鄂爾多斯自流盆地地下水來源爭議問題討論

陳建生，王婷，陳茜茜，劉曉艷

1)河海大學(xué)土木工程與交通學(xué)院，南京，210098； 2)河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京，210098； 3)河海大學(xué)期刊部，南京，210098

內(nèi)容提要：本文討論了鄂爾多斯自流盆地地下水來源存在爭議的兩種學(xué)術(shù)觀點(diǎn)，指出了前人關(guān)于鄂爾多斯地下水補(bǔ)給、徑流、排泄模型所存在的問題：① 在四水轉(zhuǎn)化過程中缺少了最重要的研究內(nèi)容——土壤水的運(yùn)動，通過概念模型得到的地下水循環(huán)模型不能解釋地下水分水嶺與基底斷裂帶重合的事實。② 部分學(xué)者在進(jìn)行地球化學(xué)反向模擬的的研究中，沒有對白云石、方解石中的同位素進(jìn)行對比分析，碳同位素不支持模擬分析結(jié)果。③ 采用14C測定地下水年齡中受到深部CO2的干擾，在中國北方地區(qū)不適合采用14C測定地下水的年齡。筆者等通過黃土剖面土壤水中的氘—氧同位素與Cl-分布特征，指出鄂爾多斯盆地的降水非但不能補(bǔ)給到地下水中，而且土壤水的主要來源是地下水。鄂爾多斯自流盆地的主要補(bǔ)給源是外源水，深大斷裂帶是導(dǎo)水的主要通道。

中國地質(zhì)調(diào)查局的勘察表明，鄂爾多斯盆地是一個大水盆，地下水年補(bǔ)給量達(dá)到105億方，盆地白堊系地下水水質(zhì)總體呈北好南差、下好上差的區(qū)域性分布規(guī)律(侯光才等，2006；謝淵等，2004)。鄂爾多斯盆地地下水豐富的觀點(diǎn)已得到普遍認(rèn)同，但對于地下水的來源存在爭議，主要存在兩種不同的認(rèn)識：

第一種觀點(diǎn)認(rèn)為，地下水是當(dāng)?shù)亟邓霛B補(bǔ)給。田孝先等(1994)認(rèn)為當(dāng)?shù)厣喜繚撍疄榻?0年的降雨補(bǔ)給水，中部潛水為20世紀(jì)60年代至70年代補(bǔ)給水，而下部潛水為20 ka以來的古水補(bǔ)給；馬致遠(yuǎn)等(2005)通過模型計算得出，強(qiáng)徑流帶天然補(bǔ)給量為87.55mm/a；侯光才等(2007)認(rèn)為盆地內(nèi)地下水大致集中沿雨水線分布，反映了白堊系盆地內(nèi)地下水為大氣降水成因；王德潛等(2002)認(rèn)為地下水受巖相古地理、地下水補(bǔ)徑排條件等控制。

第二種觀點(diǎn)認(rèn)為，地下水的主要補(bǔ)給源為近代遠(yuǎn)程的外源水；鄂爾多斯地下水分水嶺與降水沒有相關(guān)性，而與深部斷裂帶是重合的；降水的氘—氧同位素與井水、河水、泉水中的同位素不存在補(bǔ)給關(guān)系，土壤水中的同位素與化學(xué)離子分布表明，土壤水的主要來源是地下水，而不是降水，地下水來自于跨流域的遠(yuǎn)源水補(bǔ)給(Chen Jiansheng et al. ，2012)。

