巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析_陈建生

2003年12月

　　　　　　　　　

24卷6期:497-504AC TA

地　球　学　报Dec . 2003

　　　　　　　　　24(6) :497-504GEOSCIEN TICA SINICA

巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析

陈建生　凡哲超　汪集

1)

1)

2)

　顾慰祖　赵　霞

1) 1)

(1) 河海大学, 江苏南京, 210098; 2) 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京, 100029)

摘　要　本文通过环境同位素水化学等分析方法研究了祁连山北侧、龙首山、巴丹吉林沙漠、古日乃、拐子湖和额济纳盆地的

泉水和井水的来源, 揭示了巴丹吉林沙漠等下游地区的地下水来自于祁连山降水的补给, 平均补给高程为3300m , 祁连山顶部存在大片裸露的灰岩地层, 雪水融化后沿着喀斯特地层或山前大断裂补给到深部, 穿过龙首山直接补给到巴丹吉林沙漠及其下游地区, 在沙漠湖泊中发现的钙华与钙质胶结证明地下水经过了石灰岩地层, 承压水通过越流补给到浅部含水层, 通过蒸发量计算得到的地下水补给量接近6×108m 3/a , 承压水中地下水的年龄为20～30a 。关键词　巴丹吉林沙漠　钙质胶结　环境同位素　承压地下水　湖泊

Isotope Methods for Studying the Replenishment of the Lakes and Downstream

Groundwater in the Badain Jaran Desert

CHEN Jiansheng 　FAN Zhechao 　WANG Jiyang 　GU Weizu 　ZHAO Xia

1)

1)

2)

1)

1)

(1) Hehai Un iversity , Nanjing , Jiangsu , 210098; 2Institu te of Geol ogy and Geophysics , CAS , Beijing , 100029)

A bstract 　I n this paper , the sources of spring wa ter and well water on the no rthern side of the Qilian M ountain and in Lo ngshou M ountain , Badain Jaran Desert , Gurinai , G uaizi Lake and Ejina Basin are studied by the methods of environmental iso topes and w ater

chemistry . T he g roundwater in dow nstream areas such as Badain Jaran Deser t is found to be recharged by the precipitation of the Qi -lian M ountain , with the average recharge elevation being 3300m . Lots of naked limestone lay ers ex ist at the top of the Qilian M oun -tain . The melted snow water of the Qilian M ountain infiltrates into the deep lay er , passes through the karst strata o r large faults in f ro nt of the mountain , and directly recharges Badain Jaran Desert and its downstream areas via the Long shou M ountain . T he calcare -ous cement and travertine found in the lakes of the desert prove that the groundw ater passes through the limestone layer . Confined w ater recharges the shallow aquifer by means of leakage . T he calculation of the evapora tio n amount show s that the groundw ater recharge volume is six hundred million cubic meters per year , and the age of the confined g roundwater is 20～30y ears . Key words 　Badain Jaran Desert 　calcareous cement and traver tine 　environmental isotope 　co nfined groundw ater 　lake

　　通过稳定同位素、水化学、水文地质等方法进行的额济纳盆地与古日乃草原地下水的补给源调查研究已经取得了初步的成果:调查研究中发现额济纳盆地的地下水与巴丹吉林沙漠的地下水同出一源, 是由巴丹吉林沙漠补给到古日乃和额济纳盆地的, 而且与黑河水不存在相关关系。研究发现, 额济纳盆地与古日乃草原存在多含水层结构, 额济纳盆地承压水的水头高出潜水位约60m , 承压水通过越流补给潜水。在国际原子能机构的支持下, 研究中对巴丹吉林沙漠及其周边地区的承压地下水中的同位

183

素δD 、δO 、H 、CFC (氟里昂) 、温度、电导、水化学进行了测试, 并做了钻孔中人工同位素测定地下水

流速、流向等试验。通过试验与分析初步确定了承压地下水的来源、补给量和补给通道等, 为进一步的深入研究奠定了基础。此次工作通过水-岩相互作用和CFC 证据, 确认额济纳盆地地下水的补给年龄只有30a 左右, 是完全可以开发利用的。

