蒲俊兵

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西岩溶动力学重点实验室, 广西桂林 541004;联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

重庆岩溶地下水氢氧稳定同位素地球化学特征

蒲俊兵

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西岩溶动力学重点实验室, 广西桂林 541004;联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

重庆地区分布有380条岩溶地下河, 是重庆市重要的水资源。为掌握岩溶地下河水稳定同位素地球化学特征及其环境意义, 研究了重庆市不同地区51条地下河水体的稳定同位素地球化学特征。研究表明, 重庆市岩溶地下河旱、雨季δ18O、δD值均沿大气降水线分布, 表明地下河水均起源于大气降水。受雨季降水云团运动规律(环流效应)和区域地形的影响, 地下河水δ18O、δD值雨季表现出渝东北地区(渝西地区, 渝东地区)＜渝东南地区的明显区域分布规律(“＜”表示偏负于), 旱季由于地下河水在含水层中运动较慢, δ18O、δD值的区域性规律不明显, 且由于具有较雨季长的滞留时间, 导致其d-excess值明显小于雨季。利用岩溶地下水δ18O值和区域高程建立了二者之间的二元回归模型, 揭示了重庆岩溶地下河水旱季δ18O值随高度的变化率为–0.34‰/100 m, 雨季为–0.31‰/100 m, 这对于区域水循环研究具有重要意义。

岩溶地下河; 地下水; 稳定同位素; 重庆

水文地质学研究中最常用的环境稳定同位素主要是δ18O、δD(Criss et al, 2007)。δ18O、δD本身就是水分子中的一部分, 在低温低压的浅层地下水中它们的行为较为保守, 因此被广泛用于示踪“四水”循环过程(刘锋等, 2008; 翟远征等, 2011)。国内外针对区域表层岩溶地下水开展同位素水文地球化学的研究工作较多, 主要用于解释岩溶含水层中地下水的运动过程及来源(Vandenschrick et al., 2002; Cruz Jr et al., 2005; Li et al., 2007; Schwarz et al., 2009; Ai-charideh, 2011; 尹观等, 2000; 马致远, 2006)。由于石笋中沉积物δ18O作为研究过去全球变化的重要代用指标, 部分研究工作集中于利用δ18O研究洞穴滴水在表层岩溶带及洞穴环境中的运动变化过程并揭示它所包含的外部环境信息及变化过程(Bradley et al., 2010; Wackerbarth et al., 2010;李彬等, 2000; 罗维均等, 2008)。另一方面, 一些研究工作也集中于利用δ18O、δD同位素技术研究流域岩溶水的区域分布规律(Murad et al., 2011; Yin et al., 2011)。对我国西南岩溶地下河的水资源形成条件、循环过程、水质演变等的研究也得到了众多研究者的关注, 取得了丰硕成果(蒲俊兵等, 2009, 2010; 郭芳等, 2002; 何师意等, 2006; Guo et al., 2007; 白占国等, 1998)。但目前的研究工作主要集中于某一特定的岩溶地下水流域, 并在研究中对岩溶地下水水化学的形成及影响因素的研究关注较多, 对地下河稳定同位素特征和区域演变规律的研究较为薄弱。因此, 本文旨在利用岩溶地下河δ18O、δD同位素数据, 揭示区域性的岩溶地下河稳定同位素地球化学特征及区域演变规律, 为岩溶地下河的水资源保护和开发提供科学依据。

重庆市位于中国西南部, 长江上游、四川盆地东沿山地地区, 幅员面积约8.24万km2, 属于典型的亚热带湿润季风气候。重庆市岩溶区面积分布约3.0万km2, 占全市总面积的36.49%, 主要分布在渝东北的大巴山地区和渝东南的巫山—大娄山地区,其次是在中西部平行岭谷区的背斜轴部, 主要出露寒武系、奥陶系、二叠系及三叠系碳酸盐岩, 年代古老, 岩性致密坚硬。经统计, 重庆地区有岩溶地下河约380条, 总长度约为1898.43 km, 多年平均流量约144.20 m3/s(蒲俊兵等, 2009), 是我国西南岩溶地下水资源的重要组成部分, 但其岩溶地下河的同位素地球化学工作开展得非常少, 区域覆盖面较小,这对于掌握重庆3.0万km2岩溶区地下水资源同位素地球化学特征, 研究地下水中的物质来源以及对岩溶地下水资源的保护十分不利。本文利用重庆地区岩溶地下河δ18O、δD同位素数据, 揭示该区域岩溶地下河的稳定同位素地球化学特征、区域分布规律及其环境意义, 为重庆合理开发利用地下河水资源提供科学认识。

