内蒙古-黄土高原半干旱水文地质区

黄土高原型地质环境分区~

黄土高原型地质环境分区，主要分布在陕西北部、甘肃东部、青海东部和宁夏南部，为沟、壑、梁、峁、塬地貌。黄土厚度一般不足200m，不同地区其基底岩性不同，有古生代碳酸盐岩，中、新生代的砂岩、泥岩等，主要分布于高原周边及沟壑中。黄土高原位于半干旱气候区，年降水量一般小于400mm，相对于西部干旱区，湿润度尚有利于自然植被恢复。历史上的过渡开垦，使原有的阔叶林已遭破坏，次生林保留的也不多。目前，仍有许多地方进行陡坡垦荒，成为水土流失严重区。水资源不足是黄土地区生态环境恶劣的主要因素，也是制约生态环境改善的一个至关重要的因素。区内地下水的赋存状态主要受构造和地貌条件的控制：在基岩隆起的山地，一般为基岩裂隙水、碳酸盐岩岩溶裂隙水，而在山前和盆地内一般为第四纪沉积物砂砾石潜水-承压水、中新生界碎屑岩类砂岩孔隙水。碳酸盐岩岩溶裂隙水主要存在于渭北台塬南部、甘肃平凉一带。岩溶地下水位标高在380～800m之间。在广大黄土覆盖的地区存在有黄土潜水，由于地形切割强烈、沟壑纵横、降水入渗条件差，形成地表径流就近排泄于沟谷之中，地下水水位埋深大于80m，仅在冲沟的洼地中有少量地下水，单井出水量小于10m3/d，这在极端缺水的地区是唯一的人畜饮用水源。六盘山以东黄土高原和陕北黄土高原南部为黄土塬区，黄土层厚度在100～200m之间，含水层主要位于中更新统黄土的古土壤及古钙结核及与第三系红层接触的界面中，埋深和富水性与塬面大小有关，塬面越大，埋深越浅，富水性越好，可作为当地人畜饮水及少量浇灌用水水源。陕北的油气、煤产地大多处于干旱缺水、水土流失严重区，矿山的开采活动，过渡使用有限的水资源，造成地下水位下降，致使水资源矛盾更为突出，生态环境问题已成为制约地区经济发展的主要因素。
本区的地质灾害主要为水土流失、土地沙化、滑坡、崩塌、泥石流等。陕西府谷—佳县、吴堡—白于山区无定河流域，甘肃陇西中部、渭河流域、祖历河流域、临洮一带和陇东，宁夏彭阳、预旺和西吉葫芦河以西黄土丘陵地区、固原县清水河以东和西吉县北部，内蒙古鄂尔多斯市的准格尔旗、东胜市东部，呼和浩特市的清水河县和林格尔县南部，为水土流失强烈、中强发育区。仅陕、甘两省每年因水土流失而输入黄河的泥沙量达13×108t，大约占黄河泥沙量的80%。大量的泥沙加剧了黄河河床地质环境的恶化。而陕西米脂—延安、铜川、蓝田、宝鸡为滑坡、崩塌强烈发育区，青海西宁-民和盆地为泥石流、滑坡、崩塌强烈发育区。
黄土高原区的主要矿产有石油天然气、煤炭和非金属矿产。油田主要有庆阳、靖边、安塞、吴旗、延川、富县等油田。大型煤矿主要有甘肃窑街煤矿、华亭煤矿，陕西渭北铜川—韩城煤矿(王石凹、焦坪、东坡、陈家山、下石节、黄陵店头等煤矿)，以及神木县大柳塔、活鸡兔、哈拉沟、石圪台、榆家梁等煤矿，内蒙古的马家塔、补连塔、上湾等煤矿等。非金属矿产主要为水泥用灰岩类、水泥配料用黄土等，大型矿山有陕西耀县宝鉴山石灰岩矿、五台山黄土矿，铜川市崖窑沟石灰岩矿、库当沟黄土矿，甘肃永登县大闸子水泥用灰岩矿、平凉市三道沟石灰岩矿。

朱琰
（浙江大学地球科学系，杭州玉泉，310012，中国）
中国位于世界上最大的陆地欧亚大陆的东部，陆地面积约960×104km2。东临世界上最大的海洋太平洋。从东往西，地势从滨海平原到丘陵高地，一直到世界屋脊青藏高原。由于不同的地区具有不同的气候、地形地貌和地质特征，因此，整个国家具有较为复杂的区域水文地质结构和水文地质特征。
1　气候条件
1.1　概述
中国的气候受较强的季风影响，冬季西北风、夏季东南风为主。受季风的周期变化和地形的影响，总体上中国大部分地区四季分明。冬季，来自高纬度地区的北风寒冷干燥；夏季，来自低纬度海域的南风温暖湿润。由于地域广泛，跨越35°的纬度，地形复杂，中国的地区气候差异显著。季风造成各地降雨和气温的明显变化，可分为热带、温带和寒带，并且形成热带雨林、沙漠、寒潮、飓风和春雨等。
夏季3个月的降雨占全年降雨的60%以上。降雨量由东南沿海（1000～2000mm，最大8408mm台湾）逐渐向西北的100～200mm递减。新疆东部，欧亚大陆的中心，同时也是中国干旱地区的中心，年降雨量小于50mm。最小值在吐鲁番盆地的托克逊，仅3.9mm。
1.2　气候分区
以长江为界，中国南方为亚热带气候，终年多雨，夏季湿热漫长，冬季短暂。总体上，中国可以分为东北、华中、华南、西南、西藏、西部内陆和内蒙古7个气候分区。其特征如表1。

