巴丹吉林沙漠南緣地下水補給機制研究

魏世博 聶振龍 申建梅 崔亞莉 王哲 孟令群 劉學全

摘要：為研究巴丹吉林沙漠南緣水源地的地下水補給機制，分析了采自淺井、深井及湖泊的35個水樣的Cl-濃度、TDS含量和氫氧同位素特征。根據巴丹吉林水源地及周邊水化學水平分布特征，結合研究區氣象和水文條件、水文地質結構、地下水流場發現，戈壁區地下水對沙漠區地下水無明顯補給作用，但是沙漠區、戈壁區及山區地下水穩定同位素關系表明，沙漠區地下水來源于南部山區及戈壁區的地下水或降水。通過野外調查發現，沙漠邊緣分布大量洪積黏土，認為沙漠外圍山區、山前戈壁帶降水在季節性河道形成的脈沖式洪流是沙漠區地下水的重要補給來源之一，這一認識不僅解釋了采用水化學和同位素技術進行分析而獲得不同結論的原因，而且有利于地下水資源評價。

關鍵詞：地下水;補給機制;水化學;穩定同位素;洪水;巴丹吉林沙漠

中圖分類號：P641.3

文獻標志碼：A

doi：10.3969/j .issn. 1000-1379.2019.02.018

地下水在循環過程中與含水層介質相互作用，水化學成分不斷變化，水化學成分在循環過程中的變化可以反映地下水的循環模式。利用水化學資料可以研究地下水的賦存環境、徑流途徑與能量質量交換等，從而揭示地下水的循環規律[1-5]。

巴丹吉林沙漠位于阿拉善右旗，因其沙山與湖泊并存的奇特景觀而聞名于世[6].高大沙山之間點綴著100多個湖泊，其中常年有水的湖泊超過70個[7]。阿拉善右旗作為嚴重缺水地區，深受水資源短缺問題困擾，為此建立了巴丹吉林水源地，為了論證巴丹吉林水源地開采對周圍湖泊的影響以及能否可持續開采，需要了解水源地所在沙漠東南緣地下水的補給機制。關于巴丹吉林沙漠南緣地下水補給機制，前人對當地降水直接入滲補給地下水的認識較為一致，總體認為當地降水入滲是存在的，但不是主要補給來源[8-17]。野外調查發現，由于水源地位于沙漠區，降水量小，地下水埋深大于30 m.包氣帶巖性為沖一洪積砂礫石層夾多層厚5～40 cm的鈣質膠結細砂層，因此當地降水人滲補給量可能很小。張競等[10-11]畫出了巴丹吉林沙漠區域流場圖，提出了與馬妮娜等[13-14]研究結果大致相同的地下水循環方式，但由于缺乏鉆探資料，且地下水循環的載體是三維地質體，僅通過二維等水位線圖來研究地下水循環不夠全面，因此通過鉆探獲取了地層資料，建立了南北向地質剖面，厘清了地質結構，進而通過水化學與同位素技術研究地下水的補給機制。從水系分布特征、沙漠邊緣有大量洪積黏土和粉砂質黏土出露來看，巴丹吉林沙漠南緣表現出洪水人滲的跡象。已有研究成果[8，18-19]和巴丹吉林沙漠南緣野外調查結果表明，洪水可能是水源地的重要補給來源之一，但是關于研究區洪水人滲補給缺乏定性討論，即沙漠區是否有洪水補給尚缺乏證據。本次研究結合水源地位置劃分出具有水文地質意義的研究范圍，并在整理以往研究成果和進行野外地質調查的基礎上，大量采集水樣，研究區內水文地球化學分帶規律及不同地貌區水樣的氫氧穩定同位素關系，定性探討巴丹吉林沙漠南緣水源地地下水補給機制。

