文摘

氯和研究4他概要文件通过一个弱透水层,分离大自流盆地从底层Arckaringa盆地中部的澳大利亚。弱透水层分离两个含水层水住宅周期长,由于低充电率在干旱的气候。一维溶质运移模型被用来确定地下水的对流通量在弱透水层以及建立任何重大变化在过去记录的水文条件变化的孔隙水组成。这原位研究表明,扩散和缓慢下行平流( 毫米/年)控制溶质运输。数值模拟表明,氯离子浓度的增加的上部配置文件是由于上层含水层补给的减少至少3000年了。地下水开采可能自2008年以来增加氯和4他在低浓度从深层含水层水把;然而,已没有足够的时间向上溶质运输到孔隙水剖面对下行平流扩散。的运输模型4他和氯提供洞察两种含水层交互通过弱透水层和气候变化是如何被记录在弱透水层概要文件。

1。介绍

如何,低渗地质结构,发挥重要作用的物理和化学演化地下水。迫使他们控制的反应地下蓄水层,如泵和含水层之间的阻碍水的运动(1,2]。他们也能够产生巨大影响溶质迁移和可以隔离溶质,与污染物迁移的重要意义以及同位素示踪研究[3- - - - - -5]。了解如何是至关重要的地区的水文作用影响大规模地下水抽象,例如,采矿活动,浪费存储库的安全评价研究。尽管如此,如何保持较少的研究相比,地下蓄水层的内在困难获得水样和可靠的液压数据。

弱透水层的属性,如渗透系数和他们的变化可以由弱透水层中流体压力的测量原位振动线压力传感器(6,7),尽管水力传导率测量可以提高测量的规模(8,9]。当结合流体压力的梯度用达西定律,可以确定垂直流动方向和速率。

由于地下水流动速度如何可以低,大规模运输这些层往往是由分子扩散(2]。孔隙水组成的空间变化已经被用来评估起源、年龄和水和溶质的迁移过程。复杂性是由气候和水文变化,引入与确定未知在如何时间尺度相关的运输,这是几百万年的世纪。天然环境示踪剂如氯和稳定同位素的水,已经被用于结合数学模型来研究在如何运输过程和重建过去的环境条件10]。

氯、氦和稳定同位素的水被认为是化学惰性在广泛的条件下。没有化学反应,氯主要集中在表面和非饱和区土壤水分蒸发蒸腾损失总量的雨水。它的浓度是因此代表气候和充电率。同样,稳定同位素的水形成一个气候条件的记录在充电的时候轻/重同位素的丰度取决于蒸发和温度(11]。惰性气体是好的惰性性质和水文地质过程的示踪剂,因为它们已经应用于研究弱透水层过程(12,13]。孔隙水惰性气体成分已被用来确定流体来源(14迄今为止,孔隙水(15),以确定溶质扩散系数(16,17),来确定利率的水和溶质质量输运10,13,17- - - - - -21]。氦溶解在水中的空气与土壤非饱和区处于平衡状态,及其在地下水浓度随着年龄的增加由于地下生产,以及向上迁移的深层地壳和地幔氦(22,23]。因此,虽然氯和稳定同位素的变化可以反映在充电的情况下,变化的放射产生的氦浓度受到地下水停留时间的影响。

弱透水层大多数研究已经在温带气候,如在加拿大和欧洲,冰川作用的重要性是由水稳定同位素反映的(10,24]。稳定同位素的水和浅层土中孔隙水资料主要组成部分如何表明,溶质运输是由扩散在安大略省,加拿大(25加拿大蒙特利尔),(26]。溶质运输在地表粘土如何在萨斯喀彻温省,加拿大,被调查δ18O (27),δ2H (28,29日),或两者(30.,31日]。δ18O在这些如何限制液压导率,数据显示扩散占主导地位的溶质传输机制甚至在冰期(27,30.]。δ2H概要文件提供了在全新世气候变化的时间(28,29日]。稳定同位素和溶质孔隙水分布被用来确定运输和地球化学过程控制孔隙水组成在Battleford形成在萨斯喀彻温省,加拿大(32加拿大安大略省,密歇根盆地(33]。

西班牙西南部Konikow和Arevalo34能够确定一个80米厚的粘土之间的弱透水层是向上在稳态流1毫米/年和1厘米/年。Mazurek et al。10)编译稳定同位素的水和溶质孔隙水资料为9个站点在中欧的已发表的研究(17,35- - - - - -40]。负离子浓度数据的选择和稳定同位素的水以及惰性气体由每个站点的数据集。先前的研究中(41,42),模型场景证实,扩散是占主导地位的溶质传输的过程。奥特韦盆地进行的一项研究中,位于澳大利亚的温带气候区,使用稳定同位素的水和主要离子浓度资料调查扩散运输的弱透水层(43,44]。在这里,地球化学过程被发现复杂的解释基于非保守的主要离子(43]。

