塔克拉玛干沙漠地下水的化学演化特征

塔克拉玛干沙漠有什么自然特征？~

地貌
塔克拉玛干沙漠 (2张)
沙漠在西部和南部海拔高达1200～1500米，在东部和北部则为800～1000米。沙丘最高达200米。[1] 也有资料显示，塔克拉玛干沙漠，是全世界第一大流动沙漠。塔克拉玛干腹地被评为中国五个最美的沙漠之一。由于地处欧亚大陆的中心，四面为高山环绕，塔克拉玛干沙漠充满了奇幻和神秘的色彩。
塔克拉玛干沙漠流动沙丘的面积很大，沙丘高度一般在100-200米，最高达300米左右。沙丘类型复杂多样，复合型沙山和沙垄，宛若憩息在大地上的条条巨龙，塔型沙丘群，呈各种蜂窝状、羽毛状、鱼鳞状沙丘，变幻莫测。沙漠有两座红白分明的高大沙丘，名为“圣墓山”，它是分别由红沙岩和白石膏组成，沉积岩露出地面后形成的。“圣墓山”上的风蚀蘑菇，奇特壮观，高约5米，巨大的盖下可容纳10余人。
塔克拉玛干沙漠的侧翼为雄伟的山脉
塔里木河旁 (2张)
：天山在北面，昆仑山在南面，帕米尔高原在西面。东面逐渐过渡，直到罗布泊沼盆，在南面和西面，在沙漠和山脉之间，则是由卵石碎屑沉积物构成的一片坡形沙漠低地。
数条小山脉和山链由老第三纪和新第三纪（6640万到160万年以前）的砂岩和黏土形成，隆起于沙漠的西部。弧形的马札拉山脉，在和田与叶尔羌河谷之间，呈弧形向西南绵延而去。长145公里，宽3～5公里，海拔最高1635米。平均高于沙原地表仅300～350米。附近是另一座孤立的山岭，四面为流动沙丘所围绕；托合他卡孜（Tokhtakaz）山脉海拔达1560米，山岭高于平原183～244米。
塔克拉玛干沙漠的地表是由几百米厚的
沙漠风景
松散冲积物形成的。这一冲积层受到风的影响，其为风所移动的沙盖厚达300米。风形成的地形特征多种多样，各种形状与大小的沙丘均可见到。较大的沙丘链幅度可观：高30～150米，宽240～503米，链间距离0.8～5公里。风形成的最高的地形形式是金字塔形沙丘，高195～300米。在沙漠的东部和中部，以中间凹陷的沙丘和巨大、复杂的沙丘链形成的网为主。在沙漠西部（和田河谷东面）亦属常见，横贯与纵向(指风)的地形形式共存。这样一种风形成地形特征的多样形，是盆地风复杂状况的一个结果。
气候
塔
克拉玛干沙漠，系暖温带干旱沙漠，酷暑最高温度达67.2℃，昼夜温差达40℃以上；平均年降水不超过100毫米，最低只有四五毫米；而平均蒸发量高达2500-3400毫米。
塔克拉玛干沙漠的气候温暖适度，是明显大陆性的，年最高气温为39℃。年降水量极低，从西部的38毫米到东部的10毫米不等。夏季气温高，在沙漠的东缘可高达38℃。东部地区7月份平均气温为25℃。冬季寒冷：1月份平均气温为-9～-10℃，冬季所达到的最低温度一般在-20℃以下。全年有1/3是风沙日，大风风速每秒达300米。由于整个沙漠受西北和南北两个盛行风向的交叉影响，风沙活动十分频繁而剧烈，流动沙丘占80%以上。据测算低矮的沙丘每年可移动约20米，近一千年来，整个沙漠向南伸延了约100公里。
西部地区夏季盛行北风和西北风。这两种气流在位于克里雅河最北端的沙漠中心附近相会后，造成复杂的环流系统，这一点清楚地反映在沙丘的形状上。春季，当地表沙变暖时，上升气流发展，东北风特别强烈。在此期间，强飓风尘暴常常发生，使大气充满沙尘，可高达海拔3962米。从其他方向来的风也将尘雾扬入空中，几乎终年笼罩着塔克拉玛干沙漠。
白天，塔克拉玛干赤日炎炎，银沙刺眼，沙面温度有时高达70-80度，旺盛的蒸发，使地表景物飘忽不定，沙漠旅人常常会看到远方出现朦朦胧胧的“海市蜃楼”。
河流
沙漠四周，有叶尔羌河、塔里木河、和田河和车尔臣河贯穿两岸，由于
塔克拉玛干沙漠 (4张)
塔里木盆地是一个内流水系盆地，从周围山脉而来的全部径流都聚集在盆地自身之中，为河流和地下水层供水。沙漠下面的地下水多半有持续不断的水道，从西面流向东部的罗布泊。由于降雨量小蒸发率高，降雨对于滋润沙漠和给地下水供水微不足道。昆仑山水系河流渗透到沙漠中达100～200公里，逐渐在沙漠中干涸。只有和田河穿越沙漠腹地，在夏季偶然可将水流注入塔里木河。

