蘇北平原隱伏玄武巖地下水研究

陳建生，韓莉文，馬芬艷

(1.河海大學地球科學與工程學院，江蘇 南京 210098； 2.河海大學土木與交通學院，江蘇 南京 210098)

蘇北平原靠近海岸線，地勢低平，陸域面積3.25萬km2，海岸線長954 km，地理位置為117.5°E～122°E、32.5°N～35.5°N，按地貌形態可分為石質山地、山前沖積平原、黃泛平原、海積平原、古瀉湖洼地平原和長江三角洲平原[1]。江蘇沿海地區處于北亞熱帶向南暖溫帶過渡區域，屬海洋性氣候，冬季偏干旱，夏季偏濕熱，受季風降水及江淮梅雨影響顯著，年均降水量為900～1 500 mm，南部雨量偏多，年平均氣溫13～15℃[2]。該地區常住人口達到2 000萬，雖然區內地表水資源豐富，河網密布，但地表水污染嚴重，除了長江之外，地表水水質都在Ⅳ類以上，不適合作為飲用水水源。水質性缺水成為制約江蘇沿海地區發展的主要問題。

20世紀50年代，蘇北平原地下水開采井數量極少，主要為供水試點和保留的勘探孔，年開采量不足10萬m3，承壓水呈自流狀態[1]。承壓水在越流向地表補給的過程中大量的鹽分被帶到地表，在沖洪積平原地表沉積形成了鹽堿地，造成玉米、小麥等農作物產量降低[3]。20世紀60年代初，江蘇沿海地區深層水水位僅2 m左右，局部自流。20世紀70年代以后，由于大量抽取地下水，承壓水水位下降，局部地區形成漏斗，而20世紀80年代中后期承壓水水位已下降至40 m左右[4]。大量抽取地下水后含水層的補徑排關系發生了根本的改變，承壓水水位與潛水水位下降的最大幅度分別超過40 m與5 m，含有大量鹽堿及污染物的地表水直接入滲到潛水與承壓水中，大部分潛水已經遭受了來自地表水的污染，而污染正在向承壓水發展[5]。地表水入滲造成鹽堿地消失，農作物產量大幅度提高，但與此同時，地表的鹽分被帶入含水層中污染了地下水[6]。

蘇北平原深層承壓水的來源存在爭議。一種觀點認為，深部承壓水的補給源來自于長江、淮河、沂沭河等河流的側向補給，不同承壓層的補給周期在1.5萬～4萬a之間，下層年齡大于上層[1，7]；第二種觀點認為，淺層和深層地下水都受到當地大氣降水的補給，主要補給來源有大氣降水、河渠入滲、農業灌溉回滲、側向徑流和越流補給，由中西部內陸補給東部沿海，并受到深大斷裂帶的控制[8]，但淺層地下水和深層地下水屬于不同的地下水循環系統；第三種觀點認為，承壓水主要來自于隱伏火山及火山周邊的斷裂帶，屬于新生代玄武巖地下水，玄武巖中的熔巖隧道與孔洞形成導水通道，地下水接受現代降水補給，補給源區為西部高原地區，外源水經歷了跨流域的深循環徑流過程[9-10]。

蘇北平原地下水是當地居民重要的飲用水水源，地下水資源補給、徑流與排泄方式關系到居民生活質量與經濟的可持續發展。本文通過分析蘇北平原及周邊地區的水文地質條件，地表水、地下水中的氫氧同位素、氚及水化學性質，結合水文學、水力學及地質構造，對研究區地下水的補給源進行了深入分析，并根據對研究區發現的優質礦泉水偏硅酸來源的溯源，揭示蘇北平原地下水的補徑排方式。

1 研究區水文地質概況

蘇北平原位于長江三角洲北翼，其南北以蘇南隆起和魯蘇地塊為界，西至郯廬斷裂，東與南黃海南部凹陷相接[11]。新生代海相火山噴發產生的玄武巖覆蓋在沉積層之下[12]，成為隱伏火山區，后因地處下游，河流泥沙淤積形成沖積平原[13]。研究區內斷裂帶發育，分布有響水—淮陰—盱眙斷裂帶，郯廬深大斷裂帶，如東—揚州斷裂和金壇—如皋斷裂等，這些深大斷裂帶控制了第三紀晚期及以后的沉積作用，進而控制了地下水含水系統的分布[14]。地下水含水系統主要以松散巖類孔隙水為主，根據含水層的時代成因、含水介質特征、水力性質、水理性質和地下水循環深度，可將研究區內上新世—第四紀含水系統自上而下劃分為淺層含水系統和深層含水系統。

