基于同位素水化學(xué)分析的松嫩平原大布蘇湖流域地下水補(bǔ)給源研究

張文卿,陳建生,姜淑坤,徐 燚

(1.吉林大學(xué)環(huán)境與資源學(xué)院,吉林 長春 130021; 2.河海大學(xué)巖土工程研究所,江蘇 南京 210098; 3.吉林省水文水資源局,吉林 長春 130021)

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基于同位素水化學(xué)分析的松嫩平原大布蘇湖流域地下水補(bǔ)給源研究

張文卿1,陳建生2,姜淑坤3,徐 燚2

(1.吉林大學(xué)環(huán)境與資源學(xué)院,吉林 長春 130021; 2.河海大學(xué)巖土工程研究所,江蘇 南京 210098; 3.吉林省水文水資源局,吉林 長春 130021)

采用同位素與水化學(xué)分析方法研究了大布蘇湖湖水的補(bǔ)給源,結(jié)果表明,大布蘇湖水主要來自地下水的補(bǔ)給。大布蘇湖水、地下水與松花江中游的江水同位素δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)分布在相同的區(qū)域,且受到了一定程度的蒸發(fā)。泉水中的氟-砷關(guān)系表明,補(bǔ)給湖泊的地下徑流主要發(fā)生在20～30m的粉細(xì)砂層,火山巖風(fēng)化物細(xì)顆粒沉積層構(gòu)成了主要的透水層,火山巖細(xì)顆粒中的砷通過氧化還原反應(yīng)溶解到地下水中,形成了高砷含水層。據(jù)此推斷,大布蘇湖水來自于松花江等周邊河流的滲漏,滲漏水通過黃土層下伏的高砷粉細(xì)砂層向大布蘇湖中排泄。湖心鈣華表明同時(shí)存在深層承壓水的越流補(bǔ)給。

地下水;同位素分析;水化學(xué)分析;氟;砷;補(bǔ)給源;大布蘇湖

1 大布蘇湖概況與研究背景

大布蘇湖是一個(gè)封閉的斷陷構(gòu)造,位于松嫩平原南部,泥林位于大布蘇湖東側(cè)。大布蘇在大地構(gòu)造上為松嫩盆地中央凹陷的一部分,中新生代以來持續(xù)沉降,堆積了巨厚的中新生界沉積而形成的盆地式平原。大布蘇湖所在的松嫩湖積平原基底為前侏羅紀(jì)的變質(zhì)巖系,蓋層為中新生界沉積,厚達(dá)4 000～5 000 m。根據(jù)14C定年數(shù)據(jù),大布蘇湖形成于晚更新世晚期,湖泊形成的早期曾經(jīng)歷了深湖的發(fā)育階段,全新世以來,湖泊發(fā)生了兩次規(guī)模較大的擴(kuò)張與收縮,形成了兩個(gè)完整的湖進(jìn)、湖退沉積旋回。晚全新世以來,湖面明顯萎縮,形成了東北地區(qū)極為罕見的鹽湖[1-4]。

圖1 大布蘇湖泥林狼牙壩地貌及采樣點(diǎn)位置分布

大布蘇泥林與狼牙壩地貌主要分布在湖泊東岸,這種特殊的地質(zhì)地貌景觀是新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、地層巖性、地下水、風(fēng)力及地形等多種地質(zhì)因素綜合作用的結(jié)果[4]。大布蘇流域沒有穩(wěn)定的河流,在靠近湖岸及湖底有大量的上升泉,泉水匯集形成的溪流以及上升泉成為湖泊的主要補(bǔ)給源。泥林與狼牙壩構(gòu)造主要發(fā)育在湖東岸的坡洪積臺(tái)上,見圖1。洪積臺(tái)高程約160 m,由顧?quán)l(xiāng)屯組河湖相地層和其上覆的黃土組成[5]。大布蘇泥林與狼牙壩地貌的形成來自潛流的侵蝕破壞。在地下水潛流的侵蝕作用下,土層中形成了空洞,在重力作用下,頂部土層塌落,形成了落水洞,隨著落水洞的不斷垮塌、擴(kuò)大,相連成片,便形成了大布蘇湖東岸“狼牙壩”地形[6]。