（一）地球物理特征及勘测深度的确定
沙漠腹地地层沉积特征前已述及。886m深度以内细颗粒松散砂层占绝对优势，粘土夹层薄而少，此种地层岩性变化特点表现出的地球物理特性差异很小，不利于划分地层界限。据石油部门大地电磁测深资料，塔里木盆地上部2～3km内，视电阻率仅为0.2～2.6Ωm，说明第四系与第三系的电性差异很小，且以极端的低阻为特征。
从沙漠腹地第四纪研究推测，有可能赋存淡水或微咸水的含水层深度在280m以下。KT2孔634.3～886.02m深度内虽然揭露了第三系，但地层沉积特征与第四系并无多大差别。因此，在沙漠区的勘测深度定为1000m，其它地区如民丰北溢出带、安迪尔河下游区、塔里木河附近等勘测深度视具体情况而定，深度小于500m。
（二）工作技术方法
1.仪器工作方式选择
沙漠区地表潜水矿化度较高，电阻率很低，对电流有较强的吸收作用。在低阻区而又要求勘探深度较大的特殊情况下，常规的物探方法或者新方法工作方式选择不当都会达不到预期目的。
按照电磁波在介质中传播的趋肤效应原理，趋肤深度（即勘探深度）由下式给出：

塔里木盆地地下水发远景区研究

式中，δ为趋肤深度，ρ为地层电阻率，f为电磁波频率。
可以看出，勘探深度主要取决于地层电阻率及电磁波频率。对于塔克拉玛干沙漠地层而言，其颗粒均匀，地层电阻率变化较小，可以近似认为该值为一准“恒定”值。这样，勘探深度主要取决于电磁波频率。电磁波频率越大，勘探深度越小。因此，要想在这种地层取得较大的勘探深度，就必须采用较低的工作频率，但由于频段的限制，将损失浅部的信息。
根据EH-4电导率成像系统的配置，本次工作观测频段有两个，分别为100kHz～10Hz（基本配置）和1000Hz～0.1Hz（低频配置）。
在沙漠区，采用低频装置工作方式，保证勘探深度至少在1000m。另外，为保证电场信号的可靠程度，提高分辨率，勘测过程中采用最大电偶极距100m。野外工作点距控制在5km左右，钻孔试验地段点距为50～100m。
在其它地区，勘探深度不超过500m，用基本配置，电偶极距为30m。
2.野外工作程序
野外勘测分三步实施。
第一步是EH-4电导率成像系统在塔克拉玛干沙漠中的应用效果检验。分别在GS2、KT1、KT2孔以及肖塘供水井等已知孔（井）旁进行勘测，其结果与已知资料基本吻合，证明该方法及解译标准在塔克拉玛干沙漠进行地下勘查是有效的。
第二步是按设计要求进行沿塔中沙漠公路、安迪尔河下游等的剖面勘测及KT1孔南部的追索勘测。
第三步是结合国土资源部西北地区地下水资源特别勘查找水，针对社会发展和未来开发地区的急需，在找水的高难度地区进行新技术方法的推广应用，在罗布泊东部阿奇克谷地成功地找到了深部淡水。当然，也有失败的教训，即开始在巴楚的预测失败，不过已找到了失败的原因。
3.勘测点的布设技术方法
通过大量的野外勘测实践，对沙漠区布设EH-4勘测点的技术方法总结如下。
1）测点选择的地形条件
为避免地形对观测结果的影响，保证原始数据质量，布设测点时尽可能避开沙丘、沙梁，选择在低洼、平坦、开阔地区，使地形起伏小于电偶极距的1/3，两对应电极高差不超过极距的5%。而且这些地区一般地下水埋藏较浅，地表较为潮湿，接地条件较好。
2）接地处理
EH-4观测的基本参数是正交的电场和磁场信息。要观测电场信息就存在接地问题，而且接地条件的好坏直接影响着观测数据质量，良好接地条件是保证观测结果可靠性最关键的一步。EH-4系统要求两电极的接地电阻必须小于10kΩm。
塔克拉玛干沙漠表层多为“流动”的干沙，接地电阻很高。因此，除选择测点时重点考虑接地条件外，电极坑尽量深挖，当沙子出现微潮湿时灌水，然后埋入电极，保证接地电阻小于10kΩm。所以，携带接地用水是看似简单而又特别容易被忽略的“小问题”。
3）消除地表静态影响
静态影响，简单地讲是指近地表在横向上存在电性不均而造成单点测量曲线整体抬高或下降，从而造成假异常并影响测量结果。对于这种影响，目前最有效的方法是通过EMAP（电磁矩阵排列）法进行拟二维反演，即采用多点数据进行平均处理，尽最大程度消除或减弱静态影响。
4）避免外在干扰，提高测量精度
EH-4电导率成像系统属于频率域大地电磁测深法，是电磁法的一种分支。因而其影响因素相对较多，如电力线、车辆、房屋建筑、金属栏杆、地下管道等。对塔克拉玛干沙漠，主要是沿沙漠公路的车辆、金属栏杆和塔中联合站附近的电力线以及勘测人员的不规范作业等。
对于车辆、金属栏杆、电力线等的影响，只能采用远离的方法，一般距离在300m以上，尽量减小其影响。同时磁棒布设尽可能垂直公路，以减小车辆对观测的影响。
勘测过程中，所有工作人员要分工明确，特别是主机要专人负责。测点布设严格按规范要求进行，如磁棒要放置水平，电极与磁棒垂直，导线不能悬空等。
对于一些无法避免的干扰，最后可通过数据分析，剔除不合格的频点，以确保数据质量。
（三）数据质量评价及处理
EH-4电导率成像系统数据质量的评价不同于常规的电法勘探，它是通过数据采集过程中对相关系数设定来自动完成，或者在现场通过一维的相关分析和谱分析来完成。对每一观测点数据质量，可以通过相位、相关度、电阻率误差棒、谱相关度等几项内容进行综合分析评价。一般相位在20。～80°之间，连续圆滑，无断跳点，数据质量好；电场相关度大于0.8的数据可靠，小于0.5的数据不可靠；视电阻率误差棒越大，数据越不可靠；谱相关度越小，数据质量越好。对数据不可靠的个别频点，一般在不影响整个曲线完整性的情况下，进行个别删除处理。对整条曲线质量不佳的情况，在现场分析原因（包括干扰、接地等），排除故障后进行重复测量，直至数据质量符合要求为止。另外，对一些非连续性的干扰信号，为节省时间，在现场确定其特征后，可在室内对时序文件进行重新处理，删除干扰信号可有效地改善数据质量。
数据处理包括一维分析、二维分析和成果绘图等三部分。
一维分析主要在现场进行，通过对观测点的视电阻率曲线、相位曲线、电场、磁场的相关度、单点一维连续反演、功率谱等分析，确定单点的资料质量，从而进行删除、重测及叠加等处理。该步是确保观测数据质量的关键。
二维分析是对若干点的测深结果进行拟二维的Bostik反演。一方面对多个点进行EMAP滤波处理，进而有效地消除或削弱静态效应；另一方面对多点进行连续的联合一维连续反演，给出勘探段的电性剖面，进行现场分析。
成果绘图是将最后处理得到的Bostik反演结果通过专门软件绘制成图，便于成果的解释和分析。沙漠公路沿线测点的数据按点距5km处理，其它地区测点的数据按实际点距做平均处理。

