诺木洪冲洪积扇地下水氢氧同位素特征及更新能力研究

崔亚莉，刘 峰，2，郝奇琛，2，张 戈

(1.中国地质大学(北京)水资源与环境学院，北京 100083;2.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北石家庄 050061;3.中国地质调查局西安地质调查中心，陕西西安 710001)

诺木洪地区位于柴达木盆地东南缘，具有我国西北地区典型的干旱气候。该地区植被稀少且对地下水的依赖性强，生态环境非常脆弱。因此，为避免过量开采，实现地下水资源的可持续利用，有必要分析该地区地下水特征与更新能力。

作为自然界水循环过程中的重要环节，地下水不断与外部环境发生水量交换［1］，处于持续更新的状态。因而地下水的可更新能力可以作为指示地下水资源属性的重要指标［2］。地下水系统处于补、排平衡的条件下，更新速率定义为地下水系统中输入总水体积与含水层总水体积的比［3］。目前，同位素方法已广泛应用于地下水补给来源［4］、年龄［5～6］及更新能力［7］等特征的分析与计算中，Leduc 和 Taupin、Le Gal La Shalle［8］等曾利用同位素方法对尼日尔某盆地潜水含水层更新过程进行调查，并提出了进行更新速率计算的两个模型。张光辉［9］、陈宗宇［10］、苏小四［11］等利用3H 与14C 作为示踪剂，分别计算了太行山山前平原、黑河流域各盆地及鄂尔多斯盆地的地下水更新速率，获得较好效果。以上成果表明该方法适用于我国广大的西部内陆盆地地区。本文在前人定性研究［12～13］的基础上，在柴达木盆地应用氢氧同位素方法计算了诺木洪地区地下水的更新速率，分析地下水补给特征并讨论了其可更新性。

1 研究方法

稳定同位素2H与18O含量及相关关系可定性表征地下水的补给来源与补给机理［14］，而放射性同位素氚(3H)则可用于识别核爆前后补给的地下水并进行地下水更新能力的评估。

1.1 地下水同位素特征分析

地下水中的δD和δ18O值可反映其补给来源、补给高程和补给时的温度及其所经历的水化学过程［15］。一般，补给高程越高或者补给温度越低，地下水中的δD、δ18O值越小，补给来源相同的地下水，其稳定同位素特征也相似［16］。降水中的δD和δ18O值存在良好的线性相关关系，称为大气降水线［17］。前人研究得出，全球大气降水线(GMWL)为:δD=8 × δ18O+10‰［13］。地下水δD、δ18O值偏离当地大气降水线的程度反映了其补给及径流过程中所经历地球化学过程的强弱。偏离越大，地下水所经历的地球化学过程越强烈［10］。

1.2 地下水更新能力计算

利用当地多年降水氚值资料与不同年份的地下水实测氚值数据，结合相应数学物理模型，可计算得出当地地下水的更新速率，定量反映含水系统接受补给更新的情况［18］。本文采用适用于干旱地区，由Le Gal La Shalle［8］等开发的全混合模型与等比例混合模型，模拟期从全球大规模大气核试验开始前的1952开始，到取样年2012年结束。

1.2.1 全混合模型

全混合模型，也称为指数模型(Exponential Model)，是指假设地下水系统在稳定状态下，接受连续补给且含水层中的水处于完全混合状态。以氚(3H)为示踪剂，当地下水平均更新速率为R(%/a)时，根据质量平衡原理，系统中的氚含量存在如下的质量平衡关系:

式中:3Hgi——历年地下水输出3H含量(TU);

3H0i——历年输入地下水中的3H含量(TU);

λ——3H的衰变常数(0.05626/a)。

1952年之前，大气氚含量变化很小，可以作为定值输入(设为3H0=10TU［10］)。则1952年以前地下水中的氚含量可以表示为:

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)是指同样在稳定状态下，等比例混合模型描述的是含水层中地下水以活塞流的形式垂直推移，不同时期补给的地下水分层，只在取样时混合的情况［10］。

以氚(3H)为示踪剂，当地下水平均更新速率为R(%/a)时，根据质量平衡原理，系统中的氚含量存在如下的质量平衡关系:

其中，tmax=1/R，为最早的补给事件所发生的时间。

因1952年之前大气对地下水的氚输入值可看作常数，当水中含有1952年之前补给的氚时，其对地下水输出氚值的贡献为:

