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格尔木地区同位素水文地质

26青海地质】991年

格尔木地区同位素水文地质

孙存.煜

（青海省柴达木综合地质大队）

内容提要本文首次计算格尔木地区降水6D一6-so关系线（雨水线）,阐明了本地区氢,氧稳定

同位素高程效应,对地下水6D,6DaO偏离雨水线原因进行初步分析.探讨各种水体年

龄.初步划分了地下水流系统,指明了地下水开发方向.

一

研究区一般概况

研究区地处青海省柴达木盆地南缘,南部为东昆仑山系之布尔汉布达山,山脉走向呈东西,一

般海拔3000--4000m.构成柴达木盆地南缘屏障.盆地南缘的山前平原由南向北缓倾,坡降10‰左

右.至青新公路附近,海拔降为2800m.向北细土带地形较为平缓,海拔降至2750m,地形坡降3～

5-.河谷宽浅而曲折,切割深度一般4—6m.再往北地表为次生盐壳,沼泽.

本区为典型的干旱气候,降水量甚微.据格尔木气象站资料.多年平均气温4.2（,多年平均降

水量38.8mm/a,且集中在6--9月份,而蒸发度高达3066mm/a,湿润系数0.013.所以盆地内降水

对地下水补给实际意义不大.但昆仑山海拔4000米以上.地区年降水量大于300mm/a（昆仑山垭

口年降水量329.4ram）.因此,山区降水是河流一地下水系统的主要补给来源.

主要河流格尔木河发源于昆仑山区,纵贯南北,河长352km.流域面积22007km.,汇聚于察尔

汗盐湖.属地下水降水,冰雪融水补给型河流,年迳流量5.5亿～l0亿m.,1960一l988年多年平

均流量25.86m./s.其中1977—1983年平均流量为28.07m./s,枯水期最小流量10.7m./s.从水文

站至恪尔木市50kin内下渗量约占河流总流量一半左右,大量补给7申洪积扇地下水.

格尔木以南第四系辱度600余米,往北至达布逊湖南（达参l井）第四系厚度2779m,成因类

型主要有冰碛,冰水沉积,冲洪积,冲湖积,湖积等.地下水最有开发前景的是中,上更新统冲洪积砂

砾石含水组.在戈壁带为大厚度潜水含水层,厚度约20021Om,富水性较强.平均渗透系数320_--

350m/d.大口径单井涌水量5000一l500m./d,水质良好:

往北由于隔水夹层的出现.构成四个含

水层纽.第一层组一般为潜水,底板埋深40m左右,含水层为砂砾石或含泥砂砾石.钻孔（滤水管口

径lll6…200mm）单位涌水量400-一800米./日?

米,水化学类型为HCO3?

cl—Na?

Mg或cl?

HCO-Na?

Mg?

Ca型.矿化度0.4—0.91g/L.第二含水层为承压水,顶板埋深40--50m,含水层

厚50OOm.岩性为上更新统砂卵砾石或含泥砂砾石层,承压水头埋深卜--3m.钻孔（滤水管口径

146168m,m）单位涌水量400—900米./日?

米.为HCO3?

cl—Na?

Mg型水.矿化度0.4g/L.第三

含水层组为承压自流水.顶板埋深120m.含水层厚50m左右,含水层为中更新统冰水一洪积砂砾

石,泥砾夹砂层.钻孑L（滤水管口径127—146ram）,单位涌水量约249米./日?

米,矿化度0.4g/L,

目前较少圩果.第四含水层组亦为承压自流水.顶扳埋深170m,含水层厚约60m,岩性为中更新统

第一期孙停煜:

格尔本地同位素水文地质27

冰水含卵砂砾石,泥砾夹砂屠.咏}_刚埋深2m或自流.钻TL<i~水管[_l径I27’rim）滞水世69

米./日?

米.水化学类型为H（‘o?

CI…Na?

Mg?

Ca型,矿化度0.38g/L.230m以】水层绀缺乏

抽水资料目前很少研究..

格尔木冲洪积扇地下水资源量历次计算有较大出入.主要原因是对大厚度潜水含水层下部.1垒

流条件认识不清,对过水断面厚度,参数选取差异较大.格尔木幅1:

20万区域水文地质普查搬~Jl-”

认为该扇地下迳流量为l47万m./d.开采资源量I25万m./d.前大体相当河,渠,水库的参

补给量,后者接近泄出总量.