新生代以來，由長江、淮河、新沂河等帶來的泥沙淤積形成沖積平原。在松散沉積物中賦存了多層咸、淡水體，不同水體和含水層間的水體補排關系十分復雜。由于上游平原的淤積是通過河床與湖泊的淤積實現的，河床淤積呈現條帶狀分布，湖泊沉積表現為透鏡體分布，粗顆粒意味著河流或湖泊中的水流流速較快，構成弱透水層的細顆粒沉積更多發生在湖泊中。研究區河網、斷裂帶及抽水條件下地下水補給關系見圖1。

圖1 研究區河網、斷裂帶及抽水條件下地下水補給關系Fig.1 Relationship between river network, fault zone and groundwater recharge under pumping condition in northern Jiangsu coastal research area

2 樣 品 采 集

采集蘇北平原中淮安和連云港地區的深層地下水，分析了氫氧同位素及偏硅酸、鍶等基本水化學成分并統計了前人在該地區有關地表水和淺層地下水的分析結果、南通地區地下水分析結果以及鹽城等地區的同位素分析成果[1]。采樣點分布見圖2(圖中部分采樣點數據來自于張巖等[15]的研究成果)。

圖2 蘇北平原地貌及深層地下水采樣點分布Fig.2 Distribution of coastal geomorphology and deep groundwater sampling sites in Subei Plain

3 結果與分析

3.1 氫氧同位素特征

鹽城地區承壓水中的氫氧同位素關系點落在相對較為集中的區間，只有少數點落在全球雨水線(GMWL)上或附近，大部分關系點位于GMWL之下，見圖3。蘇北平原河流只有少數點落在河水的蒸發線EL1(δD=4.24δ18O-17.11，R2=0.96)上，淮安和連云港地區承壓水的氫氧同位素關系點均沒有落在GMWL上，地下水可能來自于湖泊或河流的滲漏補給。南通地區的承壓水除個別點外，也都落在GMWL之下，而且離散程度較高。蘇北平原深層承壓水都相對地表水貧化，且大多落于當地蒸發線下方，表明深層承壓水不是當地地表水下滲形成。

圖3 蘇北平原主要補給源區地下水的氫氧同位素關系Fig.3 Deuterium-oxygen isotope relationships of groundwater in the main recharge source areas of Subei Plain

3.2 地下水氚含量特征

對淮安、連云港和南通地區的河水、潛水、承壓水的氫氧同位素與氚進行了測量，共分析了45個氚值，淮安、連云港地區河水中的氚值為8.3 TU，地下水中的氚在6.5 TU與4.4 TU之間，平均值為5.5 TU。此外，收集整理了前人[1,7，16-21]的氚數據用以對比(表1)。揚州、泰州、南通地區潛水與承壓水的氚含量在0.03～23 TU之間，平均值為6.4 TU[21]，其中靖江與南通第Ⅲ承壓含水層水中的氚分別達到了23 TU與22.3 TU。除南通以外其他地區的氚值在深層地下水、淺層地下水和地表水的平均值分別為5.44 TU、6.3 TU、8.3 TU，深層地下水中氚的最大值為6.49 TU，最小值為4.43 TU。

表1 揚州、泰州地區地下水中的氚與14C

3.3 水體中偏硅酸含量分析

水體中離子主要來源于水與巖石礦物的反應，其分布特征反映了一個地區水與地質的相互關系，形象展示了水體的循環過程。蘇北平原河水、潛水與承壓水的偏硅酸箱線圖見圖4。通過對樣品中偏硅酸的檢測與統計分析，發現偏硅酸質量濃度在不同類型水體中的變化較大，在深井中最大，淺井次之，地表水中最小。在不同水體中質量濃度分布較分散，深井中偏硅酸質量濃度平均為62.13 mg/L，變化范圍在35.80～81.56 mg/L之間；淺井中平均為24.65 mg/L，整體質量濃度在5.83～69.77 mg/L之間；地表水偏硅酸平均質量濃度為2.45 mg/L，在0.00～9.03 mg/L范圍內。

