內(nèi)蒙古鄂爾多斯西北土壤水流動示蹤實驗及自流井群補給源討論

陳建生 , 楊光亮, 王 婷, 何文政, 何海清, 陳茜茜

1)河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 江蘇南京 210098; 2)河海大學(xué)土木工程與交通學(xué)院, 江蘇南京 210098

中國地質(zhì)調(diào)查局經(jīng)過十多年的水文地質(zhì)勘察發(fā)現(xiàn)鄂爾多斯是個大水盆, 通過鉆孔抽水實驗得出的年補給量達(dá)105億方(侯光才等, 2006)。鄂爾多斯盆地具有豐富的地下水已成為水文地質(zhì)學(xué)界的共識,鄂爾多斯北區(qū)地下水可更新能力整體高于盆地南區(qū),盆地白堊系地下水水質(zhì)總體呈北好南差、下好上差的分布規(guī)律(萬玉玉等, 2010; 謝淵等, 2004; 侯光才等, 2007; 張茂省等, 2008; 楊鄖城等, 2011; 黃冠星等, 2007)。但是關(guān)于地下水的補給源區(qū)以及水資源的可持續(xù)利用問題, 始終存在著兩種觀點。一種觀點認(rèn)為, 鄂爾多斯的地下水來自于當(dāng)?shù)亟邓?梁永平等, 2005), 埋深≦5 m的上部潛水為近10 a的補給, 埋深5～15 m的中部潛水為20～30 a的補給, 埋深≥35 m的下部潛水是40 a以前的補給, 埋深超過250 m的承壓水是晚更新世末期形成的古水, 是不可恢復(fù)的資源(田孝先, 1994)。另一種觀點認(rèn)為, 鄂爾多斯的降水量在 150～650 mm之間, 降水量是自北向南呈增加趨勢, 北區(qū)的降水量遠(yuǎn)小于南區(qū), 降水量小的地區(qū)補給量大而且水質(zhì)好(楊鄖城等,2008), 在邏輯上說不通; 鄂爾多斯河流、湖泊的δ18O-δD關(guān)系與地下水、土壤水落在相同的區(qū)域, 而與當(dāng)?shù)亟邓嬖诿黠@差異, 地下水的分水嶺與基底斷裂帶重合, 由此判斷, 鄂爾多斯地下水的主要補給源為外源水, 通過基底斷裂帶補給到河流、湖泊的周期為 20～30 a, 是可持續(xù)利用的水資源(陳建生等, 2009, 2012)。

關(guān)于鄂爾多斯地下水的補給-徑流-排泄的水循環(huán)模型都是根據(jù)區(qū)域水文地質(zhì)概念模型得出的(候光才等, 2006; 張茂省等, 2008), 概念模型的主要理論依據(jù)是水量平衡原理, 流域補給邊界被確定后,流域中的總水量原則上等于降水量。排泄量包括了地表徑流、地下徑流、蒸發(fā); 補給量與排泄量之間的差值反映在地下水位的漲落以及土壤含水率的變化。所以, 土壤水的運動關(guān)系是通過這個概念模型所推斷的, 并不是實測的結(jié)果, 也沒有降水入滲、土壤水運動實驗的支撐。眾所周知, 水循環(huán)過程經(jīng)歷了大氣水-地表水-土壤水-地下水之間的轉(zhuǎn)化, 在“四水轉(zhuǎn)化”過程中最重要的“土壤水”的運動仍然是一個“黑箱子”系統(tǒng)。迄今為止, 干旱區(qū)土壤水運動的研究仍局限于測定非飽和層含水率特征曲線, 而對土壤含水率的解釋缺少示蹤實驗數(shù)據(jù), “黑箱子”系統(tǒng)已經(jīng)成為深入了解干旱區(qū)地下水補給的重大障礙。所以, 要揭示鄂爾多斯地下水補給源之謎, 首先必須搞清楚非飽和層土壤水運動, 通過對非飽和層土壤水運動的深入研究, 揭示鄂爾多斯的降水是否真實補給到了地下水中。雖然獲得降水入滲深度的最好方法是氚剖面實驗, 但由于降水中的氚來自于核試驗, 降水中氚值最高的年份大約是1963年, 入滲土壤的氚在50 a內(nèi)經(jīng)歷了4個半衰期,土壤中的氚峰值僅是入滲的 1/16, 而且土壤薄膜水在溫度梯度下發(fā)生蒸發(fā)或運移, 使土壤中氚的濃度大幅度下降, 目前已經(jīng)接近本底的水平。Lin等(2006)在內(nèi)蒙古進(jìn)行的氚剖面試驗所得到的氚峰值是經(jīng)過人為的比例放大。所以, 目前土壤中的氚已經(jīng)不適用于進(jìn)行降水入滲試驗。本文在鄂爾多斯西北的“補給源區(qū)”進(jìn)行人工降水入滲模擬實驗, 并通過土壤剖面的含水率、氘氧同位素、總?cè)芙庑怨腆w物質(zhì)TDS(Total Dissolved Solids)等分析, 研究土壤水運動, 通過對比降水與地下水的同位素特征,確定鄂爾多斯盆地地下水的來源。

