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(新疆地礦局第一水文工程地質大隊，新疆 烏魯木齊 830091)

1 哈密盆地地理概況

哈密地處新疆維吾爾自治區(qū)東部，東天山余脈橫貫全境，將哈密分為南、北兩個封閉式盆地。哈密盆地位于天山東段南麓，地理位置：東經91°08′～96°23′，北緯41°54′～43°43′，面積約為53 500 km2，最低點為沙爾湖，海拔53 m。哈密盆地為典型的溫帶大陸性干旱氣候。盆地總體地勢為南北高，中部低。大致可劃分為三個地貌景觀帶：北部山麓一帶坡度較大，由許多洪積扇粗碎屑物質組成的礫石戈壁帶，向南地勢趨于平坦，逐漸變?yōu)榧毩Ｉ巴炼逊e的大沖積扇傾斜平原帶，這里土地肥沃，水源充足，人口密集，農耕殷盛，地區(qū)最大的綠洲—哈密市位于其上。最南部則為零散的沙丘和干涸的鹽湖帶。

哈密盆地具有完整、獨立的地下水補給、徑流、排泄系統(tǒng)。盆地北部博格達—巴里坤—哈爾里克山區(qū)為區(qū)內地下水的形成區(qū)，盆地內山前沖洪積平原為地下水的補給、徑流區(qū)，盆地中部的沙爾湖是盆地的匯流中心和地下水排泄區(qū)。

為研究哈密盆地地下水的形成、轉化、循環(huán)規(guī)律，依托“新疆東疆地區(qū)煤炭基地地下水勘查哈密盆地地下水勘查”項目，在哈密盆地進行了地下水環(huán)境同位素研究。

圖1 哈密同位素取樣點位置分布圖

2 研究區(qū)采樣點布置

本次同位素研究是在前人研究的基礎上，利用水化學和環(huán)境同位素D、18O、T、14C相結合的方法對哈密盆地地下水的形成、轉化、循環(huán)規(guī)律進行分析。

根據研究內容，在盆地內由北向南布置采樣點，取樣點位置見圖1。本次共取得哈密盆地樣品53組，其中氘氧同位素(D、18O)樣品53個，氚同位素(T)樣品53個，碳同位素(14C)樣品12個。

3 樣品數據分析

3.1 穩(wěn)定同位素分析

在δD-δ18O關系分析過程中，根據取樣剖面線的位置分布，我們將所有樣點分為4組：第一組樣點位于七角井一帶，第二組樣點位于三道嶺-五堡兩條剖面線上，第三組樣點位于四道溝-哈密-廟爾溝一帶；第四組樣點位于七個井子-鏡兒泉-劉家泉剖面線上。各組樣點的δD-δ18O關系圖見圖2～圖5。

圖2 七角井一帶樣點的δD-δ18O關系圖

圖3 三道嶺-五堡樣點的δD-δ18O關系圖

圖4 四道溝-哈密-廟爾溝樣點的δD-δ18O關系圖

3.1.1 七角井一帶樣點分析

在盆地西北部七角井一帶，分布六個樣點：T1、T2、T3、T4、T5和T6(圖1)。兩樣點的位置相近，樣點T1和T2的穩(wěn)定同位素值相似(圖2)，因此推測這兩個樣點具有相同的補給來源，屬于同一股水流，向中間的湖泊排泄；同理，T5和T6屬于同一股水流，向湖泊排泄；T3和T4為兩股各自獨立的水流，分別向湖泊排泄。

3.1.2 三道嶺-五堡兩條剖面線上樣點分析

在圖3中，樣點T22、T24、T13和T26的穩(wěn)定同位素值相近，表明這四個樣點具有相近的補給來源，上述樣點表現出了明顯的蒸發(fā)效應(圖3)，結合圖1，這四個樣點處在沙爾湖外圍的地下水排泄帶；除此之外，在圖3中，樣點T9、T10、T15、T16、T18、T19、T20和T21的同位素值分布集中，且均位于當地大氣水線上，屬于同一股水流補給。

