崔亞莉，劉 峰，2，郝奇琛，2，張 戈

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院，北京 100083;2.中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北石家莊 050061;3.中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，陜西西安 710001)

諾木洪地區(qū)位于柴達(dá)木盆地東南緣，具有我國西北地區(qū)典型的干旱氣候。該地區(qū)植被稀少且對地下水的依賴性強，生態(tài)環(huán)境非常脆弱。因此，為避免過量開采，實現(xiàn)地下水資源的可持續(xù)利用，有必要分析該地區(qū)地下水特征與更新能力。

作為自然界水循環(huán)過程中的重要環(huán)節(jié)，地下水不斷與外部環(huán)境發(fā)生水量交換［1］，處于持續(xù)更新的狀態(tài)。因而地下水的可更新能力可以作為指示地下水資源屬性的重要指標(biāo)［2］。地下水系統(tǒng)處于補、排平衡的條件下，更新速率定義為地下水系統(tǒng)中輸入總水體積與含水層總水體積的比［3］。目前，同位素方法已廣泛應(yīng)用于地下水補給來源［4］、年齡［5～6］及更新能力［7］等特征的分析與計算中，Leduc 和 Taupin、Le Gal La Shalle［8］等曾利用同位素方法對尼日爾某盆地潛水含水層更新過程進(jìn)行調(diào)查，并提出了進(jìn)行更新速率計算的兩個模型。張光輝［9］、陳宗宇［10］、蘇小四［11］等利用3H 與14C 作為示蹤劑，分別計算了太行山山前平原、黑河流域各盆地及鄂爾多斯盆地的地下水更新速率，獲得較好效果。以上成果表明該方法適用于我國廣大的西部內(nèi)陸盆地地區(qū)。本文在前人定性研究［12～13］的基礎(chǔ)上，在柴達(dá)木盆地應(yīng)用氫氧同位素方法計算了諾木洪地區(qū)地下水的更新速率，分析地下水補給特征并討論了其可更新性。

1 研究方法

穩(wěn)定同位素2H與18O含量及相關(guān)關(guān)系可定性表征地下水的補給來源與補給機理［14］，而放射性同位素氚(3H)則可用于識別核爆前后補給的地下水并進(jìn)行地下水更新能力的評估。

1.1 地下水同位素特征分析

地下水中的δD和δ18O值可反映其補給來源、補給高程和補給時的溫度及其所經(jīng)歷的水化學(xué)過程［15］。一般，補給高程越高或者補給溫度越低，地下水中的δD、δ18O值越小，補給來源相同的地下水，其穩(wěn)定同位素特征也相似［16］。降水中的δD和δ18O值存在良好的線性相關(guān)關(guān)系，稱為大氣降水線［17］。前人研究得出，全球大氣降水線(GMWL)為:δD=8 × δ18O+10‰［13］。地下水δD、δ18O值偏離當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的程度反映了其補給及徑流過程中所經(jīng)歷地球化學(xué)過程的強弱。偏離越大，地下水所經(jīng)歷的地球化學(xué)過程越強烈［10］。

1.2 地下水更新能力計算

利用當(dāng)?shù)囟嗄杲邓爸蒂Y料與不同年份的地下水實測氚值數(shù)據(jù)，結(jié)合相應(yīng)數(shù)學(xué)物理模型，可計算得出當(dāng)?shù)氐叵滤母滤俾?，定量反映含水系統(tǒng)接受補給更新的情況［18］。本文采用適用于干旱地區(qū)，由Le Gal La Shalle［8］等開發(fā)的全混合模型與等比例混合模型，模擬期從全球大規(guī)模大氣核試驗開始前的1952開始，到取樣年2012年結(jié)束。

1.2.1 全混合模型

全混合模型，也稱為指數(shù)模型(Exponential Model)，是指假設(shè)地下水系統(tǒng)在穩(wěn)定狀態(tài)下，接受連續(xù)補給且含水層中的水處于完全混合狀態(tài)。以氚(3H)為示蹤劑，當(dāng)?shù)叵滤骄滤俾蕿镽(%/a)時，根據(jù)質(zhì)量平衡原理，系統(tǒng)中的氚含量存在如下的質(zhì)量平衡關(guān)系:

式中:3Hgi——歷年地下水輸出3H含量(TU);

