張文卿，陳建生，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)土木與交通學(xué)院，江蘇 南京 210098)

大布蘇湖岸泥林地下潛流破壞成因

張文卿1，陳建生2，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)土木與交通學(xué)院，江蘇 南京 210098)

針對大布蘇湖東岸發(fā)生的土體坍塌與泥林的成因，開展地下潛流來源及破壞機(jī)制研究。結(jié)果表明：土壤中上層大于下層的鹽分分布排除了降水入滲補(bǔ)給地下水的可能性；同位素分析結(jié)果證實，大布蘇湖水來自于地下水的補(bǔ)給，地下潛流來自于周邊河流的滲漏。滲漏水通過黃土層下伏的粉砂層向大布蘇湖中排泄，這成為泥林不斷擴(kuò)張的原因之一：粉砂層之上黃土中的風(fēng)塵顆粒不斷地被潛流帶到湖泊，在黃土層下部形成孔洞，逐漸發(fā)展并最終形成塌陷。此外，凍融作用也進(jìn)一步加劇了滲透破壞程度。地下潛流、細(xì)顆粒流失與凍融作用是造成土體破壞的主要原因，防止細(xì)顆粒流失與凍融作用發(fā)生是預(yù)防土體進(jìn)一步破壞的關(guān)鍵因素。

大布蘇湖；泥林；潛流；凍融作用；黃土

1 研究區(qū)域概況

大布蘇湖岸泥林“狼牙壩”( E126°36′～123°42′,W44°45′～44°50′)位于松嫩平原西部沖積湖積平原最低處，吉林省乾安縣境內(nèi)，湖泊東部高程150～160 m，湖泊西部高程140～150 m。松嫩平原西部湖泊、泡沼較多，面積在6 km2以上的湖泊有近700個，大布蘇湖是其中具有代表性的面積較大的內(nèi)陸湖泊。大布蘇流域平均氣溫4.6 ℃，1月平均氣溫最低(-14.8 ℃)，7月平均氣溫最高(24.9 ℃)。年平均降雨量400 mm左右，降水主要受太平洋季風(fēng)控制，6、7、8這3個月降水量占全年總降水量的70%以上。大布蘇湖接受大氣降水、坡面徑流與地下潛流的共同補(bǔ)給，流域的匯水面積近230 km2，湖盆面積約為81 km2。大布蘇湖西部有沖溝10條，東部有沖溝4條，泉水形成的溪流常年補(bǔ)給湖泊。大布蘇湖盆的地貌特征劃分為3個單元：二級階地，即與分布廣泛的沖積湖積平原連為一體；湖濱一級階地，沿湖盆周邊分布，東部與北部比較明顯；湖漫灘，東部與北部比較明顯[1]。

大約在2萬年前，大布蘇在新構(gòu)造運動的作用下發(fā)生了斷裂活動，大布蘇發(fā)生斷陷，地面逐漸上升，湖水加深和擴(kuò)大。距今約1萬年，地面再次上升，干旱造成湖泊水位下降，湖岸受到劇烈的侵蝕與潛蝕形成了泥林地質(zhì)地貌，如圖1所示。大布蘇泥林與狼牙棒地貌主要分布在湖泊東岸，這種特殊的地質(zhì)地貌景觀的形成是新構(gòu)造運動、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[1]。大布蘇流域沒有穩(wěn)定的河流，在靠近湖岸及湖底有深層承壓水上涌形成的上升泉，濕地沼澤(俗稱大醬缸)地區(qū)也接受承壓水補(bǔ)給，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。泥林與狼牙棒構(gòu)造主要發(fā)育在湖東岸的坡洪積臺上(圖2)，洪積臺高程約160 m，由顧?quán)l(xiāng)屯組河湖相地層和其上覆的黃土組成[2]。大布蘇泥林與狼牙棒地貌的形成來自于潛流的侵蝕破壞。在地下水潛流的侵蝕作用下，在土層中形成了空洞，在重力作用下，孔洞頂部土層塌落，形成了落水洞(圖1(b))，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”地貌[3](圖1(c))。

