陳建生,王彥超,謝　飛,徐　燚,陳亞飛,詹瀘成,江巧寧

(1.河海大學土木與交通學院,江蘇 南京　210098; 2.河海大學地球科學與工程學院,江蘇 南京　210098;3.河海大學水利水電學院,江蘇 南京　210098)

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外源地下水補給二連浩特盆地

陳建生1,2,王彥超2,謝飛3,徐燚1,陳亞飛1,詹瀘成1,江巧寧2

(1.河海大學土木與交通學院,江蘇 南京210098; 2.河海大學地球科學與工程學院,江蘇 南京210098;3.河海大學水利水電學院,江蘇 南京210098)

摘要：為了查明二連浩特地下水的補給來源,采用同位素地球化學分析方法,研究了二連浩特地區(qū)的大氣降水、地表水、土壤水與地下水之間的轉化關系。結果表明:土壤含水率在蒸發(fā)作用下長期處于虧缺狀態(tài),入滲降水不足以改變土壤含水虧損狀態(tài);土壤水的氘氧值相比大氣降水貧化,將土壤水、地下水和當?shù)亟邓碾跬凰乇容^發(fā)現(xiàn),土壤水主要來自于地下水補給;西藏羌塘盆地的降水氘氧關系與二連浩特地下水的氘氧關系相似,表明二連浩特盆地的地下水接受外源水補給;二連浩特盆地玄武巖噴發(fā)地區(qū)廣泛分布著鐵白云巖、紅土、鈣華、硅華、膏鹽等礦物,礦物中的Fe、Mg、Ca、Si等元素,可能來自深循環(huán)地下水;鐵白云巖與紅土的形成,表明深循環(huán)地下水曾經(jīng)歷過了高溫過程;外源水可能來自青藏高原河流或湖泊的滲漏水,深循環(huán)地下水通過火山熔巖管道補給二連浩特等火山玄武巖地區(qū)的地下水。根據(jù)地下水深循環(huán)原理,在二連浩特火山口附近打出了4口自流井,單井自流水量達到30 m3/h。

關鍵詞：氘氧同位素;同位素地球化學分析;羌塘盆地;鐵白云巖;地下水補給源;二連浩特盆地

圖1　二連浩特采樣點分布

二連浩特位于內蒙古北部，與蒙古國接壤,地勢平坦,海拔在900～1 100 m之間,南高北低,屬于戈壁荒漠區(qū),在南部邊緣存在東西向帶狀分布的沙漠,被認為是渾善達克沙漠的延伸部分。二連浩特無地表河流水系,生活用水與農牧業(yè)用水都依賴地下水。地下水主要分布在南北走向的“古河道”的砂礫石層中[1-2],二連浩特以及周邊地區(qū)的水源地幾乎都在這條“古河道”中,目前地下水位已經(jīng)下降到了極限水平。對于二連浩特地下水的補給源存在3種不同的認識:

a. 地下水來自當?shù)氐慕邓霛B補給[3]。這種認識主要基于傳統(tǒng)的區(qū)域水文循環(huán)理論,認為區(qū)域內的地下水都來自當?shù)亟邓难a給。

b. 一些學者根據(jù)二連浩特地區(qū)的地下水主要分布在“古河道”的事實,認為古河道地下水的補給來自南部的大青山[4]。

c. 第3種觀點認為,地下水接受外源水補給,存在一種深循環(huán)形式[5-9]。

第1種觀點是根據(jù)傳統(tǒng)區(qū)域水文地質概念模型得到的。由于水循環(huán)過程經(jīng)歷大氣水-地表水-土壤水-地下水之間的轉化,其中土壤水是“四水轉化”的關鍵一環(huán),但土壤水研究至今仍然屬于“黑箱子”系統(tǒng),在降水量很小的地區(qū),降水是否能入滲到地下水并未得到實驗驗證。而 “古河道”成為沿線眾多城鄉(xiāng)的水源地,抽水量逐年增加。但令人不解的是,在“古河道”上游地區(qū)水量急劇減少的情況下,下游的水源地仍然有較為充足的地下水,而且這種現(xiàn)象似乎一直在持續(xù)[1]。對于“古河道”補給地下水的說法似乎也不完善。

為了搞清楚二連浩特地下水的來源,筆者采集了二連浩特及周邊地區(qū)的井水、泉水、水泡子及降水,進行了氘氧同位素以及主要陰陽離子分析,同時還分層采集了6個剖面的土壤樣品,進行同位素、含水量、TDS、電導、pH、離子等的分析,以確定地下水可能的補給源區(qū)與補給關系。

