王雨山，郭 媛

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心，河北保定 071051;2.河北省保定地質(zhì)工程勘查院，河北保定 071000)

地下水咸化在干旱半干旱區(qū)普遍存在［1］，準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)咸化機(jī)制對于管理地下水資源具有重要意義。研究發(fā)現(xiàn)，溶濾和蒸發(fā)是地下水咸化的兩個(gè)主要作用［2］，然而，如何定量區(qū)分兩種作用缺乏簡單而有效的方法。由于蒸發(fā)會(huì)導(dǎo)致水中重同位素的富集，因此利用氫氧穩(wěn)定同位素量化咸化過程中的蒸發(fā)效應(yīng)成為可能。前人在這方面開展了大量研究，郝愛兵等提出了一種利用TDS和δ18O確定蒸發(fā)和溶濾對旱區(qū)地下水咸化貢獻(xiàn)的方法［3］，章光新等研究了松嫩平原西部地下水咸化機(jī)制，討論了TDS和氘盈余、δ18O的關(guān)系［4］，黃天明等推導(dǎo)了塔里木盆地水體咸化程度和氘盈余、補(bǔ)給源水 δ18O和 δ2H值的定量關(guān)系［5］。

以上研究有利于深入認(rèn)識(shí)地下水的咸化機(jī)制，然而需要考慮一個(gè)問題，即補(bǔ)給源水的δ18O和δ2H值，實(shí)際上大氣降雨氫氧同位素存在多種效應(yīng)，分布范圍很大［6］，以其為主要補(bǔ)給來源的地下水一般很難準(zhǔn)確獲取同位素初始值。筆者針對這一情況，在前人研究的基礎(chǔ)上，提出了區(qū)域氘盈余的概念，推導(dǎo)出蒸發(fā)度關(guān)于區(qū)域氘盈余的近似解析解，該解不包含補(bǔ)給源水同位素，進(jìn)而基于地下水咸化過程得出初始水、蒸發(fā)作用和溶濾作用對地下水TDS的貢獻(xiàn)比率，并以羅山地區(qū)第四系地下水為例分析了該方法的誤差和適用性。

1 研究方法

Dansgaard 提出氘盈余的概念［7］:d=δ2H-8δ18O，用來評價(jià)地區(qū)降水因地理與氣候因素偏離全球降水線的程度，隨后便作為一個(gè)重要參數(shù)廣泛應(yīng)用到同位素水文學(xué)領(lǐng)域［8～9］，地下水的氘盈余表征水巖作用過程中的同位素交換及蒸發(fā)作用程度［10～11］。實(shí)際上，d參數(shù)是基于全球降水線，更多的是一個(gè)基準(zhǔn)概念，對于特定地區(qū)而言，受多種氣象條件影響，大氣降雨同位素分布往往會(huì)偏離全球降水線，這時(shí)若把全球降水線作為研究基準(zhǔn)會(huì)引起誤差，由此引入了地區(qū)大氣降水線δ2H=kδ18O+b，以作為區(qū)域基準(zhǔn)。

以大氣降雨為主要補(bǔ)給來源的地下水同位素特征對地區(qū)降水具有繼承性。理論上，在不考慮水巖作用過程的同位素交換情況下，未發(fā)生蒸發(fā)作用的地下水，應(yīng)嚴(yán)格沿著大氣降雨線分布，而經(jīng)歷蒸發(fā)作用的地下水，則偏移地區(qū)降雨線。對地下水咸化的兩種作用而言，溶濾作用不會(huì)引起同位素分餾，而蒸發(fā)作用會(huì)引起同位素分餾［12］，根據(jù)這種特征，只需找到一種刻畫蒸發(fā)程度的指標(biāo)便可區(qū)分兩種作用。注意到蒸發(fā)作用會(huì)導(dǎo)致地下水同位素分布偏離地區(qū)降雨線，為定量表示這種特征，筆者基于地區(qū)降水線提出了區(qū)域氘盈余的概念，為區(qū)別Dansgaard的氘盈余，記為dL:

