[摘 要] 随着系统理论分析方法的引入和同位素、遥感、计算机技术和先进物探手段等的应用, 内陆干旱区的地下水勘查与研究得到迅速发展。本文以作者在中国西北地区近十几年的地下水勘查与研究成果为主要基础, 将内陆干旱盆地平原区地下水划分为四级地下水流系统, 即山前局部地下水流系统(… )、区域地下水流系统( )、滞流地下水流系统(à ) 和细土平原区易变的局部地下水流系统(Ã )。盆地地下水的形成演化和盐分迁移主要发生在…、和Ã 这三级水流系统中。山前局部地下水流系统(… ) 的地下水接受补给条件好, 径流交替积极, 以盐分溶滤作用为主。在区域地下水流系统( ) 和易变的局部地下水流系统(Ã ) 共同作用下, 地下水和地层中的盐分在水平方向上从盆地边缘向中心迁移和聚集, 在垂向上则从深部向浅部迁移和聚集, 这就是为什么盆地中部广大地区地下水具有上咸下淡的普遍特点以及深部存在由盆地边缘向中部延伸的舌状淡水带的主要原因。
[关键词] 内陆干旱盆地 地下水流系统 地下水形成演化模式 盐分迁移
中国西北内陆干旱盆地水资源的形成、演化和分布规律, 甚至开发利用方式及其存在的生态2环境地质问题都具有很大的相似性。地下水资源作为水资源的重要组成部分和表现形式, 在西北干旱区具有不可替代的作用, 许多地区甚至是唯一的可用水源。因此, 在认识地下水形成演化规律的基础上, 概化其形成演化模式, 不仅具有探索性的理论意义, 而且具有重要的应用价值。
近十几年来, 笔者在西北地区完成了一系列国家科技攻关项目和地下水勘查工作, 工作区涉及塔里木盆地、准噶尔盆地、吐鲁番盆地、柴达木盆地和河西走廊及其下游平原区等, 我们以系统理论为指导, 采用多学科综合研究方法, 对这些地区地下水的形成演化进行了分析研究。在此基础上, 本文试图概化西北内陆盆地地下水形成演化模式, 划分地下水流系统, 目的是阐明盆地地下水的循环交替方式、速度、水化学演化过程及可再生能力, 为合理开发利用地下水资源及在下游区寻找地下淡水等提供理论依据。
1 地下水形成演化模式概化第四纪以来, 内陆干旱盆地的发展过程概化如图1。
(a) 初期; (b) 中期; (c) 后期
图1 沉积盆地形成演化及地下水流系统与盐份聚集过程示意图
1—盐分迁移分带; 2—水流系统类型; 3—水流系统界线;4—弱透水层; 5—溢出泉; 6—舌状淡水体
从山前至盆地中心大致可分为三个盐分迁移特征带和四级地下水流系统。三个盐分迁移特征带分别为盐分溶滤带(A )、盐分迁移带(B) 和盐分聚集带(C) ; 四级水流系统分别为山前局部地下水流系统(I)、区域地下水流系统(II )、滞流地下水流系统(III ) 和下游易变局部地下水流系统(IV )。下游易变局部地下水流系统(IV ) 可分为交互补给型局部地下水流系统(IV1）、洼地汇流型局部地下水流系统(IV2）和湖泊汇流型局部地下水流系统(IV3）。滞流地下水流系统可分为浅部滞流地下水流系统(III
1) 和深部滞流地下水流系统(III2)。
各级水流系统及盐分迁移特征带与地貌位置的对应关系如表1。
2 地下水形成演化及盐分迁移特征
2.1 山前局部地下水流系统（I )分布范围从山前到冲洪积扇裙前缘的溢出带, 地下水的形成演化具有如下特点:
(1) 以单一大厚度潜水含水层为主, 沉积物颗粒粗大, 导水性极强, 接受补给条件好, 是盆地地下水的主要补给区。在其形成的整个地质历史过程中, 河流出山口后大量入渗补给地下水, 入渗系数一般为0165～018, 有的高达0195。地下水径流至冲洪积扇前缘, 由于地形变缓和地层颗粒变细而受阻, 溢流成泉(集河)。该水流系统内, 地下水补给、径流和排泄速度较快, 为地下水积极循环交替带。
