張 競，王旭升，胡曉農(nóng)，盧會婷，馬 震

(1:中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心，天津 300170)(2：中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，北京 100083)(3:河北省地質(zhì)調(diào)查院，石家莊 050081)

2.3數(shù)據(jù)分析

巴丹吉林沙漠湖泊水分補給機制的模擬
——以蘇木吉林湖區(qū)為例*

張 競1,2，王旭升2，胡曉農(nóng)2，盧會婷3，馬 震1

(1:中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心，天津 300170)(2：中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，北京 100083)(3:河北省地質(zhì)調(diào)查院，石家莊 050081)

巴丹吉林沙漠氣候干旱，蒸發(fā)強烈，與之形成鮮明對比的是沙漠腹地湖泊群的長久不衰，目前對于湖泊水分的補給來源仍存在爭議. 本文以水量均衡為基礎(chǔ)，在蘇木吉林湖區(qū)開展了降水、蒸發(fā)及湖水位和地下水位的動態(tài)監(jiān)測，結(jié)合已有的水文地質(zhì)資料建立地下水流動三維模型，重現(xiàn)湖區(qū)地下水位的季節(jié)動態(tài)變化，并基于模型進行水均衡分析. 結(jié)果表明：蘇木吉林湖區(qū)降水入滲補給量不足以平衡湖泊蒸發(fā)量，湖泊需要深層承壓水的越流補給；湖水位和地下水位均呈現(xiàn)正弦曲線形態(tài)，11月最低，4月達到峰值，水位變幅分別為22和18 cm；湖區(qū)地下水多年平均總補給量為11620 m3/d，其中降水和承壓水越流分別約占13%和87%，降水補給量夏季高、冬季低，承壓水越流補給量季節(jié)變化不明顯；承壓水越流補給量可能主要來源于沙漠周邊山區(qū)降水，未發(fā)現(xiàn)明顯的水量虧空需要斷裂導(dǎo)水來彌補. 研究結(jié)果為巴丹吉林沙漠地下水資源分析及合理利用提供科學(xué)依據(jù).

巴丹吉林沙漠；湖泊；地下水模型；水均衡；水文地質(zhì)；蘇木吉林湖區(qū)

巴丹吉林沙漠位于我國西北部的干旱半干旱地區(qū)，在沙漠東南部腹地星羅棋布地點綴著100多個湖泊，其中常年有水的湖泊70多個[1]，形成了世界上獨一無二的沙山—湖泊景觀. 沙漠與外部并無地表水量交換，多年平均降水量不足100 mm，水面蒸發(fā)量卻高達3000～4000 mm[2-4]，水分收支懸殊，湖泊長久不衰的原因給學(xué)術(shù)界帶來了疑惑. 長期以來，研究人員在巴丹吉林沙漠開展了大量的研究并獲得了許多關(guān)于湖泊水分補給的認知，但到目前為止仍存在爭議[5].

湖區(qū)當?shù)氐慕邓欠褡阋云胶夂凑舭l(fā)量？這是第一個分歧點. 王濤粗略地估算了單個湖泊可以接收的降水量和湖面蒸發(fā)量，認為當?shù)亟邓孔銐虻窒粽舭l(fā)量而維持湖泊水位穩(wěn)定[6]. Dong等發(fā)現(xiàn)湖泊多呈東西向的條帶狀分布，推測這種條帶狀可能是向斜發(fā)育的位置，降雨從南北兩側(cè)流到向斜核部以向斜泉的形式補給湖泊，估算湖泊群接受了向斜南北兩側(cè)大約6500 km2面積上的降水，認為這些降水足夠抵消掉沙漠中所有湖泊的蒸發(fā)[7]. 這些估算較粗糙，且忽略了降水入滲系數(shù)，會造成估算的降水補給量偏大. Ma和Gates等學(xué)者雖然也認為湖泊水源來自降水，但他們基于氯離子平衡法估算的現(xiàn)代降水入滲補給量僅為1.3～1.4 mm/a，降水入滲系數(shù)僅為1.5%～1.7%[8-13]，并認為巴丹吉林沙漠的地下水和湖水是遠古濕潤歷史時期遺留下來的降水.