所有上面的研究一直在进行冷或温带气候。在干旱地区住宅水含水层,不仅仅是如何,往往是大(> 104由于充电率低(年)45]。哈林顿et al。24)进行干旱澳大利亚中部的为数不多的研究和使用氯和水稳定同位素确定palaeohydrogeology西方大自流盆地(唠叨)。氯概要文件显示一个复杂的气候变化的历史。发现孔隙水同位素内容并不适合识别气候的影响。这是因为在干旱地区,在低纬度地区,他们的解释是复杂,因为冰体积的影响,温度,降水,在同位素丰度和水分运输补给都是重要的,而在高纬度地区温度效应研究领域由于冰期占主导地位25,27- - - - - -31日]。加德纳et al。46)使用4他浓度相同的弱透水层资料,增强与区域地下水样品,估计垂直流体通量弱透水层。长谷川et al。47]也描述溶质传输的主要封闭层唠叨使用氯和氯同位素(36Cl,37Cl)发现Cl和大气降水成因经由扩散。琼斯等人。48]的结论,基于垂直的盐度和水稳定同位素Geera粘土在墨累河盆地,溶解盐的主要部分在孔隙水来自气溶胶。

在这项研究中,我们检查垂直通过弱含水层地下水流和溶质运输分离口才,底层Arckaringa盆地。感兴趣的弱透水层位于两个含水层之间长时间居住的水,由于低充电率在干旱的气候(49]。氯,4他和稳定同位素的水结合数值和分析模型被用来量化流速度,建立两者之间的连通性盆地现场研究。

2。研究区域

Arckaringa盆地是晚石炭世早期二叠纪沉积盆地。冰川冲刷在Devonian-Carboniferous和断层在二叠纪早期导致波谷和次盆地的形成54]。Boorthanna形成,形成深层含水层(称为低含水层在这项工作),是一个海洋和冰川砂岩和杂岩含水层,覆盖元古代基底岩石(55)(图1(c))。弱透水层是由斯图尔特范围形成。它由泥岩、粉砂岩和页岩和分离Boorthanna形成上覆唠叨(图1(c))。口才沉积物沉积从晚侏罗纪到白垩纪早期(56- - - - - -58]。多嘴的J-aquifer(称为上层含水层在这个工作)由液压连接侏罗纪Cadna-owie形成和Algebuckina砂岩。这些只露出白垩纪的斗牛犬页岩(59),海洋泥岩和淤泥弱透水层,由于海平面上升形成的晚白垩世(56]。其形成以来,盆地经历了许多阶段的压缩,隆起,侵蚀到今天的水平(58]。


图1
(一)研究位置在澳大利亚中部口才,Arckaringa盆地中,也显示主要补给区。(b)位置的核心从这项研究以及加德纳et al。46)和哈林顿et al。24]。地下水电位表面包括m和水位。(c)横截面显示核心的地层学和深度。

Boorthanna地层的厚度值,斯图尔特•范围形成和核心所在J-aquifer 131米,574米,分别和29米。Arckaringa盆地接壤的一系列范围,山脊,高原包括皮克和丹尼森内围层地下室露头岩石组成的东部,海拔400 - 420米以上澳大利亚高程基准面(和)60]。在这项研究中,一个持续的核心是通过斯图尔特钻范围在南澳大利亚中部形成(图1(b))。弱透水层核心地区的地形是相对平坦,海拔约150米和。它的特点是宽平顶高原,锋利的高,低躺三棱石和洪泛区短暂的河流。

气候干旱,年均降水量120毫米/年(61年,62年]。然而,降水是可变的,暂时和空间。从降雨补给是通过渗透扩散到露头和隐伏露头含水层沉积物(图1(一))和集中在断开连接的短暂的河流59,63年]。垂直从上层含水层地下水含水层较低可能是后者,因为它充电的主要形式作物只在一个小区域(63年]。区域地下水流动方向在蓄水层取心位置附近的这个研究大约是自西向东(图1(b)),尽管孔完成低含水层的空间覆盖是有限的。水位在Boorthanna形成范围从110到60米和和J-aquifer范围从150到25 m和(图1(b))。上层含水层的地下水被提取的股票和国内使用。著名的山矿(图1(b))提取地下水的速度高达26毫升/ d从低含水层井取心位置的周围和东北维持其采矿业务自2008年以来,已造成50米的提取(64年]。

3所示。方法

3.1。采样和分析方法

核心的唠叨和斯图尔特范围形成和低含水层是2015年3月钻。核心是钻30米从现有地下水井完成J-aquifer弱透水层上方的唠叨和Boorthanna Arckaringa盆地的形成(以下53]。钻孔完成后,振动线压强计(免签国家)钻孔灌浆间距为13米通过弱透水层(从50.8到102.8米53]。免签国家孔隙压力读数被用来确定垂直流体压力梯度(7]。

