柳林泉各泉组水化学成分的差异性研究

连泽俭，臧红飞，马宗凯

一、引 言

岩溶地下水是柳林泉域生活、生产和生态用水的主要供水水源之一[1]。泉域岩溶地下水的集中排泄点——柳林泉出露于柳林县城以东约1km 的三川河河道中，呈泉群散状出流。柳林泉主要由位于三川河北岸的寨东铁厂泉组、杨家港泉组、刘家疙瘩泉组和位于三川河南岸的龙门会泉组、上青龙泉组等组成[1]。尽管各泉组出露地点非常接近，但泉水的物理、化学特征却有较大差异。因此，研究各泉组水化学特征的差异性对于理解区域岩溶地下水的循环机理、合理开发利用和保护岩溶地下水资源具有重要意义。

前人对柳林泉域的研究主要以整个岩溶水系统为研究对象，探索岩溶水系统的结构[2]、水动力[3]和水化学特征[4-10]，而针对柳林泉泉水化学特征差异性的研究成果较少。水文地球化学理论及环境同位素示踪技术的应用为研究水化学特征差异性、分析其影响因素提供了强有力的工具。本文在系统分析区域气象水文、地形地貌、地质及水文地质条件的基础上，利用水文地球化学理论和环境同位素示踪技术，研究了柳林泉不同泉组岩溶水化学特征的差异性，并对其原因进行了分析。

二、柳林泉域概况

柳林泉岩溶水系统地处山西省西部、吕梁山脉与黄土高原的交汇地带，总面积6080.54km2（见图1）。泉域内属典型的暖温带干旱、半干旱大陆性季风气候，多年平均气温9.2℃，无霜期150～200 天。区内降雨量分布规律大致由东部向西部随地面高程降低而减小，基岩山区大于黄土丘陵区。区内多年平均降雨量507.6mm，年最大降雨量744.8mm（1985年），年最小降雨量245.5mm（1999 年）。区内降雨多集中在7、8、9 三个月，约占全年总降雨量的66.4%。多年平均水面蒸发量1185.9mm，为降雨量的2.3倍。与柳林泉岩溶地下水系统联系密切的河流主要为三川河及其支流北川河、东川河和南川河[4]。岩溶水系统的含水层主要包括下古生界中奥陶统上、下马家沟组及峰峰组含水层和中寒武统张夏组含水层。泉域总体上为一向西倾斜的单斜构造，倾角变化在2°～8°之间，在大的单斜构造内又发育次一级规模不等的褶皱和断裂。这些褶皱和断裂构造对岩溶水的运动具有控制作用[4]。

岩溶水系统的补给来源包括降水入渗补给和河道渗漏补给，排泄途径包括泉水出流和岩溶水开采。岩溶地下水的总体径流方向与碳酸岩盐含水层的总体倾向一致。岩溶水沿岩溶裂隙由北、东、南三个方向向柳林县城一带的三川河河谷汇集，并在刘家疙瘩一带由于上覆近南北走向的石炭、二叠系隔水顶板出露及三川河侵蚀切割揭露岩溶含水层顶板，使得岩溶水在奥陶系峰峰组与石炭系本溪组接触面处溢出形成柳林泉，属于侵蚀阻溢泉。柳林泉泉口有大小泉眼一百多个，呈群泉散状出流，主要包括出露于三川河南岸的龙门会泉组、上青龙泉组和出露于三川河北岸的寨东泉组、杨家港泉组和刘家疙瘩泉组。泉口出露高程794～803m，多年平均泉流量2.20m3/s[4]。

图1 柳林泉域水文地质略图

三、各泉组水化学特征差异性

（一）温度

柳林泉各个泉口岩溶水温度的年平均变化较小，而年内变化则有所差异。根据前人于1989 年9月～1990 年8月对柳林泉泉口四个泉组岩溶水温度观测资料（图2），刘家圪塔泉组的泉水年内温度变化较小，稳定在21℃左右；上青龙泉组和寨东泉组的泉水年内温度变化较大，尤其是寨东泉组，年内月平均最大温差达5℃。上青龙泉组和寨东泉组，在每年的11月～次年2月，泉水温度较低，分别为16℃和15.1℃；6月～9月，泉水温度较高，分别达到19℃和21℃；而出露于三川河北岸的杨家港泉组则与之相反，6月～9月泉水温度相对较低，11月～次年2月泉水温度则相对较高，这也反映出各泉组岩溶水所经历的水文地质过程的差异性。