1　祁连山、巴丹吉林沙漠、拐子湖、古

日乃水文地质概况

　　祁连山主要是由前寒武纪变质岩系、早古生代这两个时期的各种变质岩系构成。前寒武纪期间, 祁连山曾作为原始古地台的一部分与华北台块联成一个整体。震旦纪初开始下沉, 形成NWW —SEE

本文由国际原子能机构TC 项目“河海大学院士基金项目”资助。责任编辑:宫月萱。第一作者:陈建生, 男, 1955年生, 教授, 博士, 博士生导师, 主要从事同位素水文学, 渗流理论与探测技术研究; E -mail :j schen @hhu . edu . cn 。

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的向斜, 并与阿尔金山震旦纪海相通。寒武纪初期, 这个向斜块断上升而形成古祁连山, 其南北两侧成为早古生代向斜。加里东运动早期, 北祁连块断的向斜开始迥返, 晚期, 这个地槽普遍迥返并发生强烈褶皱作用。以垂直上升和断裂为主的华力西运动, 造成了早生代地层的隆起和凹陷。华力西期以后, 祁连山就再未遭受海侵。自中生代以来, 祁连山区一直以NWW —SEE 方向的块断运动占优势, 白垩纪末尤盛。这种断裂最后导致狭窄地垒式山岭和宽广地堑式谷地相间的地形。与此同时, NE 走向的构造线活动也很频繁。因此, 许多山间盆地呈菱形, 若干大河谷实际上由一连串菱形盆地组成。第三纪末, 古祁连山基本上已被夷平, 深部寒武纪等岩石裸露于地表, 其中有大量的灰岩地层(图1) 。第四纪期间, 祁连山同整个青藏高原一起经历了阶段性的大幅度整体上升, 山体又获得了巨大的高度, 致使山区河谷发育多级阶地(兰州冰川冻土研究所, 1985) 。寒武纪等古老的灰岩暴露在祁连山走廊南山和老龙岭一带冰雪覆盖的区域, 在山前有数条EW 向的深大断裂, 研究发现这些断裂仍在活动(史基安等,

1999) 。最新的同位素数据显示, 巴丹吉林沙漠及其

下游的地下水都是来自祁连山顶部附近的雪水, 在祁连山老龙岭、南山走廊的雪水融化后并没有形成径流补给到黑河, 而是直接渗入至灰岩地层或通过山前的深大断裂汇入灰岩溶蚀层, 因为黑河水和形

18

成径流的雪山融水的δO 、δD 的值都偏大, 平均为

18

-8‰和-50‰,缺少雪山顶部的融水补给(δO 和δD 在-10‰和-80‰以上) 。

在祁连山与龙首山之间是河西走廊, 黑河为发源于祁连山的内陆主要水系之一。龙首山、合黎山、北大山的北边就是著名的巴丹吉林沙漠。巴丹吉林沙漠位于阿拉善高原, 海拔1000m 以上, 境内包括巴丹吉林、腾格里和乌兰布和三大沙漠, 其中巴丹吉林沙漠的面积最大, 接近5×104km 2, 高程在1200～1700m , 是中国的第三大沙漠, 以世界上最高的沙丘著称, 沙山的高程平均超过300m , 最高的达到500m , 在高大沙山之间存在144个湖泊, 湖泊的水域面积达到了33km 。沙漠及其以北的降雨量稀少, 仅为39mm /a , 蒸发量超过了3000m m /a , 仅湖泊群表面的蒸发量就高达108m 3/a ,

最大湖泊

2

图1　祁连山走廊南山和老龙岭一带大片灰岩裸露及山前深大断裂示意图

Fig . 1　A sketch o f naked limestones and deep big fault in front of Qilian Mountain at Z oulangnanshan M ountain and Laolong Ridge

1-硅质岩及灰岩(中早寒武世黑茨沟组) ; 2-基性、中基性火山熔岩夹薄层板岩及灰岩(早奥陶世阴沟组) ; 3-碎屑岩夹泥岩、泥灰岩(早白垩世新民堡群下沟组) ; 4-变凝灰质砂岩夹硅质岩和结晶灰岩(黑茨沟组) ; 5-白云质灰岩(蓟县纪花石山群克素尔组) ; 6-白云质灰岩、