相比之下，更多的學(xué)者認為湖區(qū)的降水量不足以支撐湖泊，湖水存在其它的補給源，關(guān)于該補給源的位置則存在激烈的爭論. 丁宏偉等[14]研究發(fā)現(xiàn)了黑河下游的盈余地下水量與巴丹吉林沙漠的虧空地下水量呈現(xiàn)驚人的相似，結(jié)合水化學(xué)證據(jù)提出黑河水沿阿爾金斷裂地表破碎帶自西向東補給至巴丹吉林沙漠湖泊群的觀點. 仵彥卿等[15-16]通過淺層物探發(fā)現(xiàn),在沙漠西北部的哨馬營地區(qū)發(fā)育一些斷裂，埋深在100 m以上，推測這些斷裂可能將鼎新盆地的黑河水引入古日乃湖并繼續(xù)向沙漠東南部腹地的湖泊群補給. 1960s-1980s，通過一些基本的水文地質(zhì)調(diào)查，地質(zhì)研究者一般認為沙漠周邊的砂巖和花崗巖出露區(qū)對巴丹吉林沙漠地下水具有側(cè)向補給作用，但他們沒有論證這種側(cè)向來水是否能夠與沙漠湖泊的耗水量平衡[17]. 同位素研究對湖泊水源的定位更加遙遠，陳建生等用氘氧同位素理論闡述了巴丹吉林沙漠地下水與祁連山和青藏高原水體的關(guān)系[4,18-19]，提出沙漠地下水和湖水由祁連山乃至青藏高原的降水所補給的觀點[18-22]，為了解決水分輸運問題，認為雪水融化后會滲入到祁連山深部的大斷裂系統(tǒng)以及阿爾金斷裂系統(tǒng)中，這些斷裂疏導(dǎo)地下水補給了沙漠地下水. 許多學(xué)者對該觀點提出了強烈的質(zhì)疑[10,13,23-27]. 劉建剛[28]認為巴丹吉林沙漠湖泊水由于蒸發(fā)作用強烈，δD和δ18O值均偏離了大氣降水線，不能直接利用它們與降水線和蒸發(fā)線的關(guān)系確定補給水源. 張虎才等基于對祁連山地形和阿爾金斷裂高程的分析質(zhì)疑了阿爾金斷裂作為斷裂導(dǎo)水通道的可能性，并認為陳建生對Sr同位素比值的解釋是錯誤的[25]. Zhao等[23]認為陳建生等的理論中同位素取樣的數(shù)量還遠遠不夠，他們同樣分析了巴丹吉林沙漠和附近祁連山以及黑河上中下游300多個地下水、河水和降水樣品，結(jié)果并不支持陳建生等的理論.

前人學(xué)者從不同角度提供了沙漠湖泊水分補給的證據(jù)，筆者認為，應(yīng)當從空間和時間兩方面對已有的研究進行準確定位. 首先，根據(jù)水文地質(zhì)以及地下水循環(huán)的基本原理，對于水源的位置沒有必要做出非此即彼的排他性判斷，巴丹吉林沙漠位于構(gòu)造活動強烈的地帶[29]，水文地質(zhì)條件比較復(fù)雜，其地下水的補給方式可以具有多樣性，僅憑借某一方面的證據(jù)斷定湖泊水分來源于某處是片面的. 其次，對于降水補給發(fā)生在古代還是現(xiàn)代，應(yīng)該認為地下水循環(huán)是個連續(xù)不斷的過程，在地質(zhì)歷史上補給量的變化只有強弱之分而非有或無的差別，補給強的時期地下水位抬升，補給弱的時期地下水位下降，并在氣候較為穩(wěn)定的情況下最終達到某種平衡狀態(tài)，因此，我們需要回答的是現(xiàn)今的狀態(tài)是否已經(jīng)達到補給與排泄的平衡態(tài)，而不是判斷地下水有多古老.

湖泊的水源問題歸根結(jié)底是一個水均衡問題，即哪些補給源具有主要作用、哪些補給源的貢獻幾乎可以忽略不計，不論用任何研究方法提出的水分補給學(xué)說，都必須經(jīng)得起水均衡的驗證. 但是，受限于艱苦的自然條件，沙漠腹地一直未能開展水均衡要素的系統(tǒng)監(jiān)測，目前尚無湖泊水均衡方面的專題研究，僅有少數(shù)學(xué)者進行了粗糙的估算[4,6-7,14]，湖泊水分補給和排泄的均衡仍然不清楚.

本研究以水量均衡為基礎(chǔ)，選取巴丹吉林沙漠東南部湖泊群中的蘇木巴潤吉林湖(下文簡稱南湖)和蘇木吉林湖(下文簡稱北湖)為研究對象，開展了小流域尺度的氣象和水位監(jiān)測，獲取了鹽湖的真實蒸發(fā)量及湖泊水位的季節(jié)動態(tài)變化，在收集已有水文地質(zhì)資料的基礎(chǔ)上，通過地下水建模重現(xiàn)湖區(qū)地下水流場的季節(jié)動態(tài)變化，借助該模型進行水均衡分析，定量揭示湖泊水分的補給機制.

1 研究區(qū)概況

巴丹吉林沙漠(39°30′～42°0′N，98°30′～104°0′E)位于中國內(nèi)蒙古阿拉善高原西部，大地構(gòu)造上屬于阿拉善地塊，地質(zhì)歷史時期存在強烈的巖漿活動，古生代及元古代地層受到花崗巖侵入的影響而支離破碎，與花崗巖一起形成山體隆起，而二疊系石炭系形成盆地，發(fā)育巨厚的淺海陸棚相和碳酸鹽臺地相沉積，中生代表現(xiàn)為一系列的斷陷活動，形成了較大范圍的陸相沉積，伴隨少量火山活動，巨厚的白堊系砂巖分布在斷陷盆地中. 新生代以來研究區(qū)基本沒有巖漿活動. 阿拉善地塊內(nèi)部的新構(gòu)造運動并不顯著，但也可能發(fā)育了一些伸展和走滑構(gòu)造[29]. 沙漠面積4.9×104km2，是我國第二大沙漠[6]，地勢上總體呈現(xiàn)東南高、西北低的特點. 沙漠東南部有高大的復(fù)合型沙山，相對高度一般為200～300 m，最高超過400 m. 沙山之間的洼地分布大量的常年積水湖泊，湖泊周邊多有下降泉分布，湖底部有上升泉出露[30]，這些湖泊中面積大于1 km2的屈指可數(shù)，以諾爾圖、蘇木巴潤吉林、音德爾圖、呼和吉林、車日格勒等湖為代表，其中諾爾圖面積最大，可達1.5 km2，最大水深16 m[31]，其余大部分湖泊面積都不到0.2 km2，水深不及2 m[32]. 本次研究選取的蘇木吉林湖區(qū)(39°46′4″～39°50′0″N，102°24′15″～102°27′17″E)湖泊位于低洼地帶，周圍被明顯的沙山分水嶺圈閉形成局部流域(圖1). 根據(jù)30 m分辨率的ASTER G-DEM數(shù)據(jù)生成的地形等高線確定的流域面積為21.98 km2，海拔1179～1567 m，南北長約7300 m，東西長約5600 m. 南湖面積1.22 km2，最大深度超過10 m；北湖面積0.61 km2，平均深度小于10 m，最大深度不詳[33]. 根據(jù)沙漠周邊的氣象站，降水量分布存在空間差異，東南部可達90～115 mm，西北部則不足50 mm[33].

