地下水系统特征

三江平原地下水系统是受相互存在有机联系的诸多因素（包括天然因素和人为因素）控制的、时空分布具有四维特性的统一整体。因此，必须充分认识和分析盆地地下水系统的特征与功能，才能更好地为地下水资源评价、合理开发利用和科学管理奠定基础。
三江平原地下水系统的输入系统由降水入渗、河水入渗、灌溉水回渗和侧向地下水径流及沼泽水入渗补给组成，以降水入渗占主导地位。输出系统由潜水蒸发、向河流排泄、人工开采和侧向地下水流出组成，其中潜水蒸发和人工开采占重要地位。运转系统由三江平原地下水系统的3个亚系统（本章第五节详述）即第四系孔隙水亚系统、古近-新近系裂隙孔隙水亚系统和前第四系基岩裂隙水亚系统所组成（图3-7）。系统的边界类型、输入输出及流场概况见图3-8的水文地质概念模型图。

图3-7 三江平原地下水系统相关网络地下水循环框图


图3-8 三江平原水文地质模型图

一、地下水系统的输入输出特征
输入输出特征，既受边界条件的控制，也受含水层系统、含水介质颗粒、含水层上覆盖层岩性、水文网的展布，以及环境等因素的影响。
（一）边界条件
1.周边边界
三江平原地下水系统的西部、南部及东南部为低山丘陵区的各种弱渗透性地层、岩浆岩体、阻水断层，构成含水层隔水（或弱透水）边界；北部及东北部的黑龙江、乌苏里江和中部的松花江，以及其主要支流的平原河段，地表水与地下水有着密切的水力联系，为水位和流量边界。
2.垂向边界
上部平面边界：松花江以西绥滨-萝北低平原（包括河谷平原），大部分地区表层为砂土，厚1～3m，局部为砂或砂砾石，水位埋深3～6m。勤得利—建三江—集贤连线以西至松花江右岸低平原（包括河谷平原），表层为粉土、砂土，厚1～4m，局部有砂砾石出露，水位埋深2～6m；连线以东广大低平原区，表层为3～20m厚的粉质粘土、粉土，个别地段有砂砾石出露，水位埋深1～8m。这些地段的地表利于大气降水的入渗和蒸发排泄。而平原周边的台地区，大气降水通过粘土层入渗，间接补给其下部的古近-新近系裂隙孔隙水或基岩裂隙水；平原内部的残山残丘区，大气降水直接入渗补给基岩裂隙水。因此，上部平面为主要的物质和能量交换边界。
下部平面边界：下伏古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水含水层下部的泥岩层或完整基岩，构成系统底部的隔水边界。
（二）输入输出特征
1.输入特征
地下水的循环、交替演化的主要空间是自身的含水系统及包气带。含水层上部的包气带，为该系统输入系统的主要组成部分，系统中物质流、信息流和能量的传递，主要是通过包气带而产生，通过含水层传导。地下水以垂向入渗补给为主，其次为侧向径流补给、洪水期江水回灌及沼泽水的渗入补给等。此外黑龙江、松花江、乌苏里江的部分江段，汛期也向系统内部输入物质和能量。
2.输出特征
地下水系统的输出是系统对输入以调节后作出的响应。因此，输出特征既受输入方式、强度和时空分布规律的控制，又受含水层系统特征的影响。此外，本区冬季寒冷，季节性冻土发育，故作为地下水系统输出形式的水位、流量，在时空变化特征上也反映出这一地域性特点。地下水输出方式：主要方式是地下水蒸发、侧向径流和人工开采。此外，黑龙江、松花江、乌苏里江的部分江段，除汛期向系统内部输入物质和能量外，其他时期为主要的排泄通道。
区内多年平均降水量550～600mm，主要集中在6～9月份，占降水总量的70％～80％以上，年蒸发量980～1 200mm。因此，以大气降水入渗为主要补给源，径流、蒸发和人工开采为主要排泄途径的地下水系统，输出特征呈现随季节周期性变化的特点，即非集中灌溉开采区地下水高水位出现时间与雨季和汛期基本上一致，而低水位则出在枯水期。集中灌溉开采区，春季农田灌溉大量开采地下水，导致水位持续大幅度下降，随着雨季的来临，开采量减少，降水量和降水入渗补给量增大，水位开始上升。
以近江地段为例：每年的雨季（6～9月），空气的相对湿度增大，蒸发量相对减少，降水入渗补给，输入增强。在这一时段，作为系统地下水主要排泄通道的江河，其水位和流量都达到最大值，造成地下水排泄受阻，个别地段河水位高于地下水水位，甚至局部地段河水淹没漫滩，形成回水补给，致使系统内的补给量远大于排泄量和蒸发量，水位明显上升，并出现峰值（图3-9）。因含水层表层普遍分布1～2m（东部地区大于3m）厚的砂土、粉土，对降水入渗有一定的影响，导致地下水位的变化比降水有所滞后。一般8月份降水最集中，地下水最高水位多出现在9～10月份。雨季过后，垂向入渗补给量逐渐减少，蒸发量相对增大，地表水的反补给量消失，排泄能力增强，地下水进入消耗期。此时水位逐渐下降，直至翌年雨季前，水位达到最低值，年水位变幅1～4m。