核心样品的物理和化学分析第一次剃须,丢弃外核(约2毫米),以避免钻井液污染。钻井液已经找出了重水(D2O)能够证实这一点。收集样品氯和铀和钍分析每隔2和5 m,分别。20厘米的长度将样本在两个食品节®袋真空包装。的δ18O和δ2H 5厘米长度的样品收集每2米被密封在一个小的密封®袋和所有的空气挤出后放置在一个大的密封塑料袋的方法概述了Wassenaar et al。65年]。原状25厘米长度的样品渗透率和孔隙度测定收集每10米,那里有一个岩性变化。样品用塑料包裹着,贴上深度区间和一个箭头指示方向的核心,然后放在一个PVC管保护,保护袋真空包装的食品。

样品为惰性气体分析subcored每5 m手持电钻使用35毫米直径,以避免抽样的外核可能已经脱气或被污染。subcores被立即转移到不锈钢罐储存,subcore后脱气方法由Osenbruck et al。15]。subcores被转移后,罐和超高纯氮和刷新随后疏散三次消除大气气体(16样本,然后允许德加6个月之前的分析。

附近的地下水监测井上下含水层的筛选为主要元素和惰性气体采样。0.45主要元素样本过滤μ米在HDPE瓶清洗过滤和收集。惰性气体收集水样中铜使用不锈钢管夹夹(66年,67年]。

地下水氯浓度测定离子色谱CSIRO,阿德莱德,澳大利亚,4110年使用APHA方法变异系数< 2%68年]。铀和钍的浓度在沉积物样品分析的氢氟酸消化干沉淀物,然后由质谱分析在同一实验室。惰性气体浓度地下水在惰性气体分析质谱实验室苏黎世联邦理工学院,瑞士,据Beyerle讨论的方法等。66年]。测量精度是<氦浓度为1.0%。

分析氯,以及δ18O和δ2H的核心孔隙水和钻井液,澳大利亚弗林德斯大学进行。不可能获得一个足够大的孔隙水样本的核心通过挤压或离心法。相反,对于氯分析,孔隙水提取使用1:5稀释法了萨基et al。69年]。0.45提取的水过滤后使用μm过滤和氯化然后分析瑞士万通883基本集成电路+离子色谱仪(IC)使用内部标准解决方案生成校准图表后标准分析技术(68年]。阴离子分析精度≤2.5%。δ18O和δ2H进行分析在Picarro L21302-i使用蒸汽平衡方法中概述Wassenaar et al。65年]。重复测量的区别δ18O和δ2H≤5%。

转换的氯浓度获得1:5稀释法进入原位孔隙水的氯浓度每升是基于所谓的地球化学孔隙度(70年- - - - - -72年]。地球化学孔隙度(也称为有效孔隙度 )小于总孔隙度( ),特别是阴离子,排斥的双层占据了附近的孔隙空间带负电荷的矿物质(71年- - - - - -73年]。典型的实验中 值介于0.3和0.6之间,但在高离子强度( ≥1摩尔/公斤) 能的方法 随着双层崩溃(73年]。测量中溶质浓度1:5稀释水浸提取解决方案被转换为孔隙水浓度( )根据 在哪里 是氯的质量/体积岩石样品的质量(M / M), 是氯浸出解决方案的每个卷的质量(M / L3), 浸出溶液的体积(L3), 是大块样品的质量淋溶[M], 是体积密度[M / L3),而 地球化学是孔隙度(72年,74年]。氯, 估计从 通过假设一个 值为0.7,因为离子强度(0.7摩尔/公斤)的孔隙水73年]。

渗透率、孔隙度和含水率测量由地面科学工程测试实验室,在维多利亚,澳大利亚。样品的渗透率测量使用的三轴细胞原位压力的样本,方法后1289.6.7.1-2000 [75年]。样品的孔隙度是衡量使用比重和容重1289.5.1.1-2000(方法)以及含水率1289.2.1.1-2000(方法)(75年]。比重测试确定粒子的密度组成样本,而体积密度给材料的体积和质量。从这些可以确定样品的孔隙度使用方法作为1289.6.7.3-1999 [76年]。

弱透水层孔隙水的惰性气体是由质谱使用标准程序(16,77年在拉蒙特-多尔蒂地球观测站的设施,纽约,美国。测量精度是惰性气体浓度3.0%和1.0之间。一些核心样本重新进行两周后确保总孔隙流体脱气的核心。孔隙水浓度计算使用 比1.0由于惰性气体化学中性,不应受粘土矿物double-diffusive层电荷斥力(46]。

