陈建生，韩莉文，马芬艳
(1.河海大学地球科学与工程学院，江苏 南京 210098；
2.河海大学土木与交通学院，江苏 南京 210098)
苏北平原靠近海岸线，地势低平，陆域面积3.25万km2，海岸线长954 km，地理位置为117.5°E～122°E、32.5°N～35.5°N，按地貌形态可分为石质山地、山前冲积平原、黄泛平原、海积平原、古泻湖洼地平原和长江三角洲平原[1]。江苏沿海地区处于北亚热带向南暖温带过渡区域，属海洋性气候，冬季偏干旱，夏季偏湿热，受季风降水及江淮梅雨影响显著，年均降水量为900～1 500 mm，南部雨量偏多，年平均气温13～15℃[2]。该地区常住人口达到2 000万，虽然区内地表水资源丰富，河网密布，但地表水污染严重，除了长江之外，地表水水质都在Ⅳ类以上，不适合作为饮用水水源。水质性缺水成为制约江苏沿海地区发展的主要问题。
20世纪50年代，苏北平原地下水开采井数量极少，主要为供水试点和保留的勘探孔，年开采量不足10万m3，承压水呈自流状态[1]。承压水在越流向地表补给的过程中大量的盐分被带到地表，在冲洪积平原地表沉积形成了盐碱地，造成玉米、小麦等农作物产量降低[3]。20世纪60年代初，江苏沿海地区深层水水位仅2 m左右，局部自流。20世纪70年代以后，由于大量抽取地下水，承压水水位下降，局部地区形成漏斗，而20世纪80年代中后期承压水水位已下降至40 m左右[4]。大量抽取地下水后含水层的补径排关系发生了根本的改变，承压水水位与潜水水位下降的最大幅度分别超过40 m与5 m，含有大量盐碱及污染物的地表水直接入渗到潜水与承压水中，大部分潜水已经遭受了来自地表水的污染，而污染正在向承压水发展[5]。地表水入渗造成盐碱地消失，农作物产量大幅度提高，但与此同时，地表的盐分被带入含水层中污染了地下水[6]。
苏北平原深层承压水的来源存在争议。一种观点认为，深部承压水的补给源来自于长江、淮河、沂沭河等河流的侧向补给，不同承压层的补给周期在1.5万～4万a之间，下层年龄大于上层[1，7]；
第二种观点认为，浅层和深层地下水都受到当地大气降水的补给，主要补给来源有大气降水、河渠入渗、农业灌溉回渗、侧向径流和越流补给，由中西部内陆补给东部沿海，并受到深大断裂带的控制[8]，但浅层地下水和深层地下水属于不同的地下水循环系统；
第三种观点认为，承压水主要来自于隐伏火山及火山周边的断裂带，属于新生代玄武岩地下水，玄武岩中的熔岩隧道与孔洞形成导水通道，地下水接受现代降水补给，补给源区为西部高原地区，外源水经历了跨流域的深循环径流过程[9-10]。
苏北平原地下水是当地居民重要的饮用水水源，地下水资源补给、径流与排泄方式关系到居民生活质量与经济的可持续发展。本文通过分析苏北平原及周边地区的水文地质条件，地表水、地下水中的氢氧同位素、氚及水化学性质，结合水文学、水力学及地质构造，对研究区地下水的补给源进行了深入分析，并根据对研究区发现的优质矿泉水偏硅酸来源的溯源，揭示苏北平原地下水的补径排方式。
苏北平原位于长江三角洲北翼，其南北以苏南隆起和鲁苏地块为界，西至郯庐断裂，东与南黄海南部凹陷相接[11]。新生代海相火山喷发产生的玄武岩覆盖在沉积层之下[12]，成为隐伏火山区，后因地处下游，河流泥沙淤积形成冲积平原[13]。研究区内断裂带发育，分布有响水—淮阴—盱眙断裂带，郯庐深大断裂带，如东—扬州断裂和金坛—如皋断裂等，这些深大断裂带控制了第三纪晚期及以后的沉积作用，进而控制了地下水含水系统的分布[14]。地下水含水系统主要以松散岩类孔隙水为主，根据含水层的时代成因、含水介质特征、水力性质、水理性质和地下水循环深度，可将研究区内上新世—第四纪含水系统自上而下划分为浅层含水系统和深层含水系统。
