地下水的形成过程和机理
氚(3H)法和碳-14(14C)法是确定地下水年龄的两种常用方法。氚法适用于年轻地下水，14C法适用于老地下水。本研究对黑河流域各流域浅层地下水和深层地下水的年龄进行了研究。含氚地下水采用氚测年法，含氚地下水采用氚测年法，不含氚地下水采用14C测年法。结果如下。
(一)氚法确定地下水年龄
1.降水中氚浓度的回收
氚一般用于定性区分核试验前后补给的地下水(1952)。对于核试验前的地下水，通常采用14C法确定年龄。氚法确定地下水年龄时，通常采用年降水量的加权平均浓度作为地下水系统的输入函数，但我国广大地区缺乏1953以来的系统观测数据。本研究由关炳军(1986)建立了北纬40° ~ 44°范围内降水与氚浓度的相关方程，得到了张掖盆地1954 ~ 1982期间的降水氚浓度。1986 ~ 1996期间采用国际原子能机构(IAEA，2001)公布的监测数据。插值得到1983 ~ 1985和1997 ~ 2000的数据。2001至2002年为本次研究的实测数据。氚回收曲线如图4-21所示。
图4-21黑河流域张掖地区大气降水中氚浓度恢复曲线
2.地下水氚年龄的测定
本研究采用FLOWPC3.1程序进行计算。用试拟法确定模型参数η:以回收的降水氚浓度作为地下水的氚输入浓度，给定一系列η值，计算2001时氚输出浓度与平均停留时间(τm)的关系，用拟核法确定最佳η值，η=6.7，即活塞流地下水约占85%。这与稳定同位素的结果一致，表明η值6.7反映了地下水系统的实际情况。
根据确定的η值，利用计算模型建立氚浓度与地下水平均停留时间的关系曲线，然后结合地质和水文地质条件，通过接线得到采样点地下水的平均年龄。结果如表所示。
(2)地下水放射性年龄测定14C
地下水14C测年最重要的一步是确定初始14C含量A0。各种刻度模型都可以产生一个初始14C含量A0，这是考虑各种影响后的初始放射性起点。应用校准模型时，必须了解碳源、系统条件和地球化学效应。根据13C的质量平衡，从黑河流域选取的补给源样品计算输入CO2的δ13C值为-11 ‰ ~-15 ‰(表4-11)。因此，地下水中碳的来源可能是C4植被类型。
1.地球化学对14C含量的影响。
了解补给后包气带和含水层的地球化学过程对14C测年非常重要。总溶解无机碳(DIC)和13C的演变提供了研究这种影响的可能性。由于输入碳源的δ13C值因地球化学反应而发生变化，而地球化学反应状态取决于系统的开放程度，因此，根据CO2分压(PCO)、总溶解无机碳(mDIC)及其δ13CDIC，可以推导出补给条件(Clark2和Fritz，1997)。
本研究给出了以下参数:碳酸盐岩的δ13CCarb为1‰，土壤气体的δ13C为C4植被的土壤平均值，即-13‰。
表4-10黑河流域地下水同位素年龄
表4-11黑河流域地下水输入CO2源计算值
计算过程如下:
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
封闭系统:
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
选取南部盆地补给区和下游额济纳沙漠区的样品，计算CO2分压(PCO)，如表2 4-12所示。结果表明，体系中CO2分压低于大气中CO2分压，一般为10-1.8 ~ 10-2.0 ATM。因此，方解石溶解发生在封闭系统中，初始输入的土壤CO2被方解石溶解消耗，接近饱和。δ13CDIC的理论计算值与实测值的比较进一步证实了这一条件。
表4-12黑河流域地下水输入过程中δ 14C物质平衡计算结果
根据封闭体系中pearsonate岩的溶解和δ13C的质量平衡，并考虑同位素富集，补给区地下水溶解无机碳的计算δ13C值与实测δ13C值接近(表4-12)，证明实际采集的地下水δ δ13CDIC的演化是封闭体系中碳酸盐岩溶解的结果。
2.初始输入内容为14C