1 样品采集与分析方法

图1 地下河采样点分布图Fig. 1 Location of sampling sites

为综合反映重庆地区岩溶地下河的水文地球化学特征, 在51条地下河的出口进行旱、雨季采样。采样工作集中在2009年1—2月(旱季)和7—9月(雨季)进行。

将用于δ18O、δD分析的水样装进在1:1的HNO3溶液中浸泡过24 h和用Millpore超纯水(电阻为18.2 MΩ/cm)清洗过的10 mL的离心管中。取样时用样品水润洗3～4次, 然后在水下装满水样, 离心管内不得留气泡。δ18O样品测试在西南大学地球化学与同位素实验室完成, 仪器为Gas BenchⅡ连

接Delta V Plus气体稳定同位素质谱仪。δ18O值以V-SMOW标准给出。样品分析精度＜0.2‰。δD测试是在国土资源部岩溶地质与资源环境测试中心测试室用连有Gas Bench Ⅱ装置的MAT-253稳定同位素质谱仪测定。δD值以V-SMOW标准给出。分析误差＜2‰。

表1 采样点δ18O、δD值(δ18O、δD单位: V-SMOW)Table 1 δ18O and δD of sampling sites, Chongqing(δ18O、δD unit: V-SMOW)

2 地下河δ18O、δD基本特征

旱季地下河δ18O变化范围为–10.48‰ ～ –5.01‰,加权平均值为–7.70‰; 雨季地下河δ18O变化范围为–9.73‰ ～ –4.34‰, 加权平均值为–7.32‰。旱季地下河δD变化范围为–73.8‰ ～ –32.6‰, 加权平均值为–52.6‰; 雨季地下河δD变化范围为–69.6‰ ～–20.1‰, 加权平均值为–48.1‰。旱、雨季δ18O、δD值的变化范围较大, 具有较为明显的时空差异。地下河δ18O、δD值的变化范围同重庆市降水δ18O、δD值的变化范围比较起来看, 虽然其变化幅度大, 但小于重庆市降水δ18O、δD值变化幅度(重庆市降水δ18O为–15.82‰～4.56‰, δD为–112.27‰ ～25.04‰)(李廷勇等, 2010)。图2为重庆地区地下河的δ18O-δD关系。图中全球大气降水线(GMWL)采用IAEA的全球大气降水同位素方程(δD=8.13δ18O+10.8)建立, 区域大气降水线采用李廷勇等(2010)建立的重庆市大气降水方程(CLMWL, δD=8.73δ18O+15.73)。图2中旱、雨季地下河δ18O、δD值均沿大气降水线分布, 表明地下河水均起源于大气降水。

图2中全部地下河δ18O、δD值所形成的线性方程(SS), 雨季为δD=8.10δ18O+11.27(R2=0.74), 旱季为δD=7.08δ18O+2.02(R2=0.92), 均沿大气降水线分布, 再次表明重庆市地下河水均来源于大气降水补给。雨季SS线性方程的斜率和截距非常接近GMWL和CLMWL方程的截距和斜率, 表明雨季大部分地下河水是直接接受降水的快速补给(Marfia et al., 2004; Azzaz et al., 2008), 补给水体基本未发生明显的蒸发或发生蒸发作用强度较低(Dotsika et al., 2010), 这和岩溶含水层具有较高的水力联系, 地表裂隙、孔隙发育, 雨季降水多通过落水洞、竖井、漏斗等岩溶形态直接补给地下河, 地下河又快速响应外界降雨的岩溶水文地质特征一致。旱季SS线性方程的斜率和截距同GMWL和CLMWL方程的截距和斜率差异明显。主要是由于旱季降雨较少, 地下河系统多受储存在岩溶裂隙、孔隙中的地下水体补给(来自存储在含水层中较长时间的雨季降水),且旱季地下水在岩溶含水层中的运动较雨季慢, 因此在岩溶含水层中水-岩-气作用时间较长, 造成回归方程斜率和截距偏离大气降水的初始值。

