蘇北盆地地下水補給源問題討論

陳建生,馬芬艷,張 茜,詹瀘成,王 濤

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

蘇北盆地是全新世以來長江、淮河與黃河及黃海潮流等多種因素綜合作用下沉積形成，蘇北地區的含水層由潛水與多層承壓水構成，潛水層主要由晚更新世及全新世的粉細砂組成，中間夾有弱透水的亞黏土、黏土層，承壓水層一般分為4層，承壓層之間被亞黏土、黏土等弱透水層隔開。靠近海岸的第一、二承壓層受海水入侵影響，溶解總固體(TDS)最高達到25 g/L，遠離海岸的承壓水基本上都為TDS小于1 g/L的淡水。蘇北平原位于長江、淮河等河流的下游，人口眾多，地下水是生活用水與農業灌溉用水的重要來源。20世紀70年代以來，由于過度地開采地下水用于農業灌溉，已經造成下水位普遍下降了10～20 m，部分地區形成了漏斗。蘇北地區的地表水已經被嚴重污染，深層承壓水水質仍然保持優質，承壓地下水能否可持續進行開采利用，是江蘇省各級政府所關注的重大問題，所以，有關蘇北地區地下水的補給、徑流與排泄方式的研究始終受到高度重視。

前人對蘇北平原地下水的補給、徑流與排泄進行了一些研究，通過氫氧同位素與水化學分析確定地下水的補給源區，并且通過氚與14C確定出承壓水的補給周期。對于蘇北地區承壓地下水的補給、徑流與排泄方式存在3種不同的觀點：①承壓水來自河流的滲漏補給，承壓水的補給方式以側向徑流為主，揚州、泰州、靖江、南通與鹽城等地區的承壓水來自長江的滲漏補給，補給周期為10 000～40 000 a[1-2]；②南通地區第Ⅰ、第Ⅱ承壓含水系統地下水同時接受來自側向地下水和當地局部地下水流的入滲補給。第Ⅲ、第Ⅳ承壓含水層水主要來自西部區域地下水的側向徑流補給和越流補給，屬于不易更新的水資源[3]；③蘇北地區“三溝一河”酒廠釀酒用水都屬于火山玄武巖地下水，承壓水來自從隱伏火山口上涌的外源水，地下水的補給年齡約為40 a，地下水的徑流通道為孔洞型玄武巖，地下水在徑流過程中與玄武巖中的硅酸鹽礦物發生了水巖反應，形成了富偏硅酸與富鍶型地下水[4]。

圖1 14C測定蘇北泰州、南通一帶承壓水年齡分布(單位:a)

本文首先對14C定年的適用性問題展開分析，討論承壓水究竟是“古水”還是現代水。根據長期觀測得到的長江水及秦淮河水的氫氧同位素關系，判斷長江及當地降水對蘇北承壓水是否存在補給。通過地下水中氚分布及水位變化討論斷裂構造與火山玄武巖地下水對承壓水的補給關系。

1 蘇北承壓水年齡

蘇北地下水是否接受現代水補給，關系到該地區水資源可持續發展問題，受到國家及各級政府的高度重視。對蘇北地下水補給、徑流與排泄問題存在不同的看法。趙琪[1]認為，蘇北沿海地區承壓地下水的補給源區為長江，長江水滲漏后向北東方向流動，通過側向補給到承壓含水層中，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承壓水補給時期在核爆試驗(1952年)前，不受現代水補給。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承壓水的14C 年齡分別為：9 100～10 400 a、8 400～15 000 a，12 500～30 000 a、16 700～30 000 a，均為古水，接受晚更新世至全新世早期降水補給。南通地區14C定年的錯誤是顯而易見的，因為南通地表以下50 m沉積層形成的年齡距今4 800～15 000 a，大部分Ⅰ承壓地層是在距今10 000 a之后開始沉積[5]，由于10 000 a前南通地區Ⅰ承壓層還是海水或剛開始沉積，所以，Ⅰ承壓層地下水的年齡不可能超過含水層形成的年代。趙琪采用14C測出南通地區Ⅲ、Ⅳ承壓水14C年齡自西向東逐漸增大，并認為Ⅲ、Ⅳ承壓水的補給區位于研究區西側，根據區域水文地質條件推測補給區位于揚州—鎮江一帶，參見圖1與圖2。李云[2]則認為，揚州、泰州與靖江承壓地下水的年齡在5 000～30 000 a之間，參見圖1。楊峰田等[6]采用14C測定了盱眙老子山地下水的年齡，也得到地下水為“古水”的結論。

