陳建生，季弼宸＊＊?，劉 震，張志偉，張時(shí)音

(1:河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京210098)

(2:河海大學(xué)水利水電工程學(xué)院，南京210098)

內(nèi)蒙古高原到大興安嶺一帶存在著一些呈串珠狀分布的湖泊，大型的湖泊包括烏梁素海、岱海、黃旗海、達(dá)里諾爾湖、東北的水泡子等.傳統(tǒng)的區(qū)域水文地質(zhì)地下水循環(huán)理論觀點(diǎn)認(rèn)為，流域內(nèi)的地下水來源是周邊山區(qū)降水的補(bǔ)給，地表的分水嶺與地下的分水嶺是一致的，地下水一般不存在跨流域補(bǔ)給的情況.但是在調(diào)查內(nèi)蒙古高原湖泊補(bǔ)給源的研究中發(fā)現(xiàn)，湖泊群分布在北東方向的重力與磁場(chǎng)的異常帶上［1-2］，這些地區(qū)降雨量一般小于400 mm，穩(wěn)定的河流都是來自于泉水的補(bǔ)給，湖泊主要的補(bǔ)給源是地下水，不符合區(qū)域水文地質(zhì)理論所陳述的地下水循環(huán)規(guī)律.

調(diào)查發(fā)現(xiàn)，內(nèi)蒙古高原地表附近土壤中的含鹽量很高.如果地下水是來自于當(dāng)?shù)亟邓娜霛B補(bǔ)給，那么地下水的TDS也應(yīng)該很高，但事實(shí)上泉水中的TDS都小于1 g/L，這與泉水來自于當(dāng)?shù)亟邓霛B補(bǔ)給的觀點(diǎn)是不符的.對(duì)于降水入滲的問題，許多學(xué)者曾作過相關(guān)研究.張之淦等［3］應(yīng)用環(huán)境氚法在山西平定張莊進(jìn)行了黃土包氣帶中氚含量的測(cè)定，根據(jù)氚的峰值計(jì)算出降水的入滲速率為0.23 m/a;林瑞芬等［4］在張之淦等的剖面附近做了新的剖面，再次研究了降水中的氚在黃土中的運(yùn)移，發(fā)現(xiàn)核試驗(yàn)造成的氚峰仍停留在非飽和的土層中;李明香等［5］研究了黃土包氣帶中水分的運(yùn)移，在水分運(yùn)移的基本穩(wěn)定帶(5.0～7.2 m深度)，應(yīng)用達(dá)西方程并采取年平均方法，估算得到年降雨入滲補(bǔ)給量不到1 cm;Chen等對(duì)鄂爾多斯的降水入滲實(shí)驗(yàn)研究表明，鄂爾多斯及其周邊黃土高原的地下水并非由當(dāng)?shù)亟邓霛B補(bǔ)給，地下水接受跨流域的遠(yuǎn)源補(bǔ)給［6］;上述研究結(jié)果表明，在內(nèi)蒙古黃土高原一帶，降水是很難入滲到地下補(bǔ)給潛水的.

岱海是我國(guó)半干旱地區(qū)一個(gè)重要的內(nèi)陸湖，過去普遍認(rèn)為岱海湖水的補(bǔ)給來源是流域內(nèi)部的降水形成的地表徑流和地下徑流，利用水量平衡法得出降水補(bǔ)給湖水的結(jié)論［7］.筆者在降水量較多的夏季對(duì)岱海進(jìn)行過多次科學(xué)考察，只有在暴雨或者洪水期，才出現(xiàn)大量的河流補(bǔ)給湖泊的情況，但是補(bǔ)給時(shí)間較短，隨著洪水消退，河水量很快減少.我們沒有觀測(cè)到河流大量補(bǔ)給湖泊的情況，所觀測(cè)到的河水都是來自山區(qū)泉水的匯集，河道中的流量非常小，大多數(shù)的河道是干涸的.調(diào)查發(fā)現(xiàn)，在岱海周邊的沼澤與蘆葦中有泉水涌出，湖邊還可以找到自流井，這表明岱海還接受泉水的補(bǔ)給.由于岱海地區(qū)的深井較少，尤其是地勢(shì)較高的地帶缺少觀測(cè)井.為了更好地了解岱海周邊地區(qū)大氣降水與地下水的補(bǔ)給情況，我們將研究范圍擴(kuò)大到了岱海的北部地區(qū)，這里高程與岱海相近，包括泉玉林水庫、黃旗海等，同時(shí)這里有一些深度超過100 m的觀測(cè)井.

本文分兩次采集了岱海以及周邊區(qū)域的湖水、庫水、泉水、井水，分層采集了土壤樣品并抽取了土壤水，測(cè)定了每層土樣的質(zhì)量含水率，對(duì)水樣進(jìn)行了氫氧同位素和水化學(xué)分析.通過對(duì)不同時(shí)期、不同地點(diǎn)的湖水、泉水、井水、土壤水和水庫水中的氫氧同位素和鹽分的對(duì)比分析，確定地下水中氫氧同位素分布的時(shí)空關(guān)系，在地下水同位素時(shí)空關(guān)系穩(wěn)定的前提下，與降水同位素進(jìn)行比較，確定岱海及其周邊地下水與降水之間的補(bǔ)給關(guān)系.

