0 引言

氢氧同位素作为自然水体中的重要组成部分, 尽管其所占比例较小, 却能敏感地响应环境的变化并记载水循环演化及不同地质过程等信息, 故常被称为研究地下水补给来源、年龄、循环过程的水的“指纹”或“DNA”(张国盟等, 2015)。地下水中的δD与δ¹⁸O的组成记录着地下水的来源和形成过程等信息, 在一定程度上记录着地下水循环演化的历史, 同时也可以为判定地下水成因以及水岩反应程度等地球化学特征提供依据(孙小龙等, 2016；张应华等, 2006)。

近年来, 地震工作者利用地下水中环境同位素及常量元素地球化学特征开展了地震预测及中长期的地震危险性判断(肖琼等, 2009；胡玉台等, 1995；张春山等, 2003)、地下流体异常核实(张磊等, 2014、2016)等研究工作, 在地下水、河水和地表径流之间的关系(Grasby et al，1999；苏小四等, 2009; 谷洪彪, 2017)及地下水循环、来源、水岩作用程度等研究(孙小龙等, 2016；苏鹤军等, 2010；杜建国等, 2003；Song et al，2006)方面取得了一些重要认识。

九江地震台2号观测井周边环境良好, 干扰小, 井水流量充沛, 适合开展地下流体监测和相关实验研究工作，但前人未曾开展对该观测井地下水的补给来源、循环过程及水岩作用程度等的基础性研究工作, 直接影响了对相关资料的深入分析。因此, 本文对九江地震台2号观测井水、大气降水、周边水库水及高山泉水等样品的氢氧同位素特征进行了分析, 并对观测井水来源及水岩反应程度给出了物理解释。本项工作对深入认识九江地震台2号观测井的水文地质环境具有一定作用, 也可为类似观测台站的基础资料分析提供参考依据。

1 研究区概况

江西省九江地震台创建于1972年, 是中国地震局的专业综合地震监测台站。台站地理位置为赣北庐山西北侧山麓低丘地带(29.65°N, 116.01°E, 海拔110m), 气候类型属于亚热带季风兼有山地气候特征, 降水充沛, 年平均降水量1300mm, 雨季为每年的4~7月, 雨热同期, 年平均气温为16.7℃。台址在大地构造上属于扬子地块(江南古陆)与大别山地块交接带的边缘地带, 区域构造位于庐山西北缘边缘剪切带上的夏家-威家岭左行走滑断裂。台址附近大量出露硅质灰岩及石灰岩, 台站附近具有较强的构造活动性, 断裂构造十分发育和复杂，且受NE向郯庐断裂和NW向襄樊-广济断裂构造的影响较大(图 1(a))。

九江地震台观测2号井成井于2008年, 观测含水层为构造裂隙水, 属于承压自流井, 详细的井孔剖面特征如图 2所示。该井深71m, 套管11.9m, 地表至6.2m为第四系联圩组亚黏土、砂砾石, 6.2~11.9m为震旦系皮园村组强风化碳质灰岩, 11.9~71m均为下元古代碳质灰岩, 含水层分别在17~22.5m、55~63.5m, 目前日流量约为300t。距离该井约1km处有天花井水库, 50m处有1条溪流, 溪流源头为庐山马尾水泉水。

2 样品与分析方法

我们于2017年7月~2018年6月采集了九江地震台2井地下水、降水水样用作氢氧同位素测试, 其中, 九江地震台地下水每周采集1次, 共计取得36个样品, 降水取得25个样品, 2018年5月采集了天花井水库水、马尾水泉水等水样, 具体采样点位置如图 1(b)所示。采样瓶为高密度聚乙烯(HDPE)细颈螺旋盖瓶, 为了避免样品被污染, 样品采集前先用去离子水清洗采样瓶, 再用所采水样清洗采样瓶3次, 最后采用溢流法采集水样并用封口膜缠紧瓶口。每个取样点取2份以作备份。采样点现场进行了水温、PH值、导电率、TDS测定, 每个参数连续测3次取平均值。样品的氢氧同位素测定在中国地震局地壳动力学重点实验室(地下流体动力学实验室单元)完成, 分析设备为Picarro液态水同位素分析仪(L2130-i, 美国), 氢、氧稳定同位素的测定结果用相对于维也纳标准平均海洋水(VSMOW)的千分差表示

