2014年3月第36卷第2期地下水Ground water Mar. ，2014Vol. 36NO. 2
利用放射性同位素氚计算格尔木河流域地下水年龄
张
樑，王文科，王宇航
（长安大学环境科学与工程学院/旱区地下水文与生态效应教育部重点实验室/陕西省地下水与生态环境工程
研究中心，陕西西安710054）要］通过人工神经网络法恢复的格尔木地区氚浓度，计算格尔木河流域地下水的滞留时间。结果表明，格尔木河出山口的地下水年龄为12 20a ; 在细土平原带的承压水中，地下水年龄在250a 以上。在此基础上，分析格尔木地区不同地貌单元地下水的更新程度，结合研究区水文地质条件，对格尔木地区地下水资源的合理开发利用提供保障。
［关键词］氚; 地下水; 年龄; 格尔木河流域［中图分类号］TV211．1+2［文献标识码］B
环境同位素氚作为氢的放射性同位素，半衰期为12．43
a ［1］。大气降水中含有含氚水分子（HTO ），这些水分子是人类活动和自然界在高空产生的氚，快速与大气中的氧原子化合而成的，作为大气降水的一部分，通过降雨的形式参与水循环。环境同位素在过去的50a 里被广泛的应用于解决地下水年龄，地下水补给和滞留时间相关问题。其中放射性核
3
素氚（H ），为直接估算干旱和半干旱地区浅层地下水系统的
［2］
地下水年龄提供了独特的方法。
［摘
［文章编号］1004－1184（2014）02－0019－03
碳酸盐岩岩溶水和第四系松散岩类孔隙水。含水层可划分
［5］
为1个潜水含水层和浅、中、深3个承压含水层。其中潜水含水层和浅层承压含水层富水性较好，中层和深层承压含水层富水性较差。
2
献
［6］
样品采集与分析测试
本文中所使用的格尔木地区同位素数据数据引自文。同位素取样点分布如下图1所示
。
利用氚同位素测地下水年龄的方法于1969年首次由Tolstikhin 和Kamenskiy ［3］提出，一般情况下，地下水中的氚含量只受元素衰变规律的影响，不会与岩石介质发生交换，因此氚元素存在于所有现代循环水中，它可以作为一种理想的
［4］示踪剂来研究入渗起源的现代地下水。
以格尔木河流域为例，根据1953年以来的大气降水氚浓
度恢复值，利用合适的模型估算得出地下水平均滞留时间，并对其结果进行探讨，为制定浅层地下水可持续开发管理提供依据，为合理开发利用水资源奠定基础。
1研究区概况
格尔木行政区隶属青海省海西州格尔木市管辖，地理坐
北纬36ʎ09' 37ʎ07' ，南至昆仑山标东经94ʎ25' 95ʎ19' ，
北达达布逊湖。市区位于柴达木盆地中南部格尔木河冲积
平原上，市区平均海拔2800m ，属高原大陆性气候，多年平均气温4．99ħ ，多年平均降雨量43．06mm ，降雨量分配不
7，8三个月，均，主要集中在6，其降水量占全年的60．75%。区内蒸发强烈，多年平均蒸发量2586．01mm ，约为年均降雨
［4］
量的60倍，相对湿度32%。格尔木河流域具有西北内陆盆地的一般特征。区内巨厚的第四系松散沉积物为地下水的赋存和运动提供了空间，形成孔隙地下水系统。从昆仑山前到达布逊湖主要分为山前戈壁砾石区、细土平原区和盐沼地区。天然条件下，地下水主要接受来自昆仑山的格尔木河河水的渗漏补给，径流到冲洪积扇前缘的细土带，受阻后一部分潜水溢出地表，形成泉或泉群，汇集形成泉集河，消耗于向盆地腹部流动中的蒸发。
该流域地下水涵盖基岩裂隙水、碎屑岩类孔隙裂隙水、
图1
格尔木河流域氚同位素取样点分布图
3
3．1
氚年龄的计算
数学模型
格尔木河流域地下水系统的主要补给来源是昆仑山的冰
雪融水，区内及其干燥的气候特征决定了降雨对地下水的形成无实际意义，区内主要的排泄途径是蒸发和人工开采。地
输入项为冰雪下水的数学模型概化为单输入—双输出系统，
融水，输出项为蒸发量和开采量。此次计算选取指数模型［7］
（全混模型）进行计算，指数型数学模型如下：
［收稿日期］2013－12－02