1 區域概況

研究區位于內蒙古自治區阿拉善右旗巴丹吉林沙漠南緣，南側為北大山，東南側為雅布賴山，北側為巴丹吉林沙漠，地勢總體南高北低，區內植被稀疏，生態環境脆弱，為禁牧區。研究區屬于溫帶大陸性荒漠草原氣候區，干旱少雨，風大沙多，夏季炎熱，晝夜溫差大，年平均氣溫8～9℃，年均降水量110 mm，年均水面蒸發量3100 mm，降水量由東向西、由南向北遞減，即山區降水量最大，戈壁區降水量次之，沙漠區降水量最小，蒸發量則相反。降水季節分配不均，7-9月降水量占全年降水量的68%，極易引發暴雨洪澇災害[20]。該區洪水具有突發性和瞬時性的特點，據不完全統計，有記載的洪水有20次，較大洪水的發生年份為1964年、1978年、1984年、1987年、1994年、1998年、2004年、2006年、2007年、2012年、2015年[21]。研究區范圍及取樣點分布見圖1。

巴丹吉林水源地位于沙漠南緣，2016年8月建成，12月開始運行，共4眼水井，設計年開采量25萬m。巴丹吉林沙漠南緣外圍山前戈壁帶被上更新統沖一洪積砂礫石所覆蓋，局部出露花崗巖、砂巖、砂礫巖，第四系覆蓋整體較淺，第四系沖一洪積砂礫石層與下伏花崗巖、白堊系砂巖風化殼構成具有統一水力聯系的潛水含水層，地下水埋深3～5 m，含水層厚5～ 15m，第四系下伏未風化白堊系泥質膠結砂巖、砂礫巖較密實，為隔水層。戈壁區與沙漠區的分界可能為一斷層，巴丹吉林沙漠南緣位于巴丹吉林凹陷盆地內，區內主要被第四系風積砂所覆蓋，局部出露第四系沖一洪積砂礫石層，風積砂透水而不含水，厚度較大。據內蒙古阿拉善右旗巴丹吉林鎮新水源地研究報告[22]，風積砂下伏的第四系沖一洪積砂礫石層和基巖風化殼為主要潛水含水層，含水層厚度大于100 m，地下水埋深0—30 m，湖泊周邊地下水出露。沖一洪積砂礫石層以下未風化的白堊系泥巖、泥質砂巖、砂礫巖及局部的花崗巖構成隔水層。研究區地質剖面見圖2（地質剖面平面位置見圖1中剖面Ⅱ一Ⅱ），根據地質剖面，研究區含水層為具有統一水力聯系的潛水含水層。

研究區范圍的確定充分利用地下水系統要素的相關性，根據地質背景和流場圖勾畫地下水系統的輪廓（見圖1）。研究區南側以北大山一雅布賴山分水嶺為界：西側以色林敖包正南至北大山分水嶺為界，該邊界為地表水分水嶺，兩側大面積出露花崗巖，為隔水邊界：東側以區域地下水分水嶺為界，依據是在大量野外調查基礎上發現該邊界附近基巖埋深較淺，局部出露風化強烈的砂巖、砂礫巖、泥巖，富水性差，含水層厚度受基巖控制，總體較薄，含水層呈淺碟狀;北側以伊克力敖包與色林敖包連線為界，該邊界局部出露的砂巖普遍含有較多泥質，風化物滲透性較差，從地下水流場圖上看，在伊克力敖包與色林敖包之間有部分地下水可能流人北部沙漠腹地，但考慮到伊克力敖包對研究區地下水循環起著重要的控制作用，故以此為研究區北部邊界;研究區底部邊界為白堊系泥巖、泥質砂巖、砂礫巖，局部為花崗巖，根據野外調查及鉆孔資料定為隔水邊界。采用Real-time kinematic（RTK）載波相位差分技術測量研究區地下水水位，繪制了研究區等水位線，見圖3，圖3中取樣點即地下水水位測量點，地下水宏觀流向為自南向北。

