張 樑，王文科，王宇航

(長(zhǎng)安大學(xué) 環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院/旱區(qū)地下水文與生態(tài)效應(yīng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/陜西省地下水與生態(tài)環(huán)境工程研究中心，陜西 西安710054)

利用放射性同位素氚計(jì)算格爾木河流域地下水年齡

張 樑，王文科，王宇航

(長(zhǎng)安大學(xué) 環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院/旱區(qū)地下水文與生態(tài)效應(yīng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/陜西省地下水與生態(tài)環(huán)境工程研究中心，陜西 西安710054)

通過(guò)人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)法恢復(fù)的格爾木地區(qū)氚濃度，計(jì)算格爾木河流域地下水的滯留時(shí)間。結(jié)果表明，格爾木河出山口的地下水年齡為12～20 a;在細(xì)土平原帶的承壓水中，地下水年齡在250 a以上。在此基礎(chǔ)上，分析格爾木地區(qū)不同地貌單元地下水的更新程度，結(jié)合研究區(qū)水文地質(zhì)條件，對(duì)格爾木地區(qū)地下水資源的合理開(kāi)發(fā)利用提供保障。

氚;地下水;年齡;格爾木河流域

環(huán)境同位素氚作為氫的放射性同位素，半衰期為12.43 a［1］。大氣降水中含有含氚水分子(HTO)，這些水分子是人類活動(dòng)和自然界在高空產(chǎn)生的氚，快速與大氣中的氧原子化合而成的，作為大氣降水的一部分，通過(guò)降雨的形式參與水循環(huán)。環(huán)境同位素在過(guò)去的50 a里被廣泛的應(yīng)用于解決地下水年齡，地下水補(bǔ)給和滯留時(shí)間相關(guān)問(wèn)題。其中放射性核素氚(3H)，為直接估算干旱和半干旱地區(qū)淺層地下水系統(tǒng)的地下水年齡提供了獨(dú)特的方法［2］。

利用氚同位素測(cè)地下水年齡的方法于1969年首次由Tolstikhin和 Kamenskiy［3］提出，一般情況下，地下水中的氚含量只受元素衰變規(guī)律的影響，不會(huì)與巖石介質(zhì)發(fā)生交換，因此氚元素存在于所有現(xiàn)代循環(huán)水中，它可以作為一種理想的示蹤劑來(lái)研究入滲起源的現(xiàn)代地下水［4］。

以格爾木河流域?yàn)槔鶕?jù)1953年以來(lái)的大氣降水氚濃度恢復(fù)值，利用合適的模型估算得出地下水平均滯留時(shí)間，并對(duì)其結(jié)果進(jìn)行探討，為制定淺層地下水可持續(xù)開(kāi)發(fā)管理提供依據(jù)，為合理開(kāi)發(fā)利用水資源奠定基礎(chǔ)。

1 研究區(qū)概況

格爾木行政區(qū)隸屬青海省海西州格爾木市管轄，地理坐標(biāo)東經(jīng) 94°25′～95°19′，北緯 36 °09′～ 37°07′，南至昆侖山北達(dá)達(dá)布遜湖。市區(qū)位于柴達(dá)木盆地中南部格爾木河沖積平原上，市區(qū)平均海拔2 800 m，屬高原大陸性氣候，多年平均氣溫4.99℃，多年平均降雨量43.06 mm，降雨量分配不均，主要集中在6，7，8三個(gè)月，其降水量占全年的60.75%。區(qū)內(nèi)蒸發(fā)強(qiáng)烈，多年平均蒸發(fā)量2586.01 mm，約為年均降雨量的 60倍，相對(duì)濕度32%。［4］

格爾木河流域具有西北內(nèi)陸盆地的一般特征。區(qū)內(nèi)巨厚的第四系松散沉積物為地下水的賦存和運(yùn)動(dòng)提供了空間，形成孔隙地下水系統(tǒng)。從昆侖山前到達(dá)布遜湖主要分為山前戈壁礫石區(qū)、細(xì)土平原區(qū)和鹽沼地區(qū)。天然條件下，地下水主要接受來(lái)自昆侖山的格爾木河河水的滲漏補(bǔ)給，徑流到?jīng)_洪積扇前緣的細(xì)土帶，受阻后一部分潛水溢出地表，形成泉或泉群，匯集形成泉集河，消耗于向盆地腹部流動(dòng)中的蒸發(fā)。