3 地下河δ18O、δD区域分布

根据重庆市的自然地理条件, 重庆市可分为渝东南、渝东、渝西、渝东北四个地区。图3显示了不同区域地下河δ18O、δD的分布范围。雨季地下河δ18O、δD表现出渝东北地区＜(渝西地区, 渝东地区)＜渝东南地区(“＜”表示偏负于)的区域规律(图3a), 由于重庆岩溶地下河水来源于大气降水补给,因此这一区域规律可能和雨季降水气流的运动规律有关。将不同区域雨季地下河δ18O、δD值建立线性关系, 其与CLMWL线的相交点δ18O、δD值为降水补给地下水时的δ18O和δD浓度。雨季计算的值分别为渝东南地区: δ18O= –6.49‰, δD= –41.0‰, 渝东地区δ18O= –9.17‰, δD= –64.3‰, 渝东北地区δ18O=–8.84‰, δD= –61.4‰。渝西地区由于只有两个样品点, 用其地下河同位素值代表当地降水补给时的δ18O和δD浓度, 分别为δ18O= –8.77‰, δD= –59.0‰和δ18O= –7.42‰, δD= –53.8‰。上述计算值也明显显示出渝东北地区＜(渝西地区, 渝东地区)＜渝东南地区(“＜”表示偏负于)的区域规律。图4显示了我国夏季1951—1999年的大气的水汽输送路径, 重庆地区属于亚热带湿润季风气候, 雨季降水受到南亚、东亚季风的影响, 降水云团多从南向北运动(图4)(陈忠等, 2004; 张建龙等, 2008)且重庆东北部为大巴山区平均海拔较渝东南、渝西地区高, 随降水云团的向北运动(低纬度向高纬度)和区域海拔的不断升高导致北部降水δ18O、δD值偏轻(Faure, 1986;柳鉴容等, 2009; 刘忠方等, 2009), 雨季地下河水又受到降水的直接快速补给, 进而导致地下河水δ18O、δD值相应偏轻。渝西地区和渝东地区地理位置位于中部, 因此δ18O、δD值也处于中部。

旱季由于地下河水在含水层中运动较慢, 可发生一定的水-岩-气作用, 使得δ18O、δD值的区域性规律不明显(图3b)。不同区域旱季地下河δ18O、δD值线性关系与CLMWL线的相交点计算值分别为渝东南地区: δ18O= –8.09‰, δD= –54.9‰, 渝东地区δ18O= –7.55‰, δD= –50.2‰, 渝东北地区δ18O=–8.64‰, δD= –59.7‰, 其区域规律并不明显。

4 关于岩溶地下水中的氘盈余(d-excess)值

氘盈余(d-excess)(d=δD-8δ18O)反映了全球大气降水在蒸发-凝结过程中的同位素分馏程度(Dansgaard, 1964; Marfia et al., 2004)。一个地区的大气降水同位素组成常随时间、空间而变化, 但当某一地区的大气降水方程建立以后, 它的d-excess总是恒定在一个很小的区间范围内, 且不受季节、高度等环境因素的影响(Friedman et al., 1992; Smith et al., 1992), 这是大气降水d-excess值的一个重要的特性, 也是水文地质学研究中利用d-excess指标的一个重要因素。在水文地质学研究中, 由大气降水补给的地下水, 它的氘盈余(d-excess值)的初始值是当地大气降水相应的值。当大气降水在进入到含水层的过程中以及在其中运动后, 水-岩作用使水与含水介质发生同位素交换。一般情况下, 岩石或地层中氢的化学组分的含量很低, 不足以明显影响水的δD值, 但是水-岩的氧同位素交换可以导致水体富含δ18O(尹观等, 2001, 2009), 使得地下水相对于当地的大气降水d-excess值, 有降低的趋势。地下水d-excess值实际上是某一区域范围内水-岩氧同位素交换程度的总体反映, 也是衡量其交换程度的一个指标, d-excess值的变化实际上是地下水运动时间的函数(尹观等, 2001, 2009)。

图2 重庆地区地下河δ18O-δD分布图(SS为地下河δ18O、δD的线性方程)Fig. 2 Crossplot of δ18O versus δD value of subterranean stream, Chongqing (SS: the line regression equation of δD-δ18O of subterranean stream)

图3 重庆地区地下河δ18O、δD值的区域分布Fig.3 Regional distribution of δ18O and δD of subterranean stream, Chongqing

图4 1951—1999年整层垂直大气积分的平均夏季水汽输送(Zhou et al., 2005)Fig. 4 Vertically integrated climate mean (1951—1999 average) summer water vapor transport (after Zhou et al., 2005)