$ \delta = \left({{R_{{\rm{样品}}}} - {R_{{\rm{标准}}}}} \right)/{R_{{\rm{标准}}}} \times 1000 $

(1)

式中, R_样品为样品中¹⁸O/¹⁶O(D/H)的比值；R_标准为维也纳标准平均海洋水(VSMOW)中¹⁸O/¹⁶O(D/H)的比值。测试精度δ¹⁸O＜0.025‰, δD＜0.1‰。

3 结果与讨论 3.1 氢氧同位素含量

九江台地下水氢同位素(δD)测值介于-45.22‰~-39.69‰, 平均值-42.32‰, 变异系数0.16, 氧同位素(δ¹⁸O)测值介于-7.59‰~-6.09‰, 平均值-6.99‰, 变异系数0.09；大气降水氢同位素(δD)测值介于-96.13‰~-4.74‰, 平均值-46.87‰, 变异系数0.56；氧同位素(δ¹⁸O)测值介于-13.00‰~-1.27‰, 平均值-7.43‰, 变异系数0.4(表 1)。变异系数常用于描述数据离散程度的物理量, 一般认为变异系数越大, 数据波动越大；反之, 说明数据波动小, 越趋于稳定。

根据九江台大气降水和地下水氢氧同位素的测值分析结果, 得出以下结论：①不论是地下水还是降水, δ¹⁸O均较δD变化稳定, 这可能是由氢、氧元素不同的动力分馏速率引起的(章新平等, 2003)；②氢、氧同位素测值波动表现为大气降水显著大于地下水(图 3)。对于降水而言, 由于氢氧同位素的循环发生在大气中, 它与水汽源地、水汽输送历史、相变过程、水汽的补充和交换等相关, 这使得降水氢氧同位素的变化幅度及变化速率均较大。

根据九江台大气降水的氢氧同位素测值拟合出当地大气降水线为：δD=8.4δ¹⁸O+15.7(r=0.96, n=20), 斜率和截距与南京地区大致相同(Liu et al，2014；王涛等, 2013), 根据九江台地下水的氢氧同位素测值拟合出九江台地下水蒸发线为：δD=3.0δ¹⁸O-21.8(r=0.86, n=26), 地下水和当地降水线与全球大气降水线相比, 斜率和截距均明显偏小。说明地下水在下渗补给前经历了较为强烈的蒸发作用。根据以往的氢氧同位素研究结果(Pang et al，2017), 认为碳酸盐矿物中极为富集¹⁸O, 氧漂移主要发生在碳酸盐系统中。由图 4可见, 九江台地下水在下渗补给前存在显著的岩石交换效应, 这与九江台及周边出露岩石岩性特征相吻合(图 1(a)、图 4(b))。

3.2 氢氧同位素季节变化特征

据图 3(a)可知, 九江台降水中δ¹⁸O大致表现出夏半年贫化(2017年5~10月)、冬半年富集(2018年11~4月)的特征, 这与九江所处的亚热带季风气候相吻合。一般认为, 亚热带季风区夏半年主要受低纬度的东南季风、西南季风影响, 水汽湿度大, 重同位素在水汽输送过程中因不断冷凝而出现贫化, 因此九江台降水夏半年表现出明显的δ¹⁸O贫化特征。