1 研究區(qū)域概況

岱海位于內(nèi)蒙古高原，是眾多大型湖泊中的一個(gè)，烏梁素海、岱海、黃旗海、達(dá)里諾爾湖等湖泊幾乎都沿著北東向的造山帶呈串珠狀排列，內(nèi)蒙造山帶是西伯利亞、阿拉善、鄂爾多斯、華北、興安嶺等板塊或地塊的縫合帶，縫合帶一直向西連接到青藏高原.岱海盆地是一個(gè)NEE-SWW向的狹長(zhǎng)陷落型盆地，長(zhǎng)軸約45 km，短軸約14 km，形成于上新世到第四紀(jì)的地殼升降運(yùn)動(dòng).岱海斷陷盆地形成后，大約在早更新世初開始形成為湖泊［8］.盆地四周群山環(huán)繞，北靠陰山支脈的蠻汗山，南為馬頭山低山丘陵.構(gòu)造斷裂對(duì)本區(qū)的地貌形成起控制作用，主要有中低山地、丘陵和陷落盆地平原三種地貌形態(tài).本區(qū)的主要斷裂帶為北東和北北東向斷裂，這組斷裂在燕山運(yùn)動(dòng)時(shí)期即已形成，后又經(jīng)喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)使這組斷裂繼續(xù)運(yùn)動(dòng)，構(gòu)成本區(qū)地壘、地塹式的構(gòu)造，直接控制本區(qū)的地貌形態(tài)［9］.

岱海(40°15'～41°0'N，112°10'～113°0'E)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)烏蘭察布市涼城縣，屬于中溫帶半干旱氣候，冬季漫長(zhǎng)，寒冷多風(fēng)而干燥;夏季短促，雨水集中而溫?zé)幔?0］;降水主要集中于6-9月，占全年降水量的75%［7］，多年來年均降水量為412.95 mm，平均蒸發(fā)量為1032.57 mm［11］，蒸發(fā)量是降水量的2 ～3 倍.現(xiàn)今岱海湖面面積約為 80.72 km2，平均水深為 7.41 m，最大水深為 12.18 m［11］.

2 樣品采集與測(cè)試

2.1 采樣點(diǎn)分布及樣品采集

2009年5月，筆者分別對(duì)岱海周邊的黃旗海、泉玉林水庫等地區(qū)進(jìn)行了科學(xué)考察，共采集39個(gè)水樣，其中泉水4個(gè)，井水31個(gè)和庫水4個(gè)，參見圖1中泉水Ⅰ、井水Ⅰ和庫水.2011年7月課題組沿岱海及周邊進(jìn)行了第2次采樣，共采集15個(gè)水樣，包括泉水3個(gè)、池塘水4個(gè)、井水3個(gè)和湖水5個(gè)，參見圖1中泉水Ⅱ、井水Ⅱ、湖水和池塘水，采樣點(diǎn)信息參見表1.為了解析大氣降水、地下水以及土壤水之間的相互補(bǔ)給關(guān)系，我們選擇在岱海周邊潛在降水補(bǔ)給區(qū)采集土壤水.在相關(guān)區(qū)域共選取了4個(gè)土壤剖面點(diǎn)，分別位于西營(yíng)子(a)、涼城(b、d)和豐鎮(zhèn)(c)，通過鉆孔取樣的方法采集了土壤樣品，采樣點(diǎn)的位置分布見圖1.

在采集水樣之前，先用水樣將采樣瓶涮洗2遍，然后裝入2個(gè)550 ml的聚乙烯瓶中，為了避免發(fā)生同位素分餾，瓶中必須裝滿水樣，再用封口膠帶密封.通過鉆孔采集土壤樣，每隔50 cm(或30 cm)采集1次新鮮土壤樣品約500 g，樣品裝入聚乙烯瓶中并進(jìn)行密封處理以防止水分蒸發(fā).

圖1 研究區(qū)域與采樣點(diǎn)分布Fig.1 Study area and distribution of sampling sites

2.2 樣品的前處理與測(cè)試

采用負(fù)壓提取法［12］提取土壤中的水分，用于δD和δ18O的測(cè)量;采用烘干法測(cè)定土壤的重量含水率(W);將烘干后的土壤用去離子水浸泡靜置48 h之后過濾，然后測(cè)量所得上清液的TDS，最后通過土壤的重量含水率換算出土壤水的TDS;使用HI2300微電腦臺(tái)式TDS/NaCl測(cè)定儀測(cè)定TDS，測(cè)試精度為小于5%.

樣品的δD和δ18O在河海大學(xué)水文水資源與水利工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的MAT-253型氣體同位素質(zhì)譜儀上進(jìn)行測(cè)定，δD和δ18O的測(cè)量精度分別為2‰、0.1‰，測(cè)得的穩(wěn)定同位素的結(jié)果為與Vienna“標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水”(VSMOW)的千分差［13］.