1997年10月和1998年9月的野外调查中，共采集盆地周缘地表水和沙漠公路沿线浅层地下水的简分析和环境同位素（D、¹⁸O、³H）样品52组，¹⁴C测年样品6组，样点分布见图0-1。其中重点采样区是盆地南缘尼雅河到安迪尔河溢出带以北至塔中沙漠腹地。因项目主要参加者于1994年在塔中四油田以南牙通古孜河至喀拉米兰河下游区的水文地质调查工作中，采集了大量的D、¹⁸O、³H和简分析样品，本次工作仅在这些地区作了少量补充采样工作。另外，位于塔中地区的GS₂、GS₃、KT₁、KT₂孔孔口已封闭，本次没有采集到沙漠腹地较深层地下水的D、¹⁸O和¹⁴C样品，这是研究沙漠区地下水形成演化的一大缺憾。

图6-4　油田水与沙漠腹地地下水δD－δ¹⁸O关系图

■深层水●机井水○探坑水▲压水井口人工水塘水

因塔克拉玛干沙漠地下水主要接受盆地南缘冲洪积平原地下水的侧向补给，故以南缘中部地区的尼雅河至安迪尔河流域及下游沙漠区为重点，探讨地下水的化学演化规律。

（一）地下水的咸化特征

在前人的诸多勘察、研究报告或论著中，对戈壁砾石带到溢出带的地下水化学成分特征及演化均有论述，这里不再详述，仅把总的特点归结如下：该区是盆地内的地下水积极交替带，戈壁砾石带内，地下水的补给径流条件好，埋深大，蒸发作用微弱，在长期的淋滤作用下，形成了难溶而稳定的地球化学背景，含水层骨架的可溶盐含量极低，所以地下水的咸化速度十分缓慢，其TDS与河水相差无几；溢出带附近，地形变缓，地层颗粒变细，地下水径流受阻，且埋深变小直至溢流成泉，强烈的蒸发作用成为浅层地下水咸化的主导因素，但下部承压含水层地下水因未受蒸发作用影响而保持较低的TDS。

上一节中，通过溢出带下游细土平原区潜水水化学特征的与沙漠腹地地下水化学特征的比较，笔者认为，冲洪积平原地下水对沙漠区地下水的补给主要以下部含水层的补给为主。因此，通过溢出带与沙漠腹地地下水的化学与环境同位素特征的比较，就可以分析其演化规律，反之也可以根据沙漠腹地地下水的化学与环境同位素特征确定其补给来源及途径。