圖1 巴丹吉林沙漠及蘇木吉林湖區(qū)遙感

2 數(shù)據(jù)

降水和蒸發(fā)作為已知的地下水補給和排泄途徑，其量的確定是判斷湖泊水源的重要依據(jù). 距離蘇木吉林湖區(qū)最近的氣象站位于阿拉善右旗(距離約80 km，圖1)，該站積累了1978-2000年以來的氣象數(shù)據(jù)，對本次研究具有重要的利用價值. 阿拉善右旗多年平均降水量115.8 mm，多年平均蒸發(fā)量3452 mm[34]，兩者均呈現(xiàn)季節(jié)性動態(tài)變化且變化趨勢基本一致，二者最低值均出現(xiàn)在1月，降水最高值出現(xiàn)在8月，蒸發(fā)略早，出現(xiàn)在7月(為方便與本次監(jiān)測數(shù)據(jù)作對比，時間軸設(shè)為9月至次年8月，圖2). 沙漠內(nèi)部的氣象監(jiān)測開展較晚，距今僅4～5年的歷史. 王乃昂等[35]在蘇木吉林湖區(qū)的監(jiān)測表明沙漠腹地與阿拉善右旗的降水在季節(jié)分布上有較好的一致性，但年降水量少于阿拉善右旗且年際變化明顯，如2010年降水量約104.8 mm，2011年則為75.3 mm. 蒸發(fā)方面，馬寧[36]利用渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測數(shù)據(jù)推測的音德爾圖湖(位于蘇木吉林湖區(qū)以北約5 km)2012年3月25日-9月10日的湖面平均日蒸發(fā)量為5.3 mm，全年蒸發(fā)量小于1939.8 mm；楊小平用改進的適合沙漠地區(qū)的彭曼公式計算的湖面蒸發(fā)量為1040 mm[37]，這兩組蒸發(fā)結(jié)果遠小于阿拉善右旗氣象站給出的多年平均蒸發(fā)量(3452 mm). 綜上所述，蘇木吉林湖區(qū)近幾年的降水和蒸發(fā)規(guī)律與阿拉善右旗存在不同程度的差異，因此需要補充監(jiān)測. 鑒于此，課題組于2012年9月在南湖建立了自動氣象站，監(jiān)測氣溫、降水量和風(fēng)速等氣候要素，氣象站旁裝置了E-601型蒸發(fā)皿，并安裝MiniDiver用以監(jiān)測湖泊水面蒸發(fā)量，同時在附近安裝了BaroDiver(氣壓氣溫傳感器)，用于監(jiān)測大氣壓動態(tài)，以便對MiniDiver進行校正. 氣象站和蒸發(fā)皿均安裝于蘇木吉林南湖湖心位置，蒸發(fā)皿內(nèi)的水取自湖水，每月向蒸發(fā)皿中加入淡水以維持鹽度的穩(wěn)定.

水位的動態(tài)變化是水均衡狀態(tài)的重要指標，也是模擬研究的驗證依據(jù). 在本次研究之前，巴丹吉林沙漠內(nèi)部尚沒有地下水位的長期監(jiān)測數(shù)據(jù)，為此，本課題組分別在南湖和南湖北岸安裝了2個MiniDiver(水壓水溫傳感器)，其中監(jiān)測南湖水位的MiniDiver固定在橋腿上，編號L1；監(jiān)測地下水位的MiniDiver安裝在湖岸上的監(jiān)測孔內(nèi)，編號L2，孔深16 m，監(jiān)測頻率為1 h(圖1).

降水、蒸發(fā)及湖水位和地下水位的監(jiān)測周期均為一年，從2012年9月1日至2013年8月31日.

2.1 湖區(qū)降水和蒸發(fā)

2012年9月至2013年8月，湖區(qū)全年降水量為163.6 mm，與阿拉善右旗多年平均值相比高出41%，在季節(jié)分配上呈夏季高、冬季低，但變化并不均勻，表現(xiàn)出一定的隨機性，如11月和6月分別發(fā)生了強降水事件，降水量均接近50 mm(圖3). 從以上對比來看，監(jiān)測年內(nèi)湖區(qū)降水特征與阿拉善右旗多年平均降水特征差異明顯. 但是，如果以本次監(jiān)測時段近似代表2012年，并結(jié)合王乃昂等在2010和2011年的監(jiān)測結(jié)果[35]，則湖區(qū)近3年的平均降水量約為114.6 mm，十分接近阿拉善右旗多年平均值，這說明2010、2011年為相對貧水年，2012年為相對豐水年. 總體上看，蘇木吉林湖區(qū)降水量年際變化大，季節(jié)變化不均勻，多年平均降水量與阿拉善右旗具有一致性.