消除大气氦组件,霓虹灯在水中的浓度随着大气的平衡在25°C和海拔150 m和被测量氦浓度(23,78年]。这假设氦和氖与大气的平衡,这是低估了,因为它不占未知的过量空气组件。过量空气组件无法计算,因为在采样的气体损失(15]。

3.2。造型

造型旨在评估有效4他和氯离子扩散系数,内部4他从固体,释放率,平流垂直流组件。稳态一维advection-dispersion方程解析解由所罗门et al。52)和1 d瞬态数值模型使用MT3DMS [51)被用来模拟观察氦和氯浓度。

1 d advection-dispersion方程(也称为运动一维对流方程) 在哪里 速度是线性孔隙水(L / T), 氯的浓度(M / L3)或氦(L3/ L3在孔隙水, 垂直空间坐标(正面向下)[L], 水动力弥散系数(L2T−1), 是有效孔隙度,孔隙度的溶质, 是堆积速率/孔隙水的质量由于零级生产,也就是说,放射产生的吗4他堆积速率每体积孔隙水(L3/ L3T) ( Cl = 0), 是水密度[M / L3),而 是时候[T]。

在稳态条件下,运输产生的溶质在地下以恒定速率是描述以下方程: 在哪里 的释放率每卷沉积物由于零级生产,也就是说,放射产生的吗4他每个卷的沉积物堆积速率(L3/ L3T) ( Cl = 0)。

的解析解(2),受边界条件,由所罗门et al。52] 在哪里 从弱透水层的顶部深度到弱透水层的底部(L)和 每个卷的沉积物释放率(L3/ L3T]。

低水平对流速度,水动力弥散系数( )简化有效扩散系数( ),水动力弥散的贡献 变得无关紧要。有效扩散系数可以用一个奇的法律关系79年]: 在哪里 是免费的解决方案水扩散系数( = 6.40×10−2米2在25°C和氯化/年 = 2.30×10−1米2/年4他在25°C) (80年- - - - - -82年), 是一个经验指数称为胶结因素。对于阴离子, = 2 - 2.5基于实验室测量,所以用于氯值为2.3,根据哈林顿et al。24]。随着氦孔隙体积相同的水, 被选为4他获得的最大预期扩散系数(10,46]。平均测量原位温度为25.4°C(范围24.9 - -26.0°C;表1通过免签国家)测量热敏电阻意味着 值不需要温度修正。

表1
弱透水层孔隙水化学、测量弱透水层性质,地下水化学斜体,沉积物样品中铀和钍的浓度。

的放射4他从沉积物在cm中释放率3 可以计算出 和放射4他每体积孔隙水的堆积速率 假设水密度= 106g / m3,可以计算23,83年] 在哪里 = 1 (22),ρ是沉积物和水的密度填充孔隙空间(M / L3),(U)和(Th)铀和钍的浓度表示在ppm。

的相对重要性水平对流和扩散的弱透水层厚度 可以在沛克莱数的特点是( )。忽略色散和会计的有效孔隙度( )在稳态边界条件下, 被定义为(84年] 的值 < 1表明,运输距离 以扩散为主,而如果 > 1,那么平流扩散将占主导地位。

表列出了模型参数和边界条件2。使用相同的边界条件的解析解和MT3DMS数值模型。溶质资料模拟整个弱透水层序列,也就是说,从46.6米以下表面顶部边界表面在104米以下。垂直线性孔隙水速度( )是固定的,和导水率等水力参数( )和孔隙度( )保持不变在所有模拟假设稳态流动条件弱透水层。上下边界浓度固定在模型(狄利克雷类型),但溶质浓度可能是时间变量的瞬时MT3DMS数值模型。的放射4他累积率( )也被固定,这是计算从U和Th浓度(表四弱透水层的样品1)。

表2
溶质运移模型边界条件和均方误差(srm)。弱透水层的模型参数确定核心样本是大胆,而nonbold模型参数被允许不同的计算和估计的弱透水层核心测量改进模型符合测量孔隙水浓度。

4所示。结果

4.1。字段数据

测量地下水和孔隙水和水力特性给出了表成分数据1。的δ2孔隙水的H值(从20−−33 VSMOW)高于地下水样品(从32−−36 VSMOW;图2)。同样,δ18O的孔隙水值(从1.1−−2.9 VSMOW)高于地下水样本(从2.7−−3.7 VSMOW;图2)。尽管样品水分含量超过5%(表1)应用所需的方法(65年),可能没有足够的样本收集与密封塑胶袋袋顶空平衡。亨得利et al。50)确定样品少于3 g的水显得更加丰富由于失水同位素分馏的包覆。由氘飙升钻井液污染会导致浓缩δ2H组成。轻微的浓缩δ2H和δ18O在孔隙水与地下水样品因此被认为是由于孔隙水不足在袋子而不是钻井液污染抽样(图2)。因为怀疑分析问题和大的相对误差(图2),孔隙水同位素结果没有进一步考虑造型。