但是,關(guān)于地下水潛流的形成存在兩種不同觀點(diǎn)。第一種觀點(diǎn)認(rèn)為,地下水潛流來自降水入滲,降水通過垂直節(jié)理入滲,土層中易溶鹽含量較高,在土層中發(fā)育著垂直節(jié)理和大孔隙,土層中的可溶性鹽淋溶后使土層中的節(jié)理縫隙增大,溶隙在溶蝕作用下形成了溶洞,而溶洞在集水后形成了具有一定能量的潛流[6]。第二種觀點(diǎn)認(rèn)為,地下水可能來自周邊松花江等河流的滲漏水,當(dāng)?shù)氐慕邓畮缀鯇Φ叵滤疀]有補(bǔ)給作用[7]。研究表明,長白山天池及其周邊的泉水與河水來自外源水補(bǔ)給,外源水的補(bǔ)給周期約為40 a[8-9]。水量平衡研究證實(shí),研究西藏內(nèi)流區(qū)的河流與湖泊存在滲漏[10-11]。重力衛(wèi)星研究表明,2003—2009年間,西藏羌塘盆地、長江源頭、黃河源頭等地區(qū)地下水每年增加1.86×1010m3[12],西藏羌塘盆地滿足長白山泉水補(bǔ)給源區(qū)的條件。

地下潛流產(chǎn)生的原因?qū)τ诖蟛继K湖東岸土體垮塌的治理有著重要的意義,并且與治理方案密切相關(guān)。筆者通過分析大布蘇流域泉水、井水、湖水與降水的δ2H-δ18O關(guān)系,結(jié)合水化學(xué)方法,揭示破壞性潛流產(chǎn)生的原因與補(bǔ)給來源,搞清大布蘇流域地下水的補(bǔ)給、徑流與排泄方式,旨在為下一步的工程治理提供科學(xué)依據(jù)。

2 研究區(qū)水文地質(zhì)情況與采樣分析

大布蘇所在的松嫩平原位于東北地區(qū)中西部,位于華夏系第二沉降帶,是在中生代斷陷盆地的基礎(chǔ)上發(fā)展起來的沖積和湖積平原,松嫩平原及周邊，如五大連池、長白山、大興安嶺等，新生代以來出現(xiàn)過大規(guī)模火山活動(dòng)。松嫩平原總面積1.76×105km2,雖然多年平均降水量只有500多mm,卻分布著7 000多個(gè)較大的湖泊(水泡子),湖泊總面積2 570 km2,湖泊率達(dá)到6%;濕地面積為25 420 km2,濕地率大于20%[13];松嫩平原的森林覆蓋率42%左右,耕地面積21 000 km2,是國家大型商品糧和油料基地。降水量相對較少的地區(qū)存在大量的水泡子、濕地、森林與耕地,僅蒸散發(fā)作用就可消耗掉大部分降水量。

大布蘇湖位于松嫩平原的南部,湖岸地層由階地平原和坡洪積臺(tái)地構(gòu)成,階地平原高程160 m,由河湖相地層和其上覆的黃土狀土組成,黃土層為風(fēng)積土。通過對黃土下伏淺黃色細(xì)砂層進(jìn)行粒度、重礦物和石英砂表面掃描電鏡分析,發(fā)現(xiàn)細(xì)砂既有風(fēng)成特點(diǎn),又保留了水沖積特征,說明其來源于松嫩平原沖積沙并經(jīng)風(fēng)力吹揚(yáng)、搬運(yùn)、堆積而成[14]。碳酸鹽沉積以黃土中的碳酸鈣結(jié)核和鈣質(zhì)菌絲體為主,鈣結(jié)核直徑約1 cm,主要集中在距地表50～250 cm處,黃土底部有鈣質(zhì)菌絲體發(fā)育[5]。在湖蝕崖的表面常有一層碳酸鈣鹽殼披覆,厚度可達(dá)3 cm左右,階地平原的碳酸鹽含量在5%左右[15],碳酸鈣的沉積與地下水的作用有關(guān)[16]。

