烏蘭布和沙漠地下水補(bǔ)給研究

李玲　魏國孝　岳寧　闞飛　丁林凱

摘要：利用放射性同位素（ 14C）測年和氯質(zhì)量平衡理論，研究烏蘭布和沙漠地下水年齡以及地下水補(bǔ)給速率。結(jié)果表明：通過14C測年并修正后得出的研究區(qū)飽和帶地下水年齡為22 000 a-現(xiàn)代，利用氯質(zhì)量平衡理論推算出非飽和帶5.5 m深處地下水年齡為2 645 a：研究區(qū)非飽和帶地下水的補(bǔ)給速率為0.19 - 2.55 mm/a，均值為1.12 mm/a，故包氣帶直接補(bǔ)給潛水和承壓水的水量微乎其微。

關(guān)鍵詞：14C測年;氯質(zhì)量平衡理論;補(bǔ)給速率;烏蘭布和沙漠

中圖分類號：P641.74

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

doi： 10.3969/j.issn. 1000-1379.2019.04.011

研究表明，約1/3的人類用水是由地下水資源供給的，包括20億人的飲用水和全球40%的耕地灌溉[1]。干旱地區(qū)生態(tài)環(huán)境極其脆弱，當(dāng)?shù)厮Y源總量非常有限[2]，降水量微乎其微、分布不均且蒸發(fā)量大[3]，故沙漠地區(qū)地下水是極其重要的，在地下水研究中，降水補(bǔ)給淺層地下水的多少是重要且頗有爭議的問題之一[4]。運(yùn)用水量平衡法和達(dá)西流分析方法估算干旱半干旱地區(qū)地下水補(bǔ)給速率存在較大誤差，人工示蹤劑法則無法在短期內(nèi)得出有用的結(jié)果，而環(huán)境示蹤劑法在估算包氣帶中地下水補(bǔ)給速率是合理的[4]，故運(yùn)用Cl-數(shù)據(jù)，基于氯質(zhì)量平衡理論估算非飽和帶地下水的補(bǔ)給速率是較為可靠的。

有學(xué)者對我國沙漠地區(qū)的地下水補(bǔ)給速率和地下水年齡進(jìn)行了研究，如Ma J.等[5]、J.B.Gates等[6]利用環(huán)境示蹤劑對巴丹吉林沙漠的地下水補(bǔ)給速率和地下水年齡進(jìn)行了估算。地下水年齡是評價地下水系統(tǒng)可更新能力的重要指標(biāo)[7]，地下水測年的方法有水動力學(xué)法、水化學(xué)動力學(xué)法和環(huán)境同位素法[8]，其中3H、32Si、37Ar、85 Kr和222 Rri主要用于探測較年輕的地下水，而14C、36Cl、39Ar和81 Kr用于探測古地下水年齡[9]，氚和14C為直接估算干旱半干旱區(qū)淺層地下水系統(tǒng)的更新速率提供了獨(dú)特的方法[10-11]。

筆者將烏蘭布和沙漠作為研究區(qū)，以氯質(zhì)量平衡理論、14C測年為基礎(chǔ)，對其地下水的C1一累積年齡、14C年齡和包氣帶水補(bǔ)給速率進(jìn)行研究，以期為當(dāng)?shù)氐叵滤Y源的開發(fā)利用和管理提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

烏蘭布和沙漠是我國八大沙漠之一，位于東經(jīng)105°59′一106°41′、北緯39°41′ —40°31′，北起狼山，南至賀蘭山麓，東北與河套平原相鄰，東與黃河相鄰，西至吉蘭泰鹽湖[12]，海拔1 028～1 054 m.面積約為1.1萬km2。多年平均降水量110 mm，主要集中在7—8月：多年平均水面蒸發(fā)量為2 866 mm，是多年平均降水量的26倍。

研究區(qū)的水文地質(zhì)條件十分復(fù)雜，烏蘭布和沙漠東南部的賀蘭山北段為補(bǔ)給區(qū)，西南部的吉蘭泰鹽湖為徑流區(qū)（排泄區(qū)）;西北部的巴彥烏拉山基巖由古生代變質(zhì)巖系以及燕山期侵入巖組成，山前含水層主要富集了基巖裂隙水。烏蘭布和沙漠是補(bǔ)給區(qū)，直接接受降水補(bǔ)給（見圖1）[13]。