硅质灰岩、局部角砾状灰岩、碎屑泥灰岩(五个山组) ; 7-板岩夹灰岩(中堡群) ; 8-浅变质中基性-中酸性火山岩夹厚-薄层灰岩、角砾状灰岩、泥灰岩(扣门子组) ; 9. 中基性-中酸性火山岩夹灰岩(晚奥陶世扣门子组) ; 10-砂岩夹泥灰岩(大红山组) ; 11-上部灰岩;

下部粉砂岩夹泥灰岩(早石炭世臭牛沟组) ; 12-粉砂岩夹灰岩、泥灰岩(臭牛沟组) ; 13-粉砂岩、板岩夹灰岩、泥灰岩(泉脑沟山组) ; 14-河流; 15-断层

1-s il icate l imestone ; 2-basic volcanic rock and paper slate and l imestone ; 3-clastic rock and argill aceous limestone ; 4-tuff s andstone and silicate rock and crystal l imestone ; 5-dolomite ; 6-dolomite , s il icate l imestone and l ocal gravel l imestone , clastic argillaceous limestone ; 7-sl ate and limestone ; 8-limestone , gravel and argillaceous limestone ; 9-volcanic rock and limestone ; 10-sandstone and argillaceous l imestone ; 11-l imestone ; dusty sandstone and argillaceous limestone ; 12-farinose s andstone , limestone and

-, s late and l imestone ; 14-; 15-

第6期　　　　　　　　　　　　陈建生等:巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析499

的面积为1. 5km 2, 水深为16m 。在沙漠的西北部是古日乃草原, 地面高程900～1000m , 曾经为古日乃湖, 面积达到800km , 近年来由于温室效应全球温度变暖, 大湖泊已经被蒸发消失, 留下了将近200个小湖泊。古日乃草原在20世纪70年代以前3～4a 一场透雨, 70～90年代是10a 一场透雨, 但自1990年至今没有下过一场透雨, 零星的降雨很快就被蒸发, 对地下水根本没有贡献。在沙漠边缘北部是拐子湖, 地面高程900m 左右, 90年代以后拐子湖就基本消失了, 仅留下了一些小湖泊, 在这些湖泊中都存在上升泉。在拐子湖和古日乃地区没有地表径流, 完全依靠地下水, 地下水位都在地表下1～2m , 每年1～4月份地下水位上升1～2m , 而7～12月份水位低, 水位受蒸发影响的趋势十分明显。

长期以来, 人们始终认为祁连山的降水形成径流后都汇入了黑河, 龙首山是天然的隔水边界, 黑河是额济纳盆地唯一的补给水源, 认为额济纳盆地的地下水也是来自黑河水的渗漏补给。由于黑河水与巴丹吉林沙漠中湖泊中的水在同位素组成上完全不同, 所以排除了黑河水补给到巴丹吉林沙漠的地下水的可能性(顾慰祖, 1998) , 另外, 对于湖泊、承压地下水、上升泉与高大沙山之间是否存在必然的联系也没有进行深入的研究。在巴丹吉林沙漠湖泊中存在很多的钙华, 有的钙华直径达到了10m , 形成了湖中的一个小岛, 而且在古老沙丘上发现了在不同年代形成的多层钙质胶结, 杨小平(2000, 2002) 通过

4

钙质胶结的不同年龄, 推断了近3×10a 来沙漠中雨量的变化, 提出了钙质胶结表明该沙漠地区曾有过4次比现代湿润的时期。但通过研究发现钙华和钙质胶结与地下水作用有很大的关系, 和沙漠曾出现过湿润时期这一说法有些相悖。

2

上, 其中有些值偏离了雨水线, 落在雨水线的左上方, 这是由于两种化合物之间存在某种同位素交换, 推断有两种可能性。

(1) 可逆的化学平衡(陈仁升等, 2002) , 如:

H 16气态) +H 18液态) H 18气态) +H 16液态) 2O (2O (2O (2O (

(1)