該流域地下水涵蓋基巖裂隙水、碎屑巖類孔隙裂隙水、碳酸鹽巖巖溶水和第四系松散巖類孔隙水。含水層可劃分為1個(gè)潛水含水層和淺、中、深3個(gè)承壓含水層［5］。其中潛水含水層和淺層承壓含水層富水性較好，中層和深層承壓含水層富水性較差。

2 樣品采集與分析測(cè)試

本文中所使用的格爾木地區(qū)同位素?cái)?shù)據(jù)數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)［6］。同位素取樣點(diǎn)分布如下圖1所示。

圖1 格爾木河流域氚同位素取樣點(diǎn)分布圖

3 氚年齡的計(jì)算

3.1 數(shù)學(xué)模型

格爾木河流域地下水系統(tǒng)的主要補(bǔ)給來(lái)源是昆侖山的冰雪融水，區(qū)內(nèi)及其干燥的氣候特征決定了降雨對(duì)地下水的形成無(wú)實(shí)際意義，區(qū)內(nèi)主要的排泄途徑是蒸發(fā)和人工開(kāi)采。地下水的數(shù)學(xué)模型概化為單輸入—雙輸出系統(tǒng)，輸入項(xiàng)為冰雪融水，輸出項(xiàng)為蒸發(fā)量和開(kāi)采量。此次計(jì)算選取指數(shù)模型(全混模型)進(jìn)行計(jì)算，指數(shù)型數(shù)學(xué)模型如下［7］:

式中:t為取樣時(shí)間;—氚值輸出函數(shù);C0(t－τ)為氚值輸入函數(shù)，可近似用當(dāng)?shù)亟邓皾舛葰v年變化值代替;—氚在含水體內(nèi)滯留時(shí)間的分配函數(shù);τ為水在系統(tǒng)內(nèi)的滯留時(shí)間;τm為水在系統(tǒng)中的平均滯留時(shí)間;—氚衰變因子，λ=0.055 764;—輸出水量(排泄量);Q0(t)為輸入水量(補(bǔ)給量)。

3.2 氚輸入函數(shù)

對(duì)格爾木地區(qū)采用人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)法進(jìn)行大氣降水氚濃度的恢復(fù)，根據(jù)格爾木的緯度以及氣象站1955—2010年降雨量、溫度多年觀測(cè)資料，再結(jié)合渥太華的緯度以及1960—1978年降雨量多年觀測(cè)資料建立了格爾木地區(qū)人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)。根據(jù)人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)能識(shí)別輸入輸出數(shù)據(jù)間復(fù)雜的非線性關(guān)系等特性，選用北半球北緯 36°09′～37°07′之間 23個(gè)站點(diǎn)的IAEA/WMO大氣降水氚濃度觀測(cè)數(shù)據(jù)，建立了大氣降水氚年平均濃度的恢復(fù)模型。［8－11］恢復(fù)結(jié)果如圖2。

3.3 模型求解

由于已建立的氚值輸入函數(shù)是不連續(xù)的，所有補(bǔ)給氚都是以年平均值計(jì)算的，所以將(1)式改寫(xiě)成累加形式［12］:

格爾木地區(qū)同位素的取樣測(cè)試時(shí)間為1986年和1987年，因此t=1987年。另外1953年以前全球降水氚值小于10TU，故t－τ=34年。所以上式可改寫(xiě)成:

圖2 格爾木地區(qū)大氣降水氚濃度恢復(fù)結(jié)果圖

式(3)右端第二項(xiàng)為未受核試驗(yàn)影響的“天然氚本底值”項(xiàng)，其計(jì)算結(jié)果很小，通常在測(cè)量誤差范圍內(nèi)，故忽略不計(jì)。于是上式可簡(jiǎn)化為:將恢復(fù)的氚濃度值代入上式，以1987年為“零”年開(kāi)始計(jì)算，通過(guò)不同的τm=5～500 a，得出氚輸出函數(shù)。根據(jù)輸出值與τm編繪C(t)—τm曲線(見(jiàn)圖3)，再根據(jù)樣品實(shí)測(cè)氚值即可得出地下水的年齡。