总的来说，对于地下水14C的定年校正，尽量应用各种校正模型，并对结果进行比较。本研究首先采用氚法进行校正，然后考虑模型校正法。氚含量大于5 TU的样品14C的平均含量为73.3 pmc。由于核爆炸的影响，14C的输入约为120 pmc(克拉克和弗里茨，1997)，因此14C的初始输入内容约为61 pmc。对于模型修正，首先采用简单的化学稀释模型(Tamers)，然后进一步考虑同位素混合(Pearson)，最后考虑可能的同位素交换(IAEA)。计算结果见表4-10。可以看出，除IAEA模型(Salem et al .，1980)的修正外，其他模型的结果相似，表明了研究区地下水的年龄范围。而氚含量大于检测限的地下水不适合14C的年龄，应该是现代水。
3.地下水年龄
从图4-22可以看出，根据地下水中3H与14C含量的关系，黑河流域地下水的年龄大致分为四组。第一组为3H值大于20 TU，14C含量大于55 PMC，年龄小于50年，为近期补给形成的“现代地下水”。第二组为核爆前补给形成的“年轻地下水”，3H值小于10 TU，14C含量在55 ~ 55 ~ 85 PMC之间。第三组3H值小于10 TU，14C含量小于55 PMC，为老地下水。第四组，TU3H值10，14C含量小于55 PMC，为古水和现代水混合补给形成的地下水，年龄几十至几千年。
图4-22黑河流域地下水3H与14C含量的关系
从图4-23和图4-24可以看出，潜水多为现代供水，年龄在50岁以下。承压水的年龄超过50年。在南部盆地，较老的地下水主要分布在酒泉盆地和张掖盆地之间的承压含水层中，地下水14C的校正年龄为2338 ~ 5569年前。张掖盆地碱滩地区深层地下水氚含量为22.3 TU，并有一定的现代水混合迹象。高泰地区深层地下水14C的校正年龄为1891年前。在北部盆地，较老的地下水主要分布在额济纳北部的深层承压含水层中。地下水14C的校正年龄为5486 ~ 8630年前，形成于全新世气候的适宜补给期。
图4-23黑河流域潜水年龄等值线(M)分布图
在“两水转换及黑河中下游水资源综合开发利用”项目中，提出核爆前(1952前)入渗补给的水仅存在于山前水位埋深大于100m的浅层地下水中，在冲积平原和细土平原中，主要在核爆前期(1954 ~ 1965438+)。本次研究结果表明，山前戈壁的地下水是核爆以来补给的地下水，形成时间在1963之后，核爆高峰期补给的水只存在于梨园河附近。在细土平原和马营河与梨园河之间的地区，核爆前有地下水形成和补给。
图4-24黑河流域深层承压水年龄分布
二、水循环及其形成过程
(一)山地水循环和子系统之间的转化
1.地表水形成
黑河流域山区地表水主要来源于降水、融雪水和基岩裂隙水，其水化学和同位素资料表征了其形成过程、来源和组成。
山区冰雪融水样品(HX54)采自海拔3892 m的甘肃与青海交界处，融水温度为65438±0℃。降水样品(HX55)采自海拔3301 m的托来牧场，水温为11.6℃。地下水样品(HX52-2)采自柳泉沟海拔2916 m、井深120 m的机井，水温6.9℃。其余样品为山区不同河段、不同高程的河水。
根据水化学资料，山区地表水是不同来源的水混合作用的产物，如图4-25所示。无论是六种离子(除Ca离子外)和盐度的特征，还是微量元素的Sr数据，都反映了河流径流路径上不同来源水的混合特征。如北大河干流两岸冰雪融水离子浓度普遍高于干流水，且除Ca离子外，河流两岸冰雪融水离子浓度从上游到下游逐渐降低，而干流水离子浓度升高。由于山区蒸发弱，径流速度快，蒸发和淋溶不会对河水的化学成分产生大的影响。因此，主河水中离子浓度的增加表明了与沿途高盐度融雪水的混合作用。再比如，黑河干流有东、西两条支流，东支河采样点靠近融水区，所以离子浓度高于西支河。此外，沿径流方向，东支河离子浓度逐渐降低，西支河离子浓度逐渐升高，这也反映了冰雪融水与主流河水混合效应的存在。
同位素数据反映了以下两个基本特征:北大河源区地表水主要由融水和山地地下水补给，黑河源区地表水主要由降水补给。
(1)北河源区地表水(HX51，HX53)的氚含量(43TU，49TU)接近冰雪融水(45TU)和地下水(33TU)，表明河水主要来源于冰雪融水和地下水，其中地表水样品(HX52-65438)
北大河水样的δ18O和δD值与融水接近，地下水样品的δ18O和δD值与附近河水相似，表明地下水和河水是同源的。北河源区采样点的地表气温与水温呈线性关系(图4-26a)，二者的梯度分别为0.7℃/100 m和0.4℃/100 m，地表气温的梯度与实际观测值一致(0.6℃/100 m)。因此，根据δ18O与气温的关系分析，如果采样点的地表水来源于不同海拔高度的降水，则δ18O与海拔高度应呈线性关系。