圖4 蘇北平原河水、潛水與承壓水的偏硅酸含量Fig.4 Metasilicic acid content of river water, phreatic water and confined water in Subei Plain

4 討 論

4.1 “古水”來源爭議

蘇北平原地下水被確定為1.6萬～4萬a古水的證據來自于14C，利用14C測定地下水年齡需滿足兩個前提條件：一是通過地表水入滲而溶解在水中的含碳化合物隨著水分子同步運動；二是進入地下水的含碳化合物濃度和補給源區是已知的。滿足這兩個條件，14C的測年結果才能相對準確。如果地下水中的CO2與碳酸鹽等進行了水巖相互作用，水巖反應將礦物中的C溶解到地下水中，只有參加水巖反應的CO2是來自于大氣才可能通過13C進行校正。如果CO2來自于地球深部，測年結果就會出現較大的誤差。Vogel[16]認為，最初進入地下水的14C/C計數率在80～90 pMC之間。水中含碳化合物的含量很少，因此，當有未知碳源混入時，14C的定年結果就不再可靠。雖然14C定年方法在國內外考古界的應用取得了很大的成功，但利用該方法測定我國地下水年齡的研究卻存在很大爭議[17-18]。我國北方地區地質構造運動復雜，斷裂帶系統發育，埋藏在地球深部的CO2通過斷裂帶系統排放，并混入地下水系統中，成為地下水的未知碳源。

蘇北平原內存在黃橋、紀一和丁莊垛3個主要的CO2氣田，CO2含量在90%以上[9]。其中黃橋氣田的儲量大約為200億m3，是我國儲量最大、質量最好的CO2氣田[19]。由于西太平洋板塊俯沖插入東亞板塊之下的地幔巖漿中，俯沖板塊中的碳酸鹽巖在高溫下分解出CO2，在中國東部形成了碳庫，碳庫中的CO2通過斷裂帶進入地下水中，如如東—揚州斷裂和金壇—如皋斷裂等，這些深大斷裂帶控制了第三紀晚期及以后的沉積作用。來自碳庫中的CO2幾乎不含14C，見圖5。巖層深部的CO2混入地下水后，總C增加了，14C/C的比值發生了變化，所以，根據14C/C比值計算地下水的年齡嚴重偏大，蘇北平原地下水不符合14C定年條件[20]。

圖5 蘇北平原不滿足14C定年條件概念示意圖Fig.5 Diagram of the concept of not meeting 14C dating conditions in Subei Plain

李云[21]測定了蘇北平原揚靖泰潛水與承壓水中的14C與氚，所有的地下水中都有氚，表明地下水接受現代水的補給，最大的氚值達22.43 TU，高出南京地區同期大氣降水中的氚值1倍以上。蘇北平原地下水氚值大于南京地區降水中的氚值的點有6個，高氚值顯然是來自核試驗，對應1963年的峰值(數據來源于 International Atomic Energy Agency )，由此估算地下水的年齡約為40 a。其他承壓水的氚值小于6 TU，年齡大于40 a。

如皋第Ⅲ承壓含水層水14C/C的計數率為1.64 pMC，氚值為22.43 TU，根據14C與氚得到地下水的年齡分別為4萬a與40 a。由于氚(3H)是H的同位素，H在水中屬于多數元素，由巖層深部帶來的H量與水中H量相比很小，幾乎對氚的測定沒有影響。而水中的C屬于少量元素，容易受到巖層深部CO2的影響。14C/C比值的減小是由于地下水中CO2混入的結果，所以，蘇北平原地下水來自古水的結論是不可靠的，而氚值是可信的，即承壓水接受現代水的補給[10]。

4.2 側向徑流

自20世紀80年代起，隨著社會經濟的快速發展，蘇北平原對水資源的需求量與日俱增。由于沿海地區位于河網的末端，工業廢水、化肥、農藥與生活污水等排泄到河流中，大部分河水屬于不能用的劣Ⅴ類水，深層承壓水成為蘇北平原的主要水資源。大量開采深層承壓水已經形成了水位降落漏斗，并引起地面沉降[20]。2005年以來，蘇北平原深層承壓水的開采量逐年減少，從2005年的2.03億m3減少至2013年的1.56億m3左右[22]。限采措施實施后，各承壓層的水位出現了不同程度的上升并趨于穩定，表明地下水存在現代水的補給。