(a)黃土坍塌 (b)塌坑

(c)泉水 (d)自流井圖1 大布蘇泥林黃土塌陷地貌與地下水出溢Fig.1 Loess landslide and groundwater spillover in mud forest along bank of Dabusu Lake

2 大布蘇地下水同位素分析

迄今為止，對于潛流形成的原因都是基于概念模型，降水是否能通過黃土裂隙入滲到地下水中形成潛流，并沒有相應(yīng)的地球化學(xué)證據(jù)。為了了解湖區(qū)的泉水、湖水與地下水、降水之間的關(guān)系，對大布蘇湖岸的21個井水樣、7個泉水樣、5個湖水樣進(jìn)行了氘氧同位素與水化學(xué)分析，采樣點分布見圖2(a)。

(a)采樣點分布

(b)大布蘇地下水位分布(A-A′剖面)圖2 大布蘇湖岸泥林地貌采樣點及地下水位分布Fig.2 Distributions of sampling points and groundwater level in mud forest along bank of Dabusu Lake

根據(jù)國際原子能機(jī)構(gòu)網(wǎng)站提供的大氣降水氫氧同位素數(shù)據(jù)，得出北方地區(qū)降水的δ18O 和δD多年加權(quán)平均值分別為：銀川 -0.661%、-4．38%; 平?jīng)?-0.667%、-4.87%; 西安 -0．75%、-5．07%; 鄭州-0．713%、-5.2%; 包頭 -0．765%、-5.33%; 石家莊 -0.782%、 -5.34%; 太原 -0.725%、-5.12%。綜合分析影響大氣降水同位素組成的各種因素，大布蘇地區(qū)降水的同位素組成應(yīng)分散落在這7個點的四周[4]。實測的大布蘇井水與泉水中的氘氧同位素與北方降水的多年平均值存在較為明顯的差異(見圖3)，地下水中的氘氧同位素明顯貧化，與周邊河水的同位素落在相同的區(qū)域。長白山區(qū)的泉水與河水同位素非常貧化[5]，通過對比分析可以看出，長白山區(qū)的泉水的氘氧同位素關(guān)系與西藏羌塘盆地的泉水落在相同的區(qū)域[6]。長白山天池接受地下水補(bǔ)給，天池的水位高程為2 189.7 m，補(bǔ)給源區(qū)的高程必須高于天池水位，通過對比分析可知，西藏羌塘盆地是唯一能夠滿足所有條件的補(bǔ)給源區(qū)[7-8]。

圖3 大布蘇泉水、井水的δD～δ18O關(guān)系Fig.3 Relationship between δD and δ18O of spring water and well water in Dabusu Lake

發(fā)源于長白山的松花江等河水自上游到下游，江水中的氘氧同位素關(guān)系點沿著全球雨水線(GMWL)不斷富集，這表明江水接受兩岸的降水補(bǔ)給。松花江中游氘氧關(guān)系逐漸偏離了GMWL，而且沿著蒸發(fā)線(EL)分布，河水中的氘氧同位素越靠近下游越富集，表明水體受到了蒸發(fā)作用。大布蘇湖岸的地下水的氘氧關(guān)系點都沿著EL分布，與當(dāng)?shù)亟邓嬖诿黠@的差異，據(jù)此推斷，補(bǔ)給大布蘇的地下水應(yīng)該是來自于周邊河流的滲漏，河床底部的粉砂層的滲透性較強(qiáng)，河水通過粉砂層向松嫩平原地勢最低的大布蘇湖排泄，所以，大布蘇湖周邊河流的滲漏水是大布蘇湖水的主要補(bǔ)給源[9]。

3 黃土狀亞砂土降水入滲試驗

大布蘇泥林與地下潛流有關(guān)，但是形成潛流的原因存在爭議。第一種觀點認(rèn)為，地下水潛流來自于降水入滲，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[3]。第二種觀點認(rèn)為，大布蘇地區(qū)的降水沒有補(bǔ)給到黃土中，潛流地下水來自于松花江等周邊河流的滲漏[9]。