二,环境同位素数据

环境同位素采样和调查工作主要于J987年6月至9月进行,1988年又补充少部分工作.这是

格尔木地区首次采集的同位素水样.部分水样采自受蒸发影响较大的格尔木长观孔,部分采自流动

水体（河水）,抽水井,雨水,新雪等,少部分采自咸,卤水.采样和调查范围为,格尔木河谷（包括西大

滩）,格尔木冲洪积扇.采集氘,氧一l8及氚样各51个,碳一l4样6个.水化学利用同期长观及环

境地质调查采集的样品.同位素样品由地矿部矿床地质研究所,岩溶地质研究所,北京水文地质公

司等单位分析,少部分碳一¨由北京大学考古专业碳一l4实验室测定.6D,6伸.均采用对SMOW

值的偏差表示.部分分析结果列于表1.

格尔木地区各类型水同位素成分表1

bD

O

取样地区.

取样时间氚（Tu）水类

（‰）（‰）

l两大滩冰川Il987.6.30—77ll,918.48±0.36冰III融水

4纳赤台泉l987.6.307ll0.9124.48±0,84岩溶夫泉

格尔木河（电厂）l987.6.30—7210.084.92±0.75河水

ll观23（水文队）1987.7.37{l0.53.43±0.25深承压水

19格雨一ll987.6.20O.5O.5雨水

21观l5l987,6,27—82—10.70.61±0l8承i水

22观l5—1l987.6.27—7O一10.50.99±0.I6潜水

29两大滩冰川l987.9.15—58.39.6456±2新雪

3O西大滩6泵站1987.9.15～61.0—9.91l10±8冻结层r水

3l西天滩5泵站l987,9.15—71.1—11.072l1士20潜水

32昆仑河（纳赤台）1987.9,22—61.5—9.99l31±8河水

36格尔术人工河l987.9—68.2—9.68l22士8潜水溢fiJ

37格雨一2l987.9,l1—65.7一?

10.0942.63±0.45阿水

38格雨一3l988.7,7—15.13.8267士1雨水

39野牛沟l987.9.15—61.1—9.37l23±8l二游河水

41观l8（格北）1988—72.2l0,72潜水

13观18—21988—67.7…lO.52自流水

格西水源地

451987—71.6一l0.32l39±8夫厚度潜水

SH1—1

格西水源地

46l987—71.5一l0.09140±8大厚度潜水

SHl一Ⅱ

SH8

7l987.一71.0—10.67193±18河谷潜水

（水文站）

青海地

三,格尔木地区降水6D一O关系线

美围学者克雷格（Craigh,1961）建立的全球降水6D一5DO关系线为:

6D一85O+l0

l981年Y?

Yurtsever和J?

R?

Gat根据国际原子能委员会（IAEA）的ll4个台站（】.953

I978）积累的资料,用最小二乘法进行线性拟合,得到了修正的全球雨水线公式:

5D=8.205O+l0.30一

其中5D和5180均为降水加权年平均值.

格尔木地区降水量极小,直接采集雨雪的机会较少,笔者利用当地降水,昆仑山区冰川新雪,冰

川融水,河水,河谷潜水及格尔木冲洪积扇受蒸发影响较小的承压水.选择l1个水样氘,氧一l8值

用最小二乘法求得该地雨水线为:

5D=7.11l136.0+7.25（r:

==0.99）

它在斜率及截距上比全球雨水线略低,北半球6D一（8.1±0.1）60+（1l±1）,表明这些水体

在入渗前遭受过轻微的蒸发.

格尔木冲洪积扇地下水5D,5180大部分布在雨水线右下方（图1）,表明浅层水受到强烈的蒸

发,尤其潜水位处于临界深度内.大部分深层水在入渗前也遭受一定的蒸发.

pcSM0

图l格尔木水点6D一一6O关系图

SMOWJ

第一期孙俘煜:

格尔木地区同位素水文地质29

我们再讨论丹锡各尔（Dansgard1964）的氘盈余概念:

d—l,D一8bsO

本区氘盈余d值大部在l3.86—18.82%..平均15.15%.IAEA观测网大多数台站的氘盈余

（d）都集中在+lO%.附近,而位于干燥陆地包围的波斯湾,红海,地中海地区,氘盈余（d）偏高可达

+20%..本地区介于上两者之闻,表明现今盆地云团蒸气有时来自海洋.有时来自大陆水体的二次

蒸发,而昆仑山区降水云团仍主要来自海洋（印度洋）.

