不同气候条件下地下水与地表水转化特征

一、主要河流出山径流量组成变化

黑河流域主要河流有黑河、讨赖河、梨园河和洪水坝河等，它们的补给主要来源于大气降水、冰雪融水和山区地下水（基流）。

通过水文计算研究表明，黑河干流莺落峡站多年平均出山径流量的组成，分别为大气降水补给占总径流量的52.4%、冰山区地下水补给为37.8%和雪融水补给为9.8%。其中地下水和冰雪融水对河水的补给，具有较强的多年动态稳定性。因此，黑河干流出山径流量的丰枯变化在很大程度上取决于山区降水量的变化。

在黑河干流上游的祁连山区，有3个资料系列较长的雨量站，起始年份为1947年，持续观测至1995年。利用这些资料，通过频率统计分析，获得不同气候条件下降水与径流相关关系，如图5-12所示。在祁连山区，10月份至来年4月份平均气温在0℃以下，为多雪期；5～9月平均气温在0℃以上，为多雨期。降雨量和降雪量动态变化如表5-23所示。

由表5-23可知，祁连山区年降水中86%以上为降雨，冰雪等固相形式不足14%。因此祁连山区降水通过径流补给平原区主要发生在每年的5月中、下旬到9月的降水期，莺落峡站径流量动态变化是直接证据，如图5-13所示。

从图5-12和图5-13可见，山区降水和出山地表径流量的动态变化规律具有一致特征，只是降水峰值比径流峰值延续时间略长，径流增大峰值滞后于降水峰值，两者相应频率的相关分析结果如图5-14所示。莺落峡出山径流量大小与祁连山区降水量的变化密切相关，以平水年和偏丰水年相关系数高。这表明，自平水年至丰水年，祁连山区的降水变化不仅对出山地表径流量影响显著，而且影响山前强入渗带河水对地下水的补给；相反，在偏枯水年和特枯水年，山区降水变化对出山径流的影响减弱。

图5-12 黑河干流上游祁连山区不同频率（p）下降水量动态变化

表5-23 黑河上游祁连山区不同保证率条件下降水月权重

从图5-14还可见，山区降水与出山径流量之间的非线性相关比线性相关系数普遍大，表明出山径流量不仅与降水量的变化有关，还与气温变化及其对山区冰雪融水量和基岩裂隙水排泄量变化相关。

图5-13 黑河干流莺落峡站径流不同频率（p）月分配

图5-14 黑河干流不同频率降水与径流相关性

根据上述规律研究表明，在不同气候条件下出山径流组成及其对地下水与地表水之间转化影响各不相同，如表5-24所示。

采用径流水文分割法，求得莺落峡站不同来水频率条件下冰川融水、雪融水、山区裂隙水和降水补给出山地表径流的组成，如表5-25所示。

由表5-25可见，从特丰→偏丰→平→偏枯→特枯水年，黑河流域出山径流总量显著减少，由特丰水年20.7×108 m3/a，减少至特枯水年12.4×108 m3/a，降幅占平均径流量的50%。其中季节性的积雪融水量虽然有一定程度减少，但是在径流组分中，变化不占主要份额；主要变化是降水比重大幅度下降，由占特丰水年径流总量的近60%下降到特枯水年40.7%。同时，地下基流和冰川融水比重都表现出增加，分别由32.51%、3.64%增加到44.86%和9.62%，但是两者增加的内涵不同，地下基流比例增加是在径流总量降幅大于基流降幅情况下的相对增加（实际减少），而冰川融水的增加为实际融水量的增加。因此，越是枯水年，越不利于冰川和地下基流的保护和涵养。

表5-24 1957～1999年黑河干流莺落峡站不同保证率条件下径流月权重及补给特征

表5-25 1957～1999年黑河干流莺落峡站不同保证率径流组成特征（104 m3/a）

二、不同降水和径流条件下平原区地下水资源

考虑到实际应用性，采用典型区数值模拟和区域类比方法，选定了50%、75%和95%3种降水和径流保证率条件，对黑河流域平原区地下水资源进行计算，结果如表5-26～表5-28和图5-15所示。