1 鄂爾多斯西北干旱區(qū)發(fā)現(xiàn)了自流井群

烏海地處鄂爾多斯西北干旱區(qū), 年平均降水量只有158.09 mm, 且主要集中在6—9月份, 占全年降水量70%以上, 年均蒸發(fā)量為3279.70 mm, 約為降水量的21倍(趙旭春等, 2007)。都斯兔河是烏海地區(qū)的一條常年地表徑流, 其他河流與沖溝均為季節(jié)性溝谷, 雖然有一些泉水從河道中及其兩側(cè)匯入河道, 但由于泉水的流量較小, 流經(jīng)一段距離后又滲入地下成為潛流, 只有在暴雨過后, 河道中才有短暫的地表徑流。2012年7月筆者在烏海地區(qū)進(jìn)行野外考察, 在桌子山的山谷找到了泉水, 泉眼高程1359 m, 比桌子山西側(cè)烏海市區(qū)(1100 m)高了259 m, 且測得泉水的δD、δ18O 分別為–69.7‰、–9.7‰, 比當(dāng)?shù)亟邓?–51.4‰、–7.6‰)(楊隕城等,2005)明顯貧化。2012年11月筆者又在烏海市巴音陶亥地區(qū), 找到20多處自流井和泉眼, 有些自流井的涌水量很大, 其中不乏水質(zhì)良好的淡水。

為了分析和識別都思兔河流域地下水的補給來源, 筆者對鄂爾多斯盆地進(jìn)行了三次科學(xué)考察,共采集泉水123個, 煤礦排水8個, 湖水60個, 河水31個, 土壤剖面3處, 采樣點位置參見圖1。采樣用的聚乙烯瓶事先用去離子水沖洗, 采樣前, 再用所采水樣沖洗一遍, 為避免發(fā)生同位素分餾, 瓶中的水樣必須裝滿, 并用封口膠帶密封。在實驗室用抽真空冷凝法提取土壤水, 用河海大學(xué)水文水資源與水利工程國家重點實驗室的 MAT-253型氣體同位素質(zhì)譜儀測定δ18O 和δD, 測量精度分別為2‰、0.1‰。用烘干法測定土壤含水率, 對烘干的土壤剖面樣品按照 1:1的比例用去離子水浸泡 48 h,測定上清液中的 TDS值, 得到土壤水中 TDS的公式為: 土壤水 TDS(mg/L)=上清液中 TDS(mg/L)×去離子水質(zhì)量(g)/風(fēng)干圖樣質(zhì)量(g)/重量含水率(%)。

圖2中給出幾口自流井圖片, 其中圖2B都斯圖自流井涌水量超過15萬m3/a, 且該井已有40多年歷史, 流量穩(wěn)定。此外, 來自桌子山的泉水匯集到千里溝的天然流量為132萬m3/a。拉僧廟泉歷史流量達(dá)到364萬m3/a, 70年代后期由于周邊地下水開采量劇增, 泉水水位下降(馬少華等, 2012)。2010年3月1日, 內(nèi)蒙古駱駝山煤礦發(fā)生重大透水事故, 此次事故的涌水量在起初最大時達(dá)7.2萬m3/h, 40多天后才通過注漿的方法將涌水點堵死。這些現(xiàn)象都說明烏海地區(qū)賦存大量的地下水。

圖1 鄂爾多斯盆地河流、斷層、分水嶺、等水位線、降水等值線、及采樣點分布圖(據(jù)候光才等, 2006; 潘愛芳, 等2005, 改編)Fig.1 Rivers, Faults, Watershed, Contour of water table, Rainfall isoline, Sampling points distribution map of the Ordos Basin(modified after HOU et al., 2006; PAN et al., 2005)

圖2 都思兔河下游的自流井群(中間圖為都斯圖自流井)Fig.2 Artesian well group which located at down stream of the Dusitu River(the middle one is Dusitu artesian well)

在烏海這樣降水量極小, 蒸發(fā)量極大的地區(qū)為什么會存在眾多的自流井群與泉群？按照鄂爾多斯盆地地下水循環(huán)概念模型, 烏海地區(qū)地下水的補給源在庫布奇沙漠—鄂托克旗—銀川所圍區(qū)域, 補給區(qū)的年平均降水量小于 250 mm。盡管有學(xué)者給出了該區(qū)域地下水補給-徑流-排泄水循環(huán)模型(候光才等, 2006; 張茂省等, 2008), 但是由于在概念模型中缺失了土壤水補給地下水的過程, 并沒有經(jīng)過降水入滲地下水實驗驗證, 所以, 將概念模型作為科學(xué)依據(jù)是欠妥當(dāng)?shù)?。而? 自流井或泉水的水頭都必須高于地表, 提供自流井或泉水的高水頭有兩種可能: 其一, 存在一個穩(wěn)定的補給源, 補給源的地下水位遠(yuǎn)高于排泄區(qū)的地表; 其二, 地下水為封存的古水, 沒有現(xiàn)代的補給源或補給的周期很長, 承壓水的水頭來自于巖土體的壓縮變形。如果自流井屬于第二類封閉的古水, 那么自流井的流量應(yīng)該呈現(xiàn)遞減趨勢, 因為水的體積壓縮系數(shù)很小, 壓力被釋放后水所增加的體積不可能維持井水長時間的自流, 都思兔河流域的自流井與泉水的流量穩(wěn)定, 從沒有減少的跡象, 所以應(yīng)該屬于第一種情況, 存在現(xiàn)代的補給源。另一方面, 前人得出鄂爾多斯地下水是古水的證據(jù)來自于14C定年(董維紅等, 2008),但是由于地下水中存在深部的碳源侵入,14C不滿足定年條件, 所以, 通過14C得到的“古水”的年齡是不能成立的(陳建生等, 2012)。而且在地下水中測定到的氚與 CFC證據(jù)(楊鄖城等, 2004; 柳富田等,2007)也支持第一種情況。據(jù)此分析可以得出, 都思兔河流域的自流井與泉水存在一個穩(wěn)定的現(xiàn)代的補給源。

