柳林泉各泉組水化學成分的差異性研究

連澤儉，臧紅飛，馬宗凱

一、引 言

巖溶地下水是柳林泉域生活、生產(chǎn)和生態(tài)用水的主要供水水源之一[1]。泉域巖溶地下水的集中排泄點——柳林泉出露于柳林縣城以東約1km 的三川河河道中，呈泉群散狀出流。柳林泉主要由位于三川河北岸的寨東鐵廠泉組、楊家港泉組、劉家疙瘩泉組和位于三川河南岸的龍門會泉組、上青龍泉組等組成[1]。盡管各泉組出露地點非常接近，但泉水的物理、化學特征卻有較大差異。因此，研究各泉組水化學特征的差異性對于理解區(qū)域巖溶地下水的循環(huán)機理、合理開發(fā)利用和保護巖溶地下水資源具有重要意義。

前人對柳林泉域的研究主要以整個巖溶水系統(tǒng)為研究對象，探索巖溶水系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)[2]、水動力[3]和水化學特征[4-10]，而針對柳林泉泉水化學特征差異性的研究成果較少。水文地球化學理論及環(huán)境同位素示蹤技術(shù)的應用為研究水化學特征差異性、分析其影響因素提供了強有力的工具。本文在系統(tǒng)分析區(qū)域氣象水文、地形地貌、地質(zhì)及水文地質(zhì)條件的基礎(chǔ)上，利用水文地球化學理論和環(huán)境同位素示蹤技術(shù)，研究了柳林泉不同泉組巖溶水化學特征的差異性，并對其原因進行了分析。

二、柳林泉域概況

柳林泉巖溶水系統(tǒng)地處山西省西部、呂梁山脈與黃土高原的交匯地帶，總面積6080.54km2（見圖1）。泉域內(nèi)屬典型的暖溫帶干旱、半干旱大陸性季風氣候，多年平均氣溫9.2℃，無霜期150～200 天。區(qū)內(nèi)降雨量分布規(guī)律大致由東部向西部隨地面高程降低而減小，基巖山區(qū)大于黃土丘陵區(qū)。區(qū)內(nèi)多年平均降雨量507.6mm，年最大降雨量744.8mm（1985年），年最小降雨量245.5mm（1999 年）。區(qū)內(nèi)降雨多集中在7、8、9 三個月，約占全年總降雨量的66.4%。多年平均水面蒸發(fā)量1185.9mm，為降雨量的2.3倍。與柳林泉巖溶地下水系統(tǒng)聯(lián)系密切的河流主要為三川河及其支流北川河、東川河和南川河[4]。巖溶水系統(tǒng)的含水層主要包括下古生界中奧陶統(tǒng)上、下馬家溝組及峰峰組含水層和中寒武統(tǒng)張夏組含水層。泉域總體上為一向西傾斜的單斜構(gòu)造，傾角變化在2°～8°之間，在大的單斜構(gòu)造內(nèi)又發(fā)育次一級規(guī)模不等的褶皺和斷裂。這些褶皺和斷裂構(gòu)造對巖溶水的運動具有控制作用[4]。

巖溶水系統(tǒng)的補給來源包括降水入滲補給和河道滲漏補給，排泄途徑包括泉水出流和巖溶水開采。巖溶地下水的總體徑流方向與碳酸巖鹽含水層的總體傾向一致。巖溶水沿巖溶裂隙由北、東、南三個方向向柳林縣城一帶的三川河河谷匯集，并在劉家疙瘩一帶由于上覆近南北走向的石炭、二疊系隔水頂板出露及三川河侵蝕切割揭露巖溶含水層頂板，使得巖溶水在奧陶系峰峰組與石炭系本溪組接觸面處溢出形成柳林泉，屬于侵蝕阻溢泉。柳林泉泉口有大小泉眼一百多個，呈群泉散狀出流，主要包括出露于三川河南岸的龍門會泉組、上青龍泉組和出露于三川河北岸的寨東泉組、楊家港泉組和劉家疙瘩泉組。泉口出露高程794～803m，多年平均泉流量2.20m3/s[4]。

圖1 柳林泉域水文地質(zhì)略圖

三、各泉組水化學特征差異性

（一）溫度

柳林泉各個泉口巖溶水溫度的年平均變化較小，而年內(nèi)變化則有所差異。根據(jù)前人于1989 年9月～1990 年8月對柳林泉泉口四個泉組巖溶水溫度觀測資料（圖2），劉家圪塔泉組的泉水年內(nèi)溫度變化較小，穩(wěn)定在21℃左右；上青龍泉組和寨東泉組的泉水年內(nèi)溫度變化較大，尤其是寨東泉組，年內(nèi)月平均最大溫差達5℃。上青龍泉組和寨東泉組，在每年的11月～次年2月，泉水溫度較低，分別為16℃和15.1℃；6月～9月，泉水溫度較高，分別達到19℃和21℃；而出露于三川河北岸的楊家港泉組則與之相反，6月～9月泉水溫度相對較低，11月～次年2月泉水溫度則相對較高，這也反映出各泉組巖溶水所經(jīng)歷的水文地質(zhì)過程的差異性。

