苏北盆地地下水补给源问题讨论

陈建生,马芬艳,张 茜,詹泸成,王 涛

(1.河海大学地球科学与工程学院，江苏 南京 210098; 2.河海大学水利水电学院，江苏 南京 210098;3.河海大学土木与交通学院，江苏 南京 210098)

苏北盆地是全新世以来长江、淮河与黄河及黄海潮流等多种因素综合作用下沉积形成，苏北地区的含水层由潜水与多层承压水构成，潜水层主要由晚更新世及全新世的粉细砂组成，中间夹有弱透水的亚黏土、黏土层，承压水层一般分为4层，承压层之间被亚黏土、黏土等弱透水层隔开。靠近海岸的第一、二承压层受海水入侵影响，溶解总固体(TDS)最高达到25 g/L，远离海岸的承压水基本上都为TDS小于1 g/L的淡水。苏北平原位于长江、淮河等河流的下游，人口众多，地下水是生活用水与农业灌溉用水的重要来源。20世纪70年代以来，由于过度地开采地下水用于农业灌溉，已经造成下水位普遍下降了10～20 m，部分地区形成了漏斗。苏北地区的地表水已经被严重污染，深层承压水水质仍然保持优质，承压地下水能否可持续进行开采利用，是江苏省各级政府所关注的重大问题，所以，有关苏北地区地下水的补给、径流与排泄方式的研究始终受到高度重视。

前人对苏北平原地下水的补给、径流与排泄进行了一些研究，通过氢氧同位素与水化学分析确定地下水的补给源区，并且通过氚与14C确定出承压水的补给周期。对于苏北地区承压地下水的补给、径流与排泄方式存在3种不同的观点：①承压水来自河流的渗漏补给，承压水的补给方式以侧向径流为主，扬州、泰州、靖江、南通与盐城等地区的承压水来自长江的渗漏补给，补给周期为10 000～40 000 a[1-2]；②南通地区第Ⅰ、第Ⅱ承压含水系统地下水同时接受来自侧向地下水和当地局部地下水流的入渗补给。第Ⅲ、第Ⅳ承压含水层水主要来自西部区域地下水的侧向径流补给和越流补给，属于不易更新的水资源[3]；③苏北地区“三沟一河”酒厂酿酒用水都属于火山玄武岩地下水，承压水来自从隐伏火山口上涌的外源水，地下水的补给年龄约为40 a，地下水的径流通道为孔洞型玄武岩，地下水在径流过程中与玄武岩中的硅酸盐矿物发生了水岩反应，形成了富偏硅酸与富锶型地下水[4]。

图1 14C测定苏北泰州、南通一带承压水年龄分布(单位:a)

本文首先对14C定年的适用性问题展开分析，讨论承压水究竟是“古水”还是现代水。根据长期观测得到的长江水及秦淮河水的氢氧同位素关系，判断长江及当地降水对苏北承压水是否存在补给。通过地下水中氚分布及水位变化讨论断裂构造与火山玄武岩地下水对承压水的补给关系。

1 苏北承压水年龄

苏北地下水是否接受现代水补给，关系到该地区水资源可持续发展问题，受到国家及各级政府的高度重视。对苏北地下水补给、径流与排泄问题存在不同的看法。赵琪[1]认为，苏北沿海地区承压地下水的补给源区为长江，长江水渗漏后向北东方向流动，通过侧向补给到承压含水层中，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承压水补给时期在核爆试验(1952年)前，不受现代水补给。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承压水的14C 年龄分别为：9 100～10 400 a、8 400～15 000 a，12 500～30 000 a、16 700～30 000 a，均为古水，接受晚更新世至全新世早期降水补给。南通地区14C定年的错误是显而易见的，因为南通地表以下50 m沉积层形成的年龄距今4 800～15 000 a，大部分Ⅰ承压地层是在距今10 000 a之后开始沉积[5]，由于10 000 a前南通地区Ⅰ承压层还是海水或刚开始沉积，所以，Ⅰ承压层地下水的年龄不可能超过含水层形成的年代。赵琪采用14C测出南通地区Ⅲ、Ⅳ承压水14C年龄自西向东逐渐增大，并认为Ⅲ、Ⅳ承压水的补给区位于研究区西侧，根据区域水文地质条件推测补给区位于扬州—镇江一带，参见图1与图2。李云[2]则认为，扬州、泰州与靖江承压地下水的年龄在5 000～30 000 a之间，参见图1。杨峰田等[6]采用14C测定了盱眙老子山地下水的年龄，也得到地下水为“古水”的结论。

