基于同位素水化学分析的松嫩平原大布苏湖流域地下水补给源研究

张文卿,陈建生,姜淑坤,徐 燚

(1.吉林大学环境与资源学院,吉林 长春 130021; 2.河海大学岩土工程研究所,江苏 南京 210098; 3.吉林省水文水资源局,吉林 长春 130021)



基于同位素水化学分析的松嫩平原大布苏湖流域地下水补给源研究

张文卿1,陈建生2,姜淑坤3,徐 燚2

(1.吉林大学环境与资源学院,吉林 长春 130021; 2.河海大学岩土工程研究所,江苏 南京 210098; 3.吉林省水文水资源局,吉林 长春 130021)

采用同位素与水化学分析方法研究了大布苏湖湖水的补给源,结果表明,大布苏湖水主要来自地下水的补给。大布苏湖水、地下水与松花江中游的江水同位素δ2H-δ18O关系点分布在相同的区域,且受到了一定程度的蒸发。泉水中的氟-砷关系表明,补给湖泊的地下径流主要发生在20～30m的粉细砂层,火山岩风化物细颗粒沉积层构成了主要的透水层,火山岩细颗粒中的砷通过氧化还原反应溶解到地下水中,形成了高砷含水层。据此推断,大布苏湖水来自于松花江等周边河流的渗漏,渗漏水通过黄土层下伏的高砷粉细砂层向大布苏湖中排泄。湖心钙华表明同时存在深层承压水的越流补给。

地下水;同位素分析;水化学分析;氟;砷;补给源;大布苏湖

1 大布苏湖概况与研究背景

大布苏湖是一个封闭的断陷构造,位于松嫩平原南部,泥林位于大布苏湖东侧。大布苏在大地构造上为松嫩盆地中央凹陷的一部分,中新生代以来持续沉降,堆积了巨厚的中新生界沉积而形成的盆地式平原。大布苏湖所在的松嫩湖积平原基底为前侏罗纪的变质岩系,盖层为中新生界沉积,厚达4 000～5 000 m。根据14C定年数据,大布苏湖形成于晚更新世晚期,湖泊形成的早期曾经历了深湖的发育阶段,全新世以来,湖泊发生了两次规模较大的扩张与收缩,形成了两个完整的湖进、湖退沉积旋回。晚全新世以来,湖面明显萎缩,形成了东北地区极为罕见的盐湖[1-4]。

图1 大布苏湖泥林狼牙坝地貌及采样点位置分布

大布苏泥林与狼牙坝地貌主要分布在湖泊东岸,这种特殊的地质地貌景观是新构造运动、地层岩性、地下水、风力及地形等多种地质因素综合作用的结果[4]。大布苏流域没有稳定的河流,在靠近湖岸及湖底有大量的上升泉,泉水汇集形成的溪流以及上升泉成为湖泊的主要补给源。泥林与狼牙坝构造主要发育在湖东岸的坡洪积台上,见图1。洪积台高程约160 m,由顾乡屯组河湖相地层和其上覆的黄土组成[5]。大布苏泥林与狼牙坝地貌的形成来自潜流的侵蚀破坏。在地下水潜流的侵蚀作用下,土层中形成了空洞,在重力作用下,顶部土层塌落,形成了落水洞,随着落水洞的不断垮塌、扩大,相连成片,便形成了大布苏湖东岸“狼牙坝”地形[6]。

但是,关于地下水潜流的形成存在两种不同观点。第一种观点认为,地下水潜流来自降水入渗,降水通过垂直节理入渗,土层中易溶盐含量较高,在土层中发育着垂直节理和大孔隙,土层中的可溶性盐淋溶后使土层中的节理缝隙增大,溶隙在溶蚀作用下形成了溶洞,而溶洞在集水后形成了具有一定能量的潜流[6]。第二种观点认为,地下水可能来自周边松花江等河流的渗漏水,当地的降水几乎对地下水没有补给作用[7]。研究表明,长白山天池及其周边的泉水与河水来自外源水补给,外源水的补给周期约为40 a[8-9]。水量平衡研究证实,研究西藏内流区的河流与湖泊存在渗漏[10-11]。重力卫星研究表明,2003—2009年间,西藏羌塘盆地、长江源头、黄河源头等地区地下水每年增加1.86×1010m3[12],西藏羌塘盆地满足长白山泉水补给源区的条件。

地下潜流产生的原因对于大布苏湖东岸土体垮塌的治理有着重要的意义,并且与治理方案密切相关。笔者通过分析大布苏流域泉水、井水、湖水与降水的δ2H-δ18O关系,结合水化学方法,揭示破坏性潜流产生的原因与补给来源,搞清大布苏流域地下水的补给、径流与排泄方式,旨在为下一步的工程治理提供科学依据。