（二）水化學特征

圖2 柳林泉各泉口年內(nèi)溫度變化曲線

利用收集到的1995 年各泉組泉水離子含量資料，分析對比了三川河南北兩岸各泉組泉水的離子含量的差異性，對比結(jié)果見圖3。由圖3 可知，各泉組中泉水的離子含量最高的是位于三川河北岸的劉家疙瘩泉組。該泉組泉水中，除HCO3-離子含量小于其它泉組外，其溶解性總固體（TDS）及各主要陰、陽離子含量，如Cl-、Na++K+、Ca2+和Mg2+等，均高于其它泉組，尤其是Cl-和Na++K+含量，明顯高于其它泉組泉水。三川河北岸的寨東泉組和楊家港泉組泉水的離子含量較為接近，含量最高的為HCO3-，其次為SO42-和Cl-。三川河南岸的上青龍和龍門會泉組泉水離子含量均較小，尤其是龍門泉組，其泉水的TDS含量僅為劉家疙瘩泉組的30%。上青龍泉組泉水的TDS 含量也未達到劉家疙瘩泉組的一半。因此，以三川河為界，南岸和北岸各泉組泉水的離子含量具有較大差異，總體上北岸高于南岸。

圖3 各泉組泉水離子含量對比

（三）環(huán)境同位素特征

由于資料所限，本研究僅收集到相對齊全的劉家疙瘩、上青龍和楊家港泉組的δ2H、δ18O、3H、δ13C、和14C 同位素資料，見表1。由表1 可知，各泉組泉水中δ2H、δ18O 和δ13C 差異較小。劉家疙瘩泉組泉水的3H 含量和14C 的表觀年齡與上青龍泉組及楊家港泉組具有較大差異，其3H 含量最小，14C 的表觀年齡最大。根據(jù)梁永平等人的研究，柳林泉各泉組泉水中的δ34S 值也不盡相同。三川河南岸的龍門會和上青龍泉組泉水中的δ34S 值分別為16.5‰ 和17.2‰，而北岸的楊家港和劉家疙瘩分別為20.7‰和21.2‰，北岸明顯大于南岸。

表1 各泉組泉水的同位素特征

四、差異性原因分析

巖溶水水文地球化學特征受區(qū)域氣象水文、地形地貌、地質(zhì)條件及水文地質(zhì)條件的控制。其中水文地質(zhì)條件主要包括巖溶水的賦存條件、補給條件、徑流特征、水動力場等因素。柳林泉各泉組巖溶水所在區(qū)域的氣象水文、地形地貌及地質(zhì)條件類似，因此水文地質(zhì)條件的差異是造成泉水水化學特征差異性的主要因素。下面將從補給來源、補給高程、徑流時間等方面，分別探討各泉組泉水水化學差異性的原因。

（一）補給來源

2H 和18O 是水的固有成分，影響其分餾的通常只有大氣條件（氣溫、氣壓）和大氣過程（蒸發(fā)、凝結(jié)等）。大氣降水或地表水滲入地下后，由于水中的δ2H 和δ18O 在常溫條件下不與圍巖發(fā)生同位素交換反應，故其同位素特征得以很好地保存。因此，地下水中的δ2H 和δ18O 值常被用來示蹤地下水的來源和補給區(qū)域。本研究分別收集到劉家疙瘩泉組、楊家港泉組和上青龍泉組泉水的δ2H 和δ18O 同位素多組資料，其δ2H～δ18O 關(guān)系如圖4 所示。劉家疙瘩泉組的水樣點基本位于當?shù)卮髿饨邓€（LMWL）的兩側(cè)，說明其主要補給來源為大氣降水的入滲補給。楊家港泉組的4 個水樣中，3 個位于大氣降水線（LMWL）附近，2 個靠近蒸發(fā)線（EL）（其中1 個水樣點離兩條線均比較近），說明楊家港泉組泉水的補給來源既有大氣降水的入滲補給，也有地表水的滲漏補給，且應該以大氣降水的入滲補給為主。上青龍泉組4個水樣中，2 個靠近蒸發(fā)線（EL），1 個靠近大氣降水線（LMWL），1 個位于降水線和蒸發(fā)線之間，說明上青龍泉組也同時接受大氣降雨和地表水的雙重補給，但應以地表水的入滲補給為主。因此，從泉水的補給來源來看，三川河北岸的劉家疙瘩和楊家港泉組以大氣降水的入滲補給為主，而上青龍泉組則以地表水的滲漏補給為主。

（二）補給高程及補給區(qū)域劃分

高程效應是大氣降雨中氫氧同位素變化的一個典型特征，即大氣降雨中氫氧同位素含量隨著海拔高程的增加而逐漸降低的現(xiàn)象，是同位素的溫度效應和氣溫的高度效應疊加的結(jié)果。地下水中氫氧同位素在常溫下不與圍巖發(fā)生同位素交換反應，降雨的高度效應在地下水的補給和徑流過程中經(jīng)常得以保存。因此，利用高度效應可以計算地下水的補給高程，劃分其補給區(qū)域，計算公式為：