表1　中国大陆气候分区与特征

中国的大部分地区处于四季分明的温带，东南和华中地区温暖湿润，北方和东北地区相对干旱。许多地区夏季炎热多雨、湿度大，冬季干燥。在北方80%以上的降雨集中在夏季，而南方夏季降雨量只占年降雨量的40%。东南沿海7月至9月的雨季台风频繁。
2　水文地质特征
2.1　水文地质分区及其水文地质特征
地理上，中国可分为6个水文地质分区Ⅰ—东部大平原：Ⅰ1—松辽平原，Ⅰ2—黄淮海平原；Ⅱ—北部高原区：Ⅱ1—内蒙古高原，Ⅱ2—黄土高原；Ⅲ—西部内陆盆地：Ⅲ1—河西走廊、Ⅲ2—准格尔盆地、Ⅲ3—塔里木盆地，Ⅲ4—柴达木盆地；Ⅳ—东南和中南丘陵；V—西南岩溶丘陵；Ⅵ—青藏高原：Ⅵ1—冻土高原，Ⅵ2—高原山地。中部顺纬度方向分布的秦岭山脉可作为划分南北的天然界线，各地区截然不同的地理和地质条件形成各自的水文地质特征。
（1）北方地区：在北方，由东往西，分别为：
东部大平原，主要包括松辽平原、黄淮海平原等，广泛分布的大平原，包括辽阔的山麓平原，巨厚的第四纪砂砾石形成很好、很厚的含水层。平原主要是中生代或新生代的沉降盆地，分布巨厚的松散沉积物，为丰富的地下水提供了有利的储存条件。地下水主要接受降雨的垂直入渗补给。年降雨量小于800mm，并且由东往西递减。
往西气候变化为典型的内陆干旱区，但山麓平原由于受山区河流的入渗补给，因此含有大量的地下水。在贺兰山以东的半干旱的地区，年降雨量为200～500mm，在贺兰山以西的极端干旱的戈壁地区，年降雨量减少为小于100mm。
内蒙古高原和黄土高原，是东部半湿润地区与西部干旱地区的过渡带。由于地质条件的限制，地下水缺乏，仅在一些断陷盆地，如关中平原、河套平原和银川平原分布丰富的地下水。
西部内陆盆地，主要由河西走廊、准格尔盆地、塔里木盆地和柴达木盆地组成，典型的干旱沙漠，地下水分布在广阔的山麓平原。
北方地下水的水化学特征较南方复杂得多。
（2）南方地区：在南方，基岩裸露，山地丘陵广泛分布，穿插小型的盆地，因此以地下水裂隙水为主。由东往西分别为：
东南和华中、华南丘陵，各类基岩广泛出露，以基岩裂隙水为主。
西南岩溶丘陵，碳酸盐岩广泛分布，岩溶水和地下暗河发育良好。碳酸盐岩主要为古生代和部分三叠纪的石灰岩，层厚，岩溶裂隙充分发育，降雨量的30%～70%渗入地下，集中在岩溶管道中，形成主要受构造条件控制的地下河系统。
青藏高原，平均海拔4000m。含水层主要为永冻层或具冰川成因，地下水完全受垂直分带控制。
中国南方年降雨量为1000～3000mm，河流湖泊密布，但部分中生代红层盆地和滨海平原严重缺水。在长江三角洲平原、江汉平原和成都平原等地的第四纪含水层中发现厚度大、地下水丰富的区域。
中国南方中生代和新生代的红层盆地广泛分布、丘陵起伏。普遍含钙质砂岩和钙质结核，形成承压含水层，常被作为小型企业的供水水源。
2.2　地下水资源的开发
随着城市人口的增长和工业的迅速发展，地下水在中国的工业和市政供水中的重要性日益增加。根据国土资源部的统计，中国有1243个地下水开采水源地，以开采量大小和地下水类型统计，见表2。

