深循环地下水作用下红土与黄土成因研究

陈建生,王文凤

(1.河海大学地球科学与工程学院,江苏南京 210098;2.河海大学大禹学院,江苏南京 210098)

深循环地下水作用下红土与黄土成因研究

陈建生1,王文凤2

(1.河海大学地球科学与工程学院,江苏南京 210098;2.河海大学大禹学院,江苏南京 210098)

通过研究阿拉善自流井区出现的红化地层,发现富含Fe2+的井水涌出地表后形成了Fe2O3胶膜,铁质胶膜吸附在土颗粒的表面形成了红土层,表明土壤红化作用可以与气候无关。在上地幔高导低速层中可能存在地下水的导水通道,玄武岩中的FeO、Mg O中的Fe2+、Mg2+等被超临界水(supercritical water,SCW)萃取带出。深循环地下水维系了黄土高原风尘物的连续堆积,早期渗漏进入上地幔导水通道的地下水被加热成为SCW,被萃取带出地表的Fe2+与空气中的O2发生氧化反应生成Fe2O3胶膜,铁质胶膜吸附在风尘颗粒的表面形成红土。2.5 Ma以来,玄武岩导水通道温度降低到临界点以下,地下水的萃取作用大幅度减弱,风积土显示为黄色,表明黄土高原颜色的转变与气候变化无关。由于深海沉积物δ18O与全球冰量呈正相关,冰量与全球降水量呈负相关,而深循环地下水量与全球降水量呈正相关,由此可知,鄂尔多斯黄土沉积层碳酸盐与全氧化铁含量与深海δ18O呈高度负相关。

土壤红化;超临界水;深循环地下水;Fe2O3胶膜;白云岩

1 红土研究现状

中国红土分布广泛,在上新世(2.6 M~5.3 Ma)时期,北部红土分布范围多集中在黄河周围,随着时间的变迁,红土分布区域不断南移,到晚更新世间冰期及亚间冰期,红土基本分布在北京——兰州一线以南地区[1]。北方红土年代早于南方红土,被认为是与青藏高原的隆升有关[2]。李吉均等[3]认为,上新世青藏高原的高度只有1 000 m,印度季风可以到达鄂尔多斯等北方大部分地区,气候为暖湿;早更新世(0.73 M~2.43 Ma)青藏高原的高度上升达到2 000 m,印度季风被阻挡而不能达到鄂尔多斯等北方地区,北方的气候转为冷干。但是,Rowley等[4]通过盆地沉积物氧同位素分析认为,40 Ma之前,青藏高原南部隆升高度已经达到了4 000 m。显然,通过青藏高原隆升关系解释北方红土成因受气候控制的观点存在争议。

黄土高原是由上部的黄土与下伏的红黏土两部分组成,通过颗粒对比分析,确认2.6 M~7 Ma红黏土的成因与黄土一样,同属于风成堆积[5]。连续的黄土覆盖在红黏土之上,最早的红黏土形成的年代可追溯到22 Ma,位于六盘山以南的秦安县[6]。在鄂尔多斯黄土高原,黄土与红黏土的分界面大约在2.6 Ma,风尘堆积由红土转为黄土被认为是由气候原因造成的,是暖湿变为冷干的转折点[7],黄土源区的化学风化呈逐步减弱的趋势,并与同一时期全球冰量逐步增长的趋势相吻合,Chen等[8]认为第四纪以来亚洲内陆地区的干旱化现象可能是全球气候变化的区域响应的结果。一些学者认为红黏土表示东南向夏季风盛行,而黄土表示冬季风强劲[7]。红黏土与黄土的差别在于,红黏土颗粒的表面吸附着一些铁质黏粒胶膜,在斜照光下泛红色[9]。研究发现,灵台剖面红黏土与黄土的平均总铁含量分别为6.0%和5.5%,虽然红黏土中铁含量比黄土中仅高出约0.5%,但是由于红黏土中多出的Fe2+基本上都以Fe2O3胶膜的形式存在,铁质或铁锰胶膜吸附在风尘颗粒表面,这是土壤呈现红色的根本原因。红黏土中的铁锰胶膜含量与粒径有关,例如,在延长和伊川剖面全氧化铁含量范围为4.5%~5.7%,而在渭南段变化范围为5%~6.5%,意味着总铁含量明显受到了黄土粒径的控制,粒径越小,红土中的铁含量越高[10]。铁质胶膜的来源一般认为与土壤的淋溶有关,土壤中Ca、Na、Sr、Si等被降水淋溶流失[11],氧化铁被还原成为Fe2+溶入水中,水中的Fe2+与空气中的O2发生氧化反应生成Fe2O3胶膜沉淀[2]。但是,在黄土与红黏土堆积层中并没有找到水流运动的证据,相反,蜗牛种类的分布表明,黄土与红黏土中没有发生过水流的垂向流动,在黄土与红土中发现的蜗牛种类相似,表明气候环境相同[12]。