表5-26 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=50%）（108 m3/a）

表5-27 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=75%）（108 m3/a）

表5-28 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=95%）（108 m3/a）

图5-15 不同降水和径流条件下黑河流域平原区地下水均衡比较

从图5-15可见，随着降水和径流保证率的提高，河水和渠水对地下水的补给量有较大幅度减少，而田间入渗等补给减少有限。泉水排泄降低幅度最大，蒸发量降低幅度小于补给减少的幅度，总体上水量负均衡的程度加大。

三、平原区不同层位地下水转化规律

在黑河流域平原区，潜水、中层微承压水与深层承压水系统之间转化关系，与自然和人为影响有关，处于不断变化之中。

在天然条件下，祁连山前冲洪积扇地带是潜水、中层微承压水与深层承压水系统的共享补给区，河水进入地下之后，入渗水流随着水平径流过程而发生垂向分流。随着入渗深度的增加，向下补给的水量逐渐减少。在高势差和重力作用下，山前入渗水流通过地下强径流形式，补给低平原细土带的承压地下水系统。

同位素研究表明，在开采影响下，潜水系统和深层承压水系统都通过越流对开采层位（中层微承压水系统）补给。潜水系统是通过向下越流方式补给，深层承压水系统通过向上顶托越流方式补给。越流转化量公式为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：Q越——深层地下水与浅层地下水转化量（m3）；

S——交流区面积（m2）；

ΔH——深层与浅层地下水水头差（m）；

T——交流时间（d）；

K’/M———越流系数（1/d）。

在黑河流域南部平原区，混合开采井较多，潜水系统与承压水系统之间存在密切的水力联系，特别是在河水径流丰水季节，地下水系统处于强补给期，深层承压水补给上覆含水层比较明显。在河水径流枯水季节的灌溉期，低平原细土带的潜水系统主要获取灌溉回归水补给，其水位一般高于深层地下水水头，存在上部潜水补给下伏承压含水层的现象。

根据近几年的地下水动态观测资料，黑河流域平原区的地下水年内变动和年际动态十分显著，其中1996～2000年各盆地地下水水位最大降幅，分别为张掖盆地达2.44 m，酒泉盆地为1.8 m，额济纳盆地为2.0 m。在洪积扇群带，地下水水位降幅较大，沿河地带降幅较小，如表5-29所示。

表5-29 黑河流域平原区地下水动态类型及变化特征

根据钻孔资料，绘制承压水顶板等值线图，利用GIS求得各盆地弱含水层有关参数，如表5-30所示。

表5-30 黑河流域各盆地浅层弱含水层不同厚度的分布面积

根据地下水动态分层观测资料计算，深层地下水与浅层地下水水头差ΔH及时间分布如表5-31所示。

表5-31 1999年黑河流域张掖及酒泉盆地深层与浅层地下水之间水位差变化（m）

表5-31表明，深层地下水与浅层地下水之间水头差有正值和负值两类变化，峰值出现时段是1～4月和9～12月的非灌溉季节，谷值主要出现在5～8月。在地域分布上，正值区主要分布靠近上游的扇缘泉水溢出带，负值区主要分布远离补给源、弱含水层较厚的地带。

根据1979年额旗敖包图S11钻孔抽水试验资料，求得弱透水层K值为0.00113 m/d。按丰枯时段计算结果，各盆地深层地下水与浅层地下水之间转化水量如表5-32所示。

表5-32 1999年黑河流域平原深层与浅层地下水之间相互转化量（104 m3/a）

研究表明，深层地下水顶托补给浅层地下水地带主要分布在泉域地区，而浅层地下水下渗补给深层地下水地带则分布在深层地下水集中开采的地区，存在开采深层地下水袭夺浅层水的机制。1999年黑河流域平原区深层地下水顶托补给浅层地下水总量约3×108 m3，其中张掖盆地为0.26×108 m3，酒泉东盆地为0.93×108 m3和额济纳盆地为1.86×108 m3。浅层地下水下渗补给深层地下水约4×108 m3，其中张掖盆地为0.70×108 m3，酒泉东盆地为0.99×108 m3，金塔盆地为0.27×108 m3和额济纳盆地为2.10×108 m3，约占河水、沟谷潜流补给量的26.2%。年内均衡，总体上是浅层地下水补给深层地下水系统，净补给量约为1×108 m3。