为便于对重庆市地下河d-excess值特征的探讨,将图2中的全球大气降水线方程(GMWL)换成Craig的全球大气降水方程δD=8δ18O+10(Craig, 1961), 其d-excess值为10‰, 然后根据Dansgaard (1964)方程将d= –20‰, d= –10‰, d=0‰, d=10‰, d=20‰等分别绘在图中(图5), 其中d=10‰线和Craig大气降水线重合。图5显示重庆地区地下河旱、雨季几乎都位于0‰～20‰的d-excess值范围内。根据Dansgaard(1964)方程计算, 重庆地区岩溶地下河雨季为2.03‰～34.24‰, 加权平均值为10.51‰; 旱季d-excess值为1.62‰～18.28‰, 加权平均值为9.04‰。根据李廷勇等(2010)研究得出的重庆市雨季(夏季风影响区)d-excess值为–3‰～15‰, 平均为5.26‰, 旱季15‰～30‰, 平均为18.23‰。Deshpande等(2003)提出季风区若地下水d-excess值位于雨季降水和旱季降水d-excess平均值之间, 则表明地下水继承了降水的基本特征。重庆市地下河水旱、雨季绝大部分d-excess值均位于5.26‰～18.23‰之间, 再次表明它们继承了大气降水的基本特征(图5)。但地下河旱季d-excess加权平均值小于雨季, 而降水旱季d-excess平均值高于雨季, 产生这种差异的原因主要和岩溶地下水在含水层中的滞留时间有关, 滞留时间越长, 其d-excess值明显减小(尹观等, 2001, 2009; 晁念英等, 2004)。

5 地下河水δ18O值的高度变化趋势

从理论上讲, 在同一个地区, 源于大气降水补给的相同或相近海拔高度的水体其δ18O应该具有相同的值, 其δ18O值的高度梯度反应了降水的高度梯度, 但是由于地下水长期的水-岩-气作用及不同来源水的混合, 常导致δ18O改变而不同于补给水体的初始值, 使得区域地下水(泉, 井)的δ18O值高程趋势不明显(Clark et al., 1997)。通过d-excess值揭示的重庆地区岩溶地下河从补给到排泄具有快速的运动过程, 这样地下河水δ18O值可能表现出高程变化趋势, 进而可以反推监测资料较少地区的区域降水的高程效应。图6显示重庆地区地下河水δ18O同地下河的海拔表现出一定的负相关关系, 海拔越低δ18O值越偏重, 这主要是和岩溶地下河水从补给到排泄的快速运动以及低海拔地区的降水同位素偏重有关,但其相关性较低(δ18O旱季R2=0.22, 雨季R2=0.23),这可能是由于不同区域相同海拔高度的地下河水δ18O值样品相互干扰的结果。若取每一定高度范围内地下水样品δ18O值的加权平均值, 可消除局地环境对地下水δ18O值的影响, 并可建立地下河水δ18O值与出口高度的回归模型(Dotsika et al., 2010; Deshpande et al., 2003; 丁林等, 2009)。图7显示了地下河样品每100 m高度范围内δ18O平均值与出口高度的关系, 建立了重庆地区地下河δ18O值与高程的二元回归模型, 且具有较好的相关性。

旱季地下河δ18O值与高程(H)的二元回归方程为:

δ18O= –5×10-6H2+2.5×10-3H–7.39(R2=0.90)

雨季地下河δ18O值与高程(H)的二元回归方程为:

图5 重庆地区地下河δ18O-δD及d-excess值分布图Fig. 5 Crossplot of δ18O versus δD value and d-excess value of subterranean stream, Chongqing

图6 重庆地区地下河δ18O同高程的关系Fig. 6 Relationship between δ18O and altitude of subterranean stream, Chongqing

δ18O= –4×10-6H2+2.1×10-3H–7.14(R2=0.72)

根据上述回归分析, 地下河水旱季δ18O值随高度的变化率为–0.34‰/100 m, 雨季为–0.31‰/100 m。由于两季节水体均来源于大气降水的补给, 因此,旱、雨季高度梯度差别并不大。地下河水的δ18O高度变化趋势值同降水的高度效应比较来看, 它高于全球降水–0.28‰/100 m的平均高度梯度(Poage et al., 2001)和我国降水的–0.16‰/100 m的平均高度梯度(刘忠方等, 2009), 但同我国西南地区–0.38‰/100 m的平均高度梯度(刘进达等, 1997)非常接近。因此, 重庆地区岩溶地下河水δ18O值的高度趋势在一定程度上反映了重庆地区区域降水的高度效应, 这对于区域地下水循环过程的研究具有重要的水文地质学意义。