四,格尔木降水氢氧稳定同位素的高程效应

爱泼斯坦（Epstain）等人发现在地形起伏较大的地区,大气降水中氢氧稳定同位素含量随着高

度的增加而逐渐变化的现象称为氢氧同位素的”高程效应”.我们用硌尔木来自海洋云团的降水及

西大滩冰川融水同位素测定结果来估算.

西大滩冰舌末端海拔4500m,新雪6D一58.3‰,5,8o一9.64%..格尔木市区海拔2820in.取降

水6D—l5.1‰,6.一3.82%.（均为中值）,得出降水bl80梯度每l00m0.346%c,5D梯度每l00m

2.57%.,与我国藏东和川,黔等地高度梯度值近似.

五,各种水体的年龄

由于我国长期以来测试手段欠缺,目前还缺乏降水中氚数据的系统观测资料.若采用国外资料

内插法,笔者又无国际原子能委员会（IAEA）建立的一些长期观测台站的公开资料,所以各种水体

氚系列输入值就很难准确给定.

1987年6月20日格尔木降水氚值42.63±0.45Tu,1987年9月15日所取西大滩冰川新雪

氚值56±2Tu,格市海拔2820m,西大滩冰川海拔4500m,两者高差l680m,氚值不同是由于高程效

应的缘故.上述数值是1987年氚输入值.

1986年降水氚值本区无实测资料,据”我国1986年5—9月降水中氚等值线图”,本区降水氚

值应为90Tu左右,与乌鲁木齐柴窝堡湖降水氚值含量接近.由此推断本区降水氚值应接近乌鲁木

齐柴窝堡湖,而稍低于苏联伊尔库茨克.

目前利用氚模型计算地下水年龄尚感困难.可以利用柴窝堡湖降水氚输入值（表2）及本地区

氚（输出值）结合碳一l4推算大致相对年龄.

1.格尔木河大部河段1987年河水氚值超过84Tu,最高123Tu,最低52Tu,一般都高于当年大

气降水氚值,说明它们主要来源不是当年降水（个别支流上游除外）,而是几年前或十几年前降水通

过冰雪融化或渗入补给地下水再补给河流

2’西大滩冰川融水1987年氚值l8.48±0.36Tu.而1987年新雪氚值56±2Tu,均属於核爆

氚,融水主要来源显然不是新雪.考虑柴窝堡湖氚输入值及氚半衰期（12.43年）.融水平均年龄

（Ⅷ）约三十余年,现今冰川融水仅少部分来自当年新雪融化.而大部分来自五十年代形成的冰层

的融化,说明冰川在水量上近三十年处于负均衡,这当然与气候转暖有关.亦提示了1989年格尔

木河特大洪水的生因.

3.格尔木河谷潜水及冲洪积扇巨厚含水层中潜水氚值为93.93—193Tu,格尔木酉水源地在

-

208.27m以浅两个试段抽水取样,上试段（80—110.45m）潜水氚值l39±8Tu,下试段（176.一

208.27m）潜水氚值140土8Tu,均属核爆氚.抽水数十小时后应该认为已排除了冲洗液的..号

虑氚的半衰期,该水体年龄大约二十年.

30青海地质】991年

格西水源地钻孔已揭露隔水层底板埋深在209m.这表明在潜水溢出带以南于209m以浅的潜

水均处于积极交替带.

邻区降水氚值表表2

证竹小齐柴窝罐湖（Tu）苏联伊尔库茨克（Tu）

1951O—lO

l96l30U

l963550O

l968lO0

I969（264）454.8

l97O（269）464.2

l9713005l6.6

l972l5O247.2

l973（105）173.3

l974（131）2l6.6

l975（1】5）l9O.9

l976（90）lt8.j

l9869O

（）系推算值

4.溢出带以北潜水及承压水氚值大部分小于『义器本底值（1.5—2.8Tu）,为无氚水（个别近河

潜水孔含核爆氚）,碳一14年龄测定为3380--6900B.P（碳一14半衰期取5730年）,这种水体循

环较缓慢,是地下水缓慢交替带,更古老的水体至今尚未发现.