Ling等[23-30]先后嘗試用建立數學模型的方法來研究蘇北平原地下水資源及地下水環境的問題。通過模型反演各承壓層與弱透水層的滲透系數、側向補給量與越流補給量等，通過數學模型預測地下水流場的變化趨勢。但是，通過模型得到的弱透水層滲透系數與承壓層的滲透系數相差4～7個數量級。實驗室測試結果表明，承壓層細沙的滲透系數在10 m/d左右，而相對隔水的弱透水層的亞黏土滲透系數在0.1 m/d左右，二者之間相差只有2個數量級。蘇北平原屬于沖洪積層與淤積層，無論是承壓層還是弱透水層，沉積物都來自于河流帶來的泥沙淤積，沉積層顆粒的粒徑與流速有關，流速較大的沉積顆粒粒徑相對較大，而流速緩慢則沉積顆粒較小，并含有大量的黏粒。但無論如何，透水層與弱透水層的滲透系數不可能相差4～7個數量級。模型反演得到的弱透水層的滲透系數明顯小于實際情況。

圖6 研究區承壓水等水位線(單位：m)Fig.6 Contour line of confined water in study area(unit:m)

蘇北平原地下水水質與水量的數學模型都假設承壓水來自于側向補給，承壓水的補給源被認為是西部山區的降水或河流入滲，地表水對承壓水基本沒有補給，而深部基巖是隔水的底板。當承壓水低于海平面，海水會進入承壓層中，數學模型將臨海一側設置為隔水邊界不符合實際情況。通過等水位線可以確定承壓水的流動方向。承壓水水位形成降落漏斗后，周邊的地下水向漏斗中匯集，承壓水水位低于海水位40 m。在20世紀60年代之前，承壓水水位高于地表水水位，承壓水向南海排泄。于是，當承壓水水位低于海平面，海水也應該通過排泄層向沿海大陸入侵，但實際上，海水入侵事件沒有發生，而且在沿海地區仍然存在大量的上升泉，上升泉距離海邊3 km，沿著一條水溝分布，每隔幾米到十幾米一個，見圖6。上升泉的TDS約25 g/L，低于海水35 g/L。通過承壓水的等水位線分布可以看出，在海安、建湖等地區存在地下水分水嶺，承壓水接受垂向補給，然后向漏斗中排泄。

4.3 新生代玄武巖與斷裂帶地下水補給

玄武巖地下水的研究始于20世紀20年代。新生代玄武巖地下水屬于一種特殊類型，其補給、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或HCO3-Ca+HCO3-N型水，偏硅酸質量濃度一般都在25 mg/L以上。玄武巖地下水的儲水與導水構造是以熔巖隧道與孔洞為主、次生構造裂隙與風化裂隙為輔的熔巖裂隙孔洞水[16]。玄武巖地下水廣泛分布在海南島、雷州半島、云南騰沖、長白山、五大連池、盱眙、南京等新生代火山巖地區，已經揭露的熔巖隧道高0.3～5.8 m，寬0.4～41 m，隧道內部拱頂多為半圓形、弧形，隧道有的是單條的，有的分叉合并頻繁，還有上下兩層雙層結構的，地下水從熔巖隧道中流出。松花江上游二道白河源頭是天池瀑布，向北流行4 km后，穿過4 km長的熔巖隧道[31]。玄武巖熔巖隧道周邊存在氣孔構造，氣孔形狀一般為近圓形至不規則形，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，且均與熔巖隧道連通[32]。低黏性的堿性玄武質熔巖在冷卻過程中形成了連續的收縮縫，最終演變成管道型的導水通道[33-34]。在大面積新生代玄武巖臺地分布地區，往往出現較大和特大的泉水，泉水在枯水季節的絕對流量仍然很大[35]。