(2) 蒸发/冷凝可逆的物理过程:

1816161816

C 16O 2+H 182O H 2C O O C O O +H 2O

(2)

这两种平衡分馏都可造成水中18O 的贫化, 使18δO 向负方向漂移, 出于这种原因黑河上游水中的δO 和δD 很离散, 偏离了全球雨水线(图3) , 而上

18

游河水中δO 的离散性也造成了中下游黑河附近

18

地下水中δO 和δD 的离散。下游额济纳旗地下水的部分水样点落在雨水线附近, 这部分地下水是由黑河渗漏补给的, 部分点偏离了雨水线, 显然是蒸发引起的。额济纳旗地下水水样中有些点已经偏离雨水线很远, 这些水与黑河水基本上不存在相关关系, 而与巴丹吉林沙漠拐子湖、龙首山部分泉水同源, 因为这些水的氚值比河水低许多。采用氚结合CFC 计算出其补给年龄在20～30a 之间。

分析结果发现, 祁连山北侧山前的霍城、山丹、梧桐泉、折寨子、新华农场、白杨沟、张苏公路、苗木

18

一带的泉水和井水的δO 与δD 都与黑河水中的完全不同, 水中的δD 值明显低于黑河水, 按照每100m 高程δD 增加2‰的本地高程效应来计算, 这些水的补给高程比黑河水的平均补给高程高650m ; 位于龙首山的部分泉水与祁连山山前的泉水属于同一水源, 部分泉水受到了蒸发影响, 分析发现部分巴丹吉林沙漠的泉水也来自相同的补给, 其中北武当山泉、北大山泉的蒸发量最小, 补给高程比黑河水高900～1050m , 根据分析结果推测祁连山前泉水、龙首山泉水、部分巴丹吉林沙漠泉水和部分额济纳盆地承压水都是来自祁连山前深大断裂渗漏水的补给。将落入该区域的水做出回归线, 该回归线的方程为

18

δD =6. 1×δO -30. 5(3)

这正是一条蒸发线, 参见图3中的蒸发线1, 发现所有祁连山前的泉水和龙首山的泉水基本上都落在了这条蒸发线附近, 说明在河西走廊盆地深部的基岩中存在强渗漏带, 祁连山前深大断裂构造上部附近的雪水并没有补给到黑河, 而是顺着断裂构造补给到深部的透水性较强的基岩中, 穿过了龙首山补给到巴丹吉林沙漠及其下游地区。龙首山出现的很多泉就是该渗漏水的出露点, 这些泉水的特点是冬暖夏凉, 泉水量稳定且不受局部地区干旱的影响。

18

2　环境同位素与水化学分析

为了证实巴丹吉林沙漠中的湖泊以及下游地区的承压地下水来自于祁连山降雪的补给, 对祁连山区、黑河、石羊河、阿拉善右旗、河西走廊盆地、龙首山、合黎山、金塔、酒泉、鼎新、古日乃、拐子湖、额济纳盆地、雅干、乌力吉、雅布赖山、金昌等进行了实地考察, 采集了水样和岩石标本, 并对水中的温度、电导、溶氧等参数进行了现场测试, 并选择了18个观测孔进行了人工同位素示踪来测定地下水的渗透流速、流向、垂向流等参数。采集了泉水、湖水和井水样, 水样的采样点参见图2。图3分析了水中的稳

18

定同位素δO 和δD 。

18

黑河水中的δO 和δD 基本落在全球雨水线

500地　球　学　报2003年

图2　祁连山雪水通过灰岩地层穿过龙首山补给达到巴丹吉林沙漠以北下游盆地以及取样点分布示意图

Fig . 2　Distribution of sampling points and the snow water of Qilian M ountain which recharg es

Badain Jaran Desert and its nor thern downstream basin passing through limestone stra tum and Long shou M ountain