筆者等曾提出鄂爾多斯盆地地下水來源于遠(yuǎn)程外源水補(bǔ)給的觀點(diǎn)(陳建生等，2009)，指出西藏內(nèi)流區(qū)的徑流量遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于外流區(qū)，水量高度不平衡，通過氘—氧等同位素分析推斷，羌塘盆地的河流與湖泊的滲漏水通過深循環(huán)方式補(bǔ)給到中國北方干旱區(qū)；Zhou Shiqiao等(2013)在2007～2011期間，通過對納木錯入湖河水流量、水位、降水、蒸發(fā)等連續(xù)監(jiān)測表明，納木錯湖存在嚴(yán)重的滲漏，不考慮冰封期的滲漏影響，滲漏量就達(dá)到了120～190m3/s。納木錯流域面積為10610km2，僅占西藏內(nèi)流區(qū)面積的1.74%。在西藏內(nèi)流區(qū)河流短小，北部地區(qū)幾乎沒有很大的湖泊，存在14個TDS≦1g/L的淡水湖泊，這些封閉的淡水湖泊都存在著滲漏，青藏高原滲漏水的去向成為了人們關(guān)注的重點(diǎn)。與此同時，我國北方沙漠、黃土高原地區(qū)的水量也出現(xiàn)了不平衡，在北方干旱區(qū)發(fā)育著眾多的河流與大型的湖泊，例如，渭河、涇河、汾河、西拉木倫河、達(dá)里湖、岱海、烏梁素海等，鄂爾多斯盆地地下水循環(huán)不能滿足傳統(tǒng)的區(qū)域水文地下水循環(huán)理論。雖然一些學(xué)者通過水量平衡與水化學(xué)模擬建立了區(qū)域地下水循環(huán)模型，但是這些模型都經(jīng)不起推敲，水量計算模型中缺失了土壤水轉(zhuǎn)化地下水的過程，土壤水運(yùn)動這個“黑箱子”里的東西并不清楚；而地球化學(xué)反向模擬的問題更大，模擬過程僅考慮了飽和指數(shù)，忽略了一些重要的指標(biāo)，例如溫度、壓力、反應(yīng)速率、同位素、沉積巖的年代學(xué)證據(jù)等。本文試圖通過一些案例的分析，指出在鄂爾多斯盆地地下水補(bǔ)、徑、排研究方面存在的問題，在水文地質(zhì)研究領(lǐng)域開展學(xué)術(shù)爭鳴，以期提高對北方地下水循環(huán)的認(rèn)識水平。

1 鄂爾多斯地下水補(bǔ)給徑流排泄關(guān)系

圖 1 鄂爾多斯地下水分水嶺與補(bǔ)給、徑流、排泄示意圖(據(jù)侯光才等，2006，改編)與下游的自流井Fig. 1 Schematic diagram of watershed ,recharge, runoff, and discharge for groundwater and its downstream artesian well in Ordos Basin(modified from Hou Guangcai et al., 2006)

鄂爾多斯盆地位于東經(jīng)105°30′～112°30′，北緯34°20′～42°30′之間，地跨陜、甘、寧、蒙、晉五省區(qū)，總面積365000 km2，總體地貌形態(tài)為構(gòu)造剝蝕高原地貌，北部大部分地區(qū)被沙漠覆蓋，包括庫布齊沙漠和毛烏素沙地；南部屬黃土高原。在盆地北部的沙漠高原分布有眾多的湖(淖)，其中水域面積大于3 km2的湖泊115個，以陜蒙交界處的紅堿淖最大，水面面積57.6 km2(侯光才，2008)。

鄂爾多斯盆地被分為南北2個亞系統(tǒng)和5個分支系統(tǒng)，以地下水分水嶺作為系統(tǒng)之間的邊界，侯光才等(2006, 2007)認(rèn)為，盆地內(nèi)的降水成為地下水唯一的補(bǔ)給源，地下水循環(huán)的周期與深度有關(guān)，循環(huán)越深的地下水周期越長，最長的循環(huán)周期為20 ka，參見圖1。鄂爾多斯盆地降水量由東南向西北遞減，從700mm到150mm，7～9三個月的降水量可占年總量的60%以上。蒸發(fā)量自東南向西北遞增，從1000 mm增至3500 mm。鄂爾多斯的自流井非常普遍，陜西府谷的一口自流井的涌水量達(dá)到了0.58m3/s。筆者在都思兔河下游一帶泉眼與自流井的數(shù)量超過20個，附圖1中顯示了6口自流井的照片，其中都斯圖自流井的流量達(dá)到4.7 L/s，該井已經(jīng)有40年歷史，流量穩(wěn)定從未減小過。該區(qū)的降水量在150～250 mm之間，平均蒸發(fā)量3380 mm(趙旭春等，2003)。在鄂爾多斯降水量最小蒸發(fā)量最大的地區(qū)仍然存在著流量穩(wěn)定的自流井，很值得深入研究。