2 研究区水文地质情况与采样分析

大布苏所在的松嫩平原位于东北地区中西部,位于华夏系第二沉降带,是在中生代断陷盆地的基础上发展起来的冲积和湖积平原,松嫩平原及周边，如五大连池、长白山、大兴安岭等，新生代以来出现过大规模火山活动。松嫩平原总面积1.76×105km2,虽然多年平均降水量只有500多mm,却分布着7 000多个较大的湖泊(水泡子),湖泊总面积2 570 km2,湖泊率达到6%;湿地面积为25 420 km2,湿地率大于20%[13];松嫩平原的森林覆盖率42%左右,耕地面积21 000 km2,是国家大型商品粮和油料基地。降水量相对较少的地区存在大量的水泡子、湿地、森林与耕地,仅蒸散发作用就可消耗掉大部分降水量。

大布苏湖位于松嫩平原的南部,湖岸地层由阶地平原和坡洪积台地构成,阶地平原高程160 m,由河湖相地层和其上覆的黄土状土组成,黄土层为风积土。通过对黄土下伏浅黄色细砂层进行粒度、重矿物和石英砂表面扫描电镜分析,发现细砂既有风成特点,又保留了水冲积特征,说明其来源于松嫩平原冲积沙并经风力吹扬、搬运、堆积而成[14]。碳酸盐沉积以黄土中的碳酸钙结核和钙质菌丝体为主,钙结核直径约1 cm,主要集中在距地表50～250 cm处,黄土底部有钙质菌丝体发育[5]。在湖蚀崖的表面常有一层碳酸钙盐壳披覆,厚度可达3 cm左右,阶地平原的碳酸盐含量在5%左右[15],碳酸钙的沉积与地下水的作用有关[16]。

迄今为止,关于潜流形成原因的探究都是基于概念模型,降水是否能通过黄土裂隙入渗到地下水中形成潜流,目前没有相应的地球化学证据。为了解湖区的泉水、湖水与地下水、降水之间的关系,笔者于2016年9月采集了大布苏流域的地下水与地表水样共计32个,其中井水样21个(W20、W21超出了图1范围),泉水6个,湖水 5个(图1)。

3 氘氧同位素与地球化学分析

大布苏流域位于长春、哈尔滨与齐齐哈尔三地的中部,这3个地区降水同位素的按月加权平均值基本上代表了松嫩平原降水同位素特征。图2中降水同位素数据来自全球大气降水同位素监测网(GNIP)。从氘氧同位素分布情况可以看出,松嫩平原5—10月的降水主要来自太平洋季风,降水同位素较为富集,δ2H与δ18O的加权平均值分别为-73‰与-9.4‰,具有明显的亚洲季风特征,降水量占全年降水总量的88.6%。3—4月与11—12月间的降水受到冬季风与太平洋季风的共同影响,只有1—2月的降水基本上来自冬季风,氘氧同位素较为贫化。冬季风带来的降水量很小,仅占全年降水量的1.4%。大布苏位于松嫩平原南部高程最低处,降水量约400 mm,小于松嫩平原的均值。

图2 松嫩平原按月降水量与δ2H、δ18O同位素加权平均值分布

图3 大布苏湖水、泉水、井水、降水与长白山泉水、河水、北方降水的δ2H-δ18O关系

大布苏湖及其周边河流、泉水、水泡子的δ2H-δ18O关系见图3。大布苏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%,主要降水季节的同位素都落在蒸发线(EL)的上部,EL是通过大布苏湖地表水与地下水的δ2H-δ18O关系点拟合得到的。通过对比分析可以发现,大布苏的泉水、井水与湖水的δ2H-δ18O关系点介于当地降水与长白山泉水之间,表明泉水与井水是外源水与当地降水的混合,并且在入渗之前曾经受到过蒸发。

松花江的源头位于长白山天池,长白山泉水的氘氧同位素比当地降水贫化[17]。通过同位素对比发现,长白山天池泉水的δ2H-δ18O关系点与羌塘盆地泉水的落在了相同的区域[18]。长白山天池接受地下水的补给,天池水位2 189.7 m[19],通过水量平衡关系确认,长白山天池周边2.3万km2地区接受外源水的补给量超过23.25亿m3/a[7],能够完全满足水力梯度、同位素关系、河流湖泊渗漏特征条件的补给源地只有西藏高原的羌塘盆地,而通过锶、氦、氚、碳等同位素对比分析确定地下水的确经历了深循环过程[8]。由于松花江中下游不断接受降水补给,同位素越来越富集,江水受到蒸发后发生了同位素分馏,江水的δ2H-δ18O关系点逐渐偏离全球雨水线(GMWL),并沿着蒸发线EL分布,越靠近松花江的下游,江水受到的蒸发程度越大(图3)。

