内蒙古鄂尔多斯西北土壤水流动示踪实验及自流井群补给源讨论

陈建生 , 杨光亮, 王 婷, 何文政, 何海清, 陈茜茜

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

中国地质调查局经过十多年的水文地质勘察发现鄂尔多斯是个大水盆, 通过钻孔抽水实验得出的年补给量达105亿方(侯光才等, 2006)。鄂尔多斯盆地具有丰富的地下水已成为水文地质学界的共识,鄂尔多斯北区地下水可更新能力整体高于盆地南区,盆地白垩系地下水水质总体呈北好南差、下好上差的分布规律(万玉玉等, 2010; 谢渊等, 2004; 侯光才等, 2007; 张茂省等, 2008; 杨郧城等, 2011; 黄冠星等, 2007)。但是关于地下水的补给源区以及水资源的可持续利用问题, 始终存在着两种观点。一种观点认为, 鄂尔多斯的地下水来自于当地降水(梁永平等, 2005), 埋深≦5 m的上部潜水为近10 a的补给, 埋深5～15 m的中部潜水为20～30 a的补给, 埋深≥35 m的下部潜水是40 a以前的补给, 埋深超过250 m的承压水是晚更新世末期形成的古水, 是不可恢复的资源(田孝先, 1994)。另一种观点认为, 鄂尔多斯的降水量在 150～650 mm之间, 降水量是自北向南呈增加趋势, 北区的降水量远小于南区, 降水量小的地区补给量大而且水质好(杨郧城等,2008), 在逻辑上说不通; 鄂尔多斯河流、湖泊的δ18O-δD关系与地下水、土壤水落在相同的区域, 而与当地降水存在明显差异, 地下水的分水岭与基底断裂带重合, 由此判断, 鄂尔多斯地下水的主要补给源为外源水, 通过基底断裂带补给到河流、湖泊的周期为 20～30 a, 是可持续利用的水资源(陈建生等, 2009, 2012)。

关于鄂尔多斯地下水的补给-径流-排泄的水循环模型都是根据区域水文地质概念模型得出的(候光才等, 2006; 张茂省等, 2008), 概念模型的主要理论依据是水量平衡原理, 流域补给边界被确定后,流域中的总水量原则上等于降水量。排泄量包括了地表径流、地下径流、蒸发; 补给量与排泄量之间的差值反映在地下水位的涨落以及土壤含水率的变化。所以, 土壤水的运动关系是通过这个概念模型所推断的, 并不是实测的结果, 也没有降水入渗、土壤水运动实验的支撑。众所周知, 水循环过程经历了大气水-地表水-土壤水-地下水之间的转化, 在“四水转化”过程中最重要的“土壤水”的运动仍然是一个“黑箱子”系统。迄今为止, 干旱区土壤水运动的研究仍局限于测定非饱和层含水率特征曲线, 而对土壤含水率的解释缺少示踪实验数据, “黑箱子”系统已经成为深入了解干旱区地下水补给的重大障碍。所以, 要揭示鄂尔多斯地下水补给源之谜, 首先必须搞清楚非饱和层土壤水运动, 通过对非饱和层土壤水运动的深入研究, 揭示鄂尔多斯的降水是否真实补给到了地下水中。虽然获得降水入渗深度的最好方法是氚剖面实验, 但由于降水中的氚来自于核试验, 降水中氚值最高的年份大约是1963年, 入渗土壤的氚在50 a内经历了4个半衰期,土壤中的氚峰值仅是入渗的 1/16, 而且土壤薄膜水在温度梯度下发生蒸发或运移, 使土壤中氚的浓度大幅度下降, 目前已经接近本底的水平。Lin等(2006)在内蒙古进行的氚剖面试验所得到的氚峰值是经过人为的比例放大。所以, 目前土壤中的氚已经不适用于进行降水入渗试验。本文在鄂尔多斯西北的“补给源区”进行人工降水入渗模拟实验, 并通过土壤剖面的含水率、氘氧同位素、总溶解性固体物质TDS(Total Dissolved Solids)等分析, 研究土壤水运动, 通过对比降水与地下水的同位素特征,确定鄂尔多斯盆地地下水的来源。

1 鄂尔多斯西北干旱区发现了自流井群

乌海地处鄂尔多斯西北干旱区, 年平均降水量只有158.09 mm, 且主要集中在6—9月份, 占全年降水量70%以上, 年均蒸发量为3279.70 mm, 约为降水量的21倍(赵旭春等, 2007)。都斯兔河是乌海地区的一条常年地表径流, 其他河流与冲沟均为季节性沟谷, 虽然有一些泉水从河道中及其两侧汇入河道, 但由于泉水的流量较小, 流经一段距离后又渗入地下成为潜流, 只有在暴雨过后, 河道中才有短暂的地表径流。2012年7月笔者在乌海地区进行野外考察, 在桌子山的山谷找到了泉水, 泉眼高程1359 m, 比桌子山西侧乌海市区(1100 m)高了259 m, 且测得泉水的δD、δ18O 分别为–69.7‰、–9.7‰, 比当地降水(–51.4‰、–7.6‰)(杨陨城等,2005)明显贫化。2012年11月笔者又在乌海市巴音陶亥地区, 找到20多处自流井和泉眼, 有些自流井的涌水量很大, 其中不乏水质良好的淡水。

