基本原理与研究方法

Question

如题所述

Answer 1

一、总 体 思 路

本项研究的核心问题，是揭示水循环演化过程中子系统之间水量转化机制，查明分区或子系统界面间地下水补给、径流和更新模式，实现演化量化描述。

针对上述问题，以黑河干流串联的祁连山冰雪区、张掖盆地、金塔-花海子盆地、额济纳旗盆地为重点剖面，自南至北划分为山区水循环子系统、南北部盆地水循环子系统、额济纳旗子系统3个研究分区。在充分研究地下水的形成演变过程及其特征的基础上，通过对各种水体进行调查，选择典型地段，沿剖面线以不同时间和空间间隔采样，以同位素作为示踪剂，根据各种水体不同的特征，采用地下水动态监测资料和同位素监测资料，确定区域地下水及局部地下水补给、径流、排泄机制及其特征值，分析各种水之间在不同时空上的关系及转化规律。在此基础上，确定地下水的补给、径流机制及其演化过程。

最后，根据研究区的水文-气候研究成果，结合地下水测年及同位素反映的补给特征，建立地下水形成演化与区域水文循环的关系。根据不同地下水子系统的特征值及其相互关系，建立不同典型分区地下水补给、径流模式及其与相邻子系统之间水量转化模式。

具体研究流程如图4-1所示。

图4-1 黑河流域水循环演化同位素水文学研究工作流程图

二、理 论 依 据

（一）放射性氚测年

1.氚起源及其放射性

氚是氢元素的一种放射性同位素。水中的氚主要有两种起源：天然氚和人工核爆氚。天然氚主要来源于大气中的核反应：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

n是宇宙射线的快中子，大约3%～5%的大气上层中子与氮反应形成氚（Ferronsky，1982）。人工氚主要由大气核试验产生，首次核试验开始于1952年。氚原子生成后，即同大气中的氧原子化合生成HTO水分子，成为天然水的一部分，参与水循环，成为追踪各种水文地质作用的一种理想示踪剂，更重要的是氚的放射性具有计时功能，因而成为水文地质研究中一种测年技术手段。氚的半衰期为12.34年，其衰变过程为：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

氚含量以氚单位（TU）表示，天然降水的氚含量只有几个TU。自20世纪50年代开始，由于北半球大气核试验大量的氚释放进入大气圈，到1963年降水中氚含量可达6000 TU，核爆过后，呈指数衰减，目前北半球降水氚含量大约是10 TU。影响降水中氚浓度的作用主要有：纬度效应、大陆效应、高程效应、季节效应、雨量效应。降水中氚含量最大出现在春末夏初，最小出现在秋末冬初。

2.地下水氚测年模型计算

定量估算地下水的年龄可以通过模型来计算，通常应用的模型是活塞流模型和全混合模型。

当地下水系统的信息传输关系符合线性规则，并且与地下水平均驻留时间相比，地下水径流速度的变化可以忽略（Zuber et al.，1986）时，可以将地下水系统概化为线性稳定流集中参数系统。则地下水系统中氚输入和输出浓度的关系表示为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：t——氚输出时间系列（年代）；

τ——氚传输时间，即年龄；

λ——氚衰变参数，λ=ln2/T_1/2，T_1/2为氚的半衰期；

c_out（t）——氚输出函数，即输出氚浓度随时间变化的函数；

c_in（t-τ）——氚输入函数，即输入氚浓度随时间变化的函数；

g（τ）———系统响应函数或称地下水年龄分配函数。

已知氚输入系列和年龄分配函数，就可以利用（4-3）式求出输出浓度与年龄的关系，然后采用配线法获得采样点地下水年龄。

根据不同的水文地质条件可以确定地下水年龄分配函数，常采用的模型有：活塞流模型（PFM）、指数模型也称全混合模型（EM）、弥散模型（DM）、线性模型（LM）、指数-活塞流模型（EPM）等。一般活塞流模型或弥散度很小的弥散模型只能识别出1954年以来补给的地下水，典型弥散系统可识别年龄上限可达100～200年，而指数模型最大可识别出1000年的地下水（Maloszewski 和 Zuber，1996）。

黑河流域地下水系统自山前戈壁带以下均包括侧向径流和垂向入渗补给，由指数型和活塞流型两部分联合组成，因此，选用指数-活塞流模型比较适合。EPM模型的年龄分配函数为：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：τ_m——地下水平均驻留时间（平均年龄）；

η——系统中流动水总体积与指数型水体积之比，η=1时为指数模型，η越大活塞流模型占的比重越大。

将（4-4）式代入（4-3）式，可得EPM的数学模型。

（二）放射性¹⁴C测年

¹⁴C是碳的放射性同位素，其半衰期为5730年，是由大气中氮产生的：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：n——中子；

p——质子。

¹⁴C在初始补给水中的浓度一般设定为核试验前大气中CO₂的水平，即大约100 PMC，PMC（Percent Modern Carbon）是现代碳百分数，等于美国国家标准局（NBS）草酸标准的放射性碳浓度的94%。

Munnich（1957）首先把¹⁴C方法应用于地下水的测年，并建立了基本方法。地下水¹⁴C测年是应用地下水中的溶解无机碳（DIC）作为示踪剂，以¹⁴C测定地下水中溶解无机碳的年龄。一般认为地下水的无机碳与土壤CO₂隔绝后便停止了与外界¹⁴C的交换，所以地下水¹⁴C年龄一般指地下水和土壤CO₂隔绝至今的年代。“年龄”是根据地下水的¹⁴C浓度和补给时浓度（源项）之间的差别来计算的：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：t——距今的年（a.B.P.）；

A——测试的总溶解无机碳的¹⁴C含量；

A₀——补给时初始总溶解无机碳的¹⁴C含量。

在大气中，由于地球磁场和太阳活动可造成¹⁴C浓度大于或者小于100%，气候变化也可以影响全球不同储库中（大气圈，生物圈，海洋）¹⁴C浓度，因此，地下水的¹⁴C“年龄”可能偏离地下水的实际年龄。然而，对于地下水¹⁴C测年，这种差别与其他不确定性相比是可以忽略的。较为严重的影响是1963～1966年北半球的大气核爆试验，其峰值接近于200 PMC（Moser and Rauert，1983）。

测年模型都要产生一个初始的¹⁴C浓度A₀，该值是考虑所有影响后的放射性初始起点。地下水中大多数碳起源于包气带的CO₂气体，但是，这种含有高浓度¹⁴C的碳常常在地下水补给过程中被低¹⁴C 浓度的碳酸岩矿物的溶解所稀释。一些模型可以校正这种“死碳”的稀释，包括Vogel（1970）模型、Tamers（1975）模型、Pearson和White（1967）模型，Mook（1976）模型、Fontes 和 Garnier（1979）模型等，某些模型如NETPATH（Plummer et al.，1994）联合考虑了同位素混合和地下水化学演化（Plummer et al.，1990，1993，1994）。所有模型都分别考虑了不同的地球化学过程。