通过同位素分析发现,大布苏流域井水、泉水与湖水的δ2H-δ18O关系点落在当地降水的下部,见图3。大布苏水体的δ2H-δ18O关系既不同于当地降水,也不同于外源水,显然是外源水与降水混合后又受到了蒸发作用,因而与周边松花江等河水的δ2H-δ18O关系点相同。松花江上游的TDS在36～214 mg/L之间(26个水样),均值85 mg/L;大布苏周边流域井水的TDS在135～631 mg/L之间(10个水样),均值为322 mg/L;大布苏周边流域水泡子中的TDS在172～1 020 mg/L之间(5个水样),均值为555 mg/L。松花江上游水中的盐分最低,井水中的盐分介于河水与水泡子之间。大布苏流域井水TDS在260～153 6mg/L之间(21个水样),均值为518 mg/L;泉水的TDS在357～2 100 mg/L之间(6个水样),均值为926 mg/L;地表水的TDS在1 360～10 470 mg/L之间(5个水样),TDS均值为5 330 mg/L。由此推断,大布苏湖区的地下水来自周边松花江等河流的渗漏补给。

大布苏流域的井水、泉水与湖水中主要的阳离子与阴离子分布可以做出Piper三角图(图4)。从图4可以看到,井水与泉水几乎分布在相同的区域,表明它们的来源相同。湖水的分布范围与井水、泉水并不完全相同,湖水中的氯离子所占的比例分别是井水的3.1倍和泉水的2.2倍,镁与钙离子含量的比例分别是井水的25%与32%,湖水中的碳酸根与硫酸根比例低于井水与泉水,表明湖水中出现了CaCO3、MgCO3与CaSO4等的沉淀。

图4 大布苏流域井水、泉水与湖水的Piper图

大布苏湖及周边地下水与地表水中氟与砷质量浓度较高。前人的研究成果[20]表明,氟与砷主要来自玄武岩等风化物。氟与砷等主要是玄武岩等火山岩风化的产物,火山岩颗粒越细,从火山岩碎屑中溶解出来的氟含量越高。火山岩细颗粒在水流冲刷作用下向湖泊汇聚,这是高氟与砷地区分布在大布苏等水泡子的粉细砂层中的原因。大布苏湖及周边大部分井水与泉水中氟质量浓度超过饮水标准(1 mg/L),21个井水中12个水样超标,6个泉水中有4个水样超标(图1)。松嫩平原地下水中氟与砷浓度的分布具有明显的分带性,即从盆地中心到盆地边缘,从潜水到承压水,氟质量浓度普遍存在着由高变低的规律。

图5 井水、泉水与湖水中的F-As关系

大布苏地下水中的砷富集现象出现在具有特殊地质环境特征的局部地区,超标水样全部处于20～30 m的深度[21]。6个泉水中的砷质量浓度在162.6～5 220 μg/L之间,平均值为2 354 μg/L，远远高于井水中的砷质量浓度均值368 μg/L。显然,泉水流经的含水层应该具有富砷特征。由于砷主要分布在地表以下20～30 m,这表明潜流主要分布在20～30 m的粉砂层中,这个结论与氘氧同位素结果高度一致。井水、泉水与湖水中的氟-砷关系见图5。从图5可以看出,有两个湖水的氟与砷呈正相关,显然是受到蒸发作用的结果。另外有两个湖水的氟-砷关系点表现为高砷低氟,这两个点的湖水显然接受泉水的补给。井水的氟-砷关系没有呈现规律性,这与井的结构有关,深井没有将20～30 m的含水层封堵,造成高砷水进入井中。

4 地下潜流形成机制探讨

图6 大布苏湖岸沟壑、塌坑、雾凇与湖心的钙华

大布苏东岸浅层地下水位基本上保持在150 m高程左右,泥林与狼牙坝的形成是地下潜流造成土体渗透破坏的结果。过去的研究普遍认为,地下潜流的形成源于当地降水[6]。如果浅层地下水源自降水通过黄土入渗,那么黄土中的盐分将被入渗的降水溶解并带到地下水中。研究表明,井水与泉水中的TDS在260～2 100 mg/L之间,均值为609 mg/L。大布苏湖岸非饱和的黄土及沙土中含有大量的盐分,而且盐分的含量自下而上呈线性增加,表层附近的黄土中盐分最高,达到0.51%,地下水位以上的沙层的含盐量为0.07%[6]。表层黄土的含水率大约为10%,土壤水的TDS约为5.1 g/L,比地下水的TDS大了一个数量级。如果地下水潜流来自降水入渗,非饱和土壤中的盐分将被降水带到地下水中,深部非饱和层的含盐量应该大于浅部。如果地下水是降水入渗补给的,应该具有高盐度特征,而且δ2H-δ18O关系应该落在降水蒸发线上,即位于蒸发线EL的上部。