1　研究區(qū)域概況

二連浩特市隸屬內蒙古自治區(qū)的錫林郭勒盟市,同時屬于內蒙古自治區(qū)的計劃單列市,位于內蒙古自治區(qū)的正北部,轄區(qū)面積4 015.1 km2,城市建成區(qū)面積18 km2,總人口近10萬人。二連浩特市位于內蒙古最北部的二連浩特盆地之中,北部與蒙古國接壤,地理坐標為東經(jīng)110°53′～112°14′，北緯43°22′～43°45′。二連浩特自西南向東北緩緩傾斜,平均坡度為0.1%～0.2%,平均海拔為932.2 m。二連浩特地區(qū)地勢平坦,為典型的干旱區(qū),年平均降水量僅為142.2 mm,年平均蒸發(fā)量2 685.2 mm,年均氣溫3.4℃左右,無霜期90～120 d[10-12]。二連浩特是二連浩特盆地靠近西部的一部分,距離大青山200～300 km。大青山海拔約2 000 m,降水量在430～500 mm之間。從大青山到二連浩特地表高程逐漸降低,二連浩特及蘇尼特右旗等地區(qū)的水源地都分布在這條連線上。本次水資源調查采樣范圍涵蓋了二連浩特全區(qū)及周邊地區(qū),地形地貌及采樣點分布范圍見圖1。

二連浩特地下水主要賦存于幾個中新生代斷坳陷蓄水盆地中,其含水層由碎屑巖類組成。目前能夠開發(fā)利用的地下水資源有3處(圖1),從北向南依次為二連鹽池東段、賽烏蘇洼地和齊哈日格圖。其中,二連鹽池的地勢最低,是地下水匯集區(qū),淺層水質較好,淡水層下部為咸水。市區(qū)南24 km的賽烏蘇洼地地表以下20 m以內的淺水層,鹽度較高,不適合飲用,埋深90 m以上存在淡水含水層。齊哈日格圖下部存在30 m厚度的礫石層,該礫石層呈南北向分布,從烏蘭察布的大青山延伸到二連浩特,水文地質學家認為這是一條“古河道”[1]。

圖2　二連浩特的自流井、泉水、水泡子與根管結核

二連浩特盆地前中生代基底屬西伯利亞陸臺與中朝陸臺之間的褶皺區(qū),基底地質構造復雜,盆地不同部位基底地質構造不同,構造帶中酸性侵入巖和火山巖十分發(fā)育,北緣多旋回構造巖漿活動帶,形成規(guī)模巨大的構造巖漿巖帶。漸新世晚期,在印度板塊對亞洲大陸俯沖碰撞導致大陸向東伸展的背景下,二連浩特盆地抬升剝蝕,直到中新世晚期才繼續(xù)沉降,在晚第三紀在坳陷中堆積了雜色碎屑巖構造,厚度約為200 m,中新世末至更新世早期有玄武巖噴溢[13]。二連浩特盆地的地下水與火山巖活動關系緊密,主要的含水構造都在火山噴發(fā)產生的碎屑巖中。

現(xiàn)場考察發(fā)現(xiàn),二連浩特現(xiàn)有的水源地集中在“古河道”上,“古河道”呈“S”型狀,從大青山延伸到二連浩特東部?！肮藕拥馈敝苓叿植贾鹕饺郝?大型的火山高出地表幾十米。鉆孔揭露發(fā)現(xiàn),“古河道”中的礫石層厚30～50 m,礫石的主要成分是風化的花崗巖,其中含有些許火山巖碎屑,礫石層中幾乎沒有母巖為沉積巖的卵石成分,礫石的磨損程度較低,邊角沒有被磨圓。靠近“古河道”盆地邊緣地帶分布著石灰?guī)r脈,明顯為鈣華、硅華的產物,地表散落著大量的鈣質結核與根管結核,分布著一些網(wǎng)紋紅土。

在二連浩特城區(qū)南部38 km處鉆孔揭露了自流井區(qū),已成井4口,都屬于自流井,最大的自流井流量達到30 m3/h,抽水量超過80 m3/h,水質符合飲用水標準,見圖2(a)～(d);自流井區(qū)存在泉眼,見圖2(e);盆地中心位置存在水泡子,見圖2(f);在火山口附近散落著大量的火山巖碎屑,在火山巖碎屑中含有孔洞型玄武巖碎塊,見圖2(g);在地表存在硅質與鈣質膠結物、根管結核,見圖2(h);鉆孔揭露的地層中存在紅土層,在紅土層中存在石膏夾層,見圖2(i)。