扬州-泰州-靖江一带通过钻孔揭露做出的剖面图参见图2[7]，地表以下5～30 m为潜水层，50～130 m 为Ⅰ承压层。承压层之间存在亚黏土等相对隔水层，相对隔水的亚黏土层厚度不等，有些呈透镜体状，承压水之间并没有完全被隔水层隔断。由于勘查钻孔数量有限，承压层与隔水层之间亚黏土层的厚度及破缺的情况并不是十分清楚，所以，通过地质剖面不可能很清晰地判断地下水的补给、径流与排泄关系。

图2 扬州-泰州-靖江地区水文地质剖面

1.1 地下水中来源

(1)

硅酸盐层中水岩反应的主要矿物为钾长石(KAlSi3O8)与钠长石(NaAlSi3O8)，其化学反应式如下：

(2)

(R表示K、Na)

中国东部受太平洋板块俯冲以及印度-欧亚板块碰撞的远程效应使中国东部形成大量高CO2含量的源区，中国东部松辽、渤海湾、苏北、三水、东海、珠江口、莺歌海等盆地无机 CO2气藏发育广泛，板块俯冲导致大规模岩浆喷发、地热升高，并控制了深大断裂系统，有利于无机CO2运移储集[14]。由于深部的CO2通过断裂构造不断向地表释放，在承压水与潜水中都溶解了大量的来自深部的CdO2，由于深部CdO2中的C是几乎不含14C的“死碳”Cd。“死碳”的混入必然要影响14C定年的精度。

我国目前储量最大的CO2气田位于江苏省泰兴市黄桥镇附近，见图1，现已探明CO2地质储量大约为200×108m3，截至2004年，黄桥CO2气田累计采出量已达4.15×108m3，为目前世界上开发CO2最多的气田[15]。从图1可知，黄桥正好位于14C定年采样的核心区域，显然，前人在应用14C技术定年的研究中都没有考虑深层的CdO2气田的影响。

图3 苏北地区不满足14C定年条件概念示意图

1.2 长江水与河水中浓度

1.3 苏北承压地下水14C定年问题

表1 扬州、泰州、靖江、南通等地区地表水、潜水与承压水中质量浓度及14C所定年龄

(3)

式中：a为14Cao值，表示从地表带入地下水的14C含量；b为14Cac值，为当前地下水中的14C含量。

显然，式(3)是建立在地下水中所有的C都来自地表水的条件之上。但事实上，在中国东部地区，深部存在大量不含14C 的CdO2混入，导致地下水中仍然有大量来自深部的Cd，所以，式(3)的表达应该为

(4)

式中：c为Cao值，是入渗初期地下水中的C量；d为Cd值，是来自深部岩石圈的C量。只有满足：d=0的条件下，式(4)才能变成式(3)。由于地下水中存在深部岩石圈来源的CdO2，所以，通过式(4)计算出的年龄t′是虚假的，即使地下水是现代水，14C没有发生衰变，即14Cao值≈14Cac值，但是根据式(3)仍然可以求出地下水的年龄t′在4 619～5 599 a之间，见表1。深部“死碳”混入地下水，根据式(4)计算出地下水的年龄属于“假年龄”，“死碳”与原始碳的比值与“假年龄”之间的关系见图4，最初地表水带入的Cao值越少，Cd值的影响越大，事实上，深部混入的Cao值(死碳)是无法用模型校正的。根据图4，如果“死碳”的混入量是地表水带入C量的40倍，通过式(3)计算出的地下水“年龄”就可达到3万a，所以，地下水是“古水”的结论不可信。