3.4 地下水氚年齡計(jì)算結(jié)果

表中觀46、觀47－3、觀47－4、觀39、觀20、觀5、觀38這些樣品均有兩個(gè)地下水氚年齡計(jì)算結(jié)果。這些樣點(diǎn)均位于格爾木河出山口地帶，地下水在這一區(qū)域徑流迅速，循環(huán)交替積極，地下水滯留時(shí)間較短，因此選取較小的數(shù)值為地下水年齡。

由上表可得，在山前沖洪積扇大厚度潛水區(qū)，地下水的平均年齡隨著埋深的增加而增加。從上游向下游，地下水的年齡逐漸增大，在細(xì)土平原區(qū)，地下水的年齡均超過(guò)250 a，越靠近達(dá)布遜湖，年齡越大。

圖3 格爾木地區(qū)大氣降水氚濃度輸出曲線

4 結(jié)語(yǔ)

(1)格爾木河出山口的地下水并非當(dāng)年大氣降水補(bǔ)給，由模型計(jì)算為1975年前后補(bǔ)給，其補(bǔ)給來(lái)源為冰川融水與大氣降水，地下水的循環(huán)周期為12～20 a;

(2)在細(xì)土平原帶的承壓水中，氚的含量均較小，所求的地下水年齡在250 a以上，交替緩慢，更新較差。

(3)如若在格爾木地區(qū)建立水源地，應(yīng)優(yōu)先選擇出山口以北，溢出帶以南的山前沖洪積扇上，在此地區(qū)，地下水的年齡均在20 a左右，處于積極交替帶，再加上巨厚的第四系松散沉積物為地下水的賦存和運(yùn)移提供了場(chǎng)所，故而在該區(qū)域，地下水從其資源量上看也是十分豐富的。

［1］吳秉鈞.我國(guó)大氣降水中氚的數(shù)值推算［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì).1986，(4):38 －41.

［2］Leduc C，Taupin J D，Le Gal La Sall C.ComptesRendusdel′Academie des Sciences，1996，323(7):599—605.

［3］Tolstikhin L N，Kamenkiy I L.Determination ofground－water age by the T － 3He method［J］.Geochemistry International，1969，(6):810－ 811.

［4］青海省地質(zhì)局.青海省柴達(dá)木盆地水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)綜合評(píng)價(jià)勘察報(bào)告［R］.1989.7－9.

［5］青海省地質(zhì)局.1/20萬(wàn)區(qū)域水文地質(zhì)普查報(bào)告(格爾木幅)［R］.1984.

［6］李健，王輝，等.格爾木河流域平原區(qū)地下水同位素及水化學(xué)特征［J］.西北地質(zhì).2007.

［7］王恒純.同位素水文地質(zhì)概論［M］.北京:地質(zhì)出版社.1991.

［8］龍文華，陳鴻漢，段青梅，等.人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)方法在大氣降水氚濃度恢復(fù)中的應(yīng)用［J］.地質(zhì)與資源.2008，17(3):208 －212.

［9］周維博.人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)在地下水動(dòng)態(tài)預(yù)測(cè)中的應(yīng)用［J］.西北水資源與水工程.2003，14(2):5 －9.

［10］連炎清.大氣降水氚含量恢復(fù)的多遠(yuǎn)統(tǒng)計(jì)學(xué)方法［J］.中國(guó)巖溶.1990，9(2):157 －166.

［11］章艷紅，葉淑君，吳吉春，等.全球大氣降水中年平均氚濃度的恢復(fù)模型［J］.地質(zhì)評(píng)論.2011，57(3):409－418.

［12］田華，王文科，曹玉清，等.關(guān)中盆地地下水年齡的計(jì)算［J］.西安科技大學(xué)學(xué)報(bào).2007，9(3):382－426.

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1004－1184(2014)02－0019－03

2013－12－02

張樑(1988－)，男，陜西西安人，在讀碩士研究生，主攻方向:區(qū)域水循環(huán)與數(shù)值。