图6-5是尼雅河溢出带至安迪尔河溢出带河（泉）水与下游沙漠腹地地下水的δD－δ¹⁸O图，所有样点均位于全球大气降水线的右侧，并沿蒸发线分布。图中除S16-2号样品外，其余样点明显地落在3个区域内，现分别称之为A域、B域和C域。

A域地下水蒸发作用微弱，地下水的咸化以溶滤作用为主。安迪尔河和牙通古孜河溢出带深切河谷中的泉集河水以及安迪尔河和尼雅河溢出带未受蒸发的潜水均在该域内，其TDS小于2g/L。沙漠腹地钻孔和部分探坑中（水位埋深大于1.5m）的水样也位于A域，但地下水的TDS有较大差别，位于沙漠边缘地带的S6-1达9.46g/L，而沙漠腹地样品为5g/L左右，这表明沙漠区表层地下水并不是南部冲洪积平原地下水简单的侧向径流补给，而是下部地下水径流过程中向上顶托补给的结果，即沙漠边缘地带主要是冲洪积平原区较浅层地下水的顶托补给，而沙漠腹地则是冲洪积平原区较深层地下水的顶托补给。前者因冲洪积平原区较浅层地下水本身水质较差，加之地层可溶盐含量较高，溶滤作用使沙漠边缘区地下水的TDS也较高；后者则相反，因而沙漠腹地表层地下水的TDS并没有想象的那么高。GS₂和KT₂孔样点紧邻大气降水线分布，说明在补给之前蒸发作用也很微弱，应是河水出山口不久即渗入地下并长距离径流至沙漠腹地。

B域地下水表现出明显的蒸发作用。沙漠腹地地下水的埋深小于1.5m的探坑中的水样多位于该域，除S12外，样品的TDS在8～13g/L之间，与A域样品比较，说明后期的蒸发作用使地下水的TDS升高3～5g/L。S12是KT₁孔处的表层地下水样品，其TDS仅3.92g/L，推测该位置是晚期古河流的末端区，是当时河水补给冲淡的结果。尼雅河溢出带泉水（S5）位于B域的右上端，与A域的S4样品采自同一地带，前者TDS为4.1g/L，后者仅0.79g/L，清楚地表明了溢出带地下水在蒸发作用下的咸化过程。

C域中S6-2、S9-2和S10-2为沙漠公路修筑时开挖的水坑中的样品，经过长时间的暴晒，相当于进行天然蒸发试验，TDS为10.22～17.07g/L;S6-3采自S6-2样点之水坑的渗水边坡上，地表沙层积盐严重，取样过程中积盐大量混入水中，虽然蒸发作用不如S6-2强烈，但样品的TDS达26.4g/L。该域样品代表了人为溶滤下的咸化结果。

图6-5　盆地南缘溢出带河（泉）水与沙漠腹地地下水δD－δ¹⁸O关系图

○地下水　△河（泉）水

图6-6　盆地南缘溢出带地下水与沙漠区地下水的TDS－δ¹⁸O关系图

图6-5中S16-2处在A域的右下端，它与S16-1是一组对比样，采自沙漠公路144km里程碑处。前者是自己开挖的探坑水样；后者采自石油井队推出的水坑（已干枯）底部，水位埋深约20cm，地表沙层积盐严重，采样过程中也有大量积盐混入水中。S16-2没有位于C域的原因不清楚，估计与前期人为污染（坑底明显有人为活动和油类污染迹象）和表层积盐的大量混入有关。

为更好地说明蒸发与溶滤作用对沙漠地下水咸化的影响，对图6-5中样品的TDS-δ¹⁸O关系进行分析，如图6-6。图中S4与S5的连线基本代表了淡水在蒸发作用下的咸化过程，S4与GS₂、KT₂的连线则基本代表了淡水在溶滤作用下的咸化过程。图6-6中所有样点均位于这两条线的右上方，进一步证明沙漠地下水的咸化是蒸发和溶滤共同作用的结果。如果以每个样点为起点，平行天然蒸发线向左做一直线并与天然溶滤线相交（图中以S6-1为例），则交点大体反映了溶滤和蒸发作用对沙漠地下水咸化的贡献（郝爱兵等，2000）。由表6-4可以看出，即使在地下水埋藏较浅的地区，蒸发作用对沙漠地下水咸化的贡献也小于30%，而溶滤作用的贡献在70%以上。究其原因，主要有四方面：①沙漠区85%以上的地区为高大沙丘，地下水埋藏较深，沙丘成为地下水蒸发的天然屏障；②如前所述，水位埋深在3～5m的地区，凝结水与蒸发量大致平衡，对地下水起到很好的保护作用；③沙漠腹地降水稀少，垂向补给洗盐作用微弱，仅存在单向蒸发，使盐分多聚集在地表沙层中；④咸水的蒸发强度较淡水大为降低。

