巴丹吉林沙漠南缘地下水补给机制研究

魏世博 聂振龙 申建梅 崔亚莉 王哲 孟令群 刘学全

摘要：为研究巴丹吉林沙漠南缘水源地的地下水补给机制，分析了采自浅井、深井及湖泊的35个水样的Cl-浓度、TDS含量和氢氧同位素特征。根据巴丹吉林水源地及周边水化学水平分布特征，结合研究区气象和水文条件、水文地质结构、地下水流场发现，戈壁区地下水对沙漠区地下水无明显补给作用，但是沙漠区、戈壁区及山区地下水稳定同位素关系表明，沙漠区地下水来源于南部山区及戈壁区的地下水或降水。通过野外调查发现，沙漠边缘分布大量洪积黏土，认为沙漠外围山区、山前戈壁带降水在季节性河道形成的脉冲式洪流是沙漠区地下水的重要补给来源之一，这一认识不仅解释了采用水化学和同位素技术进行分析而获得不同结论的原因，而且有利于地下水资源评价。

关键词：地下水;补给机制;水化学;稳定同位素;洪水;巴丹吉林沙漠

中图分类号：P641.3

文献标志码：A

doi：10.3969/j .issn. 1000-1379.2019.02.018

地下水在循环过程中与含水层介质相互作用，水化学成分不断变化，水化学成分在循环过程中的变化可以反映地下水的循环模式。利用水化学资料可以研究地下水的赋存环境、径流途径与能量质量交换等，从而揭示地下水的循环规律[1-5]。

巴丹吉林沙漠位于阿拉善右旗，因其沙山与湖泊并存的奇特景观而闻名于世[6].高大沙山之间点缀着100多个湖泊，其中常年有水的湖泊超过70个[7]。阿拉善右旗作为严重缺水地区，深受水资源短缺问题困扰，为此建立了巴丹吉林水源地，为了论证巴丹吉林水源地开采对周围湖泊的影响以及能否可持续开采，需要了解水源地所在沙漠东南缘地下水的补给机制。关于巴丹吉林沙漠南缘地下水补给机制，前人对当地降水直接入渗补给地下水的认识较为一致，总体认为当地降水入渗是存在的，但不是主要补给来源[8-17]。野外调查发现，由于水源地位于沙漠区，降水量小，地下水埋深大于30 m.包气带岩性为冲一洪积砂砾石层夹多层厚5～40 cm的钙质胶结细砂层，因此当地降水人渗补给量可能很小。张竞等[10-11]画出了巴丹吉林沙漠区域流场图，提出了与马妮娜等[13-14]研究结果大致相同的地下水循环方式，但由于缺乏钻探资料，且地下水循环的载体是三维地质体，仅通过二维等水位线图来研究地下水循环不够全面，因此通过钻探获取了地层资料，建立了南北向地质剖面，厘清了地质结构，进而通过水化学与同位素技术研究地下水的补给机制。从水系分布特征、沙漠边缘有大量洪积黏土和粉砂质黏土出露来看，巴丹吉林沙漠南缘表现出洪水人渗的迹象。已有研究成果[8，18-19]和巴丹吉林沙漠南缘野外调查结果表明，洪水可能是水源地的重要补给来源之一，但是关于研究区洪水人渗补给缺乏定性讨论，即沙漠区是否有洪水补给尚缺乏证据。本次研究结合水源地位置划分出具有水文地质意义的研究范围，并在整理以往研究成果和进行野外地质调查的基础上，大量采集水样，研究区内水文地球化学分带规律及不同地貌区水样的氢氧稳定同位素关系，定性探讨巴丹吉林沙漠南缘水源地地下水补给机制。

1 区域概况

研究区位于内蒙古自治区阿拉善右旗巴丹吉林沙漠南缘，南侧为北大山，东南侧为雅布赖山，北侧为巴丹吉林沙漠，地势总体南高北低，区内植被稀疏，生态环境脆弱，为禁牧区。研究区属于温带大陆性荒漠草原气候区，干旱少雨，风大沙多，夏季炎热，昼夜温差大，年平均气温8～9℃，年均降水量110 mm，年均水面蒸发量3100 mm，降水量由东向西、由南向北递减，即山区降水量最大，戈壁区降水量次之，沙漠区降水量最小，蒸发量则相反。降水季节分配不均，7-9月降水量占全年降水量的68%，极易引发暴雨洪涝灾害[20]。该区洪水具有突发性和瞬时性的特点，据不完全统计，有记载的洪水有20次，较大洪水的发生年份为1964年、1978年、1984年、1987年、1994年、1998年、2004年、2006年、2007年、2012年、2015年[21]。研究区范围及取样点分布见图1。