（二）水化学特征

图2 柳林泉各泉口年内温度变化曲线

利用收集到的1995 年各泉组泉水离子含量资料，分析对比了三川河南北两岸各泉组泉水的离子含量的差异性，对比结果见图3。由图3 可知，各泉组中泉水的离子含量最高的是位于三川河北岸的刘家疙瘩泉组。该泉组泉水中，除HCO3-离子含量小于其它泉组外，其溶解性总固体（TDS）及各主要阴、阳离子含量，如Cl-、Na++K+、Ca2+和Mg2+等，均高于其它泉组，尤其是Cl-和Na++K+含量，明显高于其它泉组泉水。三川河北岸的寨东泉组和杨家港泉组泉水的离子含量较为接近，含量最高的为HCO3-，其次为SO42-和Cl-。三川河南岸的上青龙和龙门会泉组泉水离子含量均较小，尤其是龙门泉组，其泉水的TDS含量仅为刘家疙瘩泉组的30%。上青龙泉组泉水的TDS 含量也未达到刘家疙瘩泉组的一半。因此，以三川河为界，南岸和北岸各泉组泉水的离子含量具有较大差异，总体上北岸高于南岸。

图3 各泉组泉水离子含量对比

（三）环境同位素特征

由于资料所限，本研究仅收集到相对齐全的刘家疙瘩、上青龙和杨家港泉组的δ2H、δ18O、3H、δ13C、和14C 同位素资料，见表1。由表1 可知，各泉组泉水中δ2H、δ18O 和δ13C 差异较小。刘家疙瘩泉组泉水的3H 含量和14C 的表观年龄与上青龙泉组及杨家港泉组具有较大差异，其3H 含量最小，14C 的表观年龄最大。根据梁永平等人的研究，柳林泉各泉组泉水中的δ34S 值也不尽相同。三川河南岸的龙门会和上青龙泉组泉水中的δ34S 值分别为16.5‰ 和17.2‰，而北岸的杨家港和刘家疙瘩分别为20.7‰和21.2‰，北岸明显大于南岸。

表1 各泉组泉水的同位素特征

四、差异性原因分析

岩溶水水文地球化学特征受区域气象水文、地形地貌、地质条件及水文地质条件的控制。其中水文地质条件主要包括岩溶水的赋存条件、补给条件、径流特征、水动力场等因素。柳林泉各泉组岩溶水所在区域的气象水文、地形地貌及地质条件类似，因此水文地质条件的差异是造成泉水水化学特征差异性的主要因素。下面将从补给来源、补给高程、径流时间等方面，分别探讨各泉组泉水水化学差异性的原因。

（一）补给来源

2H 和18O 是水的固有成分，影响其分馏的通常只有大气条件（气温、气压）和大气过程（蒸发、凝结等）。大气降水或地表水渗入地下后，由于水中的δ2H 和δ18O 在常温条件下不与围岩发生同位素交换反应，故其同位素特征得以很好地保存。因此，地下水中的δ2H 和δ18O 值常被用来示踪地下水的来源和补给区域。本研究分别收集到刘家疙瘩泉组、杨家港泉组和上青龙泉组泉水的δ2H 和δ18O 同位素多组资料，其δ2H～δ18O 关系如图4 所示。刘家疙瘩泉组的水样点基本位于当地大气降水线（LMWL）的两侧，说明其主要补给来源为大气降水的入渗补给。杨家港泉组的4 个水样中，3 个位于大气降水线（LMWL）附近，2 个靠近蒸发线（EL）（其中1 个水样点离两条线均比较近），说明杨家港泉组泉水的补给来源既有大气降水的入渗补给，也有地表水的渗漏补给，且应该以大气降水的入渗补给为主。上青龙泉组4个水样中，2 个靠近蒸发线（EL），1 个靠近大气降水线（LMWL），1 个位于降水线和蒸发线之间，说明上青龙泉组也同时接受大气降雨和地表水的双重补给，但应以地表水的入渗补给为主。因此，从泉水的补给来源来看，三川河北岸的刘家疙瘩和杨家港泉组以大气降水的入渗补给为主，而上青龙泉组则以地表水的渗漏补给为主。

（二）补给高程及补给区域划分

高程效应是大气降雨中氢氧同位素变化的一个典型特征，即大气降雨中氢氧同位素含量随着海拔高程的增加而逐渐降低的现象，是同位素的温度效应和气温的高度效应叠加的结果。地下水中氢氧同位素在常温下不与围岩发生同位素交换反应，降雨的高度效应在地下水的补给和径流过程中经常得以保存。因此，利用高度效应可以计算地下水的补给高程，划分其补给区域，计算公式为：

