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(新疆地矿局第一水文工程地质大队，新疆 乌鲁木齐 830091)

1 哈密盆地地理概况

哈密地处新疆维吾尔自治区东部，东天山余脉横贯全境，将哈密分为南、北两个封闭式盆地。哈密盆地位于天山东段南麓，地理位置：东经91°08′～96°23′，北纬41°54′～43°43′，面积约为53 500 km2，最低点为沙尔湖，海拔53 m。哈密盆地为典型的温带大陆性干旱气候。盆地总体地势为南北高，中部低。大致可划分为三个地貌景观带：北部山麓一带坡度较大，由许多洪积扇粗碎屑物质组成的砾石戈壁带，向南地势趋于平坦，逐渐变为细粒砂土堆积的大冲积扇倾斜平原带，这里土地肥沃，水源充足，人口密集，农耕殷盛，地区最大的绿洲—哈密市位于其上。最南部则为零散的沙丘和干涸的盐湖带。

哈密盆地具有完整、独立的地下水补给、径流、排泄系统。盆地北部博格达—巴里坤—哈尔里克山区为区内地下水的形成区，盆地内山前冲洪积平原为地下水的补给、径流区，盆地中部的沙尔湖是盆地的汇流中心和地下水排泄区。

为研究哈密盆地地下水的形成、转化、循环规律，依托“新疆东疆地区煤炭基地地下水勘查哈密盆地地下水勘查”项目，在哈密盆地进行了地下水环境同位素研究。

图1 哈密同位素取样点位置分布图

2 研究区采样点布置

本次同位素研究是在前人研究的基础上，利用水化学和环境同位素D、18O、T、14C相结合的方法对哈密盆地地下水的形成、转化、循环规律进行分析。

根据研究内容，在盆地内由北向南布置采样点，取样点位置见图1。本次共取得哈密盆地样品53组，其中氘氧同位素(D、18O)样品53个，氚同位素(T)样品53个，碳同位素(14C)样品12个。

3 样品数据分析

3.1 稳定同位素分析

在δD-δ18O关系分析过程中，根据取样剖面线的位置分布，我们将所有样点分为4组：第一组样点位于七角井一带，第二组样点位于三道岭-五堡两条剖面线上，第三组样点位于四道沟-哈密-庙尔沟一带；第四组样点位于七个井子-镜儿泉-刘家泉剖面线上。各组样点的δD-δ18O关系图见图2～图5。

图2 七角井一带样点的δD-δ18O关系图

图3 三道岭-五堡样点的δD-δ18O关系图

图4 四道沟-哈密-庙尔沟样点的δD-δ18O关系图

3.1.1 七角井一带样点分析

在盆地西北部七角井一带，分布六个样点：T1、T2、T3、T4、T5和T6(图1)。两样点的位置相近，样点T1和T2的稳定同位素值相似(图2)，因此推测这两个样点具有相同的补给来源，属于同一股水流，向中间的湖泊排泄；同理，T5和T6属于同一股水流，向湖泊排泄；T3和T4为两股各自独立的水流，分别向湖泊排泄。

3.1.2 三道岭-五堡两条剖面线上样点分析

在图3中，样点T22、T24、T13和T26的稳定同位素值相近，表明这四个样点具有相近的补给来源，上述样点表现出了明显的蒸发效应(图3)，结合图1，这四个样点处在沙尔湖外围的地下水排泄带；除此之外，在图3中，样点T9、T10、T15、T16、T18、T19、T20和T21的同位素值分布集中，且均位于当地大气水线上，属于同一股水流补给。