2　同位素地球化學分析

2.1樣品采集與實驗分析

在對已有成果資料分析研究的基礎上,筆者于2014年10月,2015年4月及2015年7月3次赴現(xiàn)場進行勘查與采樣,采樣范圍包括二連浩特及其周邊地區(qū),采樣點分布及對應編號見圖1。共采集井水、泉水、水泡子樣品80個。在采集水樣之前,先用水樣將采樣瓶涮洗兩遍,然后將樣品裝入550 mL的PVC密封瓶中,為了避免發(fā)生同位素分餾,瓶中必須裝滿水樣,再用封口膠帶密封。為了研究降水對地下水是否存在補給,采用專用沙漠采樣鉆鉆取了6個土壤剖面SP1～SP6,剖面深度在70～440 cm之間,每隔一定深度采集1個土壤樣,土壤樣質量約500 g,裝入密封袋中進行密封處理以防止水分蒸發(fā),共收集土壤樣品62個。所有樣品在河海大學水文-水資源國家重點實驗室進行處理和數(shù)據(jù)分析。測定同位素的土樣采用真空蒸餾的方法提取土壤中的水分,并配合冷阱收集孔隙水[14-16]。穩(wěn)定同位素在 MAT-253型氣體同位素質譜儀上進行測定,其測試結果與Vienna“標準平均海洋水”(VSMOW)的千分差,表示為δD和δ18O,測量精度分別為2‰、0.1‰;水化學分析的土樣首先取每個土壤樣品70g在溫度設置為105℃的烘箱內干燥24 h,測定土壤含水率,再取20g烘干的土樣和100 mL的去離子水混合,振蕩懸濁液后靜置48h,用0.25 μm中速濾紙過濾得到土壤上清液用于水化學分析[17]。所有樣品的陰離子在ICS-2000離子色譜儀上測定,陽離子在ICAP 6300等離子發(fā)射色譜儀ICP上測定;采用WTW Multi3400i 便攜式多功能現(xiàn)場測試儀現(xiàn)場測定水樣的溫度、pH值、TDS、電導率和鹽度,實驗室測定土壤過濾后上清液的溫度、pH值、TDS及電導率。

2.2地下水的氘氧同位素分布

二連浩特地區(qū)由當?shù)貧庀缶痔峁┑拇髿饨邓约肮P者采取的井水、泉水、水泡子、土壤水中的δ18O-δD同位素關系點分布見圖3。由于二連浩特沒有長期的降水同位素觀測點,降水同位素的加權平均值采用了周邊GNIP觀測站的數(shù)據(jù),包括張掖、蘭州、銀川、石家莊、太原、天津、包頭、西安與鄭州[18],這些觀測站分布在二連浩特周邊,這就確保了二連浩特降水同位素的加權平均值應該在圖2給出的北方降水范圍之內。從圖2可以看出,北方降水的δ18O-δD關系點落在全球雨水線(GMWL)上,落在地下水關系點的右上方,地表水與地下水中的δ D-δ18O關系點都是沿著蒸發(fā)線EL1分布,土壤水的δ18O-δD關系點也沿著蒸發(fā)線EL1分布,但位于地下水關系點的右上方。如果地下水來自當?shù)亟邓?地下水的δ18O-δD同位素關系點應該沿著蒸發(fā)線EL2分布。由于降水與地下水、土壤水的δ18O-δD關系點落在不同的區(qū)域,地下水的δD、δ18O值最為貧化,所受到的蒸發(fā)程度最小,且二連浩特的降水量很小,不能夠補給地下水,這表明降水不是地下水的補給源,土壤水來自地下水,地下水通過土壤顆粒表面的薄膜水層向地表輸運,最終被蒸發(fā)到大氣中。水泡子L3(-65.46,-5.70)、L4(-53.92,-1.51)和泉水S1(-74.01,-8.63)氘氧值偏正,顯然是受到蒸發(fā)的影響。

圖3　研究區(qū)地表水、降水、地下水、土壤水等的δ18O-δD關系

二連浩特地區(qū)地下水的δD、δ18O值及地表高程分布規(guī)律見圖4。因為降水同位素分布存在高程效應,高程越高,氘氧同位素越貧化,但從圖4可以看出,氘氧同位素貧化區(qū)主要分布在二連浩特的南部及東北地區(qū),氫氧同位素貧化地區(qū)與高程之間不存在相關性,這也表明貧化的地下水與降水無關。事實上,氘氧同位素貧化的大部分地區(qū)已經(jīng)開發(fā)成為二連浩特的水源地,見圖1。