由于大布蘇湖岸泥林遭受的破壞主要來自于地下潛流，只有調(diào)查清楚潛流產(chǎn)生的原因才可能制定出科學(xué)合理的工程防治措施。所以，通過開展相關(guān)的降水入滲模擬試驗?zāi)軌蝌炞C上述兩種觀點的正確性。大布蘇湖岸地表覆蓋了一層黃土狀亞砂土，粒徑主要集中在0.005～0.075 mm的粉粒范圍內(nèi)[10]，經(jīng)過對比可知，該土層符合風(fēng)積黃土的特征[11]。覆蓋在表層的黃土厚度在2～18 m之間，黃土下部為滲透性能較好的粉細(xì)砂，單層厚度2～22 m[11]。

大布蘇湖岸地表下1 m的2個黃土剖面不同深度可溶性鹽含量在0.2%～0.6%之間[10]，如圖4(a)所示。圖4(b)是鄂爾多斯烏海地區(qū)黃土剖面中進(jìn)行的降水模擬試驗結(jié)果。模擬試驗地層與大布蘇相同，都是典型的黃土狀亞沙土[12]，在相距10 m遠(yuǎn)的區(qū)域選擇了2個模擬降水試驗點，模擬降水面積為100 cm×100 cm，分別向2個試驗區(qū)注入175 L水。在注水1 d和4 d后分別開挖剖面，采樣分析土壤中的鹽分隨深度的變化，模擬降水1 d與4 d后土壤中的鹽含量分布(圖2(b))，土壤上層的可溶性鹽溶解后隨著降水遷移到60～70 cm深度，而通過含水量測定發(fā)現(xiàn)，模擬降水的最大入滲深度僅為70 cm，在黃土中并沒有發(fā)現(xiàn)明顯的導(dǎo)水裂隙。這意味著，重力水在土壤中入滲速度較快，24 h后重力水運動基本上就停止了。

(a)大布蘇黃土可溶性鹽含量 (b)現(xiàn)場試驗條件下鹽含量分布 (c)大布蘇湖岸黃土可溶性鹽含量圖4 黃土中可溶性鹽隨深度分布及降水對黃土鹽含量的影響Fig.4 Variation of soluble salt in loess with depth and effect of precipitation on salinity in loess

降水入滲土壤后被土壤顆粒表面的電荷所吸引，成為薄膜水層，只有當(dāng)薄膜水層足夠厚，才可能脫離土顆粒表面電場的吸引，成為自由的重力水，也就是說，只有當(dāng)土壤含水率達(dá)到最大田間持水率后，土壤水才繼續(xù)向深部流動[13-14]。降水被土顆粒(鹽顆粒)吸附后，土壤中的可溶性鹽被溶解，當(dāng)土壤含水率達(dá)到最大田間持水率后，降水才能繼續(xù)向下運動，上層土壤中的可溶性鹽隨著降水一同向下運動，造成鹽含量峰值下移，如圖4(b)所示。模擬降水試驗表明，降水入滲地下水后，土壤中鹽含量的分布為上層低而下層高。

事實上，大布蘇湖岸黃土中的鹽含量分布與圖4(b)的分布趨勢完全不同，呈現(xiàn)出了上部鹽含量高而下部低的特征，表層附近的鹽含量達(dá)到0.51%，而深部接近地下水位的鹽含量僅為0.07%[3](圖4(c))。如果地下水來自于降水入滲補(bǔ)給，那么土壤中的鹽分分布應(yīng)該是上部低而下部高，而且鹽溶入水中后，地下水應(yīng)該呈現(xiàn)出高鹽度。大布蘇湖周邊井水的鹽含量一般小于1 g/L，個別井水的TDS大于1 g/L，但小于2.1 g/L。由于土壤的含水率小于或等于20%，按照含水率20%計算，每1 kg土壤中有0.2 kg水，每1 kg土壤中的鹽含量在0.7～6 g之間，于是可得土壤水的鹽含量在3.5～30 g/L之間，由于土壤含水率一般小于20%，所以，土壤水的TDS還應(yīng)該更大一些。顯然，地下水不是來自于降水入滲，地下水中的氘氧同位素分析也得出了相同的結(jié)論[9]。