式中:t0——1952年到模型输出时间所经历的年数。

1.2.3 模型的输入

以研究区模拟期内历年大气降水量值与历年大气降水氚含量恢复值为输入数据，进行两模型的计算。一般，地下水的补给与年降水量线性相关，某年的更新速率Ri可表示为平均更新速率R乘以当年降水(Pi)占多年平均降水量(Pm)的百分比。在干旱、半干旱区，这种关系通常不完全适用。因此，在考虑发生补给的极限降水量值(Pt，干旱地区一般设为10 mm)的情况下，干旱、半干旱地区地下水年更新速率表示为［8］:

2 水样采集与测试

2.1 研究区概况

诺木洪位于柴达木盆地东南缘，属于柴达木河流域，地势南高北低，南部为布尔汗布达山区，北部为盆地中心湖沼区域［19］。布尔汗布达山区为高山冰川带，向南变为山前戈壁地貌，山前戈壁带以下至冲洪积扇前缘的细土平原带为主要人口聚居区，也是地下水的集中开采区。溢出带以下至盆地中心为沼泽荒漠带，地势低平［20］(图1)。

图1 诺木洪地区水文地质简图Fig.1 Hydrogeologic map of the Nuomuhong region

诺木洪地区气候干旱降水稀少而蒸发强烈［21］，区内主要河流为诺木洪河，是柴达木盆地第六大河［22］，河水大部分消耗于灌溉、蒸发及沿途的渗漏，出山口以下河道仅夏季有少量余水，汇入南霍布逊湖。溢出带以下泉群较为发育，大多数为下降泉，仅贝壳梁泉为上升泉。泉水汇聚形成努尔河哈西瓦河等数条泉集河，径流沿途蒸发渗漏，余水流入南霍布逊湖。哈鲁乌苏河，柴达木河，巴音郭勒河流经诺木洪南部盆地中心地区，河道众多，相互交错，形成瓣状水流区域(图1)。

研究区含水层主要为孔隙含水层，分布于山前戈壁带以下至盆地中心。山前至冲洪积扇中部为单一大厚度潜水含水层，厚度100 m以上;向下游及边缘地区地下水径流条件逐渐变差，到冲洪积扇前缘及细土平原区形成含水层与相对隔水层相互叠置的多层承压含水岩组，单层厚度几米到几十米不等(图1)。

2.2 样品采集与测试

1987年，青海省地矿局柴达木综合地质大队曾对诺木洪进行过地下水的同位素取样，测定了所取水样中的3H 含量与 δD、δ18O 值［13］。2011—2012 年，在对部分原有取样点重复取样的基础上，本次工作将取样范围扩大到整个诺木洪河流域，增加了取样点的数量。地下水3H、2H、18O取样均采用塑料纯净水瓶为取样瓶，历次取样点位置如图1所示。其中位于冲洪积扇位置的取样井均为民井，取水层位0～200 m。溢出带以下至盆地中心:CK7深200 m，CK8深400 m，M645点为贝壳梁上升泉，M164点为盆地中心废弃钻孔(上升泉)，所取水样则均为承压水。

2.3 测试方法和结果

所取2H、18O、3H水样均由中国地质科学院水文地质环境地质研究所国土资源部地下水科学与工程重点实验室分析测试。18O/16O及2H/1H采用MAT253型质谱仪测定，其值用δ值表示，以维也纳标准平均海洋水(VSMOW)为标准。δD和δ18O的精度分别为±1.0‰和±0.1‰。3H样品电解富集后利用超低本底液闪仪测定(Q1220)，分析误差一般为±1TU。研究区地下水样测试结果如表1所示。

表1 诺木洪地区地下水同位素取样数据Table 1 Isotopic sample data of groundwater in the Nuomuhong region

3 地下水同位素特征与可更新能力

3.1 地下水同位素特征

诺木洪地区的地下水总体δD、δ18O值均较低(表1)，表明补给温度较低(δD ＜ -70‰SMOW，δ18O ＜-10.5‰SMOW)，符合当地的高原气候特征。与盆地中心承压水相比，山区至溢出带地下水的δD、δ18O值相对较高且位于全球大气降水线［13］附近(图2)，表明补给温度相对较高，属于现代水或近现代降水补给［23］，经历的地球化学过程较为简单，更新能力较强。而盆地中部的承压水(M645、CK8、M164取样点)δD值低至-90‰左右，δ18O值平均-12‰，远远低于山区至溢出带的δD与δ18O值，同位素贫化特征明显，表明该位置地下水的补给环境与现代气候条件有较大不同，补给温度远低于现代气温，推测为冰期时补给［17］。CK8、M164偏离当地大气降水线较多，也侧面说明盆地中心地下水补给时间较长，更新性较差，经历的地球化学过程较为复杂。