图4-26b显示了北大河源区水样18O与高程的关系。样品HX52-2为地下水，HX55为雨洪，其余为河水。结果是18O随海拔变化相对稳定，说明北大河流域源区河流供水水源海拔相对稳定，主要来自海拔相近的冰雪融水。
(2)黑河源区地表水氚含量比北大河源区高2倍左右，比祁连县低，比冰川融水高。北大河源区δ18O值(-7.43 ‰ ~-8.29 ‰)高于δ18O值(-8.59 ‰ ~-9.21 ‰)，降水补给份额较大。样品的δ18O与海拔高度呈负相关(图4-27a)，反映了不同海拔高度的补给特征，说明水的来源与北大河不同，反映了不同海拔高度融水、降水和地下水的混合补给。
黑河源区δ18O与δD的关系也反映了大气降水的补给特征(图4-27b)，降水线方程为:Y=7.49X+8.99。样品的δ18O与海拔高度呈负相关(图4-27a)，反映了不同海拔高度的降水补给特征，与北大河不同，北大河主要由融水补给。这种差异与山区降水的分布特征是一致的。丁永健等(1999b)指出，99.5 E以西的降水受西风环流影响，而东部的降水受东亚季风影响，自西向东降水增加。
黑河源区地表水的氚含量与海拔呈负相关(图4-28a)。随着海拔的降低，地表水的汇流路径增加。源区地表水为冰雪融水，氚含量与融水相近(约40 TU)，属于融水补给。往下游到祁连县之前，氚含量增加到80 TU以上，说明有降水的存在。由于肃南、祁连两县降水氚含量很高(167 ~ 125 tu)，且这两地地下水氚含量也较高(41 ~ 61 tu)，下游降水和地下水补给占河水的比例增大。
图4-25黑河流域山区地表水中离子浓度沿径流方向的变化
图4-26黑河流域祁连山地表水同位素特征
图4-27黑河源区地表水的同位素特征
通过δ18O与TDS的关系可以识别不同来源的地表水。图4-28b中，地表水样品均落在降水、融水和地下水的混合区，进一步表明地表水由混合补给组成，即黑河源区上游地表水主要由降水和融水补给，下游地下水增加，而北大河地下水主要由融水和山地地下水补给。
根据三个端元的数据分析，融水端元的δ18O值为-8.69‰，TDS值为533.3mg/L，地下水端元的δ18O值为-9.16‰，TDS值为356.8 mg/L，降水端元的δ65438+。根据三单元混合模式，有:
图4-28黑河源区地表水的同位素特征
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
其中:Fm、Fg、Fp分别为融水、地下水和降水在地表水中的比例；
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
计算6月初黑河、梨园河、北大河地表水成分(表4-13)。从表4-13可以看出，黑河山水中降水补给所占比例最大，占41%；梨园河融水补给比例最大，占41%。北大河中山区地下水补给比例最大，占53%。
表4-13 6月上旬黑河流域山区地表水比例(%)
需要指出的是，融水包括冰川和当年降雪的融水。根据丁永健等人的研究(1999a)，黑河流域山区年平均降水量为351.1 mm，其中夏季平均降水量为208.9 mm，占全年的60%。也就是说，40%的降水通过降雪融化到地表水中。根据这种关系，可以计算出冰川融水的比例(表4-14)。
表4-14黑河流域山区地表水比例/%
2.地下水源和水流方向
在黑河流域源区采集了7个地下水样品，包括6个泉水样品。总体水化学特征分为两类，一类是低矿化度、δ18O相对较高、氚含量较高的HCO3-SO4-Ca-Mg地下水，另一类是高矿化度、δ18O相对较低、氚含量较低的Cl-SO4-Na-Ca地下水。这两类地下水代表了不同的形成过程和流动特征，分别形成于局部地下水流过程和区域地下水流过程(图4-29)。前者多为现代水回灌，后者年代更久远。
图4-29黑河流域源区地下水流模型
同位素资料显示，第一类地下水为现代冰雪融水，降水通过裂隙和河床沉积物补给，属于局部地下水流系统。第二种是深层地下水循环的径流补给，在山前断裂带以泉的形式排泄。其中一个上升泉(大苦水)的14C含量为43.2 PMC，对应的未校正年龄为7000年前。
(B)山区河水和山区地下水之间的关系