为了分析和识别都思兔河流域地下水的补给来源, 笔者对鄂尔多斯盆地进行了三次科学考察,共采集泉水123个, 煤矿排水8个, 湖水60个, 河水31个, 土壤剖面3处, 采样点位置参见图1。采样用的聚乙烯瓶事先用去离子水冲洗, 采样前, 再用所采水样冲洗一遍, 为避免发生同位素分馏, 瓶中的水样必须装满, 并用封口胶带密封。在实验室用抽真空冷凝法提取土壤水, 用河海大学水文水资源与水利工程国家重点实验室的 MAT-253型气体同位素质谱仪测定δ18O 和δD, 测量精度分别为2‰、0.1‰。用烘干法测定土壤含水率, 对烘干的土壤剖面样品按照 1:1的比例用去离子水浸泡 48 h,测定上清液中的 TDS值, 得到土壤水中 TDS的公式为: 土壤水 TDS(mg/L)=上清液中 TDS(mg/L)×去离子水质量(g)/风干图样质量(g)/重量含水率(%)。

图2中给出几口自流井图片, 其中图2B都斯图自流井涌水量超过15万m3/a, 且该井已有40多年历史, 流量稳定。此外, 来自桌子山的泉水汇集到千里沟的天然流量为132万m3/a。拉僧庙泉历史流量达到364万m3/a, 70年代后期由于周边地下水开采量剧增, 泉水水位下降(马少华等, 2012)。2010年3月1日, 内蒙古骆驼山煤矿发生重大透水事故, 此次事故的涌水量在起初最大时达7.2万m3/h, 40多天后才通过注浆的方法将涌水点堵死。这些现象都说明乌海地区赋存大量的地下水。

图1 鄂尔多斯盆地河流、断层、分水岭、等水位线、降水等值线、及采样点分布图(据候光才等, 2006; 潘爱芳, 等2005, 改编)Fig.1 Rivers, Faults, Watershed, Contour of water table, Rainfall isoline, Sampling points distribution map of the Ordos Basin(modified after HOU et al., 2006; PAN et al., 2005)

图2 都思兔河下游的自流井群(中间图为都斯图自流井)Fig.2 Artesian well group which located at down stream of the Dusitu River(the middle one is Dusitu artesian well)

在乌海这样降水量极小, 蒸发量极大的地区为什么会存在众多的自流井群与泉群？按照鄂尔多斯盆地地下水循环概念模型, 乌海地区地下水的补给源在库布奇沙漠—鄂托克旗—银川所围区域, 补给区的年平均降水量小于 250 mm。尽管有学者给出了该区域地下水补给-径流-排泄水循环模型(候光才等, 2006; 张茂省等, 2008), 但是由于在概念模型中缺失了土壤水补给地下水的过程, 并没有经过降水入渗地下水实验验证, 所以, 将概念模型作为科学依据是欠妥当的。而且, 自流井或泉水的水头都必须高于地表, 提供自流井或泉水的高水头有两种可能: 其一, 存在一个稳定的补给源, 补给源的地下水位远高于排泄区的地表; 其二, 地下水为封存的古水, 没有现代的补给源或补给的周期很长, 承压水的水头来自于岩土体的压缩变形。如果自流井属于第二类封闭的古水, 那么自流井的流量应该呈现递减趋势, 因为水的体积压缩系数很小, 压力被释放后水所增加的体积不可能维持井水长时间的自流, 都思兔河流域的自流井与泉水的流量稳定, 从没有减少的迹象, 所以应该属于第一种情况, 存在现代的补给源。另一方面, 前人得出鄂尔多斯地下水是古水的证据来自于14C定年(董维红等, 2008),但是由于地下水中存在深部的碳源侵入,14C不满足定年条件, 所以, 通过14C得到的“古水”的年龄是不能成立的(陈建生等, 2012)。而且在地下水中测定到的氚与 CFC证据(杨郧城等, 2004; 柳富田等,2007)也支持第一种情况。据此分析可以得出, 都思兔河流域的自流井与泉水存在一个稳定的现代的补给源。