揚州-泰州-靖江一帶通過鉆孔揭露做出的剖面圖參見圖2[7]，地表以下5～30 m為潛水層，50～130 m 為Ⅰ承壓層。承壓層之間存在亞黏土等相對隔水層，相對隔水的亞黏土層厚度不等，有些呈透鏡體狀，承壓水之間并沒有完全被隔水層隔斷。由于勘查鉆孔數量有限，承壓層與隔水層之間亞黏土層的厚度及破缺的情況并不是十分清楚，所以，通過地質剖面不可能很清晰地判斷地下水的補給、徑流與排泄關系。

圖2 揚州-泰州-靖江地區水文地質剖面

1.1 地下水中來源

(1)

硅酸鹽層中水巖反應的主要礦物為鉀長石(KAlSi3O8)與鈉長石(NaAlSi3O8)，其化學反應式如下：

(2)

(R表示K、Na)

中國東部受太平洋板塊俯沖以及印度-歐亞板塊碰撞的遠程效應使中國東部形成大量高CO2含量的源區，中國東部松遼、渤海灣、蘇北、三水、東海、珠江口、鶯歌海等盆地無機 CO2氣藏發育廣泛，板塊俯沖導致大規模巖漿噴發、地熱升高，并控制了深大斷裂系統，有利于無機CO2運移儲集[14]。由于深部的CO2通過斷裂構造不斷向地表釋放，在承壓水與潛水中都溶解了大量的來自深部的CdO2，由于深部CdO2中的C是幾乎不含14C的“死碳”Cd。“死碳”的混入必然要影響14C定年的精度。

我國目前儲量最大的CO2氣田位于江蘇省泰興市黃橋鎮附近，見圖1，現已探明CO2地質儲量大約為200×108m3，截至2004年，黃橋CO2氣田累計采出量已達4.15×108m3，為目前世界上開發CO2最多的氣田[15]。從圖1可知，黃橋正好位于14C定年采樣的核心區域，顯然，前人在應用14C技術定年的研究中都沒有考慮深層的CdO2氣田的影響。

圖3 蘇北地區不滿足14C定年條件概念示意圖

1.2 長江水與河水中濃度

1.3 蘇北承壓地下水14C定年問題

表1 揚州、泰州、靖江、南通等地區地表水、潛水與承壓水中質量濃度及14C所定年齡

(3)

式中：a為14Cao值，表示從地表帶入地下水的14C含量；b為14Cac值，為當前地下水中的14C含量。

顯然，式(3)是建立在地下水中所有的C都來自地表水的條件之上。但事實上，在中國東部地區，深部存在大量不含14C 的CdO2混入，導致地下水中仍然有大量來自深部的Cd，所以，式(3)的表達應該為

(4)

式中：c為Cao值，是入滲初期地下水中的C量；d為Cd值，是來自深部巖石圈的C量。只有滿足：d=0的條件下，式(4)才能變成式(3)。由于地下水中存在深部巖石圈來源的CdO2，所以，通過式(4)計算出的年齡t′是虛假的，即使地下水是現代水，14C沒有發生衰變，即14Cao值≈14Cac值，但是根據式(3)仍然可以求出地下水的年齡t′在4 619～5 599 a之間，見表1。深部“死碳”混入地下水，根據式(4)計算出地下水的年齡屬于“假年齡”，“死碳”與原始碳的比值與“假年齡”之間的關系見圖4，最初地表水帶入的Cao值越少，Cd值的影響越大，事實上，深部混入的Cao值(死碳)是無法用模型校正的。根據圖4，如果“死碳”的混入量是地表水帶入C量的40倍，通過式(3)計算出的地下水“年齡”就可達到3萬a，所以，地下水是“古水”的結論不可信。

