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| 中国西北内陆干旱盆地地下水形成演化模式及其意义 |
| 日期：2005年5月14日 新闻来源：地区水利局 作者：水建科 新闻阅读次数： |
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中国西北内陆干旱盆地地下水形成演化模式及其意义
李文鹏 郝爱兵 [摘 要] 随着系统理论分析方法的引入和同位素、遥感、计算机技术和先进物探手段等的应用, 内陆干旱区的地下水勘查与研究得到迅速发展。本文以作者在中国西北地区近十几年的地下水勘查与研究成果为主要基础, 将内陆干旱盆地平原区地下水划分为四级地下水流系统, 即山前局部地下水流系统(… )、区域地下水流系统( )、滞流地下水流系统(À ) 和细土平原区易变的局部地下水流系统(Ã )。盆地地下水的形成演化和盐分迁移主要发生在…、和Ã 这三级水流系统中。山前局部地下水流系统(… ) 的地下水接受补给条件好, 径流交替积极, 以盐分溶滤作用为主。在区域地下水流系统( ) 和易变的局部地下水流系统(Ã ) 共同作用下, 地下水和地层中的盐分在水平方向上从盆地边缘向中心迁移和聚集, 在垂向上则从深部向浅部迁移和聚集, 这就是为什么盆地中部广大地区地下水具有上咸下淡的普遍特点以及深部存在由盆地边缘向中部延伸的舌状淡水带的主要原因。
[关键词] 内陆干旱盆地 地下水流系统 地下水形成演化模式 盐分迁移
中国西北内陆干旱盆地水资源的形成、演化和分布规律, 甚至开发利用方式及其存在的生态2环境地质问题都具有很大的相似性。地下水资源作为水资源的重要组成部分和表现形式, 在西北干旱区具有不可替代的作用, 许多地区甚至是唯一的可用水源。因此, 在认识地下水形成演化规律的基础上, 概化其形成演化模式, 不仅具有探索性的理论意义, 而且具有重要的应用价值。
近十几年来, 笔者在西北地区完成了一系列国家科技攻关项目和地下水勘查工作, 工作区涉及塔里木盆地、准噶尔盆地、吐鲁番盆地、柴达木盆地和河西走廊及其下游平原区等, 我们以系统理论为指导, 采用多学科综合研究方法, 对这些地区地下水的形成演化进行了分析研究。在此基础上, 本文试图概化西北内陆盆地地下水形成演化模式, 划分地下水流系统, 目的是阐明盆地地下水的循环交替方式、速度、水化学演化过程及可再生能力, 为合理开发利用地下水资源及在下游区寻找地下淡水等提供理论依据。
1 地下水形成演化模式概化第四纪以来, 内陆干旱盆地的发展过程概化如图1。
(a) 初期; (b) 中期; (c) 后期 图1 沉积盆地形成演化及地下水流系统与盐份聚集过程示意图 从山前至盆地中心大致可分为三个盐分迁移特征带和四级地下水流系统。三个盐分迁移特征带分别为盐分溶滤带(A )、盐分迁移带(B) 和盐分聚集带(C) ; 四级水流系统分别为山前局部地下水流系统(I)、区域地下水流系统(II )、滞流地下水流系统(III ) 和下游易变局部地下水流系统(IV )。下游易变局部地下水流系统(IV ) 可分为交互补给型局部地下水流系统(IV1）、洼地汇流型局部地下水流系统(IV2）和湖泊汇流型局部地下水流系统(IV3）。滞流地下水流系统可分为浅部滞流地下水流系统(III 各级水流系统及盐分迁移特征带与地貌位置的对应关系如表1。 2 地下水形成演化及盐分迁移特征
2.1 山前局部地下水流系统（I )分布范围从山前到冲洪积扇裙前缘的溢出带, 地下水的形成演化具有如下特点:
(1) 以单一大厚度潜水含水层为主, 沉积物颗粒粗大, 导水性极强, 接受补给条件好, 是盆地地下水的主要补给区。在其形成的整个地质历史过程中, 河流出山口后大量入渗补给地下水, 入渗系数一般为0165～018, 有的高达0195。地下水径流至冲洪积扇前缘, 由于地形变缓和地层颗粒变细而受阻, 溢流成泉(集河)。该水流系统内, 地下水补给、径流和排泄速度较快, 为地下水积极循环交替带。
(2) 地下水的积极交替使溢出带上游含水层骨架始终处于淋滤状态, 可溶盐含量极低, 形成了难溶而稳定的地球化学背景, 地下水咸化程度很低, 其TDS 与补给河水相差无几。溢出带附近, 因地下水位埋藏变浅甚至出露成泉, 蒸发作用成为地下水咸化的主要影响因素, 因此仅在浅表地层中积盐, 形成咸水, 下部仍为TDS 较低的淡水含水层。从地质历史过程看, 溢出带浅表地层中的盐分最终还要被地表水或地下水带至下游区。所以, 山前局部地下水流系统属于盐分溶滤带(A )。
