鄂尔多斯自流盆地地下水来源争议问题讨论

陈建生，王婷，陈茜茜，刘晓艳

1)河海大学土木工程与交通学院，南京，210098； 2)河海大学地球科学与工程学院，南京，210098； 3)河海大学期刊部，南京，210098

内容提要：本文讨论了鄂尔多斯自流盆地地下水来源存在争议的两种学术观点，指出了前人关于鄂尔多斯地下水补给、径流、排泄模型所存在的问题：① 在四水转化过程中缺少了最重要的研究内容——土壤水的运动，通过概念模型得到的地下水循环模型不能解释地下水分水岭与基底断裂带重合的事实。② 部分学者在进行地球化学反向模拟的的研究中，没有对白云石、方解石中的同位素进行对比分析，碳同位素不支持模拟分析结果。③ 采用14C测定地下水年龄中受到深部CO2的干扰，在中国北方地区不适合采用14C测定地下水的年龄。笔者等通过黄土剖面土壤水中的氘—氧同位素与Cl-分布特征，指出鄂尔多斯盆地的降水非但不能补给到地下水中，而且土壤水的主要来源是地下水。鄂尔多斯自流盆地的主要补给源是外源水，深大断裂带是导水的主要通道。

中国地质调查局的勘察表明，鄂尔多斯盆地是一个大水盆，地下水年补给量达到105亿方，盆地白垩系地下水水质总体呈北好南差、下好上差的区域性分布规律(侯光才等，2006；谢渊等，2004)。鄂尔多斯盆地地下水丰富的观点已得到普遍认同，但对于地下水的来源存在争议，主要存在两种不同的认识：

第一种观点认为，地下水是当地降水入渗补给。田孝先等(1994)认为当地上部潜水为近10年的降雨补给水，中部潜水为20世纪60年代至70年代补给水，而下部潜水为20 ka以来的古水补给；马致远等(2005)通过模型计算得出，强径流带天然补给量为87.55mm/a；侯光才等(2007)认为盆地内地下水大致集中沿雨水线分布，反映了白垩系盆地内地下水为大气降水成因；王德潜等(2002)认为地下水受岩相古地理、地下水补径排条件等控制。

第二种观点认为，地下水的主要补给源为近代远程的外源水；鄂尔多斯地下水分水岭与降水没有相关性，而与深部断裂带是重合的；降水的氘—氧同位素与井水、河水、泉水中的同位素不存在补给关系，土壤水中的同位素与化学离子分布表明，土壤水的主要来源是地下水，而不是降水，地下水来自于跨流域的远源水补给(Chen Jiansheng et al. ，2012)。

笔者等曾提出鄂尔多斯盆地地下水来源于远程外源水补给的观点(陈建生等，2009)，指出西藏内流区的径流量远远小于外流区，水量高度不平衡，通过氘—氧等同位素分析推断，羌塘盆地的河流与湖泊的渗漏水通过深循环方式补给到中国北方干旱区；Zhou Shiqiao等(2013)在2007～2011期间，通过对纳木错入湖河水流量、水位、降水、蒸发等连续监测表明，纳木错湖存在严重的渗漏，不考虑冰封期的渗漏影响，渗漏量就达到了120～190m3/s。纳木错流域面积为10610km2，仅占西藏内流区面积的1.74%。在西藏内流区河流短小，北部地区几乎没有很大的湖泊，存在14个TDS≦1g/L的淡水湖泊，这些封闭的淡水湖泊都存在着渗漏，青藏高原渗漏水的去向成为了人们关注的重点。与此同时，我国北方沙漠、黄土高原地区的水量也出现了不平衡，在北方干旱区发育着众多的河流与大型的湖泊，例如，渭河、泾河、汾河、西拉木伦河、达里湖、岱海、乌梁素海等，鄂尔多斯盆地地下水循环不能满足传统的区域水文地下水循环理论。虽然一些学者通过水量平衡与水化学模拟建立了区域地下水循环模型，但是这些模型都经不起推敲，水量计算模型中缺失了土壤水转化地下水的过程，土壤水运动这个“黑箱子”里的东西并不清楚；而地球化学反向模拟的问题更大，模拟过程仅考虑了饱和指数，忽略了一些重要的指标，例如温度、压力、反应速率、同位素、沉积岩的年代学证据等。本文试图通过一些案例的分析，指出在鄂尔多斯盆地地下水补、径、排研究方面存在的问题，在水文地质研究领域开展学术争鸣，以期提高对北方地下水循环的认识水平。

