类细粒土层 ), 大气降水的入渗 难于达到这样 深度。那 么, 埋藏在深处的地下水又是如何形成的呢? 它们的来 源有二, 一是不同地质 时期的河流形成的 古沉积水 ( 主 要在古河道地带 ), 二是不同时期盆地 周边山区的侧 向 补给的水。这种侧向的补 给水源向平 原内流动的速 度 很缓慢, 主要依含水层的倾斜坡度大小及含水介质土层 的渗透系数而定, 同时还决定于山区补给源区由于势能 差产生的侧向压力大小。因此, 深层地下水的补给速度 远不如浅层地下水。
由此看来, 华北大平原表层土壤之下的地质情况是 相当复杂的, 仅从第四纪初以来至今不同时期的黄河与 周边出河流的河道所携 带的冲积物 在平原内形 成了相 互交错, 互相叠置 的砂、黏土、卵石砂 砾等形成 的地层。 这些埋藏在平原内不同深度的地层, 都蕴藏着丰富地下 水, 成为宝贵的地下水含水层组。
现代的华北大平原, 其地理位置, 西迄太行山麓, 北 到燕 山山 前, 南以 伏牛 山 # 大别 山向 东至巢 湖一线 为
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特约专稿
境的变迁, 陆地水系河道多次的迁移, 并分布在不同深度。 因此平原中部的地下水含水层也是在不同深度上相互叠 置。华北平原地下水含水层总起来说大致可以自上而下 地分为四个含水层组。第一含水层组埋深为 40~ 60 m; 第二含水层组埋深为 120~ 170 m, 第三含水层组埋深为 250~ 350 m, 第四含水层组埋深 350~ 550 m。距地表最近 的第一含水层组为浅层地下水 ( 亦称潜水 ), 其下的第二、 第三、第四含水层组的地下水为深层地下水, 又称为承压 水。浅层水 (或潜水 ) 是开放式的, 它可以直接受大气降 水的垂直入渗补给, 而承压水是封闭式的, 即封闭在上下 两层弱透水的地层之间的, 不能直接受大气降水和地表补 给。两类地下水由于埋藏条件不同, 水的动力学性质亦不 相同。在开采地下水的实践过程中, 当浅层水被打井机具 揭露时, 地下水的水位不改变其埋藏深度, 而揭露承压含 水层时, 地下水的水位 (头 )受地下压力影响而改变埋藏 深度, 自下向上迁移。如果水位 (头 ) 向上移动高度高出 地面高程时, 则称之为自流水。由于平原区的地下水含水 层的介质绝大部分为松散沉积物, 即砂、砾、黏土等材料, 这样的地下水在水文地质学的分类中属于孔隙水类型, 即 地下水充填在含水层介质的孔隙之中的。华北大平原的 孔隙水资源量约 8 581 亿方 /年, 其中滦河流域 227. 6亿 方 /年, 黄河下游为 30. 76亿方 /年, 淮河流域 322. 7 亿方 / 年 [ 3] 。
华北大平原的地下水是怎 样形成的? 这是一个复 杂的科学问题。一种意 见认为大平 原地下水都 是大气 降水的入渗和 地表河流等 水体的入渗形 成的。水文地 质专家们的意 见则完全不 同。他们 认为平原中 的地下 水根据它们 的埋藏深度不同, 水流动力 特点不同, 不同 埋深地下水的年龄不同, 以及水化学性质和水化学类型
1# 地下水年龄 ( ka), 2# 平均 18O 值, 3# 地下水流向, 4# 咸淡水界面 图 3 华北平原第四系地下水同位素水文地质剖面图 (据 1992年资料绘制 )
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华北大平原地下水的历史和现状
张宗祜
中国科学院院士, 中国工程院院士, 研究员, 中国地质科学院水文地质环境地质研 究所, 石家庄 050061 关键词 华北平原 地下水 开发利用
本文对华北大平原地下水的概念, 它的形成和历史沿革作了提纲挈领的阐述, 并对华北大平原地下水的分布作 了全面的介绍。文章还总结了开采地下水的历史经验和教训, 提出了 开发中保护 和 保护中利用 的观点, 值得引 起有关部门和广大读者的关注和重视。
图 1 华北平原地形图
约因素, 而南部平原 淮海流域, 每年的洪涝灾情也 仍然 频繁发生。这些情况都使大平原的农业发展很不稳定。
华北平原地区由于人口的增加, 工农业发展以及城 市的建设对水资源的需求日益增加, 水资源的供需矛盾 越来越突出, 成为 华北平 原地区 可持 续发 展的 关键 问 题。如何缓解此矛盾, 已成为人们讨论的热点。
关于平原 区内如此广 泛分布的咸 水层是如何形 成 的呢? 对其成因有许多不同的说法: 有的人认为是古代 渤海海水入侵时 遗留的海相沉 积造成的。另一种意 见 认为是平原 内第 四纪时 期的湖 沼、洼 地沉 积富 集了 盐 分, 当古湖沼干枯时形成的。我们认为北部平原埋藏的 咸水体则在第四纪晚更新世时, 华北大陆古气候的变化 造成的。在晚更新世晚期, 全 球气候变冷, 即第四纪 末 次冰期时, 海平面下 降百余米, 中国大陆的范围向 东延 伸很远, 并出现干旱 大陆性气候, 华北大平原北部 形成 干旱大陆盐渍化环境造成的。
的不同等等, 平原的地下水的形成原因和演化过程是有 区别的。这些差别是在不 同地质历史 时期古气候古 环 境的演化过程中 形成的。平原中最上 部的浅层含水 层 组由于它是开放式的, 直接接受大气降水和地表水的入 渗形成的地下水, 因此它的年龄最小。由大气降水入渗 时到渗入地下形成重力水流所需时间虽然长短不一, 比 入渗开始时间一 般要滞后数周 或一两个月。最上部 的 浅层含水层组的地 下水, 除去接受入渗水以外, 同 时还 进行着自下而上的蒸发作用。因此, 最上部的含水层组 埋藏的深度大 小直接影响 着农业生产 和生态与环境 的 质量。