鄭欣虹，陳建生

(河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院,江蘇 南京 210098)

根據(jù)區(qū)域地下水循環(huán)理論，湯溝鎮(zhèn)地下水應(yīng)接受其上游洪澤湖、淮河、長江等徑流的補給。水化學(xué)分析表明，洪澤湖、淮河、長江的水質(zhì)都等于或低于Ⅲ類水標(biāo)準(zhǔn)，而湯溝鎮(zhèn)釀酒用地下水達(dá)到國家Ⅰ類水飲用標(biāo)準(zhǔn)，其偏硅酸與鍶含量更達(dá)到了國家礦泉水標(biāo)準(zhǔn)。根據(jù)熱力學(xué)熵增原理，液體的熵SL大于固體的熵SS，即，SL>SS，如果液體中的污染物以固態(tài)形式沉積在含水層中而使水得到凈化，則必須有SL

研究表明，西藏內(nèi)流區(qū)與外流區(qū)包括云貴高原一帶都存在著滲漏。Zhou等[1]通過水量平衡關(guān)系研究發(fā)現(xiàn)，西藏高原的納木錯存在滲漏，滲漏量達(dá)到120～190 m3/s。陳建生等[2-3]通過水量平衡與同位素研究證實了黃河源頭的鄂陵湖與扎陵湖存在滲漏，年滲漏量達(dá)到20億m3；衛(wèi)星遙感證實，西藏內(nèi)流區(qū)的河流存在滲漏[4]；重力衛(wèi)星數(shù)據(jù)分析發(fā)現(xiàn)，2003—2009年，青藏高原及周邊地區(qū)地下水每年增加100多億m3[5]；周建軍等[6]通過水量平衡研究發(fā)現(xiàn)，2003年三峽大壩蓄水以來，長江干流宜昌段的徑流量減少了570億m3；Zhang 等[7]的研究也證實，三峽蓄水后徑流量至少減少了5%，徑流減少的原因可能是滲漏。納木錯下部的高導(dǎo)層沿著嘉黎斷裂帶延伸到了地幔巖石圈100 km以下，電阻率約10～16 Ω·m[8]，表明滲漏水進(jìn)入到了地幔巖石圈，在地幔巖石圈中存在導(dǎo)水通道，上地幔的高導(dǎo)低速層可能就是導(dǎo)水層，滲漏水經(jīng)過深循環(huán)補給到河西走廊、阿拉善、內(nèi)蒙古高原、華北平原、東北平原、蘇北平原等地區(qū)[9]。黃土高原風(fēng)塵堆積與深循環(huán)地下水有關(guān)，上涌的地下水維系了風(fēng)塵顆粒連續(xù)沉積[10]，黃土高原下部的紅土層的形成與Fe2+有關(guān)，最初的深循環(huán)地下水在流經(jīng)地幔時被加熱為超臨界態(tài)水(SCW)，SCW萃取了玄武巖中的鐵成為Fe2+，地下水涌出地表時，F(xiàn)e2+與空氣中的氧發(fā)生氧化反應(yīng)形成了Fe2O3膠膜，鐵質(zhì)膠膜吸附在風(fēng)塵顆粒的表面形成了紅土，深循環(huán)地下水經(jīng)歷了從高溫到低溫的冷卻過程[11]。

1 研究區(qū)概況

灌南縣位于蘇北平原，在亞洲大陸的東部。灌南東部瀕臨黃海，東南部與漣水、響水兩縣相連，西與沭陽縣為鄰，北部是新沂河與灌云縣。在大地構(gòu)造上，灌南縣位于郯廬斷裂帶以東，揚子地臺東部的蘇北凹陷區(qū)，該地主要由北東方向排列的箕狀斷陷組成。蘇北平原為典型的沖洪積平原，新生代以來，由長江、淮河、黃河等帶來的泥沙淤積形成，典型的地層剖面淮安段參見圖1[12]。蘇北淮安到灌南一帶的深井鉆孔一般揭露到白堊紀(jì)粉砂層，黏土層用黏土球進(jìn)行封堵，防止上層的潛水通過井管的間隙進(jìn)入承壓含水層，砂層用花管封堵。