3 結(jié)果與分析

3.1 岱海湖水及其周邊地區(qū)泉水、井水、庫水、池塘水的同位素綜合分析

由于岱海地區(qū)沒有多年連續(xù)的觀測(cè)資料，為了弄清當(dāng)?shù)亟邓c地下水之間是否存在補(bǔ)給關(guān)系，本文在分析過程中利用建立在岱海周邊長(zhǎng)期觀測(cè)站的水文同位素?cái)?shù)據(jù)(http://nds121.iaea.org/wiser)，雖然這些站點(diǎn)不在岱海，但是根據(jù)影響降水同位素的各種效應(yīng)，還是能夠確定岱海降水氫氧同位素的范圍.岱海所處的涼城地區(qū)的高程在1250 m左右，銀川(高程1136 m)、包頭(高程1066 m)、太原(高程828 m)水文站的高程與岱海相近;岱海所處的內(nèi)蒙古高原地勢(shì)沒有太大的起伏，岱海雖然三面環(huán)山，但山都較低，地貌較為平坦;無論是季風(fēng)或局部環(huán)流造成的降水在岱海地區(qū)都不會(huì)出現(xiàn)突變現(xiàn)象，岱海及其周邊地區(qū)降水中多年氫氧同位素加權(quán)平均值的變化具有連續(xù)增加或減小的分布趨勢(shì)［14］.盡管岱海的蒸發(fā)對(duì)局部降雨產(chǎn)生一定的影響，但由于湖泊的面積只有84 km2，影響范圍有限.所以本文采用北方各站點(diǎn)的降水氫氧同位素多年加權(quán)平均值，實(shí)際上就可以給出岱海降水氫氧同位素加權(quán)平均值的范圍.

根據(jù)國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)網(wǎng)站提供的大氣降水氫氧同位素?cái)?shù)據(jù)，得出北方地區(qū)降水的δ18O和δD多年加權(quán)平均值(銀川:－6.61‰、－43.8‰;平?jīng)?－6.67‰、－48.7‰;西安:－7.5‰、－50.7‰;鄭州:－7.13‰、－52‰;包頭:－7.65‰、－53.3‰;石家莊:－7.82‰、－53.4‰;太原:－7.25‰、－51.2‰)變化范圍分別為－7.8‰～－6.6‰和－53.4‰～－43.8‰.由于北方不同地區(qū)的水文站點(diǎn)之間降水同位素的多年加權(quán)平均值的時(shí)空關(guān)系具有一定的分布規(guī)律，岱海地區(qū)不存在特殊的地貌，多年的降水量分布與周邊地區(qū)具有連續(xù)性，呈現(xiàn)出西北低東南高的統(tǒng)一特性.所以，岱海地區(qū)降水中氘氧同位素的加權(quán)平均值與周邊的降水值不可能出現(xiàn)很大的突變，應(yīng)該包括在上述北方降水的氫氧同位素多年加權(quán)平均值范圍之內(nèi).

岱海及其周邊研究地區(qū)湖泊、泉水、井水、庫水的采樣點(diǎn)位置以及δD、δ18O值參見表1，各類水體中的δD～δ18O關(guān)系參見圖2.2009年5月與2011年7月2次在岱海采集的水樣編號(hào)分別是15～16(井水)、49～51(泉水)、52～54(井水)，通過比較可以看出各水樣δD、δ18O比較接近，這表明岱海周圍地下水中的氫氧同位素較為穩(wěn)定，從而可以推斷補(bǔ)給岱海的地下水較為穩(wěn)定，不隨季節(jié)發(fā)生變化.

從δD～δ18O關(guān)系可以看出，岱海周邊的泉水和井水與北方降水的加權(quán)平均值存在明顯差異，北方降水比岱海及其附近的地下水富集(圖2).北方地區(qū)大部分降水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)并沒有落在全球雨水線(GMWL)上，顯然在入滲地下之前受到了蒸發(fā)，尤其是岱海北部泉玉林水庫附近的地下水受到蒸發(fā)的程度更大一些.采集水樣的井大多數(shù)是當(dāng)?shù)赜糜陲嬎蜐补嗟乃寄鼙３至己玫臅惩?，所以地下水在地層中受到蒸發(fā)的程度有限，由此推斷，地下水在入滲之前曾經(jīng)受到過蒸發(fā).岱海附近泉水與井水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)更靠近全球雨水線(GMWL)，表明受到的蒸發(fā)程度比泉玉林水庫附近的地下水要小，該補(bǔ)給源可能對(duì)應(yīng)著滲漏的河流.岱海地下水與泉玉林水庫周圍甚至更北邊的地下水基本分布在一條蒸發(fā)線EL1上，該蒸發(fā)線擬合的方程為δD=4.9678δ18O－27.53.岱海周邊的池塘與北部山區(qū)的一些小水庫水中的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)也沿著EL1分布，這表明這些水的主要補(bǔ)給源也是地下水.