圖2 阿拉善右旗多年平均降水量和蒸發(fā)量曲線

圖3 蘇木吉林湖區(qū)降水量和蒸發(fā)量曲線

湖區(qū)蒸發(fā)量在季節(jié)分配上同樣呈夏季高、冬季低，強降水事件對蒸發(fā)曲線造成擾動，但擾動程度有限，如6月連續(xù)的陰雨天氣使該月蒸發(fā)量比相鄰月份均偏低，11月雖然也發(fā)生了強降水事件，但由于該月氣溫低、日照時間短，本身蒸發(fā)量僅有70～80 mm，陰雨天氣造成的蒸發(fā)量降低現(xiàn)象并不明顯(圖3). 總體上，湖區(qū)蒸發(fā)量的季節(jié)變化與阿拉善右旗規(guī)律基本一致, 但全年蒸發(fā)量僅1261 mm，遠小于阿拉善右旗氣象站多年平均值(3452 mm). 推測造成年蒸發(fā)量巨大差異的主要原因可能有2個：首先，蒸發(fā)表面空氣流動速度是影響蒸發(fā)的重要因素，巴丹吉林沙漠的湖泊基本都處于高大沙山的包圍之中，仿佛位于一個巨大的避風(fēng)坑的底部，湖面風(fēng)速遠小于沙山頂部的風(fēng)速；其次，眾多學(xué)者研究發(fā)現(xiàn)，水體鹽度與蒸發(fā)量呈負相關(guān)關(guān)系，并有學(xué)者指出可能是負指數(shù)關(guān)系[38]，在巴丹吉林沙漠水化學(xué)性質(zhì)已知的湖泊中，超過一半的湖泊礦化度大于35 g/L，最高可達400 g/L，因此這些咸水湖的蒸發(fā)具有明顯的鹽度效應(yīng)[39-40]. 本研究監(jiān)測蒸發(fā)量時，蒸發(fā)皿安裝于湖心位置，蒸發(fā)皿內(nèi)的水取自湖水且定期加入淡水以維持鹽度與湖水一致，較好地排除了由于忽略這2個因素而造成的誤差，因而獲得的蒸發(fā)量更加真實.

2.2 水位

利用BaroDiver進行氣壓校正后得到的水位動態(tài)數(shù)據(jù)如圖4，湖水和地下水位均呈現(xiàn)出正弦曲線形態(tài)，水位變化趨勢一致，在4月達到峰值，11月降到波谷，湖水位變幅22 cm，地下水位變幅18 cm，兩者水位差約1.8 m. 湖水位曲線在2月10日前后出現(xiàn)陡然降低的異常情況，這是當時氣溫達到最低點，湖水發(fā)生凍結(jié)造成的.

圖4 蘇木吉林湖區(qū)湖水與地下水水位動態(tài)曲線

2.3數(shù)據(jù)分析

2.3.1 降水與蒸發(fā)的均衡 巴丹吉林沙漠湖泊群地區(qū)沙山林立，高大沙山往往成為地表分水嶺，這樣每1個(或2個)湖泊與將其圍繞的數(shù)個沙山就會構(gòu)成相對獨立的水文地質(zhì)單元. 蘇木吉林湖區(qū)由兩個湖泊及周圍的沙山組成(圖1)，多年水位比較穩(wěn)定，假設(shè)湖泊與深層地下水沒有水量交換，則降水入滲是湖區(qū)唯一的地下水來源，這樣湖區(qū)的水均衡表示為：

Pa·A湖+α·Pa·A沙=Ea·A湖

(1)

式中,Pa為湖區(qū)的實測年降水量(mm/a),Ea為實測湖區(qū)的年蒸發(fā)量(mm/a),α為降水入滲系數(shù),A湖為分水嶺內(nèi)湖泊總面積(km2),A沙為分水嶺內(nèi)沙地總面積(km2).

在這些均衡要素中，A湖與A沙分別為1.83和21.98 km2，降水入滲系數(shù)α是未知數(shù)，可以根據(jù)氣象數(shù)據(jù)反算出來. 根據(jù)上文對氣象數(shù)據(jù)的分析，湖區(qū)多年平均降水規(guī)律與阿拉善右旗一致，因此Pa取115.8 mm. 湖區(qū)年蒸發(fā)量僅有1年的監(jiān)測數(shù)據(jù)，由該數(shù)據(jù)可求出湖區(qū)蒸發(fā)量相對于阿拉善右旗的折算系數(shù)約為0.365(由1261 mm/3452 mm得到)，另據(jù)阿拉善右旗氣象站數(shù)據(jù)，1978-2000年期間年蒸發(fā)量變化區(qū)間為3162～3803 mm，乘以折算系數(shù)可推算出蘇木吉林湖區(qū)年蒸發(fā)量的變化區(qū)間，即Ea在1155～1389 mm之間.