在黑河流域，山区河水和山区基岩裂隙水的氚变化特征相同(图4-30a)。河水的年平均氚含量为37.7 tu，地下水的年平均氚含量为34.8 tu。δ18O的值也表现出类似的特征(图4-30b)。河水中δ18O平均值为8.2±0.3，地下水中δ18O平均值为8.5±0.4，具有季节变化特征。河水和地下水同位素变化特征相同，表明其来源基本相同(图4-31)，水力关系密切。冬季河水δ18O变化不大，氚含量较低，基本流量主要排泄地下水。夏季，河水主要通过降水和融水排出。
图4-30 2001-2002年黑河流域姑山河和梨园河地下水同位素变化特征。
图4-31黑河流域肃南县梨园河与地下水的月δ18O-δD关系
从地质条件分析，表明山区与平原接触的是一条大型逆冲断层，山区地下径流被山前逆压断层阻挡，以泉的形式排出，在山谷交汇，排入河流。这些排出的泉水大多是深第三纪和白垩纪的高盐度水(见表4-3)。山区地下径流大部分在出山前排入河流，以地表径流形式出山，而地下径流仅在河谷和断裂带以暗流形式出山。
第三，平原地区的水循环和形成过程
(1)降水、地表水和地下水之间转化的同位素特征
干旱地区降水的稳定同位素一般都受到了强蒸发的影响，降水线的斜率往往在5.5 ~ 6.5之间，而季节性同位素变化引起的斜率在6.5 ~ 9.2之间。根据国际原子能机构(IAEA，2001)降水监测数据统计，张掖地区降水δ18O和δD的加权平均值分别为-6.4‰和-4-32a‰，降水线δD=7.48δ18O+3.53，作为黑河流域的大气降水线(图4
图4-32黑河流域中下游同位素特征
黑河流域年内降水同位素变化较大，夏季(6-9月)降水与冬季降水的δ18O相差约4‰。正义峡和丁鑫水库水δ18O年平均值分别为-6.4‰和-3.6‰，其周边地下水δ18O年平均值为-6.1‰。大部分地下水样品落在当地降水线的冬夏之间，说明夏季当地降水占地下水补给的比例有限，但以高山区富含轻稳定同位素的降水补给为主，并与当地降水补给有部分混合。
δ18O值沿黑河径流方向的季节变化特征反映了地下水与河水之间的密切相互作用(图4-32b)。夏季数据为20065438年6月至2001年9月的月度样本检验数据的平均值，冬季数据为2001年6月至2002年3月的月度样本检验数据的平均值。一般来说，常年河水的稳定同位素保持了源区的特征，蒸发作用相对较小。从图4-32b可以看出，张掖盆地上游冬季和夏季河水的delta δ18O差值并不大，反映了常年河水来自高山或远距离的补给特征。张掖以后，夏季河水δ18O值明显高于冬季，富含18O，特别是在高泰至丁鑫一带，河水δ18O值变化剧烈。这种变化不是河水蒸发效应的简单结果，这与临泽灌区、高泰灌区、丁鑫灌区的农业活动有关，经历了灌溉水→地下水→河水的转化过程，这与灌溉水强烈的蒸发效应有关，特别是在丁鑫灌区。对比冬夏季δ18O值的变化可以看出，丁鑫灌区地下水对河水的同位素特征有明显的影响，而且这种影响在下游越来越弱，在狼心山地区较弱。
地下水和地表水氚同位素月变化过程中，也具有季节变化的特征(图4-33)。夏季氚含量高；冬天氚含量低。地表水和地下水氚同位素的一致变化表明，地表水和地下水之间存在着密切的水力联系。地下水和地表水的氚含量沿流动路径逐渐减少。对于常年性河流，由于径流速度远高于地下水，放射性衰变影响不大。如果没有其他水混入，上下游之间的河水氚含量不会有太大变化。如果存在地下水对河水补给的影响，地下水的氚含量一般小于河水，因此地表水的氚含量沿径流路径明显降低。从图4-34可以看出，沿黑河干流，地下水和地表水的氚含量不仅降低，而且变化规律相同，表明存在一个地下水补充地表水和地表水补充地下水的转化过程，至少存在三个完整的相互转化过程。
图4-33黑河流域平原区不同地点同位素的季节变化
图4-34黑河地下水和河水中氚值的变化特征
图4-35黑河流域酒泉东盆地-额济纳地下水同位素剖面图