2.3地下水鹽分特征

二連浩特地下水的溶解總固體(TDS)分布見圖5。從圖5可以看出,淡水區(qū)主要分布在二連浩特南部與蘇尼特右旗接壤的火山巖地區(qū),而與地表高程沒有關系。由于二連浩特地勢平坦,各地的降水量相差不大,地表附近土壤中的含鹽量很高,單從土壤含鹽量看,盆地黏土層下部的淡水也不可能來自降水的補給,因為入滲降水會溶解土壤中的鹽分并帶到地下水中。實際上,根據(jù)水中的鹽分可以判斷地下水的來源,因為源區(qū)地下水的鹽分低,地下水在徑流的過程中鹽分將不斷增加。從圖5可以看出,低鹽度的地下水主要集中在二連浩特南部。野外調查發(fā)現(xiàn),這里存在諸多的火山活動遺跡,有幾座噴發(fā)規(guī)模較大的火山口,中新世末至更新世早期有玄武巖噴溢[13]?？疾彀l(fā)現(xiàn),淡水地區(qū)都是呈片狀分布,在“古河道”周邊都可以找到火山構造或保留了火山活動的痕跡?！肮藕拥馈钡叵滤腡DS變化較大,二連浩特南部邊界之外“古河道”地下水的TDS明顯高于二連浩特境內“古河道”中的地下水,顯然,二連浩特“古河道”中的地下水并不是來自蘇尼特右旗的“古河道”,二者的補給源不同。由此可知,“古河道”主要是儲水構造,而不是地下水的徑流通道。

2.4土壤水分析

二連浩特沒有地表徑流,全部的水資源都來自地下水。為了查清地下水的補給源,在二連浩特境內典型地段挖了6個剖面SP1～SP6,剖面位置見圖1。當土壤含水率未達到最大持水率,土壤含水率顯示為虧損,只有當土壤含水率達到過剩狀態(tài),降水才可能入滲到地下水中。土壤的最大田間持水率與土顆粒的比表面積有關,比表面積越大,田間最大持水率也越大。根據(jù)含水率曲線和不同土體的經(jīng)驗最大持水率確定每個剖面的田間最大持水率[19-20],結果在6個剖面中只有SP3在地表下10 cm處達到了田間最大持水率,該點的土壤水還將繼續(xù)向下運動,但下部20～40 cm的土壤仍處于虧損狀態(tài)。除該剖面之外,其他土壤剖面的含水率都存在一些虧損,見圖6。降水是否能補給到地下水中,決定因素在于降水量,二連浩特的年均降水量僅142.2 mm,其中8月份的降水量最大,均值為40.1 mm。通過計算可知,即使8月份的降水全部滲入到土壤中,也不能使土壤的含水率完全由虧損轉為過剩,何況二連浩特地區(qū)的年均蒸發(fā)量達到2 685.2 mm,8月份的氣溫值接近全年的最高值,入滲到土壤中的降水實際上很快就被蒸發(fā)掉了。土壤水存在強烈蒸發(fā)的推測也被土壤含鹽量所證實,土壤的含鹽量在0.87～178 g/kg之間,含鹽量最小值為剖面SP4地表以下60 cm處,質量含水率為3.59%,土壤容重為1.5 g/cm3,換算成TDS為16.2 g/L,二連浩特地下水的TDS值在4.11～0.35 g/L,遠小于土壤水的TDS值,這就是說,地下水不可能接受降水的補給,因為降水如果補給到地下水中,土壤中的鹽分會隨著降水入滲而溶解,向地下水補給,導致地下水TDS值會增大而土壤中不可能保留這么高的鹽分,這與野外采集的數(shù)據(jù)不符。同時,剖面土壤水的質量含水率大概都在1 m附近出現(xiàn)了高值,如果靠降水來稀釋土壤中的鹽分使其小于等于地下水的平均TDS值2.23 g/L,所需要的水量必須滿足下式:

(1)