1.2 水樣采集與處理

野外實(shí)地采集10個地下水樣（見圖2），包括7個淺層地下水（埋深5 -52 m）水樣（WIO、WI1、W12、W14、W15、W17、W18）、1個中層地下水（52 - 115 m）水樣（ W16）和2個深層地下水（115 m以下）水樣（W13、W19）。采用手工沙漠鉆，從地表往下逐次鉆取3個包氣帶巖芯W(wǎng)5（深5.5 m）、W6（深13.25 m）和W7（深14.0 m）。大部分的深層井水樣用潛水泵采集得到，采樣時現(xiàn)場記錄井深、經(jīng)緯度、地下水埋深等。采集到水樣后，先利用濾膜孔徑為0.45 μm的過濾器將水樣過濾，再裝到用凈水潤洗過3次以上的聚乙烯采樣瓶中。

樣品中的碳同位素在澳大利亞阿德萊德市的聯(lián)邦科學(xué)與工業(yè)研究組織（ CSRIO）土地與水資源實(shí)驗(yàn)室測得，溶解無機(jī)碳（ DIC）通過常規(guī)的磷酸平衡法測量，將樣品加入85%的磷酸進(jìn)行反應(yīng)產(chǎn)生C02，將得到的CO，送到澳大利亞國立大學(xué)實(shí)驗(yàn)室，采用加速質(zhì)譜儀（ AMS）測量14C;土壤含水量采用烘干法測定;Cl-的預(yù)處理采用離心方法，然后送到蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，用美國DIONES公司生產(chǎn)的ISN-2500離子色譜儀測定Cl-濃度。

1.3 研究方法

1.3.1 地下水14C測年

通過研究放射性同位素估算地下水年齡是一種行之有效且應(yīng)用廣泛的方法。利用放射性同位素14C測定區(qū)域含水層年齡是應(yīng)用最為廣泛的一種技術(shù)，以地下水中的溶解無機(jī)碳（ DIC）作為示蹤劑，以14C測定地下水中溶解無機(jī)碳的年齡[14]。測年計(jì)算公式為

t=8 267ln（Ao/A）

（1）式中：t為水樣14C年齡;A0為初始14C含量，為100 pmc（現(xiàn)代碳的百分比）;A為衰變后的14C含量[9.14-15]。

1.3.2 氯質(zhì)量平衡理論

1969年.E.Eriksson等[16]提出利用地下水中氯化物的濃度來估算地下水的補(bǔ)給速率。氯質(zhì)量平衡理論基于以下假設(shè)：大氣中的Cl-濃度以降雨中的Cl-濃度來表征，可用較長時間的加權(quán)平均值來代替;Cl-在循環(huán)過程中不參與任何地球化學(xué)反應(yīng)：土壤水分運(yùn)移可假設(shè)為活塞式向下垂直一維流[17]。

根據(jù)質(zhì)量守恒原理，假設(shè)大氣是Cl-的唯一來源，補(bǔ)給速率R計(jì)算公式為[18]

2 結(jié)果與分析

2.1 飽和帶地下水測年

地下水中的C大多來自滲流帶土壤中的CO，，但高含量的14C通常在地下水補(bǔ)給和運(yùn)移過程中被低含量的14C礦物溶解物所稀釋[14].同一時代不同物質(zhì)標(biāo)本的14C放射性是不同的，利用其計(jì)算得到的物質(zhì)年齡會有一定的差異，因此通過14C測得的地下水年齡需要校正。校正14C測年的結(jié)果常用的幾種模型有Vogel[7]、Tamers、Fontes - Garnier、Pearson、Evans [20]、Eichinger - Gonfiantini[14-15]。本文通過Tamers、Pearson、Fontes - Garnier模型校正的A0值較為相近，分別為52.4+1.8、51.8+1.7、48.1+19.1 pmc，而Evans、Eichinger- Gonfiantini模型校正的Ao值偏低，分別為36.0+3.4、37.2+4.6 pmc。表1是通過Netpath軟件模擬得出的，表中年齡均指距今的年齡（負(fù)值是指現(xiàn)代水）。

