华北大平原地下水的历史和现状

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。

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

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。

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。

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

图1 华北平原地形图

于第四纪时期), 由于盆地周边的山地的隆升, 在盆地内

∀∀

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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。

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

[1]

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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50m 以下, 相对高差20m 以下, 地面坡度

其中第四纪的松散沉积物厚达200~600m 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。

图2 石家庄的山前地带, 存在多层叠置的冲洪积扇构成的山前倾斜平

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

∀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

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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。

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。

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O 、氘(代号D ) 、氚(代号T ) 及C 等同位素。利用 D O 的关系分析可以确定地下水的补给源(见图4) 。利

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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40~60m; 第二含水层组埋深为120~170m, 第三含水层组埋深为250~350m, 第四含水层组埋深350~550m 。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8581亿方/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

用C 以及氚(T )

在地下水中的浓度来测算地下水的

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1#地下水年龄(ka), 2#平均 O 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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年龄。华北平原深层地下水年龄为1万多~3万年

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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)

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。

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

图4 沧州地区地下水 D- O 关系图

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干旱大陆盐渍化环境造成的。

图5 河北平原矿化度大于2g /L咸水体顶界面埋深及厚度图

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下水的地带为中心的地下水位下降 漏斗 。(地下水位

3可贵的经验与教训

地下水是水资源的重要组成部分, 对我国社会经济的可持续发展有着战略意义。地下水有不同于地表水的多种功能。地下水的开发利用是人类文化进程中的重要标志。历史上我国是最早利用打井采取地下水的国家, 这是世界人类文明的一大进步。浙江余姚的河姆渡古井遗址的发现说明我国在距今5700年前就已经掌握利用地下水生产、生活的知识了

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下降幅度最大地区区域水位高程呈漏斗状) 这种情况多发生在强烈抽取地下水的农业区和大耗水量的工厂区。由于用水量巨大, 连续抽取地下水造成降深很大的地下水位漏斗。以 漏斗 中心水位区降至比海平面高程还要深几十米处。长期如此, 在平原内导致诸如地面沉降、地裂缝等许多地质灾害现象连续发生, 以致影响到工、农业生产和人民生活。

地下水虽然可以更新, 有补给, 但承载能力也有极限。无限的需求, 极大浪费等人为因素造成的问题, 是

半个世纪以来人们对地下水资源的错误认识的后果, 这是我们半个世纪以来取得的最宝贵的经验与教训。

。我国钻井技术在

秦朝(公元前200年) 已经用于开采盐井, 这也是对地下水(含高量的盐分的水) 作为资源来利用的最早的历史。 20世纪早期华北大平原的地下水开发利用的程度还是很低的。在50年代中期, 华北地区发生了严重的大旱, 有的地方连续两三年干旱无雨。地表水几乎断流。严重地影响我国的粮食生产, 乃至国家的经济发展。当时中央人民政府提出要大力开发地下水以缓解当时的旱灾影响程度。20世纪50年代初时, 华北平原的地下水是什么样状态呢? 当时平原浅层地下水的埋藏深度很浅, 水位一般在地表下2~3m, 有的地带像山前冲洪积扇形地的前缘, 及扇间洼地, 多有泉水分布; 这是地下水在地表出露的地点。这种情况说明当时地下水分布很广, 埋藏也较浅, 水量也十分丰富。有充分条件可以开发利用。50年代中期是地下水开发的早期阶段。由于当时打井机具还不够先进, 故最初农田灌溉大量采用的仍是传统的水车和土井。但是农业发展很快对农业用水的要求日益迫切, 而且需求量急剧上升。华北平原的气候干旱灾害较多, 加以平原中、东部浅层水为3~5g /L矿化度的咸水, 而淡水含水层均在咸水层之下的不同深度。因此到20世纪60年代至70年代时, 华北地区大量发展打深井, 开发深层地下水的群众运动。当时政府给予农村打深井的费用补贴, 在政策上支持了开发深层地下水的活动, 农业灌溉用水得到缓解。 当时平原区农业灌溉是粗放式, 采取大水漫灌方式, 久而久之, 造成地下水资源的严重浪费。但是当时人们在思想上长期认为水资源是 取之不尽, 用之不竭 的。加以地方上许多兴建的工厂、企业和城市建设也都是需要更多地下水, 无计划的缺乏严格管理的开采地下水。从未考虑过对地下水的节约。

平原区自20世纪60年代以后, 由于全球气候变化的影响, 我国北方气候变暖, 降水量逐年减少。地表迳流量亦随之减少。在此环境变迁的大背景下, 长期的大量的抽汲地下水使地下水的补给量入不敷出, 乃至导致平原区地下水位普遍逐年下降, 形成以集中强烈开采地

4地下水可持续利用的出路在哪里?