黃土高原是由塬、墚、峁地貌組成，墚和峁地區(qū)的地下水缺乏，塬區(qū)是黃土高原主要的富水地帶，黃土塬潛水位埋深40～120 m，由塬的對稱中心向兩側(cè)地下水位埋深逐漸變深；循此方向，單井水量自800 m3/d變?yōu)樾∮?0 m3/d(閻太白等，1983)，塬對稱中心的水量是邊緣水量的40倍以上。如果地下水來自于降水入滲，地下水分布應(yīng)該比較均衡，富水地帶不會僅限于塬，墚和峁也應(yīng)該有水，并且，塬的中心與邊緣不可能出現(xiàn)這種巨大的水量差異。這種現(xiàn)象暗示著，塬的中心斷裂帶是導(dǎo)水構(gòu)造，塬、墚、峁的形成與斷裂帶有關(guān)系(陳建生等，2013)。研究發(fā)現(xiàn)，地下水分水嶺與深大斷裂帶完全重合(Chen Jiansheng et al. ，2012)，這些現(xiàn)象都表明，采用區(qū)域水文地下水循環(huán)理論解釋鄂爾多斯盆地地下水的補(bǔ)給、徑流、排泄存在疑問。支持鄂爾多斯自流盆地的補(bǔ)給源為當(dāng)?shù)亟邓膶W(xué)者提出了同位素、地球化學(xué)等諸多的證據(jù)。但事實上，這些所謂的證據(jù)存在一些問題，本文將逐一進(jìn)行分析。

2 關(guān)于水文地球化學(xué)模擬的應(yīng)用存在的問題

通過水文地球化學(xué)模擬進(jìn)行地下水補(bǔ)給、徑流、排泄的研究是近20年來被廣泛推廣應(yīng)用的一種方法(Wicks et al. , 1994；Plummer et al. , 1990)。反向模擬是依據(jù)地下水化學(xué)資料來確定水—巖間的相互作用過程及質(zhì)量交換，地下水的運(yùn)動應(yīng)該嚴(yán)格遵守模型中給出的補(bǔ)給、徑流、排泄方式進(jìn)行的，此時，含水層中的碳酸鹽巖等沉積物才可能是水文地球化學(xué)作用的結(jié)果。但在模型的應(yīng)用中有些學(xué)者并沒有對適用條件進(jìn)行甄別，認(rèn)為地下水中Ca2+、Mg2+等離子濃度的變化是由方解石、白云石、膏巖、巖鹽的溶解或沉淀造成的，這種觀點(diǎn)是值得商榷的，因為白云巖的成巖條件很苛刻。白云巖成因的研究迄今已經(jīng)歷了200多年的歷史，但自然界中的白云巖是如何形成的問題始終沒有得到解決，因為白云巖是高溫條件下形成的，鄂爾多斯白云巖包裹體中的成巖溫度在104～368℃(李振宏等，2004)，科學(xué)界尚未證實白云石可以直接從自然水體中沉淀(張景廉等，2003)。

在鄂爾多斯盆地地下水來源的討論中，有很多學(xué)者認(rèn)為地下水中離子含量的變化是因為發(fā)生了方解石、白云石、膏巖等礦物的溶解與沉淀，并定量計算出了白云石、方解石的沉淀量。事實上，白云石與方解石沉淀的條件存在極大的差異，鄂爾多斯盆地白云石與方解石中的δ13C存在明顯差異，參見圖2(韓家懋等， 1996；龐獎勵，1998；趙衛(wèi)衛(wèi)等, 2011)，白云巖中的δ13CPDB在-2‰～2‰之間，而方解石中的δ13CPDB在-12‰～-3‰之間，二者基本上沒有重合區(qū)域，這表明它們形成的條件是完全不同的，鄂爾多斯盆地白云巖中的碳顯然保留著海相沉積的同位素特征。這表明白云石與方解石是在不同的條件下形成的，不可能是同一時期的產(chǎn)物，所以，可以排除白云巖是近代地下水循環(huán)的產(chǎn)物。類似的水化學(xué)模擬研究地下水循環(huán)的方法也也應(yīng)用于北方其他干旱區(qū)，例如華北平原，河西走廊等地區(qū)，很多學(xué)者錯誤地認(rèn)為下游地下水中Mg2+離子濃度的降低是因為發(fā)生了白云石沉淀，這種推斷誤導(dǎo)了北方干旱地區(qū)地下水的補(bǔ)給、徑流、排泄之間的關(guān)系。

圖 2 鄂爾多斯盆地白云巖與黃土鈣結(jié)核中的δ13C—δ18O關(guān)系(據(jù)韓家懋等， 1996；龐獎勵，1998；趙衛(wèi)衛(wèi)等, 2011，改編)Fig. 2 Relationship between δ13C and δ18O of dolomite and calcium nodule in the Ordos Basin(modified from Han Jiamao et al. ,1996;Pang Jiangli et al. ,1998;Zhao Weiwei et al. ,2011)