新生代以来，由长江、淮河、新沂河等带来的泥沙淤积形成冲积平原。在松散沉积物中赋存了多层咸、淡水体，不同水体和含水层间的水体补排关系十分复杂。由于上游平原的淤积是通过河床与湖泊的淤积实现的，河床淤积呈现条带状分布，湖泊沉积表现为透镜体分布，粗颗粒意味着河流或湖泊中的水流流速较快，构成弱透水层的细颗粒沉积更多发生在湖泊中。研究区河网、断裂带及抽水条件下地下水补给关系见图1。
图1 研究区河网、断裂带及抽水条件下地下水补给关系Fig.1 Relationship between river network, fault zone and groundwater recharge under pumping condition in northern Jiangsu coastal research area
采集苏北平原中淮安和连云港地区的深层地下水，分析了氢氧同位素及偏硅酸、锶等基本水化学成分并统计了前人在该地区有关地表水和浅层地下水的分析结果、南通地区地下水分析结果以及盐城等地区的同位素分析成果[1]。采样点分布见图2(图中部分采样点数据来自于张岩等[15]的研究成果)。
图2 苏北平原地貌及深层地下水采样点分布Fig.2 Distribution of coastal geomorphology and deep groundwater sampling sites in Subei Plain
3.1 氢氧同位素特征
盐城地区承压水中的氢氧同位素关系点落在相对较为集中的区间，只有少数点落在全球雨水线(GMWL)上或附近，大部分关系点位于GMWL之下，见图3。苏北平原河流只有少数点落在河水的蒸发线EL1(δD=4.24δ18O-17.11，R2=0.96)上，淮安和连云港地区承压水的氢氧同位素关系点均没有落在GMWL上，地下水可能来自于湖泊或河流的渗漏补给。南通地区的承压水除个别点外，也都落在GMWL之下，而且离散程度较高。苏北平原深层承压水都相对地表水贫化，且大多落于当地蒸发线下方，表明深层承压水不是当地地表水下渗形成。
图3 苏北平原主要补给源区地下水的氢氧同位素关系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
对淮安、连云港和南通地区的河水、潜水、承压水的氢氧同位素与氚进行了测量，共分析了45个氚值，淮安、连云港地区河水中的氚值为8.3 TU，地下水中的氚在6.5 TU与4.4 TU之间，平均值为5.5 TU。此外，收集整理了前人[1,7，16-21]的氚数据用以对比(表1)。扬州、泰州、南通地区潜水与承压水的氚含量在0.03～23 TU之间，平均值为6.4 TU[21]，其中靖江与南通第Ⅲ承压含水层水中的氚分别达到了23 TU与22.3 TU。除南通以外其他地区的氚值在深层地下水、浅层地下水和地表水的平均值分别为5.44 TU、6.3 TU、8.3 TU，深层地下水中氚的最大值为6.49 TU，最小值为4.43 TU。
表1 扬州、泰州地区地下水中的氚与14C
3.3 水体中偏硅酸含量分析
水体中离子主要来源于水与岩石矿物的反应，其分布特征反映了一个地区水与地质的相互关系，形象展示了水体的循环过程。苏北平原河水、潜水与承压水的偏硅酸箱线图见图4。通过对样品中偏硅酸的检测与统计分析，发现偏硅酸质量浓度在不同类型水体中的变化较大，在深井中最大，浅井次之，地表水中最小。在不同水体中质量浓度分布较分散，深井中偏硅酸质量浓度平均为62.13 mg/L，变化范围在35.80～81.56 mg/L之间；
浅井中平均为24.65 mg/L，整体质量浓度在5.83～69.77 mg/L之间；
地表水偏硅酸平均质量浓度为2.45 mg/L，在0.00～9.03 mg/L范围内。