(2) 地下水的积极交替使溢出带上游含水层骨架始终处于淋滤状态, 可溶盐含量极低, 形成了难溶而稳定的地球化学背景, 地下水咸化程度很低, 其TDS 与补给河水相差无几。溢出带附近, 因地下水位埋藏变浅甚至出露成泉, 蒸发作用成为地下水咸化的主要影响因素, 因此仅在浅表地层中积盐, 形成咸水, 下部仍为TDS 较低的淡水含水层。从地质历史过程看, 溢出带浅表地层中的盐分最终还要被地表水或地下水带至下游区。所以, 山前局部地下水流系统属于盐分溶滤带(A )。
(3) 该局部地下水流系统中水的年龄随河流径流量大小而异: 大型常年性河流溢出带泉水中能测出明显的含氚量(> 2T 1U 1) , 说明该水流系统中1952 年以来补给而形成的地下水占较大的比重, 如柴达木盆地格尔木河流域局部地下水流系统; 径流量中等的河流,仅在现代河流附近表层地下水中测出明显的含氚量(> 2T 1U 1) , 较深部为无氚水, 说明1952 年以来补给的地下水只在含水层表层形成更局部的地下水带, 如新疆准葛尔盆地奎屯河流域; 径流量较小的河流, 溢出带泉水中均不含氚, 如塔里木盆地南缘诸多小型河流。
(4) 一般来说, 山前局部地下水流系统地下水主体的年龄在1000～ 3000a 之间。这说明即使是地下水积极交替带, 其运动速度也比较缓慢, 主要原因是山前巨厚含水层系统具有巨大的储存和调节空间。
(5) 山前局部地下水流系统的下部边界目前尚无可靠资料证实。对大型河流, 如柴达木盆地的格尔木河, 戈壁砾石带内(格尔木市区) 地下水面以下250m处的水样仍可测出少量氚(约315T 1U 1) , 因此, 推测该局部地下水流系统的下边界在地下水面以下300m左右; 对中小型河流, 估计地下水积极循环交替带的厚度在几十米到百米之间。
2.2 区域地下水流系统(II ) 与易变的局部地下水流系统(IV)区域地下水流系统的分布范围可从山前一直到盆地最低洼处的尾闾湖区, 以第四系松散沉积层为主, 按盐分迁移特征可分为三个带: 山前地段局部地下水流系统之下属盐分溶滤带(A ) , 溢出带下游广阔的细土平原区属盐分迁移带(B) , 尾闾湖区为盐分聚集带(C)。地貌位置冲洪积戈壁平原冲湖积细土平原湖积平原盐分迁移特征分带盐分溶滤带(A ) 盐分迁移带(B) 盐分聚集带(C)易变的局部地下水流系统分布在细土平原和尾闾湖区的浅表部, 相当于“飘浮”在区域地下水流系统之上, 根据水循环交替特点和盐分迁移规律又可分为三种类型, 即细土平原区的交互补给型局部地下水流系统(IV1) 和洼地汇流型局部地下水流系统(IV2)以及尾闾湖区湖泊汇流型局部地下水流系统。下面以盐分迁移特征带为线索加以论述。
2.2.1 盐分溶滤带(A )
(1) 山前戈壁砾石带内, 下部区域地下水流系统与上部局部地下水流系统的沉积物特征并没有明显差异, 但地下水的循环交替速度和方式不同。区域地下水流系统地下水主要接受上部局部地下水流系统地下水的垂向补给, 然后侧向径流补给溢出带下游细土平原区, 虽然径流速度较慢, 向下游的补给量也较小, 但仍是整个区域地下水流系统的主要补给来源和补给区。
(2) 该带在沉积物形成的地质历史时期属地下水积极交替带, 也就是说, 随上部沉积物的覆盖厚度增大, 逐渐由地质历史时期交替积极的山前局部地下水流系统变为现代交替缓慢的区域地下水流系统的上游端。由于含水层骨架在地质历史时期中已经受充分淋滤, 所以, 地下水具有与浅部局部地下水流系统相似的地球化学演化环境。