圖1 蘇北沖洪積平原淮安段典型地層剖面

蘇北平原的含水層主要是多孔介質(zhì)，滲透系數(shù)K在0.01～10 m/d之間，地下水的水力梯度J較小，只有0.1%。根據(jù)達(dá)西定律，V=KJ，當(dāng)K取最大值10 m/d，可計算出地下水的側(cè)向補給速度V最大為3.65 m/a。雖然蘇北平原地下水的側(cè)向補給速度較小，但蘇北盆地沖洪積層地下水具有較快的恢復(fù)速度和較大的補給量，是蘇北地區(qū)生活生產(chǎn)用水的主要水源。灌南研究區(qū)地下水的年補給量高達(dá)2 000 m3/a[14]。由于灌南的上游地區(qū)也在開采地下水，考慮到水量的總體平衡與灌南地區(qū)地下水水質(zhì)優(yōu)于上游地區(qū)的事實，推斷蘇北平原的地下水可能還存在其他補給源。

灌南研究區(qū)地貌較為平坦，海拔高度在4～10 m，個別地區(qū)地表高程超過10 m，地貌形態(tài)為沖積平原，研究區(qū)酒廠地層剖面結(jié)構(gòu)參見圖2，鉆孔揭露了3層中細(xì)砂、粉細(xì)砂與粉砂含水層，含水層之間為河湖相的黏土層構(gòu)成隔水構(gòu)造，140 m以下為黏土、粉砂、粉質(zhì)黏土與粉土的互層，透水性能介于亞砂土與粉砂之間。新生代火山噴發(fā)出的玄武巖位于沖洪積層之下。

圖2 灌南研究區(qū)地層剖面示意圖

圖3 灌南縣采樣分布圖

表1 灌南河水同位素與水化學(xué)分析

2 樣品采集與測試

為了研究湯溝鎮(zhèn)及其周邊地區(qū)眾多的地表水、地下水和土壤水資源的補給來源及它們之間的補償關(guān)系，在充分搜集蘇北地區(qū)地質(zhì)及水文地質(zhì)資料的基礎(chǔ)上，筆者于2017年4月赴灌南進(jìn)行了考察并采集了水樣，共采集水樣66個，其中深井水樣46個，淺井水樣10個，河水樣10個，采樣點分布參見圖3。

表2 灌南潛水同位素與水化學(xué)分析

3 灌南地下水同位素地球化學(xué)分析

3.1 同位素特征確定補給源

灌南地區(qū)的地表水、潛水含水層地下水、承壓水、河水以及全國降水的氫氧同位素關(guān)系參見圖4。灌南河水的氫氧同位素關(guān)系點落在蒸發(fā)線EL1上，受到蒸發(fā)而偏離全球雨水線(GMWL)。灌南承壓水中的氫氧同位素點沿著蒸發(fā)線EL2分布，落在相對集中的范圍內(nèi)，表明該區(qū)的承壓水應(yīng)該來自相同的補給源區(qū)，源區(qū)的水在入滲之前受過蒸發(fā)，據(jù)此推斷，深循環(huán)地下水的補給源應(yīng)該是河流或湖泊。根據(jù)全國降水同位素特征可知，與灌南承壓水氫氧同位素相同或相似的地區(qū)有昆明、太原、烏魯木齊、哈爾濱、齊齊哈爾、長春等，由于太原、哈爾濱、齊齊哈爾、長春等地位于中國北方，且地表高程較低，研究發(fā)現(xiàn)這些地區(qū)的地下水接受青藏高原的滲漏補給[9]，它們的滲漏水補給蘇北平原的可能性很小。烏魯木齊位于中國西北，研究發(fā)現(xiàn)，塔里木盆地的湖泊接受來自昆侖山地下水的補給[15]，天山尚且不足以補給塔里木盆地，補給蘇北平原的可能性更小。南京等地區(qū)的降水中的氘比灌南的深井水富集約5‰，也有可能是地下水的補給源，為此，筆者采集并分析了南京地區(qū)的8個河水樣，參見圖4。南京河水的氫氧同位素關(guān)系點落在了GMWL之上，與灌南的河水較為接近，與灌南的地下水存在較大的差異。通過同位素與水文地質(zhì)條件分析可知，灌南深層地下水的補給源區(qū)可能位于青藏高原東南到云貴高原一帶。

灌南承壓水與地表水分布在完全不同的兩個區(qū)域，承壓水的氫氧同位素比河水明顯貧化，灌南及南京地區(qū)的河水與承壓水之間顯然不存在補給關(guān)系。潛水的氫氧同位素關(guān)系點介于河水與承壓水之間，表明潛水含水層既接受地表水的入滲補給，又接受深循環(huán)地下水的越流補給。