根據(jù)《水文地質(zhì)手冊》，砂性土的入滲系數(shù)一般在0.05～0.30之間[41]，本文計算出的降水入滲系數(shù)α為0.75～0.92，明顯大于這個區(qū)間，考慮到蒸發(fā)量的計算中還忽略了地下水淺埋區(qū)的貢獻，則α實際值比公式(1)的計算值還要大，這與水文地質(zhì)經(jīng)驗并不相符. 因此，從降水與蒸發(fā)的均衡關(guān)系看，單依靠湖區(qū)的降水入滲，難以維持湖泊的蒸發(fā)消耗，有可能存在深層地下水的補給.

2.3.2 降水與水位的關(guān)系 地下水的補給和排泄共同作用，控制著地下水儲存量的變化，表現(xiàn)為湖水位和地下水位的波動.湖水位和地下水位在宏觀上呈現(xiàn)正弦形態(tài)，即4-11月逐漸降低，11-4月逐漸升高，這種較穩(wěn)定的形態(tài)與降水事件的隨機性形成鮮明的反差：超過60%的降水量發(fā)生在6和11月，但水位既沒有在這2個月份出現(xiàn)波峰，也沒有在降水量最小的1月份降到波谷，而且強降水事件對水位曲線造成的擾動十分有限，如6月的強降水僅表現(xiàn)為水位下降的暫緩或輕微上升，11月的強降水雖然伴隨著水位的上升，但卻無法解釋之后幾乎沒有降水的12-4月之間的水位上升現(xiàn)象，也就是說，11月的強降水并不是之后地下水位持續(xù)上漲的根本原因，除了這2個月份的強降水，水位曲線對其它月份的降水事件幾乎沒有反應(yīng)(圖4). 這些現(xiàn)象指示，降水不僅不是唯一補給源，而且不是主要補給源，可能存在一個更加充足和穩(wěn)定的補給源維持著水位的正弦形態(tài). 因此，有理由推測湖泊接受了深層地下水的補給.

3 模擬結(jié)果與分析

上文基于對氣象和水位監(jiān)測數(shù)據(jù)的分析，提出了湖泊水分補給的一種可能機制，即接受降水和深層地下水補給，以蒸發(fā)的形式排泄. 為了驗證這個推測是否合理并進行定量分析，作者收集了研究區(qū)水文地質(zhì)資料，在此基礎(chǔ)上建立蘇木吉林湖區(qū)地下水流動模型.

3.1 水文地質(zhì)概念模型

3.1.1 含水層結(jié)構(gòu) 1980s原地質(zhì)礦產(chǎn)部曾在研究區(qū)進行過1∶250000水文地質(zhì)普查，根據(jù)區(qū)域水文地質(zhì)普查報告——雅布賴鹽場幅[42]的資料和當?shù)孛窬峁┑男畔?，蘇木吉林湖區(qū)的地下水主要賦存在以粉細砂和中粗砂為主的更新統(tǒng)湖積砂層中，含水層中發(fā)育多個由湖積亞砂土、亞黏土組成的弱透水夾層，多呈水平發(fā)育，其中最淺的位于湖底，厚度一般不超過10 m，構(gòu)成承壓含水層頂板，湖底可見一些泉眼(雅布賴鹽場幅報告中稱為“天窗”)，深層承壓水以泉水和越流的方式向上補給，承壓含水層厚度至少30 m以上，該層中的黏性土夾層并不連續(xù)，多呈透鏡體狀，隔水底板由第三系泥質(zhì)碎屑巖構(gòu)成.

根據(jù)以上特征，將含水層在垂向上劃分為3層：第一層為第四系風(fēng)積砂、晚更新世湖積粉細砂、中粗砂構(gòu)成的潛水含水層；第二層為晚更新世湖積亞砂土、亞黏土構(gòu)成的弱透水層，作為承壓含水層頂板；第三層為早中更新世湖積砂層與黏土透鏡體構(gòu)成的承壓含水層(圖5).

圖5 蘇木吉林湖區(qū)水文地質(zhì)概念模型剖面

3.1.2 邊界條件 湖區(qū)周圍由沙山構(gòu)成的天然分水嶺可以作為潛水含水層的側(cè)向隔水邊界(圖1)，頂部接受大氣降水入滲，湖面和地下水淺埋區(qū)存在湖水和地下水蒸發(fā)，底部為第三系基巖基底構(gòu)成的隔水邊界，承壓含水層接受側(cè)向徑流補給和排泄，并向上補給潛水含水層.

3.1.3 地下水的補給排泄 大氣降水一部分直接補給湖泊，另一部分通過沙層入滲后補給湖泊，湖區(qū)多年平均降水量約為115.8 mm. 湖面和地下水淺埋區(qū)發(fā)生地下水蒸發(fā)，湖面年蒸發(fā)量取本次監(jiān)測值1261 mm. 對于深層承壓水，經(jīng)同一時間內(nèi)的高精度GPS測量知，南湖湖面高程為1179.05 m，北湖湖面高程為1180.24 m，推測深層承壓水有由北向南流動的趨勢，但側(cè)向流入流出量不易確定. 根據(jù)雅布賴鹽場幅報告中描述的補給特征，可將承壓含水層近似處理為定水頭邊界，承壓水頭高出湖面約3～5 m，這樣可以由模型自行運算出側(cè)向流入流出量. 需要注意的是，湖底地下水垂向運動強烈，弱透水層在承壓水頭的壓力下出現(xiàn)破裂，形成上文提到的“天窗”泉，經(jīng)實地調(diào)查，“天窗”泉在湖底和地下水埋深較淺的洼地發(fā)育十分普遍，本次研究在監(jiān)測水位時，設(shè)計L2孔的目標是監(jiān)測深層地下水的水頭，從監(jiān)測結(jié)果來看，其與湖水具有幾乎一致的變化規(guī)律，說明這些地區(qū)的承壓水頭并非定值. 因此，在將第三層設(shè)為定水頭時，需將湖泊和兩湖之間洼地以下的第三層部分處理為自由水頭.