岱海湖水的 δD 和 δ18O 值變化范圍分別是 －11.2‰ ～1.2‰、1.9‰ ～4.1‰，δD ～ δ18O 關(guān)系點(diǎn)既沒有落在地下水的蒸發(fā)線EL1上，也沒有落在預(yù)期的降水蒸發(fā)線(虛線表示)EL2上，而是落在了兩條蒸發(fā)線EL1與EL2之間(圖2).這表明，岱海以及北部的紅砂壩水庫的補(bǔ)給源是當(dāng)?shù)亟邓c地下泉水的混合.其余的水庫以及池塘主要的補(bǔ)給源應(yīng)該是地下水.據(jù)調(diào)查可知，岱海邊緣的4個(gè)水池(池塘)為了防止富營(yíng)養(yǎng)化，農(nóng)場(chǎng)人員會(huì)定期抽取地下水更換魚塘水，所以，降水在魚塘中所占的比例遠(yuǎn)小于岱海，這就是池塘水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)基本沿著地下水蒸發(fā)線EL1分布的原因.北部的其它幾個(gè)水庫面積較小，水的來源基本上都是泉水，所以δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)也是沿著地下水的蒸發(fā)線EL1分布.

如果補(bǔ)給岱海的地下水是來自于大氣降水，那么湖水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)應(yīng)該沿著北方降水預(yù)期的蒸發(fā)線EL2分布，而且地下水也沿著EL2分布，而不是沿著EL1分布.岱海泉水和井水的δD和δ18O值變化范圍分別是－81‰～－74‰、－11.0‰～－9.5‰，完全超出了北方降水多年加權(quán)平均值的范圍.由此可知，岱海周邊的地下水并不是由當(dāng)?shù)亟邓a(bǔ)給的.

為了更好地了解岱海周邊降水與地下水的補(bǔ)給情況，本文將研究范圍擴(kuò)大到了岱海的北部地區(qū)，它們的高程比較接近，包括泉玉林水庫、黃旗海等，這里有深井，井的深度一般有數(shù)十米，深者甚至可達(dá)上百米.泉玉林水庫以及黃旗海等地附近采集的井水、泉水的同位素都比北方降水的貧化，這說明它們的主要補(bǔ)給源也并非是當(dāng)?shù)亟邓?圖2).泉水與井水都偏離了全球降水線，明顯受到了蒸發(fā).考慮到泉水的承壓性質(zhì)，在溢出地表前不可能受到較強(qiáng)的蒸發(fā)作用，我們懷疑泉水與井水的補(bǔ)給源可能是滲漏的湖泊或河流，地下水在入滲前受到了較為強(qiáng)烈的蒸發(fā).

3.2 岱海及周邊地區(qū)土壤水的同位素分析

降水入滲地層后首先形成的是土顆粒表面的薄膜水層，只有當(dāng)薄膜水達(dá)到最大持水量，土壤顆粒表面最外層的薄膜水才能克服電磁吸引力形成重力水.所以，只有當(dāng)土壤含水率達(dá)到了最大的田間持水量，降水才能繼續(xù)向下部運(yùn)動(dòng)，重力水才能夠補(bǔ)給到地下水中.由于薄膜水的流動(dòng)只能是由水勢(shì)高的厚層補(bǔ)給到水勢(shì)低的薄層，所以，低于田間持水量的非飽和土壤的薄膜水不可能流到地下水中.薄膜水的流動(dòng)不受重力影響，因此地下水可以通過薄膜層向低于田間持水率的土壤中輸送水分，潛水首先通過毛細(xì)管作用上升到非飽和帶中，然后薄膜水繼續(xù)向薄膜層較薄的上層流動(dòng).當(dāng)降水結(jié)束后，土壤水通過薄膜水向上流動(dòng)，在蒸發(fā)的作用下重新回到大氣中.

表1 岱海及周邊研究地區(qū)水樣中δD、δ18O值及采樣點(diǎn)信息*Tab.1 δD，δ18O values and information of sampling sites in Lake Daihai and its surrounding areas

圖2 岱海及其周邊地區(qū)湖水、泉水、井水、土壤水、庫水及池塘水氫氧同位素關(guān)系(地下水包括泉水和井水)Fig.2 Oxygen and hydrogen isotope relationships of lake water，spring water，well water，soil water，pond water and dam water in Lake Daihai and its surrounding areas

對(duì)于黃土而言，最大的田間持水量在30%左右，對(duì)于砂土而言，最大的田間持水量為10%～15%.按照砂顆粒最小的田間持水量10%來計(jì)算，4 m厚的包氣帶土層達(dá)到最大持水量所需的水量為400 mm，這基本上就是岱海地區(qū)的年降水量值.換句話說，岱海地區(qū)全年的降水量一次性全部滲入田間持水量最低的由砂層組成的地層中，重力水所能達(dá)到的最大深度也只有3.5～4.5 m.考慮到年降水量并不是一次性的補(bǔ)給，由于蒸發(fā)作用該地區(qū)的降水很難補(bǔ)給到地下潛水中.