由表1可知：813 C值變化范圍為- 14. 31%。 --6.35%。（平均值為-9.82%0）;Vogel模型校正得到的地下水年齡最大;基于Pearson、Fontes - Gamier、Evans3個模型校正后得到的地下水年齡較為相近，在（2 a，888 a）這一區(qū)間變化，基于這3個模型校正后的烏蘭布和沙漠飽和帶地下水年齡為22 000 a-現(xiàn)代，地質(zhì)年代為第四紀(jì)。校正后地下水年齡出現(xiàn)負(fù)值現(xiàn)象，原因可能是：①這些樣點(diǎn)代表的是現(xiàn)代水，地下水年齡較小，而14C的半衰期較長[8-9].故應(yīng)選取半衰期較短的同位素;②樣品取自井中，受到降水等外界環(huán)境的影響。

2.2 非飽和帶地下水補(bǔ)給速率和年齡

研究區(qū)鉆孔取樣剖面非飽和帶含水量與深度關(guān)系見圖3（a）：W5鉆孔深5.5 m，剖面含水量隨著深度的增大而增大，變化范圍為0 - 15%，含水量較大的原因是該鉆孔最終出水：W6鉆孔深13.25 m.剖面含水量隨著深度增大呈增大趨勢，0-2.25 m區(qū)間含水量先增大后減小，2. 25 - 10. 25 m區(qū)間含水量波動較大，10.25 - 13.25 m區(qū)間含水量先減小后增大，變化范圍為0 - 3.5%：W7鉆孔深14 m.剖面含水量呈先減小后增大趨勢，但趨勢不明顯，變化范圍為1.5% -3.0%。鉆孔剖面Cl-濃度與深度關(guān)系見圖3（b）：W5的Cl-濃

度在深3-4 m之間時出現(xiàn)最大值，約為1 750 mg/L;W6的Cl-濃度在2-3 m之間達(dá)到最大值，約為1 125mg/L，之后迅速減小并表現(xiàn)為小幅度波動，其中在8.5m深時濃度最小，這可能是采樣或試驗(yàn)過程中人為因素所造成的：W7的Cl-濃度在4-5 m之間達(dá)到最大值，約為275 mg/L，較前兩個鉆孔的極大值埋深大，原因可能是該鉆孔所處位置降水量較大，降水下滲補(bǔ)給地下水的速度快，且位于迎風(fēng)坡，新沙的沉積作用更明顯[17]。

W5、W6的多年平均降水量是根據(jù)吉蘭泰鎮(zhèn)氣象站1955-1999年的降水資料計(jì)算的，為103.4 mm/a;W7多年平均降水量是根據(jù)烏海市氣象站1956-1999年的降水資料計(jì)算的，為143.5 mm/a。鑒于研究區(qū)的氣候與巴丹吉林沙漠相近，[ Clv]參考前人關(guān)于巴丹吉林沙漠的研究成果[5.22-23]，計(jì)算出多年大氣降水中Cl-加權(quán)平均濃度為1.5 mg/L。依據(jù)氯質(zhì)量平衡理論估算的地下水補(bǔ)給情況見表2.可以看出，地下水補(bǔ)給速率為0. 19 -2.55 mm/a（均值為1.12 mm/a），相當(dāng)于0. 18% -1.80%的多年平均降水量，因此降水對于包氣帶的補(bǔ)給是微乎其微的。根據(jù)氯質(zhì)量平衡理論推斷Cl-累積年齡，即包氣帶剖面上的地下水年齡，W5（鉆孔最終出水）在5.5 m深處為2 645 a，W6在13.25 m深處為604 a，W7在14 m處為201 a。W5的地下水年齡較W6、W7大很多，原因可能是該鉆孔處于巴彥烏拉山山腳，距離吉蘭泰鹽湖區(qū)較近。表2利用氯質(zhì)量平衡理論估算年平均地下水補(bǔ)給情況