2 取樣點分布及樣品采集測試結果

根據研究區地下水流場圖、地表河道分布及地下水埋深布置取樣點，野外取樣工作于2014年9-11月進行，共采集水樣35個（包括地下水樣品33個、湖泊水樣品2個）.取樣點位置見圖1，其中坑探點及水源地水井為新建，其余水井為已有。

樣品采集與測試分別按照《水質采樣技術規程》（SL 187-96）、《水質分析方法標準》（GB 7466～7494-87）進行。測試項目包括K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl、SO2-、HC03，其中HC03屬于不穩定離子，一般情況需要現場測定，本次取樣未進行現場測定，故代表性不強.HC03并非本研究分析的重點，測試結果僅供參考。根據離子平衡原理進行誤差分析，分析誤差均小于5%，樣品的測試結果見表1，其中S2、S4樣品測試結果來源于文獻[22]。

3 結果與討論

（1）結合研究區等水位線圖，選取與水源地地下水有水力聯系的上游戈壁、季節性河道典型水樣及水源地水樣（見表2）對Cl-濃度及TDS值進行對比，定性分析季節性河道潛流量。

位于季節性河道內取樣點的Cl-含量均低于戈壁區取樣點Cl-含量。分析認為季節性河道內取樣點水位埋深與戈壁區取樣點水位埋深差別較小，受蒸發影響均較大，但河道內地下水在汛期可接受洪水補給，河道內地下水循環條件好。由于戈壁區地勢高于河床，河道內條帶狀含水層厚度小，對戈壁區的側向補給量小，戈壁區地下水循環條件差，受到的蒸發作用更為明顯，因此戈壁區地下水Cl-含量普遍高于干涸河道內地下水的。

由表2可知，季節性河道典型水樣的Cl-含量大部分低于水源地典型水樣的，雖然這一現象符合沿徑流路徑Cl-含量逐漸升高的規律，但是調查發現河床內沖一洪積砂礫石層厚度普遍偏小，為1～5 m，飽水帶厚0.3～ 0.7 m，砂礫石層下伏花崗巖及白堊系泥巖、砂巖、砂礫巖，因風化強烈構成隔水底板，故與河道分布范圍一致的條帶狀薄層淡水含水層的分布范圍相對于整個山前戈壁帶而言很小，季節性洪水在河道內沿途人滲量不大，即戈壁區河床潛流對地下水補給量很小。

（2）沿季節性河道進行調查發現，河谷內分布條帶狀沖一洪積砂礫石層，除研究區最西側河道外，其他河道采砂坑均可見風化的白堊系泥巖、泥質砂巖，研究區最西側河道發育在花崗巖風化殼上，長石風化呈粉末狀，充填于裂隙中，表明花崗巖體富水性差。調查發現一口位于河道內深5m的基巖井水量很小，揭露地層為沖一洪積砂礫石及風化的白堊系泥巖。根據繩寶印等[23]的鉆孔資料及本次調查獲取的最新基巖鉆孔資料（見表3）可知，戈壁區白堊系砂巖富水性差，TDS值高。綜上，根據研究區基巖的富水性、水質特征，基巖裂隙水向沙漠區的側向徑流量很小。

（3）由上文分析可知，戈壁區河床潛流對沙漠區地下水補給量很小，故剔除在河道上采集的水樣點，分析區域TDS分布規律及剖面上C1-含量分布規律。根據本次研究所獲得的水化學數據，結合研究區水文地質特點，勾畫了研究區TDS等值線，見圖4。根據研究區等水位線圖，戈壁區地下水與沙漠區地下水應存在補給關系，戈壁區地下水TDS值應大于沙漠區地下水TDS值。從TDS等值線發現，戈壁區地下水TDS值較大，沙漠區存在兩個地下水TDS值小于1g/L的區域。由于戈壁區地下水埋深普遍較小，受蒸發影響強烈，因此TDS值偏大。從TDS等值線看，存在沿地下水徑流路徑TDS值逐漸降低的異常現象，這與正常的水化學分帶理論相悖，表明戈壁區地下水對沙漠區地下水的側向徑流補給量比較小。若降水在基巖山區或山前人滲補給地下水，向沙漠區徑流，同樣無法解釋這一異常現象。沙漠區北部存在TDS大于3g/L的區域，結合研究區等水位線分析得知，該區域為地下水排泄區，地下水徑流途中不斷溶解各種離子，加之該區湖泊、干湖集中分布，地下水埋深淺，蒸發強烈，導致TDS值增大。