1-国界; 2-荒漠平原; 3-古湖盆地; 4-准平原; 5-山地; 6-河流; 7-地下水流向; 8-采样点

1-national bound ; 2-desert pl ain ; 3-ancient basin ; 4-para -plain ; 5-mountains ; 6-river ; 7-current of underwater ; 8-sample

sit

图3　巴丹吉林沙漠及其周边地区的地表水、泉、井水和18

降雨中的δO 和δD 之间的关系

18

Fig . 3　T he δO -δD relation in precipitation , surface water , spring and well w ater in Badain

龙首山前的断裂构造促使这些泉水溢出(图1) , 灰岩层位于石炭系破碎板岩层的深部, 上部石炭系破碎带的渗漏, 因其渗透性小, 地下水年龄相对较长, 泉的流量都很小, 泉附近未发现碳酸钙沉积。

古日乃、拐子湖部分巴丹吉林沙漠湖泊中的泉水或地下水以及额济纳盆地、乌力吉的井水或自流

18

井的δO 与δD 落在另一条蒸发线的附近(图3中的蒸发线2) , 在该区域降水的补给高程比黑河水更高, 应该位于雪山顶附近。工作中在祁连山走廊南山和老龙岭附近发现了大片裸露的寒武纪、奥陶纪和志留纪的含灰岩地层, 推测雪水融化后直接渗入了这些灰岩地层, 并穿过龙首山补给到巴丹吉林沙漠、古日乃、拐子湖和额济纳盆地一带。

第6期　　　　　　　　　　　　陈建生等:巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析501

层, 巴丹吉林沙漠、拐子湖、古日乃和额济纳盆地的地下水基本上都是经过这一层渗漏的, 巴丹吉林沙漠中湖泊群、古日乃、拐子湖的上升泉以及索果诺尔(东居延海) 的自流井都应该在该渗漏通道上。巴丹吉林沙漠在高大古沙丘上发现了钙质胶结, 在湖泊中发现了钙华, 显然上升泉水经过了灰岩地层, 水中的CO 2与灰岩中的CaCO 3发生了化学反应

-CO 2+CaCO 3+H 2O Ca 2++2HCO 3(4)

结可以推定:沙漠中的地下水主要来自于祁连山顶

附近的降雪, 雪水融化后直接渗入灰岩地层向下游补给, 穿过了龙首山(图1, 图2) 。

通过水化学分析(图4) , 可以清楚地看到, 巴丹

-吉林沙漠湖泊上升泉中Na +、Cl -、SO 2等离子的4

浓度最低, 拐子湖和古日乃较沙漠湖泊中的高, 额济纳盆地最高, 显然地下水是从巴丹吉林沙漠补给到下游的, 工作中还取了石羊河流域金昌的井水, 水中

-2+

的SO 2等离子的含量明显高于沙漠湖泊中4、Ca 的泉水, 所以石羊河流域的地下水不是巴丹吉林沙漠湖泊的补给源。实际上, 从水位分布也可以清楚地看出, 巴丹吉林沙漠湖泊区的地下水位高于古日乃、拐子湖和额济纳盆地, 补给趋势十分明显。当承

-压地下水出露地表时, 水中压力减小促使HCO 3分解, 放出CO 2气体并产生碳酸钙沉积, 水中的pH 明显升高, 巴丹吉林沙漠及其下游的地下水都偏碱性也符合这种水-岩相互作用机理

。

该反应是可逆的, 当压力增加或温度下降, CO 2

对CaCO 3的溶解度增加, 反应从式(4) 的左边向右边进行; 当地下水涌出地面后, 水压力降低或温度升高后溶解度也降低, CO 2释出同时产生碳酸钙沉积, 反应从(3) 式的右边向左边进行, 钙华和沙丘中的钙质胶结就是逆反应。

根据图3蒸发线2计算出的降水高程应位于雪山顶附近, 而据在雪山顶附近发现的大面积灰岩连同巴丹吉林沙漠湖泊中发现的钙华和沙丘的钙质胶

图4　巴丹吉林沙漠、古日乃、拐子湖、额济纳盆地泉水或地下水中各种离子浓度分布趋势图

Fig . 4　T he distributing trend of all kinds o f io ns ' s co ncentration in spring w ater o r

g roundwater of the Badain Jaran Desert , Gurinai , Guaizi Lake , and Ejina Basin