2 干旱区土壤水运动的物理机制讨论

关于干旱区降水能否入渗补给到地下潜水, 前人已经做了大量研究, 但对于土壤水的运动机制尚不清楚, 所以, 干旱区降水入渗问题仍然存在很大争议。通过理论分析及室内实验得知, 降水入渗地层后首先进入到由土颗粒组成的包气带, 由于土颗粒表面电荷的吸引, 入渗降水将会被吸附在土颗粒表面形成薄膜水, 当土层的含水率达到最大田间持水率, 薄膜水层的厚度大于土颗粒电磁场所能控制的范围, 薄膜水才能转化为重力水并在重力的作用下继续下渗。薄膜水的运动与温度和薄膜层厚度有关, 高温区的薄膜水由于具有更高的动能而向低温区流动。例如, 白天地表温度高, 水分子从地表向深部流动, 而夜间, 地表温度低, 下部的水分子向地表流动; 由于越靠近土颗粒表面所受到的电磁引力越大, 所以, 薄膜水还会从厚层向薄层流动。

因为只有当土壤的含水率达到最大田间持水率, 降水才能够入渗到地下水中。这就要求土壤中的水分不能有较大的蒸发, 只有每次的降水都聚集在土壤中, 理论上才能满足土壤含水率大于最大田间持水率的要求。都思兔河流域的蒸发量远大于降水量, 从土壤剖面的含水率分析, 几乎都没有达到最大持水率, 也就是说, 历次的降水在土壤中没有形成累积效应。

降水能否在土壤中得到累积, 最终补给到地下水中, 可以通过水中的氘氧同位素进行识别。因为入渗土壤的降水受到蒸发后会沿着降水的蒸发线分布, 而且将受到蒸发的同位素特征保留。由于地表水在入渗的过程中会溶解土壤中的可溶性盐分, 并带着盐分一起向下运移, 所以, 地层中各种可溶性离子的分布反映了降水入渗的情况, TDS与各种离子都是很好的示踪剂。降水在入渗过程中受蒸发作用的影响, 离子浓度会逐渐增大, 因此, 在降水入渗停止或者入渗速度减缓的埋深土层处也会出现TDS峰值。土壤中还会发生蒸发-凝结过程, 土壤水先蒸发, 后又产生凝结, 这种过程也可以通过稳定同位素示踪揭示出来。如果土壤水来自蒸发-凝结,则水中的盐分应该偏低并且同位素出现贫化特征。通过对比地下水、降水中与土壤水中的同位素特征,结合含水率与TDS, 就可以判定土壤水的来源以及所经历的蒸发-凝结过程。

3 现场人工模拟降水入渗实验

为了验证鄂尔多斯北部的降水是否入渗到地下水中, 2013年4月2日笔者在靠近地下水分水岭的补给区进行了人工模拟降雨入渗实验。实验位置见图 1, 属于都思兔河流域的补给区, 地层为典型的沙土层。实验点地势平坦, 在相距10 m远的地方圈划2个边长为1 m的正方形区域, 然后下挖2 cm形成平面。向两个模拟方框内各注入175 L水, 考虑到框内的水在下渗过程中流到边界之外, 估计在1 m×1 m方框中心部位的入渗量约为150 mm, 远大于该区域最大单次降水量, 两个实验方框参见图3a、b。在注水24 h后对实验方框a(图3a)进行开挖,剖面开挖深度大约 1 m, 开挖从方框的边缘开始,挖出1 m深1.8 m宽的断面, 然后逐渐向框内延伸,每隔10 cm重新平整剖面, 观察降水入渗深度并进行拍照, 直到 50 cm 的中心剖面, 采集剖面土样,每8 cm取一个土样装入铝盒内, 用胶带密封。通过图3c可以看出, 模拟降水入渗的深度为70 cm, 没有发现明显的导水裂隙。96 h后, 以同样的步骤开挖实验方框b(图3b), 50 cm的中心剖面参见图3d,模拟降水的入渗深度与a剖面相同, 也是70 cm, 这意味着, 重力水在土壤中入渗速度较快, 24 h后重力水运动基本上就停止了。

注水24 h与96 h后实验框中心部位含水率与TDS的分布, 参见图4, 模拟降水入渗24 h后土壤剖面质量含水率在32 cm深度处达到最大值15.16%,TDS峰值出现在64 cm深度处; 降水入渗96 h后土壤剖面质量含水率在 56 cm深度处达到最大值13.69%, TDS的峰值出现在80 cm深度。TDS峰值说明土壤中的盐分随着土壤水向下运移所能达到的最大深度。

图3 现场人工模拟降水入渗实验Fig.3 Artificial simulation of rainfall infiltration field experiments

图4 现场人工模拟降水入渗实验土壤剖面含水率和TDS随深度变化曲线Fig.4 The changes of moisture content of soil profile and TDS with depth in artificial simulation of rainfall infiltration field experiments

人工模拟降水实验仅持续了96 h, 降水入渗深度达到80 cm, 在24 h下降64 cm的基础上, 经过72 h又下降 16 cm, 降水停止后, 土壤水向下入渗的速度衰减, 但并非意味随着时间的延长, 含水率与TDS峰值还会继续向深部移动, 因为当土壤的含水率小于最大的田间持水量后, 重力水的流动就停止了。