Cl-在水中高度溶解和遷移，和水分子非常相似[24]，所以Cl-不會在透水巖層中停留[25]，Cl-濃度變化完全和來源有關[26].在水文地球化學分析中可用作參照離子。結合地下水埋深及等水位線圖選取穿過戈壁區與沙漠區的典型剖面研究Cl-濃度在剖面上的變化規律。

典型水化學剖面（剖面位置見圖1，0點為剖面起點）上Cl-濃度及地下水埋深關系見圖5、圖6。戈壁區地下水Cl-濃度大于水源地周圍地下水Cl-濃度。戈壁區地下水埋深小，受蒸發影響Cl-濃度偏高;沙漠區地下水埋深較大，幾乎不受蒸發作用的影響。通常Cl-濃度隨著地下水徑流路徑長度的增加而增大，因此戈壁區地下水對沙漠區地下水無明顯補給作用。

（4）研究采集穩定同位素樣品32個，其中11個位于山區及戈壁區、21個位于沙漠區，所有水樣均取自潛水含水層，與水質測試取樣點位置相同。不同區域水體的氫氧穩定同位素關系見圖7。在資料不足的情況下，與其用不確定性高而又難以判定的地區大氣降水線，不如就用全球大氣降水線[27]，故以全球大氣降水線為基準進行分析。由圖7可以看出，山區及戈壁區地下水均落在全球大氣降水線附近，具有偏負的穩定同位素組成，不存在明顯的蒸發效應，說明該區地下水來源于大氣降水人滲補給，且地下水循環條件好，受蒸發影響小，其同位素組成基本反映山區降水的原始特征。沙漠區水樣落在全球大氣降水線右下方地下水蒸發線上，地下水蒸發線的延長線與全球大氣降水線相交于戈壁及山區水樣點分布區域，根據蒸發線與全球大氣降水線交點處的同位素含量可以得出地下水初始補給源的同位素組分[28]，即沙漠區地下水來源于南部山區及戈壁區地下水或降水。

（5）上文（1）～（3）從水化學角度證明戈壁區地下水對沙漠區地下水無明顯補給作用，（4）分析了沙漠區、戈壁區及山區地下水氫氧穩定同位素關系，表明沙漠區地下水來源于南部山區及戈壁區地下水或降水。根據洪積黏土出露范圍（見圖8），結合研究區歷史洪水資料[21]，筆者認為沙漠外圍山區、山前戈壁帶降水在季節性河道形成的脈沖式洪流可能是沙漠區地下水的重要補給來源之一。原因是，季節性河道內的洪水通過地表徑流在沙漠邊緣人滲補給沙漠區地下水，沿途受溶濾作用影響小，可在沙漠區形成低TDS值和Cl-濃度的地下水，沙漠邊緣分布較厚滲透性差的洪積黏土層，洪水人滲時間可能較長，這一點經訪問當地牧民也得到證實，加之洪水多發生在炎熱的夏季，人滲期間受蒸發作用影響較強烈，這也證明了沙漠區埋深較大的地下水為何具有偏正的穩定同位素組成。

4 結論

通過分析研究區TDS等值線、典型水化學剖面Cl-濃度及地下水埋深、不同區域水樣的氫氧穩定同位素關系，結合鉆孔資料、地表水文網分布特征、洪積黏土層出露位置，認為沙漠外圍山區、山前戈壁帶降水在季節性河道形成的脈沖式洪流是沙漠區地下水的重要補給來源之一，這一認識為水源地地下水資源評價及論證水源地開采對湖泊生態系統的影響、巴丹吉林沙漠地下水循環模式研究提供了依據。

參考文獻：

[1]沈照理，王焰新，水一巖相互作用研究的回顧與展望[J].地球科學，2002，27（2）：127-133.

