利用环境同位素识别共和盆地地下水补给特征及其环境指示意义

刘春雷，杨会峰，曹文庚

(1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北 石家庄 050061；2.自然资源部地下水科学与工程重点实验室，河北 石家庄 050061)

共和盆地位于黄河流域上游，地下水是盆地内重要的供水水源，是维系盆地生态系统安全的重要影响因素，水资源短缺与不合理利用是区域经济社会和可持续发展面临的严峻问题(崔亚莉等，2001；汤奇成，2001；王晓玮，2020)。目前，部分地区地下水与地表水之间的转化关系不清，潜水与承压水之间的相互转化关系不明，制约着地下水资源评价和水资源可持续利用(沈振荣，1992)。1950年，在共和盆地开展了1∶20万综合地质-水文地质普查及农业区1∶10万农田供水水文地质勘查；1980年，进行了1∶20万水文地质普查，在重点矿区进行了多次物探和化探工作；开展了共和盆地南缘山前平原地下水资源研究；采用断面径流量法和补给量总和法计算了研究区地下水天然资源量(权国苍，2015)；运用地下水化学同位素方法研究地下热水水文地球化学特征及地热成因分析(李永革，2016；侯兆云，2019；马月花等，2020；朱贵麟等，2021)。以往工作通过传统水文地质调查的手段，形成对共和盆地地质、水文地质条件的基本认识，但无法满足黄河流域生态保护的需求。现阶段生态保护的首要任务是降低水资源开发利用强度；控制社会水循环对自然水循环的干扰；查明盆地区域水循环特征对维持盆地生态系统安全至关重要。

环境同位素可以用来有效地示踪水循环、指示水来源和不同环境状况下水的运移状态(Mahlknech，2004；黄小琴，2014)。目前，环境同位素方法已被广泛用来研究地下水补给来源(Duzgoren.et al.，2002)、年龄(Mokrik.et al.，2009；Gillon.et al.，2009)、地下水系统演化及地下水与地表水之间的相互作用等。共和盆地尚未开展地下水环境同位素的相关研究(张宗祜等，2000；甄志磊等，2014)。针对研究程度低的盆地，运用易于采集、易于储存、易于测试的地下水氢、氧同位素及14C同位素研究方法，分析研究盆地地下水补给与更新能力，为深入认识水资源的形成、运动及其成分变化机制提供重要依据，为合理利用和有效保护水资源提供正确的理论导向。

1 研究区概况

共和盆地位于青藏高原的东部，处于祁连及昆仑复合山系与秦岭山脉的交汇处(图1)；盆地南北分布高山，中部呈菱形凹地，盆地西部西邻茶卡盆地，两盆地无明显天然边界，东部为龙羊峡水库；断陷盆地内部主要为冲洪积平原。多年平均降水量为310.5 mm，5～9月降水占全年降水量的88%。降水量除了年际间的正常波动外，近年来呈现出略有增加之势。盆地地表水主要由南部、北部山区河流、盆地西部的茶卡盐湖和盆地中部的沙珠玉河内陆水系构成，盆地东缘为黄河外流水系。盆地南部山区河流主要有哇洪河、切吉河、直亥实河和叉叉河等；盆地北部河流主要有大水河、曲合尔河、沟后河和大东河等。山区河水在山前渗入补给后经地下径流最终在黄河排泄。

A.取样点位置图；B.共和盆地区域位置图

盆地内第四系分布广、厚度大。下更新统主要为冲湖积相地层，岩性为亚砂、亚黏土夹砂砾石层。中更新统广泛出露于盆地山前倾斜平原、南戈滩，岩性为冰期冰碛物和间冰期洪积物，以砂砾石为主。上更新统不发育，主要为冰期冰碛物，分布于山区沟谷、山前倾斜平原及山间断陷盆地；间冰期的洪积物，分布于山前倾斜平原的低平原及山区沟谷中。全新统成因类型较复杂，山区有冰缘堆积，沟谷中有洪积物堆积，盆地中央有冲洪积、沼泽堆积和化学沉积；沙珠玉河谷内有冲积物堆积，沙珠玉河下游浪娘和沙立岗折玉一带有风积沙丘堆积。河谷沉积物具有二元结构，表层为细粒亚砂土，下部为粗砂含砾石。

