基于同位素技术的且末车尔臣河流域地下水补给来源分析

王旭东，李 升，郭 新，王 璐

(新疆大学地质与矿业工程学院，乌鲁木齐 830047)

地下水是水文循环中极其重要的一部分，多年以来，地下水的补给来源及补给过程是水资源研究的基础问题。特别是在干旱半干旱地区，在自然和人为因素的影响下，地下水作为主要供水水源，制约着当地的生态环境和社会经济的可持续发展。近些年来，人们普遍认为西北干旱区内陆河流域地下水的补给机制是：地下水的主要补给来源是山区河流。河流出山以后大部分在戈壁带渗漏转化为地下水,地下水又在戈壁带前缘溢出汇入河流,此后，河水通过人工引灌和自然渗漏等方式补给下游平原地下水,最终以蒸发、植被生态消耗和湖泊储存等形式排泄[1-3]。

车尔臣河流域是我国塔里木盆地南部较大的内陆河流域。多年以来， 流域年均降水量、气温和河流径流量均呈现出上升趋势[4]；气候朝暖湿方向发展，生态环境明显改善。车尔臣河是流域内最大河流，其绿洲带周围被荒地和沙漠环绕，隔离于周围绿洲，这样的特殊环境形成了独特的水文特征：生态脆弱、气候极端干旱、降水稀少、蒸发剧烈。为了对地下水进行合理的开发与利用，更好地维持生态系统平衡，必须了解地下水系统的循环机制及其与地表水的相互转化关系。传统的判别地下水补给来源的方法有直接测量法、间接推算法、数值模型法以及达西定律法等。由于在不同的地貌单元、不同地区，地下水的补给方式存在差异，而地下水补给量又常随着时间和空间的变化而发生变化，增加了判断地下水补给来源的难度[5,6]。氢氧稳定同位素作为水分子的一部分，直接参与水循环，能够有效地区分不同补给来源，这一得天独厚的优势使得其在国内外的地下水补给研究中得到了广泛的应用[7]。但是在车尔臣河流域以往资料中，并没有发现利用氢氧同位素的分布特征阐明地下水的补给机制的研究，所以本文利用此种方法探究了该地区地下水补给来源。

1 研究区概况

1.1 自然地理概况

研究区(E 85°11′～ 86°49′、N 37°25′～ 38°51′)属新疆巴音郭楞蒙古自治州且末县，位于车尔臣河流域中下游地区。东部与若羌县相连，西临且末县的喀拉米然河流域，南屏阿尔金山和昆仑山山脉，北部伸入塔克拉玛干沙漠。车尔臣河出山口后向北拐弯流出，河流在且末城以北由西南而后拐向东北，总体呈近东西展布的“7”字形区域，面积约为6 000 km2(见图1)。

图1 研究区位置及采样点布置Fig.1 Location of the study area and sampling sites

根据地形地貌将研究区分为山前倾斜平原区、河谷平原区、风成沙漠区3个地貌单元[8]。由于远离海洋且南北方为高原及山地，湿空气不易流入，仅有干冷空气从东北方袭来，受沙漠影响，从而形成暖温带极端大陆性干旱荒漠气候[16]。研究区内多年平均降水量22.1 mm，多年平均气温10.1 ℃，极端最高温度43.6 ℃，极端最低温度-27.5 ℃，最大冻土深度85 cm，年蒸发量2 507 mm[9,10]。

1.2 水文地质概况

经统计，研究区河流和洪沟共有9条，均发源于南部的阿尔金山和昆仑山，多年平均径流量为9.742 亿m3。其中，年径流量大于0.5 亿m3的河流有2条，以车尔臣河最大，为7.840 亿m3，年径流量小于0.1 亿m3的洪沟有1条，其余水系呈梳状泄于山前，在出山口不远的山前砾石带中渗漏消失。河流径流的年际变化较小，变差系数一般为0.2～0.4(据《新疆河流总径流量调查统计汇编》，区水文总站，1984年)。但年内变化极大，年径流量的70%以上集中在夏季，对农业生产有利，但春、秋季水量不足。地下水由南向北以潜流的形式集于车尔臣河。从出山口至且末县城大量河水沿河道渗漏，通过各级水利枢纽被引入到各级渠系，沿途渗漏和通过农业灌溉、绿化等方式补给地下水，成为地下水的主要补给源。

