塔里木河流域是中国最大的内陆河流域,由发源于塔里木盆地周边的天山、帕米尔高原、喀喇昆仑山、昆仑山的开都河-孔雀河水系、迪那小河水系、渭干河-库车河水系、阿克苏河水系、喀什噶尔河水系、叶尔羌河水系、和田河水系、克里雅小河水系、车尔臣小河水系等9大水系组成。塔里木盆地河流及罗布泊位置图如图1。魏晋及以前,塔里木河与孔雀河从北面流入罗布泊(樊自立,1979)。王跃等(1992)研究了新构造运动在塔里木盆地演化中的作用,指出塔里木盆地在第四纪以来的新构造运动的影响下,逐渐向封闭的干旱盆地演化,使罗布泊逐渐成为沉降中心(刘成林等,2002),这说明自第四纪以来,塔里木盆地主要河流的河水往罗布泊汇集。李文鹏等(2000)通过卫星影像解译了塔里木盆地南缘的古河道变化,研究结果表明,河流有向东改道的趋势,其主要原因是区域构造升降的差异性所致。

罗布泊盐湖位于中国新疆塔里木盆地东部,其KCl 资源量达2.5 亿吨,是一个超大型钾盐矿床(王弭力等,2001)。由于罗布泊盐湖钾盐资源量巨大,所以关于罗布泊盐湖中钾盐来源的研究备受关注。前人的研究主要集中于以下3 种观点：①钾盐来自周围山区含钾岩石的风化淋滤作用(顾新鲁等2003;刘成林等,2006;秦全新,2003);②由于海退残留的古海水(王弭力等,2001;秦全新,2003);③来源于盆地深部流体(刘成林等,2003;秦全新,2003)。尽管研究者对于罗布泊钾盐的来源进行了大量的论证,但他们多是从机理和定性的角度出发,目前尚没有关于罗布泊钾盐物质来源的定量或者是半定量分析。本文从塔里木河流域对K+的输运的角度出发,定量估算了从塔里木河输运到罗布泊的K+量,为探讨罗布泊盐湖钾盐物质来源及其资源勘查提供了一定参考。

1 研究区概况及取样情况

塔里木盆地位于新疆南部,昆仑山与天山之间,其地理坐标为东经74 ～96°,北纬36 ～42°,东西长1073 km,南北宽410 km。盆地的核心是中国最大的沙漠塔克拉玛干沙漠。塔里木盆地周边山区各类侵入岩十分发育,分布广泛。盆地内具有代表性的河流共有11 条,塔里木河是盆地内最大的河流,上游的阿克苏河、和田河、叶尔羌河是其三大源流。

2011年5 ～6月份,课题组对塔里木盆地的南坡和北坡的地表水和地下水进行了取样,共取得水化学样品58 组。水化学的测试工作由北京测试理化中心承担,检验方法及使用仪器见表1。主要河流的K+浓度如表2。

测试结果表明,所有样品中K+的浓度范围是2.01 ～106 mg/L,多数样品的K+的浓度范围是2.01 ～20 mg/L。

2 研究思路

气候的变化会影响河流年径流量的变化,从而影响河流对盐分的输运。古气候的变化必然会在冰芯、黄土、孢粉或其他物质中留下痕迹,所以,可以利用这些量的变化作为温度变化的指标,首先得出古温度的变化,继而计算出古径流量的变化。

塔里木盆地在第四纪以来逐渐成为封闭盆地,河流主要向盆地内补给,所以本次的计算时段选择为第四纪以来的2 M a。

徐海量等(2007)对塔里木河流域气候变化和年径流量关系进行了研究,指出温度升高与径流量增加的关联趋势更明显。蒋艳等(2007)研究发现,冰川积雪融水是塔里木河流域径流的主要补给来源,年平均气温升高1℃,径流量相应增加10%～16%,根据此温度-径流量变化模型,只要知道了历史时期古温度的变化,可以近似估算出不同温差下的古径流量,计算方法如式1。

式中：Qt+Δt为年平均温度在t+△t 时的年净流量;Qt 为年平均温度在t 时的年净流量;a 为径流量增量百分比,取10%～16%;△t 为年平均温度差值(蒋艳等,2007)。