迄今為止,關(guān)于潛流形成原因的探究都是基于概念模型,降水是否能通過黃土裂隙入滲到地下水中形成潛流,目前沒有相應(yīng)的地球化學(xué)證據(jù)。為了解湖區(qū)的泉水、湖水與地下水、降水之間的關(guān)系,筆者于2016年9月采集了大布蘇流域的地下水與地表水樣共計(jì)32個(gè),其中井水樣21個(gè)(W20、W21超出了圖1范圍),泉水6個(gè),湖水 5個(gè)(圖1)。

3 氘氧同位素與地球化學(xué)分析

大布蘇流域位于長春、哈爾濱與齊齊哈爾三地的中部,這3個(gè)地區(qū)降水同位素的按月加權(quán)平均值基本上代表了松嫩平原降水同位素特征。圖2中降水同位素?cái)?shù)據(jù)來自全球大氣降水同位素監(jiān)測網(wǎng)(GNIP)。從氘氧同位素分布情況可以看出,松嫩平原5—10月的降水主要來自太平洋季風(fēng),降水同位素較為富集,δ2H與δ18O的加權(quán)平均值分別為-73‰與-9.4‰,具有明顯的亞洲季風(fēng)特征,降水量占全年降水總量的88.6%。3—4月與11—12月間的降水受到冬季風(fēng)與太平洋季風(fēng)的共同影響,只有1—2月的降水基本上來自冬季風(fēng),氘氧同位素較為貧化。冬季風(fēng)帶來的降水量很小,僅占全年降水量的1.4%。大布蘇位于松嫩平原南部高程最低處,降水量約400 mm,小于松嫩平原的均值。

圖2 松嫩平原按月降水量與δ2H、δ18O同位素加權(quán)平均值分布

圖3 大布蘇湖水、泉水、井水、降水與長白山泉水、河水、北方降水的δ2H-δ18O關(guān)系

大布蘇湖及其周邊河流、泉水、水泡子的δ2H-δ18O關(guān)系見圖3。大布蘇流域的降水主要集中在汛期,5—9月的降水量占到了全年降水量的84%,主要降水季節(jié)的同位素都落在蒸發(fā)線(EL)的上部,EL是通過大布蘇湖地表水與地下水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)擬合得到的。通過對比分析可以發(fā)現(xiàn),大布蘇的泉水、井水與湖水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)介于當(dāng)?shù)亟邓c長白山泉水之間,表明泉水與井水是外源水與當(dāng)?shù)亟邓幕旌?并且在入滲之前曾經(jīng)受到過蒸發(fā)。

松花江的源頭位于長白山天池,長白山泉水的氘氧同位素比當(dāng)?shù)亟邓毣痆17]。通過同位素對比發(fā)現(xiàn),長白山天池泉水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)與羌塘盆地泉水的落在了相同的區(qū)域[18]。長白山天池接受地下水的補(bǔ)給,天池水位2 189.7 m[19],通過水量平衡關(guān)系確認(rèn),長白山天池周邊2.3萬km2地區(qū)接受外源水的補(bǔ)給量超過23.25億m3/a[7],能夠完全滿足水力梯度、同位素關(guān)系、河流湖泊滲漏特征條件的補(bǔ)給源地只有西藏高原的羌塘盆地,而通過鍶、氦、氚、碳等同位素對比分析確定地下水的確經(jīng)歷了深循環(huán)過程[8]。由于松花江中下游不斷接受降水補(bǔ)給,同位素越來越富集,江水受到蒸發(fā)后發(fā)生了同位素分餾,江水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)逐漸偏離全球雨水線(GMWL),并沿著蒸發(fā)線EL分布,越靠近松花江的下游,江水受到的蒸發(fā)程度越大(圖3)。