巴丹吉林水源地位于沙漠南缘，2016年8月建成，12月开始运行，共4眼水井，设计年开采量25万m。巴丹吉林沙漠南缘外围山前戈壁带被上更新统冲一洪积砂砾石所覆盖，局部出露花岗岩、砂岩、砂砾岩，第四系覆盖整体较浅，第四系冲一洪积砂砾石层与下伏花岗岩、白垩系砂岩风化壳构成具有统一水力联系的潜水含水层，地下水埋深3～5 m，含水层厚5～ 15m，第四系下伏未风化白垩系泥质胶结砂岩、砂砾岩较密实，为隔水层。戈壁区与沙漠区的分界可能为一断层，巴丹吉林沙漠南缘位于巴丹吉林凹陷盆地内，区内主要被第四系风积砂所覆盖，局部出露第四系冲一洪积砂砾石层，风积砂透水而不含水，厚度较大。据内蒙古阿拉善右旗巴丹吉林镇新水源地研究报告[22]，风积砂下伏的第四系冲一洪积砂砾石层和基岩风化壳为主要潜水含水层，含水层厚度大于100 m，地下水埋深0—30 m，湖泊周边地下水出露。冲一洪积砂砾石层以下未风化的白垩系泥岩、泥质砂岩、砂砾岩及局部的花岗岩构成隔水层。研究区地质剖面见图2（地质剖面平面位置见图1中剖面Ⅱ一Ⅱ），根据地质剖面，研究区含水层为具有统一水力联系的潜水含水层。

研究区范围的确定充分利用地下水系统要素的相关性，根据地质背景和流场图勾画地下水系统的轮廓（见图1）。研究区南侧以北大山一雅布赖山分水岭为界：西侧以色林敖包正南至北大山分水岭为界，该边界为地表水分水岭，两侧大面积出露花岗岩，为隔水边界：东侧以区域地下水分水岭为界，依据是在大量野外调查基础上发现该边界附近基岩埋深较浅，局部出露风化强烈的砂岩、砂砾岩、泥岩，富水性差，含水层厚度受基岩控制，总体较薄，含水层呈浅碟状;北侧以伊克力敖包与色林敖包连线为界，该边界局部出露的砂岩普遍含有较多泥质，风化物渗透性较差，从地下水流场图上看，在伊克力敖包与色林敖包之间有部分地下水可能流人北部沙漠腹地，但考虑到伊克力敖包对研究区地下水循环起着重要的控制作用，故以此为研究区北部边界;研究区底部边界为白垩系泥岩、泥质砂岩、砂砾岩，局部为花岗岩，根據野外调查及钻孔资料定为隔水边界。采用Real-time kinematic（RTK）载波相位差分技术测量研究区地下水水位，绘制了研究区等水位线，见图3，图3中取样点即地下水水位测量点，地下水宏观流向为自南向北。

2 取样点分布及样品采集测试结果

根据研究区地下水流场图、地表河道分布及地下水埋深布置取样点，野外取样工作于2014年9-11月进行，共采集水样35个（包括地下水样品33个、湖泊水样品2个）.取样点位置见图1，其中坑探点及水源地水井为新建，其余水井为已有。

样品采集与测试分别按照《水质采样技术规程》（SL 187-96）、《水质分析方法标准》（GB 7466～7494-87）进行。测试项目包括K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl、SO2-、HC03，其中HC03属于不稳定离子，一般情况需要现场测定，本次取样未进行现场测定，故代表性不强.HC03并非本研究分析的重点，测试结果仅供参考。根据离子平衡原理进行误差分析，分析誤差均小于5%，样品的测试结果见表1，其中S2、S4样品测试结果来源于文献[22]。

3 结果与讨论

（1）结合研究区等水位线图，选取与水源地地下水有水力联系的上游戈壁、季节性河道典型水样及水源地水样（见表2）对Cl-浓度及TDS值进行对比，定性分析季节性河道潜流量。

位于季节性河道内取样点的Cl-含量均低于戈壁区取样点Cl-含量。分析认为季节性河道内取样点水位埋深与戈壁区取样点水位埋深差别较小，受蒸发影响均较大，但河道内地下水在汛期可接受洪水补给，河道内地下水循环条件好。由于戈壁区地势高于河床，河道内条带状含水层厚度小，对戈壁区的侧向补给量小，戈壁区地下水循环条件差，受到的蒸发作用更为明显，因此戈壁区地下水Cl-含量普遍高于干涸河道内地下水的。

由表2可知，季节性河道典型水样的Cl-含量大部分低于水源地典型水样的，虽然这一现象符合沿径流路径Cl-含量逐渐升高的规律，但是调查发现河床内冲一洪积砂砾石层厚度普遍偏小，为1～5 m，饱水带厚0.3～ 0.7 m，砂砾石层下伏花岗岩及白垩系泥岩、砂岩、砂砾岩，因风化强烈构成隔水底板，故与河道分布范围一致的条带状薄层淡水含水层的分布范围相对于整个山前戈壁带而言很小，季节性洪水在河道内沿途人渗量不大，即戈壁区河床潜流对地下水补给量很小。

（2）沿季节性河道进行调查发现，河谷内分布条带状冲一洪积砂砾石层，除研究区最西侧河道外，其他河道采砂坑均可见风化的白垩系泥岩、泥质砂岩，研究区最西侧河道发育在花岗岩风化壳上，长石风化呈粉末状，充填于裂隙中，表明花岗岩体富水性差。调查发现一口位于河道内深5m的基岩井水量很小，揭露地层为冲一洪积砂砾石及风化的白垩系泥岩。根据绳宝印等[23]的钻孔资料及本次调查获取的最新基岩钻孔资料（见表3）可知，戈壁区白垩系砂岩富水性差，TDS值高。综上，根据研究区基岩的富水性、水质特征，基岩裂隙水向沙漠区的侧向径流量很小。