盆地内地下水类型主要有潜水、半承压水、潜水-承压水双层含水层及基岩裂隙水(图1)。地下水主要补给来源为南、北部山区降水及基岩裂隙水。山前含水层为单层结构潜水，盆地中心具有连续性较好的隔水层，为潜水-承压水双层结构。山前潜水单一结构区至盆地中心潜水-承压水双层结构区之间存在一个过渡带，该地区存在连续性较差的隔水层，地下水局部承压，承压水和潜水具有明显的水力联系，统称为半承压水。盆地部分地下水以泉的形式排泄，形成内陆河——沙珠玉河，后再入渗到东部径流，最终以泉的形式排泄于黄河上游龙羊峡水库。盆地地下水资源开发利用量较小，但地下水开发利用相对集中，主要分布在恰卜恰河谷、沙珠玉乡、贵南县和茶卡镇等人口聚集和农业区，其他地区地下水极少。

2 试验方法与材料

2.1 样品采集

据研究区承压水井(孔)的分布特点，结合多条水文地质剖面布置采样点，在补给、径流和排泄区都有采样。共采集地下水样品32件，其中潜水10件，承压水18件，泉水4件；地表河水样品5件(图1)。补给区取样点分布于盆地内流量较大的大水河、哇洪河山前冲洪积扇；径流区取样点分布于盆地中心沙珠玉地区；排泄区取样点分布于恰卜恰河谷和龙羊峡水库。地下水样品直接从井采集，采样前先抽1～3 min的水，δ18O、δD、3H测试样品共31件，每个样品采集100 mL。18件承压水和1个泉水样品测试了14C同位素。利用沉淀罐制备样品，在水样中分别加入氯化钡、硫酸亚铁和饱和氢氧化钠，制备充足的CaCO3沉淀，采用聚乙烯瓶保存。所有水样测试前在4 ℃冷藏。用便携式测试仪现场测定水的pH值、溶解氧浓度、电导率和水温。

2.2 同位素测试

氢、氧同位素水样由自然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±1.0‰。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。14C采用PE1220 QUANTULUS型超低本底液体闪烁谱仪测定，以现代碳百分(pmc)表示，分析误差为0.3 pmc。测试结果见表1和表2。

表1 研究区水样氢、氧同位素结果表

表2 研究区水样14C结果表

2.3 稳定同位素对地下水补给指示原理

大气降水中δD和δ18O值之间存在密切相关的线性关系，被称为大气降水线，各地大气降水氢、氧同位素组成的线性关系因各地自然环境及气候条件的差异而表现出不同的斜率和截距(Craig，1961)。在不同的地质环境中，地下水中稳定同位素会发生质量分馏效应，由此可反映地下水成因及补径排条件(马洪云等，2019)。水体年龄是评价其更新能力的一项重要指标。一般年龄越小，更新速度就越快，再生性也越好(文冬光，2002)。放射性同位素3H则可用于识别核爆前后补给的地下水，14C方法测年只适用于较古老的地下水，其测年上限为35～40 ka，下限为500～1 000 a(顾慰祖，2001；卫文等，2011)，通过3H和14C对水体年龄进行测试，评估地下水更新能力。

3 结果与分析

3.1 氢、氧同位素特征及其地下水补给识别

共和盆地缺乏降雨氢、氧同位素监测数据，笔者采用共和盆地北部青海湖流域降雨δD-δ18O曲线为本地降雨线(LMWL)(吴华武等，2014)。降水输入3H参考盆地北部邻近的青海湖地区3H的分布特征(黄麒等，1989)。

本次研究地表河水样品中的δD值介于-65‰～-50‰，平均值为-60‰；δ18O值介于-10.1‰～-7.9‰，平均值为-9.06‰。地下水中的δD值介于-79‰～-52‰，平均值为-64.8‰；δ18O值介于-11.4‰～-6.9‰，平均值为-9.27‰。地下水δD值和δ18O值两者之间的关系特征为(图2)：水样基本分布于大气降水线附近，盆地的潜水氢、氧同位素相对深层承压水偏正。空间分布上大沙河冲洪积扇地下水同位素最偏正，其次为切吉河-直亥买河冲洪积扇，哇洪河冲洪积扇。该地区地下水主要为盆地南北山区河流及降雨入渗补给，同位素的差异可能受补给时期的季节效应影响或受到一定程度的蒸发作用；盆地东部恰卜恰河谷、龙羊峡泉水及深层承压水的δD、δ18O贫化特征明显，δ18O值平均比现在低10%左右，显示为非近期降雨入渗补给。

盆地周边山区出山口河水的3H值介于22.4～37.6TU，接近于目前降水3H含量；潜水的3H值介于1.1～66.1TU(表1)，表明盆地潜水均为现代水，地下水更新性较好。由河水样品δ18O和δD值与当地降水线的对比可以看出，δ18O和δD值分布于本地降雨线左上侧(图2)，哇洪河河水富集轻同位素，切吉河-直亥买河次之，大水桥相对富集重同位素。