车尔臣河地下水流向基本与河流延伸方向一致。车尔臣河中下游地带按含水层类型可分为单一结构潜水和双层结构潜水-承压水。根据钻孔资料，山前库拉木勒克一带，水量较为贫乏，含水层岩性以卵砾石，粒径约为3～8 cm，潜水埋深198.07 m，单井涌水量为842.9 m3/d；库拉木勒克以北卵砾石粒径变小，潜水埋深为154.83 m，单井涌水量为2 154.95 m3/d；琼库勒乡附近，含水层岩性以砂卵砾石、中粗砂为主，结构松散，潜水埋深7.53～28.57 m，含水层厚度21.89～22.7 m，单井涌水量大于5 000 m3/d。多层结构地下水主要分布在且末县城以北沿车尔臣河2岸至塔提让镇东侧、呈条带状展布，以及西侧萨尔瓦敦开发区原故河道一带。潜水含水层岩性由卵砾石，向东北渐变为砂砾石、含砾砂、中粗砂，地下水下水埋深为1.0～2.5 m，富水性减弱；浅层承压水顶板埋深96～165 m，岩性为粉质黏土、粉土，厚度2～21 m。承压水水头与潜水水位接近，含水层厚度20～50 m。在灌区下游他提让乡地区，含水层以细砂与中细砂互层，地下水埋深在0.8～2.5 m，局部地下水溢出。河东恰瓦勒墩地区地下水埋深一般在1～3 m，蒸发浓缩作用变强，水质变差[11-19]。

2 样品的采集与测试

本次取样时间为7、8月份，样品布设和采样过程中参照《环境同位素分析水样采集》导则(中国地质调查局，2003年)、《同位素水文学》(顾慰祖，2011年)，共采集样品点68组(见表1)。分别沿河流方向及垂直于河流方向布设不同水体同位素取样点，揭示河水与地下水补排关系，地下水的补、径、排条件及不同含水层地下水间水力联系，探究研究区地下水补给来源。样品分布见图1。

表1 研究区地表水与地下水δD、δ18O、 T与Cl检测结果Tab.1 Values of δ18O 、δD、T and Cl of surface water and groundwater in the study area

水化学样品送至新疆地质矿产勘查开发局第一区域地质调查大队进行检测；使用0.5 L的高密度聚乙烯塑料瓶采集δD、δ18O、T水样并密封。其中δD、δ18O送至美国BETA实验室，由同位素质谱仪(Thermo Delta-Plus)测试，分析精度分别为±0.2%和±0.03%。样品T送至核工业北京地质研究院分析测试研究中心，样品经过蒸馏、电解富集后，通过超低本底液体闪烁谱仪(Quantulus 1220)来测试，分析精度为±0.5 TU。水样检测结果见表1。

3 结果与分析

3.1 大气降水同位素特征

在水循环过程中，大气降水同位素特征充当着“输入函数”这一角色，是分析地下水补给来源的基础。Craig最先发现水中δD与δ18O的相关关系，并提出了全球大气降水线方程GMWL：δD =8 δ18O+10，但是受地形与气候等因素干扰，局部地区大气降水线与其存在差异[20]。由于研究区缺少流域内大气降水同位素数据，所以本文选取离与研究区气候相似且最近的和田站及乌鲁木齐站2个国际原子能机构(IAEA)大气降水同位素监测站点的大气降水资料，采用最小二乘法拟合得到研究区当地大气降水线方程δD =7.497 1 δ18O+5.926 6(n=178,R2=0.952 6)，方程的斜率和截距都小于全球大气降水线的数值，客观反映出这一地区气候极为干旱，降水受二次蒸发作用影响。受西北内陆地区特殊的水汽循环模式对降水的影响，和田站δD和δ18O的加权平均值为-6.529 36%、-0.913 936%，乌鲁木齐站δD和δ18O的加权平均值-8.624 66%、-1.242 38%。

研究区降水多发生在南部高山区，降水量随季节变化不断波动，根据前人研究[23]，中国西北部降水稳定同位素δD～δ18O特征线为δD= 7.56 δ18O+5.05(n= 442,R2= 0.97)，与本次拟合当地大气降水线几乎重合，因此拟合结果对于且末县大气降水稳定同位素特征具有一定的代表性。

3.2 研究区采样点同位素特征

地下水的同位素组成特征包含了补给区和补给时期的信息，不同来源的地下水具有不同的同位素组成[21]。本次研究沿车尔臣河流向在不同地貌单元选取不同水体δD、δ18O、T的浓度特征(见表2)。