通過水位分析發(fā)現(xiàn)，承壓水的水位在地表以下20 m，而潛水含水層水位一般小于10 m，按照水力學(xué)原理，水位高的潛水含水層應(yīng)該補給到水位低的承壓水中。歷史上灌南地區(qū)的承壓水水位是高于地表的，潛水含水層地下水接受承壓水的越流補給，近40年來，由于大量抽取承壓水，造成了承壓水水位大幅度下降，原來的補給、徑流與排泄方式發(fā)生了改變。水位降低后，承壓水已經(jīng)不能繼續(xù)補給潛水含水層，潛水含水層接受地表水的入滲補給，于是，潛水含水層的水成了混合水。由于污染嚴(yán)重的地表水入滲，潛水含水層地下水受到污染，TDS增高，潛水含水層中的地下水既不能作為飲用水源，一般也不能用于灌溉。如果承壓水水位不能恢復(fù)，久而久之，承壓水存在被潛水含水層下滲污染的危險。由于在潛水含水層與承壓水之間存在相對隔水層，潛水含水層中的地下水一般情況下很難入滲到承壓含水層中，除非地層結(jié)構(gòu)遭到鉆孔揭穿、地震變形等破壞。

3.2 地球化學(xué)分析

圖5 灌南承壓水、潛水與地表水的Piper三線圖

4 灌南承壓水補給源討論

河流與承壓含水層是否存在補排關(guān)系，主要取決于水文地質(zhì)條件。通常在平原區(qū)，河水與承壓水之間的補排關(guān)系很弱，多數(shù)是通過潛水含水層與河流發(fā)生水量交換，除非河谷切穿承壓含水層。蘇北平原與灌南地區(qū)的沖洪積層較厚，潛水含水層的厚度超過10 m，河流切穿潛水含水層補給到承壓含水層是很困難的。研究表明，新生代玄武巖地區(qū)存在著一種特殊類型的地下水，玄武巖地下水的補給、徑流與排泄方式完全不同于孔隙水、裂隙水與巖溶水；玄武巖地下水大都屬于HCO3-Mg、HCO3-Ca或HCO3-Na型水，偏硅酸質(zhì)量濃度一般都在25 mg/L以上。新生代玄武巖具有原生孔洞裂隙、熔巖隧道和次生孔洞、孔隙發(fā)育，玄武巖中的氣孔構(gòu)造，顯微孔隙形狀一般為近圓形至不規(guī)則形，通過鏡下觀測，確定90%以上的孔洞、孔隙與微氣孔、微孔隙是相互連通的帶[16]。在大面積新生代玄武巖臺地分布地區(qū)，往往出現(xiàn)較大和特大泉水，泉水在枯水季節(jié)的絕對流量仍然很大[17]。根據(jù)灌南承壓水中偏硅酸高的特征，推斷地下水可能來自玄武巖。

新近紀(jì)期間，南京、盱眙、灌南、漣水地區(qū)發(fā)生了早晚兩期火山巖噴發(fā)，屬于加山—六合火山群，在南京、盱眙等地出露的新生代玄武巖都屬于孔洞型玄武巖，在灌南、高溝一帶噴發(fā)的火山玄武巖與南京、盱眙等地的火山玄武巖都屬于同期噴發(fā)，南京、盱眙玄武巖地區(qū)的地下水豐富，玄武巖孔洞裂隙水被認(rèn)為是主要的儲水與導(dǎo)水介質(zhì)[18]。盱眙東部灌南地區(qū)的火山玄武巖是同期噴發(fā)的，由于噴發(fā)發(fā)生在海底，稱為隱伏火山群，參見圖6[16-17]。隱伏火山群與新生代火山群玄武巖的性質(zhì)是相同的。灌南與高溝地區(qū)的地下水完全符合新生代火山玄武巖地下水的特征，因此認(rèn)為湯溝與高溝釀酒用水應(yīng)該來自于下伏的隱伏火山玄武巖。灌南承壓水的氫氧同位素關(guān)系點分布在很小的范圍內(nèi)，表明地下水的補給源區(qū)在較小的范圍內(nèi)，據(jù)此推斷，地下水可能來自相同的隱伏火山群。從圖6可以看出，湯溝鎮(zhèn)與高溝鎮(zhèn)正好位于隱伏火山之上，故此推斷，灌南與漣水地區(qū)的地下水應(yīng)該來自下覆的隱伏火山群。