根據(jù)同位素豐度定義和瑞麗分餾方程:

因此:

兩邊同時(shí)取對數(shù):

得出:

式中:f——蒸發(fā)度(剩余水和初始水體積比);

dL、dL0——區(qū)域氘盈余和初始值;

α1、α2——開放系統(tǒng)非平衡分餾條件下氣態(tài)相對液態(tài)的2H、18O分餾系數(shù);

k——地區(qū)大氣降水線斜率;

式(10)是蒸發(fā)度f關(guān)于區(qū)域氘盈余dL的解析解，該式不包含初始水同位素，k和dL0可以從地區(qū)大氣降雨線獲得，α1、α2可以通過以下方式求?。?3］。

式中:αL/V——液態(tài)相對氣態(tài)的同位素分餾系數(shù)，和α互為倒數(shù);

αe(L/V)——水汽交換平衡分餾系數(shù);

αk(L/V)——?jiǎng)恿Ψ逐s系數(shù);

Δε——?jiǎng)恿π?yīng);

αe(L/V)和溫度T有以下關(guān)系:

Δε和相對濕度h存在以下關(guān)系:

在地下水咸化過程中，溶濾和蒸發(fā)各有其作用機(jī)制，溶濾是山前補(bǔ)給區(qū)地下水咸化的主要原因，并作用于徑流全過程，提供了必要的鹽類物質(zhì)［14］。蒸發(fā)主要發(fā)生在各級水流系統(tǒng)的末端［15］，促進(jìn)了鹽分的不斷聚集［16］。根據(jù)這種特征，筆者建立了干旱區(qū)地下水咸化過程中TDS和區(qū)域氘盈余演化的概念模型:地下水的初始補(bǔ)給來自大氣降雨，其TDS、區(qū)域氘盈余分別設(shè)為S0、dL0。從補(bǔ)給區(qū)徑流至排泄區(qū)，TDS的增加主要來自于溶濾作用，據(jù)前人研究發(fā)現(xiàn)［3］，我國西北地區(qū)第四系松散巖類地下水和含水介質(zhì)氫氧穩(wěn)定同位素交換不明顯，故可以忽略水巖作用過程的同位素交換，則區(qū)域氘盈余不變，依舊為dL0，TDS變?yōu)镾1。在排泄區(qū)發(fā)生蒸發(fā)作用，TDS、區(qū)域氘盈余分別變?yōu)镾和dL。S、S1和蒸發(fā)度f存在以下關(guān)系:

由此可以看出地下水TDS有三部分構(gòu)成:初始水貢獻(xiàn)S0、溶濾貢獻(xiàn)Sf-S0和蒸發(fā)貢獻(xiàn)S-Sf，三者對地下水咸化的貢獻(xiàn)比率分別為:S0/S，f–S0/S和1-f。

2 研究區(qū)應(yīng)用研究

2.1 研究區(qū)概況

羅山地處寧夏回族自治區(qū)中部(圖1)，為國家級自然保護(hù)區(qū)，年平均降水量251 mm，蒸發(fā)量2 387 mm，地表水系包括紅柳溝、甜水河和苦水河。基巖區(qū)出露奧陶系砂巖、板巖夾薄層灰?guī)r，西麓和東麓分布以及古近系和新近系為基底的斷陷盆地。