图4 岩溶水中的δ2H～δ18O 关系

式中：H 为地下水的补给区高程（m）；δS为地下水中δ18O（或δ2H）值（‰）；δP为大气降水的δ18O（或δ2H）值（‰），采用1986—1988 年观测值的加权平均值，即-7.24‰；K 为同位素高度梯度，黄平华等人[11]对山西省南部太行山地区地下水和泉水的同位素特征研究表明K 约为-0.31‰/100m；h 为雨量站的高程（m）。由于地下水常是某一区域内不同高程补给水的混合水，因此通过公式（1）计算的补给高程表示的是其补给区域的平均高程。各泉组泉水补给高程的计算结果见表2。补给高程的计算值在1281～1710m 之间，均在碳酸盐岩裸露区海拔高程的变化范围内（1000～1900m），说明计算结果具有一定的可靠性。刘家疙瘩泉组的平均补给高程最高，为1615m；杨家港泉组的平均补给高程次之，为1538m；上青龙泉组的平均补给高程最低，为1511m。因此，三川河北岸泉组的补给高程略大于南岸泉组。泉域东南部灰岩裸露区的海拔基本在1500～1900m 之间，中部北川河以东、小东川河以北的灰岩裸露区的海拔高程在1100～1500m 之间，排泄区附近的灰岩裸露区海拔高程基本在1000m 左右[4]。因此，刘家疙瘩及杨家港泉组的补给区域应主要位于含水系统东南部的灰岩裸露区；上青龙泉组的主要补给区域包括系统东南部灰岩裸露区和中部北川河以东、小东川河以北的灰岩裸露区。

表2 岩溶水补给高程计算结果

（三）径流时间的差异性

地下水滞留时间越长，水岩相互作用时间就越长，水化学及同位素组分也就越复杂；地下水滞留时间越短，则其更新越快，水化学及同位素组分则越简单。国际上常用14C 同位素计算距今100a～40000a 之间的地下水年龄[4]。14C 的半衰期为5730a。利用14C计算出的地下水年龄实际上是地下水中溶解无机碳的年龄，常常会受到物理、化学作用或生物过程的影响。尤其是在碳酸盐岩分布区，由于碳酸盐岩中的14C 活度为0 pmC，其溶解必然会导致地下水中14C 的活度下降，影响其测年精度，因此必须进行校核[4]。本研究选用交换校正模型（Gonfiantinie 法）进行校核，其校核公式为：

式中：t 为校核后的14C 年龄；T0为14C 实验室测定年龄，亦称表观年龄；AΣC为地下水溶解无机碳的初始14C 浓度；A0—样品的初始14C 放射性浓度，实际应用时取100%；δ13CΣC为溶解无机碳中13C 浓度；δ13CSO为土壤中13C 浓度，一般取-25‰；εSO-BE为土壤CO2溶解时的分馏系数；T 为绝对温度（K）。各泉组校核后的14C 年龄结果见表1。刘家疙瘩泉组泉水校核后的14C 年龄最大，约为3900a；杨家港泉组次之，约为1290a；上青龙泉组最小，仅为900a。因此，三川河北岸泉组的泉水年龄也普遍大于南岸泉组，北岸的泉水经历的水岩相互作用更为充分。

五、结 论

在区域地形地貌、水文气象、地质及水文地质条件分析的基础上，利用水文地球化学理论和环境同位素示踪技术，对造成柳林泉各泉组水化学成分差异的原因进行了初步探索，所取得的主要结论如下：

1. 三川河南北两岸各泉组泉水的温度、泉水的主要阴、阳离子含量、环境同位素特征等均具有明显的差异。北岸泉组泉水的水温、水化学组分含量总体上大于南岸泉组。

2. 从泉水的补给来源来看，三川河北岸的刘家疙瘩和杨家港泉组以大气降水的入渗补给为主，而南岸的上青龙泉组则以地表水的渗漏补给为主。从泉水的补给区域来看，刘家疙瘩及杨家港泉组的补给区域主要位于含水系统东南部的灰岩裸露区，而上青龙泉组的主要补给区域包括系统东南部灰岩裸露区和中部北川河以东、小东川河以北的灰岩裸露区。三川河北岸泉组的泉水年龄普遍大于南岸泉组，北岸的泉水经历的水岩相互作用更为充分。