虽然关于红土成因已经研究了多年,但学术界至今未得出一致结论,红土成因仍存在争议。关于鄂尔多斯高原红土的成因存在3种不同的观点:①晚第三纪的气候为暖湿,而第四纪为冷干[7],红土表面吸附的铁锰物质来自土壤的淋溶,红土是暖湿气候的产物[1];②红黏土序列物质主要来源于风力携带的粉尘,以“覆盖式”披盖在原始地貌上,粉尘在风力和水流作用下被搬运堆积[13];③红土的形成与气候变化无关,吸附在红土颗粒表面的Fe2+、Mn2+等离子来自玄武岩等岩浆岩,超临界态的深循环地下水通过“气孔”进入到玄武岩中,将“气孔”周边玄武岩中Fe、Mg、Mn、Ca等元素萃取,于是,带有“气孔”的玄武岩被超临界水萃取成为孔洞型玄武岩。被萃取出的Fe、Mg、Mn、Ca等随着热液涌出地表形成矿物沉积,红土与黄土中保留的磁化率、碳酸盐等古气候信息反映的应该是深循环地下水补给源区的水温与水量等信息[14]。

黄土高原物质来源与风积土的观点已经得到了地学界的普遍认同,但是,黄土高原沉积物中有3% ~10%的CaCO3不是来自风尘物质,而是来自降水或地下水[15]。陈建生等[16]通过CaCO3平衡关系,确定黄土高原多出的CaCO3来自地下水,深循环地下水中溶解的CaCO3浓度高,地下水在溢出地表的过程中由于压力降低引起了CaCO3饱和浓度的降低,从而形成了CaCO3沉积,深循环地下水维系了风尘颗粒的连续堆积,最终形成了黄土高原。中国地质调查局经过大规模抽水试验证实,鄂尔多斯是个大水盆,地下水的年补给量达到1.05× 1010m3[17]。通过降水入渗试验与同位素分析等研究确认,补给鄂尔多斯盆地的地下水来自外源水[18-19],西藏高原的河流与湖泊存在渗漏[20],纳木错湖泊的渗漏量达到120~190 m3/s[21];重力卫星数据表明, 2003—2009年期间,西藏高原地下水的增加量达到1.86×1010m3/a[22]。由于鄂尔多斯等地下水的排泄区中沉积了Fe(红土)、Mg(白云岩)等矿物,表明深循环地下水曾经为高温,Fe、Mg等元素来自地幔,而且地幔导水通道一直延续至今,地下水维系了风尘颗粒的连续堆积,早期的热水形成了红土[14,23]。

2 阿拉善自流井水红化地层分析

巴丹吉林沙漠位于内蒙古西部,总面积4.7× 104km2,降水量小于100 mm,但沙漠中仍然保留着100多个湖泊以及世界上最高的沙山群,通过原位植物化石研究证实,几千年以来沙山群与湖泊很稳定,没有发生过位移,地下水维系了沙山与湖泊景观[24]。根据地下水深循环理论,在南部沙漠边缘沙山覆盖的火山口周边的盆地中找到了优质的饮用水源地,8口井的总流量接近1.0×104m3/d,其中锶含量达到了矿泉水标准[25]。在巴丹吉林沙漠北部发现了第四纪火山喷发遗迹,孔洞型玄武岩出露地表,火山口附近分布着红土与碳酸盐(白云岩)地层(图1)。红化地层主要分布在圆帽山(图1(a)),在圆帽山的顶部及四周分布着较厚的碳酸盐层,圆帽山周边盆地并没有红化地层与碳酸盐层,所以,红土不可能来自风尘或冲洪积。