1 鄂尔多斯地下水补给径流排泄关系

图 1 鄂尔多斯地下水分水岭与补给、径流、排泄示意图(据侯光才等，2006，改编)与下游的自流井Fig. 1 Schematic diagram of watershed ,recharge, runoff, and discharge for groundwater and its downstream artesian well in Ordos Basin(modified from Hou Guangcai et al., 2006)

鄂尔多斯盆地位于东经105°30′～112°30′，北纬34°20′～42°30′之间，地跨陕、甘、宁、蒙、晋五省区，总面积365000 km2，总体地貌形态为构造剥蚀高原地貌，北部大部分地区被沙漠覆盖，包括库布齐沙漠和毛乌素沙地；南部属黄土高原。在盆地北部的沙漠高原分布有众多的湖(淖)，其中水域面积大于3 km2的湖泊115个，以陕蒙交界处的红碱淖最大，水面面积57.6 km2(侯光才，2008)。

鄂尔多斯盆地被分为南北2个亚系统和5个分支系统，以地下水分水岭作为系统之间的边界，侯光才等(2006, 2007)认为，盆地内的降水成为地下水唯一的补给源，地下水循环的周期与深度有关，循环越深的地下水周期越长，最长的循环周期为20 ka，参见图1。鄂尔多斯盆地降水量由东南向西北递减，从700mm到150mm，7～9三个月的降水量可占年总量的60%以上。蒸发量自东南向西北递增，从1000 mm增至3500 mm。鄂尔多斯的自流井非常普遍，陕西府谷的一口自流井的涌水量达到了0.58m3/s。笔者在都思兔河下游一带泉眼与自流井的数量超过20个，附图1中显示了6口自流井的照片，其中都斯图自流井的流量达到4.7 L/s，该井已经有40年历史，流量稳定从未减小过。该区的降水量在150～250 mm之间，平均蒸发量3380 mm(赵旭春等，2003)。在鄂尔多斯降水量最小蒸发量最大的地区仍然存在着流量稳定的自流井，很值得深入研究。

黄土高原是由塬、墚、峁地貌组成，墚和峁地区的地下水缺乏，塬区是黄土高原主要的富水地带，黄土塬潜水位埋深40～120 m，由塬的对称中心向两侧地下水位埋深逐渐变深；循此方向，单井水量自800 m3/d变为小于10 m3/d(阎太白等，1983)，塬对称中心的水量是边缘水量的40倍以上。如果地下水来自于降水入渗，地下水分布应该比较均衡，富水地带不会仅限于塬，墚和峁也应该有水，并且，塬的中心与边缘不可能出现这种巨大的水量差异。这种现象暗示着，塬的中心断裂带是导水构造，塬、墚、峁的形成与断裂带有关系(陈建生等，2013)。研究发现，地下水分水岭与深大断裂带完全重合(Chen Jiansheng et al. ，2012)，这些现象都表明，采用区域水文地下水循环理论解释鄂尔多斯盆地地下水的补给、径流、排泄存在疑问。支持鄂尔多斯自流盆地的补给源为当地降水的学者提出了同位素、地球化学等诸多的证据。但事实上，这些所谓的证据存在一些问题，本文将逐一进行分析。

2 关于水文地球化学模拟的应用存在的问题

通过水文地球化学模拟进行地下水补给、径流、排泄的研究是近20年来被广泛推广应用的一种方法(Wicks et al. , 1994；Plummer et al. , 1990)。反向模拟是依据地下水化学资料来确定水—岩间的相互作用过程及质量交换，地下水的运动应该严格遵守模型中给出的补给、径流、排泄方式进行的，此时，含水层中的碳酸盐岩等沉积物才可能是水文地球化学作用的结果。但在模型的应用中有些学者并没有对适用条件进行甄别，认为地下水中Ca2+、Mg2+等离子浓度的变化是由方解石、白云石、膏岩、岩盐的溶解或沉淀造成的，这种观点是值得商榷的，因为白云岩的成岩条件很苛刻。白云岩成因的研究迄今已经历了200多年的历史，但自然界中的白云岩是如何形成的问题始终没有得到解决，因为白云岩是高温条件下形成的，鄂尔多斯白云岩包裹体中的成岩温度在104～368℃(李振宏等，2004)，科学界尚未证实白云石可以直接从自然水体中沉淀(张景廉等，2003)。