研究區(qū)可以分為斷陷盆地(I)和河谷區(qū)(II)兩個(gè)水文地質(zhì)單元(圖2)。斷陷盆地沉積較厚的第四系砂礫石層，是地下水主要賦存區(qū)，進(jìn)一步分為山前洪積扇區(qū)(I1)和平原區(qū)(I2)兩個(gè)次級單元，山前區(qū)含水層由砂礫石層組成，透水性強(qiáng)，地下水類型為潛水。至平原區(qū)變?yōu)槎鄬咏Y(jié)構(gòu)，上部為潛水，含水層巖性為上更新統(tǒng)細(xì)砂和砂礫石層，厚度40～60 m，其下含1～3層粉質(zhì)粘土構(gòu)成的弱透水層透鏡體，深層地下水微具承壓性，巖性為中下更新統(tǒng)砂礫石層，底板埋深140～220 m。盆地地下水流向大致由山前流向平原區(qū)，沿徑流方向，地下水位埋深逐漸降低，由山前大于50 m降至平原區(qū)下部的小于5 m，以大氣降雨和基巖裂隙水的側(cè)向徑流為補(bǔ)給來源，以蒸發(fā)和向甜水河、枯水河匯流為主要排泄方式。河谷區(qū)第四系含水層巖性為砂、砂礫石和粉砂，厚度不超過30 m，富水性差，水位埋深小于10 m，以大氣降雨為補(bǔ)給來源，地下水徑流方向和河流流向大體一致。淺層地下水(平原區(qū)上層潛水和河谷區(qū)潛水)埋深小，廣泛用于農(nóng)業(yè)開采，深層地下水(山前區(qū)和平原區(qū)微承壓水)埋深大但水質(zhì)較好，用于水源地集中開采。

圖1 研究區(qū)自然地理圖Fig.1 Location map of the study area

2.2 氫氧同位素特征

考慮到研究區(qū)地下水開采井主要位于河谷平原區(qū)，平行三條地表水系及其支流設(shè)計(jì)了四條取樣剖面采集地下水和河水樣，采樣時(shí)間選擇在豐水期，于2013年7月11—14日完成采樣工作，共取得23組樣品。其中降雨2組，分別位于紅寺堡城區(qū)和羅山氣象觀測站;地表水7組，分別位于羅山3條溪溝、紅柳溝、甜水河、苦水河和甜水河水庫;淺層地下水11組，井深3～20 m，包括紅柳溝流域1組、甜水河流域4組和苦水河流域6組;深層地下水3組，位于朝陽村、柳泉村和孫家灘水源地，采樣深度50～70 m。氫氧同位素采集于100 mL塑料瓶內(nèi)密封，由國土資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成測試，δ2H和δ18O分別采用鋅還原法和CO2平衡法，精度±1‰和±0.1‰，分析結(jié)果采用VSMOW標(biāo)準(zhǔn)。TDS測試采用干燥-重量法，由寧夏地礦局實(shí)驗(yàn)室完成。

圖2 研究區(qū)取樣點(diǎn)分布和水文地質(zhì)略圖Fig.2 Sampling locations and simplified hydrogeological map of the study area

表1 同位素及TDS測試結(jié)果Table 1 Chemical and isotopic values for all the water samples

根據(jù)測試結(jié)果(表1)，大氣降雨 TDS很低，為0.07 ～ 0.09g/L，δ18O 值 -10.6‰ ～ -8.5‰，δ2H 值-73‰～-54‰，變化很大，可能是高程效應(yīng)所致。同降雨相比，羅山山區(qū)溪溝水樣品TDS增加，為0.26～0.53g/L，δ18O值和δ2H值變化較大，分別為-11‰～-9.3‰，-76‰ ～-61‰。河流樣品 TDS較高，為4.81～14.76g/L，δ18O值和 δ2H 值分別為 -8.9‰ ～-7.5‰，-69‰ ～-64‰。甜水河水庫 TDS達(dá)到8.63g/L，δ18O 值和 δ2H 值分別為 -5.4‰、-51‰，重同位素顯著富集，表明受到強(qiáng)烈蒸發(fā)作用。地下水樣品顯示出不同的同位素和TDS特征，淺層地下水埋深均小于6 m，TDS普遍較高，為1.24～13.09g/L，δ18O值和 δ2H值分別為 -9.7‰ ～ -7.8‰，-73‰ ～-61‰。深層地下水TDS明顯低于淺層水，為0.87～1.50g/L，δ18O值和 δ2H值顯示出貧化特征，分別為-11.9‰～-11.3‰，-89‰～-81‰，表明深層水可能并非來自現(xiàn)代降雨補(bǔ)給。