图2
δ 18O和δ 2H在孔隙水、地下水和钻井液样品。误差线代表样品的同位素平衡分馏差异可能不到3 g水改编自亨得利et al。50]。黑线代表当地的大气水行(LMWL),δ 2H = 7.2δ 18O + 5.7,从艾利斯。斯普林斯。

测量垂直渗透系数( 弱透水层的范围从1.3×10−51.3×10−2米/年,而孔隙度范围从0.12到0.26(表与无形的深度1)。免签国家的数据和含水层的水头测量压强计指示下行流(图3)。自2008年以来从低含水层抽水影响电流系统通过增加上部含水层水头差异和更低的含水层(图3)。计算垂直地下水流量使用达西定律和谐波的意思 4.6×10−50.216米/年和孔隙度(表3)[53]和prepumping淡水,发病前测量泵的著名的山,给人一种垂直线性孔隙水速度( )为2.3×10−5米/年(6.0×10的范围−6-6.5×10−3米/年;表3)。因此, 范围从0.1到160吗4他和氯(表从1到10823)。的范围 值表明,溶质传输系统可以由扩散,平流,或者两者都取决于它 测量弱透水层作为一个整体的代表。

表3
测量弱透水层核心属性粗体(53)和垂直流速度,计算扩散系数,地球化学孔隙度和沛克莱数字4他和氯在括号中。

图3
在m和水头免签国家安装在弱透水层和附近测量井含水层上部和更低的含水层。

孔隙水氯化和氦概要文件呈现在图4。氯孔隙水浓度范围从4518到16564 mg / L(表1)[73年]。最低的氯离子浓度发生深度65米左右。氯离子浓度的增加这个概要文件的顶部显示有上边界条件的变化。

(一)
(一)
(b)
(b)
图4
氯化(a)和(b)的配置文件4他的浓度。圆圈表示孔隙水浓度和竖线代表含水层中的浓度,垂直的长度代表检查间隔。误差包括总领域,分析错误,,4在真空吸引他,30%的脱气损失(可能高达50%根据测量和估计Ne浓度)之间的区别。虚线代表稳态溶质运输分析模型1使用估计和计算边界条件从我们的核心测量但diffusion-only溶质运输。虚线代表稳态溶质运输分析模型2使用估计和计算边界条件。实线代表稳态溶质传输分析模型3校准的边界条件( 和 )。

的4他孔隙水浓度与大气组件删除用霓虹灯在水中的浓度处于平衡状态的气氛25°C和海拔150 m和范围从1.2×10−62.9×10−5ccSTP / (表1)。霓虹灯除了两个孔隙水浓度样品大约14 - 39%低于预计值大气平衡。这是符合Osenbruck et al。15期间估计气体损失)真空吸引大约30%的总气体在孔隙水。这是纳入4他集中的不确定性范围,酒吧在图所示4 (b)。剩下的两个孔隙水样本显示氖过剩大于30%,与Ar /东北4×10之间的比率+ 2和6×10+ 2显示,多余的是由于大气污染(Ar / Ne = 5×10+ 2)。所需的空气污染来解释氖和氩浓度计算78年)和删除从获得terrigenic和氦孔隙水浓度原位氦气生产组件(表1)。上述修正和假设孔隙水在其中的影响很小4他的大气浓度> 2500%4他的浓度。的4他孔隙水浓度随深度线性趋势。低含水层的地下水样品几乎有三次较大的浓度比最深的孔隙水样本(图4 (b)),因此从弱透水层内的线性趋势明显抵消。

4.2。模型的场景

通过弱透水层的垂直水力梯度(0.12)三个数量级大于水平含水层的水力梯度(< 0.0008;图1)一维垂直流和运输模拟溶质概要文件被认为是适当的。长在含水层地下水流路径和长期稳定在水化学与这些可能证明常数浓度边界条件有关。因此,第一个概念模型假定常数浓度边界条件的上部和下部含水层,以及稳态溶质传输(表2)。测量4他和氯浓度的含水层样品提供约束弱透水层的顶部和底部。这个假设的浓度屏幕是代表那些在弱透水层边界(即。均质含水层浓度),这将在稍后重新评估。在第一个模型实现(模式1)运输是由扩散控制,与平流垂直线性孔隙水速度为零(表2)。在模型2中,平均计算垂直线性孔隙水速度包括基于达西定律,在模型3估计扩散系数和垂直线性孔隙水速度调整优化模型和测量溶质之间的配合资料(表2)。

