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    烏蘭布和沙漠地下水補(bǔ)給研究

    2019-09-10 07:22:44李玲魏國孝岳寧闞飛丁林凱
    人民黃河 2019年4期
    關(guān)鍵詞:非飽和校正含水量

    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。

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