3 降水能否補(bǔ)給到地下水成為爭論的焦點(diǎn)

中國地質(zhì)調(diào)查局開展鄂爾多斯盆地水資源調(diào)查以來，已經(jīng)出版了大量的地下水補(bǔ)給、徑流、排泄方面的文章和專著，但在降水入滲轉(zhuǎn)化成為地下水的模型中缺失了土壤水的運(yùn)移過程，圖1中給出的降水入滲補(bǔ)給區(qū)并不是根據(jù)實測數(shù)據(jù)得出的結(jié)果。在大氣降水、地表水、土壤水、地下水—四水轉(zhuǎn)化過程中，土壤水的運(yùn)動實際上是一個黑箱子。

降水入滲土壤后水分子受到土顆粒表面電荷的吸引形成一層水膜，水膜又可分為吸濕水層、薄膜水層和重力水層，緊貼著土顆粒的被稱為吸濕水層，吸附在吸濕層之外不受重力影響的水膜被稱為薄膜層，薄膜層之外可以自由向下流動的水層被稱為重力水層，只有重力水層中的水可以轉(zhuǎn)化成為地下水。薄膜水的流動主要受溫度控制，高溫區(qū)的薄膜水向低溫區(qū)流動；對于等溫的薄膜水層而言，薄膜水是從厚層向薄層流動，所以，薄膜水的流動沒有固定的方向。只有當(dāng)土壤含水率達(dá)到最大田間持水量，土壤水才能補(bǔ)給地下水。

但也有學(xué)者認(rèn)為，黃土地區(qū)降水入滲到地下水是通過薄膜水形式，薄膜水不具淋溶作用(趙景波，2002)。這個觀點(diǎn)明顯違反了熱力學(xué)原理，薄膜水是在高溫區(qū)流向低溫區(qū)的，土壤中不存在這種地表與地下水之間連續(xù)的上高下低的溫度梯度；另一方面，無論是重力水還是薄膜水，液態(tài)的熵(SL)都大于固態(tài)熵(SS)，自然界中自發(fā)過程的熵的變化都必須滿足ΔS≥0，而可溶性鹽不可能在沒有飽和的狀態(tài)下沉淀下來，所以，淡水下滲而將水中的鹽分保留在土壤中的現(xiàn)象是不可能發(fā)生的。最早的降水入滲試驗采用核試驗期間大氣降水中的高氚作為示蹤劑，張之淦等(1990)、Lin Ruifen等(2006)分別在赤峰與山西平定測定了黃土剖面非飽和土壤中的氚，在1988年與1997年揭露的剖面中都觀測到了氚峰值，這表明1963年核試驗期間的降水沒有入滲到地下水中，但是地下水中已經(jīng)出現(xiàn)了高氚值，于是他們懷疑在黃土裂隙中可能存在著快速滲漏通道(Wang Bingguo et al.，2008)；但許兆義等(1993)通過人工降水試驗發(fā)現(xiàn)，黃土中的裂隙和大孔隙不起導(dǎo)水作用；獨(dú)仲德等(2000)通過黃土入滲試驗認(rèn)為，黃土中的大孔隙對水分入滲起著顯著的阻滯作用。Chen Hongsong等(2008)通過現(xiàn)場降水入滲試驗證實，黃土高原降水補(bǔ)給地下水的量是非常有限的，幾乎沒有有效的補(bǔ)給；Tu 等(2009)則認(rèn)為，黃土非飽和帶野外降雨入滲試驗表明在雨季降雨入滲最大能到2m深度，強(qiáng)降水(120 mm/d)最大可入滲至3m深度；華北平原入滲試驗表明，即使是采用了人工澆灌，最大的下滲速度只有0.29m/a(Lin Ruifen et al.，2006)。

圖 3 鄂爾多斯黃土高原土壤水氯離子濃度隨深度的變化(據(jù)劉曉艷，2011)Fig. 3 Vertical Cl- concentration profiles in the Ordos Basin(from Liu Xiaoyan, 2011)