在鄂尔多斯盆地地下水来源的讨论中，有很多学者认为地下水中离子含量的变化是因为发生了方解石、白云石、膏岩等矿物的溶解与沉淀，并定量计算出了白云石、方解石的沉淀量。事实上，白云石与方解石沉淀的条件存在极大的差异，鄂尔多斯盆地白云石与方解石中的δ13C存在明显差异，参见图2(韩家懋等， 1996；庞奖励，1998；赵卫卫等, 2011)，白云岩中的δ13CPDB在-2‰～2‰之间，而方解石中的δ13CPDB在-12‰～-3‰之间，二者基本上没有重合区域，这表明它们形成的条件是完全不同的，鄂尔多斯盆地白云岩中的碳显然保留着海相沉积的同位素特征。这表明白云石与方解石是在不同的条件下形成的，不可能是同一时期的产物，所以，可以排除白云岩是近代地下水循环的产物。类似的水化学模拟研究地下水循环的方法也也应用于北方其他干旱区，例如华北平原，河西走廊等地区，很多学者错误地认为下游地下水中Mg2+离子浓度的降低是因为发生了白云石沉淀，这种推断误导了北方干旱地区地下水的补给、径流、排泄之间的关系。

图 2 鄂尔多斯盆地白云岩与黄土钙结核中的δ13C—δ18O关系(据韩家懋等， 1996；庞奖励，1998；赵卫卫等, 2011，改编)Fig. 2 Relationship between δ13C and δ18O of dolomite and calcium nodule in the Ordos Basin(modified from Han Jiamao et al. ,1996;Pang Jiangli et al. ,1998;Zhao Weiwei et al. ,2011)

3 降水能否补给到地下水成为争论的焦点

中国地质调查局开展鄂尔多斯盆地水资源调查以来，已经出版了大量的地下水补给、径流、排泄方面的文章和专著，但在降水入渗转化成为地下水的模型中缺失了土壤水的运移过程，图1中给出的降水入渗补给区并不是根据实测数据得出的结果。在大气降水、地表水、土壤水、地下水—四水转化过程中，土壤水的运动实际上是一个黑箱子。

降水入渗土壤后水分子受到土颗粒表面电荷的吸引形成一层水膜，水膜又可分为吸湿水层、薄膜水层和重力水层，紧贴着土颗粒的被称为吸湿水层，吸附在吸湿层之外不受重力影响的水膜被称为薄膜层，薄膜层之外可以自由向下流动的水层被称为重力水层，只有重力水层中的水可以转化成为地下水。薄膜水的流动主要受温度控制，高温区的薄膜水向低温区流动；对于等温的薄膜水层而言，薄膜水是从厚层向薄层流动，所以，薄膜水的流动没有固定的方向。只有当土壤含水率达到最大田间持水量，土壤水才能补给地下水。