图5 镜儿泉-刘家泉样点的δD-δ18O 关系图

3.1.3 四道沟-哈密-庙尔沟一带样点的稳定同位素分析

样点T28、T29、T30、T32和样点T41、T42、T43的位置分布相对集中，结合图1，样点T28、T29、T30、T32位于四道沟-五堡剖面线上，样点T41、T42、T43位于庙尔沟-烟墩站剖面线上，两组样点的稳定同位素值相近，表明其平均补给高程相似；在图1中，样点T37、T38、T39的位置分布集中，均位于哈密周围，在δD-δ18O关系图中，三个样点的稳定同位素值相近，表明这三个样点由同一股水流补给。在图1中，样点T46和T47均位于盆地南部，在图4中，两样点的稳定同位素值位于一条蒸发线上，表明这两个样点也属于同一股水流补给，其中样点T47表现出明显的蒸发效应；由图4可知，样点T12、T40和T34与T37、T38、T39位于同一条蒸发线上，由T37、T38、T39区域分布样点蒸发形成，因此样点T12、T40和T34与T37、T38、T39属于同一股水流补给；在图1中，样点T36位于T28、T29、T30、T32和T37、T38、T39样点的中间区域，在图4中该点同位素值位于二者的连线上，因此推测样点T36为T28、T29、T30、T32和T37、T38、T39分布样点的混合水。

图6 井深大于100 m样点的δD-δ18O关系图

3.1.4 不同时期含水层的地下水样点比较

此研究主要是利用本报告中井深大于100 m的样点进行对比。

从图6上不难看出，第四系(Q3-4)含水层水样基本上分布在大气水线附近，表明其补给主要和降水(或洪水)入渗有关。在δD-δ18O关系图上，可将第四系含水层样点分为两组：第一组包括样点T28、T15、T42、T29和T8；第二组包括样点T36和T37；这两组样点稳定同位素的差异主要和现在汇水地区的平均补给高程有关，如哈密正北方向的河道上游汇水区高程明显要高；在Cl-δ18O关系图(图7)上，第四系(Q3-4)含水层样点的Cl离子浓度相对较低，说明该层地下水形成时携入的蒸发盐有限，其可能主要与两个原因有关：

(1)降水(或洪水)量比较大；

(2)气候潮湿，蒸发盐分布少。

相比之下，新近系(N)含水层样点均分布于当地大气水线(图6)的下方，其一方面和蒸发效应有关，另一方面可能与入渗的降水(洪水)的稳定同位素值低于第四系含水层水样有关，表明该层水补给时的气温还要低；在Cl-δ18O关系图(图7)上，该层样点的Cl离子浓度较第四系(Q3-4)含水层水样普遍高出一个数量级。结合图1中取样点的位置分布，我们可将新近系(N)含水层样点分为两组:第一组样点(T34、T13、T24、T22、T26)处于沙尔湖附近排泄区，含水层的高程在海拔431～-62 m之间分布；另一组样点(T44和T49)处于补给区，含水层高程分布在海拔1 365～1 230 m之间，几乎比前一组排泄区样点要高出1 000 m，表明新近系含水层样点Cl离子浓度的偏高可能和新近系(N)固结地层的岩性有关。

图7 井深大于100 m样点的Cl-δ18O关系图

3.2 放射性同位素分析

3.2.1 放射性同位素T结果分析讨论

区内所有样点的T浓度与深度数据关系图如图8所示。

图8 样点T浓度与井深之间的关系图

根据测量误差通常认为T>1TU的水样中含有1952年之后的降水(Mook,2006)。通过图8可以看出，井深为0～30 m地下水样点中，大多数样点的T浓度≥1TU,表明这些样点均受到地面引水和污水排放的影响，仅有4个点的氚值小于1TU；而在井深大于30米的样品中，受到1952年之后降水影响的样点明显减少。T浓度在不同深度分布的差异启示我们：区域地下水主体是由1952年以前降水组成的。

3.2.2 放射性同位素14C结果分析讨论

地下水的14C数据年龄非常复杂，大体上可以归结为两个问题(Mook,2006):

(1)入渗水从地面开始经过土壤层和包气带到达地下水面，到达地下水面时水体的初始14C浓度含量是多少？

(2)水在经过饱水带(含水层)到达取样位置的水流路径上14C含量受化学和生物作用改变了多少？

习惯上所称的14C年龄是指上面两个问题叠加的结果值和水样测到的14C含量之间的衰变时间。例如上面两个问题的结果值为60 pmc，那么当水样测到值为30 pmc,则经历了一个半衰期，相当5 730 a。