通过实验剖面质量含水率曲线可以得出, 乌海地区沙土的最大田间持水率大于 10%, 因为降水剖面在96 h后30～60 cm土壤剖面的质量含水率大于10%, 含水层中水的流动显然已经不是重力水。80～90 cm土壤的质量含水率为 4%, 土壤水若要继续向下流动, 必须首先将土壤的含水率增加 6%,质量含水率达到 10%以后, 才能继续产生向下的垂向流, 80 cm以下含水层所需增加的水分只可能来自20～70 cm土壤含水率高出10%的部分, 20～70 cm平均含水率接近 13%, 超出最大田间持水率的水量只有 3%, 所以, 理论上人工模拟降水能够下渗的极限深度不会超过1 m。这就是说, 150 mm的降水量不能入渗到潜水位大于1 m的地下水之中。

本实验所选择的都思兔河流域与前人做的降水入渗试验地点不同, 降水入渗深度与降水量有关。张之淦等(1990)、Lin等(2006)分别在内蒙古赤峰和山西平定县黄土区利用氚剖面研究降水入渗,得出降水入渗土壤的深度都超过 5 m, 最深达到15 m。由于, 鄂尔多斯盆地的降水量差异很大, 东南地区的降水量可以达到 650 mm, 是都思兔河流域降水量的 3倍, 东南部地区的蒸发量小于西北地区, 因此, 东南地区的降水入渗深度比都思兔河流域要大很多。在降水量大的东南部地区, 降水容易发生超渗产流现象, 超渗产流形成的地表径流在低洼地带汇集后下渗, 此时入渗土壤的水量是当地降水量的几倍到几十倍, 入渗的深度大幅度增加, 下渗15 m甚至更深的深度都是可能的。前人划定的鄂尔多斯盆地的补给-径流-排泄关系, 都是通过地下水位、水化学等关系得到的, 没有降水入渗试验的支撑。本文选择的都思兔河流域产生超渗产流的概率较小, 降水入渗试验证实都思兔河流域的自流井与泉水不是来自于当地降水入渗的补给, 从而表明前人对鄂尔多斯的流域划分存在问题, 地下水分水岭不是由入渗降水所产生的。

4 室内模拟降水入渗实验

为了进一步模拟降水在土壤中的入渗深度与时间的关系, 我们在室内开展了土柱降水入渗实验。模拟降水入渗的土柱内直径10 cm, 高120 cm,将风干的黄土碾碎过筛后填充到土柱中夯实, 黄土的初始含水率约为3.5%。模拟降水强度为每天定时定量的注水方式, 并将结构相同的土柱分为敞口 A组与密封B组两种类型, 敞口A组土柱始终保持自然蒸发的状态; 密封B组的土柱在注水后蒙上塑料布, 避免土柱内的水分蒸发, 两组土柱放在实验大厅相同位置, 通风但不接受阳光照射。

2012年4月20日—5月2日期间, 每天早晨给A、B两组土柱分别注水120.8 mL。对A、B两组土柱连续注水13 d, 每组总的注水量都是1571 mL,换算成降水量为 200 mm, 接近鄂尔多斯北部地区夏季雨期的降水量。敞口A组土柱采样测量含水率与TDS的时间是5月4日, 也就是注水实验结束的第2天, 土柱的采样间隔为5 cm。密封B组的采样时间是6月29日, 是在注水实验结束后的第59天,采样间隔 10 cm。通过烘干法测出质量含水率, 将烘干后的土称重放入锥形瓶, 加入 2倍重的去离子水浸泡, 每天摇晃锥形瓶两次, 在浸泡的过程中锥形瓶保持密封, 浸泡48 h后测量溶液中的TDS, 根据含水率计算出土壤水的TDS, 敞口A组与密封B组质量含水率与TDS随深度变化曲线参见图5。

敞口A组土柱中, 参见图5a, 40 cm以上土壤的质量含水率约为25%, 30 cm以上的含水率基本上不变, 表明土壤水的含水率已经达到了最大田间持水率, 30～50 cm的含水率逐渐下降, 表明除了重力水外, 还存在薄膜水向下运动, 薄膜厚层向薄层的运动。根据TDS分布可以看出, 土壤中的可溶性盐已经被下渗的水带到了50 cm附近, 形成累积。在10 cm处TDS形成了低值, 这是盐分被带到深部的结果, 但是在0 cm处的TDS高于10 cm处, 这与蒸发有关, 对于敞口土柱而言, 管口附近受到的蒸发较大, 盐分积累较多。

图5 室内土柱模拟降水入渗实验土壤TDS与质量含水率随深度变化曲线Fig.5 The changes of moisture content of soil profile and TDS with depth in the indoor soil column simulated rainfall infiltration experiment