但也有学者认为，黄土地区降水入渗到地下水是通过薄膜水形式，薄膜水不具淋溶作用(赵景波，2002)。这个观点明显违反了热力学原理，薄膜水是在高温区流向低温区的，土壤中不存在这种地表与地下水之间连续的上高下低的温度梯度；另一方面，无论是重力水还是薄膜水，液态的熵(SL)都大于固态熵(SS)，自然界中自发过程的熵的变化都必须满足ΔS≥0，而可溶性盐不可能在没有饱和的状态下沉淀下来，所以，淡水下渗而将水中的盐分保留在土壤中的现象是不可能发生的。最早的降水入渗试验采用核试验期间大气降水中的高氚作为示踪剂，张之淦等(1990)、Lin Ruifen等(2006)分别在赤峰与山西平定测定了黄土剖面非饱和土壤中的氚，在1988年与1997年揭露的剖面中都观测到了氚峰值，这表明1963年核试验期间的降水没有入渗到地下水中，但是地下水中已经出现了高氚值，于是他们怀疑在黄土裂隙中可能存在着快速渗漏通道(Wang Bingguo et al.，2008)；但许兆义等(1993)通过人工降水试验发现，黄土中的裂隙和大孔隙不起导水作用；独仲德等(2000)通过黄土入渗试验认为，黄土中的大孔隙对水分入渗起着显著的阻滞作用。Chen Hongsong等(2008)通过现场降水入渗试验证实，黄土高原降水补给地下水的量是非常有限的，几乎没有有效的补给；Tu 等(2009)则认为，黄土非饱和带野外降雨入渗试验表明在雨季降雨入渗最大能到2m深度，强降水(120 mm/d)最大可入渗至3m深度；华北平原入渗试验表明，即使是采用了人工浇灌，最大的下渗速度只有0.29m/a(Lin Ruifen et al.，2006)。

图 3 鄂尔多斯黄土高原土壤水氯离子浓度随深度的变化(据刘晓艳，2011)Fig. 3 Vertical Cl- concentration profiles in the Ordos Basin(from Liu Xiaoyan, 2011)

罗玉昌等(2007)在毛乌素沙地进行的土壤凝结水试验发现，在太阳辐射最为强烈的白天，水汽的运移却被干燥的地表沙层分隔成为两个不同的方向：在沙层表面以上，水分蒸发成水汽向大气扩散，在沙层表面以下，水汽则向更深的包气带中运移；在鄂尔多斯风沙滩地区，最大土壤凝结水量的深度为6 cm , 10 cm以下仍有凝结水的产生,只是其量渐少，20cm 以下基本没有凝结水的产生(王哲等，2006)。郭占荣等(2002)对西北干旱地区的土壤凝结水进行了实验研究，将封底与未封底两种土柱的凝结水量进行比较发现，未封底的凝结水量明显大于封底的，证实凝结水中有一部分来源于土壤水。

黄土包气带的含水率在7%～34%之间，平均为18.8%，黄土的最大持水量可达35%(赵景波，2002)，地表入渗雨水首先要使土层达到最大持水量然后自由的水分子才能向下流动，则黄土的平均含水量需增加16.2%以上才会产生向下运动的重力水，每米厚度平均需要增加162 mm的水量才能确保地下水持续地下渗。鄂尔多斯高原的年降雨量一般在300～600 mm，全年的降水量就是全部下渗平均的影响深度也只有2～4m。也就是说，鄂尔多斯盆地的降水如果补给到了潜水，而且补给、径流、排泄是按照图1给出的方式进行循环，那么土壤水中的盐分也应该被带到地下水中，潜水应该是咸水而不是淡水，尤其对于降水量稀少的北部，土壤水中盐分很高，但地下水的TDS很低(陈建生等，2012)。显然，图1给出的区域地下水循环模式不符合实际情况。

笔者等在鄂尔多斯盆地榆林、延安、渭南进行了降水入渗试验，这三个地区的年降水量在400～650 mm之间，在黄土高原属于降水量偏多的地区。笔者等在榆林、延安、渭南采集了4个典型剖面的土样，剖面土壤水中Cl-浓度随深度的变化参见图3，从4个剖面可以看出，土壤水中Cl-的浓度峰值在4 m以上，这表明降水入渗的深度一般不超过4 m，因为如果降水补给到了地下水，土壤中的离子浓度应该≦地下水中离子的浓度，盐分被带到地下水中。实际上，鄂尔多斯盆地非饱和土壤水中TDS的均值接近4 g/L，比地下水高出接近1个数量级，显然土壤中的盐分没有被入渗降水带到地下水中(Chen Jiansheng et al., 2012)。河北衡水、天津地区潜水的TDS高达9 g/L，这表明地表水入渗到了潜水中，非饱和带中的盐分也被带到了含水层中，但深部4层承压水中的TDS都小于1，根据上述分析可知，高盐分的潜水不可能是深部淡水的补给源，华北地区承压水水中贫化的同位素与降水的加权平均值相差很大，也是由跨流域的外源水补给的(陈建生等，2012)。