第四个模型实现成立为了评估达到稳定状态所需的时间。弱透水层的初始条件是未知的,有必要假定初始氯浓度在弱透水层孔隙水等于低含水层氯浓度(表2)。这是很难估计的初始4最近他浓度,但考虑到沉积物沉积经常释放多余的氦,建立在沉积物被风化20.),我们假设4他浓度等于含水层较低浓度(表2)。使用相同的传输参数,模型3,初始孔隙水氯浓度21000 mg / L和氦的浓度8.0×10−5 被假定为初始条件(表吗2)。

我们假定,氯增加可见上10米减少充电和概要文件的后续增加氯浓度在上层含水层。随着流动路径延迟时间和气候变化的速率是未知的,含水层的瞬时浓度增加可以估计的最小充电时间减少。这是测试模型5通过增加氯浓度的上限浓度测量上含水层溶质运输是达到稳定状态在模型4(表2)。减少充电也会增加4他集中在上层含水层流速降低,但由于蓄水层中的浓度是一个数量级低于弱透水层,这个相对变化是微不足道的。

在上述模型中,均匀假定整个含水层溶质浓度。然而,它是可能的,含水层是化学和isotopically分层3,85年),这样并不代表顶部和底部含水层溶质浓度边界条件孔隙水的概要文件。氦浓度低含水层尤其可能不具有代表性,因为从沉积物下面向上扩散85年]。为了验证这一点,下边界浓度减少到那些符合孔隙水在模型(表62)。模型7测试后续微扰模型6上从减少充电和降低含水层由于地下水含水层提取(表2)。

比较不同的仿真结果与实测数据进行使用了根均方误差(srm) [86年]: 在哪里 测量的 在 地点和时间, 是整个模型域测量浓度的范围。

选择最合适的模型是基于srm错误和从水文地质的角度是否合理。

氦累积率( = 2.1×10−6ccSTP / /年)和孔隙度( )确定模型中的核心岩石样本保持不变。扩散系数、垂直线性孔隙水速度估计从当前天液压压头测量,或最初的溶质浓度边界是不同模型3 - 7提供最适合氯和氦最小的srm错误,表中列出2。

4.3。模型结果

diffusion-only交通场景(模型1, )导致上部和下部含水层之间的线性浓度剖面(图4),如预期。模型2只从不同模型1,它还包括advection-driven溶质传输( = 2.3×10−5米/年;表2),但这导致只有轻微的调整模拟浓度在弱透水层(图4(一))。然而,模型3中调整传输参数( = 3.5×10−4米/年, = 1.2×10−3米2对氦/年, = 7.8×10−4米2氯化/年;表2不仅对氯)提供了一个更匹配,还的4他集中配置(图4)。

扩散的特征时间尺度和平流4×105年(计算 / ( ))和12×105年(计算 ),分别。这是进一步研究在模型4模拟含水层的淡化。在边界浓度瞬间减少后,溶质运输达到稳定状态后氯化417000年和369000年氦(数字5(一个)和5 (b))。然而,假设一个恒定的流速,在其他因素,如此长时间跨度的当然是有问题的。一旦条件达到稳定状态在数值模型中,氯浓度在上限增加到今天的价值衡量上含水层模型5中推断出的时机氯浓度增加(表2)。模拟氯浓度在上层部分概要文件的最佳匹配测量时假定发生在3000年前增加(数据5 (c)和5 (d))。

(一)
(一)
(b)
(b)
(c)
(c)
(d)
(d)
图5
时间达到稳态溶质运移模型从持续高浓度4整个剖面为氯化(a)和(b)4他的浓度;氯浓度增加在上层含水层模型5给档案为氯化(c)和(d)4他的浓度。

模型6被用来确定氯4他在低浓度可以分层含水层,而不是在含水层均匀。下边界浓度减少到较低部分的孔隙水氯化概要(16600 mg / L和3.0×10−5 氦;表2)。除了调整垂直线性孔隙水速度( = 7.0×10−4米/年),所有其他运输参数模型2(表中是一样的2)。数值模型被用于模型7,增加氯浓度测量的上层含水层(6390 mg / L氯;表2),并提供了一个与这个概要文件在3000年之后(图6 (c))。的增加造成的低含水层抽水被认为是通过增加氦和氯浓度较低的含水层中的测量浓度较低的含水层,十年后仍然匹配的概要文件。提供最适合模型7氯和氦最小的srm(表错误2;数据6 (c)和6 (d))。

(一)
(一)
(b)
(b)
(c)
(c)
(d)
(d)
图6
稳态溶质运移模型6表示为一个实线相对于稳态溶质运输分析模型2表示为一个虚线为氯化(a)和(b)4他的浓度。氯浓度增加在上层含水层和随后的氦和氯浓度增加低含水层模型7给建模概要文件为氯化(c)和(d)4他的浓度。