當(dāng)?shù)赜邢薜慕邓軌蛲ㄟ^非飽和帶補(bǔ)給地下水一直是大家關(guān)注的焦點(diǎn).在大氣降水、地表水、土壤水和地下水的“四水轉(zhuǎn)換”中，土壤水是其中的關(guān)鍵環(huán)節(jié)，在水分循環(huán)中扮演著重要的角色.如果降水能夠通過非飽和帶補(bǔ)給到地下水，那么非飽和帶的土壤水將記錄兩者補(bǔ)給關(guān)系的重要信息，并且土壤水的來源應(yīng)該是大氣降水.前人關(guān)于降水入滲的結(jié)論是根據(jù)水量平衡反推得到的，相關(guān)的理論并沒有得到實(shí)驗(yàn)的驗(yàn)證.筆者在野外現(xiàn)場(chǎng)采樣，通過鉆孔采集土壤剖面，在室內(nèi)測(cè)試相關(guān)數(shù)據(jù)，研究降水的入滲深度，從而判斷降水是否能夠有效補(bǔ)給地下水.筆者在相關(guān)區(qū)域共采集了4個(gè)土壤剖面，各剖面的含水率、δD、δ18O、TDS平均值及采樣點(diǎn)信息見表2.對(duì)土壤水進(jìn)行同位素和水化學(xué)分析，繪制土壤剖面的δD、δ18O以及含水率、TDS隨埋深的變化曲線(圖3，4).4個(gè)剖面的平均含水率都遠(yuǎn)小于田間的最大持水率，含水率隨著埋深逐漸增加，直到相對(duì)穩(wěn)定，但都沒有達(dá)到最大的田間持水率，也就是說，在采樣期間，土壤中的水是以薄膜水的形式運(yùn)動(dòng)的，薄膜水從含水率高的下層向上層運(yùn)動(dòng);土壤剖面中水的δD、δ18O的加權(quán)平均值與北方地區(qū)降水的加權(quán)平均值存在明顯差異，降水對(duì)土壤水影響很小.

表2 岱海附近土壤剖面的含水率、δD、δ18O、TDS平均值及采樣點(diǎn)信息Tab.2 Weighted averages of soil water ratio，δD，δ18O，TDS and information of sampling sites in and around Lake Daihai

圖3 土壤剖面氫氧同位素隨深度變化關(guān)系Fig.3 Vertical δD and δ18O profiles changed with depth

土壤水中氫氧同位素隨深度的變化關(guān)系可以看出，4個(gè)剖面均是在地表處δD、δ18O最富集，說明表層蒸發(fā)最強(qiáng)烈，隨著深度的增加，δD、δ18O趨于穩(wěn)定(圖3).土壤水中的δD～δ18O關(guān)系表明，除了個(gè)別地表點(diǎn)受到強(qiáng)烈蒸發(fā)外，地表30 cm以下土壤水的δD～δ18O關(guān)系基本都是沿著地下水的蒸發(fā)線EL1分布，這說明土壤水的來源不是降水而是地下水(圖2).土壤水的δD～δ18O關(guān)系落在與地下水相近的區(qū)域，不過土壤水的δD～δ18O關(guān)系分布區(qū)域更廣，原因是土壤薄膜水在上升的過程中受到了蒸發(fā).

根據(jù)上述分析，地下潛水經(jīng)過土壤顆粒表面的薄膜水層，向上遷移補(bǔ)給土壤水，由于薄膜水在流動(dòng)過程中受到了蒸發(fā)與降水的干擾，影響了土壤水中的同位素分布.通過觀察發(fā)現(xiàn)，一部分土壤水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)落在了EL1的下側(cè)，與地下水的δD～δ18O關(guān)系點(diǎn)并不完全重合.造成這種偏差的原因可能有兩點(diǎn):1)土壤水在抽取的過程中可能有一些結(jié)晶水或結(jié)合水也被抽取進(jìn)來，比如石膏礦物，其中的結(jié)晶水可能較為富集，影響了土壤水的同位素;2)最靠近土壤顆粒的是吸濕層，該層受到礦物顆粒的吸附最為緊密，一般情況下很難與薄膜層中的同位素發(fā)生交換，也不隨薄膜層的水流動(dòng).但是該層由于長(zhǎng)期與礦物緊密接觸，可能與石灰?guī)r等礦物中偏正的氧同位素發(fā)生交換.吸濕層水在較高溫度與真空條件下也被抽取出來，可能會(huì)影響到水中的同位素.這可能是造成土壤水與地下水中的δD～δ18O關(guān)系分布稍有不同的原因.但無論如何，土壤水與當(dāng)?shù)氐慕邓械摩腄～δ18O關(guān)系相差非常明顯.如果土壤水是由當(dāng)?shù)亟邓a(bǔ)給的，則δD～δ18O關(guān)系應(yīng)該沿著EL2分布，并且其中的δD不可能小于－60‰，因?yàn)樗畮r相互作用的結(jié)果都使同位素向正的方向偏移，這是因?yàn)镃aCO3等容易發(fā)生同位素交換的巖石是在海水條件下形成的，巖石中的氧同位素偏正，而本文鉆孔揭露的4個(gè)剖面的礦物中基本上沒有含氫的物質(zhì).表層附近由于含水率較低，例如，剖面d接近地表處土壤的質(zhì)量含水率只有3%，吸濕層水、結(jié)晶水、降水、蒸發(fā)以及測(cè)量誤差的影響都很大，所以該點(diǎn)遠(yuǎn)遠(yuǎn)偏離了蒸發(fā)線EL1.