表2　中国地下水水源地类型统计

许多地区依赖于地下水。约有400个城市以地下水为供水水源，其中约60个城市以地下水供水为主，如石家庄、呼和浩特、沈阳、济南、海口、西安、西宁、银川、乌鲁木齐和拉萨等。在许多城市，如北京、天津、大连、哈尔滨、南京、杭州、南昌、青岛、郑州、武汉、广州、成都、贵阳、兰州、长春、上海等，地下水与地表水一起作为供水水源。因此，地下水的水化学特征和水质变化对于社会生产和人民身体健康非常重要。
3　地下水的化学性质
3.1　地下水水质分类
受赋存条件及形成机理控制，以及近代人类活动影响，地下水具有不同的水化学特征。
传统上，地下水水质的总体好坏是根据总溶解固体（TDS，原采用矿化度）来判断，有淡水（＜1g/L），微咸水（1～3g/L），咸水（3～10g/L）和卤水（＞10g/L）之分。
一般来说，从山区到内陆盆地，地下水水质具有明显的水平分带性，上游山区至戈壁砾石带水质好，一般为淡水，矿化度小于1g/L，以潜水为主；下游细土平原带具多层结构，为潜水、潜水－承压水，水质一般也较好，矿化度一般小于1g/L，局部大于1g/L；而再向下游，水质越来越差，一般为微咸水、咸水甚至为卤水。滨海平原，由于浅部含水层卤水广泛分布，造成供水困难。淡水分布于深层承压含水层中，被大量开采用于工农业和人民生活。在一些滨海平原和沿海城市，存在分隔的多层含水层，上部卤水含水层，深部淡水含水层。
从来源上看，地下水成分来源于大气圈、土壤和水－岩作用（风化），以及人类活动的污染，比如采矿、地面清洗、农业、酸雨、生活和工业废水。
地下水缓慢的地下运移，使得化学组分的赋存时间远长于地表水。由于各地地表水水质的差异，很难用统一的单项指标来衡量地下水的水质及其变化。
一般地，可用一系列指标作为地下水水质评价参数（其中斜体字为基本参数，作为第一序列来考虑）：
（1）盐度：Cl,SEC（specific electrical conductance）,SO4,Br,TDS（total dissolved solids）,Mg/Ca,delta18O,delta2H,F。
（2）酸度和氧化还原状况：pH,HCO3,Eh,DO,Fe,As。
（3）放射性：3H,36Cl,222Rn。
（4）农业污染：NO3,SO4,DOC（dissolved organic carbon）,K/Na,P，杀虫剂、除草剂。
（5）矿业污染：SO4,pH,Fe,As，一些金属，F,Sr。
（6）城市污染：Cl,HCO3,DOC,B，石油，有机溶剂。
3.2　地下水水化学的区域性特征
受气候、地貌、水文等诸多因素的影响，我国浅层地下水的水质由东南向北及西北逐渐变化。
自昆仑山-秦岭-淮河一线以南的湿润地带，大多数地区的地下水矿化度小于1.0g/L（滨海平原除外），而其中大部分地区是0.2～0.5g/L。水化学类型为重碳酸盐型。
此线以北的干旱、半干旱地区的地下水矿化度较复杂。
东部平原的浅层地下水主要表现盐化特征，由山前平原的淡水（矿化度小于1.0g/L），向滨海平原渐变为微咸水乃至咸水。东部的松辽平原中部、下辽河平原和黄淮海平原普遍大于1.0g/L，黄河古三角洲及江苏省滨海平原地下水矿化度由1.0g/L渐增至10.0g/L以上。
从内蒙古至西北干旱区，地下水矿化度普遍高于1.0g/L，由内陆盆地边缘向中部出现规律递变，即由溶滤作用的低矿化重碳酸盐型淡水，过渡为溶滤盐化作用成因的成分复杂的硫酸盐型咸水带，呈现水平分带的特点。在年降水量仅10～50mm的荒漠化地区，地下水矿化度高达5～30g/L，局部有盐沼出现。水化学类型的演变从山区向平原为重碳酸盐型→硫酸盐型→氯化物型逐渐过渡。
青藏高原的多年冻土区冻结层上的水，由于大气降水和冰雪融水补给，水质良好，多为重碳酸盐型，矿化度一般小于1.0g/L。冻结层之下的水，一般除第三纪砂岩外，水质良好。第四纪湖相沉积物中水的矿化度较高，多为咸水湖。
3.3　环境水文地球化学异常及其成因
在中国的地下水化学组分的区域性变化规律中，局部地区受自然环境、地质构造、岩性关系影响，形成某些成分的特殊分布，不利于人体健康，成为所谓的原生水文地质问题。
3.3.1　元素过剩
许多地区地下水中铁和氟离子含量过高。
北方由于土地盐碱化（大于17%的北方平原）卤水广泛分布。20世纪50年代，部分地区由于用黄河水大量灌溉，造成32万亩土地的次生盐碱化。目前，在使用黄河水漫灌的河套平原和银川平原，严重的土壤次生盐碱化依然存在。
青藏高原是富硼地区，岩石、土壤、温泉、盐湖的硼含量都十分高。
内蒙古巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、乌兰布和沙漠、新疆的准噶尔盆地、塔里木盆地和藏北高原出现富砷（0.1～25mg/L）的潜水、湖水和矿泉水。
东北、华北、西北的油田地区，民用深井常富碘（0.300～1.920mg/L）。
元素过剩的成因可分为3类：
（1）蒸发浓缩型：东北西部平原、华北滨海平原、内蒙古高原、准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、藏北高原、关中盆地等地区，气候干燥，蒸发浓缩作用强烈，可溶性盐类在相对低洼的地区富集，造成土壤盐碱化，潜水矿化度增高，常出现咸水、苦水和肥水，水中一些与生命有关的元素，如Na、Mg、Ca、S（ ）、Cl、N（ 和 ）、I、F、Se、As、B等含量过剩。在我国干旱、半干旱地区，已发现的地方病有氟中毒、慢性砷中毒、慢性亚硝酸盐中毒、高碘性地方病甲状腺肿、硼肠炎、地方性腹泻（水中硫酸盐过剩所致）、天然性放射性疾病等。
（2）矿床和矿化地层型：由于地下水经过近地表的矿床和矿化地层风化壳后形成元素的富集或过剩。许多金属矿床，常常流行砷、汞、铜、氟、硫酸盐和放射性元素中毒地方病。或者某些矿泉毒性元素含量较高，污染了矿泉流经的地区。
（3）生物积累型：水土中有些元素（Hg、Se、T1）通过生物富集，可以引起中毒性地方病。
3.3.2　元素缺乏
元素缺乏的成因也可分为3类：
（1）湿润山地型：降水丰沛的山区，特别是基岩裸露的山区，十分有利于水迁移能力强的元素淋溶流失，因此，山区常缺碘，如大小兴安岭、长白山、燕山、太行山、祁连山、天山、阿尔泰山、昆仑山、喜马拉雅山、横断山、秦岭、云贵高原、大巴山、大别山、武夷山、南岭等山脉，皆是较严重缺碘的地区。在西北干旱地区和东南湿润地区之间过渡地带的山岳丘陵，形成一条东北-西南走向的低硒地带，在低硒带内，流行与硒缺乏有关的动物白肌病，人类克山病和大骨节病。
（2）沼泽泥炭型：沼泽泥炭发育地区，由于水土还原性，动植物残体的氧化分解作用弱，一些生命元素（I、Cu、Co、B、Se等）的迁移能力下降，有效态含量低，从而形成元素缺乏。
（3）沙土型：由于沙土有机含量低，水分和养分的保持能力差，所以一些生命元素（I、F、Zn、Mo、B、Cu、Se）容易流失。主要分布在沙漠边缘地区和山前冲洪积扇上部。
由于上述各种原因造成地下水中化学成分的过剩或缺乏，对饮用者的健康不利，因此需要我们调查和解决。
3.4　地下水开采造成的水质变化
在含水层开采使用过程中，由于水动力条件和天然化学平衡被破坏，地下水的成分会发生一定的变化，比如F,As的增加，对人体健康不利。潜水的水质变化也可以由滑坡、火灾和其他改变（增加或减少）地面渗透、岩石出露、土壤表层条件，影响地表水入渗的地表作用造成。在我国的具体表现有：
（1）地下水硬度持续升高。如北京地下水硬度由50年代的10～16（德国度），目前大于30（德国度），甚至局部40（德国度）。
（2）滨海地区海水入侵，Cl离子含量增加，水质恶化。
（3）上下含水层贯通，水质好的含水层受到污染。
3.5　地下水污染现状（2000年）及变化趋势（1996～2000年）
根据全国130个城市和地区2000年的地下水水质统计分析，全国地下水总体质量较好，但多数城市地下水仍受到一定程度的污染。
（1）东北地区主要为地下水总硬度、矿化度、硝酸盐、亚硝酸盐、铁和锰超标；其次为硫酸盐和氯化物。自1996年至2000年，东北地区地下水水质总体上保持稳定或略有好转；在局部地段上有污染加重的趋势。其原因为城区内工业和人口较集中，工业及生活污染物排放量大，且排放形式不合理，在市区周围地区化肥农药的使用量过大，也直接或间接地造成地下水水质污染。黑龙江省受原生地质环境影响，地下水中铁和锰含量普遍偏高。
（2）华北地区地下水水质总体较差，长期超量开采地下水改变了华北地区地下水水动力条件，打破了原有的水盐平衡；人类活动的加剧使地下水中的有害物质增多，造成了地下水总矿化度升高、浅层地下水污染、沿海地区海水入侵、氟碘离子升高等问题。因此，华北地区主要为总硬度、矿化度超标严重，特别是河北省的沧州市和廊坊市；其次为硫酸盐、硝酸盐、氯化物和氟化物；少数城市（如许昌市）细菌总数和大肠菌群亦超标明显。1996年至2000年，内蒙古、北京和河北地下水水质基本稳定，超标组分和含量变化不大，山西省地下水水质波动变化明显，天津市地下水水质污染有加重的趋势。
（3）西北地区因人口密度及工农业发展水平的不同，主要城市和地区的地下水水质状况差异也较大。地下水受污染的城市主要有兰州、太原、西安、晋城、运城、铜川、呼和浩特、包头、银川，以浅层地下水污染严重。主要为总硬度、矿化度、硝酸盐和硫酸盐超标，其次为氯化物、氟化物、亚硝酸盐和氨氮，个别城市（西安市和汉中市）六价铬污染。新疆和宁夏主要城市的地下水水质较为稳定；而陕西省主要城市的地下水受工业和生活污染，水质恶化速率最快。兰州市三滩地区地下水酚检出率为74.5%，超标率为34.7%，氰检出率为76.13%。太原市农业污水灌溉面积2.89×104km2，其余工业、生活污水也大都排入汾河，使地下水污染严重。太原盆地浅层水轻污染区682km2，主要指标酚含量0.00167mg/L，重污染区150km2，砷、氰含量分别为0.0265mg/L和0.0169mg/L。
（4）华东地区主要为亚硝酸盐、氨氮、铁和锰超标，部分城市地下水呈酸性，pH值超标严重。由于原生地质环境的影响，地下水中铁、锰含量普遍较高，沿污染河段及城郊地区地下水“三氮”含量普遍较高。1996年至2000年，华东地区除山东省外地下水水质较为稳定。
（5）中南地区主要为亚硝酸盐、硝酸盐、氨氮、铁和锰；其次为总硬度、氟化物和pH值。铁和锰主要为原生环境引起的超标。近几年，河南省的三门峡、鹤壁等市因工业“三废”和生活垃圾不合理排放，致使地下水水质持续恶化。
（6）西南地区主要为总硬度、矿化度、亚硝酸盐、氨氮、铁和锰超标，其次为氟化物、硫酸盐、有机酚、耗氧量和pH值，污染元素主要呈点状分布，超标率较低。
（7）华南地区主要城市地下水污染元素主要有亚硝酸盐、氨氮、铁和锰，总硬度和硝酸盐。另外，部分城市地下水呈酸性，pH值超标严重。
综上所述，我国地下水污染有如下特点：
（1）从污染程度上看，北方城市污染普遍较南方城市重，污染元素多且超标率高。
（2）从超标成分看，“三氮”污染在全国均较突出，矿化度和总硬度超标主要分布在东北、华北、西北和西南地区，铁和锰超标主要分布在南方地区。
（3）从变化趋势看，我国大多数城市地下水水质趋于稳定或略有减轻，部分城市和地区污染加重，应引起重视。
参考文献
[1]国土资源部地质环境监测中心年报，1996～2000.
[2]戎秋涛，翁焕新.环境地球化学.地质出版社，1998.
[3]Chen Mengxiong,Cai Zhuhuang.Groundwater resources and the related environ-hydrogeologic problems in China.Seismological Press,Beijing,2000.