3.2 地下水流動三維數(shù)值模型

3.2.1 模型剖分與初始流場 本次建模采用GMS(Groundwater Modeling System)軟件，地下水模型采用嵌入到GMS中的Modflow程序包，該程序包是目前國際上最為廣泛采用的地下水有限差分模擬程序. 模型在水平方向上剖分為70 m×80 m的矩形單元，湖泊周邊水力梯度較大，加密為35 m×40 m的單元格. 模型的模擬目標是重現(xiàn)湖區(qū)地下水流場的季節(jié)動態(tài)變化，需要建立非穩(wěn)定流模型，其初始流場需要通過建立穩(wěn)定流模型來計算得到. 輸入湖區(qū)多年平均降水和蒸發(fā)數(shù)據(jù)，以湖區(qū)4口民井、2個監(jiān)測孔、1個有水洼地(位置見圖7)的水位作為穩(wěn)定流模擬的驗證依據(jù)，計算出的流場作為非穩(wěn)定流模型的初始流場.

表2 模型參數(shù)初始取值范圍及校正結(jié)果

Tab.2 The initial value ranges and the optimized parameters of the model

參數(shù)初始取值范圍校正結(jié)果潛水含水層滲透系數(shù)K1/(m/d)1.5～10.05弱透水層滲透系數(shù)K2/(m/d)0.05～0.251承壓含水層滲透系數(shù)K3/(m/d)0.5～5.03降水入滲系數(shù)0.1～0.30.15給水度0.2～0.30.3水平與垂向滲透系數(shù)比值Kh/Kv10～100100承壓含水層定水頭/m1183～11851184.8

3.2.2 水文地質(zhì)參數(shù) 水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)在模型層劃分的基礎(chǔ)上進行，主要參數(shù)包括滲透系數(shù)、給水度、降水入滲系數(shù)和地下水蒸發(fā)極限埋深. 第一層為滲透性較強的第四系砂層，第二層為滲透性較差的黏性土弱透水層，第三層承壓含水層為砂層夾黏土透鏡體，滲透性能介于前兩者之間，分區(qū)及初始取值范圍符合水文地質(zhì)規(guī)律(表2)[41-42]. 根據(jù)前人對沙性土垂向滲透性的研究，初始垂向滲透系數(shù)設(shè)為水平滲透系數(shù)的1/100～1/10[43]. 本研究區(qū)尚無地下水蒸發(fā)極限埋深的實驗數(shù)據(jù)，胡順軍等[39]在塔克拉瑪干沙漠的實驗測得當?shù)氐叵滤舭l(fā)極限埋深為3.89 m，本研究區(qū)水文地質(zhì)條件與之相似，因此采用該經(jīng)驗參數(shù).

3.2.3 湖泊的處理 地下水數(shù)值模擬中處理湖泊的方法很多，主要有定水頭法(specified head nodes)、drain模塊、reservoir模塊、強滲漏單元法(high hydraulic conductivity notes)等. 本次研究中需要知道湖水位的變化和湖水與地下水的交換量，只有強滲漏單元法滿足要求. 該方法是把湖泊作為含水層的一部分，將湖泊所在區(qū)域設(shè)置為具有高滲透率的單元格(大致為周圍巖土體滲透系數(shù)的1000倍)，給水度設(shè)為1[44].

3.2.4 模型識別與驗證 穩(wěn)定流模型的校正采用“試錯法”，主要調(diào)整了滲透系數(shù)和給水度，校正后的水文地質(zhì)參數(shù)取值見表2. Nash-Sutcliffe效率系數(shù)(NSE)常被用來評價水文模型的模擬優(yōu)度，其計算公式為：

(2)

圖6 穩(wěn)定流模擬水位與實測水位對比

湖區(qū)的水位呈漏斗狀分布，從分水嶺到湖泊，水位從接近1185 m逐漸降低至1179 m，水力梯度也呈現(xiàn)漸變的規(guī)律，越靠近湖泊的地區(qū)水力梯度越大，湖邊的水力梯度大約1/100，而分水嶺處則不足1/1000，湖泊由于蒸發(fā)成為漏斗最低處的匯水區(qū). 在北部的洼地位置存在水位為1184 m的封閉等水頭線，在東部的低洼地帶，1184.6～1184.7 m之間也存在一個圈閉的等水頭線，經(jīng)實地考察這2個地方都是小型有水洼地. 2個湖泊之間的地帶存在一個潛水面的分水嶺，最高水位約1181.6 m，這說明2個湖泊之間不存在側(cè)向水量交換. 承壓含水層的水頭為1184.8 m，說明湖區(qū)內(nèi)約2/3的面積接受深層地下水向上的越流補給(圖7).