图 4 鄂尔多斯黄土剖面中土壤水中δD、δ18O随深度的关系(据刘晓艳,2011,改编 )Fig. 4 Vertical δD and δ18O profiles in the Ordos Basin(modified from Liu Xiaoyan,2011)

4 氘—氧同位素数据应用存在的问题

众所周知，降水中的同位素与大气水汽的来源等多种因素有关，呈现出年度周期性的变化，多年降水中的加权平均值代表了该地区降水中的特定的δD～δ18O关系，降水入渗地下水的过程中，曾以固态(冰川、积雪)或液态(河流、湖泊、土壤水)形式保留在地表附近，在此期间和在入渗土壤转化成为地下水的过程中都曾受到过一些蒸发，所以，地下水中的氘—氧同位素与降水的加权平均值存在差异，但是地下水中的δD—δ18O关系都分布在固定的蒸发线上，所以，只有降水的加权平均值与地下水的值进行对比才有意义。但是，很多应用氘—氧同位素判定地下水来源的文章所采用的是降水的离散值与算术平均值，将每次降水中的δD—δ18O关系都标在图上与地下水、河水的值进行对比，离散的降水点在δD—δ18O关系图中出现的范围更大一些，似乎地下水是来源于降水，于是学者们得出地下水来源于当地降水的结论(侯光才等，2007)。由于单次降水的离散型很大，如果不考虑降水量则没有统计意义，不能够用来识别地下水的来源。

刘晓艳(2011)测定了鄂尔多斯的泉水、井水、河水和土壤水中的δD和δ18O。泉水的δDV-SMOW、δ18OV-SMOW变化范围分别为-80‰～-59‰、-10.6‰～-7.5‰，平均值分别为-71‰、-9.4‰，井水δDV-SMOW、δ18OV-SMOW的变化范围分别为-83‰～-57‰、-10.1‰～-6.9‰，平均值分别为-66‰、-8.6‰，泉水和井水的δDV-SMOW、δ18OV-SMOW比当地降水(δDV-SMOW=-49‰、δ18OV-SMOW=-7.5‰)多年加权平均值要贫化；土壤水δDV-SMOW与δ18OV-SMOW的变化范围分别在-90‰～-46‰与-11.8‰～-4.4‰之间，加权平均值分别为-64‰与-7.9‰。从图5中可以看出，河水、井水、泉水、土壤水的δD—δ18O关系都落在大气降水线的下方，表示其受到了蒸发作用的影响。

笔者等通过对4个剖面土壤水(图4)与降水、地下水同位素对比分析得出，大部分土壤水的δD—δ18O关系点落在了与井水、泉水相同的区域，与当地降水的加权平均值相差明显，参见图5，由此得出，大部分的土壤水并非来自于入渗降水，而是来自于潜水。因为土壤水具有与地下水相同的同位素组成，这表明潜水是经过毛细水、薄膜水流动方式补给到土壤水。土壤水中的同位素分析表明，大部分降水在入渗土壤后被蒸发返回大气中，降水非但没有补给到地下水中，而是地下水通过薄膜上升到地表附近，最终被蒸发到大气中。孙晓旭(2011)对敦煌沙漠地区非饱和土壤水的氘—氧同位素分析，认为地下水是通过薄膜水形式向上流动。由于钻孔揭露鄂尔多斯南部的降水量远大于北部地区，据此得出，鄂尔多斯地下水的主要补给源为外源水，外源补给区降水的δDV-SMOW与δ18OV-SMOW在-90‰和-12‰左右。陈建生等(2009，2012)认为，羌塘盆地的降水能够满足补给条件。

图 5 鄂尔多斯河水、井水、泉水、土壤水与当地降水的δD～δ18O关系(据刘晓艳，2011)Fig. 5 Relationship between δD and δ18O of river water, well water, spring water, soil water and local precipitation in the Ordos Basin (from Liu Xiaoyan, 2011)