3 古温度还原

对于气候的变化,竺可桢(1972)建立了近5000年的古温度曲线。20 世纪八九十年代,姚檀栋主持了青藏高原的冰芯研究。敦德冰芯、古里雅冰芯、达索普冰芯、珠峰绒布冰芯等,都从δ18O角度研究了温度的记录过程和记录结果(姚檀栋等,2006),其中,古里雅冰芯记录了近12 万年以来的古气候变化。六盘山东麓的朝那剖面,厚达303 m 的朝那黄土-红黏土剖面的磁性年代地层学表明：朝那红黏土开始堆积于8.1 Ma B.P.,是目前黄土高原上发现的最老的红黏土(宋友桂等,2009)。在塔里木盆地进行的区域地下水研究表明,17 个承压水测年结果14C年龄介于(820±60)a～(24 980±340)a 之间,且古地下水的同位素值与现代水相差无几,反映了水资源形成区在冰期和冰后期气温相差不大(李文鹏等,2006)。因此,塔里木盆地气候变化服从全球气候变化(孙秋梅等,2005)。

竺可桢的古温度曲线主要反映了中国东部的温度变化(姚檀栋等,1992);古里雅冰芯位于青藏高原,冰芯记录的古气候信息可以反映青藏高原的气候变化;朝那黄土剖面位于中国中部,主要反映了中部的气候变化。因为研究区位于中国西部,所以三者的温度变化值不是绝对相同的,但是从估算的角度出发,可以用三者的温度变化值来近似代替塔里木盆地的温度变化,即能够估算出塔里木盆地河流的径流量。下面,分别从竺可桢的古温度曲线、古里雅冰芯的18O记录、朝那黄土剖面的磁化率记录来论述古气候变化及估算塔里木河流域河水的径流总量。

3.1 竺可桢的古温度曲线

图2 为竺可桢过去5000年的古温度变化曲线。根据古温度曲线和平均温度与径流量的关系,可以得出不同年代的径流量,将5000年的径流量进行加和便可以得到5000年内的径流总量,为1.05×1010 m3,计算方法如式(2)：

式中：Q 总—时段内的径流总量;Qi—距今i年时的年净流量;n —计算时段内的总年数。

3.2 古里雅冰芯记录的古气候变化

古里雅冰芯记录的12 万年以来的δ18O 变化曲线如图3 所示。青藏高原北部δ18O 与温度的关系式为(姚檀栋,1999)：

式中：δ18O 为冰芯中的δ18O 值;T 为温度。

通过该关系式,可以得到古温度的变化曲线,将古温度与现代温度对比可以得到温差的变化曲线,如图4。

有了古温度的变化曲线,通过式(2),可以计算出12 万年内的径流总量,结果为20.09×1014 m3。

3.3 朝那黄土剖面记录的古气候变化

黄土剖面和深海氧同位素的对比结果显示,中国的黄土发育具有一致性和连续性,并且与全球气候变化具有一致性(刘秀铭等,1990)。

宋友桂等(2009)研究了朝那黄土剖面的磁化率,朝那黄土剖面记录了2 M a 以来的古气候变化,黄土磁化率历时变化曲线如图5 所示。

吕厚远等(1994)通过对全国166 个现代表层土壤样品的磁化率分析,发现黄土高原及周边地区的土壤磁化率是随年均温、年均降水量的增高而增高的,并且还建立了磁化率与温度的4 次多项式回归方程(吕厚远等,1994)：

式中：T —年平均温度;cm —磁化率值。

通过该方程可以将磁化率换算成古温度,将古温度与现代温度对比可以得到温差变化,温差变化历时曲线如图6 所示,通过式(2),即可计算出黄土记录的2 M a 以来塔里木河流域的径流总量,是2.62×1016 m3。

4 钾离子物质补给量计算

对本次采集的58 个样品的钾离子浓度进行了统计,全部样品K+浓度范围是2 ～106 mg/L ,多数样品的K+浓度范围是2 ～20 mg/L ,塔里木河的3条主要源流叶尔羌河、和田河、阿克苏河的K+浓度分别为4.91 mg/L 、6.72 mg/L 和2.86 mg/L。由于塔里木河河水中K+浓度在历史时期是变化的,所以用以上河流的K+浓度代替历史时期K+浓度的平均值是不准确的。但是,假设本次取样的K+浓度最低值代表历史时期平均值,可以用样品中K+浓度的最低值来估算塔里木河流对K+的输运量。