非穩(wěn)定流模型的模擬期為9月1日至次年8月31日，時間步長為1個月，模型需要經(jīng)歷多個模擬期方能達到穩(wěn)定，即將每個模擬期的期末流場作為下一個模擬期的初始流場反復(fù)模擬，直至一個模擬期的始末水位相差不超過0.01 m 時，可認為該模擬期內(nèi)的地下水動態(tài)流場可代表湖區(qū)多年平均動態(tài)流場.

非穩(wěn)定流模型計算出的L1孔和L2孔季節(jié)動態(tài)水位見圖8. 由于缺乏地下水位的多年平均實測數(shù)據(jù)，以實測2012年9月1日～2013年8月31日的兩孔水位數(shù)據(jù)與模擬水位作對比. L1孔與L2孔的模擬水位均呈正弦曲線形態(tài)，與實測水位變化趨勢吻合，波峰出現(xiàn)的時間和高度基本一致；波谷處存在一定的差距，實測水位偏低且波谷出現(xiàn)時間偏晚，推測是由于前一年降水偏少(2011年為貧水年，年降水量僅75 mm[35])及2012年雨季偏晚(最大降水量出現(xiàn)在11月，多年平均最大降水量出現(xiàn)在8月，見圖2和圖3)造成的. 總體上，模型較好地模擬了湖區(qū)水位的空間分布和季節(jié)動態(tài)變化，能夠合理地解釋在觀測年氣象條件下波谷水位偏低及滯后的現(xiàn)象，因此以該模型進行水均衡分析具有合理性.

圖7 蘇木吉林湖區(qū)等水位線

圖8 非穩(wěn)定流模擬水位與實測水位曲線

4 討論

4.1 湖泊水分補給機制

湖泊多年平均降水補給量為1721 m3/d，多年平均越流補給量為9899 m3/d，分別占13%和87%，總補給量11620 m3/d. 承壓水越流補給量年內(nèi)動態(tài)穩(wěn)定，月補給量在其平均值上下1.5%內(nèi)浮動，降水入滲補給量則呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)動態(tài)變化，8月份最高(5208 m3/d)，占當月總補給量的34%，1月份降到最低(116 m3/d)，此時越流補給量為9791 m3/d，幾乎所有的湖水補給量都來自深層承壓水(表3).

表3 蘇木吉林湖區(qū)湖泊水分補給方式及補給量

Tab.3 The water supply mode and recharge of Sumu Jaran lakes

時間降水補給承壓水越流補給補給量/(m3/d)占比補給量/(m3/d)占比9月247420%994280%10月108510%993990%11月1742%990798%12月1512%984498%1月1161%979199%2月1792%976398%3月5816%977094%4月5745%986995%5月192616%998384%6月377727%1001671%7月441131%1002269%8月520834%993966%

圖9 蘇木吉林湖區(qū)湖泊補給量和排泄量動態(tài)曲線

湖泊的2種補給方式中，降水補給量與越流補給量相比基數(shù)較小，因此總補給量在后者的控制下年內(nèi)變幅相對較小，約5000 m3/d；蒸發(fā)是湖泊唯一的排泄方式，受其控制，總排泄量的年內(nèi)變幅較大，高達約20000 m3/d. 補給和排泄的共同作用下，湖泊凈補給量呈現(xiàn)正弦曲線形態(tài)，11-4月為正值，4-11月為負值，這個規(guī)律解釋了湖水位和地下水位峰谷值出現(xiàn)的時間(圖9).

4.2 沙漠是否需要外部水源

除降水外，湖泊需要來自承壓水越流的額外補給. 從目前研究來看，其來源有兩種可能：首先，沙漠邊緣山區(qū)降水下滲后向地勢更低的沙漠腹地流動形成具有承壓性的地下徑流[17,33,42,45-46]；其次，可能存在深部斷裂將外部水源導(dǎo)入沙漠腹地[4,14,18-19,21-22,47-48]. 如果我們知道這兩種補給方式的規(guī)模，就可以對承壓水越流補給的水源進行初步判斷.

沙漠內(nèi)湖泊總面積大約為17～19 km2[33]，約為蘇木吉林兩湖面積(約1.83 km2)的9.7倍，如果近似認為沙漠總湖域面積(即沙山-湖泊水文地質(zhì)單元的面積)也為蘇木吉林湖域面積(圖1中小圖黑線圈閉的面積)的9.7倍，則整個沙漠維持湖泊群需要的承壓水越流量大約為9.6×104m3/d. 王旭升等[33]估算的沙漠東南部雅布賴山地區(qū)降水入滲形成的區(qū)域地下水側(cè)向徑流向沙漠腹地的補給量約為(5.5～19.2)×104m3/d，張競等[45]對沙漠宏觀流場的研究發(fā)現(xiàn)除了雅布賴山，沙漠南側(cè)北大山及東側(cè)宗乃山的地下水也有向沙漠腹地湖泊群補給的趨勢，總側(cè)向補給量可達(16.7～53.9)×104m3/d，如果這些數(shù)據(jù)可靠，那么深層承壓水側(cè)向徑流不僅能夠抵消湖泊群的蒸發(fā)，還將有盈余量繼續(xù)向地勢更低的古日乃湖、拐子湖和額濟納旗等地區(qū)排泄，這符合目前對巴丹吉林沙漠地下水流向的認識[46]. 也就是說，湖區(qū)接受的承壓水越流補給可能主要來自沙漠周邊山區(qū)降水下滲形成的側(cè)向徑流，未見明顯的水量虧空需要斷裂導(dǎo)水來彌補.