通過同位素分析發(fā)現(xiàn),大布蘇流域井水、泉水與湖水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)落在當(dāng)?shù)亟邓南虏?見圖3。大布蘇水體的δ2H-δ18O關(guān)系既不同于當(dāng)?shù)亟邓?也不同于外源水,顯然是外源水與降水混合后又受到了蒸發(fā)作用,因而與周邊松花江等河水的δ2H-δ18O關(guān)系點(diǎn)相同。松花江上游的TDS在36～214 mg/L之間(26個(gè)水樣),均值85 mg/L;大布蘇周邊流域井水的TDS在135～631 mg/L之間(10個(gè)水樣),均值為322 mg/L;大布蘇周邊流域水泡子中的TDS在172～1 020 mg/L之間(5個(gè)水樣),均值為555 mg/L。松花江上游水中的鹽分最低,井水中的鹽分介于河水與水泡子之間。大布蘇流域井水TDS在260～153 6mg/L之間(21個(gè)水樣),均值為518 mg/L;泉水的TDS在357～2 100 mg/L之間(6個(gè)水樣),均值為926 mg/L;地表水的TDS在1 360～10 470 mg/L之間(5個(gè)水樣),TDS均值為5 330 mg/L。由此推斷,大布蘇湖區(qū)的地下水來自周邊松花江等河流的滲漏補(bǔ)給。

大布蘇流域的井水、泉水與湖水中主要的陽離子與陰離子分布可以做出Piper三角圖(圖4)。從圖4可以看到,井水與泉水幾乎分布在相同的區(qū)域,表明它們的來源相同。湖水的分布范圍與井水、泉水并不完全相同,湖水中的氯離子所占的比例分別是井水的3.1倍和泉水的2.2倍,鎂與鈣離子含量的比例分別是井水的25%與32%,湖水中的碳酸根與硫酸根比例低于井水與泉水,表明湖水中出現(xiàn)了CaCO3、MgCO3與CaSO4等的沉淀。

圖4 大布蘇流域井水、泉水與湖水的Piper圖

大布蘇湖及周邊地下水與地表水中氟與砷質(zhì)量濃度較高。前人的研究成果[20]表明,氟與砷主要來自玄武巖等風(fēng)化物。氟與砷等主要是玄武巖等火山巖風(fēng)化的產(chǎn)物,火山巖顆粒越細(xì),從火山巖碎屑中溶解出來的氟含量越高?；鹕綆r細(xì)顆粒在水流沖刷作用下向湖泊匯聚,這是高氟與砷地區(qū)分布在大布蘇等水泡子的粉細(xì)砂層中的原因。大布蘇湖及周邊大部分井水與泉水中氟質(zhì)量濃度超過飲水標(biāo)準(zhǔn)(1 mg/L),21個(gè)井水中12個(gè)水樣超標(biāo),6個(gè)泉水中有4個(gè)水樣超標(biāo)(圖1)。松嫩平原地下水中氟與砷濃度的分布具有明顯的分帶性,即從盆地中心到盆地邊緣,從潛水到承壓水,氟質(zhì)量濃度普遍存在著由高變低的規(guī)律。

圖5 井水、泉水與湖水中的F-As關(guān)系

大布蘇地下水中的砷富集現(xiàn)象出現(xiàn)在具有特殊地質(zhì)環(huán)境特征的局部地區(qū),超標(biāo)水樣全部處于20～30 m的深度[21]。6個(gè)泉水中的砷質(zhì)量濃度在162.6～5 220 μg/L之間,平均值為2 354 μg/L，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于井水中的砷質(zhì)量濃度均值368 μg/L。顯然,泉水流經(jīng)的含水層應(yīng)該具有富砷特征。由于砷主要分布在地表以下20～30 m,這表明潛流主要分布在20～30 m的粉砂層中,這個(gè)結(jié)論與氘氧同位素結(jié)果高度一致。井水、泉水與湖水中的氟-砷關(guān)系見圖5。從圖5可以看出,有兩個(gè)湖水的氟與砷呈正相關(guān),顯然是受到蒸發(fā)作用的結(jié)果。另外有兩個(gè)湖水的氟-砷關(guān)系點(diǎn)表現(xiàn)為高砷低氟,這兩個(gè)點(diǎn)的湖水顯然接受泉水的補(bǔ)給。井水的氟-砷關(guān)系沒有呈現(xiàn)規(guī)律性,這與井的結(jié)構(gòu)有關(guān),深井沒有將20～30 m的含水層封堵,造成高砷水進(jìn)入井中。