3

3　H 、CFC 及14C 测定地下水的年龄

通过测定地下水中的3H 、CFC (氟里昂) 及14C 来研究地下水的年龄, 对于承压地下水可以采用活塞模型进行地下水年龄的计算:

t T 1/2N 0

ln 1

(5)

式中, T 1/2为放射性物质的半衰期; N 0为降水

初期水中某种天然放射性的强度; N 1为经过t 时间

3后下游的承压地下水中剩余的这种放射性强度。H

是一种理想的地下水示踪剂, 因为H 本身就是组成

3

水分子的原子, H 的运动完全可以代表水的运动, 加上3H 是放射性物质, 可以自发地产生β衰变, 其

3

502地　球　学　报2003年

半衰期是12. 43a 。1950年以后, 美国和原苏联在大气层中进行的核试验曾使大气中的3H 的含量大幅度增加, 1963年在北半球降水中H 浓度达到

3

6000TU 。虽然现在地下水中H 浓度受到核试验的影响已经较小, 但在西部地区地表水中的3H 值仍然很高。通过3H 计算出祁连山、龙首山、巴丹吉林沙漠、古日乃、拐子湖及额济纳盆地泉水及地下水的年龄(表1) , 地下水的年龄在11～62a 之间, 甜水井、北大山山泉、古日乃、拐子湖和苏南巴润吉林等地下水的年龄超过82a , 但分析后可以发现, 所有这些水样都来自浅层水, 都是深层地下水越流补给到浅层的结果, 因为冲洪积层中有很多层渗透性很小的粘土层, 越流补给的速度非常慢。

索果诺尔自流井中的3H 从2002年7月的7. 6TU 上升到目前的16. 4T U , 而雅干的3H 值达到56. 4T U , 因为以前计算该区地下水的年龄为30～40a , 目前出现的高值应是核试验期间降水的补给。C 也是一种自发衰变产生β射线的放射性物

14

质, 半衰期为5730a , 一般用C 测定年龄较长的地下水。理想的示踪剂应该是在运动过程中不发生水化学反应, 但在石灰岩地区, CO 2溶解石灰岩后将发

14

3

生如下平衡反应:

14

--CO 2+H 2O +Ca 12CO 3=Ca 2++H 14CO 3+H 12CO 3(6)

这个反应是可逆的, 当地下水压力降低或温度升高时, 可能发生如下逆反应(平衡分馏) :

Ca

122+

+H CO 3+H CO 3=

14-12-

CO 2←+H 2O +Ca 14CO 3↑

12

14

(7)

在逆反应时CO 2比CO 2更容易形成, 由此造成水中14C 的减少, 在巴丹吉林沙漠湖泊中发现的钙华就是这种逆反应的产物。通过测定钙质胶结中的14C 确定地下水的年龄也是基于上述反应, 所以在喀斯特地层中, 14C 不是测定地下水年龄的理想示踪剂, 用C 来测定地下水的年龄将可能造成地下水的年龄偏大。

在黑河上游水库中测到的14C 为62pmc , 但在下游额济纳盆地地下水中测定到的14C 的含量为20pmc , 根据这些值计算出的地下水的年龄可以达到1×104a , 这显然与3H 的结果相差2～3个数量级。前人大多没有从14C 循环过程中的水-岩相互作用分析, 误解为地下水是古老水与年轻水混合的结果, 认为C 含量少“证明”是古老水, H 含量高“证明”存在年轻水的混入。

14

3

14

表1　泉水、地下水、井水与河水中的氚及地下水年龄分布

Ta ble 1　Distribut ion of the age of groundwater and 3H in spring water , groundwater , well water , and river water

地点

甜水井(北大山南)

北大山山泉古日乃农家拐子湖(潜水) 巴丹吉林庙(圣泉)

金昌(深井) 诺尔图泉(巴丹) 毛日图泉(巴丹) 额济纳旗井夏日浩勒井(巴丹) 拐子湖阿拉滕敖包呼都格吉林井(巴丹) 额济纳旗承压水额济纳旗承压水依克尔呼都格湖(巴丹)