［作者简介］张樑（1988－），男，陕西西安人，在读硕士研究生，主攻方向：区域水循环与数值。
19
{
ɕ
Q （t ）C （t ）=∫0Q 0（t －τ）C 0（t －τ）f （τ）e －λτd τ
f （τ）=
1－τ
e m τm
（1）
式中：t 为取样时间；—氚值输出函数；C 0（t －τ）为氚值输入函数，可近似用当地降水氚浓度历年变化值代替；—氚在含水体内滞留时间的分配函数；τ为水在系统内的滞留时间；τm 为水在系统中的平均滞留时间；—氚衰变因子，λ=0．055764；—输出水量（排泄量）；Q 0（t ）为输入水量（补给量）。3．2氚输入函数
对格尔木地区采用人工神经网络法进行大气降水氚浓度的恢复，根据格尔木的纬度以及气象站1955—2010年降雨温度多年观测资料，再结合渥太华的纬度以及1960—量、
1978年降雨量多年观测资料建立了格尔木地区人工神经网络。根据人工神经网络能识别输入输出数据间复杂的非线性关系等特性，选用北半球北纬36ʎ 09' 37ʎ 07' 之间23个站点的IAEA /WMO 大气降水氚浓度观测数据，建立了大气
［8－11］
恢复结果如图2。降水氚年平均浓度的恢复模型。3．3
模型求解
由于已建立的氚值输入函数是不连续的，所有补给氚都
［12］
：是以年平均值计算的，所以将（1）式改写成累加形式
1－τ（τ1+0．055764）
e （2）m
i =1τm
格尔木地区同位素的取样测试时间为1986年和1987
t －1953i
C （t ）=∫0∑a i （t －τ）C 0（t －τ）
m
图2格尔木地区大气降水氚浓度恢复结果图
10TU ，故t －τ=34年。所以上式可改写成：C （t ）=∑∑
ɕ 1a i （t －τ）i 1
C 0（t －τ）e －τ（m +0．05574）+∑a i （t
τ=0i =1τ=34τm τm 34
m
1
－τ）C 0（t －τ）e －τ（τm +0．05574）（3）
式（3）右端第二项为未受核试验影响的“天然氚本底值”
项，其计算结果很小，通常在测量误差范围内，故忽略不计。于是上式可简化为：
1134m i －（+0．055764）
C （t ）=（4）∑∑a i （t －τ）C 0（t －τ）e τm
=0i =1ττm
将恢复的氚浓度值代入上式，以1987年为“零”年开始计算，通过不同的τm =5 500a ，得出氚输出函数。根据输出值与τm 编绘C （t ）—τm 曲线（见图3），再根据样品实测氚值即可得出地下水的年龄。3．4地下水氚年龄计算结果
年，因此t =1987年。另外1953
年以前全球降水氚值小于
表2
编号628－1
取样地点格尔木南观46格尔木南观47－1（131．46－137．5m ）格尔木南观47－2（159．83－165．96m ）格尔木南观47－3（188．25－194．45m ）格尔木南观47－4（219．6－225．9m ）格尔木南观39
观20观5观3观38观38观12－1观15－1观17－1观16
水类型
格尔木河流域地下水氚年龄结果表
地下水年龄122032
编号1224
取样地点观12观36观15观17观16－1观37观23观18－1观18－3G53雷达团孔G55
＞500＞500＞500
水类型
氚（TU ）136．0ʃ 1．170．5ʃ 0．17
＞500地下水年龄
氚（TU ）115．9ʃ 1．25128ʃ 10
潜水潜水
承压承压水
28－2潜水124．3ʃ 91821承压水0．64ʃ 0．18＞500
28－3潜水120ʃ 9152814承压水0．58ʃ 0．19＞500
28－[***********]
潜水潜水潜水潜水潜水潜水潜水潜水潜水潜水潜水
110ʃ 893．93ʃ 0．89119．1ʃ 1．58117．72ʃ ．58123．77ʃ ．1668．71ʃ 0．8252．69ʃ 1．65134．26ʃ 1．90．99ʃ 0．161．76ʃ 0．230．86ʃ 0．15