3.3 土壤水遷移過程中鹽分運(yùn)移分析

岱海地處干旱 半干旱地區(qū)，降水稀少，6-9月的降水量占到全年降水量的75%，蒸發(fā)強(qiáng)烈.因此，如果地下水的主要補(bǔ)給源是大氣降水的入滲，地下水的TDS值應(yīng)該會(huì)很高，因?yàn)榘鼩鈳е械拇罅葵}分被降水帶到了地下水中.地表水在入滲的過程中會(huì)溶解土壤中的可溶性鹽分，帶著鹽分一起向下運(yùn)移，溶于水中但沒有達(dá)到飽和的鹽是不會(huì)從水中析出的.能夠補(bǔ)給地下水的降水，TDS在土壤水中的分布會(huì)隨著深度呈上升趨勢(shì)，如果在土壤水中TDS出現(xiàn)了峰值，則表明降水在下滲過程中由于受到蒸發(fā)的影響，離子濃度逐漸增加，當(dāng)離子濃度達(dá)到飽和時(shí)就析出成為固態(tài)的鹽，沉淀在土壤中;另外，由于降水在入滲過程中被土壤吸附，在土顆粒表面形成薄膜水，當(dāng)土壤的含水率小于田間持水量時(shí)，吸附在土顆粒表面的薄膜水不能在重力作用下向下運(yùn)動(dòng)，在重力水停止運(yùn)動(dòng)的埋深處也會(huì)出現(xiàn)離子濃度的峰值.因此，TDS出現(xiàn)峰值是降水停止下滲或者入滲速度緩慢的表現(xiàn).

a剖面位于泉玉林水庫附近，地層為黃土結(jié)構(gòu)，地表附近的含水率為3.7%(均為質(zhì)量含水率)，隨深度越深含水率逐漸升高，在埋深2.7 m處含水率達(dá)到13.1%，2.7 m以下的含水率出現(xiàn)了小范圍的波動(dòng)，最大的含水率出現(xiàn)在4.8 m處，含水率為13.8%，土壤水的TDS在120～150 cm埋深范圍內(nèi)達(dá)到極值，為4720 mg/L，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于泉玉林水庫附近井水的TDS值(353 mg/L).b剖面、d剖面位于涼城縣附近，土壤含水率隨深度緩慢增加，最大的含水率分別為13.2%、17.9%，對(duì)應(yīng)的深度分別為1.8、5.5 m，土壤水的TDS峰值分別出現(xiàn)在120～150、200～250 cm范圍內(nèi)，峰值分別為1968、1580 mg/L，在涼城縣采集的泉水TDS多在400 mg/L左右，前者是后者的4～5倍.c剖面位于豐鎮(zhèn)市附近，在1.2～1.5 m深度處土壤含水率很低，為4.2%～5.0%，土壤水的TDS峰值位于90～120 cm埋深范圍內(nèi)，達(dá)到6598 mg/L;附近采集的南營(yíng)子村井水TDS為692 mg/L，前者大約是后者的10倍.4個(gè)剖面中的鹽分都出現(xiàn)了峰值，出現(xiàn)峰值的深度都沒有到達(dá)地下潛水位，并且鹽分都高于泉水和井水.

考慮到土壤受到蒸發(fā)后水中的TDS也會(huì)增加，所以不能簡(jiǎn)單地通過對(duì)比土壤水與地下水的TDS來判定土壤水是否補(bǔ)給到了地下水中.為了證明這4個(gè)剖面中的土壤水不是地下水的補(bǔ)給源，我們假設(shè)降水能夠通過土壤包氣帶補(bǔ)給地下水，那么在入滲過程中，土壤含水率一定達(dá)到了田間的最大持水量;當(dāng)入滲停止時(shí)，土壤水的TDS應(yīng)該小于或者等于地下水的TDS值，降水入滲過程停止后，土壤的含水率在蒸發(fā)作用下逐漸減小，因此土壤水的鹽分將隨之增大.土壤受到蒸發(fā)后，土壤水中的TDS=地下水中的TDS×(土壤最大持水量/土壤實(shí)測(cè)的含水率).根據(jù)測(cè)得的地下水TDS值和土壤剖面各點(diǎn)的含水率，就可以求出土壤剖面每一層受到蒸發(fā)影響后TDS的理論值.對(duì)于a、b、d剖面，地下水TDS取其附近地下水的值，為0.4 g/L，c剖面取其附近地下水的TDS值，為0.7 g/L，田間持水量統(tǒng)一取黃土的最大田間持水量30%，TDS的理論計(jì)算結(jié)果見圖4，對(duì)比發(fā)現(xiàn)，所有土壤水的TDS實(shí)測(cè)值都大于假設(shè)的理論計(jì)算值，這表明降水入滲到潛水中的假設(shè)不成立.從而從水化學(xué)角度也證明了降水不能補(bǔ)給到地下水.