拐子湖井古日乃农家泉额济纳旗承压水过大青山民宅芦泉山泉水额济纳旗承压水古日乃农家拐子湖自流井

T /T . U

t /a >82. 6>82. 6>82. 6>82. 6>82. 6>82. 662. 462. 056. 851. 148. 447. 845. 341. 340. 039. 539. 338. 036. 633. 132. 932. 331. 5

地点古日乃牧民家井水山丹县位奇镇东湾村

额济纳旗潜水山丹县位奇镇东湾村

额济纳旗潜水包日桃日改湖(巴丹)

拐子湖自流井北武当山泉古日乃边防站深井

右旗水库面高崖北山碱泉子巴丹吉林庙(泉) 古日乃(边防站井) 拐子湖(泉水) 拐子湖乌兰布拉格泉张掖农场观测井(22#)

拐子湖农家井水索果诺尔自流井北大山山泉(井水) 平川金龙公司一工程

额济纳旗井水谢家山中河水(民乐)

庙沟水库水

T /T . U 8. 79. 310. 510. 911. 011. 612. 313. 714. 514. 614. 615. 015. 115. 515. 715. 916. 116. 416. 517. 319. 020. 420. 5

t /a 31. 430. 228. 127. 327226. 225. 223. 322. 222. 12. 2. 121. 621. 421. 120. 820. 620. 320. 019. 919. 01. 416. 116. 0

地点石岗墩(民乐) 额济纳旗承压水元山子井(高台) 乌力古井水梧桐泉(高台) 古日乃泉水额济纳旗潜水霍城西湾湖(民乐) 额济纳旗潜水老洼泉(高台) 扬寨子上升泉(民乐) 罗城黑河桥下黑河水

额济纳旗潜水张肃公路67+300泉

额济纳旗潜水梧桐图(泉) 额济纳旗额济纳旗额济纳旗潜水张掖新华农场抽水井大河峡水库(肃南) 白杨沟门(肃南)

雅干

T /T . U 20. 921. 021. 323. 523. 824. 825. 026. 127. 029. 229. 331. 832. 032. 733. 033. 436. 036. 041. 045. 049. 949. 956. 4

t /a 15. 615. 615. 313. 613. 312. 612. 411. 711. 09. 79. 68. 18. 07. 67. 57. 35. 95. 93. 63. 60. 10. 1核爆

第6期　　　　　　　　　　　　陈建生等:巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析503

　　在正义峡到鼎新之间的潜水中的14C 浓度甚至在120pmc 以上, 该区位于额济纳盆地东西向斜的外缘, 属于单含水层结构, 深部的灰岩地层没有受到地下水的侵蚀, 地下水基本上是由上游顺着冲洪积层补给到下游的, 这一带在孔中进行的人工示踪试验测定到的渗透流速在0. 2～1. 0m /d , 实际流速一般在1～5m /d , 北半球大气中14C 的浓度在核试验期间增加了一个数量级, 1963年水中C 的浓度最高达到了1000pmc 。可以将14C 的峰值作为事件示踪剂, 则鼎新附近地下水的补给时间应在核爆炸后, 因为中国在大气层中进行的核爆炸集中在1964～1975年, 该区地下水的年龄应该在30～40a 之间, 水中同时测定的H 为8TU , 计算得到的年龄是37a , 二者基本上是吻合的。

为了进一步证明地下水中的14C 在运动过程中由于发生了水-岩相互作用而减少, 采用了国际原子能机构推荐的CFC (氟里昂) 作为事件示踪剂测定地下水的年龄。CFC 是一种人工合成的有机化合物, 无自然形成物, 有CFC11、CFC12和CFC113三种类型, 它们在大气中出现的时间和释放到大气中的浓度各不相同, 1920年以后开始向大气层中释放, 它们的输入函数单调递增, 在某一定时刻3种CFC 的浓度不同, 正是利用了这种事件示踪方法来测定地下水的年龄。在额济纳盆地、古日乃及中游地区测定到的地下水的年龄与3H 基本上相同, 某些情况下CFC 的年龄偏大。尤其是在索果诺尔自流井中仅测到一种CFC11, 地下水的补给年龄为在1940年以前, 比3H 的年龄长, 这是由于地层对CFC 有弱吸附作用, CFC 的运动速度要滞后于H 。但如果假定该水是古老水与年轻水的混合, 则测定出的几种CFC 应该符合现代大气中的比例关系, 即可同时测出其他CFC12和CFC113。这就证实了14C 的减少的确与水-岩相互作用有关, 不能采用C 直接计算出地下水的年龄。