圖6 郯廬斷裂帶及東部地區(qū)新生代火山巖分布

根據(jù)降水與河水同位素特征判斷灌南深井水接受外源水補給，根據(jù)降水同位素與水文地質(zhì)條件判斷，地下水的補給源區(qū)可能在青藏高原東南到云貴高原一帶，地表高程在2 000～5 000 m之間，該區(qū)的降水主要來自印度季風(fēng)，具有貧化的同位素特征，與蘇北地區(qū)承壓水氫氧同位素貧化的特點一致；該區(qū)自新生代以來曾經(jīng)有過火山噴發(fā)，在東西方向發(fā)育有大量的褶皺，形成了溝谷地貌，并成為瀾滄江等河流的河道，為滲漏提供了良好的條件。滲漏水通過火山裂谷或斷裂帶入滲到地幔玄武巖孔洞導(dǎo)水層中，經(jīng)過深循環(huán)在蘇北火山巖以及隱伏火山區(qū)排泄，從隱伏火山口涌出的地下水是承壓水的主要補給源，部分地區(qū)深循環(huán)地下水的溫度仍然較高，成為溫泉資源。

灌南縣深井水富含大量對人體有益的礦物質(zhì)與微量元素，其地下水符合Ⅰ類飲用水標(biāo)準(zhǔn)，釀出的白酒品質(zhì)極高。灌南及周邊地區(qū)的地表水已經(jīng)受到了嚴(yán)重的污染，深層承壓水的水質(zhì)與同位素都與地下水存在明顯的差異，由此推斷，深層承壓水可能接受下覆的隱伏火山玄武巖地下水的補給，湯溝酒始終保持著高品質(zhì)的根本原因可能與新生代隱伏火山玄武巖地下水有關(guān)。

5 結(jié) 論

a. 灌南及周邊地區(qū)的地表水已經(jīng)受到較為嚴(yán)重的污染，根據(jù)熵增原理，受到污染的地表水入滲地下后不可能被凈化。根據(jù)氫氧同位素與水文地質(zhì)條件分析推斷，灌南地區(qū)的優(yōu)質(zhì)承壓水接受外源地下水補給，地下水的補給源區(qū)可能位于青藏高原東南到云貴高原一帶。

b. 新生代火山玄武巖地下水屬于一種新型的地下水，地下水在玄武巖孔洞中循環(huán)，新生代玄武巖地下水具有偏硅酸含量高的特征。灌南地區(qū)下覆新生代隱伏玄武巖，地下水含大量有偏硅酸及豐富的礦物質(zhì)。由此推斷玄武巖地下水可能是灌南承壓水的主要補給源。

c. 灌南地區(qū)優(yōu)質(zhì)的承壓水資源在過去幾十年被大量開采，用于農(nóng)業(yè)灌溉與工業(yè)生產(chǎn)。建議對于這種稀缺的礦水泉資源實行保護(hù)性開采利用，停止使用地下水進(jìn)行農(nóng)業(yè)灌溉，優(yōu)質(zhì)的水首先保證居民的飲水，同時發(fā)展釀酒、礦泉水等食品產(chǎn)業(yè)，確實做到優(yōu)水優(yōu)用。

[1] ZHOU Shiqiao，KANG Shichang，CHEN Feng，et al.Water balance observations reveal significant subsurface water seepage from Lake Nam Co，south-central Tibetan Plateau[J].Journal of Hydrology，2013，491(1):89-99.

[2]CHEN Jiansheng，ZHAO Xia，SHENG Xuefen，et al.Formation mechanisms of megadunes and lakes in the Badain Jaran Desert，Inner Mongolia[J].Chinese Science Bulletin，2006，51(24):3026-3034.

[3]陳建生,王慶慶.北方干旱區(qū)地下水補給源問題討論[J].水資源保護(hù),2012,28(3):1-8.(CHEN Jiansheng，WANG Qingqing.A discussion of groundwater recharge sources in arid areas of North China[J].Water Resources Protection，2012,28(3):1-8.(in Chinese))

[4]汪集旸,陳建生,陸寶宏,等.同位素水文學(xué)的若干回顧與展望[J].河海大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版),2015,43(5):406-413.(WANG Jiyang,CHEN Jiansheng,LU Baohong,et al.Review and prospect of isotope hydrology[J].Journal of Hohai University(Natural Sciences)，2015,43(5):406-413.(in Chinese))

[5]XIANG Longwei，WANG Hansheng，STEFFEN H，et al.Groundwater storage changes in the Tibetan Plateau and adjacent areas revealed from GRACE satellite gravity data[J].Earth & Planetary Science Letters，2016，449:228-239.