[1**********]2
5164402827
1726114244
承压水承压水承压水自流水自流水自流水自流水自流水
0．72ʃ 0．181．5ʃ 0．173．43ʃ 0．2510．04ʃ 0．440．73ʃ 0．26
0．760．6112．29
＞500＞500＞500350＞500＞500＞500250
表中观46、观47－3、观47－4、观39、观20、观5、观38这些样品均有两个地下水氚年龄计算结果。这些样点均位于格尔木河出山口地带，地下水在这一区域径流迅速，循环
交替积极，地下水滞留时间较短，因此选取较小的数值为地
下水年龄。
由上表可得，在山前冲洪积扇大厚度潜水区，地下水的
20
平均年龄随着埋深的增加而增加。从上游向下游，地下水的
在细土平原区，地下水的年龄均超过250a ，年龄逐渐增大，
越靠近达布逊湖，年龄越大
。
（4）：38－41．质．1986，
参考文献
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图3格尔木地区大气降水氚浓度输出曲线
4结语
（1）格尔木河出山口的地下水并非当年大气降水补给，
由模型计算为1975年前后补给，其补给来源为冰川融水与大气降水，地下水的循环周期为12 20a ；
（2）在细土平原带的承压水中，氚的含量均较小，所求的交替缓慢，更新较差。地下水年龄在250a 以上，
（3）如若在格尔木地区建立水源地，应优先选择出山口以北，溢出带以南的山前冲洪积扇上，在此地区，地下水的年龄均在20a 左右，处于积极交替带，再加上巨厚的第四系松散沉积物为地下水的赋存和运移提供了场所，故而在该区域，地下水从其资源量上看也是十分丰富的。（上接第13页）
平均流速为8．118m /d。可计算：
2
纵向弥散系数DL =αL ν=0．437m ˑ8． 118m/d=3．547m /d。下徐各庄弥散试验投放孔直径d =0．23m ，有效孔隙度
檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭
下水水力梯度。当水力梯度较大时，必须缩小观测时间间
隔，按小步长增加初时时段的观测频率；如本项目朱峪沟谷中为砂卵石层，地下水流动性好，水力梯度较大，开始监测时间间隔采用10 20min ，成功捕捉到示踪剂的初至及峰值；而下徐各庄场区含水层岩性性为中粗砂为主，天然水力梯度较小，采用人工流场，观测时间间隔采用30min ，也成功捕示踪剂的初至及峰值。
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a 流场畸变校正系数取2．0，浓度本底值取20．14取0．15，
mg /L，计算地下水实际平均流速见下表：
时间△t （d ）Cl －浓度（mg /L）地下水实际平均流速ν（m/d）
015384．0
－
0．6125803．02．906
0．8437505．42．448
1．5947255．51．567
计算得下徐各庄弥散试验地下水实际平均流速为2．307m /d。可计算：
纵向弥散系数DL =αL ν=0．1475m ˑ 2．307m /d=0．3402m 2/d
横向弥散系数DT =αT ν=0．01369m ˑ 2．307m /d=0．03158m 2/d
通过本次工作的理论计算和现场弥散试验结果表明，其纵向弥散度的数值较为接近相关经验值，说明野外弥散验证试验是成功的。同时，野外试验所得数据与理论曲线的配线也相对应正确。因此，本次工作最终可采用野外弥散试验的结论进行预测。
6结语
2）弥散试验监测孔的监测时间频率必须考虑不同的地
1）本项目详细地进行了地下水弥散试验求参过程完整性分析，可做为弥散试验参考实例。
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