3H0i——歷年輸入地下水中的3H含量(TU);

λ——3H的衰變常數(shù)(0.05626/a)。

1952年之前，大氣氚含量變化很小，可以作為定值輸入(設(shè)為3H0=10TU［10］)。則1952年以前地下水中的氚含量可以表示為:

1.2.2 等比例混合模型

等比例混合模型，即活塞流模型(Piston Flow Model)是指同樣在穩(wěn)定狀態(tài)下，等比例混合模型描述的是含水層中地下水以活塞流的形式垂直推移，不同時期補給的地下水分層，只在取樣時混合的情況［10］。

以氚(3H)為示蹤劑，當(dāng)?shù)叵滤骄滤俾蕿镽(%/a)時，根據(jù)質(zhì)量平衡原理，系統(tǒng)中的氚含量存在如下的質(zhì)量平衡關(guān)系:

其中，tmax=1/R，為最早的補給事件所發(fā)生的時間。

因1952年之前大氣對地下水的氚輸入值可看作常數(shù)，當(dāng)水中含有1952年之前補給的氚時，其對地下水輸出氚值的貢獻(xiàn)為:

式中:t0——1952年到模型輸出時間所經(jīng)歷的年數(shù)。

1.2.3 模型的輸入

以研究區(qū)模擬期內(nèi)歷年大氣降水量值與歷年大氣降水氚含量恢復(fù)值為輸入數(shù)據(jù)，進(jìn)行兩模型的計算。一般，地下水的補給與年降水量線性相關(guān)，某年的更新速率Ri可表示為平均更新速率R乘以當(dāng)年降水(Pi)占多年平均降水量(Pm)的百分比。在干旱、半干旱區(qū)，這種關(guān)系通常不完全適用。因此，在考慮發(fā)生補給的極限降水量值(Pt，干旱地區(qū)一般設(shè)為10 mm)的情況下，干旱、半干旱地區(qū)地下水年更新速率表示為［8］:

2 水樣采集與測試

2.1 研究區(qū)概況

諾木洪位于柴達(dá)木盆地東南緣，屬于柴達(dá)木河流域，地勢南高北低，南部為布爾汗布達(dá)山區(qū)，北部為盆地中心湖沼區(qū)域［19］。布爾汗布達(dá)山區(qū)為高山冰川帶，向南變?yōu)樯角案瓯诘孛?，山前戈壁帶以下至沖洪積扇前緣的細(xì)土平原帶為主要人口聚居區(qū)，也是地下水的集中開采區(qū)。溢出帶以下至盆地中心為沼澤荒漠帶，地勢低平［20］(圖1)。

圖1 諾木洪地區(qū)水文地質(zhì)簡圖Fig.1 Hydrogeologic map of the Nuomuhong region

諾木洪地區(qū)氣候干旱降水稀少而蒸發(fā)強烈［21］，區(qū)內(nèi)主要河流為諾木洪河，是柴達(dá)木盆地第六大河［22］，河水大部分消耗于灌溉、蒸發(fā)及沿途的滲漏，出山口以下河道僅夏季有少量余水，匯入南霍布遜湖。溢出帶以下泉群較為發(fā)育，大多數(shù)為下降泉，僅貝殼梁泉為上升泉。泉水匯聚形成努爾河哈西瓦河等數(shù)條泉集河，徑流沿途蒸發(fā)滲漏，余水流入南霍布遜湖。哈魯烏蘇河，柴達(dá)木河，巴音郭勒河流經(jīng)諾木洪南部盆地中心地區(qū)，河道眾多，相互交錯，形成瓣狀水流區(qū)域(圖1)。

研究區(qū)含水層主要為孔隙含水層，分布于山前戈壁帶以下至盆地中心。山前至沖洪積扇中部為單一大厚度潛水含水層，厚度100 m以上;向下游及邊緣地區(qū)地下水徑流條件逐漸變差，到?jīng)_洪積扇前緣及細(xì)土平原區(qū)形成含水層與相對隔水層相互疊置的多層承壓含水巖組，單層厚度幾米到幾十米不等(圖1)。