羅玉昌等(2007)在毛烏素沙地進(jìn)行的土壤凝結(jié)水試驗發(fā)現(xiàn)，在太陽輻射最為強(qiáng)烈的白天，水汽的運(yùn)移卻被干燥的地表沙層分隔成為兩個不同的方向：在沙層表面以上，水分蒸發(fā)成水汽向大氣擴(kuò)散，在沙層表面以下，水汽則向更深的包氣帶中運(yùn)移；在鄂爾多斯風(fēng)沙灘地區(qū)，最大土壤凝結(jié)水量的深度為6 cm , 10 cm以下仍有凝結(jié)水的產(chǎn)生,只是其量漸少，20cm 以下基本沒有凝結(jié)水的產(chǎn)生(王哲等，2006)。郭占榮等(2002)對西北干旱地區(qū)的土壤凝結(jié)水進(jìn)行了實驗研究，將封底與未封底兩種土柱的凝結(jié)水量進(jìn)行比較發(fā)現(xiàn)，未封底的凝結(jié)水量明顯大于封底的，證實凝結(jié)水中有一部分來源于土壤水。

黃土包氣帶的含水率在7%～34%之間，平均為18.8%，黃土的最大持水量可達(dá)35%(趙景波，2002)，地表入滲雨水首先要使土層達(dá)到最大持水量然后自由的水分子才能向下流動，則黃土的平均含水量需增加16.2%以上才會產(chǎn)生向下運(yùn)動的重力水，每米厚度平均需要增加162 mm的水量才能確保地下水持續(xù)地下滲。鄂爾多斯高原的年降雨量一般在300～600 mm，全年的降水量就是全部下滲平均的影響深度也只有2～4m。也就是說，鄂爾多斯盆地的降水如果補(bǔ)給到了潛水，而且補(bǔ)給、徑流、排泄是按照圖1給出的方式進(jìn)行循環(huán)，那么土壤水中的鹽分也應(yīng)該被帶到地下水中，潛水應(yīng)該是咸水而不是淡水，尤其對于降水量稀少的北部，土壤水中鹽分很高，但地下水的TDS很低(陳建生等，2012)。顯然，圖1給出的區(qū)域地下水循環(huán)模式不符合實際情況。

筆者等在鄂爾多斯盆地榆林、延安、渭南進(jìn)行了降水入滲試驗，這三個地區(qū)的年降水量在400～650 mm之間，在黃土高原屬于降水量偏多的地區(qū)。筆者等在榆林、延安、渭南采集了4個典型剖面的土樣，剖面土壤水中Cl-濃度隨深度的變化參見圖3，從4個剖面可以看出，土壤水中Cl-的濃度峰值在4 m以上，這表明降水入滲的深度一般不超過4 m，因為如果降水補(bǔ)給到了地下水，土壤中的離子濃度應(yīng)該≦地下水中離子的濃度，鹽分被帶到地下水中。實際上，鄂爾多斯盆地非飽和土壤水中TDS的均值接近4 g/L，比地下水高出接近1個數(shù)量級，顯然土壤中的鹽分沒有被入滲降水帶到地下水中(Chen Jiansheng et al., 2012)。河北衡水、天津地區(qū)潛水的TDS高達(dá)9 g/L，這表明地表水入滲到了潛水中，非飽和帶中的鹽分也被帶到了含水層中，但深部4層承壓水中的TDS都小于1，根據(jù)上述分析可知，高鹽分的潛水不可能是深部淡水的補(bǔ)給源，華北地區(qū)承壓水水中貧化的同位素與降水的加權(quán)平均值相差很大，也是由跨流域的外源水補(bǔ)給的(陳建生等，2012)。

圖 4 鄂爾多斯黃土剖面中土壤水中δD、δ18O隨深度的關(guān)系(據(jù)劉曉艷,2011,改編 )Fig. 4 Vertical δD and δ18O profiles in the Ordos Basin(modified from Liu Xiaoyan,2011)