一、平原区地表水-地下水转化模式

黑河流域地表水和地下水主要来源于祁连山区降水、融水和地下水。根据同位素资料估算，出山河流中山区降水补给占51%～69%、冰川融水补给占8%～12%和山区地下水补给占22%～29%。

河流出山后，在山前强入渗带大量渗入地下，转化为地下水。利用同位素资料估算，山前平原地下水中河流入渗补给占70%～80%，当地降水占20%～30%。地下水在向下游径流过程，不断接受农田灌溉入渗补给和蒸发作用影响，导致地下水同位素发生变化。

在冲积扇前缘，地下水以泉的形式流出地下，排入河道。同位素估算结果，在张掖附近，河水中泉水补给量占总径流量的30%～40%。在高台正义峡附近，河水中地下水补给量占70%～80%。至此，出山河水与地下水之间实现流域水循环平原区的第一次转化过程（图8-12）。

图8-12 黑河流域平原区地表水与地下水之间转化模式

河水通过北山进入金塔-花海子盆地后，其中约34.2%河水通过灌溉和侧渗转化为地下水（张济世等，2001）。在额济纳盆地，河水有40%～50%转化为地下水，地下水有75%左右蒸发排泄，少部分排入居延海，由此完成流域水循环的平原区第二个转化过程（图8-12）。

二、地下水补给源和补给机制

图8-13表明，黑河流域山前戈壁带地下水的δ18O介于-9‰～-10‰之间，与山区地表水相近，这些水主要来自山区出山河水入渗补给。

在黑河流域南部盆地溢出带以下，补给存在两种情况：①在酒泉和张掖盆地中部过渡区，潜水和承压水的δ18O与戈壁带相近，反映来自盆地上段山前平原地下径流补给特征；②黑河干流两侧的绿洲区，潜水的δ18O值介于-6‰～-8‰之间，表明既存在来自盆地上部地下径流补给，又有受蒸发影响的灌溉回归水入渗补给，当地降水补给不明显。

在北部盆地鼎新一带，地下水的δ18O值大于-6‰，这一带河水的δ18O值大于-6.5‰，表征地下水主要是灌溉回归水和河水的季节性补给。在额济纳盆地荒漠区，潜水的δ18O值大于-6‰，蒸发效应明显，为河水补给。

14C含量高值（PMC>80%）区主要分布在山前和河流两侧（图8-14），表征是过去50年来的补给，向下游14C含量逐渐减小。14C含量中值区（40%～80%）分布在张掖和酒泉盆地之间以及下游额济纳盆地，反映比较老地下水与现代补给水混合补给特征。14C含量低值（PMC

在黑河流域，地下水氚含量的分布特征与14C含量分布规律相似（参见图4-14和图8-14）。在出山口至张掖的戈壁入渗带，地下水氚含量为57～69.7TU，接近山区地下水和地表水氚含量（60.2～33.4TU）。至泉水溢出带，浅层地下水氚含量变化较大，为9.4～165.2 TU，表明浅层地下水含有核爆氚。在下游鼎新一带，浅层地下水氚含量为20.8～44.6TU。至额济纳盆地，浅层地下水氚含量为11.4～40.60 TU；深层承压水氚含量为2.1～8.4TU，为比较古老水。

图8-13 黑河流域地下水的δ18O值分布

祁连山前戈壁带及中游的浅层地下水δ18O和δD值与山区河水的相近，位于大气降水线上，氚含量高，是1963年以来降水或出山河流渗漏补给形成，参与现代水循环积极，交替更新快。在黑河流域南部盆地溢出带以下的细土平原承压地下水，δ18O和δD值位于大气降水线的左下方，氚含量较小，δ18O比以现代水补给为主的浅层地下水低，属于比较寒冷环境水源的补给。14C测年数据也表明，这些地下水是相对比较古老水，但是在一定程度上参与现代水循环。在张掖和酒泉盆地之间以及溢出带以下，地下水补给、更新表现为缓慢和有限。

图8-14 黑河流域地下水的14C含量分布

中下游地表水库水和下游的浅层地下水δ18O和δD值位于降水线的右上方，并向右偏移，氚含量高，是现代河水和灌溉回归水补给，蒸发作用强烈。在鼎新向古日乃一带，有来自鼎新一带地下径流补给和沿河流两侧地带的河水侧渗补给。额济纳盆地承压水中现代补给很少。