2.2 樣品采集與測試

1987年，青海省地礦局柴達(dá)木綜合地質(zhì)大隊曾對諾木洪進(jìn)行過地下水的同位素取樣，測定了所取水樣中的3H 含量與 δD、δ18O 值［13］。2011—2012 年，在對部分原有取樣點重復(fù)取樣的基礎(chǔ)上，本次工作將取樣范圍擴(kuò)大到整個諾木洪河流域，增加了取樣點的數(shù)量。地下水3H、2H、18O取樣均采用塑料純凈水瓶為取樣瓶，歷次取樣點位置如圖1所示。其中位于沖洪積扇位置的取樣井均為民井，取水層位0～200 m。溢出帶以下至盆地中心:CK7深200 m，CK8深400 m，M645點為貝殼梁上升泉，M164點為盆地中心廢棄鉆孔(上升泉)，所取水樣則均為承壓水。

2.3 測試方法和結(jié)果

所取2H、18O、3H水樣均由中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所國土資源部地下水科學(xué)與工程重點實驗室分析測試。18O/16O及2H/1H采用MAT253型質(zhì)譜儀測定，其值用δ值表示，以維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水(VSMOW)為標(biāo)準(zhǔn)。δD和δ18O的精度分別為±1.0‰和±0.1‰。3H樣品電解富集后利用超低本底液閃儀測定(Q1220)，分析誤差一般為±1TU。研究區(qū)地下水樣測試結(jié)果如表1所示。

表1 諾木洪地區(qū)地下水同位素取樣數(shù)據(jù)Table 1 Isotopic sample data of groundwater in the Nuomuhong region

3 地下水同位素特征與可更新能力

3.1 地下水同位素特征

諾木洪地區(qū)的地下水總體δD、δ18O值均較低(表1)，表明補給溫度較低(δD ＜ -70‰SMOW，δ18O ＜-10.5‰SMOW)，符合當(dāng)?shù)氐母咴瓪夂蛱卣鳌Ｅc盆地中心承壓水相比，山區(qū)至溢出帶地下水的δD、δ18O值相對較高且位于全球大氣降水線［13］附近(圖2)，表明補給溫度相對較高，屬于現(xiàn)代水或近現(xiàn)代降水補給［23］，經(jīng)歷的地球化學(xué)過程較為簡單，更新能力較強。而盆地中部的承壓水(M645、CK8、M164取樣點)δD值低至-90‰左右，δ18O值平均-12‰，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于山區(qū)至溢出帶的δD與δ18O值，同位素貧化特征明顯，表明該位置地下水的補給環(huán)境與現(xiàn)代氣候條件有較大不同，補給溫度遠(yuǎn)低于現(xiàn)代氣溫，推測為冰期時補給［17］。CK8、M164偏離當(dāng)?shù)卮髿饨邓€較多，也側(cè)面說明盆地中心地下水補給時間較長，更新性較差，經(jīng)歷的地球化學(xué)過程較為復(fù)雜。

圖2 諾木洪地區(qū)地下水δD-δ18O特征與全球大氣降水線(GMWL)關(guān)系圖Fig.2 Plot of δD- δ18O in groundwater in the Nuomuhorg region

諾木洪地區(qū)地下水氚值特征與其δD、δ18O特征相近。具體表現(xiàn)為δD、δ18O值越低，水中3H值也越低，如表1所示。山區(qū)與沖洪積扇中部的地下水氚值最大，遠(yuǎn)大于天然本底值(＜1TU)，為1952年之后補給的現(xiàn)代水。沖洪積扇前緣軸部附近地下水氚值2011年、2012年為8 ～18TU，為現(xiàn)代水，說明該位置地下水更新性較好。而沖洪積扇前緣兩翼至盆地中心區(qū)域的地下水氚值都較低，接近水中氚元素的天然本底值，說明該位置地下水循環(huán)較慢，更新性較差。

3.2 地下水更新速率

3.2.1 諾木洪地區(qū)歷年大氣降水氚值的恢復(fù)

諾木洪1978年5月大氣降水氚值大于200TU［24］，屬于我國以張掖為中心的氚值“中緯度高值帶”［17］，且當(dāng)?shù)責(zé)o長期降水氚監(jiān)測資料。因此，本文以張掖站資料為基礎(chǔ)，恢復(fù)諾木洪地區(qū)歷年大氣降水氚值。張掖站有1986—1996、2001—2003年監(jiān)測資料。1962—1978年數(shù)據(jù)采用關(guān)秉鈞方法［25］恢復(fù)。1954—1961年以張掖站與渥太華站同時段大氣氚值的平均比值，等比例放大渥太華站數(shù)據(jù)得來。同理，以張掖站與香港站數(shù)據(jù)的平均比值，等比例放大香港站數(shù)據(jù)，得到模擬期內(nèi)剩余年份的氚值數(shù)據(jù)，恢復(fù)結(jié)果如圖3所示。