5。讨论

最近泵只有最低限度影响弱含水层溶质概要文件,因为,估计流量( = 6.0×10−6-6.5×10−3米/年;表3),十年的泵,溶质位移只会一直到6厘米。因此,溶质传输概要文件仍然反映在更长时间尺度运行所带来的变化过程。

模拟溶质浓度输入概要文件敏感 和 以及 。现场计量和model-optimised值落在文献中报道的范围值。 通常范围从2×10−22×10−5米2/氯和2×10年−22×10−5米2/年氦(10,16- - - - - -18,24,46]。 和 0.3×10的价值观−43×10−4米/年和1×10−31×10−5米/年,分别在先前的研究发现了(8]。放射产生的氦堆积速率( )为2.1×10−6 /年( = 5.5×10−7ccSTP / /年)类似于生产速度计算含水层和饶舌的如何,也就是说,1×10−54×10−6ccSTP / /年,在其他的研究报告(22,46,87年- - - - - -89年]。

稳态垂直流条件假设的模型,虽然在充电以及地形变化达到稳定状态所需的时间尺度条件可能导致垂直通量的变化。然而,考虑到不确定性在含水层水文地质条件的变化,是不可能的理由包括任何瞬态流动模型的条件。此外,好的模型得到了基于稳态假设符合小扰动占无常的弱透水层的边界。

模型1和2都无法解释4他和氯化溶质孔隙水概要文件(4他和Cl srm错误> 30;表1;图4)。通过校准模型的交通参数 和 (即。,米odel 3 and model 5), a close match for the chloride concentration profile (Figures4(一)和5 (c))和一个合理的匹配4他得到浓度数据(数据4 (b)和5 (d))。因此,模型模拟表明,浓度配置文件可能在很大程度上反映了稳态条件。模型4估计,417000年需要达到平衡(数字5(一个)和5 (b))。在模型3 - 5氦扩散系数( = 1.2×10−3米2/年)是一个基于数量级小于值(5)和孔隙度( = 1.1×10−2米2/年)。这些模型提供了一个良好的适合氯(Cl srm错误= 10;表2),尽管srm的错误在这些模型的实现。氦仍认为太高了(4他srm错误= 20;表2)。

模型6提供了一个适合氦剖面(图6 (b);4他srm错误= 18;表2)。之间的匹配模型和测量氯浓度(Cl srm错误= 12;表2)是不错,除了顶部溶质剖面(图的一部分6(一))。srm错误(Cl srm错误= 10;4他srm错误= 6;表2)可以降低考虑增加氯化氯浓度自3000年在弱透水层的顶部,和增加4他和氯化10年以来的底部。模型表明,在低浓度的增加含水层的弱透水层孔隙水资料没有改变浓度增加(图10年期间6 (c)和6 (d))。

三次大4他在低浓度含水层与弱透水层孔隙水可能是因为额外的4他从地下室(生产和向上扩散85年]。的4他在低浓度含水层,估计3×10的堆积速率−5ccSTP / /年包括向上扩散的地下室以及氦气生产(G)[90年]给出地下水停留时间> 1 Ma(计算使用 ),突出,地下水流速缓慢的网站(49]。如果水流动非常缓慢,水平流不会涂片垂直溶质和同位素梯度91年]。Prominent Hill矿地下水抽水的发病在2008年最有可能提取氦和氯浓度较高的地下水从下面的地下室或停滞区。另外,有可能抵消由于不同采样和测量程序弱透水层和含水层之间的样本。质谱仪的校准不太可能造成不同的测量方法进行了严格的质量控制措施。虽然可以有抽样偏差,不可能直接比较的方法因为蓄水层渗透率相对较高;所以水会排出后样本收集和气体信号不会被保留。此外,一个含水层的核心样本可能被钻井液污染。然而,作者认为抽样和测量过程不太可能抵消的唯一原因,因为没有抵消上层含水层和弱透水层上部之间氦气测量(图4)。

氯浓度梯度在这个位置高盐度低的弱透水层含水层不同于哈林顿et al。24和琼斯等人。48]。在地下水溶解盐的来源可能是海水,蒸散的结果,回流盐水低于放电区域,或盐水(大陆11,48,92年]。盐度低含水层的来源很可能不是海水水稳定同位素δ值代表大气水(图2)。此外,浓度比海水和海退90马前。因此,似乎不太可能,海水依然会出现在孔隙水。土壤水分蒸发蒸腾损失总量可以浓缩盐20 g / L (93年),可以解释氯浓度在这个位置49]。的高盐度低含水层放电环境中发现,也是典型的澳大利亚其它地方的(48,94年),尽管很明显,放电不出现在这个位置。高盐度的起源与确定性无法建立,但它必须形成的水文地质条件下不同于今天。