143

3

14

图5　巴丹吉林沙漠湖泊群分布及地下水的补给示意图Fig . 5　A sketch show ing the recharg e of g roundwater and

the distribution of lakes in the Badain Jaran Deser t

18

计算出的地下水量不少于6×108m 3/a , δD 、δ

O 同位素分析已经证实, 在龙首山、祁连山前等出现的上升泉的水就是该强渗漏带补给的。固定的高大沙丘山脊部约半米深度就是潮湿状, 巴丹吉林沙漠及其下游地区属于极干旱地区, 多年平均的降雨量仅39mm , 蒸发量超过3000mm , 降雨根本不可能形成地下水, 工作中于7月初的清晨在湖泊边的芦苇等植被和沙漠表面都没有观察到凝结水, 所以凝结水也不可能形成地下水。

在古老沙丘上观察到钙质胶结, 胶结物质以碳酸钙为主, 其厚度差别甚大, 地层的胶结层最厚, 厚度为20～40cm , 个别地方达60cm , 中间层10～20cm , 而最上层胶结面则是由多层中间夹沙的2～8mm 薄层胶结组成(图6) , 14C 测定钙质胶结的年龄为31000～2000a 之间(杨小平, 2000) 。在湖泊中发现了钙华, 有些钙华的直径达到10m 。

实际上巴丹吉林沙漠在每个大湖泊旁边都存在高大的沙丘, 但在湖泊群中低矮沙丘的附近没有高大沙丘发育, 所以大量涌出的泉水对沙丘的发育起到了极为关键的作用。沙漠中最大湖泊的面积为1. 5km 2, 每年的蒸发量超过5×106m 3, 从而可以推算出泉的涌水量约为170L /s , 与湖泊相邻沙丘中泉的涌水量也是同一个数量级, 当然沙丘的蒸发量要远远小于湖泊, 所以可以在高大沙丘底部边缘上观察到下降泉, 这些所谓的下降泉还是来自于地下水, 4　巴丹吉林沙漠湖泊水来自于祁连山

雪水的补给

　　由于在巴丹吉林沙漠存在丰富的地下水, 该地下水来自于祁连山雪水的补给, 寒武纪、奥陶纪和志留纪的灰岩地层中存在由溶洞构成的强渗漏带, 该渗漏带穿过了龙首山底部直接补给到巴丹吉林沙漠, 沙漠中的两处湖泊群正是灰岩强渗漏带经过的地区(图5) , 由于风化作用灰岩和石炭系板岩(破碎带) 上部的覆盖层已经被剥蚀, 灰岩中的地下水以上

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与湖泊中的钙华与上升泉示意图

Fig . 6　A sketch of calcareous cementation in big sand

dunes and traver tines and the ascending spring

in the lakes of the Badain Jaran Desert

5　结语

同位素分析证实巴丹吉林沙漠及其下游地区的地下水来源于祁连山山顶融化雪水的补给, 这个发现不但解开了为什么巴丹吉林沙漠腹地会存在湖泊群之迷, 而且对于重新认识湖泊群周围的高大沙丘的形成意义也是十分重大的。湖泊中发现的钙华、沙丘中发现的钙质胶结都与石灰岩地层有关, 在祁连山顶部走廊南山和老龙岭发现了寒武-奥陶纪等灰岩地层, 祁连山山前的深大断裂已经被证实是活动的, 这些断裂构造起到了很好的导水作用, 有助于将表层的水渗入灰岩深部, 在高压下水中的CO 2对碳酸钙岩层的溶蚀增强, 但当地下水涌出地面时, 水中的压力降低使碳酸钙在涌水口附近沉积, 形成钙质胶结或钙华。

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