圖4　研究區(qū)地下水δ18O、δD與地表高程分布

圖5　二連浩特及周邊地區(qū)淡水分布

圖6　土壤剖面SP1～SP6含水率與含鹽量隨埋深的分布曲線

式中:Q為總水量,L;q為土壤的總含鹽量,g。

那么1 m3的土壤需要的稀釋水量在0.585～119.8 t之間,換算成降水量為585～119 800 mm。假設降水中的鹽分為0 g,則1 m厚度的土壤仍需要4.1～842.5年的降水總和才能達到稀釋水量的要求,由于在這期間的降水還要受到蒸發(fā),水量不可能在土壤中累積,所以,根據(jù)土壤的含鹽量可以確定具有較低TDS的地下水不可能來自降水入滲。由此可知,土壤中的鹽分主要來自地下水,地下水通過薄膜水層在向地表的運動過程中受到蒸發(fā),鹽分保留在了土壤中。土壤含水率的變化主要與土顆粒的粒徑有關,由于土壤水是以薄膜水形式吸附在土顆粒的表面,土顆粒的粒徑越小,比表面積就越大,所吸附的水就越多,含水率也就越大。由于在沙土中存在一些細顆粒的夾層,這些夾層的含水率較大,從而造成了土壤含水率在不同剖面出現(xiàn)了峰值。

土壤剖面水中的氘氧同位素分析結果見圖7。土壤水的氘氧值在埋深1 m以下較為貧化,在1 m以上富集,并且對土壤鹽分的測量結果表明,土壤水可能來自地下水,地下水通過薄膜水形式補給到土壤中,薄膜水在上升的過程中明顯受到了蒸發(fā)。SP6土壤水的氘氧值出現(xiàn)了擺動,土壤含水率隨深度減小,最低值在4.2～4.4 m之間,質量含水率只有2.2%,見圖6(SP6)。土層主要是風化的花崗巖粗顆粒,其中夾雜著含水量較高的膏鹽層,膏鹽層水的δ18O、δD明顯貧化。石膏層的含水率比粗顆粒層的含水率高出了1倍,可能是抽取土壤水過程中采取真空蒸餾的方法,而石膏的脫水溫度和石膏顆粒周圍的水蒸氣分壓有關,水蒸氣分壓越低,脫水溫度越低,導致是石膏中的結晶水在大約70℃開始失去[21],石膏結晶水更加貧化,于是造成了土壤水的δ18O、δD值隨著含水率而變化。其他剖面的氘氧值也出現(xiàn)了不同程度的波動,可能是出現(xiàn)了復雜的蒸發(fā)凝結現(xiàn)象[22],土壤中的粗顆粒表面的薄膜水易蒸發(fā),同位素產生分餾使得土壤中的同位素富集,水蒸氣中同位素貧化,水蒸氣在上升過程中遇到含水率較大的細顆粒重新凝結,凝結水使細顆粒層的同位素貧化,造成了土壤含水率高的地方,氘氧值卻低,出現(xiàn)“峰值”。

圖7　土壤水的δD、δ18O隨埋深的分布關系

3　討　論

3.1火山巖地下水

研究發(fā)現(xiàn),在我國內蒙古、東北、河北、山西等火山巖地區(qū)存在著一種特殊的玄武巖地下水,這種地下水既不屬于孔隙水、裂隙水,也不屬于巖溶水,導水構造是由玄武巖中的熔巖通道、孔隙、裂隙等組成[23]。富水性與火山噴發(fā)及火山口類型有關:①強烈噴發(fā)的火山,以大量噴出碎屑為主,形成火山錐體,水量豐富;②較強烈噴發(fā)的火山,以火山碎屑為主,形成碎屑錐,并有少量熔巖流出,亦可形成熔巖通道,水量有時比較豐富;③噴發(fā)性與寧靜巖流交替噴發(fā)火山(混合錐),熔巖與火山碎屑巖相互疊置組成,火山巖碎屑顆粒粗、厚度大,另有熔巖隧道分布,水量較為豐富;④寧靜式噴發(fā)火山巖(玄武巖泛流式巖錐)往往形成寬廣、平坦的玄武巖臺地,可為富水構造。火山巖的富水性與火山噴發(fā)期次有關,在厚度差別不大的情況下,晚期火山巖比早期火山巖水量豐富;在晚期火山巖中,噴發(fā)晚的比噴發(fā)早的富水性強[24]。二連浩特盆地在古生代早二疊紀就出現(xiàn)了大規(guī)模的火山活動,火山活動延續(xù)到中生代與新生代,火山活動持續(xù)到了更新世[13]。二連浩特盆地下白堊統(tǒng)的各類巖石中都或多或少地含有火山灰或火山塵,鉆孔揭露玄武巖和安山巖等火山巖,表明下白堊統(tǒng)火山巖和火山碎屑巖以中基性巖為主[25]。在火山停息后,未噴出的巖漿快速冷卻成為孔洞型的玄武巖,形成深循環(huán)的導水通道[26](參考文獻[26]圖1),二連浩特的水源地都建立在火山噴發(fā)地區(qū),符合火山玄武巖地下水特征。