图3-9 近江区（NJ157号孔）一下水水位动态曲线图

此外，对输出特征有较大影响的另一因素是季节冻土，多年平均冻土存在时间为197d，厚1.2～2.0m，相当于孔隙水面以上包气带存在一个季节性隔水层，阻止水分的上下运移。故降水入渗和毛细蒸发，只有在冻土融化后（5～10月份），才能对系统输出产生影响。
（三）输入的影响因素
三江平原地下水输入是多种因素综合影响的结果。其中，静态的因素有地形地貌、地表岩性等，动态因素主要有气象、水文和人为因素等。
1.静态影响因素
（1）地形地貌因素
盆地周边的台地及砂砾扇形平原的西部近山前地带，地形坡度相对较大，地表径流能力强，不利于降水入渗补给地下水。盆地内部的广大低平原区，地势低平，地表排水不畅，有利于降水入渗补给地下水。
（2）地质因素
山前台地与广大粘土质低平原区，地表粘土层较厚，降水入渗能力差，不利于降水入渗补给地下水。本区降水的入渗补给强度小，明显低于其他区，且地下水接受降水补给的时间与此次降水引起地下水位的上升时间明显滞后。而砂砾质河谷平原、泥砂质低平原及砂砾质扇形平原区，地势平坦低洼，水力坡度小，表层粉土、砂土层较薄，颗粒较粗，降水入渗能力强，有利于降水入渗补给地下水。
2.动态因素
（1）气象因素
对地下水输入的影响，主要表现在降水补给及地表土层冻结与冻融对地下水位的影响。冻结期（11月至翌年3月），垂向补给量近于零；4月份以后，随着气温升高，冻结层冻融水下渗补给潜水。本区降水集中在6～9月份，可占全年降水量的70％～80％，此段时期地下水获得大量的降水入渗补给，地下水位随之逐渐升高。
（2）水文因素
水文因素对地下水动态的影响，主要发生在河谷平原沿河一带，是局部性的。本区河流春汛时间较短，河水位变幅小；夏汛洪水期，影响范围较大，河水大量补给潜水，引起地下水位明显升高。地下水与地表水联系密切，地下水动态直接受河水的涨落控制，因而该地段枯水期地下水补给地表水，丰水期地表水倒灌补给地下水，是该区地下水输入输出的主要特征。
（3）人为因素
主要表现在农田灌溉上，春—夏季，大量的农田灌溉水入渗补给地下水。
二、地下水系统功能特征
（一）储存和释放功能
地下水系统内含水层主要由第四系全新统冲积层和更新统冲积-湖积、冲积-洪积层组成，并叠加构成大厚度统一含水体，其厚度变化由山前向平原逐渐加厚，到凹陷中心部位达到最大值。含水层的分布、埋藏，特别是厚度的变化，对系统储存、释放功能有着明显的影响，并在很大程度上决定其特征的变化。按其空间分布特征可分3个带：极强功能带、强功能带、较强功能带。各带之间不存在实质性界限，为自然渐变关系。
（1）极强功能带
分布于绥滨和前进两个凹陷区的腹部，大致呈近东西向延伸。含水层厚度，绥滨一带为120～200m，中心区最厚达280m；同抚地区为120～240m。由于含水层厚度大，径流条件较好，系统储存、释放能力强，单井涌水量大于5 000m3/d，渗透系数大于30m/d，给水度为0.10～0.25。
（2）强功能带
分布于萝北—汤原连线以东，大致呈近南北向延伸的条带状地段。街津口岛状丘陵区的外围，以及佳木斯—富锦—62团北—别拉洪河连线以北的条形地带，砂、砂砾石含水层因地处绥滨、前进凹陷的边部斜坡带，厚度逐渐变薄。受其影响，系统的储存、释放功能减弱，单井涌水量为3 000～5 000m3/d，渗透系数为12～30m/d，给水度为0.08～0.20。
（3）较强功能带
分布于萝北—佳木斯—桦川县东—富锦—62团—别拉洪河一线以南至山前地区。受基底控制，含水层厚度由平原向山前逐渐变薄，一般厚度为40～100m，系统的储存、释放能力相对降低，单井涌水量为1 000～3 000m3/d，渗透系数为6～12m/d，给水度约为0.11。
系统内的古近-新近系含水层，含水介质特征受岩相古地理条件制约，凹陷边部为河流相沉积，介质粒度粗，含水层储存和释放功能较强；凹陷中心区以湖相沉积为主，粒度细，层次多，含泥质，储存和释放功能相对较弱。前第四系基岩裂隙含水层（带），张性储水构造带，其储存和释放功能强。压性储水构造和风化裂隙赋水带，其储存和释放功能较弱。
（二）传导、调节功能特征
地下水系统的传导、调节功能，同样与含水介质的结构特征有关，同时也受外部环境条件的影响。三江平原地势平坦，地面高程一般为40～80m，最低点34m，地形坡度小于（1～2）/10 000。从地表排泄基准面算起，相对高程最大不超过55m。含水层厚度大者可达150～280m，即大约相当由地面算起50～60m以下含水层处于海平面之下。对这种深埋型地下水系统的传导、调解功能特征进行了垂向分带：上部为积极或中等交替带，下部缓慢或极缓慢循环交替带。
（1）积极或中等交替带
潜水面以下50m深度内第四系孔隙水，含水介质为中细砂、中粗砂、含砾中粗砂及砂砾石。含水层厚度大，分布面广，颗粒相对较粗，地下水年龄从现代至3 000a。该深度范围内地下水系统的传导、调解功能相对比较强，并显示出典型的河间地块循环模式。此外，山前台地及残丘区古近-新近系含水层和基岩裂隙含水层内的地下水，交替作用较为积极，也属中等交替带。
（2）缓慢或极缓慢循环交替带
位于50m深度以下，地下水年龄3 000a以上第四系孔隙水。含水介质为粉细砂、含砾中细砂、砂砾石，部分粉细砂或砂砾石富含高岭土，局部地段砂、砂砾石层间夹粘土透镜体。地下水接近于储存状态，循环交替极为迟缓。另外平原深部的古近-新近系孔隙水，其循环交替作用更加缓慢，属极缓慢循环交替带。

