利用GIS水化學和同位素方法判斷靈水來源

姜光輝 郭 芳

(1.中國地質科學院巖溶地質研究所巖溶動力學重點實驗室，廣西 桂林 541004；2.聯合國教科文組織國際巖溶研究中心，廣西 桂林 541004)

靈水是武鳴縣城的供水水源地，目前大約提供10萬人口的生活用水。在20世紀80年代初期進行的水文地質調查認為，靈水的補給面積為400km2，主要由靈水北部的那甲向斜儲水構造構成[1-2]。但實際上那甲向斜儲水構造的面積僅約250km2，這顯然是矛盾的。2004年印尼海嘯和2008年汶川地震發生后靈水的顏色出現異常，由此產生靈水深遠來源的聯想。判斷靈水的來源和補給范圍成為保護靈水的前提。

1 研究區概況

武鳴縣位于廣西中南部，縣城距離南寧市西北約30km，靈水位于武鳴縣城內，距武鳴河僅400m，出口形成面積2.93萬m2的靈水湖，是旅游健身的良好場所。

從古生代泥盆系至中生代三疊系下部本地區基本都是海相的碳酸鹽巖沉積，從三疊系中統開始地層變為泥巖和砂巖。期間在二疊系和三疊系之間以及三疊系和白堊系之間分別有一次不整合，二疊系和三疊系之間的不整合面上發育古巖溶。

2 水文地質

靈水所在的武鳴盆地屬于覆蓋型巖溶盆地，部分地區有新生代沉積的砂巖覆蓋，屬于埋藏型巖溶。大氣降雨補給是盆地內巖溶地下水的主要來源，因為很少有洼地、落水洞和腳洞存在，所以降雨以分散補給為主。盆地周圍山區和平原的交界處可能成為地表水補給地下水的地帶，但盆地內部很少發現河流集中補給地下水的情況，盆地內的水庫等沒有發生巖溶引起的滲漏。發源于盆地周圍高山的武鳴河成為盆地內地表水和地下水的排泄基準面，巖溶地下水普遍排向河流，其徑流路線和匯流面積一般都不大。盆地內最大的地下水系統為靈水流域，其他較大巖溶泉或地下河還有18個。古生代和中生代之間不整合面上沉積的20多米厚的硅質巖以及下三疊系中的泥巖夾層因為厚度太小而不具有完好的隔水作用。因此該地區沉積的碳酸鹽巖構成一個巖溶含水巖組，巖溶泉或者地下河流域之間的邊界不明顯，但某些地質構造有利于巖溶水的匯集和巖溶管道的形成。

以下因素對盆地巖溶水運動的控制非常重要。首先向斜或者背斜構造有利于巖溶水的匯集和巖溶管道的發育[4]。靈水正處于那甲向斜的轉折端，因此將那甲向斜作為靈水的主要補給來源是合理的[1]。該向斜核部為泥巖，北部為紅層覆蓋，兩翼和南部則為土壤層覆蓋的碳酸鹽巖地層。那甲向斜東邊的東風農場背斜核部發育巖溶管道，枯季地下河水位埋深20m左右，地下水流方向從南向北，與靈水巖溶泉相反。

其次，河流切割巖溶含水層使巖溶水在臨近的河流兩邊排泄，盆地內多數巖溶泉或者地下河的出口都靠近河流，充分證明了這一點。分散流動的巖溶水形成對河流的分散形式的補給。因此統一的巖溶含水巖組在淺部可能被地表水系分割成多個單元，但這不代表河床下部的巖溶水也是如此。與靈水連接的管道或者溶蝕裂隙則可能因為向斜構造的影響而埋深較大，出現穿越地表河流的現象。

3 水化學成分分析

在巖溶地區方解石的溶解對水化學成分的影響顯著，盆地內的天然水基本上都是Ca-HCO3類型，這兩種離子在陽離子和陰離子的比例都在90%以上。該地區年平均氣溫為23℃，地下水和地表水的溫度接近平均氣溫，所取水樣的現場測量溫度都在20℃上下，相差不超過5℃，在小范圍的溫差條件下，方解石的溶解度受溫度影響很小。利用PHREEQC[5]計算得到20℃時，純水中方解石在不同的CO2分壓(PCO2)的溶解平衡曲線，參照此理論曲線，根據盆地內水樣中Ca2+和PCO2作出盆地內地下水、地表水方解石溶解圖(圖1)。