从出山口至且末县南阿热勒乡一带为山前倾斜平原区，共取地下水样8组，河水样1组。地下水δ18O和δD浓度范围为-0.934%～-0.84%和-6.712%～-5.505%，平均值为-0.899%和-6.075%。河水δ18O与δD 浓度为-0.935%、-6.165%。地下水T浓度范围为14.9～20.9 TU，河水T的浓度为18.1 TU。

表2 研究区样品同位素变化特征统计Tab.2. Isotopic variation characteristics of samples in the study area

研究区绿洲带主要位于河谷平原区，人口较为密集，农田分布较广。地下水按赋存条件分为潜水和承压水。其中潜水样39组，δ18O，δD浓度范围为-1.102%～-0.6%与-7.9%～-4.854%，平均值为-0.945%和-6.441%。承压水有2组，δ18O与δD浓度分别为STKD4(-1.07%，-7.38%)，STKD9(-1.01%，-6.88%)，平均值为-1.04%、-7.13%。河渠水样9组δ18O与δD浓度范围-0.976%～-0.800%、-6.683%～-5.277%，平均值为-0.710%和-5.176%。河岸附近潜水样T含量为13.1～29.3 TU，距离河流2岸7～15 km处钻孔潜水样及承压水样T值小于1.3 TU;河水T值为13.5～17.2 TU。

勒克库木以东至依木拉克吐克依风成沙漠地带，地下水δ18O与δD浓度范围为-1.000%～-0.787%、-6.900%～-5.401%，平均值为-0.935%，-6.374%。河水δ18O与δD浓度范围为-0.766%～0.093%，-5.81%～-0.50%，平均值为-0.153%、-2.751%，表明河水受到了强烈的蒸发影响。地下水T含量除B6、B1点T含量分别为9.9、8.3 TU外，其他钻孔水样均小于1.3 TU;河水T值为10.9～18.6 TU。

3.3 地下水补给来源识别

研究区全年降水稀少，蒸发量大，降水对流域中下游地下水的补给量极少。在不同地貌单元，地下水受地质条件、水文地质条件及人为条件限制，存在不同的补给来源。

(1)山前倾斜平原区。河流到出山口后，河床加宽，河床质为巨大卵砾石，河水垂直入渗补给地下水。河水与潜水δD、δ18O浓度均较低，平均值相近，取样点偏离当地大气降水线多位于其左上方，其中潜水δD、δ18O沿δD潜= 6.3 δ18O-4.4分布(见图2)，表明补给源区位于海拔高的高纬度地区。根据实际调查，研究区南部为高山区，全球平均δ18O高程梯度每100 m为-0.025%,计算结果该断面地下水平均补给高程为3 600 m以上, 可能接受南部高山区降水及冰、雪融水补给。沿河流方向地下水 δ18O值逐渐增高，反映蒸发引起同位素分馏导致δ18O富集。A02点δD值较低，其位于灌区南部边缘，推测A02点局部受人为影响导致δD偏低。河水与地下水T浓度值接近且较高，表明山区现代降水或冰川雪融水通过出山地表径流补给地下水的特征,交替更新较快(见图3)。

图2 山前倾斜平原区采样点δD、δ18O关系Fig.2 Relationship between sampling points δD and δ18O in piedmont slope plain

图3 地表水与地下水T值随深度的变化Fig.3 Changes of T values of surface water and groundwater with depth

(2)河谷平原区。河渠水与地下水δD、δ18O值基本落在大气降水线左上方，大部分地下水点落在河渠水范围内，可以构成相关程度很高的混合线(见图4)，表明此段地下水与河渠水联系较为紧密[22]，河水A22、B32、B19水样 T含量与附近潜水点A15、B16接近(见图3)，推测地下水部分补给来源于河渠水。机民井潜水、钻孔潜水δD、δ18O分别沿δD机= 5.4 δ18O - 13.2、 δD钻= 6.6 δ18O-1.57分布。通过野外实地调查，在绿洲带内2010年以后有大量新成机民井用于当地生产、生活，人们修建水渠，抽取大量地下水进行农业灌溉。根据樊自立[10]有关车尔臣河灌区研究，农业灌溉和生态用水各占水资源总量的一半，因此地下水接受了大量渠系引水及农田灌溉回水的入渗补给。根据钻孔资料，该段地下水位埋深1～4 m，取样时间是7、8月份，灌溉水入渗蒸发强烈，使得部分近地表水体取样点同位素值偏高。承压水与附近钻孔潜水点远离河流两岸，附近人为活动较少，δD、δ18O值偏低且较为接近。根据钻孔水样计算深层地下水平均补给高程为4 000 m以上，大部分地下水点均位于当地雨水线左上方，表明补给源区位于南部山区而非当地大气降水，地下水接受相对较贫重同位素的高山区降水及冰、雪融水补给。图3中河流2岸潜水点A15、B16与B27与上游STK1、STK8 号潜水点T含量均在13.0～15.5 TU，地下水可能接受上游含水层侧向径流补给；承压水与附近钻孔潜水T值小于1.3 TU，反映地下水受到高海拔水源的早期补给且更新速率较慢。