图4 14C定年得到的“年龄”与“死碳”混入量的关系

1.4 苏北地下水中的氚分析

2008年李云[2]测定了苏北扬靖泰潜水与承压水中的14C与氚，见表2。所有的地下水中都有氚，表明地下水接受现代水的补给。最大的氚值达到22.43TU，该值高出南京地区同期大气降水中的氚值一倍以上，氚值大于降水的值有6个，高氚值显然是来自核试验，对应着1963年的峰值，由此估算地下水的年龄约为40 a。其他承压水的氚值小于6TU，年龄大于40 a。

Vogel[18]认为最初进入地下水的14C在80～90 pMC之间，扬靖泰地区地下水中14C的范围在1.64～57.47 pMC之间，在1.3中分析了“死碳”混入地下水也可造成14C/C计数率下降，在如皋Ⅲ承压水中14C测量值为1.64 pMC，但同时地下水中的氚值达到22.43TU，如果没有“死碳”的混入，不可能出现这种氚值最大而14C值最小的情况[9]。扬靖泰地下水中同时测定到明显的氚与14C低值，矛盾的出现是由于Cd进入到了地下水中。由于氚(3H)是H的同位素，H在水中属于多数元素，由深部带来Hd的量与水中H的相比是很小的量，几乎对氚的测定没有影响。而水中的C属于少量元素，容易受到外来C的影响。14C值/(Cao值+Cd值)比值的减小是由于地下水中混入了Cd的结果，所以，苏北地下水来自“古水”的结论是不可靠的，而氚值是可信的，即承压水接受现代水补给。

表2 扬靖泰地下水中14C及氚值

笔者于2016—2017年在苏北地区分析了42个承压水样和1个河水样中的氚及δD、δ18O、TDS等参数，采样点分布见图5。河水中的氚值8.31 TU，基本上代表了当地降水中的氚值。所有的承压水中都测到了氚，氚值在4.43～6.49 TU之间，平均值为5.5 TU，地下水的年龄比较接近，表明地下水具有集中的补给区与径流通道。结合李云[2]在2008年的分析结果，大部分承压水中的氚值在降低，表明1963年降水中的峰值已经过去了，据此可知，苏北地下水的年龄大约为40 a。

图5 苏北地区新生代火山断裂构造带分布及承压水采样点区域

2 苏北承压水氢氧同位素分析

笔者在2012年8月至2014年12月，每周定期采集长江水与秦淮河水进行氢氧同位素分析，2016—2017年笔者采集了苏北淮安、连云港、宿迁、南京一带地下水及河水样，同位素结果见图6。苏北的河水与承压水中氢氧同位素关系点落在不同的区域，苏北河水中的氢氧同位素关系点落在蒸发线EL上，显示为富集。秦淮河水来自南京周边山区降水，所有的氢氧同位素关系点都分布在EL蒸发线周围，与地下水的同位素关系点存在明显差异，二者之间不存在补给关系。李云[2]进行的硫同位素分析也证实，苏北承压水不是来自于地表水的入渗补给，氢氧同位素与硫同位素的分析结果相一致。

苏北淮安、连云港、宿迁等地地下水的氢氧同位素关系点落在较为集中的范围(图6)，与南京地区的降水加权平均值存在较为明显的差异，显示为贫化性质，表明地下水补给源区的降水同位素具有贫化特征。不同时期的长江水与秦淮河水都分布在较为宽泛的区间。长江水δD变化范围在-68.2‰～-35.7‰ 之间，平均值为-51.5‰，δ18O的变化范围在-9.72‰～-4.73‰之间，平均值为-7.52‰。秦淮河水δD变化范围在-51.6‰～-30.8‰之间，平均值为-40.6‰；δ18O的变化范围在-7.64‰～-3.95‰之间，平均值为-5.66‰。秦淮河的氢氧关系点均值落在当地降水的蒸发线EL上，与地下水差异明显，显然，南京等附近地区的降水不是地下水的补给源。长江水的氢氧关系均值与苏北地下水也存在明显差异，淮安、连云港与宿迁地下水的同位素明显贫化，长江水与秦淮河水都不可能是苏北盆地的补给源。赵琪[1]分析了苏北沿海盐城承压Ⅲ～Ⅳ淡水的氢氧同位素，同位素关系点落在涟水—灌南等区域的上部，部分区域重合(图6)，盐城地下水的补给源与涟水与灌南等地存在一些差异，与长江水也存在明显的差异。