通过水循环系统多源水同位素特征分析来看，黑河流域地下水形成、径流与更新存在3种机制，伴随发生不同水化学作用（图8-15和图8-16）。

1）山前入渗补给。发生在黑河流域祁连山前戈壁带，除个别地段存在地下潜流侧向补给外，主要是季节性出山河流和降水垂直入渗，这些水的δ18O值和δD值相对较低，3H和14C含量高，多为HCO3或HCO3-SO4水，是1963年以来的现代补给。在入渗补给总量中，70%～90%来自河流补给，10%～30%是当地降水补给。在100 m深度以下地下水中，存在一定数量的1952年以前补给水。

图8-16 黑河流域水循环中与补给机制相关的水化学作用

2）河流侧渗补给。在祁连山前戈壁带以下地段，河流向河道两侧地下水系统渗透补给，是黑河流域平原区地下水补给与更新的重要模式之一。这种模式主要发生在洪水期、中下游盆地黑河干流和讨赖河等常年性河流河道两侧，包括河道渗漏，地下水的δ18O值和δD值、3H和14C含量变化范围较大，多为HCO3-SO4型水。河水渗漏补给量约占该地段地下水总补给量的40%～50%。

3）灌溉回归补给。主要发生在黑河流域引水灌区，特别是在金塔-鼎新灌区，水源是河水和地下水。地下水的δ18O值和δD值较高，多为SO4-Cl型水。

除了上述3种现代补给机制外，深层承压水，特别是北部盆地的承压水，为地质历史时期形成的补给，地下水氚含量很低，14C年龄为距今8000～5000年。

与上述3种现代补给机制相关的水化学作用基本相同（图8-16），并且受补给强度和蒸发强度的控制。山前垂直入渗补给较快，蒸发作用较弱，水化学类型以HCO3和HCO3-SO4水为主，以溶解矿物为特征的溶滤作用是该地段主要水化学作用。蒸发作用发生在入渗补给前地表水系统中。河流侧渗和灌溉补给过程较慢，受蒸发影响强烈，水化学类型以HCO3-SO4型和SO4-Cl型水为主，蒸发浓缩是主要水化学作用。蒸发作用除发生在入渗之前地表水系统中外，在入渗补给过程中、在包气带以矿物沉淀、蒸发积盐作用也比较明显。

另外，在潜水、中层（40～80 m深度）承压水和深层（大于100 m深度）承压水系统之间，存在越流下渗或越流顶托补给中层承压水的水文过程（参见图8-10）。但是，对于整个地下水系统而言，这些越流只是系统内部水量再分配的过程，不是外域水补给。

三、地下水流系统特征

潜水和承压水同位素分布平面与剖面特征表明，黑河流域地下水循环系统中存在深部区域地下水流系统和浅部局域地下水流系统。其中局域地下水流系统是沿河流、以垂向运动为主；区域地下水流系统则以活塞流方式，从山前补给区向排泄区以水平运动为主径流推进。

（一）南部盆地地下水流系统

关于盆地地下水流系统，“黑河中下游两水转化及水资源综合开发利用”研究中曾对张掖盆地进行研究，提出地下水系统可分为活塞式和开启式两个水流系统，活塞式水流系统分布于山前扇群带的中上段；开启式水流系统则分布在盆地北部。本次研究认为上述地下水流系统应该属于局部与区域两个水流系统。