6 结论

在极端气候频发的今天, 岩溶水作为重要的地下水源, 其供给需求不断增加, 掌握岩溶地下水的同位素地球化学特征, 对于揭示岩溶水地球化学特征的区域演化, 水循环规律, 合理开发、利用和保护岩溶水资源, 具有十分重要的意义。通过δ18O、δD值分析揭示重庆市岩溶地下河水旱、雨季均来自于大气降水补给, 基本未发生明显的蒸发或发生蒸发作用强度较小。受雨季降水云团运动规律(环流效应)和区域地形的影响, 雨季δ18O、δD值表现出渝东北地区＜(渝西地区, 渝东地区)＜渝东南地区的明显区域分布规律(“<”表示偏负于), 旱季由于地下河水在含水层中运动较慢, δ18O、δD值的区域性规律不明显。旱季地下河水具有较雨季长的滞留时间, 导致其d-excess值明显小于雨季。由于表层岩溶含水层具有较快的运动速度, 通过δ18O与高程的关系,建立了二者之间的二元回归模型, 揭示了重庆岩溶地下河水旱季δ18O值随高度的变化率为–0.34‰/100 m, 雨季为–0.31‰/100 m, 一定程度上反映了重庆地区区域降水的高度效应, 这对于重庆区域水循环研究具有重要意义。

图7 重庆地区地下河δ18O与区域平均高程的关系Fig.7 Relationship between δ18O and weighted altitude of subterranean stream, Chongqing

致谢:感谢中国地质科学院岩溶地质研究所肖琼博士和西南大学地理科学学院孙玉川博士、刘子琦博士在野外和实验室工作中的帮助。感谢审稿专家和编辑对本文提出的宝贵意见。

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Hydrogen and Oxygen Isotope Geochemistry of Karst Groundwater in Chongqing

PU Jun-bing
Karst Dynamics Key Laboratory of Ministry of Land and Resources/Guangxi Zhuang Autonomous Region, Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin, Guangxi 541004; International Research Center on Karst under the Auspices of UNESCO, Guilin, Guangxi 541004

Karst groundwater constitutes the important water resources and life support systems in the karst areas, and its geochemical research is an indispensable method for karst aquifer protection. There are approximately 380 subterranean karst streams (SS) which are the important part of the groundwater resources in Chongqing City. The isotope geochemistry of 51 subterranean karst streams in Chongqing shows that all the SS waters originate from modern precipitation because their δ18O and δD values are distributed along the line of GMWL or LMWL, which shows that the evaporation of groundwater does not occur or is not strong. Under the control of movement of rain cloud cluster from south to north (atmospheric circulation effect) and the regional relief, the regional distribution of δ18O and δD for SS in Chongiqng in rain season is in order of northeastern Chongqing ＜ western Chongqing, central area of Chongqing ＜ southeastern Chongqing (the symbol “＜” means “more minus”). In dry season, the regional distribution of δ18O and δD for SS is not clear due to the slower movement velocity in karst aquifer. Because of the slower movement velocity and longer staying time in karst aquifer in dry season, the d-excess value of SS in dry season is obvious smaller than that in wet season. Considering the relationship between the altitude and the mean value of δ18O for SS within 100 m altitude, the authors established the second order polynomial ofkarst groundwater between δ18O and altitude. According to the equations, the δ18O-elevation gradient of karst groundwater in Chongqing is –0.34 ‰/100 m in dry season and –0.31‰/100 m in wet season. These results are very useful to the study of the groundwater cycle in karst aquifers. The achievements obtained by the authors are applicable to the reasonable protection and exploitation of subterranean karst streams.

subterranean karst stream; groundwater; stable isotope; Chongqing

P641.134; P641.3

A

10.3975/cagsb.2013.06.08

本文由国家自然科学基金项目(编号: 41202185)、国土资源部公益性行业科研专项(编号: 201311148)、广西自然科学基金项目(编号: 2012GXNSFBA053137)、中国地质调查局地质调查项目(编号: 12120113006700)和IGCP/SIDA598项目联合资助。

2013-03-19; 改回日期: 2013-04-20。责任编辑: 闫立娟。

蒲俊兵, 男, 1982年生。博士, 助理研究员。主要从事岩溶水文地质学、水文地球化学研究。通讯地址: 541004, 广西桂林市七星路50号。电话: 0773-5841791。E-mail: junbingpu@karst.ac.cn。