2015年8月在巴丹吉林沙漠北部地区钻了一口自流井,位置41°47'60″N,104°1'33″E,自流井与火山玄武岩喷发区距离约85 km,自流井位置见图1(b)。自流井最初的涌水量为100 m3/h,2个月以后涌水量衰减到60 m3/h。一般地下水中的Fe质量浓度都小于0.1 mg/L,但自流井中Fe2+质量浓度达到1.6 mg/L,远远高出了均值。自流井水中的K+、Na+、Ca2+、Mg2+等阳离子含量也偏高, HCO-3的质量浓度达到968 mg/L,远远高出一般地下水,因为水中碳酸盐的饱和浓度与压力呈正相关,水中大量的HCO-3表明地下水来自深部地层,浅层地下水碳酸盐的饱和浓度低,不可能有这么高的含量,这表明地下水经历了深循环过程。

自流井深150 m,井水温度始终保持为21℃,通过水化学分析确定地下水经历了深循环。自流井位于巴丹吉林沙漠北部的极干旱区,钻井位于丘陵地区,山盆之间的最大高差只有几十米。自流井水的δD和δ18O值分别为-78.9‰和-10.8‰,2013—2015年阿拉善右旗与雅布赖降水中δD和δ18O的加权平均值分别为(-25.48‰、-4.72‰)和(-19.8‰、-3.34‰)。自流井水的同位素比当地降水明显贫化,自流井水显然不是来源于当地的降水。自流井不但具有稳定的补给源,而且补给源区应该在海拔较高的高原地区,根据降水同位素特征可以确定自流井可能的补给源区在青藏高原北缘一带。自流井位于火山活动形成的丘陵地区,周边的沙漠区在第四纪发生过玄武岩喷发,在源区与排泄区之间应该存在渗透系数较大的导水构造,导水层富含Ca、Mg、Si、Fe等元素,由此推断,深循环地下水的导水构造可能是孔洞型玄武岩。

图1 巴丹吉林沙漠孔洞玄武岩/红土/碳酸盐(白云岩)及自流井

自流井水涌出井口后汇聚在了井口周围的洼地中,2015年10月,自流井涌水2个月之后,发现洼地中土壤的颜色已经变成了暗红色(图1(e)、(f)),化学成分分析发现,土壤中发现了CaCO3沉积,在土颗粒的表层吸附了一层Fe2O3胶膜,这是土壤红化的根本原因。由于地下水在含水层流动过程中受到了介质的摩擦阻力,动水压力水头损失较大,长距离传输的地下水在孔隙或裂隙介质中水头损失较大,自流井的衰减系数较大,不可能维持很长的时间。水力学与地球化学分析结果都表明,地下水所经过的介质可能是渗透性很强的孔洞型玄武岩,由于玄武岩由SiO2、Si2O3、FeO、CaO、MgO、K2O、Na2O等组成,自流井水中的Fe2+可能来自玄武岩。这个事例表明,红土或红层中的铁质薄膜可能是来自地下水,地下水中的Fe2+与空气中的O2发生了氧化反应,形成了Fe2O3胶膜,铁质胶膜吸附在土颗粒的表面,如果铁质胶膜量很大,地层将被染成红色。

3 红土-黄土高原沉积原因分析

阿拉善自流井周边地层被地下水红化的事实表明,北方的红土堆积可能并非是气候原因。鄂尔多斯盆地的地下水来自外源水补给,鄂尔多斯盆地内部存在自流井群,陕西府谷一口自流井的流量达到5×104m3/d,每天的排泄量相当于一个中型水源地。研究表明,鄂尔多斯地下水的补给源区在西藏内流区,河流与湖泊的渗漏水通过深循环形式补给黄土及沙漠地区[18-19,23]。鄂尔多斯盆地上涌的地下水形成了浅水湖泊,来自北方的风尘颗粒沉积在浅水湖泊,湖泊被填充后,地下水以土壤薄膜水的形式继续向地表排泄,风尘颗粒被地下水黏滞成团簇结构,抵抗风蚀的能力大幅度增强,地下水维系了风尘颗粒的连续堆积从而形成了黄土高原[16]。