由于未能系統(tǒng)采集當(dāng)?shù)卮髿饨涤陿悠?，故用位于研究區(qū)以北約120 km的銀川大氣降雨線代替，方程 δ2H=7.28δ18O+5.76［17］。δ2H—δ18O 關(guān)系圖(圖3)顯示，無論降雨、地表水還是地下水基本位于當(dāng)?shù)亟涤昃€以下，降雨和溪溝大致在降雨線附近，淺層地下水、河流水和水庫水則遠(yuǎn)離大氣降雨線，表現(xiàn)出蒸發(fā)特征。

2.3 區(qū)域氘盈余和咸化作用

圖3 δ2H-δ18O關(guān)系圖Fig.3 Plot of δ2H- δ18O

在忽略水巖作用過程中的同位素交換情況下，區(qū)域氘盈余的降低來自于蒸發(fā)作用，降幅代表了蒸發(fā)程度。溪溝水dL為4.08～5.70，基本和大氣降雨區(qū)域氘盈余一致。河流dL為-9.40～-1.94，表明受較強(qiáng)的蒸發(fā)作用，但程度不一。水庫水dL達(dá)到了-11.69，為最低值，是強(qiáng)烈蒸發(fā)的結(jié)果。淺層地下水dL為-5.85～0.57，不同程度受到蒸發(fā)影響。

根據(jù)地區(qū)大氣降水線得出k=7.28，dL0=5.76，取地下水平均溫度12℃，取羅山地區(qū)多年平均相對濕度50%，求得α1=0.908 053 39，α2=0.982 690 75，根據(jù)式(10)計(jì)算蒸發(fā)度f。初始水的TDS取降雨樣品的均值0.08g/L。由于深層地下水補(bǔ)給來源的同位素特征和現(xiàn)代降雨不同，因此不能應(yīng)用該方法評價(jià)，計(jì)算了初始水，蒸發(fā)和溶濾各自對溪溝、河流、水庫和淺層地下水TDS的貢獻(xiàn)。

根據(jù)結(jié)果(表2)可以看出，溪溝水由于補(bǔ)給來源為羅山山區(qū)大氣降雨和基巖泉水，蒸發(fā)有限，dL值基本保留了大氣降雨的初始特征，對基巖的溶濾貢獻(xiàn)了TDS的66.1% ～84.7%。河流的補(bǔ)給來源為大氣降雨和地下水，TDS普遍較高，相對于溪溝水蒸發(fā)大為增強(qiáng)，貢獻(xiàn)比率達(dá)到20.2% ～35.9%，紅柳溝和甜水河由蒸發(fā)作用增加的TDS分別為0.97g/L和0.85g/L，而苦水河則達(dá)到5.30g/L，反應(yīng)了更為強(qiáng)烈的蒸發(fā)，其原因可能是紅柳溝和甜水河河床較窄，河水流速較快，因而本身蒸發(fā)程度有限，主要來自于其補(bǔ)給來源地下水的蒸發(fā)效應(yīng)，因而和地下水dL值相差不大。而苦水河由于河床較寬，流速緩慢，水樣既保留了補(bǔ)給源的蒸發(fā)特征，又在徑流過程中受到了二次蒸發(fā)，因而表現(xiàn)為更低的dL。水庫處于天然蒸發(fā)狀態(tài)下，因而dL極低，蒸發(fā)作用貢獻(xiàn)率達(dá)到了40.1%。淺層地下水地處排泄區(qū)，蒸發(fā)作用貢獻(xiàn)率17.0% ～28.9%，TDS的增加主要還是來自于溶濾作用，貢獻(xiàn)比率為68.5%～79.4%。