江巧寧等[27]通過水量平衡與同位素分析,證實長白山天池等周邊火山玄武巖地區(qū)接受外源地下水補給,外源水可能來自羌塘盆地;通過對天池周邊2.2×104km2流域的水量平衡分析,確定外源水的補給量至少為2.24×109m3;羌塘的河流滲漏水通過深循環(huán)導水構造從長白山天池等火山口涌出,成為松花江、鴨綠江與圖們江的主要補給源。二連浩特位于羌塘盆地與長白山之間,如果羌塘盆地河流與湖泊的滲漏水補給到了東北地區(qū),那么內蒙古高原是深循環(huán)地下水的必經(jīng)之地,地下水將通過縫合帶、火山口或斷裂帶表涌出,形成湖泊、河流或地下潛流。深循環(huán)地下水的蹤跡已經(jīng)在阿拉善高原的巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠、烏蘭布和沙漠中被發(fā)現(xiàn)[22],地下水維系了沙山與湖泊景觀[19];深循環(huán)地下水維系黃土高原風塵顆粒連續(xù)沉積[8];鄂爾多斯北部降水量僅159 mm的烏海地區(qū)的自流井群接受深循環(huán)地下水補給[9];深循環(huán)地下水補給了渭河、涇河、汾河、烏梁素海、岱海、達里湖等河流與湖泊[26]。由于二連浩特的火山噴發(fā)持續(xù)到了更新世,火山口附近散落的玄武巖碎屑與鈣華、根管結核等,表明地下水符合火山玄武巖深循環(huán)水特征。

3.2二連浩特“古河道”地下水來源

二連浩特的水源地都在“古河道”上,“古河道”的形成與地下水的來源成為關注的焦點?！肮藕拥馈睆拇笄嗌窖永m(xù)到蘇尼特左旗,呈“S”型分布,據(jù)此被認為大青山是“古河道”地下水的補給源頭[3-4]。但是,同位素地球化學數(shù)據(jù)表明,“古河道”中的地下水不是來自北方降水。通過大范圍的降水同位素對比發(fā)現(xiàn),只有西藏羌塘盆地的降水與“古河道”中的地下水相似。這就是說,羌塘盆地的河流、湖泊滲漏水通過深循環(huán)的導水構造補給到二連浩特的火山巖地區(qū)。地質調查發(fā)現(xiàn),火山口附近存在大量的鈣質與硅質結核,這些鈣質結核物很可能是來自于深循環(huán)的地下水。泉水與自流井分布在火山口附近,符合火山玄武巖地下水的特征。據(jù)此推斷,外源水經(jīng)過深循環(huán)從火山口上涌,最終通過粗砂層匯入到“古河道”中,見圖8。而“古河道”的形成顯然與火山周圍花崗巖的風化有關,火山活動將原來的花崗巖地層隆起,火山口周圍的圍巖主要是花崗巖,當熱液從火山口中涌出后,火山周圍風化的花崗巖隨著熱液或泉水匯入到低洼的盆地中,在火山口周圍形成了較厚的粗顆粒沉積層,成為很好的儲水構造。所謂的“古河道”,實際上僅是儲水構造而已,并沒有真實河道中存在的母巖為沉積巖的卵石成分,而有邊角未被磨圓的風化的花崗巖,而且古河道中的水質自上游到下游時好時壞,所以在地質歷史上可能并不存在這條從大青山到蘇尼特左旗的真實的河道。

圖8　沙帶中經(jīng)火山口涌出的地下水補給到“古河道”示意圖

3.3火山巖區(qū)的自流井

2015年夏季,在極為干旱的二連浩特南部的盆地中打出了4口自流井,其中1號、2號、3號與4號井近似分布在一條北東向的直線上,4口自流井的位置與剖面分別參見圖1(A—A′)與圖9。盆地西南的邊界正好是208國道所在位置,高程約1 030 m。在208國道兩側剖面保留了一些風化的花崗巖與火山巖碎屑,地表有大量的鈣華與鈣質膠結物,還有一些硅質根管結核、鈣華沿著公路分布,形成白色的條帶。緊靠公路邊有一個泉眼,常年流水(圖2(e)),在路邊還能看見水泡子(圖2(f))。盆地東北的邊界是一個小山丘,顯然是火山噴發(fā)遺跡,山丘的主要物質為火山巖碎屑,其中有少量的風化的孔洞型玄武巖。在山丘頂部和邊坡上有鈣華與根管結核等鈣質膠結物,在靠近山丘的鈣華群附近,春季地下水位上升,有泉水溢出,水的TDS只有0.3 g/L,而盆地中心自流井水的TDS接近1 g/L。顯然,地下水來源于鈣華中。剖面最低洼處的高程為988 m,盆地與周邊火山隆起地層的最大高差僅42 m。