研究发现,长白山天池及周边的地下水来源于西藏羌塘河流的渗漏水,上地幔的高导低速层被认为是深循环地下水的导水通道[14,26]。在西藏高原与鄂尔多斯上地幔存在连续的高导低速结构[27],高导低速结构经过了鄂尔多斯岩石圈底部后在鄂尔多斯与华北地块交界的山西裂谷处上隆弯曲,中地壳的高导低速结构也出现了上隆[28]。如果深循环地下水的导水通道是在上地幔的高导低速层中,那么早期在高导低速层中流动的地下水应该被加热成为超临界水(supercritical water,SCW),SCW对玄武岩等岩浆岩具有超强的萃取作用,所以,早期上涌地下水中Fe2+质量浓度很高,Fe2+与O2发生的氧化反应生成的铁质胶膜吸附在风积颗粒的表面,土壤被染成红色。

虽然目前对于上地幔导水通道的形成机制尚不是很清楚,但是,早期在上地幔中循环的地下水必然被岩浆岩加热为SCW。由于水在超临界态时的电离度与标准状态时不同,当SCW的温度在1 000℃以上,其密度可达到2 g/m L,此时的SCW变成了一种导电性很强的离子性流体,具有了几乎是无坚不摧的强腐蚀性[29],水的电离度是常温水的1 000倍, H+和OH-的浓度均升高了1 000倍,具有极强的腐蚀性[30]。萃取在临界温度附近最为严重,且多是孔蚀与晶界溶蚀,有时也会发生应力腐蚀开裂[31]。

在上地幔中SiO2、FeO与MgO的丰度分别为42.62%、14%与30.54%,这3种化合物占到地幔总量的87.16%[32],属于相对容易腐蚀的化合物。而地幔中Al2O3(丰度为5.54%)等化合物属于耐腐蚀的化合物[33]。由于萃取程度上的差异,地幔岩石圈导水通道中大量的Si、Mg、Fe等元素被SCW萃取,形成一些孔蚀,萃取后的岩浆岩成了导水的孔洞构造,这种孔洞构造的岩浆岩应该就是在火山岩地区看到的“气孔”玄武岩,但是,这些“气孔”已经不是由H2O、CO2等“气体”所留下来的,而是经历了超临界水的萃取作用。

从理论上讲,上地幔中如果存在着导水通道,那么导水通道形成后该通道上覆的岩石圈将被冷却,该地区的地温梯度必将大幅度降低。事实上, 13.5Ma以来,羌塘及其周边地区的确发生了一系列快速冷却事件[34],在9M~13 Ma青藏高原东南边界的川滇高原发生了快速冷却事件[35];在8 M~9 Ma羌塘盆地两条断裂带发生了冷却事件[36];8 Ma西藏念青唐古东南发生了突然冷却事件[37];积石山在8 Ma前后达到最高温度,随后发生冷却[38];六盘山在7.3 M~8.2 Ma地温梯度从43℃/km突然降低到16℃/km[39];山西沁水盆地中新世以来地温梯度由每100 m4.2℃演变到接近现代地温场的每100 m3℃左右[40];鄂尔多斯盆地中新世末期以来温度快速降至常温20℃左右[41]。鄂尔多斯黄土高原最初大规模风尘堆积的时间为8.35 Ma[16],鄂尔多斯地温梯度下降的时间与黄土高原堆积的时间是相吻合的,岩石圈降温的时间正好是深循环地下水溢出的时间。鄂尔多斯河流源区的地温梯度普遍偏低,例如渭河(每100 m1℃)、泾河(每100 m1.01℃)、洛河(每100 m1.3℃)、桑干河(每100 m7.1℃)等的地温梯度都远远小于每100 m3℃的均值[23],符合外源水经过深部岩石圈循环的地温梯度特征。