圖5 鏡兒泉-劉家泉樣點的δD-δ18O 關系圖

3.1.3 四道溝-哈密-廟爾溝一帶樣點的穩(wěn)定同位素分析

樣點T28、T29、T30、T32和樣點T41、T42、T43的位置分布相對集中，結合圖1，樣點T28、T29、T30、T32位于四道溝-五堡剖面線上，樣點T41、T42、T43位于廟爾溝-煙墩站剖面線上，兩組樣點的穩(wěn)定同位素值相近，表明其平均補給高程相似；在圖1中，樣點T37、T38、T39的位置分布集中，均位于哈密周圍，在δD-δ18O關系圖中，三個樣點的穩(wěn)定同位素值相近，表明這三個樣點由同一股水流補給。在圖1中，樣點T46和T47均位于盆地南部，在圖4中，兩樣點的穩(wěn)定同位素值位于一條蒸發(fā)線上，表明這兩個樣點也屬于同一股水流補給，其中樣點T47表現出明顯的蒸發(fā)效應；由圖4可知，樣點T12、T40和T34與T37、T38、T39位于同一條蒸發(fā)線上，由T37、T38、T39區(qū)域分布樣點蒸發(fā)形成，因此樣點T12、T40和T34與T37、T38、T39屬于同一股水流補給；在圖1中，樣點T36位于T28、T29、T30、T32和T37、T38、T39樣點的中間區(qū)域，在圖4中該點同位素值位于二者的連線上，因此推測樣點T36為T28、T29、T30、T32和T37、T38、T39分布樣點的混合水。

圖6 井深大于100 m樣點的δD-δ18O關系圖

3.1.4 不同時期含水層的地下水樣點比較

此研究主要是利用本報告中井深大于100 m的樣點進行對比。

從圖6上不難看出，第四系(Q3-4)含水層水樣基本上分布在大氣水線附近，表明其補給主要和降水(或洪水)入滲有關。在δD-δ18O關系圖上，可將第四系含水層樣點分為兩組：第一組包括樣點T28、T15、T42、T29和T8；第二組包括樣點T36和T37；這兩組樣點穩(wěn)定同位素的差異主要和現在匯水地區(qū)的平均補給高程有關，如哈密正北方向的河道上游匯水區(qū)高程明顯要高；在Cl-δ18O關系圖(圖7)上，第四系(Q3-4)含水層樣點的Cl離子濃度相對較低，說明該層地下水形成時攜入的蒸發(fā)鹽有限，其可能主要與兩個原因有關：

(1)降水(或洪水)量比較大；

(2)氣候潮濕，蒸發(fā)鹽分布少。

相比之下，新近系(N)含水層樣點均分布于當地大氣水線(圖6)的下方，其一方面和蒸發(fā)效應有關，另一方面可能與入滲的降水(洪水)的穩(wěn)定同位素值低于第四系含水層水樣有關，表明該層水補給時的氣溫還要低；在Cl-δ18O關系圖(圖7)上，該層樣點的Cl離子濃度較第四系(Q3-4)含水層水樣普遍高出一個數量級。結合圖1中取樣點的位置分布，我們可將新近系(N)含水層樣點分為兩組:第一組樣點(T34、T13、T24、T22、T26)處于沙爾湖附近排泄區(qū)，含水層的高程在海拔431～-62 m之間分布；另一組樣點(T44和T49)處于補給區(qū)，含水層高程分布在海拔1 365～1 230 m之間，幾乎比前一組排泄區(qū)樣點要高出1 000 m，表明新近系含水層樣點Cl離子濃度的偏高可能和新近系(N)固結地層的巖性有關。

圖7 井深大于100 m樣點的Cl-δ18O關系圖

3.2 放射性同位素分析

3.2.1 放射性同位素T結果分析討論

區(qū)內所有樣點的T濃度與深度數據關系圖如圖8所示。

圖8 樣點T濃度與井深之間的關系圖

根據測量誤差通常認為T>1TU的水樣中含有1952年之后的降水(Mook,2006)。通過圖8可以看出，井深為0～30 m地下水樣點中，大多數樣點的T濃度≥1TU,表明這些樣點均受到地面引水和污水排放的影響，僅有4個點的氚值小于1TU；而在井深大于30米的樣品中，受到1952年之后降水影響的樣點明顯減少。T濃度在不同深度分布的差異啟示我們：區(qū)域地下水主體是由1952年以前降水組成的。

3.2.2 放射性同位素14C結果分析討論

地下水的14C數據年齡非常復雜，大體上可以歸結為兩個問題(Mook,2006):

(1)入滲水從地面開始經過土壤層和包氣帶到達地下水面，到達地下水面時水體的初始14C濃度含量是多少？

(2)水在經過飽水帶(含水層)到達取樣位置的水流路徑上14C含量受化學和生物作用改變了多少？

習慣上所稱的14C年齡是指上面兩個問題疊加的結果值和水樣測到的14C含量之間的衰變時間。例如上面兩個問題的結果值為60 pmc，那么當水樣測到值為30 pmc,則經歷了一個半衰期，相當5 730 a。