表6-4　溶滤和蒸发作用对沙漠地下水咸化的贡献（以S4为参考）

图6-6中也反映了人为活动影响下的咸化过程，但S6-2、S10-2等与S6-3、S16-2反映的是两种不同的作用方式。S6-2和S10-2是人工地下水露头，反映沙漠地下水暴露地表后的纯粹蒸发作用，相当于沙漠地下水的天然蒸发试验，水的TDS缓慢升高；S6-3和S16-2是地下水受强烈蒸发之后，因采样过程中的人为溶滤作用使水的TDS大幅度升高。

（二）地下水化学成分的演化特征

现以尼雅河、莫里切河和喀拉米兰河冲洪积平原溢出带地表水、地下水和北部沙漠区地下水为代表进行化学演化的典型分析。

1.尼雅河冲洪积扇至沙漠区

图6-7中，A域内的编号（表6—5中的序号）代表尼雅河流域地表水和地下水的样品，D域代表北纬39°10＇以南（塔中四油田地区）沙漠腹地地下水的样品，包括探坑、石油井队供水井以及KT₁、KT₂孔样品。

1）尼雅河冲洪积扇至沙漠边缘区

由表6—5和图6—7可以看出，尼雅河丰枯水期水质的变化均较大，丰水期TDS仅0.26g/L，水化学类型为Cl·HCO₃-Ca型，枯水期TDS达1.46g/L，水化学类型为SO₄·Cl—Ca·Mg型。1997年10月11日和1998年9月18日曾在同一位置（民丰大桥）两次取样（序号29、58），河水水质相差也较多。受不同时期洪水的补给影响，尼雅河下游区绿洲带地下水的水质变化较大。

表6-5　尼雅河流域地表水和地下水样品的简分析结果

注：S表示

，C表示Cl^-1，H表示

N表示Na⁺，M表示²⁺；下同。

盆地南缘其他河流水质也具有类似的变化特点（表6—6），其原因与河流补给源区第三纪地层含盐量较高，不同季节补给条件不同有关：枯水季节主要接受TDS较高的基岩裂隙水补给，河水水质差；丰水季节河水由降雨和基岩裂隙水共同补给，二者补给比例不同造成水质差异，降雨补给量越大，河水TDS越低。

图6-7　尼雅河、莫里切河、喀拉米兰河溢出带地表水、地下水和北部沙漠区地下水皮珀图

表6-6　盆地南缘部分河流丰枯季节水化学特征

虽然各河水质变化较大，但其冲洪积扇含水层具有巨大的调节能力，地下水是各时期地表水充分掺合的结果，所以水质较为稳定。在图6-7中，A域尼雅河冲洪积扇溢出带附近地下水和北部沙漠边缘地下水可划分为3个子域，A1子域是单一潜水分布区地下水，A2子域是溢出带泉水和潜水，A3子域是沙漠边缘带表层地下水。按照地下水补给径流规律，A1经A2到A3（6号样）反应了尼雅河冲洪积扇至沙漠边缘区地下水的化学成分演化特征，其水化学类型从SO₄-Ca·Na.Mg逐渐演化为Cl·SO₄-Na·Mg,TDS由小于1g/L升高至10g/L左右，阴离子中

的毫克当量百分数由85.9%上升到95.0%以上，阳离子中Ca²⁺的毫克当量百分数由45.3%降低到17.4%,Na⁺离子则由32.6%上升到56.8%，Mg²⁺离子变化不大。

同一子域内地下水的水化学类型相同或相近，但由表6—5可知其TDS却有较大差异，如A2子域中的4号和5号样的TDS分别为0.79g/L和4.1g/L,A3子域中的6号和7号样的TDS分别为9.46g/L和17.07g/L。根据前面地下水咸化特征的分析，5号样的咸化是4号样蒸发的结果，7号样是6号样的蒸发试验结果，所以同一子域内地下水的化学演化以蒸发作用（在一定的TDS范围之内）为主。

不同子域之间，地下水化学类型差异相对较大，但由水样的同位素特征看（图6-6），每个子域内均含有未受蒸发或蒸发作用微弱的样品，所以从A1到A3子域基本反映的是溶滤对地下水化学成分演化的影响。

2）尼雅河冲洪积扇至沙漠腹地

沙漠腹地地下水样点均集中在D域内，TDS在3～10g/L之间，水化学类型为Cl·SO₄.Na或Cl·Na。阴离子中

的毫克当量百分数几乎均在95%以上，且以Cl^-为主。阳离子中K⁺+Na⁺的毫克当量百分数多在60%～75%，其次为Mg²⁺，为10%～25%。

据本章第一节第二部分中冲洪积平原地下水对沙漠区地下水补给特征的分析，沙漠腹地地下水的主体是从冲洪积平原较深部含水层侧向径流补给的。因此，在不考虑历史时期气候变化对河水及地下水水质影响的条件下，A1子域到D域可基本代表尼雅河冲洪积扇至沙漠腹地地下水的化学成分演化过程。根据前一节沙漠腹地地下水咸化特征的分析，溶滤作用是沙漠地下水TDS升高的主要影响因素，所以A1子域到D域反映的也是以溶滤作用为主的化学成分演化过程。为具体描述这一过程，现以KT₂孔水样代表沙漠腹地的地下水，做冲洪积扇至沙漠腹地地下水中各离子相对含量和绝对含量的变化特征图（见图6—8和图6—9）。由相对含量（毫克当量百分数）看，冲洪积扇至沙漠区地下水中各离子变化较大，Cl^-和Na⁺逐渐成为优势离子，其他离子则变为次要成分，特别是