图4 苏北平原河水、潜水与承压水的偏硅酸含量Fig.4 Metasilicic acid content of river water, phreatic water and confined water in Subei Plain
4.1 “古水”来源争议
苏北平原地下水被确定为1.6万～4万a古水的证据来自于14C，利用14C测定地下水年龄需满足两个前提条件：一是通过地表水入渗而溶解在水中的含碳化合物随着水分子同步运动；
二是进入地下水的含碳化合物浓度和补给源区是已知的。满足这两个条件，14C的测年结果才能相对准确。如果地下水中的CO2与碳酸盐等进行了水岩相互作用，水岩反应将矿物中的C溶解到地下水中，只有参加水岩反应的CO2是来自于大气才可能通过13C进行校正。如果CO2来自于地球深部，测年结果就会出现较大的误差。Vogel[16]认为，最初进入地下水的14C/C计数率在80～90 pMC之间。水中含碳化合物的含量很少，因此，当有未知碳源混入时，14C的定年结果就不再可靠。虽然14C定年方法在国内外考古界的应用取得了很大的成功，但利用该方法测定我国地下水年龄的研究却存在很大争议[17-18]。我国北方地区地质构造运动复杂，断裂带系统发育，埋藏在地球深部的CO2通过断裂带系统排放，并混入地下水系统中，成为地下水的未知碳源。
苏北平原内存在黄桥、纪一和丁庄垛3个主要的CO2气田，CO2含量在90%以上[9]。其中黄桥气田的储量大约为200亿m3，是我国储量最大、质量最好的CO2气田[19]。由于西太平洋板块俯冲插入东亚板块之下的地幔岩浆中，俯冲板块中的碳酸盐岩在高温下分解出CO2，在中国东部形成了碳库，碳库中的CO2通过断裂带进入地下水中，如如东—扬州断裂和金坛—如皋断裂等，这些深大断裂带控制了第三纪晚期及以后的沉积作用。来自碳库中的CO2几乎不含14C，见图5。岩层深部的CO2混入地下水后，总C增加了，14C/C的比值发生了变化，所以，根据14C/C比值计算地下水的年龄严重偏大，苏北平原地下水不符合14C定年条件[20]。
图5 苏北平原不满足14C定年条件概念示意图Fig.5 Diagram of the concept of not meeting 14C dating conditions in Subei Plain
李云[21]测定了苏北平原扬靖泰潜水与承压水中的14C与氚，所有的地下水中都有氚，表明地下水接受现代水的补给，最大的氚值达22.43 TU，高出南京地区同期大气降水中的氚值1倍以上。苏北平原地下水氚值大于南京地区降水中的氚值的点有6个，高氚值显然是来自核试验，对应1963年的峰值(数据来源于 International Atomic Energy Agency )，由此估算地下水的年龄约为40 a。其他承压水的氚值小于6 TU，年龄大于40 a。
如皋第Ⅲ承压含水层水14C/C的计数率为1.64 pMC，氚值为22.43 TU，根据14C与氚得到地下水的年龄分别为4万a与40 a。由于氚(3H)是H的同位素，H在水中属于多数元素，由岩层深部带来的H量与水中H量相比很小，几乎对氚的测定没有影响。而水中的C属于少量元素，容易受到岩层深部CO2的影响。14C/C比值的减小是由于地下水中CO2混入的结果，所以，苏北平原地下水来自古水的结论是不可靠的，而氚值是可信的，即承压水接受现代水的补给[10]。
4.2 侧向径流
自20世纪80年代起，随着社会经济的快速发展，苏北平原对水资源的需求量与日俱增。由于沿海地区位于河网的末端，工业废水、化肥、农药与生活污水等排泄到河流中，大部分河水属于不能用的劣Ⅴ类水，深层承压水成为苏北平原的主要水资源。大量开采深层承压水已经形成了水位降落漏斗，并引起地面沉降[20]。2005年以来，苏北平原深层承压水的开采量逐年减少，从2005年的2.03亿m3减少至2013年的1.56亿m3左右[22]。限采措施实施后，各承压层的水位出现了不同程度的上升并趋于稳定，表明地下水存在现代水的补给。