2.2.2 盐分迁移带(B)
为互层状的多层含水层系统, 自溢出带向下游颗粒逐渐变细, 导水性渐弱。
(1) 在其不断沉积的地质历史过程中, 地表河流补给上部潜水, 虽然其年补给量比其下伏含水层系统接受的侧向年径流补给量大得多, 但在径流途中很快消耗于蒸发或蒸腾排泄, 很难长期保留于含水层中, 因此一般仅形成沿河道带分布的易变局部地下水流系统(Ã ) , 积极循环深度多在几十米之内。下伏含水层系统的地下水主体是上游大厚度含水层在地质历史时期缓慢侧向径流补给形成的, 并在向下游的缓慢径流途中,顶托补给上部潜水, 最后消耗于蒸发排泄, 这是区域地下水流系统的主要径流交替过程。河西走廊的石羊河流域、柴达木盆地的格尔木河流域以及塔里木盆地南缘克里雅河和尼雅河流域地下水化学及环境同位素特征均证明了这一特点。
(2) 水的运动导致盐分的迁移, 盐分的迁移方式反应了水流的运动模式。虽然细土平原区沿河道分布的局部地下水流系统对区域地下水流系统的补给量是次要的, 但本身的水循环交替却是最活跃的, 也是影响浅表层盐分迁移和聚集的重要因素, 主要有以下两方面:(a) 沉积物形成的地质历史过程中, 上部潜水与河水随季节交替式相互补给, 形成交互补给型的局部水流系统(IV1) , 它不仅沿河道形成了一定宽度的冲淡型潜水淡化带, 而且将地层中的盐分不断带入河道, 迁移到下游; 另外, 冲淡型潜水淡化带的含水层系统骨架可溶盐含量相对低, 为后来形成深层淡水体奠定了基础。(b)河流和当地大暴雨形成的地表径流, 也常常向局部洼地排泄, 形成汇流型局部地下水流系统(IV2) , 汇流过程中溶解地层中的盐分, 带至洼地蒸发析出, 随着河流的改道, 这些盐分又被上述交互补给型局部地下水流系统(IV1) 带入河道, 向下游尾闾湖区迁移。
(3) 在区域地下水流系统( II) 和局部地下水流系统(IV ) 的共同作用下, 尤其是局部地下水流系统IV1和IV2, 总是将盐分从下部带至地质历史时期的地表面, 经蒸发作而遗留于沉积物表层。随着后期沉积物的加积作用, 以前的地表变成下伏地层, 埋藏深度不断增加, 地下水的盐分堆积带相继变成地下水的溶滤带。
这种作用的不断进行, 总是将以前遗留于地层中的盐分溶解, 又带至新的地表面, 使下部不断脱盐, 表层不断积盐, 从而形成上咸下淡的盐分分布格局, 地下水TDS 与地层可溶盐均具有这种特征。河西走廊的民勤盆地资料[1 ]以及塔中沙漠腹地KT1 勘探孔地层含盐量、测井曲线和地下水水质分析资料均很好地支持了上述推论。
( 4) 上述(2) 和(3) 所述的盐分迁移规律也正是下游深层淡水形成演化的主要原因。从溢出带开始, 越向下游, 含水层系统粘性夹层越多, 深埋的可溶盐含量较低的古河道冲积层的颗粒越细、规模越小, 加之地下水流程越大, 其径流速度越慢, 承压水的向上顶托补给越弱, 对深部含水层的溶解洗盐程度也就越低, 使深部淡水层厚度越小, 从而形成自溢出带向下游延伸的舌状淡水体(楔形淡水体) , 这便是冲洪积平原下游地区寻找深层淡水的理论基础。
(5) 地质历史时期, 古气候环境的温湿与干冷交替导致河流径流量的变化, 所形成的冲积物的沉积速度、分布范围和颗粒成分也就具有不同特点, 区域水流系统的形成演化随之产生变化。在温湿的气候环境下, 地层沉积速度快, 可溶盐含量低, 所形成的冲积含水层分布范围较广, 骨架颗粒较粗, 透水性好(渗透系数大) ,因此, 地层中的盐分易被后期地下水流系统演化过程中的溶滤作用淋洗干净, 形成相对难溶的地球化学背景。这些特点是温湿气候期形成的含水层骨架系统有利于后期地下水演化形成地下深层淡水体的条件。如甘肃民勤盆地、柴达木盆地、准葛尔盆地、塔里木盆地的伽什和塔中等地的深层淡水或微咸水无一不是这种成因的佐证[2 ]。