图4 河谷平原区采样点δD、δ18O关系Fig.4 Relationship between sampling points δD and δ18O in the valley plain

(3)风成沙漠区。由于蒸发作用强烈，该亚区河水δD、δ18O浓度出现正值，位于当地大气降水线下方，δD、δ18O值沿蒸发线δD河= 5.07 δ18O-19.76分布(见图5)。地下水埋深较浅，但沿河流方向钻孔潜水δD、δ18O、T值相比中游出现异常，突然变低，采样点极为接近当地大气降水线，同时经计算该段地下水平均补给高程为3 700 m以上，该段深层地下水与河谷平原区深层地下水T值均低于1.3 TU，表明补给源区相同，由此推测地下水是由少量大气降水与源于南部高山区的大量古水混合补给。

图5 风成沙漠区采样点δD、δ18O关系Fig.5 Relationship between sampling points δD and δ18O in eolian desert area

3.4 δ18O-Cl关系的指示

流域水的δ18O-Cl关系进一步说明地下水的补给来源(见图6)。在山前倾斜平原区，地下水的δ18O值和Cl浓度偏低,其中Cl值为32.6～178.49 mg/L, 平均值为107.62 mg/L，δ18O平均值为-0.894%；河水Cl值为 109.18 mg/L，δ18O值为-0.935%。河水与地表水点值较为接近,表明为出山河水快速补给。

图6 研究区采样点δ18O与Cl关系Fig.6 The relationship between sampling points Cl and δ18O in the research area

沿河流流向，河谷平原区地下水和河渠水的δ18O、Cl值受蒸发影响逐渐增大，且地表水与地下水δ18O大部分位于同一范围内，反映2者水力联系密切，地下水可能接受河渠引水灌溉补给；地下水Cl浓度相比河渠水变化较大，这表明在该段地下水径流缓慢，水岩相互作用充分，溶滤作用较强，导致Cl离子含量偏高，相反河渠水径流速度较快，Cl值未发生较明显变化；承压含水层距河流2岸较远，δ18O值和Cl浓度均低于附近潜水,可能存在深部地下径流，承压水接受山前地下水的侧向径流补给。

风成沙漠区受蒸发作用明显，河水δ18O与Cl值突然增大。但是该区潜水δ18O与Cl浓度较塔提让地区反而偏低, δ18O值更与承压水接近，由此推测该段地下水与上游深层地下水存在相同补给源区，接受南部高山区冰、雪融水补给。

4 结 论

(1)由于研究区内没有监测站，本文选取和田与乌鲁木齐2个GNIP站点的多年大气降水同位素数据，采用最小二乘法拟合出当地大气降水线方程LMWL：δD =7.5 δ18O+5.9 (n=178,R2=0.952 6)，将有利于该地区地下水循环的进一步研究。

(2)地下水径流方向与河流流向一致。山前倾斜平原区河水垂直入渗，地下水水平径流强烈；河谷平原区地下水相对于河水，径流迟缓，水岩相互作用充分，溶滤作用较强；沙漠区蒸发强烈，地下水埋深较浅，以垂直蒸发为主，地表水重同位素富集。

(3)不同地貌单元的地下水存在相同的补给源区----南部高山区。冰川雪融水及高山降雨通过汇集地表径流沿途垂直入渗及地下潜流补给研究区地下水。

(4)河谷平原区绿洲带受人为及自然地理因素影响，地表水与浅层地下水发生混合，地下水还受到了河渠水、农田灌溉回水的渗漏补给，承压含水层重同位素贫乏，接受山前含水层侧向径流补给；沙漠一带地下水同位素接近承压水点，δD、δ18O值接近当地大气降水线，地下水还受到了少量局部大气降水与古水混合补给。