[2] 文冬光，沈照理，鐘佐粲，等.地球化學模擬及其在水文地質中的應用[J].地質科技情報，1995，14（1）：99-104.

[3] 張人權，梁杏，靳孟貴，等，當代水文地質學發展趨勢與對策[J].水文地質工程地質，2005，32（1）：51-56.

[4] 李云峰，李金榮，侯光才，等.從水文地球化學角度研究鄂爾多斯盆地南區白堊系地下水的排泄途徑[J].西北地質，2004，37（3）：91-95.

[5] HERCZEG A L.RGERSEN T，CHIVAS A R，et al.Geochem-istr of Groundwater from the Great Artesian Basin， Australia[J]. Joumal of Hydrology， 1991， 126（3-4）： 225-245.

[6]

DONG Z，QIAN G，LYU P，et al.Investigation of the SandSea with the Tallest Dunes on Earth： China's Badain JaranSand Sea [J]. Earth-Science Reviews， 2013， 120： 20-39.

[7] 任偉，金勝，應用音頻大地電磁法探測內蒙古巴丹吉林高大沙山結構及成因[J].現代地質，2011，25（6）：1167-1173.

[8] 高志發，謝瑞金，尚雪峰，等，中華人民共和國區域水文地質普查報告（1：20萬）：努爾蓋公社幅[R].北京：全國地質資料館，1981：103-106.

[9]

CHEN J S，LIL，WANG J Y， et al.Groundwater MaintainsDune Landscape[ J]. Nature， 2004， 432： 459-460.

[10] 張競，阿拉善西部關鍵水文地質問題研究[D].北京：中國地質大學，2015：54-56.

[11] 張競，王旭升，賈鳳超，等對內蒙古阿拉善西部地下水流向問題的新認識[J].現代地質，2015，29（1）：213-219.

[12] 黃天明，龐忠和，應用環境示蹤劑探討巴丹吉林沙漠及古日乃綠洲地下水補給[J].現代地質，2007，21（4）：624-630.

[13] 馬妮娜，楊小平，巴丹吉林沙漠及其東南邊緣地區水化學和環境同位素特征及其水文學意義[J].第四紀研究，2008，28（4）：702-711.

[14] 馬金珠，黃天明，丁貞玉，等，同位素指示的巴丹吉林沙漠南緣地下水補給來源[J].地球科學進展，2007，22（9）：922-930.

[15]

Gates J B，Edmunds W M， Darling W G，et al.ConceptualModel of Recharge to Southeastem Badain Jaran DesertGroundwater and Lakes from Environmental Tracers[J].Applied Geochemistry， 2008， 23： 3519-3534.

[16] 歐陽波羅，巴丹吉林沙漠湖水和地下水氫氧同位素研究[D].北京：中國地質大學，2014：39.

[17]劉建剛，巴丹吉林沙漠湖泊和地下水補給機制[J].水資源保護，2010，26（2）：18-23.

[18] 李文鵬，郝愛兵，劉振英，等，塔里木盆地地下水開發遠景區研究[M].北京：地質出版社，2000：59—61.

[19] RICHARD S J，RYAN M P，JUSⅡN P D.Spatial andTemporal Constraints on Regional-Scale Groundwater Flowin the Pampa Del Tamarugal Basin， Atacama Desert， Chile[J]. Hydrogeology Joumal， 2016， 24（8）：1921-1937.