圖4 土壤剖面含水率、實(shí)測(cè)及理論TDS值(如果降水入滲補(bǔ)給地下水)隨深度變化關(guān)系Fig.4 Water ratio of soil profiles，vertical measured and theoretical TDS values changed with depth

4 討論

中國(guó)北方干旱區(qū)降水量稀少，廣泛分布著黃土與沙漠，部分干旱地區(qū)的降水量不足100 mm，然而，在水量如此匱乏的干旱區(qū)，仍然有河流和湖泊的存在.比如，在巴丹吉林沙漠東南，迄今仍然有70多個(gè)湖泊，有些湖泊甚至是淡水湖［15］.調(diào)查發(fā)現(xiàn)，北方河流的主要補(bǔ)給源并非是當(dāng)?shù)亟邓?，穩(wěn)定的泉水是河流穩(wěn)定的補(bǔ)給源，當(dāng)?shù)亟邓挥性谘雌诤樗陂g對(duì)河流存在補(bǔ)給.例如，鄂爾多斯盆地流量最大的渭河，每年向黃河補(bǔ)給的流量達(dá)到106m3，但是其穩(wěn)定的補(bǔ)給源都是泉水，渭河盆地南側(cè)分布著秦嶺造山帶［16］.

內(nèi)蒙古高原的湖泊呈現(xiàn)帶狀分布特征，且均沿著北東方向，同時(shí)該地區(qū)地處內(nèi)蒙古造山帶，是一些板塊之間的接縫，地球物理探測(cè)發(fā)現(xiàn)，在接縫的中地殼存在連續(xù)的高導(dǎo)低速結(jié)構(gòu)，地震波顯示為低速，電阻率顯示為低值［17］.內(nèi)蒙古造山帶同時(shí)也是一條地震帶，在歷史上曾經(jīng)發(fā)生過一些大地震，如1920年海原發(fā)生的8.5級(jí)地震，地震發(fā)生后出現(xiàn)了“地陷成河，可以行筏”的景觀;1679年三河平谷發(fā)生了8.0級(jí)地震.以上各種異常地質(zhì)現(xiàn)象表明，地質(zhì)構(gòu)造與地下水循環(huán)之間可能存在一些內(nèi)在的聯(lián)系，這都是一些需要深入研究的問題.

區(qū)域水文地質(zhì)理論認(rèn)為，流域內(nèi)地下水的補(bǔ)給源與地表水相同，都是接受流域內(nèi)降水的入滲補(bǔ)給，山區(qū)地表的分水嶺同時(shí)也是地下水的分水嶺.岱海及周邊地下水同位素與水化學(xué)的分析表明，區(qū)域水文地質(zhì)理論可能并不是地下水循環(huán)的全部?jī)?nèi)涵，地下水除了可以接受本流域的降水補(bǔ)給之外，也可以得到跨流域地下水的補(bǔ)給.在地層中可能存在一種深循環(huán)的跨流域補(bǔ)給方式，雖然我們對(duì)這種深循環(huán)的補(bǔ)給方式了解尚少，但是岱海及周邊地區(qū)地下水不是來自于當(dāng)?shù)亟邓氖聦?shí)充分表明，地下水跨流域深循環(huán)補(bǔ)給的方式是存在的.

在大氣水、地表水、土壤水、地下水“四水轉(zhuǎn)換”的過程中，對(duì)于“土壤水”的遷移流動(dòng)形式研究甚少，這是“四水轉(zhuǎn)換”研究中的黑箱子;土壤水的研究更多采用了概念模型，通過流域水量平衡，計(jì)算出降水經(jīng)過土壤水到地下水的入滲量，并沒有進(jìn)行實(shí)際的測(cè)定.如果地下水存在一種跨流域的補(bǔ)給方式，則通過水量平衡計(jì)算降水入滲量的方法將受到質(zhì)疑.事實(shí)上，通過岱海及其周邊地下水及土壤水的同位素與含鹽量的分析，已經(jīng)可以排除降水補(bǔ)給地下水的可能性.原來我們認(rèn)為土壤水的來源是大氣降水，但實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明，岱海及周邊地區(qū)的降水非但不是地下水的補(bǔ)給源，而且土壤水也在消耗地下水，地下水通過薄膜水的形式向地表運(yùn)動(dòng)，并最終被蒸發(fā).也就是說，土壤除了蒸發(fā)降水之外，也在大量地消耗地下水資源，這是我們過去不曾認(rèn)識(shí)到的問題.