图2 诺木洪地区地下水δD-δ18O特征与全球大气降水线(GMWL)关系图Fig.2 Plot of δD- δ18O in groundwater in the Nuomuhorg region

诺木洪地区地下水氚值特征与其δD、δ18O特征相近。具体表现为δD、δ18O值越低，水中3H值也越低，如表1所示。山区与冲洪积扇中部的地下水氚值最大，远大于天然本底值(＜1TU)，为1952年之后补给的现代水。冲洪积扇前缘轴部附近地下水氚值2011年、2012年为8 ～18TU，为现代水，说明该位置地下水更新性较好。而冲洪积扇前缘两翼至盆地中心区域的地下水氚值都较低，接近水中氚元素的天然本底值，说明该位置地下水循环较慢，更新性较差。

3.2 地下水更新速率

3.2.1 诺木洪地区历年大气降水氚值的恢复

诺木洪1978年5月大气降水氚值大于200TU［24］，属于我国以张掖为中心的氚值“中纬度高值带”［17］，且当地无长期降水氚监测资料。因此，本文以张掖站资料为基础，恢复诺木洪地区历年大气降水氚值。张掖站有1986—1996、2001—2003年监测资料。1962—1978年数据采用关秉钧方法［25］恢复。1954—1961年以张掖站与渥太华站同时段大气氚值的平均比值，等比例放大渥太华站数据得来。同理，以张掖站与香港站数据的平均比值，等比例放大香港站数据，得到模拟期内剩余年份的氚值数据，恢复结果如图3所示。

图3 诺木洪地区历年大气降水氚值恢复曲线(1952—2012)Fig.3 Recovery curve of3H in precipitation in the Nuomuhong region(1952—2012)

3.2.2 计算结果及分析

采用全混合模型与等比例混合模型可分别计算出不同更新速率下模拟期内所有年份地下水氚值。为方便与地下水实际氚值对照，选定1987年、2011年与2012年三个取样年为模型输出年，分别计算出的模型输出氚值与更新速率关系曲线，见图4～图6。在曲线上可以查到当年地下水实测氚值所对应的更新速率，结果如表2所示。

图4 全混合模型地下水更新速率与氚值相关曲线Fig.4 Correlation of groundwater renewability and3H

图5 等比例模型地下水更新速率与氚值相关曲线(1987年)Fig.5 Correlation of groundwater renewability and3H with the full hybrid model(1987)

图6 等比例模型地下水更新速率与氚值相关曲线(2011、2012年)Fig.6 Correlation of groundwater renewability and3H with the equal proportion model

结合曲线输出结果、实际水文地质条件及地下水δD、δ18O特征判断。综合以上条件，选定两个模型计算结果的平均值作为最终输出结果。

根据以上两模型的计算结果，可将研究剖面划分为三级地下水流系统(图7):冲洪积扇中部以上为山前局部地下水流系统，含水层径流条件好，地下水循环交替迅速、更新能力强，地下水更新速率为5%/a～10%/a;冲洪积扇前缘轴部为中间地下水流系统，随着径流条件变差，地下水更新速率显著变小，并表现出由轴部向两翼递减的特征，地下水更新速率为1.25%/a～1.4%/a;溢出带至盆地中部代表区域地下水流系统，地下水循环更加缓慢，冲洪积扇前缘两翼为0.08%/a～0.2%/a，溢出带为 0.07%/a，盆地中部的地下水更新速率＜0.04%/a。

根据更新速率计算结果，结合水文地质条件，划分诺木洪地区地下水流系统，得到诺木洪地区地下水流动系统示意图(图7)。

表2 诺木洪地区地下水氚值取样数据与更新速率对照表Table 2 Comparison between3H Sample data and renewability of groundwater in the Nuomuhong region

图7 诺木洪地区地下水流动系统示意图Fig.7 Distribution of groundwater renewability in the Nuomuhong regin

4 结论与讨论

(1)利用2H、18O、3H同位素分析了诺木洪地区地下水特征并计算更新速率，根据循环特征，将诺木洪剖面划分为三级地下水流系统:冲洪积扇中部以上为山前局部地下水流系统，地下水更新速率为5%/a～10%/a;冲洪积扇前缘的中间地下水流系统和溢出带至盆地中部代表区域地下水流系统，地下水循环速率分别为0.08%/a～1.4%/a和小于0.07%/a。

(2)诺木洪地区山区至冲洪积扇中部的地下水更新最快，可恢复性好，为诺木洪地区最适宜开采的地区。冲洪积扇前缘两翼及溢出带附近的地下水更新较慢，基本为地质历史时期补给的古水，一旦开采难以恢复，不宜大规模开采。

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