4 地下潛流形成及大布蘇湖岸崩塌機(jī)制討論

松嫩平原南部地區(qū)自中更新世早期開始接受第四紀(jì)沉積，地表以下為風(fēng)積為主的黃土，黃土層下部為粉細(xì)砂、含礫粗砂與粗砂層，為滲透性較強(qiáng)的透水層。大布蘇湖位于松嫩平原的南部，湖岸地層是由階地平原和坡洪積臺地所構(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[15]。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，又保留了水沖積特征，說明來源于松嫩平原沖積沙經(jīng)風(fēng)力吹揚(yáng)、搬運、堆積而成[16]。大布蘇湖岸土體遭受破壞與它的土體結(jié)構(gòu)有關(guān)。黃土層下伏的含礫粗砂與粗砂層屬于強(qiáng)透水介質(zhì)，河流與水泡子中的水通過這個強(qiáng)透水層實現(xiàn)了互補(bǔ)關(guān)系。

大布蘇流域的淺層地下水位于黃土層之下，含水層為含礫粗砂層與粗砂層，粗砂下部為粉砂層，但在粉砂層下部的沉積層為灰白色高嶺土質(zhì)砂礫巖，上部為黑色厚度不等的淤泥質(zhì)亞黏土，最厚約150 m[17]。大布蘇湖岸黃土與下覆的粉砂都屬于分散性土，這種分散性土被浸水后，土塊發(fā)生水解后混濁，土擴(kuò)散速度快，擴(kuò)散范圍大，水呈霧狀，經(jīng)久不清[10]，分散性土顆粒之間的黏聚力較小，屬于容易發(fā)生管涌與流土破壞的土壤。

大布蘇湖湖岸地區(qū)的生活用水與農(nóng)業(yè)灌溉用水都來自于地下水，鉆孔深度10～180 m，平均井深75 m。采樣時間為2016年7月，此時正值用水高峰期，水位埋深是一年中最低的，采樣期間地下水位埋深3.3～50 m，平均值為24.2 m，井水位分布如圖1所示。由于湖岸土體遭受到的滲透破壞發(fā)生在地下水位以下，所以地下水位埋深越淺，湖岸附近的水力梯度越高，對土體的滲透破壞越大。大布蘇湖周邊的河水是湖水的主要補(bǔ)給源，細(xì)砂層的滲透性較強(qiáng)，地下水流速較大，在湖東岸砂層中分布著諸多的泉水出溢點，在泥林之間的溝底可見流淌的泉水，泉水量的大小與季節(jié)有關(guān)，開春化凍季節(jié)泉水流量達(dá)到最大。

土體在潛流的作用下發(fā)生的滲透破壞形成了泥林，大布蘇泥林的形成與以下因素有關(guān)：(a)特殊的地形地貌，晚更新世的構(gòu)造運動使大布蘇湖演變?yōu)樗赡燮皆０巫畹忘c，湖岸高出湖水位20～30 m；(b)黃土及下覆的粉細(xì)砂都屬于分散性土，土的黏性較低，黃土在受到浸泡后發(fā)生水解并呈現(xiàn)出渾濁態(tài)，懸浮的土顆?？杀凰鲙У胶粗?；(c)湖岸具有較高的地下水位，較高的地下水位使靠近湖岸地區(qū)具有較高的水力梯度，細(xì)砂層上覆的黃土被浸泡在地下水中；(d)黃土下覆地層具有較強(qiáng)的滲透性，強(qiáng)滲透性地層具有較大的流量，分解破壞的土體可以被及時帶走；(e)寒冷的氣候條件產(chǎn)生凍融，靠近湖岸土體顆粒中的水結(jié)冰后體積增加，造成土顆粒之間的距離加大，化凍后土顆粒之間的凝聚力下降，土顆粒在水力梯度作用下可發(fā)生局部脫落。