圖1 用CaCO3-CO2-H2O平衡體系表征的地表水和地下水的水化學特征

圖1中理論曲線上方區域為溶解飽和區域，曲線下方為溶解不飽和區域。樣品點在圖上的位置不僅顯示盆地水體的方解石飽和狀態，而且還能反映方解石溶解的CO2環境和人類活動對水質的影響，水化學成分空間演化趨勢圖上也有所反映。北緣大明山下的山前溪流來自于非巖溶地區，具有最低的Ca2+濃度，其PCO2接近大氣。而盆地中部的河流因為接受巖溶含水層的補給使得ρ(Ca2+)和PCO2升高。河流中方解石的溶解飽和指數(SIc)剛好達到飽和，因此處于方解石溶解平衡曲線上。表層巖溶水中ρ(Ca2+)較高，一方面與PCO2較大有關系，另一方面表層巖溶水位于平衡曲線的上方，處于過飽和狀態，則表明可能有其他來源的Ca2+。飽水帶裂隙水(鉆孔中獲取)ρ(Ca2+)的變化范圍很大，有的水樣ρ(Ca2+)特別高，這是因為取樣點屬于民井，處于村莊內部，受到生活垃圾的污染。巖溶泉的樣品都落在理論曲線附近，位置處于地表水和表層巖溶水之間。靈水的SIc稍高于零，ρ(Ca2+)和PCO2與其他巖溶泉相比稍高，僅有一個巖溶泉高于靈水，原因可能在于局部地帶土地利用類型、包氣帶厚度等的差異。巖溶供水水文地質勘探的實際資料說明，一般而言，巖溶水的富水性都具有隨深度而減少的規律，但褶皺和斷層等構造作用可能改變巖溶水的分布[4]。靈水含水層的儲水空間處于向斜核部所形成的密集張裂隙分布帶，而不是其他巖溶泉所處的近地表的強溶蝕帶。這使靈水的來源較遠且徑流較深，CO2不會因為裂隙的導通作用而向大氣釋放，且地下水與巖石之間有充足的反應時間。

地表水水化學演化的順序是：具有最低礦化度的高山溪水進入盆地后，一部分在山前沖積扇下滲補給盆地巖溶水，另一部分向河流下游運動，此后不斷補充盆地中的巖溶水，礦化度增高。地下水水化學演化可以分為垂直和水平兩個方向，在垂直方向上表層巖溶帶的巖溶水ρ(Ca2+)和PCO2都高，淺層裂隙巖溶水(地面以下200m深度以內)可能是蒸發強烈或者是交替速度慢的原因，容易富集來自于人類活動產生的鹽類，使部分水樣礦化度很高。但來自不同部位的巖溶水混合，受到其中來自管道型補給的低礦化度水的影響，匯集到巖溶泉后ρ(Ca2+)和礦化度是下降的。

在水平方向上，盆地邊緣巖溶水的水化學和盆地中部是有區別的。考察天然水體中的方解石溶解體系，以巖溶泉的總溶解固體(TDS)和ρ(Ca2+)表示巖溶水的水化學特征，分布在盆地北部的三冬、四明和清江3個巖溶泉無論是枯季(2月)還是雨季(7月)其礦化度都比盆地中部的巖溶泉低(圖2)。排除污染的影響造成的水化學突變(雨季的東風農場泉)，靈水的礦化度和ρ(Ca2+)都是最高，體現了地下水徑流距離對方解石溶解體系的影響。根據水化學的空間變化可以認為，盆地內(武鳴河的北部)巖溶水的流向大致與地表水一致，從北部和東部向中部匯集，中間有三冬、四明、東風農場、琴泉和羅波潭等巖溶泉為代表的地下水排泄點，靈水是巖溶水最終的排泄點。