4 氘—氧同位素數(shù)據(jù)應(yīng)用存在的問題

眾所周知，降水中的同位素與大氣水汽的來源等多種因素有關(guān)，呈現(xiàn)出年度周期性的變化，多年降水中的加權(quán)平均值代表了該地區(qū)降水中的特定的δD～δ18O關(guān)系，降水入滲地下水的過程中，曾以固態(tài)(冰川、積雪)或液態(tài)(河流、湖泊、土壤水)形式保留在地表附近，在此期間和在入滲土壤轉(zhuǎn)化成為地下水的過程中都曾受到過一些蒸發(fā)，所以，地下水中的氘—氧同位素與降水的加權(quán)平均值存在差異，但是地下水中的δD—δ18O關(guān)系都分布在固定的蒸發(fā)線上，所以，只有降水的加權(quán)平均值與地下水的值進(jìn)行對比才有意義。但是，很多應(yīng)用氘—氧同位素判定地下水來源的文章所采用的是降水的離散值與算術(shù)平均值，將每次降水中的δD—δ18O關(guān)系都標(biāo)在圖上與地下水、河水的值進(jìn)行對比，離散的降水點(diǎn)在δD—δ18O關(guān)系圖中出現(xiàn)的范圍更大一些，似乎地下水是來源于降水，于是學(xué)者們得出地下水來源于當(dāng)?shù)亟邓慕Y(jié)論(侯光才等，2007)。由于單次降水的離散型很大，如果不考慮降水量則沒有統(tǒng)計意義，不能夠用來識別地下水的來源。

劉曉艷(2011)測定了鄂爾多斯的泉水、井水、河水和土壤水中的δD和δ18O。泉水的δDV-SMOW、δ18OV-SMOW變化范圍分別為-80‰～-59‰、-10.6‰～-7.5‰，平均值分別為-71‰、-9.4‰，井水δDV-SMOW、δ18OV-SMOW的變化范圍分別為-83‰～-57‰、-10.1‰～-6.9‰，平均值分別為-66‰、-8.6‰，泉水和井水的δDV-SMOW、δ18OV-SMOW比當(dāng)?shù)亟邓?δDV-SMOW=-49‰、δ18OV-SMOW=-7.5‰)多年加權(quán)平均值要貧化；土壤水δDV-SMOW與δ18OV-SMOW的變化范圍分別在-90‰～-46‰與-11.8‰～-4.4‰之間，加權(quán)平均值分別為-64‰與-7.9‰。從圖5中可以看出，河水、井水、泉水、土壤水的δD—δ18O關(guān)系都落在大氣降水線的下方，表示其受到了蒸發(fā)作用的影響。

筆者等通過對4個剖面土壤水(圖4)與降水、地下水同位素對比分析得出，大部分土壤水的δD—δ18O關(guān)系點(diǎn)落在了與井水、泉水相同的區(qū)域，與當(dāng)?shù)亟邓募訖?quán)平均值相差明顯，參見圖5，由此得出，大部分的土壤水并非來自于入滲降水，而是來自于潛水。因為土壤水具有與地下水相同的同位素組成，這表明潛水是經(jīng)過毛細(xì)水、薄膜水流動方式補(bǔ)給到土壤水。土壤水中的同位素分析表明，大部分降水在入滲土壤后被蒸發(fā)返回大氣中，降水非但沒有補(bǔ)給到地下水中，而是地下水通過薄膜上升到地表附近，最終被蒸發(fā)到大氣中。孫曉旭(2011)對敦煌沙漠地區(qū)非飽和土壤水的氘—氧同位素分析，認(rèn)為地下水是通過薄膜水形式向上流動。由于鉆孔揭露鄂爾多斯南部的降水量遠(yuǎn)大于北部地區(qū)，據(jù)此得出，鄂爾多斯地下水的主要補(bǔ)給源為外源水，外源補(bǔ)給區(qū)降水的δDV-SMOW與δ18OV-SMOW在-90‰和-12‰左右。陳建生等(2009，2012)認(rèn)為，羌塘盆地的降水能夠滿足補(bǔ)給條件。

圖 5 鄂爾多斯河水、井水、泉水、土壤水與當(dāng)?shù)亟邓摩腄～δ18O關(guān)系(據(jù)劉曉艷，2011)Fig. 5 Relationship between δD and δ18O of river water, well water, spring water, soil water and local precipitation in the Ordos Basin (from Liu Xiaoyan, 2011)