2 干旱區(qū)土壤水運動的物理機制討論

關(guān)于干旱區(qū)降水能否入滲補給到地下潛水, 前人已經(jīng)做了大量研究, 但對于土壤水的運動機制尚不清楚, 所以, 干旱區(qū)降水入滲問題仍然存在很大爭議。通過理論分析及室內(nèi)實驗得知, 降水入滲地層后首先進(jìn)入到由土顆粒組成的包氣帶, 由于土顆粒表面電荷的吸引, 入滲降水將會被吸附在土顆粒表面形成薄膜水, 當(dāng)土層的含水率達(dá)到最大田間持水率, 薄膜水層的厚度大于土顆粒電磁場所能控制的范圍, 薄膜水才能轉(zhuǎn)化為重力水并在重力的作用下繼續(xù)下滲。薄膜水的運動與溫度和薄膜層厚度有關(guān), 高溫區(qū)的薄膜水由于具有更高的動能而向低溫區(qū)流動。例如, 白天地表溫度高, 水分子從地表向深部流動, 而夜間, 地表溫度低, 下部的水分子向地表流動; 由于越靠近土顆粒表面所受到的電磁引力越大, 所以, 薄膜水還會從厚層向薄層流動。

因為只有當(dāng)土壤的含水率達(dá)到最大田間持水率, 降水才能夠入滲到地下水中。這就要求土壤中的水分不能有較大的蒸發(fā), 只有每次的降水都聚集在土壤中, 理論上才能滿足土壤含水率大于最大田間持水率的要求。都思兔河流域的蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于降水量, 從土壤剖面的含水率分析, 幾乎都沒有達(dá)到最大持水率, 也就是說, 歷次的降水在土壤中沒有形成累積效應(yīng)。

降水能否在土壤中得到累積, 最終補給到地下水中, 可以通過水中的氘氧同位素進(jìn)行識別。因為入滲土壤的降水受到蒸發(fā)后會沿著降水的蒸發(fā)線分布, 而且將受到蒸發(fā)的同位素特征保留。由于地表水在入滲的過程中會溶解土壤中的可溶性鹽分, 并帶著鹽分一起向下運移, 所以, 地層中各種可溶性離子的分布反映了降水入滲的情況, TDS與各種離子都是很好的示蹤劑。降水在入滲過程中受蒸發(fā)作用的影響, 離子濃度會逐漸增大, 因此, 在降水入滲停止或者入滲速度減緩的埋深土層處也會出現(xiàn)TDS峰值。土壤中還會發(fā)生蒸發(fā)-凝結(jié)過程, 土壤水先蒸發(fā), 后又產(chǎn)生凝結(jié), 這種過程也可以通過穩(wěn)定同位素示蹤揭示出來。如果土壤水來自蒸發(fā)-凝結(jié),則水中的鹽分應(yīng)該偏低并且同位素出現(xiàn)貧化特征。通過對比地下水、降水中與土壤水中的同位素特征,結(jié)合含水率與TDS, 就可以判定土壤水的來源以及所經(jīng)歷的蒸發(fā)-凝結(jié)過程。

3 現(xiàn)場人工模擬降水入滲實驗

為了驗證鄂爾多斯北部的降水是否入滲到地下水中, 2013年4月2日筆者在靠近地下水分水嶺的補給區(qū)進(jìn)行了人工模擬降雨入滲實驗。實驗位置見圖 1, 屬于都思兔河流域的補給區(qū), 地層為典型的沙土層。實驗點地勢平坦, 在相距10 m遠(yuǎn)的地方圈劃2個邊長為1 m的正方形區(qū)域, 然后下挖2 cm形成平面。向兩個模擬方框內(nèi)各注入175 L水, 考慮到框內(nèi)的水在下滲過程中流到邊界之外, 估計在1 m×1 m方框中心部位的入滲量約為150 mm, 遠(yuǎn)大于該區(qū)域最大單次降水量, 兩個實驗方框參見圖3a、b。在注水24 h后對實驗方框a(圖3a)進(jìn)行開挖,剖面開挖深度大約 1 m, 開挖從方框的邊緣開始,挖出1 m深1.8 m寬的斷面, 然后逐漸向框內(nèi)延伸,每隔10 cm重新平整剖面, 觀察降水入滲深度并進(jìn)行拍照, 直到 50 cm 的中心剖面, 采集剖面土樣,每8 cm取一個土樣裝入鋁盒內(nèi), 用膠帶密封。通過圖3c可以看出, 模擬降水入滲的深度為70 cm, 沒有發(fā)現(xiàn)明顯的導(dǎo)水裂隙。96 h后, 以同樣的步驟開挖實驗方框b(圖3b), 50 cm的中心剖面參見圖3d,模擬降水的入滲深度與a剖面相同, 也是70 cm, 這意味著, 重力水在土壤中入滲速度較快, 24 h后重力水運動基本上就停止了。

注水24 h與96 h后實驗框中心部位含水率與TDS的分布, 參見圖4, 模擬降水入滲24 h后土壤剖面質(zhì)量含水率在32 cm深度處達(dá)到最大值15.16%,TDS峰值出現(xiàn)在64 cm深度處; 降水入滲96 h后土壤剖面質(zhì)量含水率在 56 cm深度處達(dá)到最大值13.69%, TDS的峰值出現(xiàn)在80 cm深度。TDS峰值說明土壤中的鹽分隨著土壤水向下運移所能達(dá)到的最大深度。

圖3 現(xiàn)場人工模擬降水入滲實驗Fig.3 Artificial simulation of rainfall infiltration field experiments

圖4 現(xiàn)場人工模擬降水入滲實驗土壤剖面含水率和TDS隨深度變化曲線Fig.4 The changes of moisture content of soil profile and TDS with depth in artificial simulation of rainfall infiltration field experiments