(3) 该局部地下水流系统中水的年龄随河流径流量大小而异: 大型常年性河流溢出带泉水中能测出明显的含氚量(> 2T 1U 1) , 说明该水流系统中1952 年以来补给而形成的地下水占较大的比重, 如柴达木盆地格尔木河流域局部地下水流系统; 径流量中等的河流,仅在现代河流附近表层地下水中测出明显的含氚量(> 2T 1U 1) , 较深部为无氚水, 说明1952 年以来补给的地下水只在含水层表层形成更局部的地下水带, 如新疆准葛尔盆地奎屯河流域; 径流量较小的河流, 溢出带泉水中均不含氚, 如塔里木盆地南缘诸多小型河流。
(4) 一般来说, 山前局部地下水流系统地下水主体的年龄在1000～ 3000a 之间。这说明即使是地下水积极交替带, 其运动速度也比较缓慢, 主要原因是山前巨厚含水层系统具有巨大的储存和调节空间。
(5) 山前局部地下水流系统的下部边界目前尚无可靠资料证实。对大型河流, 如柴达木盆地的格尔木河, 戈壁砾石带内(格尔木市区) 地下水面以下250m处的水样仍可测出少量氚(约315T 1U 1) , 因此, 推测该局部地下水流系统的下边界在地下水面以下300m左右; 对中小型河流, 估计地下水积极循环交替带的厚度在几十米到百米之间。
2.2 区域地下水流系统(II ) 与易变的局部地下水流系统(IV)区域地下水流系统的分布范围可从山前一直到盆地最低洼处的尾闾湖区, 以第四系松散沉积层为主, 按盐分迁移特征可分为三个带: 山前地段局部地下水流系统之下属盐分溶滤带(A ) , 溢出带下游广阔的细土平原区属盐分迁移带(B) , 尾闾湖区为盐分聚集带(C)。地貌位置冲洪积戈壁平原冲湖积细土平原湖积平原盐分迁移特征分带盐分溶滤带(A ) 盐分迁移带(B) 盐分聚集带(C)易变的局部地下水流系统分布在细土平原和尾闾湖区的浅表部, 相当于“飘浮”在区域地下水流系统之上, 根据水循环交替特点和盐分迁移规律又可分为三种类型, 即细土平原区的交互补给型局部地下水流系统(IV1) 和洼地汇流型局部地下水流系统(IV2)以及尾闾湖区湖泊汇流型局部地下水流系统。下面以盐分迁移特征带为线索加以论述。
2.2.1 盐分溶滤带(A )
(1) 山前戈壁砾石带内, 下部区域地下水流系统与上部局部地下水流系统的沉积物特征并没有明显差异, 但地下水的循环交替速度和方式不同。区域地下水流系统地下水主要接受上部局部地下水流系统地下水的垂向补给, 然后侧向径流补给溢出带下游细土平原区, 虽然径流速度较慢, 向下游的补给量也较小, 但仍是整个区域地下水流系统的主要补给来源和补给区。
(2) 该带在沉积物形成的地质历史时期属地下水积极交替带, 也就是说, 随上部沉积物的覆盖厚度增大, 逐渐由地质历史时期交替积极的山前局部地下水流系统变为现代交替缓慢的区域地下水流系统的上游端。由于含水层骨架在地质历史时期中已经受充分淋滤, 所以, 地下水具有与浅部局部地下水流系统相似的地球化学演化环境。
2.2.2 盐分迁移带(B)
为互层状的多层含水层系统, 自溢出带向下游颗粒逐渐变细, 导水性渐弱。
(1) 在其不断沉积的地质历史过程中, 地表河流补给上部潜水, 虽然其年补给量比其下伏含水层系统接受的侧向年径流补给量大得多, 但在径流途中很快消耗于蒸发或蒸腾排泄, 很难长期保留于含水层中, 因此一般仅形成沿河道带分布的易变局部地下水流系统(Ã ) , 积极循环深度多在几十米之内。下伏含水层系统的地下水主体是上游大厚度含水层在地质历史时期缓慢侧向径流补给形成的, 并在向下游的缓慢径流途中,顶托补给上部潜水, 最后消耗于蒸发排泄, 这是区域地下水流系统的主要径流交替过程。河西走廊的石羊河流域、柴达木盆地的格尔木河流域以及塔里木盆地南缘克里雅河和尼雅河流域地下水化学及环境同位素特征均证明了这一特点。
(2) 水的运动导致盐分的迁移, 盐分的迁移方式反应了水流的运动模式。虽然细土平原区沿河道分布的局部地下水流系统对区域地下水流系统的补给量是次要的, 但本身的水循环交替却是最活跃的, 也是影响浅表层盐分迁移和聚集的重要因素, 主要有以下两方面:(a) 沉积物形成的地质历史过程中, 上部潜水与河水随季节交替式相互补给, 形成交互补给型的局部水流系统(IV1) , 它不仅沿河道形成了一定宽度的冲淡型潜水淡化带, 而且将地层中的盐分不断带入河道, 迁移到下游; 另外, 冲淡型潜水淡化带的含水层系统骨架可溶盐含量相对低, 为后来形成深层淡水体奠定了基础。(b)河流和当地大暴雨形成的地表径流, 也常常向局部洼地排泄, 形成汇流型局部地下水流系统(IV2) , 汇流过程中溶解地层中的盐分, 带至洼地蒸发析出, 随着河流的改道, 这些盐分又被上述交互补给型局部地下水流系统(IV1) 带入河道, 向下游尾闾湖区迁移。
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