4 地下潛流形成機(jī)制探討

圖6 大布蘇湖岸溝壑、塌坑、霧凇與湖心的鈣華

大布蘇東岸淺層地下水位基本上保持在150 m高程左右,泥林與狼牙壩的形成是地下潛流造成土體滲透破壞的結(jié)果。過去的研究普遍認(rèn)為,地下潛流的形成源于當(dāng)?shù)亟邓甗6]。如果淺層地下水源自降水通過黃土入滲,那么黃土中的鹽分將被入滲的降水溶解并帶到地下水中。研究表明,井水與泉水中的TDS在260～2 100 mg/L之間,均值為609 mg/L。大布蘇湖岸非飽和的黃土及沙土中含有大量的鹽分,而且鹽分的含量自下而上呈線性增加,表層附近的黃土中鹽分最高,達(dá)到0.51%,地下水位以上的沙層的含鹽量為0.07%[6]。表層黃土的含水率大約為10%,土壤水的TDS約為5.1 g/L,比地下水的TDS大了一個(gè)數(shù)量級。如果地下水潛流來自降水入滲,非飽和土壤中的鹽分將被降水帶到地下水中,深部非飽和層的含鹽量應(yīng)該大于淺部。如果地下水是降水入滲補(bǔ)給的,應(yīng)該具有高鹽度特征,而且δ2H-δ18O關(guān)系應(yīng)該落在降水蒸發(fā)線上,即位于蒸發(fā)線EL的上部。

他的這些話我記了一輩子，而且使我領(lǐng)悟到“沒有精彩的細(xì)節(jié)，就不可能有作品的生動(dòng)。沒有恰當(dāng)?shù)募?xì)節(jié)，就無法凸顯人物的性格。”

開展針對黃土進(jìn)行的降水入滲試驗(yàn),發(fā)現(xiàn)模擬一次性降水強(qiáng)度150 mm的降水入滲黃土的深度不超過1 m,而且隨著降水向下入滲,地層中的鹽分也同時(shí)向下運(yùn)動(dòng)[22]。而水文觀測資料顯示,松嫩平原單次的最大降水量小于100 mm,所以,降水在大布蘇湖岸黃土中的入滲深部不會(huì)超過1 m。另外一種觀點(diǎn)認(rèn)為,降水可以通過黃土中的裂隙快速入滲到地下水中。為了驗(yàn)證黃土裂隙的導(dǎo)水性能,獨(dú)仲德等[23]在非飽和黃土中進(jìn)行連續(xù)降水入滲試驗(yàn),每天噴淋15 mm水并用塑料布覆蓋以防止蒸發(fā),連續(xù)噴淋26 d,結(jié)果表明,黃土裂隙或大孔隙對下滲水起著阻水作用,模擬降水下滲黃土的深度不超過2 m。顯然,黃土中的裂隙不是降水快速入滲地下水的通道。

可見,非飽和黃土中的水分主要來自地下水,地下水通過薄膜水形式向地表運(yùn)動(dòng),并在地表排泄,水分在地表蒸發(fā)后,鹽分保留在土壤中,越靠近地表,土壤中的含鹽量越高[22]。由此可知,大布蘇湖岸的降水沒有入滲到地下水中,破壞性潛流來自周邊河流的滲漏補(bǔ)給。在黃土層之下分布著滲透系數(shù)較大的粉細(xì)砂層,粉細(xì)砂層的分布范圍包括周邊的松花江等河流,河流的滲漏水通過粉細(xì)砂層向低洼的大布蘇等水泡子中排泄。

通過δ2H、δ18O與TDS對比分析可知,大布蘇湖水的補(bǔ)給源區(qū)應(yīng)該是松花江等河流。河水滲漏到河床下的透水層中形成了地下徑流,地下徑流補(bǔ)給到很多水泡子中。海拔較高的水泡子可以通過粉細(xì)砂層繼續(xù)向大布蘇湖排泄,因?yàn)榇蟛继K湖的地表高程在松嫩平原南部是最低的。圖6(e)顯示在大布蘇湖盆邊緣打出了自流井。地下水通過潛流補(bǔ)給到大布蘇湖后只有通過蒸發(fā)進(jìn)行排泄,湖水蒸發(fā)后鹽分累積成為鹽湖,湖水中鈣、鎂離子比例降低而氯離子比例升高,表明湖水中有蒸發(fā)鹽沉淀。大布蘇周邊的水泡子的水面高程都高于大布蘇湖水位,這些湖泊中的TDS一般小于1 g/L,表明這些湖水通過地下潛流向大布蘇湖排泄,由于這些湖泊的水可通過地下潛流向大布蘇等低洼的湖泊中排泄,所以它們?nèi)匀皇堑蛭⑾趟础４蟛继K湖泊中出現(xiàn)一些鈣華(圖6(c)),冬季湖心部分水面沒有結(jié)冰,冬季湖面的水汽使周邊的樹木形成了霧凇(圖6(d))。