水资源是人类生存的基本条件, 是不可替代的资

源。水资源的利用必须考虑它的可持续性, 地下水更是如此。如何科学有效地保障地下水资源的长久可持续利用, 是摆在我们面前的一个尖锐的问题。半个世纪的经验与教训告诉我们, 再像过去那样浪费地下水资源, 将来要给我们带来的将是更大的灾难和生存环境的恶化。我们必须寻找一条出路, 这条出路是 地下水要在开发中保护和保护中利用 , 要科学地利用地下水资源和其他一切水资源。要科学、高效利用地下水。要遵循地下水运动规律和其承载能力来制定工、农、生活、生态等方面的用水量计划。另外要积极研究增加地下水补给量的途径、方法和技术, 充分利用地表水与地下水转化的规律增加地下水的可利用量。要发挥地下含水量的调蓄功能, 增补地下水。因此全方位地考虑地下水的可持续利用, 是当前的重要方向。(2005年

10月31日收到)

1 张宗祜等. 中国北方晚更新世以来地质环境演化与未来生存环境

变化. 北京:地质出版社, 1999

2 张宗祜, 李烈荣主编. 中国地下水资源(综合卷). 北京:中国地图出版社, 20043 浙江省文物管理委员会, 浙江省博物馆. 河姆渡遗址第一期发掘报告. 考古学报, 1978

4 陈望和等. 河北地下水. 北京:地震出版社, 1999

G roundw ater in t h e VastN orth China Plain Zhang Zong hu

CAS M e mber , Profess or , H yd rogeology &Environm en tal Geology , Ch i nese A cade m y of Geological Sciences , Sh ijiazhuang 050061Key words t he N ort h Ch i na Plai n , groundw ater , d evelopm ent and u tili za ti on

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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。

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

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。

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。

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

图1 华北平原地形图

于第四纪时期), 由于盆地周边的山地的隆升, 在盆地内

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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。

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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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50m 以下, 相对高差20m 以下, 地面坡度

其中第四纪的松散沉积物厚达200~600m 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)

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. 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。

图2 石家庄的山前地带, 存在多层叠置的冲洪积扇构成的山前倾斜平

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

∀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

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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。

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。

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O 、氘(代号D ) 、氚(代号T ) 及C 等同位素。利用 D O 的关系分析可以确定地下水的补给源(见图4) 。利

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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40~60m; 第二含水层组埋深为120~170m, 第三含水层组埋深为250~350m, 第四含水层组埋深350~550m 。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8581亿方/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

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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

用C 以及氚(T )

在地下水中的浓度来测算地下水的

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1#地下水年龄(ka), 2#平均 O 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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年龄。华北平原深层地下水年龄为1万多~3万年

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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)

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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

图4 沧州地区地下水 D- O 关系图

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干旱大陆盐渍化环境造成的。

图5 河北平原矿化度大于2g /L咸水体顶界面埋深及厚度图

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自然杂志 27卷6期

特约专稿

下水的地带为中心的地下水位下降 漏斗 。(地下水位

3可贵的经验与教训

地下水是水资源的重要组成部分, 对我国社会经济的可持续发展有着战略意义。地下水有不同于地表水的多种功能。地下水的开发利用是人类文化进程中的重要标志。历史上我国是最早利用打井采取地下水的国家, 这是世界人类文明的一大进步。浙江余姚的河姆渡古井遗址的发现说明我国在距今5700年前就已经掌握利用地下水生产、生活的知识了

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下降幅度最大地区区域水位高程呈漏斗状) 这种情况多发生在强烈抽取地下水的农业区和大耗水量的工厂区。由于用水量巨大, 连续抽取地下水造成降深很大的地下水位漏斗。以 漏斗 中心水位区降至比海平面高程还要深几十米处。长期如此, 在平原内导致诸如地面沉降、地裂缝等许多地质灾害现象连续发生, 以致影响到工、农业生产和人民生活。