加德纳et al。46)和哈林顿et al。24)模拟氯和氦概要文件在地表的弱透水层(斗牛犬页岩)封闭上层含水层在两个地点大约160公里(图从我们的网站1)。加德纳et al。46)确定氦在稳态传输通过弱透水层向上垂直线性孔隙水5.7×10之间的速度−3和3.8×10−6米/年。这个大小是比较模拟垂直线性孔隙水速度为7.0×10−4米/年,尽管方向相反的事实。氯在哈林顿et al。24)反映不同氯化表面由于古气候变化的输入。氯离子浓度的增加在上层含水层被解释发生在约10000年前作为一个对气候变化的反应。在我们的网站上氯浓度增加蓄水层是自3000年以来发生的。氯离子浓度的不同时间增加上部含水层最有可能因为有一个时间滞后和充电的时刻之间的到来更多的盐水底部的上层含水层(数字1(一)和1(b))。古气候研究表明干燥的气候在过去的大约20000年,与当前干旱气候条件存在自4000年(95年- - - - - -97年]。

虽然仍有一些不确定性有关的孔隙度访问阴离子粘土和初始交通参数的氦很难限制使用独立的证据[10),使用氯和氦在澳大利亚中部的这个位置提供独立的水文条件和帮助信息约束的模型符合溶质概要文件。产生氦原位和受地下水影响停留时间提供了证据的溶质传输速率和过程,而氯,除了提供溶质运移的证据,也提供了洞察palaeohydrological条件。这提供了自然背景的口才,Arckaringa盆地之间的连通性研究网站进一步发展之前的油气资源开采或其他变化。

6。结论

这原位研究了溶质运移过程的弱透水层分离口才,Arckaringa盆地使用氯和氦来确定这些示踪剂可用于澳大利亚的个案研究来观察这些盆地之间的垂直地下水流动,因此,帮助了解地下水的影响抽象矿山供水以及调查潜在的使用这些示踪剂在高水平放射性废物存储在澳大利亚中部可行性研究。

在澳大利亚中部的方法在这个位置使用氯和氦。现实之间的匹配模型和两种示踪剂被认为是网站的一个有效的表示。同时使用氯和氦有限模型适应数据到最终模型。

最终的模型,提供了最适合与氯和氦初始配置文件是一个稳态模型,需要通过弱透水层垂直地下水流的一个组成部分。垂直流动非常缓慢,只有0.7毫米/年,但控制溶质概要以及扩散。因此,溶质扩散和控制平流在这个位置。氯化的上层部分资料需要增加氯浓度自3000年前在上层含水层。氯浓度增加当时几乎肯定是由于氯浓度在充电地下水由于气候变得更加干旱。概要文件相匹配的较低部分通过增加氯和氦由于泵的发病在2008年提供Prominent Hill矿地下水。大量地下水开采造成地下水中提取从一个停滞区和/或从下面的地下室与高氯特别是氦浓度。

水头概要文件显示,减少反应泵已经渗透和弱透水层。然而,后续增加氯和氦浓度,降低泵的含水层,并没有渗透到很远为弱透水层,因为压力响应比溶质传输更快通过弱透水层(针对下行流)。

从这项研究中,我们发现自然垂直地下水流速从多嘴Arckaringa盆地为0.7毫米/年的学习网站。合并的其他研究如何在寒冷或温和的气候也发现溶质扩散与对流流控制的利率一般低于1毫米/年(10,27,43,98年]。弱透水层的属性和液压压头测量给出了瞬时垂直时地下水取样的照片,是一个重要的元素的讨论。然而,对于长期来看有必要使用环境示踪剂配置文件。氯和氦是有用的示踪剂对于理解干旱地区地下水径流条件和温带气候。氯也有助于理解palaeohydrological条件在干旱地区,因为它的浓度变化大大由于高蒸散而降水集中在充电地下水溶质。因此,这两种方法都需要调查垂直地下水流和溶质运输。此外,它有利于观察氯和氦浓度在我们的研究区域。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突。

确认

这项研究和纸是由南澳大利亚政府部门的环境中,水和自然资源(DEWNR),澳大利亚,在其Bioregional Arckaringa盆地评估项目。作者要感谢AINSE有限公司提供金融援助(奖:PGRA),普里斯特利斯泰西。惰性气体分析是在惰性气体的实验室完成拉蒙特-多尔蒂地球观测站,纽约,作者感谢琳达贝克帮助分析。作者感谢传统的所有者和管理者(过去和现在)南澳大利亚的春天,特别是Antakirinja人。他们也感谢游牧和西南的放牧人唠叨,尤其是磨坊主溪站。最后,他们感谢OZ Minerals允许访问矿山供水井。