他的这些话我记了一辈子，而且使我领悟到“没有精彩的细节，就不可能有作品的生动。没有恰当的细节，就无法凸显人物的性格。”

开展针对黄土进行的降水入渗试验,发现模拟一次性降水强度150 mm的降水入渗黄土的深度不超过1 m,而且随着降水向下入渗,地层中的盐分也同时向下运动[22]。而水文观测资料显示,松嫩平原单次的最大降水量小于100 mm,所以,降水在大布苏湖岸黄土中的入渗深部不会超过1 m。另外一种观点认为,降水可以通过黄土中的裂隙快速入渗到地下水中。为了验证黄土裂隙的导水性能,独仲德等[23]在非饱和黄土中进行连续降水入渗试验,每天喷淋15 mm水并用塑料布覆盖以防止蒸发,连续喷淋26 d,结果表明,黄土裂隙或大孔隙对下渗水起着阻水作用,模拟降水下渗黄土的深度不超过2 m。显然,黄土中的裂隙不是降水快速入渗地下水的通道。

可见,非饱和黄土中的水分主要来自地下水,地下水通过薄膜水形式向地表运动,并在地表排泄,水分在地表蒸发后,盐分保留在土壤中,越靠近地表,土壤中的含盐量越高[22]。由此可知,大布苏湖岸的降水没有入渗到地下水中,破坏性潜流来自周边河流的渗漏补给。在黄土层之下分布着渗透系数较大的粉细砂层,粉细砂层的分布范围包括周边的松花江等河流,河流的渗漏水通过粉细砂层向低洼的大布苏等水泡子中排泄。

通过δ2H、δ18O与TDS对比分析可知,大布苏湖水的补给源区应该是松花江等河流。河水渗漏到河床下的透水层中形成了地下径流,地下径流补给到很多水泡子中。海拔较高的水泡子可以通过粉细砂层继续向大布苏湖排泄,因为大布苏湖的地表高程在松嫩平原南部是最低的。图6(e)显示在大布苏湖盆边缘打出了自流井。地下水通过潜流补给到大布苏湖后只有通过蒸发进行排泄,湖水蒸发后盐分累积成为盐湖,湖水中钙、镁离子比例降低而氯离子比例升高,表明湖水中有蒸发盐沉淀。大布苏周边的水泡子的水面高程都高于大布苏湖水位,这些湖泊中的TDS一般小于1 g/L,表明这些湖水通过地下潜流向大布苏湖排泄,由于这些湖泊的水可通过地下潜流向大布苏等低洼的湖泊中排泄,所以它们仍然是淡水或微咸水湖泊。大布苏湖泊中出现一些钙华(图6(c)),冬季湖心部分水面没有结冰,冬季湖面的水汽使周边的树木形成了雾凇(图6(d))。

岩性分析证实,碳酸盐中含有白云岩,而白云岩化一般发生在高温条件下[24],白云岩中的镁来自地幔[25],由此推断,大布苏湖心的温泉来自深循环地下水的直接补给[8]。

5 结 论

a. 同位素与水化学特征表明,大布苏湖的主要补给源来自松花江及周边河流、水泡子的渗漏补给,在河床下部存在透水层,河水通过20～30 m粉细砂层向大布苏湖及周边的水泡子中排泄。

b. 当地降水对地下水几乎没有补给,降水入渗不会对土体产生破坏作用,造成大布苏泥林破坏的潜流来自松花江等周边河流的渗漏水。

c. 大布苏湖水同时接受外源地下水补给。大布苏湖泊中心存在碳酸盐,尤其是存在白云岩等碳酸盐。淡水白云岩中的镁可能来自玄武岩,白云岩岩化过程发生在高温下,表明地下水经历了深循环过程。

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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

国家自然科学基金(51578212)；吉林省水利厅原始创新项目(吉林省西北部深循环地下水补给径流排泄量调查研究)

张文卿(1964—),女,副教授，博士,主要从事地下水资源与环境方面的研究。E-mail:zhangwenqing1966@yahoo.co.jp

陈建生,教授,博士生导师。E-mail:jschen@hhu.edu.cn

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1004-6933(2017)01-0009-06

2016-10-31 编辑：彭桃英)