人工模擬降水實驗僅持續(xù)了96 h, 降水入滲深度達(dá)到80 cm, 在24 h下降64 cm的基礎(chǔ)上, 經(jīng)過72 h又下降 16 cm, 降水停止后, 土壤水向下入滲的速度衰減, 但并非意味隨著時間的延長, 含水率與TDS峰值還會繼續(xù)向深部移動, 因為當(dāng)土壤的含水率小于最大的田間持水量后, 重力水的流動就停止了。

通過實驗剖面質(zhì)量含水率曲線可以得出, 烏海地區(qū)沙土的最大田間持水率大于 10%, 因為降水剖面在96 h后30～60 cm土壤剖面的質(zhì)量含水率大于10%, 含水層中水的流動顯然已經(jīng)不是重力水。80～90 cm土壤的質(zhì)量含水率為 4%, 土壤水若要繼續(xù)向下流動, 必須首先將土壤的含水率增加 6%,質(zhì)量含水率達(dá)到 10%以后, 才能繼續(xù)產(chǎn)生向下的垂向流, 80 cm以下含水層所需增加的水分只可能來自20～70 cm土壤含水率高出10%的部分, 20～70 cm平均含水率接近 13%, 超出最大田間持水率的水量只有 3%, 所以, 理論上人工模擬降水能夠下滲的極限深度不會超過1 m。這就是說, 150 mm的降水量不能入滲到潛水位大于1 m的地下水之中。

本實驗所選擇的都思兔河流域與前人做的降水入滲試驗地點不同, 降水入滲深度與降水量有關(guān)。張之淦等(1990)、Lin等(2006)分別在內(nèi)蒙古赤峰和山西平定縣黃土區(qū)利用氚剖面研究降水入滲,得出降水入滲土壤的深度都超過 5 m, 最深達(dá)到15 m。由于, 鄂爾多斯盆地的降水量差異很大, 東南地區(qū)的降水量可以達(dá)到 650 mm, 是都思兔河流域降水量的 3倍, 東南部地區(qū)的蒸發(fā)量小于西北地區(qū), 因此, 東南地區(qū)的降水入滲深度比都思兔河流域要大很多。在降水量大的東南部地區(qū), 降水容易發(fā)生超滲產(chǎn)流現(xiàn)象, 超滲產(chǎn)流形成的地表徑流在低洼地帶匯集后下滲, 此時入滲土壤的水量是當(dāng)?shù)亟邓康膸妆兜綆资? 入滲的深度大幅度增加, 下滲15 m甚至更深的深度都是可能的。前人劃定的鄂爾多斯盆地的補給-徑流-排泄關(guān)系, 都是通過地下水位、水化學(xué)等關(guān)系得到的, 沒有降水入滲試驗的支撐。本文選擇的都思兔河流域產(chǎn)生超滲產(chǎn)流的概率較小, 降水入滲試驗證實都思兔河流域的自流井與泉水不是來自于當(dāng)?shù)亟邓霛B的補給, 從而表明前人對鄂爾多斯的流域劃分存在問題, 地下水分水嶺不是由入滲降水所產(chǎn)生的。

4 室內(nèi)模擬降水入滲實驗

為了進(jìn)一步模擬降水在土壤中的入滲深度與時間的關(guān)系, 我們在室內(nèi)開展了土柱降水入滲實驗。模擬降水入滲的土柱內(nèi)直徑10 cm, 高120 cm,將風(fēng)干的黃土碾碎過篩后填充到土柱中夯實, 黃土的初始含水率約為3.5%。模擬降水強度為每天定時定量的注水方式, 并將結(jié)構(gòu)相同的土柱分為敞口 A組與密封B組兩種類型, 敞口A組土柱始終保持自然蒸發(fā)的狀態(tài); 密封B組的土柱在注水后蒙上塑料布, 避免土柱內(nèi)的水分蒸發(fā), 兩組土柱放在實驗大廳相同位置, 通風(fēng)但不接受陽光照射。

2012年4月20日—5月2日期間, 每天早晨給A、B兩組土柱分別注水120.8 mL。對A、B兩組土柱連續(xù)注水13 d, 每組總的注水量都是1571 mL,換算成降水量為 200 mm, 接近鄂爾多斯北部地區(qū)夏季雨期的降水量。敞口A組土柱采樣測量含水率與TDS的時間是5月4日, 也就是注水實驗結(jié)束的第2天, 土柱的采樣間隔為5 cm。密封B組的采樣時間是6月29日, 是在注水實驗結(jié)束后的第59天,采樣間隔 10 cm。通過烘干法測出質(zhì)量含水率, 將烘干后的土稱重放入錐形瓶, 加入 2倍重的去離子水浸泡, 每天搖晃錐形瓶兩次, 在浸泡的過程中錐形瓶保持密封, 浸泡48 h后測量溶液中的TDS, 根據(jù)含水率計算出土壤水的TDS, 敞口A組與密封B組質(zhì)量含水率與TDS隨深度變化曲線參見圖5。

敞口A組土柱中, 參見圖5a, 40 cm以上土壤的質(zhì)量含水率約為25%, 30 cm以上的含水率基本上不變, 表明土壤水的含水率已經(jīng)達(dá)到了最大田間持水率, 30～50 cm的含水率逐漸下降, 表明除了重力水外, 還存在薄膜水向下運動, 薄膜厚層向薄層的運動。根據(jù)TDS分布可以看出, 土壤中的可溶性鹽已經(jīng)被下滲的水帶到了50 cm附近, 形成累積。在10 cm處TDS形成了低值, 這是鹽分被帶到深部的結(jié)果, 但是在0 cm處的TDS高于10 cm處, 這與蒸發(fā)有關(guān), 對于敞口土柱而言, 管口附近受到的蒸發(fā)較大, 鹽分積累較多。