5 鄂爾多斯地下水的年齡測定問題討論

關(guān)于鄂爾多斯盆地地下水年齡的研究文章發(fā)表了很多，采用CFCs、放射性氚和14C測定的地下水年齡范圍從20a到20ka不等。CFCs(氟里昂)是英文Chlorofluorocarbons的縮寫, CFC是自然界中沒有的人工合成的有機(jī)化合物，上世紀(jì)30年代制冷工業(yè)發(fā)展以來，各種類型的CFC相繼投入使用，所以，不同時期大氣降水中溶解的CFCs的類型與濃度不同，通過測試地下水中CFCs濃度與不同類型的CFC之間的比值, 對比歷史時期大氣中各類CFCs的濃度，就可以準(zhǔn)確獲得降水補(bǔ)給地下水的時間。柳富田等(2007)通過CFCs方法測定了鄂爾多斯地區(qū)的地下水年齡集中在20a左右，個別年齡在40a左右，有2個水樣的年齡大于70a，但是應(yīng)該小于100a，因為在地下水中都測量到了CFCs值。氚的半衰期為12.36年，可以通過測定氚的濃度計算出地下水的年齡，氚定年的時間一般不超過100a。楊鄖城等(2004)通過氚的衰變規(guī)律得出不同時期形成的地下水中氚的演化過程認(rèn)為氚值小于1 TU的地下水是核試驗(1963年)以前降水補(bǔ)給的，氚值大于30 TU的地下水是核試驗以后降水補(bǔ)給的(TU是氚單位，即1×1018個氫原子中含有一個氚原子)。他們在1985～1988年測得鄂爾多斯地下水氚值為1.8～102 TU，2000～2002年測得的地下水氚值為0～46.8 TU。學(xué)者們還通過14C測定鄂爾多斯地下水的年齡，得到的盆地南、北兩區(qū)典型路徑上地下水14C 年齡分別為22.97 ka和3.97 ka(董維紅等，2008)。于是，地下水測年出現(xiàn)了嚴(yán)重的問題，采用不同的定年方法得到的地下水年齡存在巨大的差異，14C的年齡遠(yuǎn)比CFCs與氚的年齡大了很多，問題出在鄂爾多斯地區(qū)的地下水是不可以采用14C來定年的。

研究發(fā)現(xiàn)，在鄂爾多斯盆地大量來自深部巖石圈的CO2溶解到了地下水中，來自深部的CO2中幾乎沒有14C，深部的含C氣體進(jìn)入地下水中后，造成地下水中總含碳量的增加，因為測定地下水的年齡是通過地下水中14C/C的比值，假定所有地下水中的C都是來自于地表水，沒有其他來源的C，在這種情況下，14C/C比值的降低是14C衰變的結(jié)果，應(yīng)用放射性衰變公式就可以計算出地下水的年齡。地下水中的C與方解石等可能發(fā)生同位素交換，根據(jù)13C可以進(jìn)行校正。但是，如果存在深部來源的CO2，因為不知道有多少深部的C進(jìn)入到了地下水中，此時，14C/C比值的降低并非單純是14C衰變的結(jié)果，而包含了分母(12C、13C)增加的結(jié)果。研究發(fā)現(xiàn)，中國東部地區(qū)深部地層中存在大量的CO2等C源，這些氣體不斷地向地表釋放，進(jìn)入到了地下水系統(tǒng)中，造成了14C不滿足定年條件，所以，鄂爾多斯盆地的地下水是“古水”的結(jié)論不符合實際情況(陳建生等，2012)。

6 結(jié)論

(1) 鄂爾多斯盆地地下水補(bǔ)給、徑流、排泄概念模型中缺失了土壤水的運(yùn)動，土壤水運(yùn)動是大氣降水、地表水、土壤水、地下水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系中最重要的過程，而所有鄂爾多斯降水入滲系數(shù)都是通過概念模型得到的，沒有被土壤水入滲試驗所證實；鄂爾多斯盆地的白云石與方解石中的碳同位素存在明顯差異，所以，在采用地球化學(xué)模擬技術(shù)研究地下水的補(bǔ)徑排關(guān)系中，認(rèn)為Mg2+濃度的降低是因為發(fā)生了白云巖沉淀的推斷沒有科學(xué)依據(jù)；利用14C測定地下水年齡的方法不適用于鄂爾多斯盆地，因為在地下水中存在大量的來自于深部的CO2等含C的氣體，因為定年要求14C/C比值中分母應(yīng)該是常數(shù)，如果有來自深部氣體的混入，則不能滿足14C定年的基本要求。

(2) 鄂爾多斯自流盆地是一個大水盆已經(jīng)被越來越多的鉆孔抽水試驗所證實，但對于地下水來源的爭議也日益突出。地下水的水質(zhì)、水量與降水量完全是一種負(fù)相關(guān)關(guān)系，地下水是否還存在著其他的深循環(huán)形式？青藏高原湖泊、河流的滲漏水與北方的泉水、河流、湖泊之間是否存在著補(bǔ)給、排泄關(guān)系？水文地質(zhì)界所面臨的正是這樣一個重大的科學(xué)問題。