六,地下水流系统

1963年托斯（J?

Toth）把地下水流网理论应用于区域研究,提出局部,中间和区域水流系统模

型.近二十年环境同位素水文地质学有很大发展,可以测定地下水年龄并示踪水质点运动,为研究

地下水流系统补充了重要手段,托斯地下水流系统概念模型才获得推广应用.’

格尔木冲洪积扇地下水流系统按照地下水年龄,迳流条件可分为局部水流系统和区域水流系

统..

（一）局部水流系统

位于冲洪积扇中上部,南北长约50—60km（从水文站至溢出带）,其深度在209m以浅,含水层

岩性为砂卵砾石及含泥砂砾石.富水性较强,巨厚层潜水大口径单井涌水量超过5000m./d,格尔木

市东,西水源地均位于该系统巨厚层潜水带.该系统地下水主要接受河,渠,库水下渗补给,其次河

谷潜水侧向补给,而山区基岩裂隙水的直接补给是微不足道的.其迳流速度较快,地下水更新一次

仅数十年,其排泄方式主要在冲洪积扇前缘形成大规模的溢出带,以泉出露并形成泉集河,部分消

耗于水面蒸发,陆面蒸发及值物蒸腾.目前格尔木市几乎所有供水井均开采该系统地下水,现今人

工采量较小（45万m./日）.它水质良好矿化度约0.5g/L,为HCOs?

cl—ca?

Na及HC03?

cl—

Na?

ca型水.该系统少部分水流补给区域水流系统,参加大循环.近二十余年勘探实践表明,本地

区地下水现在及将来开采重点应是该局部水流系统,尤其大型水源地的选址,应给予考虑,否则将

*距1950年年数,下同.

第一期孙存煜:

格尔木地区同位素水文地质31

会造成损失.

（二）区域水流系统

分布于冲洪积扇209m以深及冲湖积平原,局部水流系统呈楔形锒入（图2）.它南北长l00余

公里,目前探明最大循环深度约500m.该系统发育着多层承压自流.水,溢出带以北潜水也受其越

流补给.该系统在小桥以南为淡水,以北逐渐演化为半咸水,咸水,卤水,与察尔汗盐湖卤水的水

流系统年龄关系尚未完全清楚.该系统水体主要排泄方式以顶托越流补给上层潜水,最终消耗于蒸

发.次要排泄方式以周边孔隙卤水补给盐湖品间卤水.j.该水流系统含水层岩性自南而北由粗变

细,由砂砾石,砾砂而逐渐变为粉,细砂.富水性也逐渐变差,单井涌水量由1000m./d降至100m./

d.该水流系统地下水属于缓慢交替带,地下水全部更新一次需数千年以上,格尔木市附近深承压水

及溢出带以北自流水测年3380--6900B.P.小桥以北由于咸卤水无法浓缩碳一14样品难以测定年

龄,应在小桥以南采集碳一14水样或在小桥以北用其他同位素方法（如Sr）测年.

圈-圈’.4目s囤e圄田s圃.

图2格尔木地下水流系统示意图

1.砂砾石2,砂3.亚粘土4.粘土5,地下水位6,地下

水年龄（B.P）7.b180值‰8,水流系统界线I局部水流系

统Ⅱ区域水流系统9.盐层

系统埋藏较深或咸卤水测年手段所限,对其研究尚感不足.仅从地下水开发利用而言,

该系统现在及将来都不应作为主要开采目的层.

参考文献

[】]青海省第一地质水文地质大队1985青海钾肥厂格尔木西水源地水文地质详勘报告

[2]青海省第一一地质水文地质大队1983格尔木幅区域水文地质普查报告（1:

200000）

[3]青海省第一一地质水史地质大队1986达布逊湖幅,盐湖幅区域水文地质普查报告（1:

200000）

*格尔木以北30kin,下同.