圖5 室內(nèi)土柱模擬降水入滲實驗土壤TDS與質(zhì)量含水率隨深度變化曲線Fig.5 The changes of moisture content of soil profile and TDS with depth in the indoor soil column simulated rainfall infiltration experiment

密封B組土柱中, 參見圖5b, 最大的土壤質(zhì)量含水率已經(jīng)降低到 18%, 顯然是薄膜水運動的結(jié)果;管口附近土柱的含水率降低到了 9%, 是受到了蒸發(fā), 雖然管口用塑料布包裹密封, 但由于密封不是很嚴(yán)密, 還是存在一些氣體分子能夠逃逸的微孔隙;90 cm深度的含水率仍然保持填充土的初始含水率,表明200 mm降水最大的入滲深度沒有超過90 cm;TDS的峰值在70 cm, 代表了重力水最大的入滲深度, 70～90 cm的含水率比A組土柱有明顯增加, 但40 cm以上的含水率比A組土柱明顯下降了, 顯然,在降水結(jié)束后的59天中, 土柱40 cm以上的水分向下部流動, 但是, 水的流動并不是通過重力水傳遞的, 而是通過薄膜水的擴散作用。另一方面, 通過TDS分布曲線可以看出, 重力水運動的最大深度不超過70 cm, 因為在70 cm處鹽分出現(xiàn)了積累。

室內(nèi)土柱模擬降水實驗表明, 只有在持續(xù)降水期間土壤水能大于最大田間持水率, 以重力水的方式向深部補給, 降水結(jié)束后重力水向深層的補給不會持續(xù)很長時間。

5 鄂爾多斯北部補給區(qū)土壤水同位素分析

我們對比了鄂爾多斯周邊地區(qū)(銀川、蘭州、西安、包頭、呼和浩特、石家莊)的降水同位素, 鄂爾多斯周邊地區(qū)的降水同位素與鄂爾多斯盆地的平均值差別不大(陳建生等, 2013), 降水同位素都比鄂爾多斯地下水明顯富集。由于鄂爾多斯盆地地勢較為平坦, 盆地內(nèi)部不存在山脈等引起氣候變化的地貌,盆地內(nèi)部的降水同位素的變化不會超過周邊地區(qū),所以, 采用鄂爾多斯平均的降水同位素代替都思兔河流域局部的降水同位素雖然存在一定的誤差, 但其誤差是可以接受的。

前人的研究認(rèn)為鄂爾多斯盆地地下水來自于當(dāng)?shù)亟邓? 指出鄂爾多斯西北地區(qū)的地下水來自于鄂托克旗一帶降水入滲的補給, 參見圖1地下水分水嶺邊界(侯光才等, 2006)。筆者在前人認(rèn)為的補給區(qū)(侯光才等, 2006)采集了兩個土壤剖面樣,土剖面位置參見圖1, 剖面A位于杭錦旗與鄂托克旗之間, 每隔25 cm取一個土樣, 地層主要為沙層,570～600 cm之間有一層壤土, 710～750 cm之間存在粘土夾層, 剖面深度達(dá)到8 m。土壤水的δ18O-δD關(guān)系全部都落在地下水蒸發(fā)線EL1上, 參見圖6a,125 cm以上的土壤水顯示為蒸發(fā)后的剩余水, 補給源顯然來自于地下水; 在壤土與粘土夾層中的含水率與 TDS明顯升高, 這是因為細(xì)顆粒的比表面積大, 同等厚度的薄膜水層可以持有更多的水分; 500 cm附近土壤水中的δO、δD偏正, 明顯受到了蒸發(fā), 而 200～330 cm,δ18O、δD 貧化, 顯然是存在凝結(jié)水, 參見圖 6b、c。鄂爾多斯當(dāng)?shù)亟邓募訖?quán)平均值(–7.6‰, –51.4‰)(楊鄖城等, 2005),如果地下水來自于當(dāng)?shù)亟邓a給, 那么土壤水的δ18O-δD 關(guān)系應(yīng)該沿著當(dāng)?shù)亟邓舭l(fā)線 EL2(虛線與空心圓點)分布。事實上, 泉水、井水與湖水的δ18O-δD關(guān)系點落在當(dāng)?shù)亟邓€之下, A剖面甚至比部分地下水更加偏負(fù), 這表明它的補給源區(qū)的同位素更加貧化。

圖6 鄂托克旗地下水分水嶺地區(qū)降水, 地下水與土壤水同位素、TDS隨深度分布Fig.6 Isotopes and TDS distribution with the depth of groundwater, soil water,precipitation of Etuke Banner groundwater watershed