新生代玄武巖分布在我國的東部地區，新近紀期間，蘇北地區發生了早晚兩期火山巖噴發，屬于加山—六合火山群，盱眙東部的揚州、泰州、鹽城、漣水等火山玄武巖是同期噴發的。由于火山噴發都發生在海底，稱為新生代隱伏火山群，見圖1[36]，由于火山群的巖性均為玄武巖，所以這些地區的巖層稱為新生代隱伏火山玄武巖，盱眙、六合等蘇北地區均有分布，這些區域地下水水質好，富水性強[37]。新生代隱伏火山玄武巖地下水豐富，而且水中的偏硅酸與鍶的含量達到了礦泉水標準，礦物質含量極高，是湯溝、高溝等白酒的釀酒用水[38]。鹽城北部一帶承壓水水位較高，該地區在新生代300萬～500萬a前曾經發生了玄武巖噴發，屬于隱伏火山地區，顯然，承壓水接受隱伏火山玄武巖地下水的補給。根據蘇北平原隱伏火山地區深層地下水中偏硅酸高的特征推斷，地下水應該來自于玄武巖中的熔巖隧道與孔洞。位于隱伏火山附近承壓水的氫氧同位素關系點分布在相對集中的范圍內，表明地下水的補給源區比較穩定，而且應該來自較為集中的導水通道。蘇北平原隱伏火山地區深層地下水氫氧同位素關系對比分析確定，地下水的補給源區可能位于云貴高原一帶[9]。

圖7 地下分水嶺導水構造涌水補給承壓水概念圖Fig.7 Concept diagram of confined water recharge by water gushing from underground watershed diversion structure

在連云港、鹽城與南通地區存在3個規模較大的水位降落漏斗，在大型漏斗之間存在水位較高的區域，高水位地區分布著斷裂帶或新生代隱伏火山玄武巖，根據地下水流場確定承壓水應該來自于斷裂帶和新生代隱伏火山玄武巖。如，第Ⅲ承壓含水層抽水量大的地區分布在鹽城與南通，漏斗水位高程分別為-30 m與-25 m，而在抽水量相對較大的鹽城東北地區承壓水水位始終保持在0 m附近，存在東西向與斷裂帶分布重合的地下水分水嶺，深層地下水從斷裂構造中涌入承壓層，并通過越流補給方式向地表流動。由于斷裂帶上部地層的水壓力很高，所以，雖然大量抽水但水壓力降低幅度不大，仍然通過越流補給上部承壓水層及潛水層。

漏斗地區下伏基巖中沒有導水構造，抽水后承壓水水位降低，來自斷裂帶的涌水向低壓漏斗區流動，見圖7。對于漏斗區而言，如果抽水量大于水平補給量，承壓水水位繼續降低；當抽水量與補給量達到相對平衡，水位將保持穩定。所以在遠離斷裂帶的地區承壓層之間形成了水位差，潛水層與各承壓層之間的越流補給關系發生了變化，第Ⅰ承壓含水層與第Ⅱ承壓含水層水位高于第Ⅲ承壓含水層水位，形成了向下的越流補給。漣水與灌南一帶抽水量相對較小，但第Ⅲ承壓含水層最大漏斗水位高程達-40 m，水位較高的地區下伏地層為新生代隱伏火山玄武巖，地下水的補給應該來自于玄武巖地下水。

5 結 語

水化學分析顯示，研究區地表水、淺層地下水的主要化學成分特征與深層地下水有很大不同，深層地下水表現出明顯的硅酸鹽巖參與水巖反應的特征，地下水中含有大量偏硅酸和豐富的礦物質，地下水流經的主要巖層屬于硅酸鹽富集而碳酸鹽較少的巖層。水化學與水位變化特征都支持地下水來自于深部垂向補給方式的結論?？紤]到研究區下伏新生代隱伏火山玄武巖，推斷玄武巖地下水可能是研究區深層地下水的主要補給源，地下水的導水通道位于火山巖中。蘇北平原深層地下水既不是孔隙水，也不是裂隙水與巖溶水，而屬于新生代隱伏火山玄武巖地下水。

蘇北平原深部地層中存在CO2氣藏，從氣藏中釋放的CO2混入地下水中，造成水中重碳酸根濃度增大，死碳混入地下水后不滿足14C定年條件，所以，前人采用14C定年的結果偏大。蘇北平原地下水中探測到明顯的氚，表明地下水接受現代水補給，地下水中的氚來自于核試驗，深層地下水為現代水補給。承壓水的年齡集中，在空間上的分步范圍也很小，流速穩定，由此推斷研究區深層地下水主要來自于垂向補給。