该区主要涉及陕甘宁晋、内蒙古等黄河中游地区，包括银川盆地、鄂尔多斯盆地、河套平原、关中盆地、汾渭盆地等。

1.银川平原

银川平原为新生代形成的断陷盆地，由西向东依次为山前冲洪积扇、冲洪积平原、河湖积平原和黄河河漫滩。盆地第四系沉积物中赋存松散岩类孔隙水，第四系厚度自沉降中心向四周变薄，由大于1000m至小于500m，在贺兰山山前地带为300～500m，于黄河附近为数十米至百余米。银川平原的第四系松散岩类单一结构潜水含水层主要分布在平原区西部和南部的局部地区，由贺兰山东麓洪积与青铜峡峡口冲积砂卵砾石组成，岩性上下基本一致，水量丰富，水质良好。其他地区为多层结构含水层分布区，在大约250m深度以浅的范围内，可划分出三个含水岩组，从上向下依次是潜水含水岩组（埋深＜ 60m）、第一承压含水岩组（埋深70～160m）、第二承压含水岩组（埋深160～280m），其中第一、二承压含水岩组统称为深层地下水，各含水岩组之间通常具有相对较为连续的弱透水层。第一、二承压含水岩组及单一结构潜水含水层是主要开采目的层。

（1）单一结构潜水含水层系统

青铜峡峡口黄河冲积扇为单一结构潜水含水层区，岩性单一，从西南向东北，由卵砾石逐渐变为含砾粉细砂，含水层厚度由薄变厚，从10m到＞300m。地下水水位埋深0.5～4.0m，单井涌水量2000m³/d，局部＞5000m³/d，地下水矿化度一般＜1g/L。贺兰山东麓洪积斜平原单一潜水区，南北长120km，东西宽3～10km。由卵砾石、砂砾石变为砂砾石夹砂层，第四系厚度可达500～600m。洪积扇前缘水位埋深一般10～30m，冲积扇上部水位埋深50～100m，最深达181.5m；单井涌水量＞1000m³/d。矿化度通常＜1g/L，水化学类型为重碳酸型水。

（2）多层结构潜水-承压含水层系统

多层结构区潜水含水岩组以中细砂为主，含水层厚度一般为20～60m，总体上自南向北含水层厚度由厚变薄；地下水水位埋深在山前洪积倾斜平原地带为2～10m，冲湖积平原和冲积平原＜2m。

第一承压含水岩组顶板埋深通常在25～60m之间，底板埋深一般为140～160m。含水岩组的厚度一般在40～130m之间，在平原的中部地区含水层厚度较大，向东、西两侧，含水层厚度逐渐变薄。通常由2～5个相互具有水力联系的含水层所构成，它们之间水力联系密切（图2-7）。含水层岩性主要为细砂、粉细砂和少量中砂。

图2-7 银川平原中部东西向水文地质剖面

（据吴学华等，2009）

1—砂砾石；2—细砂；3—黏砂土；4—砂粘土；5—泥质砂岩；6—砂岩；7—灰岩；8—水位线；9—地质时代及界线

2.河套平原

河套平原东起蛮汉山西麓，西止于狼山山脉、乌兰布和沙漠以东，南临库布齐沙漠、鄂尔多斯高原，北靠阴山山脉。西山嘴以西广大地区为后套平原；西山嘴以东，包头以西的西窄东宽的三角地带，称为三湖河平原；包头以东至呼和浩特市，称呼包平原。黄河自西而东流经平原南侧，平原内沉积了厚度逾600m的松散沉积，深部为含盐分较高的新近系地层。第四系孔隙含水层系统分为单一结构含水层系统和双层结构含水层系统。

（1）单一结构含水层系统

单一结构含水层系统主要分布于大青山山前、蛮汉山山前、乌拉山山前及狼山近山前地带、东南部和林格尔台地前缘和鄂尔多斯高原北缘台地前缘，沉积物颗粒粗，黏性土多以透镜体状分布，无稳定连续的隔水层，构成单一结构含水层。

大青山山前单一结构含水层由一系列的冲洪积扇群构成，上部为上更新统及全新统砾砂、砂砾、砂卵石、砂为主，一般厚度为120～140m，单位涌水量100～500m³/d·m。蛮汗山山前单一结构含水层大部分为上更新统至全新统，含水层岩性为砾卵石、含卵砂砾石、中粗砂、粉细砂。含水层埋藏浅，在20～70m之间，厚度较薄，一般为30～50m，含水层水量丰富，单位涌水量1000～3200³/d·m。佘太盆地山前单一结构含水层厚度35～83m，含水层顶板埋深90～120m，水量较丰富，单位涌水量35～216m³/d·m，水位埋深由近山麓的40～60m递减到冲洪积扇裙部的10～30m。水质良好，矿化度＜0.5g/L。狼山和乌拉山山前单一结构含水层岩性为含卵砂砾石、含砾中粗砂，自北向南有明显的水平分带性，含水层颗粒由含卵砂砾石及砂砾石变为中细砂，厚度由50～80m变为20～40m，涌水量由100～150m³/d 变为25～100m³/d，水位埋深由20～40m 变为3～5m，矿化度由＜0.5g/L变为1～3g/L。