B剖面位于鄂托克旗地下分水嶺附近, 參見圖1, 每隔50 cm取一土樣, 土壤剖面水的δ18O-δD關(guān)系點分布與A剖面類似, 都是沿著地下水的蒸發(fā)線EL1分布, 在圖 6d中可以看出, 土壤水的δ18O-δD關(guān)系點與地下水落在相同的區(qū)域, 而且, 土壤水與當(dāng)?shù)亟邓摩?8O-δD關(guān)系點差異非常明顯。如果土壤水來自于降水, 則降水入滲后將受到蒸發(fā), 土壤水的δ18O-δD關(guān)系點應(yīng)該是沿著降水的蒸發(fā)線EL2上所標(biāo)示的空心圓分布, 土壤水的δ18O-δD排除了地下水來自當(dāng)?shù)亟邓难a給。于是, 土壤水的來源只可能是地下水, 土壤水以薄膜水流動、蒸發(fā)-凝結(jié)等方式向地表運動, 并最終蒸發(fā)到大氣中。圖6d、e顯示, 土壤水的δ18O-δD關(guān)系點隨著深度出現(xiàn)了富集或貧化, 土壤水同位素富集層表明薄膜水在向上流動過程中受到了蒸發(fā); 而同位素貧化表明土壤水來自蒸發(fā)-凝結(jié), 由于蒸發(fā)-凝結(jié)水中基本不含離子,土壤水中的離子濃度較低, 在圖 6e中, 從 325～75 cm土壤水中的TDS與含水率逐漸降低, 表明土壤水的主要來源是薄膜水, 薄膜水在向上流動的過程中受到蒸發(fā), 在125～75 cm土壤水的TDS達(dá)到最低值, 土壤水的δ18O-δD 關(guān)系表現(xiàn)為蒸發(fā)-凝結(jié), 凝結(jié)水使含水率增高。根據(jù)δ18O-δD關(guān)系可以判定, 土壤水自675 cm到地表經(jīng)歷了多次的蒸發(fā)與凝結(jié), 在含粘粒的壤土層以及砂土層, 土壤水中的含水率與TDS增高, 水中的18O與D貧化, 這表明土壤的滲透性能降低, 氣體水分子更容易凝結(jié), 例如, 在500 cm及300 cm處, 隨著薄膜水帶來的鹽分也出現(xiàn)了累積。而透氣性能好的沙層, 薄膜水的蒸發(fā)明顯, 例如, 525～425 cm 以及 325 ～ –125 cm。由于鄂爾多斯烏海地區(qū)的蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于降水量, 雖然土壤中的TDS、D、18O也有來自降水的成分, 但是, 通過土壤剖面的同位素分布還是可以得出, 靠近地表淺層土壤水受到的蒸發(fā)程度更強一些, 入滲的降水不能在土壤中長期保留, 吸附在沙土顆粒表面的薄膜水在溫度作用下發(fā)生流動, 由于地表附近的土壤受到的蒸發(fā)最為強烈, 地表附近的薄膜水極易被蒸發(fā)到大氣中, 所以, 土壤薄膜水的流動通量是向上的流量大于向下的流量, 總的流動趨勢是地下水補給到地表。

6 結(jié)論

1)本項研究對前人劃分的鄂爾多斯分區(qū)流域進(jìn)行了試驗驗證, 通過對都思兔河流域的模擬降水入滲試驗與土壤水同位素分析, 指出鄂爾多斯盆地分區(qū)流域劃分不符合實際情況, 鄂爾多斯盆地地下水分水嶺與降水無關(guān), 分水嶺的高水位與下覆的斷裂帶有關(guān), 外源水通過斷裂帶補給到鄂爾多斯盆地。

2)鄂爾多斯地區(qū)存在大量自流井群與泉群, 而且有些自流井的涌水量很大, 這與其當(dāng)?shù)亟邓可俣舭l(fā)量大的現(xiàn)狀極不符合。盡管有些學(xué)者給出了補徑排的概念模型, 但對于“四水轉(zhuǎn)換”中最重要的土壤水的運動并沒有實際的實驗數(shù)據(jù)支撐, 因此,應(yīng)用概念模型作為理論依據(jù)是欠妥當(dāng)?shù)?。通過實驗分析, 所有自流井與泉水的δ18O-δD關(guān)系點都落在地下水的蒸發(fā)線附近, 而與當(dāng)?shù)亟邓嬖谳^大的差異, 表明自流井與泉水的補給源并非當(dāng)?shù)亟邓?/p>

3)野外人工模擬降水入滲試驗證明, 在鄂爾多斯西北都思兔河流域地下水分水嶺附近單次150 mm的降水量能夠下滲的極限深度不超過1 m。因為只有當(dāng)土壤中含水率大于最大田間持水率時,才存在重力水的運動, 單次降水的土壤重力水運動在24 h內(nèi)基本就停止運動了, 由于土壤水運動過程中會受到蒸發(fā), 多次降水很難累積形成能補給到潛水的重力水流。

4)鄂爾多斯北部都思兔河流域補給區(qū)的土壤水與當(dāng)?shù)氐叵滤哂邢嗤臍溲跬凰靥卣? 而與當(dāng)?shù)亟邓畾溲跬凰夭町惷黠@, 表明土壤水接受地下水補給。地下水通過薄膜水流動、蒸發(fā)-凝結(jié)等方式向地表運動, 并最終蒸發(fā)到大氣中。土壤薄膜水的流動通量是向上的流量大于向下的流量, 總的流動趨勢是地下水補給到地表。

雖然筆者已經(jīng)從事了一些研究, 但是要搞清楚鄂爾多斯盆地地下水真實的補給-徑流-排泄關(guān)系還必須進(jìn)行大量深入的研究, 包括一些基礎(chǔ)性試驗。筆者希望有更多的學(xué)者對鄂爾多斯盆地地下水、河水、湖水與降水之間的關(guān)系進(jìn)行深入研究, 提出更多的對原來的一些觀點, 證實或證偽的證據(jù), 提高我國在地下水循環(huán)研究方面的學(xué)術(shù)地位。

陳建生, 季弼宸, 劉震, 張志偉, 張時音.2013.內(nèi)蒙古高原岱海接受遠(yuǎn)程深循環(huán)地下水補給的環(huán)境同位素及水化學(xué)證據(jù)[J].湖泊科學(xué), 25(4): 521-530.