巖性分析證實(shí),碳酸鹽中含有白云巖,而白云巖化一般發(fā)生在高溫條件下[24],白云巖中的鎂來自地幔[25],由此推斷,大布蘇湖心的溫泉來自深循環(huán)地下水的直接補(bǔ)給[8]。

5 結(jié) 論

a. 同位素與水化學(xué)特征表明,大布蘇湖的主要補(bǔ)給源來自松花江及周邊河流、水泡子的滲漏補(bǔ)給,在河床下部存在透水層,河水通過20～30 m粉細(xì)砂層向大布蘇湖及周邊的水泡子中排泄。

b. 當(dāng)?shù)亟邓畬Φ叵滤畮缀鯖]有補(bǔ)給,降水入滲不會(huì)對土體產(chǎn)生破壞作用,造成大布蘇泥林破壞的潛流來自松花江等周邊河流的滲漏水。

c. 大布蘇湖水同時(shí)接受外源地下水補(bǔ)給。大布蘇湖泊中心存在碳酸鹽,尤其是存在白云巖等碳酸鹽。淡水白云巖中的鎂可能來自玄武巖,白云巖巖化過程發(fā)生在高溫下,表明地下水經(jīng)歷了深循環(huán)過程。

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Study of recharge source of Dabusu Lake in Songnen Plain based on isotopic and hydrochemical analysis

ZHANG Wenqing1, CHEN Jiansheng2, JIANG Shukun3, XU Yi2

(1.CollegeofEnvironmentandResources,JilinUniversity,Changchun130021,China; 2.GeotechnicalResearchInstitute,HohaiUniversity,Nanjing210098,China;3.JilinProvinceHydrologyandWaterResourcesBureau,Changchun130021,China)

The recharge source of Dabusu Lake was investigated through isotopic and hydrochemical analysis. The results show that Dabusu Lake was mainly recharged by groundwater. δ2H-δ18O curves for the lake water, groundwater, and river water in the middle reaches of the Songhua River occurred in the same zone, and the water evaporated to a certain extent. Analysis of the relationship between fluorine and arsenic in the spring water shows that the subsurface runoff that recharged the lake mainly occurred in the fine sand layer 20 m to 30 m under the surface. The volcanic weathering fine particle deposited layer composed the main percolation layer. Arsenic in the volcanic fine particles was dissolved in the groundwater through oxidation-reduction reaction, and an aquifer with a high concentration of arsenic was formed. On these bases, it can be inferred that the lake water comes from the seepage of the Songhua River and surrounding rivers, and the seepage water flows through the fine sand layer with a high concentration of arsenic and then discharges into Dabusu Lake. The travertine in the lake center indicates that there is also leakage recharge of deep confined water.

groundwater; isotope analysis; hydrochemical analysis; fluorine; arsenic; recharge source; Dabusu Lake

10.3880/j.issn.1004-6933.2017.01.002

國家自然科學(xué)基金(51578212)；吉林省水利廳原始創(chuàng)新項(xiàng)目(吉林省西北部深循環(huán)地下水補(bǔ)給徑流排泄量調(diào)查研究)

張文卿(1964—),女,副教授，博士,主要從事地下水資源與環(huán)境方面的研究。E-mail:zhangwenqing1966@yahoo.co.jp

陳建生,教授,博士生導(dǎo)師。E-mail:jschen@hhu.edu.cn

P641

A

1004-6933(2017)01-0009-06

2016-10-31 編輯：彭桃英)