盆地山前冲洪积扇顶部岩性以砂砾石为主，大部分河水迅速下渗补给潜水，冲洪积扇潜水δD-δ18O值落在本地降雨线(LMWL)左上方(图2)，与山前河水的同位素分布相近。结合水文地质条件可知，盆地地下水主要来源于河流出山口入渗补给。冲洪积扇扇顶、扇中及扇前缘轴部潜水(H02、H03、H05)3H值为22.8～46.9TU，3H值与山区河流的3H值浓度接近，为1952年以后降雨入渗补给。冲洪积扇前缘右翼潜水(H08)3H值接近天然3H的本底值，推断应为1952年之前降雨入渗补给。大水河冲洪积扇扇中及前缘3H值均低于大气降水。冲洪积扇前缘和沙珠玉河上游承压水δD-δ18O值在本地降雨线左上侧(图2)，与河流δD-δ18O值相近，表明承压水主要接收山前河流入渗补给。盆地西部边界加什科一带(H04)的δD、δ18O贫化特征明显。

图2 共和盆地不同水体δD-δ18O曲线图

沙珠玉河中游河水(H12)δD、δ18O值落在大水河和哇洪河冲洪积扇值之间，但其值落在本地降雨线(LMWL)右下侧(图2)，反映河水补给来源于大水河和哇洪河冲洪积扇，在径流过程中可能发生同位素分馏作用，导致δD、δ18O偏离当地降雨线。沙珠玉河中游河水3H值为(27.9±1.5)TU，明显低于近期大气降水的3H值，结合水文地质条件可知，河水源于周边潜水溢出和承压水自流的补给，并混合了部分近期降水所致。盆地中心沙珠玉河河谷平原中下游潜水(H13)δD、δ18O值明显高于中游河水，且偏离当地降雨线较远，3H值为(66.1±2.2)TU，反映河谷平原潜水主要来源于近期大气降水补给，且降雨入渗补给潜水的过程中经过了较强的同位素分馏作用。沙珠玉河下游承压水(H14)δD、δ18O值靠近本地降雨线，3H值为(6.3±1.0)TU，承压水主要来自四周半承压的侧向补给，且承压水与潜水有一定水力联系，同时接受潜水补给。

恰卜恰河谷(H19、H21)和阿乙亥沟潜水(H28)δD-δO落在本地降雨线(LMWL)右下侧(图2)，靠近本地降雨线，与山前河水或泉水的同位素分布相近。河谷潜水3H值为15.6～36.3TU，反映补给源于山前河流入渗，且补给过程中发生了同位素分馏作用，径流路径较短，地下水循环交替较快。河谷中下游潜水(H27)3H值为(1.7±0.8)TU，恰卜恰下游河谷潜水受人工揭露承压自流水的越流补给。

河谷承压水(H17、H20、H23、H24、H27、H30)δD、δ18O值明显偏离本地降雨线较远，重同位素含量较低，远低于盆地地下水补给区δD与δ18O值，同位素贫化特征明显(图2)。从水文地质条件分析，河谷承压水主要源自塔拉台地半承压-承压水的侧向补给；龙羊峡水库西侧泉水(H25)δD-δ18O显著远离本地降雨线(LMWL)(图2)，重同位素富集，表明河谷中下游及龙羊峡库区泉水源自盆地西部承压水补给；地下水年龄普遍很老，反映出地下水径流路径长，径流速度缓慢，更新能力很差。恰卜恰河谷中游上塔买三社(H18)和阿乙亥二社(H29)，取样井深在130～190 m，δD-δ18O特征明显与本区深层承压水不同，与本地降雨线同位素组成相近，富集重同位素，承压水3H值<(3.8±0.9)TU，补给主要来源于周围塔拉台地降雨入渗补给。

3.2 14C同位素特征及其地下水补给识别

14C年龄采用较适宜干旱-半干旱地区的Tamers模型进行校正(Tamers，1975)，承压水14C校正年龄为2 817.3～19 384.7 a，总体由盆地西北至东南承压水年龄呈增大趋势，表明盆地承压水总体流向是由盆地西部径流至东部，承压水循环较慢，更新性较差。仅沙珠玉河下游、下塔买三社及阿乙亥沟下游承压水14C校正年龄限时承压水年龄小于1 000 a。

山前冲洪积扇前缘及沙珠玉河上游地下水14C校正年龄明显大于盆地中部承压水，为14.836 ka；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，且地下水交换更替速度较慢，反映出共和盆地与西部茶卡盆地之间不存在明显的水力联系，盆地西部边界地下水基本处于滞留状态，推断该处为冰期时形成的古水(图3)。沙珠玉河下游承压水14C校正年龄为2.82 ka，承压水主要来自四周半承压的侧向补给，且承压水与潜水有一定水力联系，同时接受潜水补给。