和Ca²⁺在沙漠区地下水中降至最次要地位。由绝对含量看，各离子均呈升高特征，但Ca²⁺、Mg²⁺、

增加量较少，主要是Cl^-、

、Na⁺含量的迅速升高，这也正反映了地下水径流过程中溶解地层中易溶盐的特点。

2.莫里切河和喀拉米兰河冲洪积扇至沙漠区

图6—7中B1域表明了莫里切河和喀拉米兰河出山口河水，它们可基本上反映了冲洪积扇后缘戈壁砾石带潜水的水化学特征。B2域表明了两河冲洪积扇溢出带和沙漠边缘区潜水。据此，B1域到B2域表示了冲洪积扇至沙漠边缘区地下水化学成分的演化过程，B1域到D域则表示了冲洪积扇至沙漠腹地的地下水化学成分的演化过程。

因莫里切河和喀拉米兰河河水的化学成分特征与尼雅河水不同，所以各自冲洪积扇地下水的化学成分特征也就存在差异。在冲洪积扇至沙漠腹地的地下水化学成分的演化过程中，尼雅河流域阳离子毫克当量百分数的变化较为显著，而莫里切河和喀拉米兰河流域阴离子毫克当量百分数的变化较为显著。

3.地下水化学成分演化特征的启示

从区域地下水径流补给特征看，图6-7中D域沙漠腹地地下水主要接受尼雅河以东，喀拉米兰河以西冲洪积平原地下水的补给，冲洪积平原地下水又主要接受出山口河水的补给。因此，如果各流域地表水的化学特征相似，则冲洪积平原至沙漠区的地下水化学演化过程也应是较为一致的。在本地区，不同河流之间以及各河流自身丰枯季节的水质变化均较大，因此各冲洪积扇地下水的水化学特征也存在较大差异，这是由于它们处于相对难溶的地球化学环境所致。但地下水从冲洪积扇至沙漠区的缓慢径流过程中，发生较强烈的溶滤作用，成为易溶盐含量很高的咸水，最终演化到D域，各河水水质差异的影响逐渐消失。所以环绕D域分布的冲洪积扇溢出带和沙漠边缘区样点对各冲洪积平原地下水径流补给沙漠区地下水具有重要参考意义：沙漠边缘区地下水样点环绕D域分布，说明它们还处在各河的控制影响范围内，通过与河水和冲洪积扇地下水化学成分特征的对比分析，可以判断沙漠区地下水的具体补给来源和途径。为验证这一特点，现将牙通古孜河和安迪尔河冲洪积扇溢出带至下游沙漠区的地下水样点也标于图6—7中。C1域代表了两河溢出带潜水和泉集河水，C2域代表了牙通古孜河下游西侧沙漠区表层潜水，C2域内的12号样点位于北纬38°40＇附近，介于尼雅河与牙通古孜河下游的沙漠腹地，其化学成分特征与尼雅河流域地表水和地下水明显不同，而与牙通古孜河溢出带泉水（C2域中的1号样）存在较好的演化关系，说明这一位置属牙通古孜河的影响区。由于样品均采自表层，尚不能判断是早期地表水的补给还是冲洪积平原地下水的侧向补给。

图6-8　尼雅河冲积扇至沙漠腹地地下水的离子毫克当量百分数变化特征

图6-9　尼雅河冲洪积扇至沙漠腹地地下水离子含量变化特征

（三）沙漠腹地局部地下水的化学演化

在沙漠区地下水水埋藏较浅的洼地内，存在较强烈的蒸发作用，而周围地形较高的沙垄、沙丘或沙山内地下水埋深较大，基本没有蒸发作用。因沙漠腹地地下水的侧向径流及顶托补给十分缓慢，上述蒸发作用的差异将导致不同微地貌位置地下水位的差异，形成四周高中间低的水位格局，使沙丘（山）下部地下水向中间洼地径流排泄（如图6-10）。这种局部地下水运动形式可能十分缓慢和微弱，但在沙漠腹地水位埋深较小的洼地内普遍存在，按水流系统观点，可称之为微型水流系统。

图6-10　沙漠腹地微型水流系统示意图

图6-11　丘间洼地沙层含盐量剖面

微型水流系统对沙漠腹地表层地下水的局部化学演化具有重要意义。因为沙丘内部表层地下水向洼地补给的过程也是盐分传输过程，洼地地下水在强烈的蒸发作用下不断咸化，并将盐分带至表层沙层中（图6-11）。另外，沙漠腹地极为罕见的暴雨有可能形成地表径流并汇集到洼地补给地下水，地表径流向洼地汇集的过程也是将沙表层盐分淋滤溶解带至洼地的过程，洼地积水入渗补给地下水时又将盐分重新带回地下水中。所以，蒸发和降水均使洼地表层积盐，其下地下水向咸化方向发展，沙丘内部埋藏较深的地下水则相对淡化，长期作用的结果使洼地地下水的TDS明显高于周围沙丘内部地下水。