圖9　自流井群地層結構剖面圖A—A′

1號自流井的涌水量達到30 m3/h,在1號與4號井進行了抽水試驗,連續(xù)抽水72h,抽水量穩(wěn)定在80 m3/h,水位降深只有1 m。為了減少自流井的損失,對1號井進行了暫時的封井處理,將粒料填入井管中,但是地下水卻從井管外側溢出地表,而且流量依然很大,可見地下水的壓力很大。鉆孔揭露的含水層見圖9,盆地中部的粗砂層厚度大約50 m,以風化的花崗巖顆粒為主,粗砂層下部為相對隔水的黏土層,在黏土層下部存在弱透水層,但水質較差,TDS大于2 g/L。在剖面揭露的1號、2號、3號自流井中,1號的涌水量最大,而2號井的涌水量最小,這表明靠近盆地邊緣的地下水壓力更大一些。由此可見,地下水的補給源來自于火山口中的導水構造,在火山噴發(fā)的巖漿管道中存在著導水構造。

3.4深循環(huán)地下水曾經(jīng)歷高溫的證據(jù)

二連浩特盆地各凹陷巖層內普遍發(fā)育一套白云質泥巖與白云質砂巖組成的混合沉積,局部夾有薄白云石中鐵含量高,為鐵白云石。白云巖的研究已經(jīng)進行了200多年,白云巖沉淀是不可能在常溫情況下形成[28],鄂爾多斯盆地白云巖化的溫度在104～368℃之間[29]。二連浩特白云巖中鍶與鋇的比值<1,平均值0.4,遠低于其他幾個已知的古代咸水湖相和海相的相應比值,而與淡水湖水的比值相近,故可認為云質巖段沉積時期為淡水環(huán)境;火山物質尤其是基性凝灰質、玄武巖等,含有大量的鎂、鐵等元素,其在蝕變過程中會釋放出大量Mg2+、Fe2+,在較高地層溫度下發(fā)生埋藏白云化作用,從而形成鐵白云石[24]。由此可知,二連浩特盆地的白云巖化過程是在淡水與高溫的條件下進行的,白云巖中的Mg2+、Fe2+來自火山巖。

在二連浩特盆地的沉積層中廣泛分布著紅土,在1 500 m鉆孔揭露的地層中,紅土層、湖相沉積層與膏鹽層呈互層排列,單層紅土的厚度可達幾十米,紅土有石膏夾層,參見圖2(i)。自流井群所在的盆地中有紅土丘發(fā)育,紅土并沒有連續(xù)發(fā)育,而是呈現(xiàn)出一個個孤獨的圓帽形狀。分析表明,紅土顆粒來自風塵,風塵顆粒表面由于吸附了三氧化二鐵膠膜(Fe2O3)而變成了紅土。鐵膠膜與鐵白云巖中的鐵離子應該都是來自地幔巖漿巖?；鹕酵Ｏ⒑?高原地區(qū)的地下水通過火山巖溶管道進入到巖漿巖中進行循環(huán),深循環(huán)地下水被加熱成為超臨界態(tài)(SCW),溫度高于374.15℃,壓力大于22.1 MPa。SCW在熔巖隧道中循環(huán)的過程中,萃取了巖漿巖中的Mg2+、Fe2+等離子,熱液在涌出地表的過程中,水中二價的Fe2+離子與空氣中的O2發(fā)生氧化還原反應,生成Fe2O3膠膜。據(jù)此可知,二連浩特盆地的白云巖、紅土的形成都與深循環(huán)地下水有關;隨著大量地下水在巖溶管道中循環(huán),巖石的溫度逐漸降低為常溫,液態(tài)水失去萃取能力,生成物主要為碳酸鈣與石膏。通過對黃土高原中的蝸牛研究發(fā)現(xiàn),黃土與紅土中生存著很多中寒帶的同種蝸牛種類,由此得出黃土與紅土時期同屬于寒冷的干旱期,紅土并非是由氣候因素造成的[30],紅土的鐵膠膜與氣候無關。