(6) 由上可知, 区域地下水流系统, 尤其是易变局部地下水流系统不断将盐分从地下带至地表, 同时洼地汇流型局部地下水流系统将地表层的盐分更集中地汇集于洼地, 摆动的河流以及随之形成的交互补给性局部地下水流系统再进一步将表层和洼地的盐分带入河道, 使下游河水矿化度增高, 最终将盐分带入尾闾湖区。对于大型河流而言, 它的尾闾湖区一般就是盆地最低洼的终端湖泊, 如柴达木盆地的格尔木河, 准噶尔盆地的玛纳斯河, 塔里木盆地的孔雀河和塔里木河等, 河流可将盐分直接带入终端湖区。塔里木盆地某些大型河流如阿克苏河、叶尔羌河和和田河等, 则通过下游更大的河流(塔里木河) 再带入终端湖区。而对一些小型河流, 如塔里木盆地南缘发源于昆仑山区、消亡于塔克拉玛干沙漠腹地的诸多小河流(尼雅河、牙通古孜河、安迪尔河、喀拉米兰河等) , 因径流量小, 河流的尾闾远离盆地的终端湖区, 则有如下特征: (a) 河流只能将盐分带至它的尾闾区聚集, 而不能直接进入盆地终端湖区(罗布泊) 或下游河流(塔里木河) ; (b) 随气候的温湿与干冷的交替变化, 河流的尾闾位置也随之变化: 温湿时期, 河流径流量大, 径流途径远, 尾闾向下游迁移; 寒冷干旱时期, 河流径流量变小, 河道萎缩, 尾闾湖区向上游迁移, 从而形成了不同时期上下游分布的尾闾积盐区; (c) 河流的改道使尾闾积盐区横向左右迁移; (d)小型河流形成的交互补给型局部地下水流系统, 在地表汇集盐分的影响范围、强度及其作用的时间等都远不济大型河流, 难以有效地将洼地汇流型地下水流系统聚集的盐分带入自身河水中。因此, 汇流洼地聚集的盐分、河流尾闾区聚集的盐分以及区域地下水流系统向上聚集的盐分(占次要位置) 多就地分布于含水层系统中。这些特点导致小型河流沉积区的盐分几乎遍布整个冲湖积含水层系统中(从这个意义上讲, 此带可谓“盐分停积带”) , 区域地下水流系统的地下水溶解了这些盐分, 形成大厚度的咸水体。塔克拉玛干沙漠腹地大厚度的咸水体就是这种成因, 它有两个特点: (a) 除表层潜水外, 基本没有受到强烈的蒸发作用的影响; (b)地下水的TDS 取决于径流途中的地层可溶盐含量多少, 所以从上游向下游没有逐渐增高的明显趋势。大量的地下水环境同位素资料证明了上述观点。
(7) 深层淡水的年龄一般在1～ 3×104a, 有的大于5×104a。从柴达木盆地14C 测年资料及民勤盆地地下水化学成分的变化规律, 可知深部地下水仍在缓慢的运动之中, 但循环交替十分缓慢。因而下游区的地下水资源, 特别是深层地下淡水资源是十分珍贵的, 它是地质历史时期形成演化而成的, 虽然与圈闭的石油资源有别, 但其再生性很差, 对它应珍惜开发和保护。
2.2.3 盐分聚集带(C)
也可称为湖区盐壳带。它位于盆地最低洼地带的湖泊区, 区域地下水流系统的末端, 是盆地盐分的最终聚集地带。盆地终端湖泊的面积随着河流入湖水量的大小而变化, 其湖泊的位置也随着河流的改道而左右迁移, 随着河流径流量的变化而在上下游方向上迁移,实际上形成湖区易变的湖泊汇流型局部河流—湖泊—含水层系统。