本次区内采取的T38、T46的放射性同位素检测结果见表1。

表1 现代水样点的放射性同位素数据表

根据该区域样点的同位素值、孔深和位置分布，可判断出样点T38和T46的14C浓度最接近现代水的特征。由于放射性元素14C的半衰期为5 730 a(图9)，我们大致可以认为14C浓度小于22.5 pmc的水为古水，相当晚更新世末次冰期。

图9 放射性同位素14C的衰变曲线图

区内部分样点的放射性同位素14C与稳定性同位素δ18O之间的关系图见图10。

图10 14C和18O之间的关系图

根据环境同位素值(14C、T、δD、δ18O)以及Cl离子浓度，结合样点的位置分布综合分析如下：

(1)根据14C浓度值，样点T13和T22均属古水，相当于晚更新世末次冰期补给；处于沙尔湖地区的T34属于新近系含水层(N)样点，其含水层高程在海拔431～290 m之间，Cl离子浓度为1 082 mg/L,该样点的14C浓度反映出该井地下水为下部古水和上部现代水的混合；

(2)样点T46、T38和T10三井井深不大于28m，其14C浓度介于83.33～90.32 pmc之间，氚值介于3.5～10.7TU之间，相当现代水通过河道输送洪水入渗补给形成；

(3)样点T2为自流水，T5井深为42 m，这两个样点的14C浓度分别为31.69 pmc和38.3 pmc，氚浓度介于0.4～0.5 TU之间,相当于全新世湿润期开始阶段补给；

(4)样点T51、T8、T19和T30的14C浓度介于53.47～61.11 pmc之间，T浓度在0.4～0.8 TU之间，相当于全新世湿润期终结阶段补给。

结合图1可以看出，样点T22、T13代表靠近盆地最低点的150 m以下深度处存在古水，而其它山前倾斜平原上的地下水主要来源于全新世湿润期的降水入渗补给。从含水层岩性来看，古水埋藏于新近系含水层中，但不等于新近系(N)含水层中的水均为古水。古水之所以保存下来，主要和晚更新世末次冰期以后地下水的排泄基准面始终高于古水埋藏深度有关，而排泄基准面以上的古水已在全新世湿润期被水循环全部或部分冲洗排泄掉。

4 结语

本次研究采用环境同位素方法，对哈密盆地地下水的形成演化规律以及补给、径流、排泄关系进行分析。

通过对区内地下水稳定同位素和放射性同位素的测试以及两者之间的关系分析，我们可得出研究区内地下水的主体是由1952年以前降水组成的，其中沙尔湖区域靠近盆地最低点150 m以下深度处存在古水，而其它山前倾斜平原的地下水主体来源于全新世湿润期的降水直接入渗补给。

根据地下水年代学我们可以推测，自晚更新世末次冰期以来，当地水循环可划分为三个阶段：

(1)晚更新世末次冰期相当14C的两个半衰期，距今11 460 a，当时降水补给到第四系含水层和新近系含水层；

(2)当末次冰期结束，进入全新世湿润期(大约距今8 000～4 000 a)，由于气候较暖，降雨量偏大，位于当时排泄基准面以上高程的含水层存在积极的水循环，从而冲洗排泄掉了原来占位的古水。例如在了墩—五堡—二堡—大南湖一线形成广大的排泄带(湖泊、盐沼和泉水)，而在沙尔湖低地一带，通过东西向河道接受上述排泄带的地表水，在低地形成湖泊和沼泽，再沿西北向沙漠排泄和原位蒸发，而埋藏在此排泄基准面以下的新近系(N)含水层中的古水都被保留了下来；

(3)进入晚更新世(距今4 000 a)以后，研究区内气候不断干旱，山前平原含水层均失去了降水直接补给，主要依靠北部山区冰雪融化和洪水经河道流入平原补给，呈现线状补给，其水的特征为T浓度大于1 TU。第四系含水层在长期自然退水作用下仍有排泄，但由于水量不断减小，排泄带面积也不断减小，其主要表现为湖泊和沼泽减少，盐沼增多。自大南湖向西通向沙尔湖的河道干涸，形成干谷，沙尔湖地面水体逐步消失。