4　結　論

a. 二連浩特降水量不足以補給地下水,而且地下水中的氘氧同位素遠比當?shù)亟邓毣?地下水來自外源水的補給；根據(jù)降水同位素關系,確定外源水可能來自西藏羌塘地區(qū)的河流或湖泊的滲漏水。

b. 二連浩特的土壤含鹽量很高,土壤水中的TDS值遠大于地下水的TDS值,土壤水中的氘氧同位素與地下水同源,滿足地下水補給土壤水的同位素分布關系；土壤含水率呈現(xiàn)虧損狀態(tài),入滲降水量不足以使含水率從虧損轉為盈余,降水不能補給到地下水。

c. 深循環(huán)地下水與更新世的火山噴發(fā)有關,火山口附近的鈣質結核表明地下水來自深循環(huán)；廣泛分布的鐵白云巖與紅土中的Mg、Fe來自于地幔巖漿巖,表明早期的深循環(huán)地下水曾經(jīng)歷高溫超臨界態(tài)過程,在火山熔巖管道中存在導水通道。

d. 二連浩特的“古河道”是儲水構造,儲水的礫石層主要來自風化的花崗巖顆粒,火山噴發(fā)造成花崗巖體隆升,風化的花崗巖及火山巖碎屑被水流帶到了低洼的盆地中。來自火山口的深循環(huán)地下水通過沙層匯集到“古河道”中,成為主要的水源地。

e. 根據(jù)地下水深循環(huán)理論推斷,火山口附近粗砂層中的淡水來自深循環(huán)地下水。據(jù)此理論,在火山口附近打出了4口自流井,鉆井深度120 m,承壓水頭遠高于周邊的地表高程,自流涌水量可達30 m3/h。

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DOI：10.3880/j.issn.1004-6933.2016.04.002

基金項目:國家自然科學基金(51578212);科技部“973”項目 (2012CB417005)

作者簡介:陳建生(1955—),男,教授,博士,主要從事地下水深循環(huán)研究。E-mail:jschen@hhu.edu.cn

中圖分類號：P641

文獻標志碼：A

文章編號：1004-6933(2016)04-0011-10

(收稿日期：2016-04-17編輯：彭桃英)

Allogenic groundwater recharge to Erenhot Basin

CHEN Jiansheng1,2, WANG Yanchao2, XIE Fei3, XU Yi1, CHEN Yafei1,ZHAN Lucheng1, JIANG Qiaoning2

(1.College of Civil and Transportation Engineering, Hohai University, Nanjing 210098, China;2.CollegeofEarthScienceandEngineering,HohaiUniversity,Nanjing210098,China;3.CollegeofWaterConservancyandHydropowerEngineering,HohaiUniversity,Nanjing210098,China)

Abstract：In order to identify the source of groundwater recharge in Erenhot, the transforming relationships between atmospheric precipitation, surface water, soil water, and groundwater were studied through isotope geochemical analysis. Due to evaporation, the soil moisture remains lower than the maximum water holding capacity for a long period, and the infiltration of precipitation is not sufficient to change this situation. Compared with precipitation, the soil water is more depleted in deuterium and oxygen isotopes. Through comparison of deuterium and oxygen isotopes in soil water, groundwater, and local precipitation, it was found that the soil water is mainly recharged by groundwater. The isotopic composition of precipitation in the Qiangtang Basin, in Tibet, is similar to that of the groundwater in Erenhot, indicating that the groundwater in the Erenhot Basin is recharged by an allogenic water source. Ankerite, red clay, travertine, siliceous sinter, gypsum, and other minerals are widely distributed in the basalt eruption regions in the Erenhot Basin. Elements such as Fe, Mg, Ca, and Si in these minerals may come from deep-circulating groundwater. The formation of ankerite and red clay indicates that the deep-circulating groundwater goes through a high-temperature process. The allogenic water may come from the seepage of rivers and lakes in the Tibetan Plateau, and the deep-circulating groundwater recharges the groundwater of Erenhot’s volcanic basalt areas via volcanic lava pipes. Based on the principle of deep circulation of groundwater, four artesian wells have been drilled near the craters in Erenhot, with the flow capacity of a single well reaching 30 m3/h.

Key words：deuterium and oxygen isotopes; isotope geochemical analysis; Qiangtang Basin; ankerite rock; groundwater recharge resource; Erenhot Basin