[6]周建軍,張曼.當(dāng)前長江生態(tài)環(huán)境修復(fù)重點[J].水資源保護(hù),2016,32(6):163,165.(ZHOU Jianjun，ZHANG Man.Key points for ecological rehabilitation of the Yangtze River[J].Water Resources Protection，2016,32(6):163,165.(in Chinese))

[7]ZHANG Qi，LI Ling，WANG Y G，et al.Has the Three-Gorges Dam made the Poyang Lake wetlands wetter and drier?[J].Geophysical Research Letters，2012，39(20):L20402.1-L20402.7.

[8]魏文博,金勝,葉高峰,等.藏北高原地殼及上地幔導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)：超寬頻帶大地電磁測深研究結(jié)果[J].地球物理學(xué)報,2006,49(4):1215-1225.(WEI Wenbo，JIN Sheng，YE Gaofeng，et al.Conductivity structure of crust and upper mantle beneath the northern Tibetan Plateau:results of super-wide band magnetotelluric sounding[J].Chinese Journal of Geophysics，2006,49(4):1215-1225.(in Chinese))

[9]陳建生,江巧寧.地下水深循環(huán)研究進(jìn)展[J].水資源保護(hù),2015,31(6):8-17,66.(CHEN Jiansheng，JIANG Qiaoning.Research progress of ground water deep circulation[J].Water Resources Protection，2015,31(6):8-17,66.(in Chinese))

[10]陳建生,劉震,劉曉艷.深循環(huán)地下水維系黃土高原風(fēng)塵顆粒連續(xù)沉積[J].地質(zhì)學(xué)報,2013,87(2):278-287.(CHEN Jiansheng，LIU Zhen，LIU Xiaoyan.Deep-circulation groundwater maintains continuous deposition of dusty particles in loess plateau[J].Acta Geologica Sinica，2013,87(2):278-287.(in Chinese))

[11]陳建生,王文鳳.深循環(huán)地下水作用下紅土與黃土成因研究[J].水資源保護(hù),2017,33(3):1-7,37.(CHEN Jiansheng，WANG Wenfeng.Study on formation mechanism of laterite and loess soils under action of deep groundwater circulation[J].Water Resources Protection，2017,33(3):1-7,37.(in Chinese))

[12]馮蓉生,林葉青,王九祥,等.淮陰—響水?dāng)嗔鸦窗彩袇^(qū)段定位初探[J].地震學(xué)刊,2002,22(3):30-35.(FENG Rongsheng，LIN Yeqing，WANG Jiuxiang，et al.A preliminary study on the positioning of the segment of the Huaiyin-Xiangshui fault in the urban area of Huai’an City[J].Journal of Seismology，2002,22(3):30-35.(in Chinese))

[13]王藝偉.蘇北沿海地區(qū)區(qū)域地面沉降模擬研究[D].南京：南京大學(xué)，2016.

[14]楊斌.灌南縣水資源環(huán)境現(xiàn)狀及保護(hù)對策的研究[D].南京：南京農(nóng)業(yè)大學(xué)，2005.

[15]CHEN Jiansheng，WANG Chiyuan，TAN Hongbing，et al.New lakes in the Taklamakan Desert[J].Geophysical Research Letters，2012，39(22):22402-22405.

[16]趙大升,肖增岳,王藝芬.郯廬斷裂帶及其鄰近地區(qū)新生代火山巖巖石特征及成因探討[J].地質(zhì)學(xué)報,1983(2):128-141.(ZHAO Dasheng，XIAO Zengyue，WANG Yifen.Petrological characteristics and genesis of the Cenozoic volcanic rocks in Tancheng-Lujiang Fault Belt and the adjacent areas[J].Acta Geologica Sinca,1983(2):128-141.(in Chinese))

[17]郝艷濤,夏群科,MASSIMO C,等.中國東部蘇北盆地巖石圈地幔的巖石學(xué)特征以及與水含量的關(guān)系[C].//中國礦物巖石地球化學(xué)學(xué)會.中國礦物巖石地球化學(xué)學(xué)會第13屆學(xué)術(shù)年會論文集.廣州：中國礦物巖石地球化學(xué)學(xué)會,2011.

[18]高明，華致潔，林玉琴.江蘇省六合、盱眙玄武巖地區(qū)含偏硅酸礦泉水形成的水文地球化學(xué)機(jī)理[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì)，1992(3):43-45.(GAO Ming，HUA Zhijie，LIN Yuqin.Hydro-geochemical mechanism of metasilicate mineral water formation in Liuhe and Xuyi basalt area，Jiangsu Province[J].Hydrogeology & Engineering Geology，1992(3):43-45.(in Chinese))