三江平原各含水层溶质组分及其含量存在着较大差别，但其水化学类型却存在共同特征。即无论是第四系松散岩类孔隙水水化学系统或古近-新近系碎屑岩类裂隙孔隙水水化学系统，还是前第四系基岩裂隙水水化学系统，从阴离子组分来看，均是以HCO-3型水为主，SO2-4与Cl-型水仅在局部地区分布。从阳离子组分来看，第四系松散岩类孔隙水以钙镁型水为主，古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水以钙钠为主，前第四系基岩裂隙水以钙型为主。各水化学系统的水化学特征如下。
一、第四系松散岩类孔隙水水化学特征
三江平原第四系松散岩类孔隙水其水中阴离子以HCO-3为主，含量一般为60～300mg/L；阳离子主要为Ca2＋，含量为25～400mg/L；其次为Mg2＋，含量为10～100mg/L，Na＋含量为10～40mg/L，部分井孔水中Cl-的含量在34～68mg/L之间。从地下水中主要阴、阳离子变化来看，主要是含量相对变化，而无明显规律性；从地下水化学类型来看，横向无明显分带性。
区内地下水水化学类型有HCO3-Ca-Na、HCO3-Ca、HCO3-Ca-Mg、HCO3-Ca-Mg-Na、HCO3-Cl-Ca、HCO3-SO4-Ca、Cl-Ca-Mg、Cl-HCO3-Ca-Mg 8种主要类型，且以HCO3-Ca-Mg型水为主。HCO3-Ca-Mg型水呈区域性分布，HCO3-Ca型水主要集中分布于友谊县和富锦市西南部地区；HCO3-Ca-Na主要分布于建三江农管局-大兴农场一带；在沿江地带及居民点与城区，存在着Cl型、HCO3-SO4型、HCO3-Cl型地下水，是由于人为的活动造成的，其他类型的水均呈小面积的零星分布。在垂向上，地下水类型基本一致，水中主要离子含量变化也不明显，反映出主要是入渗、储存过程，而迁移特征很不明显。
三江平原地下水中腐殖酸含量高，水质多为低矿弱酸性软水，TDS一般小于0.5g/L，且大部分地区地下水TDS在0.20～0.75g/L间；仅在少部分井孔中水TDS在0.5～1.0g/L之间。pH值为6.5～7.5，总硬度为1.45～4.29mmol/L。在垂向上，上段含水层中地下水TDS和总硬度高于下段；pH值及总碱度上段小于下段。
此外，还必须指出，在人为活动的强烈作用影响下，由于人为的污染，正在改变着地下水的化学组分和水化学类型，使浅层地下水的化学特征发生变化，如Cl型、SO4型及其与HCO3复合型地下水的出现就是人为污染所致。
二、古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水水化学特征
该系统内的地下水中，重碳酸根含量一般为67～290mg/L，钙离子含量15～53mg/L，钠离子含量14～76mg/L。水化学类型为HCO3-Na、HCO3-Ca型。地下水TDS为0.2～0.48g/L，pH值为6.30～7.65，总硬度为19.97～89.16mg/L，总铁含量1.6～11.2mg/L。
地下水水化学特征，明显受含水层特征制约，故以河流相沉积为主，含水介质颗粒较粗，径流条件较畅通的近山前地带，水化学类型呈现为重碳酸钙和重碳酸钙钠型，TDS为0.20～0.48g/L，pH值7左右，总硬度53.50～89.16mg/L，总铁含量1.6～5.6mg/L；而以湖相沉积为主，含水层具颗粒细，层次多，含泥质；径流条件相对较差的近凹陷腹部地区，地下水形成过程主要表现为阳离子钠与钙的交替吸附作用和迁移过程的富集作用。地下水水化学类型为重碳酸钠型，TDS为0.27～0.33g/L，pH值6.60～7.65，呈弱酸性—弱碱性，总硬度19.97～69.90mg/L，总铁含量2.4～11.2mg/L。
三、前第四系基岩裂隙水水化学特征
地下水水化学类型为HCO3-Ca、HCO3-Na-Ca型。pH值为6.3～7.3，TDS为0.05～0.40g/L，硬度为5.36～142.9mg/L，总铁含量小于0.28mg/L。