大气降水δ¹⁸O与九江台全年气温相关系数为0.63, 表现为较明显的正相关。夏半年的降水并未表现为明显的温度效应(图 5 (a)), 在全年平均气温最高的7~9月, δ¹⁸O值反而较小, 这可能与九江地区雨热同期的气候特征及夏季主要受控于降水因素有关(卫克勤等, 1994), 冬半年因降水少则表现出明显的温度效应。大气降水δ¹⁸O与九江台全年降雨量相关系数为-0.83, 表现为显著的负相关, 表明存在明显的降水效应(图 5 (b))。地下水δ¹⁸O与降水量相关系数为-0.33, 表现为负相关, 表明具有一定的降水效应且具有一定的滞后性(图 5 (b))，这可能与降水下渗过程及降水补给地下水阈值有关(Li et al，2015)。δ¹⁸O与气温相关系数为-0.16, 表明温度效应较弱(图 3(a))。综上所述, 地下水δ¹⁸O变化较为稳定, 其贫化、富集的季节性特征没有降水显著(图 3(b))。

3.3 过量氘的变化特征

过量氘(d=δD-8δ¹⁸O)是反映水体中氢氧同位素组成的二级指标, 它主要受制于水循环过程中D和¹⁸O之间的分馏速率。过量氘的大小是揭示大气降水形成过程的一个重要的综合环境因素指标, 它主要与水汽源地的大气相对湿度、风速、水体表面的温度及粗糙程度等相关(Dansgaard, 1964；Friedman et al，1992)。同时, 过量氘也常用于揭示区域大气降水由于气候与地理因素而偏离全球大气降水线的趋势, 一般认为d值接近10为平衡过程。

九江台降水过量氘测值介于1.2%~25.15%, 全年平均值12.57, 变异系数0.62, 夏半年平均值7.63, 变异系数0.71, 冬半年平均值17.5, 变异异数0.38。降水中过量氘呈现夏半年低、冬半年高的特征, 说明九江台夏半年空气湿度大、蒸发慢, 冬半年空气湿度小、不平衡蒸发作用强。九江地区夏半年夏季风盛行, 降水水汽主要来源于东南季风、西南季风所携带的气团, 空气湿度大, d值较小；冬半年主要受大陆性气团控制, 水汽主要来源于西风带及当地地表水蒸发, 空气湿度小, d值较大。九江台观测井水过量氘测值介于9.03%~19.09%, 全年平均值13.74, 变异系数0.15, 变化较为稳定。夏半年平均值13.39, 变异系数0.16, 冬半年平均值14.22, 变异异数0.19, 夏半年d值略低于冬半年。

九江台观测井水与降水的过量氘相比具有以下特点：①观测井水过量氘变化稳定, 季节性变化特征不明显, 这也暗示九江台地下水补给方式及途径相对稳定；②观测井水过量氘夏半年明显高于降水, 说明夏半年地下水在下渗补给过程中经历较为强烈的蒸发作用, 冬半年略低于大气降水, 可能与大陆性气团在冬半年气温低条件下凝结富集δ¹⁸O有关。

3.4 补给高程

已有研究(欧阳庆等, 2011)认为, 不同高程数据与其氢氧同位素的线性回归可以拟合出研究区氢氧同位素的高程梯度值, 在研究地下水补给高程时, 同位素高程梯度在局部范围内可以通用。根据前人的研究结果(欧阳庆等, 2011), 庐山地区δ¹⁸O的高程梯度为0.188‰/100m, 即每升高100m, δ¹⁸O减少0.188‰；δD的高程梯度为0.0138‰/100m, 即每升高100m, δD减少0.0138‰。利用高程梯度值可以进一步估算出研究区地下水的补给高程，其计算公式如下

$ H = \frac{{(\delta G - \delta P)}}{K} + h $

(2)

式中：H为补给区高程；h为取样点高程；δG为取样点的δD或δ¹⁸O值；δP为取样点附近大气降水(补给水)的δD或δ¹⁸O值。其中, δD的K值为0.0138‰, δ¹⁸O的K值为0.188‰, h为110m。经计算九江台地下水补给高程分别约为440、647m, 其中, δ¹⁸O计算的补给高程略高, 这可能与九江台地下水δ¹⁸O与围岩反应产生漂移有关。