5 結(jié)論

1)岱海及周邊地區(qū)所采集的泉水和井水的穩(wěn)定氫氧同位素值比北方降水貧化，說明它們并非由當(dāng)?shù)亟邓a(bǔ)給，而是來自流域以外高程較高地區(qū)同位素值更負(fù)的大氣降水補(bǔ)給;岱海除了接受當(dāng)?shù)亟邓闹苯友a(bǔ)給以外，更主要的是接受遠(yuǎn)程地下水的補(bǔ)給.

2)從土壤水的鹽分隨深度的變化曲線看出，大氣降水在入滲的過程當(dāng)中會(huì)出現(xiàn)入滲停止和速度減慢特征;在考慮了降水能夠入滲補(bǔ)給地下水的可能性前提下，依照研究區(qū)土壤田間最大持水量，分層計(jì)算了土壤水受蒸發(fā)后的TDS理論值，對(duì)比發(fā)現(xiàn)，每一層的土壤TDS實(shí)測(cè)值都大于理論值，這說明岱海地區(qū)的降水不能補(bǔ)給到地下水.大部分土壤水中的氫氧同位素關(guān)系沿著地下水蒸發(fā)線分布，也表明當(dāng)?shù)卮髿饨邓⒎峭寥浪闹饕a(bǔ)給源，土壤水主要由地下水通過薄膜水的形式補(bǔ)給.

3)岱海及周邊地區(qū)地下水不是來自于當(dāng)?shù)卮髿饨邓氖聦?shí)說明，地下水跨流域深循環(huán)補(bǔ)給的方式是存在的，但目前對(duì)于這種地下水深循環(huán)補(bǔ)給方式的了解尚少，這需要我們未來進(jìn)行研究.

［1］馬宗晉，高祥林，宋正范.中國(guó)布格重力異常水平梯度圖的判讀和構(gòu)造解釋.地球物理學(xué)報(bào)，2006，49(1):106-114.

［2］張建國(guó)，劉曉燦，唐庭梅等.汶川地震前后中國(guó)大陸地磁場(chǎng)動(dòng)態(tài)演化特征初步研究.地震研究，2009，32(3):231-234.

［3］張之淦，劉芳珍，張洪平等.應(yīng)用環(huán)境氚研究黃土包氣帶水分運(yùn)移及入滲補(bǔ)給量.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，1990，3:5-7.

［4］Lin RF，Wei KQ.Tritium profiles of pore water in the Chinese loess unsaturated zone:Implications for estimation of groundwater recharge.Journal of Hydrology，2006，328:192-199.

［5］李明香，馬炳輝，劉錦峰等.黃土包氣帶水分運(yùn)移的現(xiàn)場(chǎng)研究.輻射防護(hù)，2000，20(1/2):91-100.

［6］Chen JS，Liu XY，Wang CY et al.Isotopic constraints on the origin of groundwater in the Ordos Basin of northern China.Environ Earth Science，2012，66(2):505-517.

［7］劉培桐，王華東，朱啟疆.內(nèi)蒙古涼城縣岱海的水量平衡.北京師范大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，1963，2:53-63.

［8］馮學(xué)武，王 弋，王 智等.岱海湖變遷的分析探討.內(nèi)蒙古水利，1994，(1):55-56.

［9］李華章.岱海湖盆的形成及地貌發(fā)育特征.北京師范大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，1979，2:98-110.

［10］曹建廷，沈 吉，王蘇民.內(nèi)蒙古岱海湖泊沉積記錄的小冰期氣候環(huán)境.湖泊科學(xué)，2000，12(2):97-104.

［11］周云凱，姜加虎，黃 群.內(nèi)蒙古岱海水質(zhì)現(xiàn)狀分析與評(píng)價(jià).干旱區(qū)資源與環(huán)境，2006，20(6):74-77.

［12］Shurbaji ARM，Philips FM，Campbell AR et al.Application of a numerical model for simulating water flow，isotope transport and heat transfer in the unsaturated zone.J Hydrol，1995，171:143-163.

［13］Craig H.Standards for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in natural waters.Science，1961，133(3467):1833-1834.

［14］劉進(jìn)達(dá)，劉恩凱，趙迎昌等.影響中國(guó)大氣降水穩(wěn)定同位素組成的主要因素分析.勘察科學(xué)技術(shù)，1994，(4):14-18.

［15］趙 霞，陳建生.相似優(yōu)先法研究巴丹吉林沙漠及周邊地區(qū)地下水補(bǔ)給.湖泊科學(xué)，2006，18(4):407-413.

［16］王衛(wèi)東，張永志，王 平等.渭河斷陷盆地及鄰近地區(qū)地震活動(dòng)的深部背景.地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào)，2004，26(3):57-60.

［17］李 立.大地電磁測(cè)深(MTS)用于研究地殼上地幔的初步成果.物探與化探，1997，21(6):460-467.