密封B组土柱中, 参见图5b, 最大的土壤质量含水率已经降低到 18%, 显然是薄膜水运动的结果;管口附近土柱的含水率降低到了 9%, 是受到了蒸发, 虽然管口用塑料布包裹密封, 但由于密封不是很严密, 还是存在一些气体分子能够逃逸的微孔隙;90 cm深度的含水率仍然保持填充土的初始含水率,表明200 mm降水最大的入渗深度没有超过90 cm;TDS的峰值在70 cm, 代表了重力水最大的入渗深度, 70～90 cm的含水率比A组土柱有明显增加, 但40 cm以上的含水率比A组土柱明显下降了, 显然,在降水结束后的59天中, 土柱40 cm以上的水分向下部流动, 但是, 水的流动并不是通过重力水传递的, 而是通过薄膜水的扩散作用。另一方面, 通过TDS分布曲线可以看出, 重力水运动的最大深度不超过70 cm, 因为在70 cm处盐分出现了积累。

室内土柱模拟降水实验表明, 只有在持续降水期间土壤水能大于最大田间持水率, 以重力水的方式向深部补给, 降水结束后重力水向深层的补给不会持续很长时间。

5 鄂尔多斯北部补给区土壤水同位素分析

我们对比了鄂尔多斯周边地区(银川、兰州、西安、包头、呼和浩特、石家庄)的降水同位素, 鄂尔多斯周边地区的降水同位素与鄂尔多斯盆地的平均值差别不大(陈建生等, 2013), 降水同位素都比鄂尔多斯地下水明显富集。由于鄂尔多斯盆地地势较为平坦, 盆地内部不存在山脉等引起气候变化的地貌,盆地内部的降水同位素的变化不会超过周边地区,所以, 采用鄂尔多斯平均的降水同位素代替都思兔河流域局部的降水同位素虽然存在一定的误差, 但其误差是可以接受的。

前人的研究认为鄂尔多斯盆地地下水来自于当地降水, 指出鄂尔多斯西北地区的地下水来自于鄂托克旗一带降水入渗的补给, 参见图1地下水分水岭边界(侯光才等, 2006)。笔者在前人认为的补给区(侯光才等, 2006)采集了两个土壤剖面样,土剖面位置参见图1, 剖面A位于杭锦旗与鄂托克旗之间, 每隔25 cm取一个土样, 地层主要为沙层,570～600 cm之间有一层壤土, 710～750 cm之间存在粘土夹层, 剖面深度达到8 m。土壤水的δ18O-δD关系全部都落在地下水蒸发线EL1上, 参见图6a,125 cm以上的土壤水显示为蒸发后的剩余水, 补给源显然来自于地下水; 在壤土与粘土夹层中的含水率与 TDS明显升高, 这是因为细颗粒的比表面积大, 同等厚度的薄膜水层可以持有更多的水分; 500 cm附近土壤水中的δO、δD偏正, 明显受到了蒸发, 而 200～330 cm,δ18O、δD 贫化, 显然是存在凝结水, 参见图 6b、c。鄂尔多斯当地降水的加权平均值(–7.6‰, –51.4‰)(杨郧城等, 2005),如果地下水来自于当地降水补给, 那么土壤水的δ18O-δD 关系应该沿着当地降水蒸发线 EL2(虚线与空心圆点)分布。事实上, 泉水、井水与湖水的δ18O-δD关系点落在当地降水线之下, A剖面甚至比部分地下水更加偏负, 这表明它的补给源区的同位素更加贫化。

图6 鄂托克旗地下水分水岭地区降水, 地下水与土壤水同位素、TDS随深度分布Fig.6 Isotopes and TDS distribution with the depth of groundwater, soil water,precipitation of Etuke Banner groundwater watershed