从区域上来看，黑河流域南部盆地局部地下水流系统在平面上以出山河流或绿洲为中心，形成若干子系统。在张掖与酒泉盆地之间地下水同位素变化剖面（见图8-8）上，3H、14C、δD和δ18O都反映出了地下水流系统在南部盆地的分布特征。从两侧向盆地中部，地下水3H和14C含量逐渐降低，而且在两侧随深度增加，3H和14C含量变化比中部小，表明两侧地下水以侧向水平流动为主。在酒泉一侧，地下水3H和14C明显反映出地下水侧向流动的特征，在漫水滩一带水流变缓。在张掖一侧，地下水3H和14C反映的水流复杂，深部总体是侧向流动，在张掖市附近深部水向上流动。在浅部，存在多个局部垂向水流子系统，主要分布在地表水体和人工绿洲区，反映了地表河流和绿洲区灌溉水的局部补给和流动。在张掖、酒泉两盆地中部，地下水3H和14C含量较低，垂向变化较大，表明地下水以垂向流动为主。该剖面地下水的δ18O和δD变化支持上述推断，在两盆地中部地下水δ18O和δD值相对低，分别为小于-9‰和小于-60‰，与地下水年龄较老相对应，反映深部区域地下水流向上运动。几个局部地下水流子系统分布在酒泉-三奇堡、新华农场-高台农场、双泉水库-张掖和张掖-王家庄等绿洲区（图8-17），补给来源是灌溉和地表水侧渗，排泄方式是蒸发为主，个别以泉的形式排泄，这些局部水流子系统的循环深度不大，一般小于100 m。区域地下水流存在于南部盆地深部，平面上可以分为酒泉和张掖两个子系统，补给来自黑河干流和讨赖河在祁连山前戈壁带入渗，水流向盆地中部水平流动，在盐池一带越流进入浅层地下水系统。

在莺落峡-北山剖面上（图8-18和图8-19），地下水氚年龄和δ18O值反映出南部盆地局部水流系统可以分为洪积扇群带局部地下水流子系统和绿洲区局部地下水流子系统。山前冲洪积扇带局部地下水流子系统主要接受出山河水和降水的垂向补给，根据3H和14C含量推测水循环深度小于300m，并且在溢出带以泉的形式出露地表排泄。绿洲区局部地下水流子系统主要接受灌溉和河流侧渗补给，根据3H和14C推测水循环深度小于80m，排泄方式是蒸发-蒸腾和向河流排泄为主。深部区域地下水流系统主要是出山河水在戈壁入渗带入渗及当地降水入渗补给，以水平运动方式向下游区径流，通过越流和泉水方式排泄（图8-20）。

图8-17 黑河流域酒泉-张掖地下水氚年龄剖面及地下水流系统

图8-18 黑河流域莺落峡-山丹河地下水氚年龄剖面

图8-19 黑河流域莺落峡-山丹河地下水δ18O剖面

（二）北部盆地地下水流系统

对于北部地下水流系统，程国栋等（1998）划分为一个浅部地下水流子系统和两个深部地下水流子系统。两个深部地下水流子系统分别为古日乃深部水流子系统和额济纳盆地深部水流子系统，深部与浅部地下水流子系统之间具有水力联系。武选民等（2002）根据水化学和同位素研究提出，整个额济纳盆地为一巨型的区域地下水流系统，并且对地下水系统进行了更为详细的划分，分为潜水和承压水两个子系统，潜水子系统又分为两个亚系统、3个次亚系统；承压水子系统又分为两个亚系统、两个次亚系统。

本次研究认同上述的划分，从盆地之间水力联系和水文地质条件来看，黑河流域北部盆地可分为一个浅部局域地下水流系统和一个深部区域地下水流系统。浅部局域地下水流由若干个局部水流子系统组成，深部存在两个区域地下水流子系统。

酒泉-额济纳盆地的δ18O和δD剖面（图8-8e、f）表明，在正义峡-狼心山段地下水的δ18O、δD值与河水的δ18O和δD值相近，河水对地下水补给明显。同位素等值线相间分布特征表明存在多个局部地下水流子系统，不同地段河流渗漏存在差异。沿剖面向下游段，地下水的δ18O和δD值渐低，以向下游地下径流运动为主。在额济纳盆地天然绿洲区，地下水的氚含量有升高，δ18O和δD值变高，反映局部地下水流子系统特征。在赛汉桃来附近，矿化度低，18O和δD相对低，表明在额济纳盆地深部存在区域地下水流向上运动的特征。

图8-20 黑河流域南部盆地地下水补给、径流和排泄模式

从额济纳盆地的东西向氚含量剖面（图8-8a）来看，东部地下水氚含量较高，地下水年龄较新，地下水流方向指向盆地中部。西部地下水氚含量向中部逐渐降低，地下水以水平流动为特征。δ18O和δD值剖面（图8-8b、c）亦反映出相似的特征，东部水偏高，蒸发相对强。在居延海一带，地下水氚含量低，矿化度低，18O和δD值相对低，表明存在深部承压水的向上流动。