湖泊与地下水的相互作用, 形成了易变的局部地下水流系统(Ã3) , 其具体作用过程为: (a) 丰水期, 湖水补给一定范围内地下水, 地下水溶解地质历史时期累积在地层中的可溶盐或湖泊沉积形成的盐层,形成卤水; (b) 枯水期, 这些卤水反过来补给湖水, 从而使湖区周围地层中的盐分不断聚集到湖泊中; (c) 在强烈蒸发作用下, 湖水中的盐分蒸发析出, 形成新的盐层; (d) 上述水循环交替过程及选择性溶解作用不断进行, 湖泊最终演化成为氯化物型为主的卤水和盐类沉积, 而较难溶解的盐类则分布于较大范围的沉积层中,形成湖积平原表层盐分的分带性。因此, 虽然湖水主要来自河流, 但湖水的盐分则主要来自于周边地下水, 且以易变的局部地下水流系统(Ã3) 的作用为主, 区域地下水流系统( ) 的作用占次要地位, 而湖泊的迁移过程也是盐分不断选择性迁移的过程。柴达木盆地的察尔汗盐湖即是典型代表。
2.3 滞流地下水流系统(III)
2.3.1 浅部滞流地下水流系统(III1)区域地下水流系统之下的松散沉积层(某些地区包括固结程度较低的第三系顶部) 中, 地下水的径流交替速度十分缓慢, 基本处于停滞状态, 这一特点在湖区盐壳带表现尤为明显, 埋藏深度也较小, 我们称之为浅部滞流地下水流系统(III1)。该水流系统中, 地质历史时期聚集在地层中的盐分很难向浅部和下游迁移, 赋存其中的地下水也就具有较高的TDS。21312 深部滞流地下水流系统(III2)深部滞流地下水流系统为深埋于盆地松散沉积层之下的含水地质体, 目前研究很少。根据所掌握资料,其特点有如下几方面。(1) 地下水多具有很高的承压性, 受上部地层不断加积, 空隙水压力增大, 使高矿化水在空隙水压力的作用下, 先由细颗粒地层向导水性较强的地层中运动, 再向上部运动, 也可能沿断裂带上升向上部排泄, 但其运动速度极为缓慢, 甚至在人类生存的时间尺度内, 可以认为处于“滞留状态”, 有学者称其为“滞流含水层”, 或地下水圈闭体[3, 4, 5 ]。如塔中偏北的满西1 井, 在约2800m 处遇到古生界中高压自流水喷出[6 ]。
(2) 从塔里木盆地深层油田水的水化学与环境同位素特征[7 ]分析, 滞流地下水流系统中高矿化卤水与上部咸水完全不同, 它是在高温高压下, 与围岩介质长期的水岩相互作用的结果。
(3) 深部滞流地下水流系统与浅部滞流地下水流系统或区域地下水流系统的界限, 受目前勘探和研究程度的限制, 尚需进一步探讨。笔者认为, 此界线是可移动的, 有以下几种可能和推测: (a) 随着上部加积作用的进行, 覆盖地层加厚, 空隙水压力的加大使之向上移动; (b) 此界限可能也是以水平运动为主的区域地下水流系统的底界, 随着盆地湖区沉积作用不断进行, 作为区域地下水排泄基准面—— 湖泊水面的上移, 使区域地下水系统循环深度减小, 该界限上移; (c) 气候干旱期, 上游地下水补给量的减少, 导致下游深层淡水体运动驱动力减小, 淡水体萎缩, 该界限上移; (d) 气候湿润期, 地表径流量增大, 上游山前局部地下水流系统中水位升高, 增加区域地下水流系统地下水运动驱动力, 加深其循环深度, 此界限可能会下移, 但这种可能性极小。
3 结语
上述地下水形成演化模式仅仅是对中国西北内陆干旱盆地的理论概括。有些地区因前山带存在一个或多个山间盆地, 或者山前新构造隆起, 使地表水和地下水多次转化, 地下水流系统发育不够完善, 常常表现出各种特殊性。因此, 对于具体盆地的地下水问题, 应在该模式的理论指导下, 结合具体的地质、水文地质条件, 尤其是新构造特征和古气候变化特征, 加以具体分析和判断, 才能正确认识地下水形成演化规律的特殊性, 提出对地下水资源合理开发利用和保护的方案, 指导缺水地区的找水工作。
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