8 Ma以来,鄂尔多斯的地温梯度经历了下降过程,在降温的同时发生了风尘的连续堆积,风尘堆积的原因是由于深循环地下水上涌至地表,FeO与MgO被SCW萃取后还原为Fe2+与Mg2+,Fe2+、Mg2+等离子溢出到地表后发生了3种物理化学作用:①溢出地表的地下水黏滞了风尘颗粒,形成了连续的堆积;②Fe2+溢出地表后形成了铁质胶膜,将风尘颗粒染成了红色,形成了红土高原;③Mg2+与Ca2+、CO32-发生白云岩化,生成白云石。由于地幔导水通道在深循环地下水的冷却作用下温度不断降低,当温度低于临界点,深循环地下水对岩石的萃取能力大幅度降低,地下水中Fe2+、Mg2+等离子的含量也大幅度降低,铁质胶膜大幅度减少,风尘演变为黄土堆积。由此可知,黄土高原2.5Ma黄土与红土的分界面并非是气候变化的产物。

4 黄土沉积全氧化铁与深海氧同位素相关性

Heller等[42]指出,黄土高原洛川2.4 Ma以来黄土剖面的磁化率与深海氧同位素具有很高的相关性,黄土的磁化率反映了古气候变化。但是Kent[43]指出,深海沉积物的天然剩余磁化强度(natural remanent magnetization,NRM)的变化是受CaCO3含量的变化以及初始磁化率所显示的沉积物的磁学性质变化的影响,地球磁场强度变化与气候变化之间并无相关性。由黄土高原磁化率与深海氧同位素高度相关可知,黄土高原的磁化率与全球降水量高度相关;但是,这种相关性仅限于黄土高原,美国阿拉斯加与西伯利亚的黄土中的磁化率与降水量之间并不存在相关性[16]。

图2 西安、宝鸡黄土中的全氧化铁、CaCO3与深海δ18O的对应关系

地下水深循环理论可以更合理解释黄土高原2.4 Ma以来磁化率变化与全球降水量高度相关的原因。通过对比黄土高原沉积地层中的全氧化铁、CaCO3与深海δ18O发现,它们之间存在着很好的对应关系。这是由于沉积在黄土中的CaCO3与吸附在风尘颗粒表面的Fe2+等离子都来自深循环地下水,黄土高原的地下水补给源来自西藏高原[18-19,44]。由于全球的冰量与温度呈负相关,深海氧同位素与全球冰量呈正相关,降水量与全球冰量呈负相关。从岩石中萃取出来的离子含量与水量呈正相关,由此可知,黄土高原沉积层中的CaCO3、铁质胶膜与深海δ18O呈负相关(图2)[45-47]。

但是,铁质胶膜层都位于CaCO3层的上部(图2),这是由于CaCO3的溶解度与压力呈正相关,深循环地下水中CaCO3的溶解度较大,地下水上涌到地表附近,压力降低造成CaCO3的溶解度下降,从而在地表以下形成了CaCO3沉积。而深循环地下水中的Fe2+必须达到地表后才能与空气中的O2发生氧化反应形成Fe2O3沉积,所以,铁质胶膜一定位于CaCO3层的上部。

由于地下水深循环与新生代火山玄武岩喷发有关,地下水深循环初期阶段大量的Fe、Mg、Mn等元素被萃取,在地表形成了白云岩、红土或红色地层。新生代火山岩喷发地区及一些岩浆流经过地区的地表红层可能是深循环的SCW上溢的结果,不是气候变化的产物。据此推断,南方的红土年代晚于北方的原因是由于这些地区出现地下水深循环的年代晚于鄂尔多斯,出现在第四纪。

鄂尔多斯、内蒙古高原、华北平原及长白山等地区地下水中的氘氧同位素具有贫化特征,地下水接受西藏高原河流或湖泊渗漏水的补给[14,23,48]。羌塘中部地区则广泛分布了低速物质,羌塘中部的低速体可延伸到400 km深度以下,大范围的Sn波缺失,电阻在10~30Ω之间[49-50];羌塘盆地150 km以下的岩石圈中存在连续的高导低速层并延伸到东部地区,上地幔第一高导低速层经过了鄂尔多斯地块并继续向东部延伸[51],该低速结构经过鄂尔多斯岩石圈底部后,在鄂尔多斯与华北地块交界的山西裂谷处上隆弯曲,上地幔与中地壳的高导低速结构在裂谷下部都出现了上隆[27]。考虑到上地幔中富含Fe、Mg等金属元素,通过分析鄂尔多斯沥青包裹体中的钐-钕同位素得出,深部物质可能与大陆高原玄武岩有关[52],据此推断上地幔高导低速层可能是由孔洞玄武岩组成,正是深循环地下水的导水通道。