四、地下水排泄模式

黑河流域地下水排泄主要有3种模式。①泉排泄；②蒸发-蒸腾排泄；③井开采。前两种形式属于天然排泄，后者属于人工排泄。

（一）泉排泄

在源区，泉排泄主要在沿坡脚、沟谷切割带和山前断裂带等部位出现。根据同位素资料估算，地下水以泉水形式排泄量占河流总径流量的25%左右。在目前水循环条件下，50%保证率的泉水排泄量为11.8×108 m3/a，95%保证率的泉水排泄量为9.2×108 m3/a。在黑河流域中游南部盆地，20世纪60年代多年平均泉水流量为22.6×108 m3/a，90年代为14.2×108 m3/a，1999年实测泉水流量为8.6×108 m3。

在中游区，洪积扇前缘和细土平原河床是泉排泄的主要地带，其中南部盆地平原区泉水溢出带主要分布在张掖乌江—临泽—盐池一带。根据同位素资料估算，泉水排泄量在正义峡一带占河水径流量的64.7%～81.9%。

在额济纳盆地绿洲区，地下水除蒸发消耗外，泉排泄是重要排泄方式之一。在东居延海湖岸，存在地下水自流出露地表现象，由此推断地表湖水难以下渗补给地下水。

图8-21 黑河流域地下水系统补给、径流、排泄模式

（二）蒸发-蒸腾排泄

蒸发排泄主要分布在中游盆地北部和下游荒漠区，由于那里的地下水水位埋深很浅（小于3 m），蒸发强烈。根据刘少玉等（2002）研究结果，1999年黑河流域平原区潜水蒸发量可达16.7×108 m3，其中南部盆地潜水蒸发量4.8×108 m3，北部盆地潜水蒸发量11.8×108 m3/a，额济纳盆地占北部盆地蒸发量的74.7%。

蒸腾排泄主要发生在中游人工绿洲和下游天然绿洲区，主要通过植被根系吸水，蒸腾消耗。蒸腾消耗地下水是下游区一种重要的地下水排泄方式。据估算，在下游区蒸发-蒸腾量占地下水排泄量的75%左右（张济世，2001）。

（三）人工排泄

在黑河流域平原区，地下水开采量占总排泄量的16.2%，1999～2000年平均为6.94×108 m3/a。其中南部盆地开采量占总开采量的78.7%，集中在中游人工绿洲区；北部盆地占21.3%，集中在金塔盆地。随着灌区的扩大和人口增长，人工开采地下水数量在地下水总排泄量中比重不断增大。

（四）排泄过程

黑河流域地下水补给、更新与排泄模式为：山区降水、冰雪融水和基岩裂隙地下水通过山前戈壁带入渗、河道渗漏和灌区引灌渗漏进入含水层。在向下游地下径流过程中，形成浅部局域地下水流和深部区域地下水流系统。局域地下水流以垂向运动为主，并且以蒸发、溢出泉的形式排泄；区域地下水流以水平方向运动为主，以向上越流和人工开采方式排泄（图8-21）。

五、地下水系统更新性

（一）理论基础

评价地下水系统更新性涉及两个指标，一个是驻留时间（Residence time），另一个是更新速率（Renewal rate）。与地下水的驻留时间相对应的是运移时间（Transit time）、更新时间（Turn over time）和年龄（Age）。一般来说，假设含水层中地下水的体积恒定，则驻留时间定义为含水层中地下水总体积与其补给通量之比（即T=QT/V）。更新速率（Renewal rate 或Turn over rate）定义为含水层中输入水的总体积与含水层中地下水总体积之比（即R=V/QT）。

在干旱半干旱地区，估算地下水的补给与更新状况比较困难。同位素示踪剂可以用来直接评估相对长时间的地下水更新速率（Leduc et al.，1996；Le Gal La Salle et al.，2001）。

根据放射性示踪剂14C估算黑河流域平原区地下水更新速率的终端时间为1997年。Leduc等（1996）和Le Gal La Salle等（2001）给出的同位素示踪评估地下水更新速率模型，分为全混合模型和比例混合模型两种方法。