Ling等[23-30]先后尝试用建立数学模型的方法来研究苏北平原地下水资源及地下水环境的问题。通过模型反演各承压层与弱透水层的渗透系数、侧向补给量与越流补给量等，通过数学模型预测地下水流场的变化趋势。但是，通过模型得到的弱透水层渗透系数与承压层的渗透系数相差4～7个数量级。实验室测试结果表明，承压层细沙的渗透系数在10 m/d左右，而相对隔水的弱透水层的亚黏土渗透系数在0.1 m/d左右，二者之间相差只有2个数量级。苏北平原属于冲洪积层与淤积层，无论是承压层还是弱透水层，沉积物都来自于河流带来的泥沙淤积，沉积层颗粒的粒径与流速有关，流速较大的沉积颗粒粒径相对较大，而流速缓慢则沉积颗粒较小，并含有大量的黏粒。但无论如何，透水层与弱透水层的渗透系数不可能相差4～7个数量级。模型反演得到的弱透水层的渗透系数明显小于实际情况。
图6 研究区承压水等水位线(单位：m)Fig.6 Contour line of confined water in study area(unit:m)
苏北平原地下水水质与水量的数学模型都假设承压水来自于侧向补给，承压水的补给源被认为是西部山区的降水或河流入渗，地表水对承压水基本没有补给，而深部基岩是隔水的底板。当承压水低于海平面，海水会进入承压层中，数学模型将临海一侧设置为隔水边界不符合实际情况。通过等水位线可以确定承压水的流动方向。承压水水位形成降落漏斗后，周边的地下水向漏斗中汇集，承压水水位低于海水位40 m。在20世纪60年代之前，承压水水位高于地表水水位，承压水向南海排泄。于是，当承压水水位低于海平面，海水也应该通过排泄层向沿海大陆入侵，但实际上，海水入侵事件没有发生，而且在沿海地区仍然存在大量的上升泉，上升泉距离海边3 km，沿着一条水沟分布，每隔几米到十几米一个，见图6。上升泉的TDS约25 g/L，低于海水35 g/L。通过承压水的等水位线分布可以看出，在海安、建湖等地区存在地下水分水岭，承压水接受垂向补给，然后向漏斗中排泄。
4.3 新生代玄武岩与断裂带地下水补给
玄武岩地下水的研究始于20世纪20年代。新生代玄武岩地下水属于一种特殊类型，其补给、径流与排泄方式完全不同于孔隙水、裂隙水与岩溶水；
玄武岩地下水大都属于HCO3-Mg或HCO3-Ca+HCO3-N型水，偏硅酸质量浓度一般都在25 mg/L以上。玄武岩地下水的储水与导水构造是以熔岩隧道与孔洞为主、次生构造裂隙与风化裂隙为辅的熔岩裂隙孔洞水[16]。玄武岩地下水广泛分布在海南岛、雷州半岛、云南腾冲、长白山、五大连池、盱眙、南京等新生代火山岩地区，已经揭露的熔岩隧道高0.3～5.8 m，宽0.4～41 m，隧道内部拱顶多为半圆形、弧形，隧道有的是单条的，有的分叉合并频繁，还有上下两层双层结构的，地下水从熔岩隧道中流出。松花江上游二道白河源头是天池瀑布，向北流行4 km后，穿过4 km长的熔岩隧道[31]。玄武岩熔岩隧道周边存在气孔构造，气孔形状一般为近圆形至不规则形，通过镜下观测，确定90%以上的孔洞、孔隙与微气孔、微孔隙是相互连通的，且均与熔岩隧道连通[32]。低黏性的碱性玄武质熔岩在冷却过程中形成了连续的收缩缝，最终演变成管道型的导水通道[33-34]。在大面积新生代玄武岩台地分布地区，往往出现较大和特大的泉水，泉水在枯水季节的绝对流量仍然很大[35]。