陳建生, 饒文波, 丁宏偉, 衛(wèi)克勤, 胡寶群, 孫占學(xué), 崔永強,譚紅兵.2009.青藏高原冰川融水深循環(huán)及其地質(zhì)環(huán)境效應(yīng)[J].科技導(dǎo)報, 27(14): 118-119.

陳建生, 王慶慶.2012.北方干旱區(qū)地下水補給源問題討論[J].水資源保護, (03): 5-12.

董維紅, 蘇小四, 侯光才, 林學(xué)鈺, 柳富田.2008.反向地球化學(xué)模擬技術(shù)在深層地下水14C年齡校正中的應(yīng)用——以鄂爾多斯白堊系盆地典型水流路徑為例[J].水文, 28(5):43-47.

侯光才, 林學(xué)鈺, 蘇小四, 王曉勇, 劉杰.2006.鄂爾多斯白堊系盆地地下水系統(tǒng)研究[J].吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版),36(3): 391-398.

侯光才, 蘇小四, 林學(xué)鈺, 柳富田, 易樹平, 董維紅, 俞發(fā)康,楊隕城, 王冬.2007.鄂爾多斯白堊系地下 水盆地天然水體環(huán)境同位素組成及其水循環(huán)意義[J].吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 37(2): 255-260.

黃冠星, 孫繼朝, 齊繼祥, 臧逸中, 陳京生, 荊繼紅.2007.鄂爾多斯地下水同位素組成與氣候變化關(guān)系[J].地球?qū)W報,28(6): 550-554.

梁永平, 韓行瑞, 時堅, 尹立河.2005.鄂爾多斯盆地周邊巖溶地下水系統(tǒng)模式及特點[J].地球?qū)W報, 26(4): 365-369.

柳富田, 蘇小四, 侯光才, 林學(xué)鈺, 易樹平, 董維紅.2007.CFCs法在鄂爾多斯白堊系地下水盆地淺層地下水年齡研究中的應(yīng)用[J].吉林大學(xué)學(xué)報: 地球科學(xué)版, 37(2): 298-302.

馬少華, 楊銳, 馬挨榮, 隨春明, 李光.2012.西桌子山地區(qū)巖溶地下水儲存與分布特征[J].西部資源, (4): 120-123.

潘愛芳, 赫英, 黎榮劍, 席先武.2005.鄂爾多斯地基斷裂與能源礦產(chǎn)成藏成礦的關(guān)系[J].大地構(gòu)造與成礦學(xué), 29(4):459-464

田孝先.1994.鄂爾多斯盆地北中部地區(qū)地下水同位素研究[J].內(nèi)蒙古地質(zhì), (12): 90-97.

萬玉玉, 蘇小四, 董維紅, 侯光才.2010.鄂爾多斯白堊系地下水盆地中深層地下水可更新速率[J].吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 40(3): 623-630.

謝淵, 王劍, 李明輝, 江新勝, 謝正溫, 羅建寧, 侯光才, 劉方,王德潛, 孫永明, 曹建科, 朱樺, 王永和.2004.鄂爾多斯盆地早白堊世巖相古地理與地下水水質(zhì)和分布的關(guān)系[J].地質(zhì)通報, 23(11): 1094-1102.

楊鄖城, 侯光才, 文東光, 龐忠和, 王冬.2005.鄂爾多斯盆地大氣降雨氫氧同位素的組成與季節(jié)效應(yīng)[J].地球?qū)W報,26(B09): 289-292.

楊鄖城, 候光才, 馬思錦.2004.鄂爾多斯盆地地下水中氚的演化及其年齡[J].西北地質(zhì), 37(1): 97-100.

楊鄖城, 沈照理, 文冬光, 侯光才, 王冬, 佘宏全, 李進(jìn)文.2011.鄂爾多斯白堊系盆地地下水的形成與演化: 來自Cl及其同位素36Cl的證據(jù)[J].地質(zhì)學(xué)報, 85(4): 586-595.

楊鄖城, 沈照理, 文冬光, 侯光才, 趙振宏, 王冬.2008.鄂爾多斯白堊系地下水盆地硫酸鹽的水文地球化學(xué)特征及來源[J].地球?qū)W報, 29(5): 553-562.

張茂省, 胡伏生, 尹立河.2008.鄂爾多斯白堊系地下水盆地水文地質(zhì)概念模型[J].地質(zhì)通報, 27(8): 1115-1122.

張之淦, 劉芳珍, 張洪平, 劉恩凱.1990.應(yīng)用環(huán)境氚研究黃土包氣帶水分運移及入滲補給量[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì), (03):5-7.

趙旭春, 王澄海, 張永生, 姜桓.2007.兩種干旱指標(biāo)在烏海地區(qū)干旱分析中的應(yīng)用比較研究[J].氣象科學(xué), 27(1):162-168.

CHEN Jian-sheng, JI Bi-chen, LIU Zhen, ZHANG Zhi-wei, ZHANG Shi-yin.2013.Isotopic and hydro-chemical evidence on the origin of groundwater through deep-circulation ways in Lake Daihai region, Inner Mongolia plateau[J].Journal of Lake Sciences, 25(4): 521-530(in Chinese with English abstract).

CHEN Jian-sheng, RAO Wen-bo, WEI Ke-qin, HU Bao-qun, SUN Zhan-xue, CUI Yong-qiang, TAN Hong-bing.2009.Glacial Melt Water Deep-Cycle in the Tibetan Plateau and Its Geological Environmental Effect[J].Science ＆ Technology Review, 27(14): 118-119(in Chinese).

CHEN Jian-sheng, WANG Qing-qing.2012.A discussion of groundwater recharge sources in arid areas of North China[J].Water Resources Protection, (3): 5-12(in Chinese with English abstract).