大布蘇泥林形成機(jī)制討論：大布蘇湖岸冬春季由于抽水量減小、蒸發(fā)量降低、岸坡土體結(jié)冰使孔隙水排泄不暢等原因，周邊的地下水位達(dá)到最高，水位上升到黃土層中(圖1(b))。由于黃土主要來源是風(fēng)塵，顆粒中的黏粒成分較少，屬于分散性土，但是發(fā)生水解后可長時間懸浮在水中，極易被水流帶走。黃土下覆的細(xì)砂層的滲透性較強(qiáng)，地下水的流速較大，泉水的溢出點都在該砂層中，由于靠近湖岸的水力梯度最大，地下水流速最大，水流對上覆黃土的沖刷程度最大。湖岸泉水溢出帶砂層上覆黃土層在冬季將出現(xiàn)凍結(jié)層，由于凍土的凝聚力大幅度增加，結(jié)冰凍土層的強(qiáng)度增加，所以冬季的湖岸土體不可能發(fā)生滲透破壞。

春季隨著溫度的升高，土壤中的冰融化成為水，但由于土顆粒之間的距離已經(jīng)比凍脹發(fā)生之前增大了，土顆粒之間的凝聚力明顯降低了，此時地下水位達(dá)到最高，水力梯度也達(dá)到了最大，靠近湖岸受到凍融影響的土顆粒在水流的沖刷作用下可能脫離土體進(jìn)入水流中呈現(xiàn)渾濁狀，由于渾濁水沉淀的時間較長，水流將懸浮的土顆粒帶到湖中。隨著氣候的轉(zhuǎn)暖，抽水量與蒸發(fā)量增加，湖岸地區(qū)地下水位與水力梯度下降，而且土體發(fā)生了排水固結(jié)，湖岸土體的抗剪強(qiáng)度增加了，于是湖岸的土體遭受潛流的破壞暫時停止。

隨著黃土底部細(xì)顆粒的流失，在黃土與砂層的界面中形成了空穴，土體破壞發(fā)生在黃土的下部，破壞呈現(xiàn)周期性，破壞發(fā)生在土壤化凍的春季。黃土下部的空穴將不斷向縱深與上部發(fā)展，空穴的發(fā)展軌跡與下覆砂層中的流速有關(guān)，空穴將沿著流速最大的地帶向縱深移動，沿著滲透性強(qiáng)的地帶發(fā)展。由于黃土下部的空穴規(guī)模不斷擴(kuò)大，如果空穴可以承受上部的荷載，則空穴上部的土體不會出現(xiàn)崩塌，當(dāng)空穴周邊的土體不能承受上部的荷載，將會產(chǎn)生崩塌，在土層中形成了空洞和落水洞等，隨著塌落的土顆粒不斷地被水流帶走，落水洞的規(guī)模不斷擴(kuò)大，周邊直立的土體也將垮塌，并相連成片。

降水雖然不能通過黃土入滲到地下水中，但是降水形成的地表徑流對湖岸地表土層同樣進(jìn)行風(fēng)化剝蝕，在降水與風(fēng)蝕的作用下，湖岸表層土體在不斷地風(fēng)化剝蝕下形成圓滑的坡面，土體不可能形成陡立的破壞面(圖1(a))。所以，地表徑流對土體的破壞發(fā)生在表層，土體受到風(fēng)化剝蝕后湖岸一般形成了緩坡狀，而潛流對土體的破壞是從黃土的下部向上部發(fā)展，潛流破壞將上覆黃土逐漸掏空形成空穴，空穴不斷發(fā)展擴(kuò)容，最終造成黃土的整體塌陷破壞，形成陡立土體破壞面，陡峭直立的破壞面在雨水沖刷與風(fēng)蝕的共同作用下，表層土顆粒被不斷剝蝕圓滑，直立面逐漸演變成錐形，最終形成了“泥林”與“狼牙壩”地貌。