图6 苏北承压水及长江、秦淮河、南京降水氢氧关系点

3 苏北承压水补给源讨论

上述分析表明，苏北盆地的承压水的补给源如果是周边山区的降水或河流的入渗，那么地下水中就不可能测到氚，因为地下水在松散层中的流速非常缓慢，从长江或山区补给到沿海的距离超过300 km，在冲积平原松散层中地下水最大的流速小于1 m/d，补给到沿海地区将超过1 000 a。在苏北盆地承压水中普遍测量到了氚，表明地下水属于40 a左右的现代水。在苏北盆地分布着一些大型的断裂带构造与新生代火山玄武岩(图5)，研究证实，新生代玄武岩地下水非常丰富[19]。

对玄武岩地下水的研究始于20世纪20年代。新生代玄武岩分布在我国东部地区，江苏盱眙、六合等苏北地区都有分布，水质好，富水性强[20]。研究认为，玄武岩地下水是一种新类型的地下水，不属于孔隙水、裂隙水和岩溶水。玄武岩地下水的储水与导水构造以熔岩原生孔洞为主，次生构造裂隙与风化裂隙为辅的熔岩裂隙孔洞水[18]。新近纪期间，南京及苏北地区发生了早晚两期火山岩喷发[21]，扬州、泰州、盐城、涟水等火山玄武岩是同期喷发的，由于喷发发生在海底，所以称为隐伏火山群[22-24]。研究证实，新生代隐伏火山群玄武岩地下水丰富，而且水中的偏硅酸与锶的含量达到了矿泉水标准，矿物质含量极为丰富，是汤沟、高沟等白酒的酿酒用水[5]。位于隐伏火山附近承压水的氢氧同位素关系点分布在相对集中的范围内(图6)，表明地下水的补给源区比较稳定，而且应该来自较为集中的导水通道。据此推断，地下水可能来自隐伏火山群以及导水的断裂构造。郑欣虹等[4]通过对苏北灌南地区的深层地下水分析讨论，发现灌南的隐伏火山玄武岩地下水补给源不是当地降水。灌南与苏北地区的深层地下水在氢氧同位素、氚浓度及水化学特征相似，苏北深层地下水的补给源区可能和灌南一样，位于青藏高原东南及云贵高原一带。

通过对苏北承压地下水的观测发现，除了盐分较高的含水层外，淡水承压水位随时间呈现周期性变化，见图7[24]。如果苏北盆地的承压水是“古水”，地下水被抽取后造成的水位下降不可能在年度内出现回升，因为“古水”的补给速率是非常小的。海安地下水位的年涨落幅度达到5 m，地下水位在短短几个月内就上升了5 m。2010年对Ⅲ承压水实行限制开采以来，南通市与盐城大丰市Ⅲ承压水位已经分别累计上升了7 m和6 m。地下水位的上升表明承压水存在较强的补给，通过对比可知，不同地区的承压水位上升速率存在较大的差异，表明地下水的补给不是通过侧向流，而是通过垂向，补给通道应该位于新生代隐伏火山玄武岩与断裂带中。

(a) 海安市地下水位变化

(b) 盐城大丰市地下水位历时

(c) 南通市Ⅲ承压地下水位历时

(d) 盐城大丰市Ⅲ承压地下水位历时

4 结 论

b． 氢氧同位素关系表明，长江及苏北的河流对承压水不存在补给，苏北地下水可能接受外源区补给，补给区具有同位素贫化的特征，根据全球降水同位素分布特征结合水文地质条件，推断地下水可能来自隐伏火山群以及导水的断裂构造，补给区可能位于青藏高原东南及云贵高原一带。

c． 苏北盆地地下水中普遍测到了氚，根据氚的时空分布特征，确定地下水中氚主要来自人工核试验，据此推测地下水的循环周期大约为40 a。长江与河流的水通过侧向补给到苏北盆地的时间超过1 000 a，地下水的年龄分布不支持地下水来自于河流渗漏侧向补给的观点。

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