表2 初始水、蒸發(fā)作用及溶濾作用貢獻(xiàn)計(jì)算結(jié)果Taleb 2 Calculated results of contributions of inital water，evaporation and dissolution to TDS

從初始水、蒸發(fā)和溶濾對水體TDS貢獻(xiàn)對比圖(圖4)可以看出，羅山地區(qū)水體的區(qū)域氘盈余顯著下降，反映了干旱區(qū)的強(qiáng)蒸發(fā)背景，然而對多數(shù)水體來說，溶濾作用仍是地下水咸化的主因，對TDS的貢獻(xiàn)在60%以上，蒸發(fā)作用的貢獻(xiàn)多小于40%，初始水的貢獻(xiàn)幾乎可以忽略。從溪溝、到地下水、河流再到水庫，溶濾貢獻(xiàn)依次降低，蒸發(fā)貢獻(xiàn)逐漸增加。

圖4 初始水、蒸發(fā)和溶濾對水體TDS貢獻(xiàn)對比圖Fig.4 Diagram of contributions initial water，evaporation and dissolution to TDS

3 討論

區(qū)域氘盈余被賦予了指示蒸發(fā)效應(yīng)的內(nèi)涵，其意義在于，對某一特定地區(qū)，大氣降雨的dL值不會(huì)受季節(jié)、降雨量、溫度、高程及其它因素的影響，理論上為恒定值。以大氣水為補(bǔ)給來源的地下水dL值只和蒸發(fā)作用有關(guān)，且和蒸發(fā)度存在定量關(guān)系，從而提供了一個(gè)定量研究地下水咸化作用的新視角?；趨^(qū)域氘盈余發(fā)展方法優(yōu)點(diǎn)是突破了初始水同位素值未知的限制，無需考慮地下水咸化的復(fù)雜過程，只要經(jīng)歷蒸發(fā)，便會(huì)反映為區(qū)域氘盈余的變化在水體內(nèi)保留，從而可以有效區(qū)分溶濾和蒸發(fā)對地下水咸化的貢獻(xiàn)。該方法需要滿足三個(gè)假設(shè)條件:一是同位素分餾系數(shù)不隨時(shí)間變化;二是忽略水巖作用導(dǎo)致的同位素交換;三是地下水的補(bǔ)給來源為現(xiàn)代降雨或和現(xiàn)代氣候條件相似的古降雨。

在推導(dǎo)式(10)的過程中進(jìn)行了簡化，下面以羅山地區(qū)為例分析簡化造成的誤差。

將相關(guān)參數(shù)代入得出:

實(shí)際上，dL和f存在以下關(guān)系:

不妨設(shè) f的真值為 F，則有 F=F(dL，δ02H，δ018O)，可以看出F是關(guān)于dL，δ20H 和 δ108O的函數(shù)，研究中通過簡化略去了初始同位素值。為分析誤差，選擇了四組不同初始值，δ018O分別取-15‰、-10‰、-5‰ 和 0‰，對 應(yīng) 的 δ02H分 別 取 -103.44‰、-67.04‰、-30.64‰和4.76‰，計(jì)算估算值f和真值F的差別。

由不同同位素初始值的誤差對比(圖5)可以看出，初始值為(-30.64，-5)誤差最小，實(shí)際上在蒸發(fā)作用下同位素不斷富集，研究區(qū)地下水δ18O和δ2H的均值分別為-65‰、-9‰。理論上初始水的同位素值應(yīng)當(dāng)小于該值，所以只有(-67.04，-10)和(-103.44，-15)的初始值具有實(shí)際意義。圖中顯示，估算值f小于真值F，誤差隨著dL和初始值的降低而增大，絕對誤差為-0.047～0，相對誤差為0.04%～7.33%?？梢钥闯龊喕恼`差較小。