图3 哇洪河冲洪积扇-大水河冲洪积扇(Ⅰ-Ⅰ′)地下水年龄分布图

恰卜恰河谷承压水14C校正年龄为11.23～17.88 ka，地下水年龄普遍较老(图4、图5)。中部塔拉台地年龄为5.0～6.0 ka，从水文地质条件分析，河谷承压水主要源自塔拉台地半承压-承压水的侧向补给。恰卜恰河谷中游上塔买三社(H18)和阿乙亥二社(H29)，取样井深在130～190 m，14C校正年龄小于1 000 a，补给主要来源于周围塔拉台地降雨入渗补给。

图4 恰卜恰河谷中上游(Ⅱ-Ⅱ′)地下水年龄分布图

图5 恰卜恰河谷中下游(Ⅲ-Ⅲ′)地下水年龄分布图

3.3 基于区域地下水补给的环境同位素指示意义

(1)冲洪积扇扇顶、扇中及扇前缘轴部潜水δD、δ18O和3H含量接近现代降雨，表明该区域地下水更新性较好；冲洪积扇前缘承压水δD、δ18O贫化特征明显，δ18O值平均比现在低10%左右，地下水年龄为14.836 ka，地下水补给来源应为距今10 000～60 000 a的最后一次冰期内形成的古水(Ozanskik,1985；崔亚莉等，2015)，地下水循环更替速度较慢。共和盆地和茶卡盆地之间不具有明显的地表分水岭，浅层地下水等水位线显示该地区存在一个天然的分水岭。但针对盆地之间深层承压水流场研究尚属空白，盆地深层承压含水层之间是否存在明显的水力联系尚不明确。笔者运用环境同位素研究表明，盆地西部深层承压水与盆地中东部深层承压水无明显水力联系，进一步证明共和盆地下水补给主要来自盆地南部哇洪山和北部青海南山降雨入渗补给。

(2)沙珠玉河上游为地下水排泄区。河流受山前河流、冲洪积扇前缘潜水补给和深层承压水补给；沙珠玉河中下游潜水(H13)δD、δ18O值明显高于中游河水，3H值为(66.1±2.2)TU，反映河谷平原潜水主要来源于近期大气降水补给；承压水(H14)δD、δ18O值靠近本地降雨线，3H值为(6.3±1.0)TU，14C校正年龄为2.82 ka，承压水主要来自四周半承压的侧向补给，且承压水与潜水有一定水力联系，同时接受潜水补给。

(3)盆地东部恰卜恰河谷和龙羊峡泉水、深层承压水δD、δ18O贫化特征明显，δ18O值平均比现在低10%左右，显示为非近期降雨入渗补给，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。承压水14C校正年龄为11.23～17.88 ka，地下水补给来源应为距今10 000～60 000 a的最后一次冰期内形成的古水，地下水循环更替速度较慢。恰卜恰河谷是盆地地下水集中开采区，以开采深层承压水为主，开采强度存在不同程度的超采现象，地下水的超采影响上游补给区地下水位，对盆地脆弱的生态系统安全构成威胁。同时，深层承压水超采导致盆地对黄河上游龙羊峡水库天然排泄量减少，对黄河流域生态保护和高质量发展产生不利影响。

4 结论

(1)共和盆地地下水补给源自盆地南部和北部山区，由山前向盆地中心径流，部分地下水以泉的形式排泄形成沙珠玉河。盆地潜水主要接受现代降雨入渗补给，地下水循环交替速度较快。承压水补给主要来自盆地南部哇洪山和青海南山降雨入渗补给；盆地中部地表水不发育，地下水由西向东径流，至盆地东部恰卜恰河谷及龙羊峡水库，以泉的形式排泄，地下水循环交替速度较慢。

(2)共和盆地西部边界地下水补给环境与现代气候条件差异较大，补给温度远低于现代气温，且地下水14C年龄达14.836 ka，基本处于滞留状态，推断该处地下水为冰期降雨入渗补给成因，进一步证明共和盆地与西部茶卡盆地之间存在天然边界。

(3)恰卜恰河谷中上游地区潜水补给主要源自山前恰卜恰河河水入渗补给，恰卜恰河谷中下游潜水受人工揭露深层承压水自流入渗补给。恰卜恰河谷含水层埋深在130～190 m的承压水补给主要源自周围塔拉台地降雨入渗补给；含水层埋深大于190 m的承压水及龙羊峡水库西侧泉水补给来源主要为盆地西部山前冰期时降雨入渗补给，与上层潜水无水力联系；在恰卜恰河谷及龙羊峡水库以泉或人工开采的形式排泄。