綜上所述，根據(jù)14C測年得出的飽和帶地下水年齡為22 000 a-現(xiàn)代，根據(jù)氯質(zhì)量平衡理論估算出的非飽和帶地下水年齡為2 645 a：而Cl-的變化范圍飽和帶與非飽和帶基本相同，都在1 800 mg/L以內(nèi)（見圖4）。

3 結(jié)語

（1）通過Netpath軟件模擬得到的烏蘭布和沙漠地下水的14C校正年齡約為22 000 a-現(xiàn)代（在地質(zhì)年代上屬第四紀(jì)時期）.與Wei G.等[24]對于吉蘭泰盆地地下水14C測年為15 000 a～現(xiàn)代的結(jié)論基本一致：通過氯質(zhì)量平衡理論得出的烏蘭布和沙漠包氣帶水年齡為2 600 a，與Huang T.等[4]得出的鄂爾多斯盆地包氣帶Cl-累積年齡為2 500 a的結(jié)論基本一致。而Ma J.Z.等[25]根據(jù)氯質(zhì)量平衡理論得出的中國西北部干旱區(qū)Cl-累積年齡要小一些，原因可能是取樣點(diǎn)位置不同。

（2）根據(jù)氯質(zhì)量平衡理論得出非飽和帶地下水的補(bǔ)給速率為0.19 - 2.55 mm/a，均值為1.12 mm/a.說明降水對于包氣帶水的補(bǔ)給作用極小，而一些學(xué)者[4，25-26]研究得出，巴丹吉林沙漠地下水的補(bǔ)給速率在3 mm/a以下：另有學(xué)者[27]通過建立數(shù)值模型，得出巴丹吉林沙漠非飽和帶地下水的補(bǔ)給速率為11- 30mm/a，這一差異產(chǎn)生的原因可能是采用的方法不同。研究區(qū)地下水的更新速率非常緩慢，開發(fā)需謹(jǐn)慎。

參考文獻(xiàn)：

[1] JASECHKO S，BIRKS S J，CLEESON T，et al.The Pro-nounced Seasonality of Clobal Croundwater Recharge[ J].Water Resources Research， 2014， 50（ 11）： 8845 - 8867.

[2] 楊澤元，王文科，王雁林，等，干旱半干旱區(qū)地下水引起的表生生態(tài)效應(yīng)及其評價指標(biāo)體系研究[J].干旱區(qū)資源與環(huán)境，2006，20（3）：105-111.

[3] 馬金珠，高前兆，干旱區(qū)地下水脆弱性特征及評價方法探討[J].干旱區(qū)地理，2003，26（1）：44-49.

[4]

HUANCT，PANCZ，LIU J，et al.Croundwater Rechargein an Arid Crassland As Indicated by Soil Chloride Profileand Multiple Tracers[J].Hydrological Processes， 2017， 31（5）：1047-1057.

[5] MA J，EDMUNDS W M. Croundwater and Lake Evolution inthe Badain Jaran Desert Ecosystem， Inner Mongolia[ J].

Hydrogeology Joumal， 2006， 14（7）：1231- 1243.

[6] CATES J B， EDMUNDS W M， Ma J，et al.EstimatingCroundwater Recharge in a Cold Desert Environment inNorthem China Using Chloride[J].Hydrogeology Joumal，2008，16（5）：893-910.

[7]郭嬌，石建省，王偉，華北平原地下水年齡校正[J].地球?qū)W報(bào)，2007，28（4）：396-404.

[8] 丁貞玉，石羊河流域及騰格里沙漠地下水補(bǔ)給過程及演化規(guī)律[D].蘭州：蘭州大學(xué)，2010：1-117.

[9]李惠娣，測年方法在地下水中的應(yīng)用[J].水資源與水工程學(xué)報(bào)，2008，19（1）：1-6.

[10] 陳宗宇，陳京生，費(fèi)宇紅，等，利用氚估算太行山前地下水更新速率[J].核技術(shù)，2006，29（6）：426-431.

[11] 韓永，王廣才，邢立亭，等，地下水放射性同位素測年方法研究進(jìn)展[J].煤田地質(zhì)與勘探，2009，37（5）：37-42.