圖6中TDS與dL關(guān)系顯示了羅山地區(qū)不同水體的咸化作用。以羅山山區(qū)大氣降雨為起源，溶濾作用使地下水TDS增加，這一階段咸化沿著溶濾線進(jìn)行，至排泄區(qū)發(fā)生蒸發(fā)作用，咸化沿著以S1為起點(diǎn)的蒸發(fā)線進(jìn)行。不同流域溶濾程度的差異導(dǎo)致蒸發(fā)線的起點(diǎn)不同，也形成了地下水TDS的差異，可以看出甜水河流域地下水樣品位于S1=1和S1=4蒸發(fā)線之間，苦水河流域樣品位于S1=4和S1=10蒸發(fā)線之間。實(shí)際上，地下水先溶濾后蒸發(fā)的自然咸化過程決定了溶濾作用的主導(dǎo)地位，咸化規(guī)模首先取決于水巖相互作用能溶濾多少鹽分，在相近的蒸發(fā)條件下，鹽分越多，TDS必然更高。因此，地下水流動(dòng)系統(tǒng)時(shí)空尺度和沉積物含鹽量的差異可能是兩流域地下水TDS差異的主要原因。

圖5 不同δ02H和δ018O值計(jì)算誤差圖Fig.5 Error diagram of different values of δ20H and δ108O

圖6 TDS與dL關(guān)系圖Fig.6 Relationship between TDS and dL

4 結(jié)論

(1)在以大氣降雨為補(bǔ)給來源的地下水中，區(qū)域氘盈余具有指示蒸發(fā)效應(yīng)的重要意義。

(2)提出的基于區(qū)域氘盈余計(jì)算初始水、蒸發(fā)和溶濾對地下水咸化貢獻(xiàn)的方法，可以有效解決補(bǔ)給源水δ18O和δ2H值未知的問題，且符合干旱區(qū)地下水咸化機(jī)制。

(3)通過分析羅山地區(qū)第四系地下水咸化作用表明，干旱區(qū)地下水先溶濾后蒸發(fā)的自然咸化過程決定了溶濾作用的主導(dǎo)地位，地下水的咸化規(guī)模取決于溶濾作用程度。

［1］ Chaudhuri S，Ale S.Longterm(1960– 2010)trends in groundwater contamination and salinization in the Ogallala aquiferin Texas［J］. Journalof Hydrology，2014，513:376-390.

［2］ 李文鵬，郝愛兵，李鵬，等.對我國干旱區(qū)地下水資源的幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，1996，23(5):14-15.［LI W P，HAO A B，LI P，et al.Recognizing of several questions about groundwater resources of arid area in China［J］.Hydrogeology ＆Engineering Geology，1996，23(5):14-15.(in Chinese)］

［3］ 郝愛兵，李文鵬，梁志強(qiáng).利用TDS和δ18O確定蒸發(fā)和溶濾作用對內(nèi)陸干旱區(qū)地下水咸化貢獻(xiàn)的一種方法［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2000，27(1):4-6.［HAO A B，LI W P，LIANG Z Q.Using TDS and δ18O to determine contribution of evaporation and dissolution to the salinization of inland arid area［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，2000，27(1):4-6.(in Chinese)］

［4］ 章光新，鄧偉，何巖.松嫩平原西部水體環(huán)境演化機(jī)制的同位素證據(jù)［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2005，32(3):55-58.［ZHANG G X，DENG W，HE Y.Isotopic evidence of the mechanism of water salinization in the western part of Songnen plain of Northeast China［J］.Hydrogeology ＆ Engineering Geology，2005，32(3):55-58.(in Chinese)］

［5］ Huang T M，Pang Z H.The role of deuterium excess in determining the water salinization mechanism:a case study of the arid Tarim River Basin，NW China［J］.Applied Geochemistry，2012，27(12):2382-2388.