5 鄂尔多斯地下水的年龄测定问题讨论

关于鄂尔多斯盆地地下水年龄的研究文章发表了很多，采用CFCs、放射性氚和14C测定的地下水年龄范围从20a到20ka不等。CFCs(氟里昂)是英文Chlorofluorocarbons的缩写, CFC是自然界中没有的人工合成的有机化合物，上世纪30年代制冷工业发展以来，各种类型的CFC相继投入使用，所以，不同时期大气降水中溶解的CFCs的类型与浓度不同，通过测试地下水中CFCs浓度与不同类型的CFC之间的比值, 对比历史时期大气中各类CFCs的浓度，就可以准确获得降水补给地下水的时间。柳富田等(2007)通过CFCs方法测定了鄂尔多斯地区的地下水年龄集中在20a左右，个别年龄在40a左右，有2个水样的年龄大于70a，但是应该小于100a，因为在地下水中都测量到了CFCs值。氚的半衰期为12.36年，可以通过测定氚的浓度计算出地下水的年龄，氚定年的时间一般不超过100a。杨郧城等(2004)通过氚的衰变规律得出不同时期形成的地下水中氚的演化过程认为氚值小于1 TU的地下水是核试验(1963年)以前降水补给的，氚值大于30 TU的地下水是核试验以后降水补给的(TU是氚单位，即1×1018个氢原子中含有一个氚原子)。他们在1985～1988年测得鄂尔多斯地下水氚值为1.8～102 TU，2000～2002年测得的地下水氚值为0～46.8 TU。学者们还通过14C测定鄂尔多斯地下水的年龄，得到的盆地南、北两区典型路径上地下水14C 年龄分别为22.97 ka和3.97 ka(董维红等，2008)。于是，地下水测年出现了严重的问题，采用不同的定年方法得到的地下水年龄存在巨大的差异，14C的年龄远比CFCs与氚的年龄大了很多，问题出在鄂尔多斯地区的地下水是不可以采用14C来定年的。

研究发现，在鄂尔多斯盆地大量来自深部岩石圈的CO2溶解到了地下水中，来自深部的CO2中几乎没有14C，深部的含C气体进入地下水中后，造成地下水中总含碳量的增加，因为测定地下水的年龄是通过地下水中14C/C的比值，假定所有地下水中的C都是来自于地表水，没有其他来源的C，在这种情况下，14C/C比值的降低是14C衰变的结果，应用放射性衰变公式就可以计算出地下水的年龄。地下水中的C与方解石等可能发生同位素交换，根据13C可以进行校正。但是，如果存在深部来源的CO2，因为不知道有多少深部的C进入到了地下水中，此时，14C/C比值的降低并非单纯是14C衰变的结果，而包含了分母(12C、13C)增加的结果。研究发现，中国东部地区深部地层中存在大量的CO2等C源，这些气体不断地向地表释放，进入到了地下水系统中，造成了14C不满足定年条件，所以，鄂尔多斯盆地的地下水是“古水”的结论不符合实际情况(陈建生等，2012)。

6 结论

(1) 鄂尔多斯盆地地下水补给、径流、排泄概念模型中缺失了土壤水的运动，土壤水运动是大气降水、地表水、土壤水、地下水之间的转化关系中最重要的过程，而所有鄂尔多斯降水入渗系数都是通过概念模型得到的，没有被土壤水入渗试验所证实；鄂尔多斯盆地的白云石与方解石中的碳同位素存在明显差异，所以，在采用地球化学模拟技术研究地下水的补径排关系中，认为Mg2+浓度的降低是因为发生了白云岩沉淀的推断没有科学依据；利用14C测定地下水年龄的方法不适用于鄂尔多斯盆地，因为在地下水中存在大量的来自于深部的CO2等含C的气体，因为定年要求14C/C比值中分母应该是常数，如果有来自深部气体的混入，则不能满足14C定年的基本要求。

(2) 鄂尔多斯自流盆地是一个大水盆已经被越来越多的钻孔抽水试验所证实，但对于地下水来源的争议也日益突出。地下水的水质、水量与降水量完全是一种负相关关系，地下水是否还存在着其他的深循环形式？青藏高原湖泊、河流的渗漏水与北方的泉水、河流、湖泊之间是否存在着补给、排泄关系？水文地质界所面临的正是这样一个重大的科学问题。