5 结 论

a.地下水存在一种深循环形式,上地幔中的高导低速层中可能存在导水通道,西藏高原等地的河流与湖泊通过火山裂谷、断裂带等渗漏到不同的地幔导水通道中,分别在鄂尔多斯、华北平原、内蒙古高原、长白山等地区排泄。

b.阿拉善自流井水来自外源区,井水周边的土壤被涌出水中的铁离子染成红色,表明北方地区的红土或红色地层可能与深循环地下水有关,吸附在土颗粒表面的铁锰胶膜可能来自地下水而不是土壤淋溶的产物,红土的形成不是气候原因。

c.深循环地下水通过断裂带在鄂尔多斯盆地排泄是形成黄土高原的根本原因,地下水维系了风尘颗粒的连续堆积,早期溢出地表的深循环水为SCW,被SCW萃取出的Mg2+、Fe2+等离子形成了碳酸盐(白云石)与红(色)土;大约在2.5 Ma,深循环导水通道的温度降低到超临界态以下,玄武岩等被萃取的程度大幅度降低,Fe2+大幅度减少后风尘堆积呈现为黄(色)土。

d.深海沉积物氧同位素δ18O变化反映了全球冰量的变化,δ18O偏负表明全球的温度与降水量偏高;液态的深循环地下水量越大,从岩石中萃取出的碳酸盐与铁离子的含量越高,所以,黄土高原沉积层中碳酸盐、全氧化铁与深海δ18O呈高度负相关。

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Study on formation mechanism of laterite and loess soils under action of deep groundwater circulation

CHEN Jiansheng1,WANG Wenfeng2
(1.School of Earth Sciences and Engineering,Hohai University,Nanjing 210098,China; 2.Dayu College,Hohai University,Nanjing 210098,China)

In the study of the red stratum surrounding artesian wells in the Alashan region,it was found that the well water rich in Fe2+gushed out of the surface and the Fe2O3film was formed,and then the ferriferous film adsorbed on the surface of soil particles to generate the red soil stratum,indicating that soil reddening could be unrelated to climate change.In the upper mantle,there may be some groundwater channels in the high-conductivity and low-velocity layers.Fe2+,Mg2+,and other ions from FeO and Mg O in the basalt were extracted by supercritical water(SCW)and flowed upward to the surface.The deep groundwater circulation maintained the aeolian dusts continuous deposits on the Loess Plateau. Groundwater that infiltrated into the upper mantle lithospheric channels in an early period was heated to generate SCW,and Fe2+was extracted from magmatic rock and flowed out of the ground.Oxidation reaction occurred between Fe2+and oxygen in the air,and the Fe2O3film was formed.The ferriferous film adsorbed on the particles to generate the red soil stratum.Over the 2.5 million years,the temperature of groundwater channels was lower than the supercritical water point,the extraction effect was greatly weakened,and the aeolian soil became yellow,indicating that there was no relationship between climate change and the change of color of the Loess plateau.In addition,the global ice volume was positively correlated withδ18O in deep sea sediments and negatively correlated with global precipitation,and thevolume of deep groundwater circulation was positively correlated with global precipitation.Therefore,the contents of carbonate and total iron oxide in the loess deposits in Ordos had significantly negative correlation withδ18O in deep sea sediments.

soil reddening;supercritical water;deep groundwater circulation;Fe2O3film;dolomite

P641

A

1004-6933(2017)03-0001-07

2017- 0221 编辑:徐 娟)

10.3880/j.issn.1004-6933.2017.03.001

国家自然科学基金(51578212);科技部国家重点基础研究发展计划(2012CB417005)

陈建生(1955—),男,教授,博士生导师,主要从事地下水深循环方面的研究。E-mail:jschen@hhu.edu.cn