1.全混合模型

假设含水层是稳定状态，即水的输入等于输出，地下水连续补给而且完全混合。从水中14C的放射性衰变和年输入，计算地下水中放射性含量公式为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：Rr——年更新速率；

Agwi——第i年份地下水的14C含量；

A0——输入水的14C含量；

λ——放射性常数（1.21×10-4/a）；

i——时间（年），从0到1992年（对应于时间是1997～1905年）。

方程（8-1）考虑了自1905年以来的14C含量年输入变化。1905年以前，假设系统是稳定状态，地下水14C含量以常量A0输入，为100 PMC。

于是，有

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

2.比例混合模型

假设含水层是稳定状态，即水的输入等于输出：①含水层中地下水以活塞流的形式垂直推移；②不同补给事件的地下水分层，取样时不同层地下水混合。

在该模型中，实测含量与从补给至采样时间、经过放射性衰变（t）校正的年输入总量相对应，地下水中的平均含量计算公式为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中 tmax涉及最早的补给事件的时间和年平均更新速率Rr（Rr=1/tmax）

与前一模型相同，假设1905年以前，系统是稳定状态，年输入含量A0为100 PMC。在这个时间以前，入渗水对地下水补给贡献率为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

如果含水层仍然含有1905年以前补给的水，则1905年之后年输入的14C总贡献率为：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

对于上述两个模型来说，首先假设年补给与年降水成比例关系，因此年更新速率Rri从年降水加权平均的更新速率Rr，可通过式Pi ∶Rri=Rr（Pi/Pm）求得。

对于干旱半干旱区地下水更新模型，Leduc等（1996）给出了一个校正因子，于是，年更新速率为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

地下水系统中的放射性年输入取决于年降水和输入水的放射性含量，降水中的氚变化已经利用IAEA的数据恢复。由于CO2在两个半球是均匀的，因此，北半球大气中14C的含量可以用于本区的研究。1905年以前大气中14C的含量是常量，为100 PMC。在1905～1950年期间，化石燃料的燃烧使大气中14C含量从99.5 PMC减少到97.5 PMC（陈宗宇等，1998，2002）。在1953～1963年期间，大气核试验使14C含量变化很大，1963年北半球14C含量大约为200 PMC。1959～1997年期间的大气14C含量，利用德国Schauinsland和奥地利Vermunt两个监测站的实测数据确定。两个模型计算的结果，如图8-22所示。

（二）地下水更新性评估

在黑河流域南部盆地，地下水的更新速率估算结果如表8-2所示。

图8-22 根据14C含量利用两个模型计算的年更新速率

从表8-2和图8-23可见，在黑河流域祁连山前入渗带，地下水年更新速率为0.02%～2%。在细土平原80 m以上地下水系统中，年更新速率为0.12%～2.5%。沿黑河和梨园河两侧，地下水年更新速率最大，分别达2.5%和2%。深层承压水的年更新速率较小，范围较窄，为0.004%～0.03%。

由于地下水的更新速率是以14C为示踪剂计算的，因此，与更新速率相对应的地下水驻留时间大于地下水氚年龄，是较长时间段的平均更新速率。

图8-23 黑河流域南部盆地地下水更新速率与井深之间关系

表8-2 黑河流域南部盆地地下水更新速率估算结果

从上述地下水更新速率估算结果来看，祁连山前戈壁入渗带和细土平原浅层地下水的更新速率都较大，深层承压地下水的更新速率较小。从地下水的年龄来看，南部盆地浅层地下水为1952年以来的现代水补给，但是酒泉东盆地地下水的年龄大于张掖盆地。张掖盆地地下水年龄小于40年，多为1963年以来的补给。酒泉东盆地地下水年龄多大于40年，在莲花明海一带地下水年龄更老，为1952年以前的补给。张掖盆地深层地下水年龄多大于40年，个别样品年龄大于1000年，表明承压水为1950年以前补给，具有一定的更新性。酒泉东盆地深层地下水的年龄多大于1000年。在北部盆地，浅层地下水年龄多数大于46年，为1955年以前补给，具有一定的更新性。额济纳盆地深层地下水年龄多大于5000年。

由此可见，黑河流域南部盆地地下水更新性强于北部盆地，张掖盆地地下水更新性比酒泉东盆地强；浅层地下水系统更新速率大于深层地下水系统。