（2）双层结构含水层系统

双层结构含水层分布于中部冲湖积平原及南部黄河冲湖积平原。由北向南含水层岩性颗粒由粗变细，砂层与黏性土层展布其间，其中分布着一层稳定、连续、厚度巨大的淤泥质粘土层，构成了隔水层，其上部为潜水-微承压、半承压含水层，其下部为承压含水层，形成了双层结构含水层。在呼包平原区，上部浅层地下水水质较差，主要用于工业、农业用水；下部承压水水质优良，用于城市和农村居民生活用水和工业用水。在后套平原，主要开采上部浅层地下水，下部承压水因其埋藏深，一般埋深300～500m及以下，且其水质差、水量小，开采条件差，只在局部埋藏较浅地区有少量开采，且揭露该层的钻孔资料极少。

1）呼包平原双层结构含水层：

浅层潜水-半承压含水层广泛分布，为上更新统至全新统含水组。该含水层在大青山山前扇裙地带、乌素图以东底板埋深20～40m，厚度＜20m，向西埋深逐渐加深、厚度增大，至西端沙尔沁埋深达190m，厚度也增大至157m。平原中部底板埋深由东向西增大，在东部白庙子仅47.3m，至西部大城西达167.6m，厚度由34m增加至101m。大青山前扇群中段、东部大黑河河谷地带，单井涌水量多＞1000³/d，其他地区单井涌水量多在500～1000³/d之间，仅乌素图以东山前群扇带，单井涌水量在500³/d以下。平原区内由东北至西南，单井涌水量由100～500³/d递减至50～100³/d，局部地带甚至＜50³/d。水质总体较差，存在矿化度大于3g/L的地下水。

深部第四系承压含水层为中更新统下段，在平原内分布广泛，只在东部边缘和南部台地后缘缺失，西部200～250m深度内未揭露。北部为砂卵石夹砂砾石、砾砂，向南部泥质含量逐渐增多，颗粒变细（图2-8）。东部为大黑河古湖滨三角洲沉积，以砾卵石为主，前缘逐渐变细，为砂砾石、砾砂和中粗砂，近黄河为湖盆沉积，岩性由中粗砂渐变为细砂、粉细砂，厚度逐渐减小，泥质含量增大。

第四系承压含水层顶板埋深由东向西、由南向北逐渐加深，最深处在湖盆偏北的北什轴—北圪堵的东西向条带内。东八拜附近为84m，向西至北圪堵深达401m，南部台地前缘和湖盆内的浅湖带，顶板为一斜坡，其埋深由35m递增至192m，在乌素图以西，山前带沉降幅度大，顶板埋深在90～218m之间。北部受大青山、蛮汗山隆起的影响，为一宽阔的浅埋带，顶板埋深在54～75m之间。该含水层仅在东部完全揭露，底板埋深为107～216m，在什拉门更—班定营一带深达502m。东部地区含水层厚度一般为20m左右，向西部白庙子附近增厚至100m 以上，南部台地前缘和浅湖滨相带南缘，含水层厚度较小，200m深度内厚度仅10～32m。在东部大黑河古湖滨三角洲最大，单井涌水量可达1000m³/d以上，山前湖滨带也可达1000m³/d以上，向南至湖滨前缘带为500～1000m³/d，至湖盆内部递减为100～500m³/d，西南部、黄河北岸边及湖积台地前缘多＜50m³/d，最小单井涌水量在10m³/d以下。含水层水质总体上优良，除哈素海南部、西南部和黄河北岸局部地区矿化度大于3g/L外，大部分地区矿化度均为0.3～1g/L。

图2-8 呼包平原中部沟门镇—何家圪堵水文地质剖面图

2）后套平原双层结构含水层：

浅层潜水-半承压含水层分布于整个后套平原，含水层岩性为上更新统至全新统中细砂、细砂和粉细砂，局部有含砾中粗砂（图2-9）。含水层顶板埋深一般小于20m，含水层厚度由东部的60～80m，向西增至150～240m，由南部隆起区的20～60m，向北部增至100～200m，在西部陕坝以北区域，含水层厚度最大，钻孔揭露最大厚度为238m；在西山嘴以北一带含水层厚度最薄，一般小于20m。

图2-9 后套平原中部大换圪旦-晨光二社水文地质剖面图

含水层底板埋深沿东南向西北方向变大，在东部厚度为80～100m，向西增至150～300m；在南部厚度为30～80m，向北增至100～200m。乌兰布和沙漠区，由于磴口-全盛西沟断裂带的影响，含水层呈向北北西倾的单斜构造，南部含水层底板埋藏浅，多为40～100m，厚度较薄，一般为30～80m，向北至扇群前缘洼地一带，底板埋深在140～250m之间，厚度为100～200m。

含水层富水性由西南向东北方向变小，60m以上含水层的单井涌水量在西南部为350～500³/d，局部可达600³/d，向东北部渐变为250～350³/d及150～250³/d，至乌梁素海西侧一带，不足150³/d。

含水层水质受构造和沉积环境的影响，东部多咸水，西部多淡水，咸淡水界面与区域构造一致。大致以永济渠为界，以东为上淡下咸水，其上下分界面大致为上更新统上段（

）与下段（

）的分界面；以西全为淡水。在平原中部，自东向西咸水层埋深逐渐加大，淡水层厚度逐渐增大，由上淡下咸过渡为全淡水。据钻孔取样分析结果，矿化度在南部隆起区为13.1～60.5g/L，在北部坳陷区为0.6～14.4 g/L，在东部浅坳陷区为0.7～9.4 g/L，在西部深坳陷区为0.4～9.4 g/L。

第四系承压含水层在300m勘探深度内，主要见于磴口-全盛西沟断裂带以南，扇裙前缘断裂以北地区。在扇裙前缘断裂以北狼山与乌拉山山前地区，含水层岩性主要为泥质砂砾石及中细砂，为冲积—湖积交互的湖滨相沉积。含水层顶板自北向南渐深，一般在70～110m和180～200m，为淡水，局部地区，特别是在古冲积扇的翼部和扇间地带常有咸水分布，矿化度为3～10g/L，咸水顶面基本与上更新统底板一致。单井涌水量为500～1500m³/d。在乌拉山山前，含水层顶板埋深一般为60～100m，在公庙子以西有咸水分布，局部地区矿化度较高。

磴口-全盛西沟断裂带以南，由于受磴口隆起的影响，含水层埋藏较浅，并由南向北渐深，其顶板埋深由南部的60～100m，向北部增至100～150m，厚度也有增大的趋势，但含水层颗粒沿此方向变细，由中细砂变为细砂和粉细砂，而在磴口一带埋藏最浅，含水层颗粒较粗，以中细砂为主，局部含粗砂，厚度较大，可达250～300m，含水层顶板埋深50～70m，单井涌水量一般为300～1300³/d，均为淡水，矿化度多小于1g/L，局部1～3g/L。