DONG Wei-hong, SU Xiao-si, HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, LIU Fu-tian.2008.Application of Inverse Geochemical Modeling in 14C Age Correction of Deep Groundwater: A Case in the Ordos Cretaceou Artesian Basin[J].Journal of China Hydrology, 28(5): 43-47(in Chinese with English abstract).

HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, SU Xiao-si, WANG Xiao-yong, LIU Jie.2006.Groundwater System in Ordos Cretaceous Artisan Basin (CAB)[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 36(3): 391-398(in Chinese with English abstract).

HOU Guang-cai, SU Xiao-si, LIN Xue-yu, LIU Fu-tian, YI Shu-ping, DONG Wei-hong, YU Fa-kang, YANG Yun-cheng,WANG Dong.2007.Environmental Isotopic Composition of Natural Water in Ordos Cretaceous Groundwater Basin and Its Significance for Hydrological Cycle[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 37(2): 255-260(in Chinese with English abstract).

HUANG Guan-xing, SUN Ji-chao, QI Ji-xiang, ZANG Yi-zhong,CHEN Jing-sheng, JING Ji-hong.2007.The Relationship between Groundwater Isotopic Composition and Climate Change in Ordos[J].Acta Geoscientica Sinica, 29(5):553-562(in Chinese with English abstract).

LIANG Yong-ping, HAN Xing-rui, SHI Jian, YIN Li-he.2005.The Karst Groundwater System in the Peripheral Area of Ordos Basin: Its Patterns and Characteristics[J].Acta Geoscientica Sinica, 26(4): 365-369(in Chinese with English abstract).

LIN Rui-fen, WEI Ke-qin.2006.Tritium profiles of pore water in the Chinese loess unsaturated zone: Implications for estimation of groundwater recharge[J].Journal of Hydrology,328: 192-199.

LIU Fu-tian, SU Xiao-si, HOU Guang-cai, LIN Xue-yu, YI Shu-ping, DONG Wei-hong.2007.Application of CFCs Methods in Dating Shallow Groundwater in the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 37(2): 298-302(in Chinese with English abstract).

MA Shao-hua, YANG Rui, MA Ai-rong, SUI Chun-ming, LI Guang.2012.Storage and distribution of Karst groundwater of the West Table Mountain[J].Resources, (4): 120-123(in Chinese).PAN Ai-fang, HE Ying, LI Rong-jian, XI Xian-wu.2005.Relation Between Basement Fractures And Formation of Energy Resources In Ordos Basin[J].Geotectonica et Metallogenia,29(4): 459-464(in Chinese with English abstract).

TIAN Xiao-xian.1994.Groundwater isotope study Ordos basin in the north central of Ordos Basin[J].Geology of Inner Mongolia, (12): 90-97(in Chinese).

WAN Yu-yu, SU Xiao-si, DONG Wei-hong, HOU Guang-cai.2010.Evaluation of Groundwater Renewal Ability in the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 40(3): 623-630(in Chinese with English abstract).

XIE Yuan, WANG Jian, LI Ming-hui, JIANG Xin-sheng, XIE Zheng-wen, LUO Jian-ning, HOU Guang-cai, LIU Fang,WANG De-qian, SUN Yong-ming, CAO Jian-ke, ZHU Hua,WANG Yong-he.2004.Relations of the Early Cretaceous lithofacies-paleogeography to groundwater quality and distribution in the Ordos basin[J].Geological Bulletin of China, 23(11): 1094-1102(in Chinese with English abstract).YANG Yun-cheng, HOU Guang-cai, MA Si-jin.2004.The age and origin of groundwater in the Ordos basin[J].Northwestern Geology, 37(1): 97-100(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, HOU Guang-cai, WEN Dong-guang, PANG Zhong-he, WANG Dong.2005.Hydrogen-Oxygen Isotope Composition of Precipitation and Seasonal Effects onδ18O of Precipitation in Ordos Basin[J].Acta Geoscientia Sinica,26(B09): 289-292(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, SHEN Zhao-li, WEN Dong-guang, HOU Guang-cai, WANG Dong, SHE Hong-quan, LI Jing-wen.2011.Formation and Evolution of Groundwater in the Ordos Cretaceous Basin: Evidence from Chlorine and Its Isotope[J].Acta Geologica Sinica, 85(4): 586-595(in Chinese with English abstract).

YANG Yun-cheng, SHEN Zhao-li, WEN Dong-guang, HOU Guang-cai, ZHAO Zhen-hong, WANG Dong.2008.Hydrochemical Characteristics and Sources of Sulfate in Groundwater of the Ordos Cretaceous Groundwater Basin[J].Acta Geoscientia Sinica, 29(5): 553-562(in Chinese with English abstract).

ZHANG Mao-sheng, HU Fu-sheng, YIN Li-he.2008.Conceptual model of hydrogeology of the Cretaceous groundwater basin of the Ordos Basin, China[J].Geological Bulletin of China,27(8): 1115-1122(in Chinese with English abstract ).

ZHANG Zhi-gan, LIU Fang-zhen, ZHANG Hong-ping, LIU En-kai.1990.Study of soil water movement and recharge rate of rainfall infiltration in aeration zone of loess by measuring natural tritium[J].Hydrogeology ＆ Engineering Geology,(3): 5-7(in Chinese with English abstract).

ZHAO Xu-chun, WANG Cheng-hai, ZHANG Yong-sheng, JIANG Huan.2007.Application, comparison and research of two kinds of grade indices of drought analysis in wuhai area[J].Journal of the Meteorological Sciences, 27(1): 162-168(in Chinese with English abstract).