用河水中K+浓度乘以河流的径流总量,可以得出计算时段内的K+输运总量,计算方法如下。

式中：M —计算时段内输运的K+总量;Q —计算时段内的径流总量,由式(2)计算得出;C—K+浓度,本次计算取2 mg/L。

通过计算得出,塔里木河输运的K+质量5000年以来为2.1 亿吨,12 万年以来为40.2 亿吨,200万年以来为524.4 亿吨。

8 结 论

本文总结了前人对塔里木盆地古气候、古温度、古径流量变化的研究,根据温度-径流量变化模型,计算出了近5000年、近12万年、近200万年的径流总量,进而计算出了这3个时段塔里木河输运的K+质量,分别为2.1 亿吨、40.2 亿吨、524.4 亿吨。塔里木盆地于第四纪开始时形成,罗布泊也成为塔里木盆地的汇水中心,塔里木盆地的地表水最终汇入罗布泊,从而输运的K+也到达罗布泊。所以可以认为,自塔里木盆地形成以来,通过塔里木河流域输运的K+总质量为524.4 亿吨。

参考文献/References

樊自立.1979.历史时期塔里木河流域水系变迁的初步研究[J].干旱区地理,(2)：20-36.

顾新鲁,赵振宏,李清海,常志勇,陈德斌,刘豫新.2003.罗布泊地区罗北凹地潜卤水钾矿床成因与开发前景[J].水文地质工程地质,(2)：32-37.

蒋 艳,夏 军.2007.塔里木河流域径流变化特征及其对气候变化的响应[J].资源科学,29(3)：45-52.

李文鹏,郝爱兵,刘振英,万 力,郭建强.2000.塔里木盆地地下水开发远景区研究[M].北京：地质出版社.

李文鹏,郝爱兵,郑跃军,刘 斌,于德胜.2006.塔里木盆地区域地下水环境同位素特征及其意义[J].地学前缘,13(1)：191-198.

刘成林,王弭力,焦鹏程,陈永志,李树德.2002.罗布泊第四纪卤水钾矿储层孔隙成因与储集机制研究[J].地质评论,48(4)：437-444.

刘成林,焦鹏程,王弭力,李树德,陈永志.2003.新疆罗布泊第四纪盐湖上升卤水流体及其成钾意义[J].矿床地质,22(4)：386-392.

刘成林,王弭力,焦鹏程,陈永志.2006.世界主要古代钾盐找矿实践与中国找钾对策[J].化工矿产地质,28(1)：1-8.

刘秀铭,刘东生,F.Heller,许同春.1990.黄土频率磁化率与古气候冷暖变换[J].第四纪研究,(1)：42-50.

吕厚远,韩家懋,吴乃琴,郭正堂.1994.中国现代土壤磁化率分析及其古气候意义[J].中国科学(B 辑),24(12)：1290-1297.

秦全新.2003.新疆若羌县罗北凹地液体钾盐矿床地质特征及成因探讨[J].新疆有色金属,(S2)：2-6.

宋友桂,方小敏,李吉均,安芷生,杨 东,吕连清.2009.六盘山东麓朝那剖面红黏土年代及其构造意义[J].第四纪研究,20(5)：457-463.

孙秋梅,李志忠,武胜利,韩洪凌,肖晨曦,刘丽梅.2005.全球气候变化与塔里木盆地古城绿洲演变关系[J].新疆师范大学学报,24(3)：113-116.

王弭力,刘成林.2001.罗布泊盐湖钾盐资源[M].北京：地质出版社.20-23,129.

王 跃,董光荣,金 炯,陈惠忠.1992.新构造运动在塔里木盆地演化中作用[J].地质评论,38(5)：426-430.

徐海量,叶 茂,宋郁东.2007.塔里木河源流区气候变化和年径流量关系初探[J].地理学报,27(2)：219-224.

姚檀栋,Thompson L G.1992.敦德冰芯记录与过去5ka 温度变化[J].中国科学,(10)：1089-1093.

姚檀栋.1999.末次冰期青藏高原的气候突变——古里雅冰芯与格陵兰GRIP 冰芯对比研究[J].中国科学(D 辑),29(2)：175-184.

姚檀栋,秦大河,徐柏青,杨梅学,段克勤,王宁练,王有清,侯书贵.2006.冰芯记录的过去1000a 青藏高原温度变化[J].气候变化研究进展,2(3)：99-103.

竺可桢.1972.中国近五千年来气候变迁的初步研究[J].考古学报,(1)：168-189.