［6］ 陳中笑，程軍，郭品文.中國降水穩(wěn)定同位素的分布特點(diǎn)及影響因素［J］.大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，2010，33(6):667-679.［CHENG Z X，CHENG J，GUO P W.Distribution characteristics and its control factors of stable isotope in precipitation over China［J］.Transactions of Atmospheric Sciences，2010，33(6):667-679.(in Chinese)］

［7］ Dansgaard W.Stable isotopes inprecipitation［J］.Tellus，1964，16(4):436-468.

［8］ Legrande A N，Kelley M，Schmidt G A.Modeling insights into deuterium excess as an indicator of water vapor source conditions［J］.Journal of Geophysical Research，2013，118(2):243-262.

［9］ Hughes C E，Crawford J.Spatial and temporal variation in precipitation isotopes in the Sydney basin，Australia［J］.Journal of Hydrology，2013，489:42-55.

［10］ 甘義群，李小倩，周愛國，等.黑河流域地下水氘過量參數(shù)特征［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，2008，27(2):85-90.［GAN Y Q，LI X Q，ZHOU A G，et al.Characteristicsofdeuterium excess parameterof groundwater in Heihe river basin［J］.Geological Science and Technology Information，2008，27(2):85-90.(in Chinese)］

［11］ Yang Q，Xiao H L，Zhao L J，et al.Hydrological and isotopic characterization of river water，groundwater，and groundwater recharge in the Heihe River Basin，northwestern China［J］. HydrologicalProcesses，2011，25(8):1271-1283.

［12］ 廖媛，馬騰，楊柳竹，等.青海貴德盆地高砷低溫地?zé)崴瘜W(xué)特征［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2013，40(4):121-126.［LIAO Y，MA T，YANG L Z，et al.Hydrochemistry of high-arsenic thermal groundwater of low-temperature in the Guide basin in Qinghai，China［J］.Hydrogeology ＆ Engineering Geology，2013，40(4):121-126.(in Chinese)］

［13］ 顧慰祖，龐忠和，王全九，等.同位素水文學(xué)［M］.北京:科學(xué)出版社，2011:66-77.［GU W Z，PANG Z H，WANG Q J，et al.Isotope hydrology［M］.Beijing:SciencePress，2011:66-77.(in Chinese)］

［14］ 王旭虎，徐先英，柴成武，等.民勤綠洲苦咸水空間分布及成因分析［J］.干旱區(qū)研究，2014，31(2):193-200.［WANG X H，XU X Y，CAI C W，et al.Spatial distribution of brackish groundwater and its formation causes in the Minqin Oasis in lower reaches of the ShiyangRiver［J］.Arid Zone Research，2014，31(2):193-200.(in Chinese)］

［15］ 李文鵬，郝愛兵.中國西北內(nèi)陸干旱盆地地下水形成演化模式及其意義［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，1999，26(4):28-32.［LI W P，HAO A B.The formation and evolution model and its significance in inland arid basin，Norwest China［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，1999，26(4):28-32.(in Chinese)］

［16］ 賈瑞亮，周金龍，高業(yè)新，等.干旱區(qū)高鹽度潛水蒸發(fā)溶解性總固體折算系數(shù)分析［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2015，42(3):19-26.［JIA R L，ZHOU J L，GAO Y X，et al.An analysis of the conversion coefficient of evaporation TDS of the high salinity phreatic water in arid areas［J］.Hydrogeology ＆Engineering Geology，2015，42(3):19-26.(in Chinese)］

［17］ 蘇小四，林學(xué)鈺.銀川平原地下水循環(huán)及其可更新能力評價(jià)的同位素證據(jù)［J］.資源科學(xué)，2004，26(2):29-35.［SU X S，LIN X Y.Cycle pattern and renewability evaluation of groundwater in Yinchuan Basin:isotopic evidences［J］.Resources Science，2004，26(2):29-35.(in Chinese)］