在大的气候、构造相对稳定期，局部微型水流系统的盐分传输和累积模式是沙漠表层的主要盐化机理，只有大的河流改道时才会将小型洼地的盐分带至更下游地区。

（四）塔里木盆地各水体的环境同位素特征及其意义

1.溢出带泉水氚值的特征及意义

非洪水期，昆仑山北麓小型河流下游的泉（集河）水含氚量均很少（表6-7），表明是1952年以前下渗的。一般来说，山前冲洪积扇的戈壁砾石带渗透性好，地下水径流速度快，而泉集河水不含氚则预示着该地带处在山前凹陷内，含水层厚度巨大，调节能力强，地下水储存量丰富，是十分理想的地下水库。洪水期，出山口河水一般均能径流至溢出带下游，所以泉集河水均含氚。

表6-7　昆仑山北麓部分小型河流溢出带泉（集河）水氚含量

本次工作中，没有采集大中型河流溢出带泉水，但据笔者在河西走廊和柴达木盆地采集的样品（李文鹏等，1995），大型河流溢出带泉水一般均含氚较高，中型河流含少量氚，说明地下水大量接受河水入渗补给，交替迅速。对塔里木盆地来说，也应具有这一特征。

2.塔克拉玛干沙漠表层地下水的氚值特征

塔克拉玛干沙漠区是我国的核试验基地，大气降水含氚量很高。由于降水仅可能对洼地表层地下水产生补给，且在强烈蒸发作用下很快返回大气圈，所以沙漠腹地表层地下水一般不含氚。在沙漠区的野外工作期间一般正处在雨季，同位素样品采集位置除石油勘探临时供水井外，多为探坑，而探坑只能在地下水埋藏较浅的洼地内开挖，因而雨后一段时间内采集的个别样品氚值较高，但不能由此说明大气降水对沙漠地下水的补给量很大。

3.塔里木盆地现代水与古水δD、δ¹⁸O的特征及其意义

1969年，丹斯加尔德对格陵兰北部世纪营一根长1390m的冰心进行了氧同位素研究（李文鹏等，1995），得到如下结论：8000a以来δ¹⁸O变化不大，说明8000a以来气候相差不多；距今10000～60000a的最后一次冰期内，δ¹⁸O平均比现在低10%左右。笔者在河西走廊和柴达木盆地采集的30000a以前补给的古地下水同位素值（δD、δ¹⁸O，下同）也正好比现代气候条件形成的地下水低10%左右（图6-12、图6-13）。天山北麓奎屯河、玛纳斯河、呼图壁河、三屯河流域也有古地下水同位素值低于现代水的特征，但不够明显（图6-14）。

图6-12　石羊河流域地下水δD－δ¹⁸O关系图

○现代水●古代水＋汇合水▲红崖山水库

图6-13　格尔木河流域δD－δ¹⁸O关系图

○现代水●古代水（近）■古水（元）＋两种水域的汇合水（）▲达布逊湖

图6-14　天山北麓四河流域地下水δD－δ¹⁸O关系图

●玛纳斯承压水○玛纳斯潜水▲呼图承压水△呼图潜水口三屯河潜水◆奎屯河自流水◇奎屯河潜水口奎屯河地表水■三屯河承压水

图6-15　轮台迪那河流域与塔里木河不同水体同位素δD－δ¹⁸O关系图

◆泉水▲迪那河水△塔河水■迪河潜水口塔河潜水●承压自流水

图6-16　盆地南缘小型河流与沙漠腹地地地下水δD－δ¹⁸O关系图

■深层水●机井水○探坑水▲压水井口人工水塘水

塔里木盆地的大中型河流流域内，如开都河、克孜勒河、迪那河等流域，古地下水的同位素值与现代水相差无几（图6—15）。这可能是由于新构造运动使山体隆升，同一位置因高程变化产生的气温变化弥合了自然气候的变化。也就是说，现代气温较10000a前高，而山体也高，10000a前气候较冷，而山体也较低，所以现代山区气温与10000a大致相同，水的同位素值变化不明显。

与其他西北内陆地区古水和现代水的同位素特征比较，塔里木盆地古水与现代水的差异不明显，因此难以将这一特点作为水流系统划分的依据。幸运的是，盆地南缘的小河流域与沙漠腹地地下水的这种差别仍然存在，只是较小而已，它们对分析沙漠地下水的形成演化给予了有益的启示。图6—16表示了盆地南缘中小型河流地表水（包括泉集河水）和沙漠腹地地下水的δD－δ¹⁸O关系，图中A域为盆地南缘中小型河流地表水，沙漠腹地地下水大体可分为三个域，即B域深层地下水（KT₂、GS₂）、C域浅层地下水和D域水塘水（浅层地下水蒸发水域）。与图6—13中的现代水域、近期古水域和远期古水域比较，图6—16中的A、B、C域界限虽不明显，但也可说明它们是不同气候期补给的，而且C域（浅层地下水）样品有可能更古老。由于¹⁴C测年样品难以采集和测试，尚不能确定图6—16中的B、C域是否与图6—13中的近期古水域和远期古水域一一对应。