新生代玄武岩分布在我国的东部地区，新近纪期间，苏北地区发生了早晚两期火山岩喷发，属于加山—六合火山群，盱眙东部的扬州、泰州、盐城、涟水等火山玄武岩是同期喷发的。由于火山喷发都发生在海底，称为新生代隐伏火山群，见图1[36]，由于火山群的岩性均为玄武岩，所以这些地区的岩层称为新生代隐伏火山玄武岩，盱眙、六合等苏北地区均有分布，这些区域地下水水质好，富水性强[37]。新生代隐伏火山玄武岩地下水丰富，而且水中的偏硅酸与锶的含量达到了矿泉水标准，矿物质含量极高，是汤沟、高沟等白酒的酿酒用水[38]。盐城北部一带承压水水位较高，该地区在新生代300万～500万a前曾经发生了玄武岩喷发，属于隐伏火山地区，显然，承压水接受隐伏火山玄武岩地下水的补给。根据苏北平原隐伏火山地区深层地下水中偏硅酸高的特征推断，地下水应该来自于玄武岩中的熔岩隧道与孔洞。位于隐伏火山附近承压水的氢氧同位素关系点分布在相对集中的范围内，表明地下水的补给源区比较稳定，而且应该来自较为集中的导水通道。苏北平原隐伏火山地区深层地下水氢氧同位素关系对比分析确定，地下水的补给源区可能位于云贵高原一带[9]。
图7 地下分水岭导水构造涌水补给承压水概念图Fig.7 Concept diagram of confined water recharge by water gushing from underground watershed diversion structure
在连云港、盐城与南通地区存在3个规模较大的水位降落漏斗，在大型漏斗之间存在水位较高的区域，高水位地区分布着断裂带或新生代隐伏火山玄武岩，根据地下水流场确定承压水应该来自于断裂带和新生代隐伏火山玄武岩。如，第Ⅲ承压含水层抽水量大的地区分布在盐城与南通，漏斗水位高程分别为-30 m与-25 m，而在抽水量相对较大的盐城东北地区承压水水位始终保持在0 m附近，存在东西向与断裂带分布重合的地下水分水岭，深层地下水从断裂构造中涌入承压层，并通过越流补给方式向地表流动。由于断裂带上部地层的水压力很高，所以，虽然大量抽水但水压力降低幅度不大，仍然通过越流补给上部承压水层及潜水层。
漏斗地区下伏基岩中没有导水构造，抽水后承压水水位降低，来自断裂带的涌水向低压漏斗区流动，见图7。对于漏斗区而言，如果抽水量大于水平补给量，承压水水位继续降低；
当抽水量与补给量达到相对平衡，水位将保持稳定。所以在远离断裂带的地区承压层之间形成了水位差，潜水层与各承压层之间的越流补给关系发生了变化，第Ⅰ承压含水层与第Ⅱ承压含水层水位高于第Ⅲ承压含水层水位，形成了向下的越流补给。涟水与灌南一带抽水量相对较小，但第Ⅲ承压含水层最大漏斗水位高程达-40 m，水位较高的地区下伏地层为新生代隐伏火山玄武岩，地下水的补给应该来自于玄武岩地下水。
水化学分析显示，研究区地表水、浅层地下水的主要化学成分特征与深层地下水有很大不同，深层地下水表现出明显的硅酸盐岩参与水岩反应的特征，地下水中含有大量偏硅酸和丰富的矿物质，地下水流经的主要岩层属于硅酸盐富集而碳酸盐较少的岩层。水化学与水位变化特征都支持地下水来自于深部垂向补给方式的结论。考虑到研究区下伏新生代隐伏火山玄武岩，推断玄武岩地下水可能是研究区深层地下水的主要补给源，地下水的导水通道位于火山岩中。苏北平原深层地下水既不是孔隙水，也不是裂隙水与岩溶水，而属于新生代隐伏火山玄武岩地下水。
苏北平原深部地层中存在CO2气藏，从气藏中释放的CO2混入地下水中，造成水中重碳酸根浓度增大，死碳混入地下水后不满足14C定年条件，所以，前人采用14C定年的结果偏大。苏北平原地下水中探测到明显的氚，表明地下水接受现代水补给，地下水中的氚来自于核试验，深层地下水为现代水补给。承压水的年龄集中，在空间上的分步范围也很小，流速稳定，由此推断研究区深层地下水主要来自于垂向补给。
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