圖2 枯季和雨季巖溶水水化學特征的空間變化

一般而言，巖溶地下水的PCO2分壓比大氣高得多，因為參與巖溶作用的CO2大部分來自于土壤而非大氣[7]。SIc被用來指示洪水過程中巖溶泉來源的變化[8]。對于一個巖溶水文系統，PCO2和SIc存在場雨時間尺度和季節尺度的變化，能夠影響PCO2和SIc季節尺度變化的因素主要是四季氣溫變化、季風氣候帶來的雨季和枯季輪替以及植物隨季節變化的生理活動周期。在南方地區，巖溶泉雨季流量比枯季大得多，水循環速度加快，會導致方解石溶解不飽和。當然不同的巖溶水文系統因其補給方式、徑流方式、排泄方式、包氣帶厚度以及流域形狀、大小的差異導致水化學表現不一致。武鳴盆地內巖溶泉的PCO2(以CO2體積百分比對數表示SI-CO2)在雨季時普遍地稍微比旱季大，體現了雨季氣溫高，植物生長旺盛，土壤CO2濃度也隨之增加。但對于方解石溶解的飽和程度，多數巖溶泉表現為雨季小于枯季，少數巖溶泉出現相反情況，可能是這些巖溶泉流量變化比較穩定，地下水循環周期不一定與季節變化同步所致(圖3)。

4 δ2H和δ18O同位素

當地雨水的氫氧穩定同位素存在明顯的季節效應，表現為春季至夏季受東南季風的影響降雨量增大，δ2H和δ18O同位素(SMOW)偏負，而秋冬季降雨量顯著減少引起同位素富集。降雨的季節變化在地下水中得到顯著的削弱，并且隨著深度的增加地下水的同位素變化幅度會更小[9]。靈水的同位素隨季節變化不明顯，并且接近雨季雨水的同位素值，顯示地下水埋深較大，枯季降雨對地下水的貢獻不大(圖4)。

圖4 雨水和地下水δ2H和δ18O同位素時間變化曲線

武鳴盆地北緣大明山的河流其同位素取樣位置海拔1224m，遠高于盆地的海拔(約100～400m)，高山溪流和山前河流的同位素偏負，是因為海拔高度較高時平均氣溫較低，降水中的同位素偏負。河流經過平原地區時因為混入平原地區的地下水補給和水面蒸發作用的影響而使同位素富集。包括靈水在內，盆地中的巖溶泉的氫氧同位素非常接近，都接近夏季雨水同位素值，說明盆地中地下水主要來自于夏季降雨[9]。以水井為代表的淺層地下水其同位素的變化范圍較大，因為地下水減弱雨水季節變化的效應是隨深度增加的(圖5)。

圖5 δ2H和δ18O同位素在各種水體中的分布

總之，通過同位素分析發現，在武鳴盆地降雨的δ2H和δ18O同位素變化存在著季節變化和高程效應。盆地中出露的地下水都是接受降雨補給，但是因為地下水的混合作用很強烈，除表層巖溶水外，巖溶泉(水平徑流帶)的地下水同位素季節變化和空間變化非常微小，難以體現不同海拔降雨補給的影響。

5 利用GIS分析盆地內的分水嶺

武鳴盆地的內洼地、落水洞非常稀少，并且靈水出口亦非單一管道型。除東風農場巖溶泉和三冬泉管道特征較明顯外，其余巖溶泉流域內均不見可進入的管道，據此判斷盆地內大型管道存在的可能性不高，含水層中可能大量存在的是介于管道和裂隙之間的沿著各種結構面發育的溶蝕裂隙，這也符合匯流盆地型巖溶水的特征[4]。因此認為盆地內巖溶水的分布是比較均勻的。根據武鳴盆地伊嶺地區鉆孔開采涌水量統計，該地區屬于巖溶水分布相對均勻的[4]。在沒有大型管道控制水流，而且無隔水層的條件下，地形因素更加重要，依據地表分水嶺推測地下水的匯水范圍較為合理。

在1∶5萬比例的數字地形圖的基礎上利用ARCGIS中的HYDROLOGY分析模塊判斷盆地內水系和分水嶺。計算結果的水系分布與實際符合，分水嶺劃分合理。從地形上判斷，靈水的匯水范圍包含在武鳴河的西江支流和香山河支流兩個地表水流域內，由圖6所示的1～10個流域組成。當然這10個流域內的地下水并非全部經過靈水排泄。例如在1號流域有三冬巖溶泉作為巖溶水的一個排泄點，四明泉處于2號流域，6號和9號流域則有東風農場巖溶泉和羅波潭及琴泉。那甲向斜所包含的5、7、10號流域則全部在靈水的匯水范圍之內，這與比例1∶20萬水文地質調查的結論符合[1]。10個流域的面積合計為697km2，這是靈水的匯水面積，其中有約126km2屬于埋藏型巖溶，其余的絕大部分屬于覆蓋型巖溶(圖6)。