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志丹县18332469200： 塔克拉玛干沙漠除了冰雪融水补给,为什么还有地下水补给??？
堂亭内济： 这要分几方面分析,首先由于冰山融水下渗决定该地区有地下水补给的可能,其次,塔克拉玛干沙漠是盆地地区,海拔比四周低,造成地下水补给容易实现.

志丹县18332469200： 塔克拉玛干沙漠内部,地下水的来源主要是?<br/>是不是空气中水? ？
堂亭内济： 是的 沙漠地区昼夜温差大,夜晚温度低,空气中的水汽达到过饱和,在沙漠中凝结,渗入地下,成为地下水的主要补给来源 (地下水有三个主要来源:渗入水,凝结水,原生水)

志丹县18332469200： 分析非洲撒哈拉沙漠和我国的塔克拉玛干沙漠的绿洲分布及灌溉水源有什么不同？
堂亭内济： 非洲撒哈拉沙漠的绿洲主要分布于河谷(如尼罗河河谷)及地下水露头的地方,灌溉水源主要是河流水;我国的塔克拉玛干沙漠的绿洲分布与高山山麓地带,灌溉水源主要是高山冰雪融化水及部分地下水.

志丹县18332469200： 塔克拉玛干沙漠中的丝绸古道 请帮我回答下面几个问题 我做下参考 1:河流发布特点,水量变化特征.以及主要的水补给方式 2:为什么河流呈现平行状分布... - ？
堂亭内济：[答案] 你运气真好,今天我们老师刚刚讲完这题 1:河流发布特点:由南向北.主要的水补给方式:雪山的雪融水. 2:所有河流系同一条山脉发源,内流河,流向沙漠 3:古河道附近 4:沙漠扩大,土地荒漠化.土地荒漠化加剧.

志丹县18332469200： 新疆地区河流特征、 - ？
堂亭内济： 新疆几条大河流,额尔齐斯河流域 伊犁河流域 塔里木河流域.其中额尔齐斯河和伊犁河为境外河流.塔里木河为境内河流流入塔克拉玛干沙漠后自然消失. 新疆水资源西北多东南少.字数限定没法继续回答了.

志丹县18332469200： 塔克拉玛干沙漠有什么自然特征? - ？
堂亭内济： 地貌 塔克拉玛干沙漠 (2张) 沙漠在西部和南部海拔高达1200~1500米,在东部和北部则为800~1000米.沙丘最高达200米.[1] 也有资料显示,塔克拉玛干沙漠,是全世界第一大流动沙漠.塔克拉玛干腹地被评为中国五个最美的沙漠之一.由...

志丹县18332469200： 新疆的沙漠 - ？
堂亭内济： 如果你打开地图看一看,就会发现:这些“绿洲”大多背靠高山,面临沙漠.高山上是一片冰雪世界,终年白雪皑皑.每当夏日,高山冰雪融化,融化的雪水汇成一条条河流.河流在山地里流动时,因地形陡峭,水流湍急,能挟带大量沙石,甚...

志丹县18332469200： 有关胡杨树的资料 - ？
堂亭内济： 在我国西北的荒漠中,生长着一种高大的杨树——胡杨,又称胡桐,为杨柳科落叶乔木.胡杨能忍受荒漠中干旱,对盐碱有极强的忍耐力.胡杨的根可以扎到地下10米深处吸收水分,其细胞还有特殊的功能,不受碱水的伤害. 胡杨是最古老的...

志丹县18332469200： 沙漠有水吗???？
堂亭内济： 沙漠有水,但并不丰富,它的年降水量才一百多毫米,远不足蒸发量. 沙漠有河流那是冰雪融水,像我国的塔克拉玛干沙漠中的塔里木河. 沙漠中的地下水并不丰富,因为沙漠中地下水的补给来源很少.

志丹县18332469200： 塔克拉玛干沙漠有草吗? - ？
堂亭内济： 塔克拉玛干沙漠植被极端稀少;几乎整个地区都缺乏植物覆盖. 在沙丘间的凹地中,地下水离地表不超过3~5米,可见稀疏的柽柳、硝石灌丛和芦苇.然而,厚厚的流沙层阻碍了这种植被的扩散. 植被在沙漠边缘——沙丘与河谷及三角洲相会的地区,地下水相对接近地表的地区——较为丰富. 在那里,除了上述植物外,尚可见一些河谷特有的品种︰胡杨、胡颓子、骆驼刺、蒺藜及猪毛菜.冈上沙丘常围绕灌丛形成. 该沙漠动物约有272种,高等植物有73种,还有许多低等植物和微生物.