地下水含水系统是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系。含水系统的圈化主要着眼于包含水的容器，通常以隔水或相对隔水的岩层作为系统边界(王大纯，1985;柴崎达雄，1982)。

三门峡盆地，南邻小秦岭和崤山，北邻中条山，东接韶山，西毗渭河谷地。黄河自西向东流经盆地中间。三门峡盆地的构造基础，是秦岭纬向构造带的小秦岭断块与华夏向的中条山断块、崤山断块之间的复合、联合部位。地史上，本区经历了多次构造运动与变动，逐步演进为一个三角形断陷盆地。构造活动对区内浅层地下水系统的形成、空间分布起着决定作用。

三门峡盆地四周山区强烈风化剥蚀，碎屑物质经水流作用，源源不断地被搬运到盆地，形成厚达500m的第四系洪冲积松散堆积物，为地下水的储存提供了有利的空间。盆地是一个较完整的水文地质单元，周边由山地、黄土丘陵组成，中部为冲积平原。地下水的赋存条件及分布规律主要受气象、水文、地形地貌、地层岩性及地质构造等控制。气象、水文对盆地内地下水的补给、径流、排泄条件起着重要作用，地形地貌、地层岩性及地质构造决定了盆地内地下水的空间分布，同时也对地下水的补给、径流、排泄条件产生影响。

本区地层岩石种类繁多，除不同性质不同成因的松散岩类外，还有沉积的碳酸盐岩及碎屑岩，形成了不同类型的地下水。地表岩性是区内直接接受大气降水入渗补给的媒介，其性质影响着地下水的补给条件。而不同时期的构造运动控制了本区地层岩石和各种地貌类型的空间分布，进而控制了不同类型地下水的空间分布;遍布于地层岩石中的断裂、裂隙及外力地质作用形成的风化裂隙，以及在此基础上形成的溶洞，为不同类型地下水提供了储存和运移空间。上述各种因素共同作用的结果，对区内地下水的形成及其富水性产生重要影响。

在碳酸盐岩分布区，裂隙溶洞发育，赋存有裂隙溶洞水，在碎屑岩类分布区，赋存有孔隙裂隙水。由于山区地势起伏很大，沟谷深切，不利于降水入渗补给及地下水的储存。因此基岩山区地下水一般较贫乏。

南部小秦岭和崤山丘陵区，黄土台塬丘陵区堆积了几米至几十米厚的以风成为主的黄土，其垂直节理及大孔隙发育，垂直渗透性能较强，为地下水的垂直入渗补给创造了有利条件。因而在黄土台塬及丘陵区普遍存在黄土孔隙、孔洞、裂隙潜水。由于分布地形高，地形坡度大，沟谷发育，切割强烈，不利于地下水的补给、储存，有利于地下水的径流及排泄。加之含水层岩性为黄土(粉土)，含水性较差，地下水资源极为贫乏。

黄土台塬丘陵区下伏的下更新统、新近系的砂、卵石，由于时代相对较老，压密程度高，局部胶结成岩。且地势相对较高，地下水主要通过上覆黄土下渗补给，由于补给不足，因而富水性相对较差。

从冲积平原区看，地下水含水层的厚度、粒度及富水性在横向及垂向上还是具有明显的变化。从横向上看，由漫滩至一级阶地、二级阶地、黄土台塬含水层厚度由厚变薄，含水层埋藏逐渐变深;从垂向上看，由于沉积时代不同，上下压密程度不同，由上至下，孔隙率变小，富水性变弱，因而区内中深层地下水富水性较浅层地下水差。