（3）由上文分析可知，戈壁区河床潜流对沙漠区地下水补给量很小，故剔除在河道上采集的水样点，分析区域TDS分布规律及剖面上C1-含量分布规律。根据本次研究所获得的水化学数据，结合研究区水文地质特点，勾画了研究区TDS等值线，见图4。根据研究区等水位线图，戈壁区地下水与沙漠区地下水应存在补给关系，戈壁区地下水TDS值应大于沙漠区地下水TDS值。从TDS等值线发现，戈壁区地下水TDS值较大，沙漠区存在两个地下水TDS值小于1g/L的区域。由于戈壁区地下水埋深普遍较小，受蒸发影响强烈，因此TDS值偏大。从TDS等值线看，存在沿地下水径流路径TDS值逐渐降低的异常现象，这与正常的水化学分带理论相悖，表明戈壁区地下水对沙漠区地下水的侧向径流补给量比较小。若降水在基岩山区或山前人渗补给地下水，向沙漠区径流，同样无法解释这一异常现象。沙漠区北部存在TDS大于3g/L的区域，结合研究区等水位线分析得知，该区域为地下水排泄区，地下水径流途中不断溶解各种离子，加之该区湖泊、干湖集中分布，地下水埋深浅，蒸发强烈，导致TDS值增大。

Cl-在水中高度溶解和迁移，和水分子非常相似[24]，所以Cl-不会在透水岩层中停留[25]，Cl-浓度变化完全和来源有关[26].在水文地球化学分析中可用作参照离子。结合地下水埋深及等水位线图选取穿过戈壁区与沙漠区的典型剖面研究Cl-浓度在剖面上的变化规律。

典型水化学剖面（剖面位置见图1，0点为剖面起点）上Cl-浓度及地下水埋深关系见图5、图6。戈壁区地下水Cl-浓度大于水源地周围地下水Cl-浓度。戈壁区地下水埋深小，受蒸发影响Cl-浓度偏高;沙漠区地下水埋深较大，几乎不受蒸发作用的影响。通常Cl-浓度随着地下水径流路径长度的增加而增大，因此戈壁区地下水对沙漠区地下水无明显补给作用。

（4）研究采集稳定同位素样品32个，其中11个位于山区及戈壁区、21个位于沙漠区，所有水样均取自潜水含水层，与水质测试取样点位置相同。不同区域水体的氢氧稳定同位素关系见图7。在资料不足的情况下，与其用不确定性高而又难以判定的地区大气降水线，不如就用全球大气降水线[27]，故以全球大气降水线为基准进行分析。由图7可以看出，山区及戈壁区地下水均落在全球大气降水线附近，具有偏负的稳定同位素组成，不存在明显的蒸发效应，说明该区地下水来源于大气降水人渗补给，且地下水循环条件好，受蒸发影响小，其同位素组成基本反映山区降水的原始特征。沙漠区水样落在全球大气降水线右下方地下水蒸发线上，地下水蒸发线的延长线与全球大气降水线相交于戈壁及山区水样点分布区域，根据蒸发线与全球大气降水线交点处的同位素含量可以得出地下水初始补给源的同位素组分[28]，即沙漠区地下水来源于南部山区及戈壁区地下水或降水。

（5）上文（1）～（3）从水化学角度证明戈壁区地下水对沙漠区地下水无明显补给作用，（4）分析了沙漠区、戈壁区及山区地下水氢氧稳定同位素关系，表明沙漠区地下水来源于南部山区及戈壁区地下水或降水。根据洪积黏土出露范围（见图8），结合研究区历史洪水资料[21]，笔者认为沙漠外围山区、山前戈壁带降水在季节性河道形成的脉冲式洪流可能是沙漠区地下水的重要补给来源之一。原因是，季节性河道内的洪水通过地表径流在沙漠边缘人渗补给沙漠区地下水，沿途受溶滤作用影响小，可在沙漠区形成低TDS值和Cl-浓度的地下水，沙漠边缘分布较厚渗透性差的洪积黏土层，洪水人渗时间可能较长，这一点经访问当地牧民也得到证实，加之洪水多发生在炎热的夏季，人渗期间受蒸发作用影响较强烈，这也证明了沙漠区埋深较大的地下水为何具有偏正的稳定同位素组成。

4 结论

通过分析研究区TDS等值线、典型水化学剖面Cl-浓度及地下水埋深、不同区域水样的氢氧稳定同位素关系，结合钻孔资料、地表水文网分布特征、洪积黏土层出露位置，认为沙漠外围山区、山前戈壁带降水在季节性河道形成的脉冲式洪流是沙漠区地下水的重要补给来源之一，这一认识为水源地地下水资源评价及论证水源地开采对湖泊生态系统的影响、巴丹吉林沙漠地下水循环模式研究提供了依据。

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