5 結(jié)論與建議

本次監(jiān)測和模擬研究補充了沙漠腹地的氣象和水位資料，通過建立地下水流動模型較好地重現(xiàn)了湖區(qū)地下水位的季節(jié)動態(tài)變化，并基于模型進行了水均衡分析，定量揭示了沙漠腹地典型沙山—湖泊水文地質(zhì)單元地下水補給和排泄的動態(tài)特征，研究結(jié)果對巴丹吉林沙漠區(qū)域地下水資源的分析和合理利用有重要意義. 主要結(jié)論如下：

1)蘇木吉林湖區(qū)降水量年際變化大，季節(jié)變化不均勻，但多年平均降雨量與沙漠南部阿拉善右旗一致. 年蒸發(fā)量為1261 mm，遠小于阿拉善右旗多年平均值，推測湖面所處的低洼地形和湖水高礦化度帶來的鹽度效應(yīng)是蒸發(fā)量偏小的原因. 湖區(qū)降水入滲補給量難以平衡湖泊蒸發(fā)量.

2)湖水位和地下水位均呈正弦曲線形態(tài)，水位的波峰和波谷分別出現(xiàn)在4月和11月，湖水位變幅22 cm，地下水位變幅18 cm. 水位曲線與降水的關(guān)系顯示降水不是湖泊的主要補給源.

3)基于模型的水均衡計算顯示，蘇木吉林湖區(qū)湖泊主要接受當?shù)亟邓蜕顚映袎核搅餮a給，多年平均總補給量為11620 m3/d，其中當?shù)亟邓驮搅餮a給分別約占13%和87%，降水補給量夏季高、冬季低，承壓水越流補給量季節(jié)變化不明顯.

4)承壓水越流補給量可能主要來源于沙漠東南邊緣山區(qū)降水，未見明顯的水量虧空需要斷裂導(dǎo)水來彌補.

建議：本文在完成監(jiān)測和模擬研究的基礎(chǔ)上，通過對比湖泊蒸發(fā)所需的承壓水越流補給量和沙漠周邊山區(qū)降水入滲可提供的承壓水側(cè)向徑流量，判斷了沙漠是否需要斷裂導(dǎo)水補給，這是一種間接的判斷方法. 目前受限于對研究區(qū)水文地質(zhì)條件的認識，還難以找到是否存在斷裂導(dǎo)水的直接證據(jù). 應(yīng)當繼續(xù)開展鉆探、物探等工作，加強對深部水文地質(zhì)條件的探索.

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Research on the recharge of the lakes in the Badain Jaran Desert: Simulation study in the Sumu Jaran lakes area

ZHANG Jing1,2, WANG Xusheng2, HU Xiaonong2, LU Huiting3& MA Zhen1

(1:TianjinCentre,ChinaGeologicalSurvey,Tianjin300170,P.R.China)(2:SchoolofWaterResourcesandEnvironment,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,P.R.China)(3:HebeiInstituteofGeologicalSurvey,Shijiazhuang050081,P.R.China)

The Badain Jaran Desert was located at the northwest inland of China with drought and intensive evaporation. In stark contrast, there were dozens of permanent lakes inside the desert hinterland. Water recharge of the lakes in the Badain Jaran Desert has always been controversial. Based on water balance algorithm,this paper investigated the water recharging mechanism of the lakes. Dynamic observations of precipitation, evaporation, lake level and groundwater level were conducted in the Sumu Jaran lakes area. Based on the data analysis, a 3D model of groundwater was set up to reconstruct the seasonal dynamic characteristics of the groundwater level in the lakes area, and the water balance analysis was carried out. The results indicated that the precipitation wasn’t sufficient to meet the water loss via evaporation, and leakage of deep confined water was important to maintain the lakes. Both the groundwater level and the lake level showed as a sine curve, and the changing range was 18 and 22 cm, respectively. The maximum and minimum value of groundwater level and lake level appeared in April and November, respectively. The average recharge rate of the Sumu Jaran lakes for many years was approximately 11620 m3/d, to which the rainfall and leakage of the deep confined water contributed 13% and 87%,respectively. The former was high in summer and low in winter, while the seasonal variation of the latter was not obvious. The deep confined water, ultimately, was probably formed with rainfall in the mountain areas around the southeast Badain Jaran Desert. No obvious water deficit needs to be covered by the groundwater that is transported to fractured zone from the remote area. The results can provide scientific gist for the rational use of groundwater in the Badain Jaran Desert.

Badain Jaran Desert; lakes; groundwater model; water balance; hydrogeology; Sumu Jaran lakes

*國家自然科學(xué)基金重大研究計劃項目(91125024)和核設(shè)施退役及放射性廢物治理項目(科工二司[2013]727號)聯(lián)合資助.2016-01-12收稿;2016-05-29收修改稿.張競(1986～)，男，博士；E-mail：550539163@qq.com.

J.LakeSci.(湖泊科學(xué))， 2017， 29(2)： 467-479

DOI 10.18307/2017.0223

?2017 byJournalofLakeSciences