由于地下水的氚含量小于地表水，河水的氚含量低于浅层地下水，河水受到地下水补给和排泄的影响。张掖以北至正义峡(高泰段)，地表水氚值低于地下水，表明地下水补给河水(图4-34中D区)。正义峡地表水的平均氚含量为40 TU，介于张掖盆地潜水和承压水的氚含量之间，反映其来源为两者的混合补给。正义峡至浪心山一带，地下水平均氚含量为31.93，河水平均氚含量为38.27，为河水对地下水的补给(图4-34中E区前段)。从狼心山到额济纳盆地，地下水的氚含量为29.01 TU，接近并略小于河水的平均值，表明地下水来自河水的补给(图4-34中E区的后期)。在额济纳绿洲区，河水的氚值低于地下水，为地下水提供地表水(图4-34中的F区)。东居延海附近存在地下水自流(泉)补充地表水的现象。
黑河干流地下水与河水的转化大致可以概括为:山区基岩裂隙水补给地表水，山前平原河水补给地下水，张掖北部河水补给地下水，正义峡后河水补给地下水，河水成为下游荒漠区地下水的主要来源，地下水补给额济纳盆地东北部(东居延海地区)地表水。
地下水沿径流路径的δ18O和δD值变化特征支持氚含量反映的地下水与河水的相互作用。图4-35b和图4-35c与图4-35a反映的地下水同位素变化规律基本一致。
(2)山前渗透带河水与地下水的同位素转化特征
在δ18O-δD图上，南部盆地溢流带附近及以上的采样点均落在山区河水与当地平均降水量之间，表明地下水是由降水和河水的混合补给的(图4-36)。
图4-36黑河流域南部盆地降水、山河水和地下水的δ18O-δD关系。
根据双端混合模型，可以计算地表水与降水的比值。模型是
黑河流域水循环与地下水形成演化模式
式中:FSW——地下水中含有地表水补给的比例；
地下水、降水和地表水的Ygw、Ypre和YSW-δ18O值。
该方法的灵敏度为s = x/y，其中x为混合水的同位素组成偏差，y为地表水与降水的同位素组成差异。
根据模型和δ18O数据，计算结果见表4-15。初山河对地下水的补给占总补给量的70% ~ 80%，当地降水补给占总补给量的20% ~ 30%。
表4-15黑河流域张掖盆地浅层地下水混合补给比例估算结果(%)
(3)冲洪积扇前带地表水与地下水同位素转化特征。
黑河流域冲积扇前缘地区，由于含水层岩性变化大，地下水沿冲沟以泉的形式溢出地表，排入地表水。从图4-37可以看出，除7月和9月外，张掖盆地溢流区附近河水的氚含量介于地下水和山河水之间，反映出该地区河水主要由山河水和地下水补给。在雨季(8-9月)，地下水氚含量与山河相近，表明地下水主要由山河在雨季的季节性洪水补给。
图4-37黑河流域张掖盆地溢流带附近不同水体氚同位素的季节变化。
根据δ18O数据，张掖盆地溢出带附近河水中不同补给源的季节变化特征见表4-16。夏季河流地下水补给占径流的20% ~ 30%，山区河流补给占径流的70% ~ 80%。冬季河流地下水补给占径流的33% ~ 37%，山区河流补给占径流的63% ~ 67%。
表4-16黑河流域张掖盆地溢流区地表水补给成分季节变化估算结果
(D)细土平原区河水与地下水转化的同位素特征。
在高泰至正义峡一带，各种水体的氚含量具有相似的变化规律，表明这些水体之间存在一定的水力联系(图4-38)。地表河水的氚含量远低于张掖附近河水和高泰-正义峡地区降水的氚含量，表明上游河水和降水对该地区河水的同位素变化影响不大。该地区河水氚含量接近潜水，表明河水成分除上游河水和降水外，还受当地地下水补给的控制。
图4-38黑河流域高泰-正义峡地区不同水体中氚同位素的季节变化
主要部分，而深层承压水的补给在河流中占一定比例。冬季河水和潜水的氚含量在分析误差范围内基本一致，说明冬季河水的主要来源是潜水补给。
根据同位素监测数据，初山河平均δ18O为-8.6‰，高泰-正义峡潜水平均δ18O为-6.1‰。根据两端混合估算，张掖和高泰地表水的季节组成见表4-16。张掖地区夏季地下水补给占20% ~ 30%，河流补给占70% ~ 80%。高泰地区地下水占55% ~ 75%，山河补给占25% ~ 45%。张掖地区冬季地下水补给占33% ~ 37%，河流补给占63% ~ 67%。高泰地区地下水补给占80% ~ 84%，河流补给占16% ~ 20%。
(五)黑河下游河水与地下水同位素转化特征。
丁鑫地表水和狼心山地下水的同位素特征具有相似的变化规律，如图4-39所示。狼牙山地下水的氚含量略低于上游的丁鑫河，地下水的δ18O值高于丁鑫河，表明该河向狼牙山补给丁鑫地下水。而在朗心山脚下，河水和地下水的同位素差异比较大，说明河水的补给减弱。
图4-39黑河流域丁鑫-狼心山地下水和地表水同位素变化对比