本次區(qū)內采取的T38、T46的放射性同位素檢測結果見表1。

表1 現代水樣點的放射性同位素數據表

根據該區(qū)域樣點的同位素值、孔深和位置分布，可判斷出樣點T38和T46的14C濃度最接近現代水的特征。由于放射性元素14C的半衰期為5 730 a(圖9)，我們大致可以認為14C濃度小于22.5 pmc的水為古水，相當晚更新世末次冰期。

圖9 放射性同位素14C的衰變曲線圖

區(qū)內部分樣點的放射性同位素14C與穩(wěn)定性同位素δ18O之間的關系圖見圖10。

圖10 14C和18O之間的關系圖

根據環(huán)境同位素值(14C、T、δD、δ18O)以及Cl離子濃度，結合樣點的位置分布綜合分析如下：

(1)根據14C濃度值，樣點T13和T22均屬古水，相當于晚更新世末次冰期補給；處于沙爾湖地區(qū)的T34屬于新近系含水層(N)樣點，其含水層高程在海拔431～290 m之間，Cl離子濃度為1 082 mg/L,該樣點的14C濃度反映出該井地下水為下部古水和上部現代水的混合；

(2)樣點T46、T38和T10三井井深不大于28m，其14C濃度介于83.33～90.32 pmc之間，氚值介于3.5～10.7TU之間，相當現代水通過河道輸送洪水入滲補給形成；

(3)樣點T2為自流水，T5井深為42 m，這兩個樣點的14C濃度分別為31.69 pmc和38.3 pmc，氚濃度介于0.4～0.5 TU之間,相當于全新世濕潤期開始階段補給；

(4)樣點T51、T8、T19和T30的14C濃度介于53.47～61.11 pmc之間，T濃度在0.4～0.8 TU之間，相當于全新世濕潤期終結階段補給。

結合圖1可以看出，樣點T22、T13代表靠近盆地最低點的150 m以下深度處存在古水，而其它山前傾斜平原上的地下水主要來源于全新世濕潤期的降水入滲補給。從含水層巖性來看，古水埋藏于新近系含水層中，但不等于新近系(N)含水層中的水均為古水。古水之所以保存下來，主要和晚更新世末次冰期以后地下水的排泄基準面始終高于古水埋藏深度有關，而排泄基準面以上的古水已在全新世濕潤期被水循環(huán)全部或部分沖洗排泄掉。

4 結語

本次研究采用環(huán)境同位素方法，對哈密盆地地下水的形成演化規(guī)律以及補給、徑流、排泄關系進行分析。

通過對區(qū)內地下水穩(wěn)定同位素和放射性同位素的測試以及兩者之間的關系分析，我們可得出研究區(qū)內地下水的主體是由1952年以前降水組成的，其中沙爾湖區(qū)域靠近盆地最低點150 m以下深度處存在古水，而其它山前傾斜平原的地下水主體來源于全新世濕潤期的降水直接入滲補給。

根據地下水年代學我們可以推測，自晚更新世末次冰期以來，當地水循環(huán)可劃分為三個階段：

(1)晚更新世末次冰期相當14C的兩個半衰期，距今11 460 a，當時降水補給到第四系含水層和新近系含水層；

(2)當末次冰期結束，進入全新世濕潤期(大約距今8 000～4 000 a)，由于氣候較暖，降雨量偏大，位于當時排泄基準面以上高程的含水層存在積極的水循環(huán)，從而沖洗排泄掉了原來占位的古水。例如在了墩—五堡—二堡—大南湖一線形成廣大的排泄帶(湖泊、鹽沼和泉水)，而在沙爾湖低地一帶，通過東西向河道接受上述排泄帶的地表水，在低地形成湖泊和沼澤，再沿西北向沙漠排泄和原位蒸發(fā)，而埋藏在此排泄基準面以下的新近系(N)含水層中的古水都被保留了下來；

(3)進入晚更新世(距今4 000 a)以后，研究區(qū)內氣候不斷干旱，山前平原含水層均失去了降水直接補給，主要依靠北部山區(qū)冰雪融化和洪水經河道流入平原補給，呈現線狀補給，其水的特征為T濃度大于1 TU。第四系含水層在長期自然退水作用下仍有排泄，但由于水量不斷減小，排泄帶面積也不斷減小，其主要表現為湖泊和沼澤減少，鹽沼增多。自大南湖向西通向沙爾湖的河道干涸，形成干谷，沙爾湖地面水體逐步消失。