B剖面位于鄂托克旗地下分水岭附近, 参见图1, 每隔50 cm取一土样, 土壤剖面水的δ18O-δD关系点分布与A剖面类似, 都是沿着地下水的蒸发线EL1分布, 在图 6d中可以看出, 土壤水的δ18O-δD关系点与地下水落在相同的区域, 而且, 土壤水与当地降水的δ18O-δD关系点差异非常明显。如果土壤水来自于降水, 则降水入渗后将受到蒸发, 土壤水的δ18O-δD关系点应该是沿着降水的蒸发线EL2上所标示的空心圆分布, 土壤水的δ18O-δD排除了地下水来自当地降水的补给。于是, 土壤水的来源只可能是地下水, 土壤水以薄膜水流动、蒸发-凝结等方式向地表运动, 并最终蒸发到大气中。图6d、e显示, 土壤水的δ18O-δD关系点随着深度出现了富集或贫化, 土壤水同位素富集层表明薄膜水在向上流动过程中受到了蒸发; 而同位素贫化表明土壤水来自蒸发-凝结, 由于蒸发-凝结水中基本不含离子,土壤水中的离子浓度较低, 在图 6e中, 从 325～75 cm土壤水中的TDS与含水率逐渐降低, 表明土壤水的主要来源是薄膜水, 薄膜水在向上流动的过程中受到蒸发, 在125～75 cm土壤水的TDS达到最低值, 土壤水的δ18O-δD 关系表现为蒸发-凝结, 凝结水使含水率增高。根据δ18O-δD关系可以判定, 土壤水自675 cm到地表经历了多次的蒸发与凝结, 在含粘粒的壤土层以及砂土层, 土壤水中的含水率与TDS增高, 水中的18O与D贫化, 这表明土壤的渗透性能降低, 气体水分子更容易凝结, 例如, 在500 cm及300 cm处, 随着薄膜水带来的盐分也出现了累积。而透气性能好的沙层, 薄膜水的蒸发明显, 例如, 525～425 cm 以及 325 ～ –125 cm。由于鄂尔多斯乌海地区的蒸发量远大于降水量, 虽然土壤中的TDS、D、18O也有来自降水的成分, 但是, 通过土壤剖面的同位素分布还是可以得出, 靠近地表浅层土壤水受到的蒸发程度更强一些, 入渗的降水不能在土壤中长期保留, 吸附在沙土颗粒表面的薄膜水在温度作用下发生流动, 由于地表附近的土壤受到的蒸发最为强烈, 地表附近的薄膜水极易被蒸发到大气中, 所以, 土壤薄膜水的流动通量是向上的流量大于向下的流量, 总的流动趋势是地下水补给到地表。

6 结论

1)本项研究对前人划分的鄂尔多斯分区流域进行了试验验证, 通过对都思兔河流域的模拟降水入渗试验与土壤水同位素分析, 指出鄂尔多斯盆地分区流域划分不符合实际情况, 鄂尔多斯盆地地下水分水岭与降水无关, 分水岭的高水位与下覆的断裂带有关, 外源水通过断裂带补给到鄂尔多斯盆地。

2)鄂尔多斯地区存在大量自流井群与泉群, 而且有些自流井的涌水量很大, 这与其当地降水量少而蒸发量大的现状极不符合。尽管有些学者给出了补径排的概念模型, 但对于“四水转换”中最重要的土壤水的运动并没有实际的实验数据支撑, 因此,应用概念模型作为理论依据是欠妥当的。通过实验分析, 所有自流井与泉水的δ18O-δD关系点都落在地下水的蒸发线附近, 而与当地降水存在较大的差异, 表明自流井与泉水的补给源并非当地降水。

3)野外人工模拟降水入渗试验证明, 在鄂尔多斯西北都思兔河流域地下水分水岭附近单次150 mm的降水量能够下渗的极限深度不超过1 m。因为只有当土壤中含水率大于最大田间持水率时,才存在重力水的运动, 单次降水的土壤重力水运动在24 h内基本就停止运动了, 由于土壤水运动过程中会受到蒸发, 多次降水很难累积形成能补给到潜水的重力水流。

4)鄂尔多斯北部都思兔河流域补给区的土壤水与当地地下水具有相同的氢氧同位素特征, 而与当地降水氢氧同位素差异明显, 表明土壤水接受地下水补给。地下水通过薄膜水流动、蒸发-凝结等方式向地表运动, 并最终蒸发到大气中。土壤薄膜水的流动通量是向上的流量大于向下的流量, 总的流动趋势是地下水补给到地表。

虽然笔者已经从事了一些研究, 但是要搞清楚鄂尔多斯盆地地下水真实的补给-径流-排泄关系还必须进行大量深入的研究, 包括一些基础性试验。笔者希望有更多的学者对鄂尔多斯盆地地下水、河水、湖水与降水之间的关系进行深入研究, 提出更多的对原来的一些观点, 证实或证伪的证据, 提高我国在地下水循环研究方面的学术地位。

陈建生, 季弼宸, 刘震, 张志伟, 张时音.2013.内蒙古高原岱海接受远程深循环地下水补给的环境同位素及水化学证据[J].湖泊科学, 25(4): 521-530.

陈建生, 饶文波, 丁宏伟, 卫克勤, 胡宝群, 孙占学, 崔永强,谭红兵.2009.青藏高原冰川融水深循环及其地质环境效应[J].科技导报, 27(14): 118-119.

陈建生, 王庆庆.2012.北方干旱区地下水补给源问题讨论[J].水资源保护, (03): 5-12.

董维红, 苏小四, 侯光才, 林学钰, 柳富田.2008.反向地球化学模拟技术在深层地下水14C年龄校正中的应用——以鄂尔多斯白垩系盆地典型水流路径为例[J].水文, 28(5):43-47.

侯光才, 林学钰, 苏小四, 王晓勇, 刘杰.2006.鄂尔多斯白垩系盆地地下水系统研究[J].吉林大学学报(地球科学版),36(3): 391-398.