湖盆东南边缘含水层分布较普遍，由于乌拉山潜伏隆起和磴口-全盛西沟断裂带的影响，平原区南部一带含水层埋藏浅，向北逐渐加深，含水层顶板埋深由 60～120m，向北增至200m，含水层以粉细砂为主，水量一般较小，矿化度多大于3g/L，大部为咸水。在西山嘴近山麓一带，为山麓湖滨相沉积，含水层颗粒较粗，见有含砾中粗砂，200m以内揭露含水层厚度12～35m，自流量为60～70m³/d，水质尚好，矿化度1～3g/L，有一定的供水价值，但分布范围较局限。在乌梁素海西侧，含水层埋藏较深，颗粒变细，以粉细砂为主，厚度较薄，水量甚小，可自流，水质尚好，为矿化度1～2g/L的淡水。

湖盆中心扇裙前缘断裂南侧，西起太阳庙东至乌梁素海北端的长条地带，在构造上处于盆地深坳陷带，为区域沉积中心，含水层埋藏很深，其顶板埋深一般为200～300m或以下，而且含水层颗粒细，水量小，水质较差，多为咸水。

3.汾渭盆地

汾渭盆地由一系列新生代断陷盆地组成，自北而南依次为大同、忻州、太原、长治、临汾、运城及渭河等盆地。这些盆地中广泛分布着第四系和新近系上新统松散岩类孔隙含水岩组，其含水层基本特征各地不一，构成了各自独立的典型承压自流盆地。

（1）大同盆地

大同盆地松散沉积物的孔隙水是盆地最重要的含水层组，主要分布于山前的洪积扇群带及埋藏的古河道，在凹陷处松散层厚度可达1000～1500m。主要含水层埋藏深度在200m以上，多为100～150m，以中、上更新统洪积、冲积的砂砾石层为主（图2-10）。

图2-10 大同盆地孔隙水系统剖面示意图

（据韩颖等，2009）

1—含水层；2—弱透水层；3—地下水位；4—垂向补给；5—垂向排泄；6—侧向补给；7—含水层时代；8—断层

山前倾斜平原孔隙含水层主要为卵石、砾石和砂层组成的洪积扇，厚度 30～80m，富水性好，单井出水量为 1500～3000m³/d，冲积扇轴部富水性极强，单井出水量可达1×10⁴m³/d。

盆地中部平原孔隙承压含水层埋深在30～50m及以下，可见自流井，怀仁县海北头乡清泉村自流井井深120m，水头高出地表约5m，自流量达60³/h。应县义井乡上桥头井深164m，大黄巍乡井深480m，杏寨乡孔深230m，均自流，地下水一般水质较好，但在山阴合盛堡、大虫堡等地，氟离子含量较高。

御河河谷阶地孔隙含水层为中粗砂及砂砾石层，潜水位埋深多＜10m，在4～10m之间，沿河下游深10～15m的大口管井，出水量可达1000～4000³/d。承压含水层厚度20～50m，水位埋深20～60m，单井出水量大都在1000m³/d以上，大的达5000m³/d。该区是大同市城市和工业集中供水的水源地。

大同盆地从边山至中心地下水具有明显的水化学分带规律，尤其以潜水的水平分带性明显。山前倾斜平原地带，为HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg型水，矿化度小于0.5g/L。倾斜平原下部与冲积平原的边缘地带，由HCO₃ 型向HCO₃·SO₄ 型过渡，矿化度0.5～1g/L。冲积平原地带，潜水水化学类型以硫酸或氯化物型为主，矿化度1～3g/L。

（2）忻州盆地

第四系潜水含水层由全新统及上更新统组成。底板埋深一般为15～70m，含水层厚度7～50m；由洪积扇轴部向扇间洼地，含水层颗粒逐渐变细，单层厚度逐渐变薄，层数逐渐增加。在大营断阶区底板埋深20～55m，含水层岩性以中粗砂、砾卵石为主，总厚度7～28m；在代县凹陷区底板埋深25～92m，含水层岩性以中粗砂、砂砾石为主，总厚度22～34m；在原平凹陷区底板埋深25～70m，岩性以中粗砂、中细砂为主，总厚度25～40m；在奇村断阶区底板埋深15～40m，岩性为砂砾石、中粗砂、细砂等，总厚度10～20m；在忻定凹陷区底板埋深20～55m，含水层岩性以粗中砂、粉细砂为主，总厚度14～45m。

中层含水层在山前倾斜平原区底板埋深一般46.5～144m，厚度25～90m，含水层厚10～40m，由盆地边缘向冲洪积交接带底板埋深逐渐加深，含水岩组厚度逐渐加大。在冲积平原区，底板埋深90.6～158.59m，一般100～140m，含水层与隔水层呈互为夹层状分布，含水层厚度一般8.6～40m，局部可达40～60m。

深层含水层研究程度较低，仅有少数井孔揭露第四系下更新统含水岩组。

（3）太原盆地

太原断陷盆地第四系孔隙含水层主要是全新统潜水含水岩组（0～50m），中、上更新统承压含水岩组（50～200m）、下更新统承压弱含水岩组（200～400m）。

浅层潜水含水层分布于全区，岩性为冲洪积砂砾石和砂，厚10～30m不等。从山前到平原，含水介质的颗粒由粗变细，厚度减小，富水性变弱。单井涌水量500～1500m³/d，大的洪积扇轴部可达1500m³/d以上，扇间洼地一般＜500m³/d。盆地中部冲积成因的砂卵石和中、粗细砂含水层，厚度一般为5～25m，汾河冲积层北部单位涌水量20～50m³/d·，南部减少至5～10m³/d·m。

中深层承压含水层为中、下更新统和上更新统的冲洪积层和湖积砂卵石、中砂、粗砂、细粉砂，隔水层多为粉质粘土，属多层结构的承压含水系统，埋深50～200m，含水层厚5～50m不等。古河道、古洪积扇轴部较富水，扇间洼地富水性弱。三给地垒以北的汾河冲积层富水性强，单位涌水量1500～5000m³/d·m，三给地垒向南沿汾河富水性逐渐减弱，一般地区单井单位涌水量10～26m³/d·m，扇间洼地和汾河南部冲积层单位涌水量小于2m³/d·m（图2-11）。

（4）长治盆地

含水层埋深50m以上为浅层潜水含水层，50～150m（或200m）为中层承压含水层，盆地中部大面积分布双层结构的含水层系统；在倾斜平原中上部，卵砾石和砂层连续沉积，其间砂性土透水性强，为混合的含水层系统。

浅层潜水含水层为全新统、上更新统冲积、洪积砂砾石及砂层。平原区含水层层次多、厚薄不均，一般含水层厚度为10m左右。洪积扇和各大河流古河道含水层次少，单层厚，其中砂性土具有含水透水的特点，一般厚10～25m。盆地内广大冲湖积台地、河谷阶地、河道向两侧河间地块及平原中心，含水层变薄，粒度变细。富水性相应减小，浅井单位涌水量5～10m³/h·m或更小。