[20] 王秀云，張振宏，李發軍，等，氣象服務在阿拉善右旗旅游業中的作用與效益分析[J].自然科學，2016（10）：208.

[21] 朱家濤，賀連忠，何貴平，等，內蒙古阿拉善盟阿拉善右旗山洪災害分析評價報告[R].阿拉善右旗：阿拉善右旗水務局，2015：14-17.

[22] 陳建生，李發全，內蒙古阿拉善右旗巴丹吉林鎮新水源地研究報告[R].南京：河海大學，2014：35 - 36.

[23] 繩寶印，李嘉斌，張哲，中華人民共和國區域水文地質普查報告（1：20萬）：雅布賴鹽場幅[R].北京：全國地質資料館，1981：17-18.

[24]

HERCZEG A L，EDMUNDS W M.Inorganic Ions as Tracers[M]//COOK P G，HERCZEG A L Environmental Tracers inSubsurface Hydrology. Boston： Kluwer， 1999：31-77.

[25]Matthess G.The Properties of Croundwater[M]. New Jersey：John Wiley and Sons， 1982： 255.

[26] 殷秀蘭，鳳蔚，王瑞久，等，新疆烏魯木齊河流域北部平原區水文地球化學[J].地球學報，2015，36（1）：77- 84.

[27]顧慰祖，龐忠和，王全九，等，同位素水文學[M].北京：科學出版社，2011：119- 126.

[28]WU Y， WANG N A， ZHAO L Q，et al.Hydrochemical Char-acteristics and Recharge Sources of Lake NuoeItu in theBadain Jaran Desert[J].China Sci. Bull.， 2014， 59： 886-895.

【責任編輯呂艷梅】（上接第48頁）

[6]嚴黎，吳門伍，李杰，密西西比河的防洪經驗及其啟示[J].中國水利，2010（5）：55-58.

[7] 萬洪濤，印度的洪水災害與減災措施[J].水利發展研究，2005，5（9）：59-63.

[8] 韋公遠.國外防洪發展概述[J].水利天地，2003（5）：32-33.

[9]F克里金，J迪吉克曼，馬元頊，荷蘭改變防洪策略[J].水利水電快報，2000（1）：27-28.

[10] 姜彤，王潤，德國洪水管理戰略指南評述[J].人民長江，2000，31（3）：45-47.

[11]袁敬誠，張伶伶，歐洲洪水景觀規劃的原則與策略[C]∥中國城市規劃學會，規劃創新：2010中國城市規劃年會論文集，北京：中國城市規劃學會，2010：10-12.

[12]王威，何志蕓，長江流域防御山洪災害對策淺探[J].人民長江，2003，34（10）：14-15.

[13]孫曉英，王俊英，北京山區河道規劃治理思路和方法[J].北京水務，2012（4）：45-47.

[14] 鄭玉蓉，環縣七里溝小流域綜合治理工程規劃新思路[J].農業科技與信息，2013 （19）：39-40.

[15]吳加寧，董福平，浙江省河道治理思路與措施[J].中國水利，2004（1）：41-43.

[16] 楊文虎，對青海省重點城鎮河道治理的幾點認識[J].現代農業，2010（9）：75-77.

[17]楊麗波，西寧市城郊小流域綜合治理措施及成效[J].中國水土保持，2011（9）：53-55.

[18] 陳濤，淺析遼寧省重點山洪溝防洪治理原則[J].湖南水利水電，2014（4）：49-50.

[19] 孫莉英，葛浩，龐占龍，等，長江流域不同類型山洪災害受自然因素影響分析[J].人民長江，2016，47（14）：1-6.

[20]何秉順，黃先龍，張雙艷，山洪溝治理工程設計要點探討[J].中國水利，2012（23）：13-15.

[21]張志彤，我國山洪災害特點及其防治思路[J].中國水利，2007（14）：14-15.

[22] 張志彤，山洪災害防治措施與成效[J].水利水電技術，2016，47（1）：1-5.