綜上分析可知，造成大布蘇湖岸土體崩塌的因素有3個：(a)存在地下潛流；(b)土體顆粒流失；(c)凍融作用。要預(yù)防大布蘇湖岸土體的進(jìn)一步破壞，應(yīng)該從上述3點入手。雖然地下潛流是土體破壞的首要因素，但是潛流是補(bǔ)給大布蘇湖的主要補(bǔ)給源，相應(yīng)的工程應(yīng)該放在土體顆粒流失和凍融作用上。由于細(xì)顆粒流失是空穴不斷增大的原因，應(yīng)該防止細(xì)顆粒流失，在泉水溢出地帶修建反濾層。另外，為了防止凍融的發(fā)生，反濾層的厚度應(yīng)該大于土體結(jié)凍的深度，確保粗砂層上覆土體在冬季不結(jié)冰，不發(fā)生凍融。

5 結(jié) 論

a.模擬降水入滲試驗表明，降水入滲補(bǔ)給地下水會把土壤中的鹽帶入地下水中，使土壤的鹽含量下層大上層小。而大布蘇湖岸黃土中上層鹽含量高于下層，并且土壤水的鹽含量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于地下水，這表明當(dāng)?shù)亟邓畬Φ叵滤畮缀鯖]有補(bǔ)給，降水入滲不會對土體產(chǎn)生破壞作用。

b.同位素與水化學(xué)特征表明，大布蘇湖的主要補(bǔ)給源來自于周邊松花江等河流、水泡子的滲漏補(bǔ)給，在河床下部存在透水性較強(qiáng)的砂層，河水通過砂層向大布蘇湖及周邊的水泡子中排泄，成為大布蘇泥湖主要的補(bǔ)給源。

c.地下潛流、土顆粒流失及凍融作用是大布蘇湖岸泥林形成的三大因素，建議在泉水溢出地帶修建反濾層以防止細(xì)顆粒流失，反濾層應(yīng)該具有足夠的厚度以防止凍融發(fā)生。

致謝：在調(diào)查期間曾得到大布蘇國家級自然保護(hù)區(qū)的田野、尹勇前等的大力幫助與支持，在此表示衷心的感謝。

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Destruction causes of subsurface flow in mud forest along bank of Dabusu Lake

ZHANG Wenqing1, CHEN Jiansheng2, XU Yi2

(1.CollegeofEnviromentandResources,JilinUniversity,Changchun130021,China;2.SchoolofCivilandTransportationEngineering,HohaiUniversity,Nanjing211100,China)

To explore the causes for the loess collapse and the mud forest formation in the eastern bank of Dabusu Lake, the source and failure mechanisms for subsurface flow were studied. The results show that, according to the salt content of topsoil larger than that of subsoil, precipitation infiltration cannot recharge the underground water. Isotopic analysis results indicate that Dabusu Lake is mainly recharged by groundwater, and subsurface flow comes from the seepage of surrounding rivers. Leak water of rivers discharges towards Dabusu Lake through the silt layer beneath the loess layer, which is one of the reasons for the development of mud forest. The dust particles of loess above the silt layer are taken into the lake by subsurface flow, forming cavities on the bottom of the loess layer and finally resulting in collapses. Besides, the freeze-thaw action also aggravates the seepage failure. Subsurface flow, fine particle loss, and freeze-thaw action are the main reasons for loess failure, and avoiding fine particle loss, and freeze-thaw action is the key to preventing the development of loess failure.

Dabusu Lake; mud frorest; subsurface flow; Freeze-thaw action; loess

10.3876/j.issn.1000-1980.2017.03.002

2016-11-29

國家自然科學(xué)基金(51578212)；吉林省水利廳原始創(chuàng)新項目(2130331)

張文卿(1964—)，女，吉林長春人，高級工程師，博士，主要從事地下水資源與環(huán)境研究。E-mail：zhangwenqing1966@yahoo.co.jp

陳建生，教授。E-mail：jschen@hhu.edu.cn

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1000-1980(2017)03-0197-07