圖3 諾木洪地區(qū)歷年大氣降水氚值恢復(fù)曲線(1952—2012)Fig.3 Recovery curve of3H in precipitation in the Nuomuhong region(1952—2012)

3.2.2 計算結(jié)果及分析

采用全混合模型與等比例混合模型可分別計算出不同更新速率下模擬期內(nèi)所有年份地下水氚值。為方便與地下水實際氚值對照，選定1987年、2011年與2012年三個取樣年為模型輸出年，分別計算出的模型輸出氚值與更新速率關(guān)系曲線，見圖4～圖6。在曲線上可以查到當(dāng)年地下水實測氚值所對應(yīng)的更新速率，結(jié)果如表2所示。

圖4 全混合模型地下水更新速率與氚值相關(guān)曲線Fig.4 Correlation of groundwater renewability and3H

圖5 等比例模型地下水更新速率與氚值相關(guān)曲線(1987年)Fig.5 Correlation of groundwater renewability and3H with the full hybrid model(1987)

圖6 等比例模型地下水更新速率與氚值相關(guān)曲線(2011、2012年)Fig.6 Correlation of groundwater renewability and3H with the equal proportion model

結(jié)合曲線輸出結(jié)果、實際水文地質(zhì)條件及地下水δD、δ18O特征判斷。綜合以上條件，選定兩個模型計算結(jié)果的平均值作為最終輸出結(jié)果。

根據(jù)以上兩模型的計算結(jié)果，可將研究剖面劃分為三級地下水流系統(tǒng)(圖7):沖洪積扇中部以上為山前局部地下水流系統(tǒng)，含水層徑流條件好，地下水循環(huán)交替迅速、更新能力強，地下水更新速率為5%/a～10%/a;沖洪積扇前緣軸部為中間地下水流系統(tǒng)，隨著徑流條件變差，地下水更新速率顯著變小，并表現(xiàn)出由軸部向兩翼遞減的特征，地下水更新速率為1.25%/a～1.4%/a;溢出帶至盆地中部代表區(qū)域地下水流系統(tǒng)，地下水循環(huán)更加緩慢，沖洪積扇前緣兩翼為0.08%/a～0.2%/a，溢出帶為 0.07%/a，盆地中部的地下水更新速率＜0.04%/a。

根據(jù)更新速率計算結(jié)果，結(jié)合水文地質(zhì)條件，劃分諾木洪地區(qū)地下水流系統(tǒng)，得到諾木洪地區(qū)地下水流動系統(tǒng)示意圖(圖7)。

表2 諾木洪地區(qū)地下水氚值取樣數(shù)據(jù)與更新速率對照表Table 2 Comparison between3H Sample data and renewability of groundwater in the Nuomuhong region

圖7 諾木洪地區(qū)地下水流動系統(tǒng)示意圖Fig.7 Distribution of groundwater renewability in the Nuomuhong regin

4 結(jié)論與討論

(1)利用2H、18O、3H同位素分析了諾木洪地區(qū)地下水特征并計算更新速率，根據(jù)循環(huán)特征，將諾木洪剖面劃分為三級地下水流系統(tǒng):沖洪積扇中部以上為山前局部地下水流系統(tǒng)，地下水更新速率為5%/a～10%/a;沖洪積扇前緣的中間地下水流系統(tǒng)和溢出帶至盆地中部代表區(qū)域地下水流系統(tǒng)，地下水循環(huán)速率分別為0.08%/a～1.4%/a和小于0.07%/a。

(2)諾木洪地區(qū)山區(qū)至沖洪積扇中部的地下水更新最快，可恢復(fù)性好，為諾木洪地區(qū)最適宜開采的地區(qū)。沖洪積扇前緣兩翼及溢出帶附近的地下水更新較慢，基本為地質(zhì)歷史時期補給的古水，一旦開采難以恢復(fù)，不宜大規(guī)模開采。

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