侯光才, 苏小四, 林学钰, 柳富田, 易树平, 董维红, 俞发康,杨陨城, 王冬.2007.鄂尔多斯白垩系地下 水盆地天然水体环境同位素组成及其水循环意义[J].吉林大学学报(地球科学版), 37(2): 255-260.

黄冠星, 孙继朝, 齐继祥, 臧逸中, 陈京生, 荆继红.2007.鄂尔多斯地下水同位素组成与气候变化关系[J].地球学报,28(6): 550-554.

梁永平, 韩行瑞, 时坚, 尹立河.2005.鄂尔多斯盆地周边岩溶地下水系统模式及特点[J].地球学报, 26(4): 365-369.

柳富田, 苏小四, 侯光才, 林学钰, 易树平, 董维红.2007.CFCs法在鄂尔多斯白垩系地下水盆地浅层地下水年龄研究中的应用[J].吉林大学学报: 地球科学版, 37(2): 298-302.

马少华, 杨锐, 马挨荣, 随春明, 李光.2012.西桌子山地区岩溶地下水储存与分布特征[J].西部资源, (4): 120-123.

潘爱芳, 赫英, 黎荣剑, 席先武.2005.鄂尔多斯地基断裂与能源矿产成藏成矿的关系[J].大地构造与成矿学, 29(4):459-464

田孝先.1994.鄂尔多斯盆地北中部地区地下水同位素研究[J].内蒙古地质, (12): 90-97.

万玉玉, 苏小四, 董维红, 侯光才.2010.鄂尔多斯白垩系地下水盆地中深层地下水可更新速率[J].吉林大学学报(地球科学版), 40(3): 623-630.

谢渊, 王剑, 李明辉, 江新胜, 谢正温, 罗建宁, 侯光才, 刘方,王德潜, 孙永明, 曹建科, 朱桦, 王永和.2004.鄂尔多斯盆地早白垩世岩相古地理与地下水水质和分布的关系[J].地质通报, 23(11): 1094-1102.

杨郧城, 侯光才, 文东光, 庞忠和, 王冬.2005.鄂尔多斯盆地大气降雨氢氧同位素的组成与季节效应[J].地球学报,26(B09): 289-292.

杨郧城, 候光才, 马思锦.2004.鄂尔多斯盆地地下水中氚的演化及其年龄[J].西北地质, 37(1): 97-100.

杨郧城, 沈照理, 文冬光, 侯光才, 王冬, 佘宏全, 李进文.2011.鄂尔多斯白垩系盆地地下水的形成与演化: 来自Cl及其同位素36Cl的证据[J].地质学报, 85(4): 586-595.

杨郧城, 沈照理, 文冬光, 侯光才, 赵振宏, 王冬.2008.鄂尔多斯白垩系地下水盆地硫酸盐的水文地球化学特征及来源[J].地球学报, 29(5): 553-562.

张茂省, 胡伏生, 尹立河.2008.鄂尔多斯白垩系地下水盆地水文地质概念模型[J].地质通报, 27(8): 1115-1122.

张之淦, 刘芳珍, 张洪平, 刘恩凯.1990.应用环境氚研究黄土包气带水分运移及入渗补给量[J].水文地质工程地质, (03):5-7.

赵旭春, 王澄海, 张永生, 姜桓.2007.两种干旱指标在乌海地区干旱分析中的应用比较研究[J].气象科学, 27(1):162-168.

CHEN Jian-sheng, JI Bi-chen, LIU Zhen, ZHANG Zhi-wei, ZHANG Shi-yin.2013.Isotopic and hydro-chemical evidence on the origin of groundwater through deep-circulation ways in Lake Daihai region, Inner Mongolia plateau[J].Journal of Lake Sciences, 25(4): 521-530(in Chinese with English abstract).

CHEN Jian-sheng, RAO Wen-bo, WEI Ke-qin, HU Bao-qun, SUN Zhan-xue, CUI Yong-qiang, TAN Hong-bing.2009.Glacial Melt Water Deep-Cycle in the Tibetan Plateau and Its Geological Environmental Effect[J].Science ＆ Technology Review, 27(14): 118-119(in Chinese).

CHEN Jian-sheng, WANG Qing-qing.2012.A discussion of groundwater recharge sources in arid areas of North China[J].Water Resources Protection, (3): 5-12(in Chinese with English abstract).

DONG Wei-hong, SU Xiao-si, HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, LIU Fu-tian.2008.Application of Inverse Geochemical Modeling in 14C Age Correction of Deep Groundwater: A Case in the Ordos Cretaceou Artesian Basin[J].Journal of China Hydrology, 28(5): 43-47(in Chinese with English abstract).

HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, SU Xiao-si, WANG Xiao-yong, LIU Jie.2006.Groundwater System in Ordos Cretaceous Artisan Basin (CAB)[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 36(3): 391-398(in Chinese with English abstract).