中含水层水主要分布于河谷阶地及黄土台地，为中、下更新统亚粘土、粘土、亚砂土，厚度大，所夹砂层较少，且分布不均匀，目前开采深度大多以 50～150m 为主。孔深＞100m的钻孔单位涌水量均＜1m³/h·m，含水层组顶板埋深由盆地边缘向长治市北部中心逐渐加深，一般为0～50m。含水层富水性与上覆浅层水富水性有着较大的区别（图2-12）。

图2-11 太原盆地孔隙水系统水文地质剖面概念图

（据韩颖等，2009）

1—含水层；2—弱透水层；3—地下水位；4—垂向补给；5—垂向排泄；6—侧向补给；7—含水层时代；8—断层

图2-12 长治盆地地下水系统剖面示意图

（据韩颖等，2009）

（5）临汾盆地

第四系松散岩类孔隙含水层主要分布在黄土台塬区、山前洪积台地、山前倾斜平原区及河谷平原区。

黄土台塬区第四系含水层主要是下更新统的中细砂层，分布在峨嵋台地、汾阳岭-塔儿山隆起、秦岗隆起及霍山山前的洪积台地，受古沉积环境及构造作用控制，其含水层结构在各地亦有差异。峨嵋台地是位于临汾盆地和运城盆地间的一个较大的黄土台塬，第四系下更新统的中细砂层是峨嵋台塬目前的主要开采层，含水层顶板埋深在低台塬区为200m左右，在高台塬区为150m左右，有3～8层，一般厚10～20m，最厚可达50m以上，富水性中等区主要分布在低台塬区的通化—解店镇一带以及高台塬区的大、小谢村及薛店等地，单位涌水量5～10m³/h·m，其余地带单位涌水量＜5³/h·m，富水性弱，水位埋深130～250m，在中等富水区渗透系数为7～9m/d，在台塬区其他地带渗透系数一般小于4m/d。汾阳岭-塔儿山黄土台塬区横亘于盆地中部，第四系下更新统含水层岩性为细砂、中细砂，顶板埋深105m左右，底板埋深185m，有2～4层，总厚2～20.71m。秦岗隆起黄土台塬主要分布在辛安—南唐一带，含水层岩性主要为下更新统、中更新统、上更新统洪积风积的亚砂土、亚粘土、粘土及薄层砂砾石层，潜水水位埋深20～100m，单位涌水量小于1m³/h·m。

霍山山前的洪积台地第四系下更新统（Q₁）地层厚40～70 ，含水层主要为青灰色砾石层，有2～3层，单层厚3～12 ，总厚6～23 ；中更新统（Q₂）地层厚130～170 ，含水层主要为浅肉红色及青灰色砂砾石，有2～3层，单层厚10～30 ，总厚30～50 ，水位埋深90～100 ，钻孔单位涌水量＜1³/h·m（图2-13）。

图2-13 霍山山前地带水文地质示意图

（据韩颖等，2009）

吕梁山山前的洪积扇主要由更新统及全新统冲洪积相的砂卵砾石、亚砂土、亚粘土、粘土组成。在近山地带，潜水-微承压含水层为更新统的砂卵砾石，有4～8层，单层厚度2～23m，总厚度～70 ，底板埋深160～220 ，水位埋深40～100 ，钻孔单位涌水量0.71～19.06m³/h·m。从扇顶到扇缘，含水层岩性由卵砾石逐渐变为粗中砂—粉细砂，厚度变薄、埋深变浅。东侧霍山、塔儿山、中条山及紫金山山前倾斜平原区，洪积扇以亚砂土、亚粘土夹卵砾石透镜体为主，厚30～100m，含砂比为0.4～0.7。地下水位埋深由扇顶近100m，到扇前缘变为10m左右，钻孔单位涌水量0.72～7.85m³/h·m。

盆地中部的河谷冲积阶地第四系堆积物主要是更新统河湖相沉积，下更新统含水层为中细砂及砂砾石层，有2～9层，厚2.37～69.97 ，顶板埋深123.87～293 ，底板埋深240.49～402.17 ，属承压含水层，水位标高380～505 ，局部地带高出地表形成自流。中更新统含水层为中细砂及砂砾石，有2～7层，总厚6.65～74.34m，顶板埋深43.40～110.71 ，底板埋深100.05～242.68 ，属承压含水层，水位标高360～440 ，钻孔单位涌水量0.1～4.32m³/h·m，水位埋深20～110 ，在洪洞板塌一带高出地表形成自流，承压水头高出地表9.66 ，比下更新统深层承压水头高4.11 ，是目前临汾盆地地下水开采的主要层位。

上更新统及全新统在河谷平原区主要为河湖冲积相的亚砂土、亚粘土夹薄层中细砂及砂卵砾石，一般为潜水含水层，底板埋深30～60m，地下水量丰富。河谷平原区下更新统、中更新统、上更新统和全新统含水层的空间结构及与相邻地貌单元含水层的接触关系见图2-14。

图2-14 河谷平原区含水层的空间结构示意图

（据韩颖等，2009）

（6）运城盆地

运城盆地第四系含水层分布于黄土台塬区、黄土丘陵区、山前平原与冲湖积平原，其分布、结构特征各异。

上更新统-全新统含水层：为潜水含水层，在黄土台塬区的栲栳塬，仅分布在东北部樊桥站一带，水位埋深9.8m，底板埋深15m，弱含水。在中条山前倾斜平原，该含水层底板埋深27～78m，水位埋深2.0～40.0m，砂层总厚6.28～46m，含水砂层1～4层，单层厚度3～34m，岩性主要由砂砾石、中粗砂组成，洪积扇边缘骤变为含砾亚粘土、亚砂土。稷王山前含水层底板埋深12～18m，水位埋深10～20m，一般为15～16m。含水层厚度1～5m，由中粗砂组成。冲湖积平原，含水层底板埋深23.44～59.57m，从河谷两侧向中心，上游至下游，底板埋深逐渐增大，砂层总厚2.0～19.0m，一般5.0～10.0m，由1～8层含水砂层组成，1～3层较多，单层厚度1.0～19.0m。在湖积洼地区，含水层底板埋深30～37m，含水砂层1～2层，岩性以粉砂、亚砂土互层为主，局部为细砂；黄河阶地区，含水层底板埋深一般55～80m左右，含水砂层2～3层，单层厚度2.0～30.0m，总厚40～50m。在近黄河岸边27～32m处有一层亚砂土，厚3～5m。其上为粉细砂层，下部为为中细砂层，含水层底部为中粗砂层。黄河岸边东部其它地区上部均为亚砂土，下部为中细砂及粗砂地层。