圖4 14C定年得到的“年齡”與“死碳”混入量的關系

1.4 蘇北地下水中的氚分析

2008年李云[2]測定了蘇北揚靖泰潛水與承壓水中的14C與氚，見表2。所有的地下水中都有氚，表明地下水接受現代水的補給。最大的氚值達到22.43TU，該值高出南京地區同期大氣降水中的氚值一倍以上，氚值大于降水的值有6個，高氚值顯然是來自核試驗，對應著1963年的峰值，由此估算地下水的年齡約為40 a。其他承壓水的氚值小于6TU，年齡大于40 a。

Vogel[18]認為最初進入地下水的14C在80～90 pMC之間，揚靖泰地區地下水中14C的范圍在1.64～57.47 pMC之間，在1.3中分析了“死碳”混入地下水也可造成14C/C計數率下降，在如皋Ⅲ承壓水中14C測量值為1.64 pMC，但同時地下水中的氚值達到22.43TU，如果沒有“死碳”的混入，不可能出現這種氚值最大而14C值最小的情況[9]。揚靖泰地下水中同時測定到明顯的氚與14C低值，矛盾的出現是由于Cd進入到了地下水中。由于氚(3H)是H的同位素，H在水中屬于多數元素，由深部帶來Hd的量與水中H的相比是很小的量，幾乎對氚的測定沒有影響。而水中的C屬于少量元素，容易受到外來C的影響。14C值/(Cao值+Cd值)比值的減小是由于地下水中混入了Cd的結果，所以，蘇北地下水來自“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補給。

表2 揚靖泰地下水中14C及氚值

筆者于2016—2017年在蘇北地區分析了42個承壓水樣和1個河水樣中的氚及δD、δ18O、TDS等參數，采樣點分布見圖5。河水中的氚值8.31 TU，基本上代表了當地降水中的氚值。所有的承壓水中都測到了氚，氚值在4.43～6.49 TU之間，平均值為5.5 TU，地下水的年齡比較接近，表明地下水具有集中的補給區與徑流通道。結合李云[2]在2008年的分析結果，大部分承壓水中的氚值在降低，表明1963年降水中的峰值已經過去了，據此可知，蘇北地下水的年齡大約為40 a。

圖5 蘇北地區新生代火山斷裂構造帶分布及承壓水采樣點區域

2 蘇北承壓水氫氧同位素分析

筆者在2012年8月至2014年12月，每周定期采集長江水與秦淮河水進行氫氧同位素分析，2016—2017年筆者采集了蘇北淮安、連云港、宿遷、南京一帶地下水及河水樣，同位素結果見圖6。蘇北的河水與承壓水中氫氧同位素關系點落在不同的區域，蘇北河水中的氫氧同位素關系點落在蒸發線EL上，顯示為富集。秦淮河水來自南京周邊山區降水，所有的氫氧同位素關系點都分布在EL蒸發線周圍，與地下水的同位素關系點存在明顯差異，二者之間不存在補給關系。李云[2]進行的硫同位素分析也證實，蘇北承壓水不是來自于地表水的入滲補給，氫氧同位素與硫同位素的分析結果相一致。

蘇北淮安、連云港、宿遷等地地下水的氫氧同位素關系點落在較為集中的范圍(圖6)，與南京地區的降水加權平均值存在較為明顯的差異，顯示為貧化性質，表明地下水補給源區的降水同位素具有貧化特征。不同時期的長江水與秦淮河水都分布在較為寬泛的區間。長江水δD變化范圍在-68.2‰～-35.7‰ 之間，平均值為-51.5‰，δ18O的變化范圍在-9.72‰～-4.73‰之間，平均值為-7.52‰。秦淮河水δD變化范圍在-51.6‰～-30.8‰之間，平均值為-40.6‰；δ18O的變化范圍在-7.64‰～-3.95‰之間，平均值為-5.66‰。秦淮河的氫氧關系點均值落在當地降水的蒸發線EL上，與地下水差異明顯，顯然，南京等附近地區的降水不是地下水的補給源。長江水的氫氧關系均值與蘇北地下水也存在明顯差異，淮安、連云港與宿遷地下水的同位素明顯貧化，長江水與秦淮河水都不可能是蘇北盆地的補給源。趙琪[1]分析了蘇北沿海鹽城承壓Ⅲ～Ⅳ淡水的氫氧同位素，同位素關系點落在漣水—灌南等區域的上部，部分區域重合(圖6)，鹽城地下水的補給源與漣水與灌南等地存在一些差異，與長江水也存在明顯的差異。