3.5 补给来源

由图 4可知, 九江台观测井水分布于全球大气降水线右下方, 九江台降水蒸发线两侧, 表明其总体属于大气成因型且大气降水补给前经历了一定的蒸发作用。以往研究认为, 地下水过量氘可用来表征δ¹⁸O偏移雨水线的程度；水岩作用越强烈, δ¹⁸O的正向漂移量越大, d值越小(李静等, 2017), 九江台观测井水d值介于10%~20%, 属于现代溶滤水，这说明九江台观测井水主要来源不是深层地下水，而是大气降水经岩石裂隙下渗补给。

导电率(EC)、总矿化度(TDS)均是反应水体中总溶解离子浓度的常用指标。一般认为水体在循环、运移过程中, 随着运移路径和滞留时间的延长, 会不断溶解围岩和土壤中的溶解性盐类, 并发生离子交换, 导电率、总矿化度逐渐升高。因此, 根据研究区不同水体的电导率和总矿化度在空间上的分布趋势, 可以大致推断水体的运移路径、水力联系及补给排泄关系(宋献方等, 2007)。由表 1可见, 研究区总矿化度、导电率的值由大到小依次为：九江台>天花井>马尾水, 这可能指示马尾水、天花井与九江台存在一定水力联系。

结合氢氧同位素组成图(图 4)分析表明, 天花井水库水明显偏离九江台地下水, 与大气降水基本重合, 并不存在明显的水力联系；而马尾水泉水与九江台地下水点位图几乎重合, 但其是否存在明显的水力联系，还需长时间定期采集高山大气降水、地下水、马尾水泉水、溪水等样品进一步进行分析。

综上所述, 九江台观测井水总体属于大气成因型且循环过程为较稳定的裂隙水补给并形成承压自流井, 裂隙水来源可能为大气降水下渗补给。

4 结论

通过对九江台降水、2号观测井水、天花井水库水及马尾水泉水样品的氢氧同位素数据进行分析，得出以下结论：

(1) 九江台观测井水δD测值介于-45.22‰~-39.69‰, 平均值-42.32‰, δ¹⁸O测值介于-7.59‰~-6.09‰, 平均值-6.99‰；大气降水δD测值介于-96.13‰~-4.74‰, 平均值-52.95‰, δ¹⁸O测值介于-13.00‰~-1.27‰, 平均值-8.00‰。观测井水、大气降水中δ¹⁸O均较δD变化稳定, 而地下水氢氧同位素较大气降水变化更为稳定。

(2) 九江台大气降水中δ¹⁸O与降雨量存在显著的相关性, 表现为降水量效应, 与气温的相关性则表现出明显的季节性, 夏半年相关系数明显低于冬半年, 这可能与九江地区夏半年雨热同期且主要受降水因素控制有关。地下水与降雨量存在一定的负相关性, 表现出一定的降水效应并存在补给的滞后性, 而与气温相关性不明显。

(3) 观测井水过量氘测值介于9.03%~19.09%, 平均值13.74, 夏半年略低于冬半年, 且变化稳定；大气降水过量氘测值介于1.2%~25.15%, 平均值12.57, 夏半年(7.63)明显低于冬半年(17.5), 且夏半年变异系数明显高于冬半年, 说明夏半年水汽来源于不同路径的低纬度地区, 冬半年水汽来源于高纬度的大陆性气团。与降水相比，观测井水中过量氘含量更高、变化稳定, 说明地下水在下渗补给前经历了较为强烈的蒸发作用。

(4) 九江台观测井水δ¹⁸O与围岩进行了一定程度的交换反应, 从时间序列来看, 夏半年至冬半年交换效应逐渐增强, 并存在一定程度的CO₂交换, CO₂交换主要在夏半年进行。

(5) 氢氧同位素揭示的补给高程分别约为440、647m。九江台观测井水总体属于大气成因型且循环过程为较稳定的裂隙水补给并形成承压自流井, 裂隙水来源可能为高山大气降水下渗或马尾水泉水混合补给。