[12] 黨慧慧，董軍，岳寧，等，賀蘭山以北烏蘭布和沙漠地下水水化學(xué)特征演化規(guī)律研究[J].冰川凍土，2015，37（3）：793-802.

[13] 黨慧慧，烏蘭布和沙漠地下水水化學(xué)特征和水文地球化學(xué)過程[D].蘭州：蘭州大學(xué)，2016：1-44.

[14] 陳宗宇，聶振龍，張荷生，等，從黑河流域地下水年齡論其資源屬性[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2004，78（4）：560-567.

[15] 吳月，巴丹吉林沙漠地下水同位素特征與地下水年齡研究[D].蘭州：蘭州大學(xué)，2014：1-108.

[16]

ERIKSSON E，KHUNAKASEM V.Chloride Concentrationin Croundwater， Recharge Rate and Rate of Deposition ofChloride in the Israel Coastal Plain[J].Joumal of Hydrolo-gy，1969，7（2）：178-197.

[17] 岳寧，魏國孝，孫朋，等.烏蘭布和沙漠降水人滲補(bǔ)給對氣候變化的響應(yīng)[J].中國沙漠，2017（5）：1016-1025.

[18] EDMUNDS W M， DARLINC W G，KINNIBURCH D G.Solute Profile Techniques for Recharge Estimation in Semi-Arid and Arid Terrain[G]∥Simmers I.Estimation of Nat-ural Croundwater Recharge. Dordrecht： Springer Nether-lands，1988：139-157.

[19]

ALLISON G B， STONE W J，HUCHES M W. Recharge inKarst and Dune Elements of a Semi-Arid Landscape as In-dicated by Natural Isotopes and Chloride[ J]. Joumal ofHydrology， 1985 ，76（ 1） ： 1-25.

[20] EVANS G V， OTLET R L， DOWNINC R A， et al. SomeProblems in the Interpretation of Isotope Measurements inUnited Kingdom Aquifers [ J] . Journal of Cellular Physiolo-gy，1979，207（ 3） ：683-688.

[21] EICHINCER L. A Contribution to the Interpretation of 14CCroundwater Ages Considering the Example of a PartiallyConfined Sandstone Aquifer [ J]. Radiocarbon， 1983， 25（ 2） ： 347-356.

[22]

MA J， LI D， ZHANC J， et al. Croundwater Recharge andClimatic Change During the Last 1000 Years from Unsatu-rated Zone of SE Badain Jaran Desert[ J] . Chinese ScienceBulletin，2003，48（ 14） ：1469-1474.

[23] MA J， WANC Y， ZHAO Y， et al. Spatial Distribution ofChloride and Nitrate Within an Unsaturated Dune Sand of aCold-Arid Desert ： Implications for Paleoenvironmental Re- cords [ J ] . Catena， 2012， 96 ： 68-75.

[24]

WEI G， ZHU X， YUE N， et al. Constraining the Croundw-ater Flow System and Aquifer Properties Using Major Ions，Environmental Traces and a Simple Physical Model in Chi-na ' s Jilantai Basin [ J ] . Environmental Earth Sciences， 2016，75（ 6） ：1-20.

[25]

MA J， DINC Z， EDMUNDS W M， et al. Limits to Rechargeof Croundwater from Tibetan Plateau to the Gobi Desert，Implications for Water Management in the Mountain Front[J]. Joumal of Hydrology （ Amsterdam） ， 2009， 364 （ l-2） ： 128-141.

[26] EDMUNDS W M， MA J， AESCHBACH_HERrflC W， etal. Croundwater Recharge History and HydrogeochemicalEvolution in the Minqin Basin ， Northwest China [ J] . Ap-plied Ceochemistry ， 2006 ， 21 （ 12） ： 2148-2170.

[27] HOU L， WANC X S， HU B X， et al. Experimental andNumerical Investigations of Soil Water Balance at the Hin-terland of the Badain Jaran Desert for CroundwaterRecharge Estimation [ J ] . Joumal of Hydrology ， 2016， 540 ：386-396.