圖6 蘇北承壓水及長江、秦淮河、南京降水氫氧關系點

3 蘇北承壓水補給源討論

上述分析表明，蘇北盆地的承壓水的補給源如果是周邊山區的降水或河流的入滲，那么地下水中就不可能測到氚，因為地下水在松散層中的流速非常緩慢，從長江或山區補給到沿海的距離超過300 km，在沖積平原松散層中地下水最大的流速小于1 m/d，補給到沿海地區將超過1 000 a。在蘇北盆地承壓水中普遍測量到了氚，表明地下水屬于40 a左右的現代水。在蘇北盆地分布著一些大型的斷裂帶構造與新生代火山玄武巖(圖5)，研究證實，新生代玄武巖地下水非常豐富[19]。

對玄武巖地下水的研究始于20世紀20年代。新生代玄武巖分布在我國東部地區，江蘇盱眙、六合等蘇北地區都有分布，水質好，富水性強[20]。研究認為，玄武巖地下水是一種新類型的地下水，不屬于孔隙水、裂隙水和巖溶水。玄武巖地下水的儲水與導水構造以熔巖原生孔洞為主，次生構造裂隙與風化裂隙為輔的熔巖裂隙孔洞水[18]。新近紀期間，南京及蘇北地區發生了早晚兩期火山巖噴發[21]，揚州、泰州、鹽城、漣水等火山玄武巖是同期噴發的，由于噴發發生在海底，所以稱為隱伏火山群[22-24]。研究證實，新生代隱伏火山群玄武巖地下水豐富，而且水中的偏硅酸與鍶的含量達到了礦泉水標準，礦物質含量極為豐富，是湯溝、高溝等白酒的釀酒用水[5]。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(圖6)，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。據此推斷，地下水可能來自隱伏火山群以及導水的斷裂構造。鄭欣虹等[4]通過對蘇北灌南地區的深層地下水分析討論，發現灌南的隱伏火山玄武巖地下水補給源不是當地降水。灌南與蘇北地區的深層地下水在氫氧同位素、氚濃度及水化學特征相似，蘇北深層地下水的補給源區可能和灌南一樣，位于青藏高原東南及云貴高原一帶。

通過對蘇北承壓地下水的觀測發現，除了鹽分較高的含水層外，淡水承壓水位隨時間呈現周期性變化，見圖7[24]。如果蘇北盆地的承壓水是“古水”，地下水被抽取后造成的水位下降不可能在年度內出現回升，因為“古水”的補給速率是非常小的。海安地下水位的年漲落幅度達到5 m，地下水位在短短幾個月內就上升了5 m。2010年對Ⅲ承壓水實行限制開采以來，南通市與鹽城大豐市Ⅲ承壓水位已經分別累計上升了7 m和6 m。地下水位的上升表明承壓水存在較強的補給，通過對比可知，不同地區的承壓水位上升速率存在較大的差異，表明地下水的補給不是通過側向流，而是通過垂向，補給通道應該位于新生代隱伏火山玄武巖與斷裂帶中。

(a) 海安市地下水位變化

(b) 鹽城大豐市地下水位歷時

(c) 南通市Ⅲ承壓地下水位歷時

(d) 鹽城大豐市Ⅲ承壓地下水位歷時

4 結 論

b． 氫氧同位素關系表明，長江及蘇北的河流對承壓水不存在補給，蘇北地下水可能接受外源區補給，補給區具有同位素貧化的特征，根據全球降水同位素分布特征結合水文地質條件，推斷地下水可能來自隱伏火山群以及導水的斷裂構造，補給區可能位于青藏高原東南及云貴高原一帶。

c． 蘇北盆地地下水中普遍測到了氚，根據氚的時空分布特征，確定地下水中氚主要來自人工核試驗，據此推測地下水的循環周期大約為40 a。長江與河流的水通過側向補給到蘇北盆地的時間超過1 000 a，地下水的年齡分布不支持地下水來自于河流滲漏側向補給的觀點。

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