地下水虽然可以更新, 有补给, 但承载能力也有极限。无限的需求, 极大浪费等人为因素造成的问题, 是

半个世纪以来人们对地下水资源的错误认识的后果, 这是我们半个世纪以来取得的最宝贵的经验与教训。

。我国钻井技术在

秦朝(公元前200年) 已经用于开采盐井, 这也是对地下水(含高量的盐分的水) 作为资源来利用的最早的历史。 20世纪早期华北大平原的地下水开发利用的程度还是很低的。在50年代中期, 华北地区发生了严重的大旱, 有的地方连续两三年干旱无雨。地表水几乎断流。严重地影响我国的粮食生产, 乃至国家的经济发展。当时中央人民政府提出要大力开发地下水以缓解当时的旱灾影响程度。20世纪50年代初时, 华北平原的地下水是什么样状态呢? 当时平原浅层地下水的埋藏深度很浅, 水位一般在地表下2~3m, 有的地带像山前冲洪积扇形地的前缘, 及扇间洼地, 多有泉水分布; 这是地下水在地表出露的地点。这种情况说明当时地下水分布很广, 埋藏也较浅, 水量也十分丰富。有充分条件可以开发利用。50年代中期是地下水开发的早期阶段。由于当时打井机具还不够先进, 故最初农田灌溉大量采用的仍是传统的水车和土井。但是农业发展很快对农业用水的要求日益迫切, 而且需求量急剧上升。华北平原的气候干旱灾害较多, 加以平原中、东部浅层水为3~5g /L矿化度的咸水, 而淡水含水层均在咸水层之下的不同深度。因此到20世纪60年代至70年代时, 华北地区大量发展打深井, 开发深层地下水的群众运动。当时政府给予农村打深井的费用补贴, 在政策上支持了开发深层地下水的活动, 农业灌溉用水得到缓解。 当时平原区农业灌溉是粗放式, 采取大水漫灌方式, 久而久之, 造成地下水资源的严重浪费。但是当时人们在思想上长期认为水资源是 取之不尽, 用之不竭 的。加以地方上许多兴建的工厂、企业和城市建设也都是需要更多地下水, 无计划的缺乏严格管理的开采地下水。从未考虑过对地下水的节约。

平原区自20世纪60年代以后, 由于全球气候变化的影响, 我国北方气候变暖, 降水量逐年减少。地表迳流量亦随之减少。在此环境变迁的大背景下, 长期的大量的抽汲地下水使地下水的补给量入不敷出, 乃至导致平原区地下水位普遍逐年下降, 形成以集中强烈开采地

4地下水可持续利用的出路在哪里?

水资源是人类生存的基本条件, 是不可替代的资

源。水资源的利用必须考虑它的可持续性, 地下水更是如此。如何科学有效地保障地下水资源的长久可持续利用, 是摆在我们面前的一个尖锐的问题。半个世纪的经验与教训告诉我们, 再像过去那样浪费地下水资源, 将来要给我们带来的将是更大的灾难和生存环境的恶化。我们必须寻找一条出路, 这条出路是 地下水要在开发中保护和保护中利用 , 要科学地利用地下水资源和其他一切水资源。要科学、高效利用地下水。要遵循地下水运动规律和其承载能力来制定工、农、生活、生态等方面的用水量计划。另外要积极研究增加地下水补给量的途径、方法和技术, 充分利用地表水与地下水转化的规律增加地下水的可利用量。要发挥地下含水量的调蓄功能, 增补地下水。因此全方位地考虑地下水的可持续利用, 是当前的重要方向。(2005年

10月31日收到)

1 张宗祜等. 中国北方晚更新世以来地质环境演化与未来生存环境

变化. 北京:地质出版社, 1999

2 张宗祜, 李烈荣主编. 中国地下水资源(综合卷). 北京:中国地图出版社, 20043 浙江省文物管理委员会, 浙江省博物馆. 河姆渡遗址第一期发掘报告. 考古学报, 1978

4 陈望和等. 河北地下水. 北京:地震出版社, 1999

G roundw ater in t h e VastN orth China Plain Zhang Zong hu

CAS M e mber , Profess or , H yd rogeology &Environm en tal Geology , Ch i nese A cade m y of Geological Sciences , Sh ijiazhuang 050061Key words t he N ort h Ch i na Plai n , groundw ater , d evelopm ent and u tili za ti on

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