圖4 巖溶水中的δ2H～δ18O 關(guān)系

式中：H 為地下水的補給區(qū)高程（m）；δS為地下水中δ18O（或δ2H）值（‰）；δP為大氣降水的δ18O（或δ2H）值（‰），采用1986—1988 年觀測值的加權(quán)平均值，即-7.24‰；K 為同位素高度梯度，黃平華等人[11]對山西省南部太行山地區(qū)地下水和泉水的同位素特征研究表明K 約為-0.31‰/100m；h 為雨量站的高程（m）。由于地下水常是某一區(qū)域內(nèi)不同高程補給水的混合水，因此通過公式（1）計算的補給高程表示的是其補給區(qū)域的平均高程。各泉組泉水補給高程的計算結(jié)果見表2。補給高程的計算值在1281～1710m 之間，均在碳酸鹽巖裸露區(qū)海拔高程的變化范圍內(nèi)（1000～1900m），說明計算結(jié)果具有一定的可靠性。劉家疙瘩泉組的平均補給高程最高，為1615m；楊家港泉組的平均補給高程次之，為1538m；上青龍泉組的平均補給高程最低，為1511m。因此，三川河北岸泉組的補給高程略大于南岸泉組。泉域東南部灰?guī)r裸露區(qū)的海拔基本在1500～1900m 之間，中部北川河以東、小東川河以北的灰?guī)r裸露區(qū)的海拔高程在1100～1500m 之間，排泄區(qū)附近的灰?guī)r裸露區(qū)海拔高程基本在1000m 左右[4]。因此，劉家疙瘩及楊家港泉組的補給區(qū)域應主要位于含水系統(tǒng)東南部的灰?guī)r裸露區(qū)；上青龍泉組的主要補給區(qū)域包括系統(tǒng)東南部灰?guī)r裸露區(qū)和中部北川河以東、小東川河以北的灰?guī)r裸露區(qū)。

表2 巖溶水補給高程計算結(jié)果

（三）徑流時間的差異性

地下水滯留時間越長，水巖相互作用時間就越長，水化學及同位素組分也就越復雜；地下水滯留時間越短，則其更新越快，水化學及同位素組分則越簡單。國際上常用14C 同位素計算距今100a～40000a 之間的地下水年齡[4]。14C 的半衰期為5730a。利用14C計算出的地下水年齡實際上是地下水中溶解無機碳的年齡，常常會受到物理、化學作用或生物過程的影響。尤其是在碳酸鹽巖分布區(qū)，由于碳酸鹽巖中的14C 活度為0 pmC，其溶解必然會導致地下水中14C 的活度下降，影響其測年精度，因此必須進行校核[4]。本研究選用交換校正模型（Gonfiantinie 法）進行校核，其校核公式為：

式中：t 為校核后的14C 年齡；T0為14C 實驗室測定年齡，亦稱表觀年齡；AΣC為地下水溶解無機碳的初始14C 濃度；A0—樣品的初始14C 放射性濃度，實際應用時取100%；δ13CΣC為溶解無機碳中13C 濃度；δ13CSO為土壤中13C 濃度，一般取-25‰；εSO-BE為土壤CO2溶解時的分餾系數(shù)；T 為絕對溫度（K）。各泉組校核后的14C 年齡結(jié)果見表1。劉家疙瘩泉組泉水校核后的14C 年齡最大，約為3900a；楊家港泉組次之，約為1290a；上青龍泉組最小，僅為900a。因此，三川河北岸泉組的泉水年齡也普遍大于南岸泉組，北岸的泉水經(jīng)歷的水巖相互作用更為充分。

五、結(jié) 論

在區(qū)域地形地貌、水文氣象、地質(zhì)及水文地質(zhì)條件分析的基礎(chǔ)上，利用水文地球化學理論和環(huán)境同位素示蹤技術(shù)，對造成柳林泉各泉組水化學成分差異的原因進行了初步探索，所取得的主要結(jié)論如下：

1. 三川河南北兩岸各泉組泉水的溫度、泉水的主要陰、陽離子含量、環(huán)境同位素特征等均具有明顯的差異。北岸泉組泉水的水溫、水化學組分含量總體上大于南岸泉組。

2. 從泉水的補給來源來看，三川河北岸的劉家疙瘩和楊家港泉組以大氣降水的入滲補給為主，而南岸的上青龍泉組則以地表水的滲漏補給為主。從泉水的補給區(qū)域來看，劉家疙瘩及楊家港泉組的補給區(qū)域主要位于含水系統(tǒng)東南部的灰?guī)r裸露區(qū)，而上青龍泉組的主要補給區(qū)域包括系統(tǒng)東南部灰?guī)r裸露區(qū)和中部北川河以東、小東川河以北的灰?guī)r裸露區(qū)。三川河北岸泉組的泉水年齡普遍大于南岸泉組，北岸的泉水經(jīng)歷的水巖相互作用更為充分。