HOU Guang-cai, SU Xiao-si, LIN Xue-yu, LIU Fu-tian, YI Shu-ping, DONG Wei-hong, YU Fa-kang, YANG Yun-cheng,WANG Dong.2007.Environmental Isotopic Composition of Natural Water in Ordos Cretaceous Groundwater Basin and Its Significance for Hydrological Cycle[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 37(2): 255-260(in Chinese with English abstract).

HUANG Guan-xing, SUN Ji-chao, QI Ji-xiang, ZANG Yi-zhong,CHEN Jing-sheng, JING Ji-hong.2007.The Relationship between Groundwater Isotopic Composition and Climate Change in Ordos[J].Acta Geoscientica Sinica, 29(5):553-562(in Chinese with English abstract).

LIANG Yong-ping, HAN Xing-rui, SHI Jian, YIN Li-he.2005.The Karst Groundwater System in the Peripheral Area of Ordos Basin: Its Patterns and Characteristics[J].Acta Geoscientica Sinica, 26(4): 365-369(in Chinese with English abstract).

LIN Rui-fen, WEI Ke-qin.2006.Tritium profiles of pore water in the Chinese loess unsaturated zone: Implications for estimation of groundwater recharge[J].Journal of Hydrology,328: 192-199.

LIU Fu-tian, SU Xiao-si, HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, YI Shu-ping, DONG Wei-hong.2007.Application of CFCs Methods in Dating Shallow Groundwater in the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 37(2): 298-302(in Chinese with English abstract).

MA Shao-hua, YANG Rui, MA Ai-rong, SUI Chun-ming, LI Guang.2012.Storage and distribution of Karst groundwater of the West Table Mountain[J].Resources, (4): 120-123(in Chinese).PAN Ai-fang, HE Ying, LI Rong-jian, XI Xian-wu.2005.Relation Between Basement Fractures And Formation of Energy Resources In Ordos Basin[J].Geotectonica et Metallogenia,29(4): 459-464(in Chinese with English abstract).

TIAN Xiao-xian.1994.Groundwater isotope study Ordos basin in the north central of Ordos Basin[J].Geology of Inner Mongolia, (12): 90-97(in Chinese).

WAN Yu-yu, SU Xiao-si, DONG Wei-hong, HOU Guang-cai.2010.Evaluation of Groundwater Renewal Ability in the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 40(3): 623-630(in Chinese with English abstract).

XIE Yuan, WANG Jian, LI Ming-hui, JIANG Xin-sheng, XIE Zheng-wen, LUO Jian-ning, HOU Guang-cai, LIU Fang,WANG De-qian, SUN Yong-ming, CAO Jian-ke, ZHU Hua,WANG Yong-he.2004.Relations of the Early Cretaceous lithofacies-paleogeography to groundwater quality and distribution in the Ordos basin[J].Geological Bulletin of China, 23(11): 1094-1102(in Chinese with English abstract).YANG Yun-cheng, HOU Guang-cai, MA Si-jin.2004.The age and origin of groundwater in the Ordos basin[J].Northwestern Geology, 37(1): 97-100(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, HOU Guang-cai, WEN Dong-guang, PANG Zhong-he, WANG Dong.2005.Hydrogen-Oxygen Isotope Composition of Precipitation and Seasonal Effects onδ18O of Precipitation in Ordos Basin[J].Acta Geoscientia Sinica,26(B09): 289-292(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, SHEN Zhao-li, WEN Dong-guang, HOU Guang-cai, WANG Dong, SHE Hong-quan, LI Jing-wen.2011.Formation and Evolution of Groundwater in the Ordos Cretaceous Basin: Evidence from Chlorine and Its Isotope[J].Acta Geologica Sinica, 85(4): 586-595(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, SHEN Zhao-li, WEN Dong-guang, HOU Guang-cai, ZHAO Zhen-hong, WANG Dong.2008.Hydrochemical Characteristics and Sources of Sulfate in Groundwater of the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Acta Geoscientia Sinica, 29(5): 553-562(in Chinese with English abstract).

ZHANG Mao-sheng, HU Fu-sheng, YIN Li-he.2008.Conceptual model of hydrogeology of the Cretaceous groundwater basin of the Ordos Basin, China[J].Geological Bulletin of China,27(8): 1115-1122(in Chinese with English abstract ).

ZHANG Zhi-gan, LIU Fang-zhen, ZHANG Hong-ping, LIU En-kai.1990.Study of soil water movement and recharge rate of rainfall infiltration in aeration zone of loess by measuring natural tritium[J].Hydrogeology ＆ Engineering Geology,(3): 5-7(in Chinese with English abstract).

ZHAO Xu-chun, WANG Cheng-hai, ZHANG Yong-sheng, JIANG Huan.2007.Application, comparison and research of two kinds of grade indices of drought analysis in wuhai area[J].Journal of the Meteorological Sciences, 27(1): 162-168(in Chinese with English abstract).