圖6 利用GIS技術繪制的河流和流域分布

6 結 論

從地質、地貌、水化學、同位素的證據來看，靈水和其他巖溶泉共同來自于同一個巖溶含水層，主要接受盆地中降雨補給，因此其來源是盆地內大氣降水，河流沿途滲漏補給和山前沖積平原地區通過上覆第四紀松散含水層的補給都占次要地位。沒有證據表明盆地內巖溶泉之間存在確定的分水嶺，其邊界類型為自由邊界[10]。但是因為巖溶水都是就近排泄在河流中，河流可能將淺層巖溶水阻斷。在判斷巖溶水屬于均勻性良好分布特征后，利用地表分水嶺初步判斷盆地內巖溶地下水流系統的分布。

靈水流量穩定，水質不受降雨影響、保持常年清澈的特征使人誤認為它不會受到污染。實際上在覆蓋型巖溶區，覆蓋層的厚度只有約5m，在池塘位置覆蓋層只有約1m，污染物很容易通過降雨入滲進入到含水層深處。采取措施對保護靈水水質是必要的，應首先根據靈水的匯水范圍確定保護區，根據地質條件和水流單元的分布確定保護區的等級，其次應建立包括靈水和其他巖溶泉在內的觀測網，了解巖溶水水質實時變化，繼續開展巖溶水流動規律的研究。

致謝：該項研究得到武鳴縣政府、武鳴縣政協、武鳴縣自來水公司的支持，參加項目的人員有于、王松、韋麗麗、劉和生、張強、李邦強、林玉石、姜光輝、郭芳、常勇、康彩霞、黃美桃、彭穩、覃政教等。水化學測試由巖溶地質研究所完成，同位素測試由巖溶地質研究所和中國地質科學院礦產資源研究所完成。

[1] 廣西壯族自治區地質局，廣西水文工程地質隊普查分隊.中華人民共和國區域水文地質普查報告：南寧幅(F-49-[7])[R].南寧：廣西壯族自治區地質局，廣西水文工程地質隊普查分隊，1979.

[2] 廣西壯族自治區地質局，廣西水文工程地質隊普查分隊.中華人民共和國區域水文地質普查報告：上林幅(F-49-[1])[R].南寧：廣西壯族自治區地質局，廣西水文工程地質隊普查分隊，1979.

[3] 何秀.武鳴唐村飲用水突現“黑油” 四千村民靠消防救急[N].南國早報，2010-02-27(4).

[4] 袁道先，孔繁葉，肖仁美，等.巖溶地區供水水文地質工作方法[M].北京：地質出版社，1979：18-19.

[5] US Department of the Interior，US Geological Survey.User’s guide to phreeqc (version 2)：a computer program for speciation，batch-reaction，one-dimensional transport，and inverse geochemical calculations[R].Washington D C:US Department of the Interior，US Geological Survey，1999.

[6] 劉再華，何師意，袁道先，等.土壤中的CO2及其對巖溶作用的驅動[J].水文地質工程地質，1998(4)：42-45.

[7] VESPER D J，WHITE W.Storm pulse chemographs of saturation index and carbon dioxide pressure： implications for shifting recharge sources during storm events in the karst aquifer at Fort Campbell，Kentucky/Tennessee，USA[J].Hydrogeology Journal，2004，12：135-143.

[8] 劉再華，CROVES C，袁道先，等.水-巖-氣相互作用引起的水化學動態變化研究：以桂林巖溶試驗場為例[J].水文地質工程地質，2003(4)：13-18.

[9] IAN D C，PETER F.水文地質學中的環境同位素[M].張慧，張新基，譯.鄭州：黃河水利出版社，2006.

[10] 沈照理，劉光亞，楊成田，等.水文地質學[M].北京：科學出版社，1985:48-49.