中更新统含水层：栲栳塬区底板埋深为142～165m，砂层总厚46～100m；由西到东，从北至南逐渐增厚，地下水位埋深为28.0～58.0m，含水层1～3层，单层厚度一般20m左右，岩性以中细砂为主。在山前黄土丘陵地带，底板埋深74～132m，水位埋深16.0～66.2m，含水层1～4层，单层厚度1.5～30.0m，东北薄，西南厚。山前倾斜平原，底板埋深一般为122～278m，水位埋深从1.0～43.6m，一般为10～20m，含水层岩性在洪积扇顶、轴部为砂砾石，中下部及边缘为中细砂，含水层2～8层，单层厚度0.5～25.0m，总厚度0.5～100.0m，一般20m左右。冲湖积平原区，底板埋深一般为90～100m，分别向下游冲湖积平原逐步增厚。含水层砂层厚度，从盆地北东向南西、河谷向冲湖积平原逐渐增厚，含水层岩性以砂砾石向粉细砂过渡，并受山间沟谷洪积物影响而变化。在湖积洼地区，含水层底板埋深170～220m，含水层2～11层，单层厚度最薄1.0m，厚者10m左右，总厚3.6～48.0m。岩性以粉砂为主，少量细、中砂。黄河阶地区，含水层顶板埋深83～88.7m，底板埋深200m左右，岩性以中粗砂为主，夹有少量粉细砂及砂砾石，厚80m左右。

下更新统含水层：栲栳塬含水层底板埋深475～497m，含水层13～18层，单层厚3.0～27.0m，最厚可达165.0m，岩性以中细砂、细砂为主，部分为粗砂、粉细砂。在山前黄土丘陵地带，底板埋深310～400m，该区含水层1～6层，一般为2～3层，单层厚度1.0～20.0m。在其它黄土丘陵区，底板埋深155～440m，一般在380m左右。中条山前倾斜平原，底板埋深在闻喜宋家庄东北为500m，西南受断层影响，埋深增大。夏县以北，洪积扇裙发育，岩性以中细砂、砂砾石为主，少量为粉细砂。虞乡至永济，含水层4～8层，单层厚度大者达53.0m，一般12m左右，岩性以中细砂为主，少量含砾石。稷王山前底板埋深90～140m，运城上王一带，埋深较浅约100m。含水层水位埋深东北深、西南浅，近黄土丘陵一般50～75m，冲洪积平原为30～50m。含水层1～3层，单层厚1.4～10.0m左右。砂层总厚由黄土丘陵向冲湖积平原增厚，从数米至20m。冲湖积平原，含水层2～9层，一般2～4层，单层厚度3.0～50.0m，总厚40.0～97.20m，岩性以中细砂为主。在湖积洼地区，含水层底板埋深280～320m，含水层1～4层，单层厚度1.1～12.5m，总厚1.2～28.4m，岩性以中细砂为主，含粉细砂。

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防城区15180245245： 中国四类干湿区的分布地区及其农牧业分别是什么 - ？
毋畏双红： 湿润地区:水田 半湿润地区:旱作 半干旱地区:畜牧业,灌溉农业 干旱地区:畜牧业,灌溉农业,绿洲农业

防城区15180245245： 我国湿润地区,半湿润地区,半干旱地区,干旱地区各有哪些省,要全! - ？
毋畏双红：[答案] 湿润地区:东南大部、东北的东北部 半湿润地区:东北平原、华北平原、黄土高原南部和青藏高原东南部 半干旱地区:内蒙古高原、黄土高原和青藏高原大部份 干旱地区:新疆、内蒙古高原西部、青藏高原西北

防城区15180245245： 根据气候的干湿程度,我国划分为()、()、()、()四个干湿区 - ？
毋畏双红： 根据气候的干湿程度,我国划分为(湿润区、半湿润区、半干旱区、干旱区)四个干湿区 根据降水量与蒸发量的对比关系,中国可划分为湿润、半湿润、半干旱、干旱四类干湿地区.①湿润地区.主要分布在东南部和东北三省的东部,降水量多...

防城区15180245245： 四大高原,四大盆地,三大平原属于哪个温度带,干湿区 半干湿区 - ？
毋畏双红： 四大高原: 青藏高原——高山气候区——自西北向东南:干旱-半干旱-半湿润-湿润区 黄土高原——暖温带——半湿润区 内蒙古高原——中温带——半干旱区 云贵高原——亚热带——湿润区 四大盆地: 塔里木盆地——暖温带——干旱区 准噶尔盆地——中温带——干旱区 柴达木盆地——高山气候区——干旱区 四川盆地——亚热带——湿润区 三大平原 东北平原——中温带——半湿润区 华北平原——暖温带——半湿润区 长江中下游平原——亚热带——湿润区

防城区15180245245： 中国干湿地区的山脉分界 - ？
毋畏双红： 湿润-半湿润 : 基本就是秦淮一线 东北那块是长白山、小兴安岭 半湿润-半干旱:青藏高原 黄土高原 大兴安岭 半干旱-干旱: 昆仑山 天山 内蒙古高原 !

防城区15180245245： 黄土高原气候是半湿润区和什么区???急啊 - ？
毋畏双红： 黄河流域 黄河中游黄土高原和内蒙古高原是半干旱区 黄河下游黄土高原南部和华北平原是半湿润区 另外内蒙古高原西北部属于干旱区 干湿度是以降水量界定的 湿润区年降水量>800mm,降水量>蒸发量 半湿润区400mm<年降水量<800mm,降水量>蒸发量 半干旱区200mm<年降水量<400mm,降水量<蒸发量 干旱区年降水量<200mm,降水量<蒸发量资料里的北方的原始农耕以旱地农业为其特色是对的,秦岭淮河为界,北方以旱作为主,南方主要是水田.但是它对气候的界定我觉得很奇怪,一般来说黄河中下游属于温带季风气候,偏向于大陆性,(日本的温带季风气候属于海洋性)发上来的图片是中国干湿区图,参考一下.

防城区15180245245： 内蒙古高原属于干旱区还是半干旱区?？
毋畏双红： 半干旱

防城区15180245245： 我国半湿润地区主要包括哪些 - ？
毋畏双红： 湿润和半湿润地区主要分布在南方地区和北方地区. 湿润-半湿润 :基本就是秦淮一线 东北那块是长白山、小兴安岭 半湿润-半干旱:青藏高原 黄土高原 大兴安岭 半干旱-干旱:昆仑山 天山 内蒙古高原

防城区15180245245： 我国三大自然区和经济地带划分的依据 - ？
毋畏双红： 一.东部季风区:大兴安岭以东,内蒙古高原以南,青藏高原以东 二.西北干旱半干旱区即内蒙古高原全部和'三山夹两盆'地形区.三.青藏高寒区即青藏高原边缘线 反正是依据地形 人口 气候 水文 科教文卫,经济发展的情况划分的 经济地带我不清楚

防城区15180245245： 我国哪些地区是属于干旱半干旱地区?我想要详细的答案,谢谢 - ？
毋畏双红： 200mm等降水量线的左侧200mm等降水量线为:大兴安岭-长城一线-祁连山脉-昆仑山脉 干旱半干旱地区:西北地区(塔里木盆地、准噶尔盆地、黄土高原、内蒙古高原、河套平原)