深循環地下水作用下紅土與黃土成因研究

陳建生,王文鳳

(1.河海大學地球科學與工程學院,江蘇南京 210098;2.河海大學大禹學院,江蘇南京 210098)

深循環地下水作用下紅土與黃土成因研究

陳建生1,王文鳳2

(1.河海大學地球科學與工程學院,江蘇南京 210098;2.河海大學大禹學院,江蘇南京 210098)

通過研究阿拉善自流井區出現的紅化地層,發現富含Fe2+的井水涌出地表后形成了Fe2O3膠膜,鐵質膠膜吸附在土顆粒的表面形成了紅土層,表明土壤紅化作用可以與氣候無關。在上地幔高導低速層中可能存在地下水的導水通道,玄武巖中的FeO、Mg O中的Fe2+、Mg2+等被超臨界水(supercritical water,SCW)萃取帶出。深循環地下水維系了黃土高原風塵物的連續堆積,早期滲漏進入上地幔導水通道的地下水被加熱成為SCW,被萃取帶出地表的Fe2+與空氣中的O2發生氧化反應生成Fe2O3膠膜,鐵質膠膜吸附在風塵顆粒的表面形成紅土。2.5 Ma以來,玄武巖導水通道溫度降低到臨界點以下,地下水的萃取作用大幅度減弱,風積土顯示為黃色,表明黃土高原顏色的轉變與氣候變化無關。由于深海沉積物δ18O與全球冰量呈正相關,冰量與全球降水量呈負相關,而深循環地下水量與全球降水量呈正相關,由此可知,鄂爾多斯黃土沉積層碳酸鹽與全氧化鐵含量與深海δ18O呈高度負相關。

土壤紅化;超臨界水;深循環地下水;Fe2O3膠膜;白云巖

1 紅土研究現狀

中國紅土分布廣泛,在上新世(2.6 M~5.3 Ma)時期,北部紅土分布范圍多集中在黃河周圍,隨著時間的變遷,紅土分布區域不斷南移,到晚更新世間冰期及亞間冰期,紅土基本分布在北京——蘭州一線以南地區[1]。北方紅土年代早于南方紅土,被認為是與青藏高原的隆升有關[2]。李吉均等[3]認為,上新世青藏高原的高度只有1 000 m,印度季風可以到達鄂爾多斯等北方大部分地區,氣候為暖濕;早更新世(0.73 M~2.43 Ma)青藏高原的高度上升達到2 000 m,印度季風被阻擋而不能達到鄂爾多斯等北方地區,北方的氣候轉為冷干。但是,Rowley等[4]通過盆地沉積物氧同位素分析認為,40 Ma之前,青藏高原南部隆升高度已經達到了4 000 m。顯然,通過青藏高原隆升關系解釋北方紅土成因受氣候控制的觀點存在爭議。

黃土高原是由上部的黃土與下伏的紅黏土兩部分組成,通過顆粒對比分析,確認2.6 M~7 Ma紅黏土的成因與黃土一樣,同屬于風成堆積[5]。連續的黃土覆蓋在紅黏土之上,最早的紅黏土形成的年代可追溯到22 Ma,位于六盤山以南的秦安縣[6]。在鄂爾多斯黃土高原,黃土與紅黏土的分界面大約在2.6 Ma,風塵堆積由紅土轉為黃土被認為是由氣候原因造成的,是暖濕變為冷干的轉折點[7],黃土源區的化學風化呈逐步減弱的趨勢,并與同一時期全球冰量逐步增長的趨勢相吻合,Chen等[8]認為第四紀以來亞洲內陸地區的干旱化現象可能是全球氣候變化的區域響應的結果。一些學者認為紅黏土表示東南向夏季風盛行,而黃土表示冬季風強勁[7]。紅黏土與黃土的差別在于,紅黏土顆粒的表面吸附著一些鐵質黏粒膠膜,在斜照光下泛紅色[9]。研究發現,靈臺剖面紅黏土與黃土的平均總鐵含量分別為6.0%和5.5%,雖然紅黏土中鐵含量比黃土中僅高出約0.5%,但是由于紅黏土中多出的Fe2+基本上都以Fe2O3膠膜的形式存在,鐵質或鐵錳膠膜吸附在風塵顆粒表面,這是土壤呈現紅色的根本原因。紅黏土中的鐵錳膠膜含量與粒徑有關,例如,在延長和伊川剖面全氧化鐵含量范圍為4.5%~5.7%,而在渭南段變化范圍為5%~6.5%,意味著總鐵含量明顯受到了黃土粒徑的控制,粒徑越小,紅土中的鐵含量越高[10]。鐵質膠膜的來源一般認為與土壤的淋溶有關,土壤中Ca、Na、Sr、Si等被降水淋溶流失[11],氧化鐵被還原成為Fe2+溶入水中,水中的Fe2+與空氣中的O2發生氧化反應生成Fe2O3膠膜沉淀[2]。但是,在黃土與紅黏土堆積層中并沒有找到水流運動的證據,相反,蝸牛種類的分布表明,黃土與紅黏土中沒有發生過水流的垂向流動,在黃土與紅土中發現的蝸牛種類相似,表明氣候環境相同[12]。

雖然關于紅土成因已經研究了多年,但學術界至今未得出一致結論,紅土成因仍存在爭議。關于鄂爾多斯高原紅土的成因存在3種不同的觀點:①晚第三紀的氣候為暖濕,而第四紀為冷干[7],紅土表面吸附的鐵錳物質來自土壤的淋溶,紅土是暖濕氣候的產物[1];②紅黏土序列物質主要來源于風力攜帶的粉塵,以“覆蓋式”披蓋在原始地貌上,粉塵在風力和水流作用下被搬運堆積[13];③紅土的形成與氣候變化無關,吸附在紅土顆粒表面的Fe2+、Mn2+等離子來自玄武巖等巖漿巖,超臨界態的深循環地下水通過“氣孔”進入到玄武巖中,將“氣孔”周邊玄武巖中Fe、Mg、Mn、Ca等元素萃取,于是,帶有“氣孔”的玄武巖被超臨界水萃取成為孔洞型玄武巖。被萃取出的Fe、Mg、Mn、Ca等隨著熱液涌出地表形成礦物沉積,紅土與黃土中保留的磁化率、碳酸鹽等古氣候信息反映的應該是深循環地下水補給源區的水溫與水量等信息[14]。

黃土高原物質來源與風積土的觀點已經得到了地學界的普遍認同,但是,黃土高原沉積物中有3% ~10%的CaCO3不是來自風塵物質,而是來自降水或地下水[15]。陳建生等[16]通過CaCO3平衡關系,確定黃土高原多出的CaCO3來自地下水,深循環地下水中溶解的CaCO3濃度高,地下水在溢出地表的過程中由于壓力降低引起了CaCO3飽和濃度的降低,從而形成了CaCO3沉積,深循環地下水維系了風塵顆粒的連續堆積,最終形成了黃土高原。中國地質調查局經過大規模抽水試驗證實,鄂爾多斯是個大水盆,地下水的年補給量達到1.05× 1010m3[17]。通過降水入滲試驗與同位素分析等研究確認,補給鄂爾多斯盆地的地下水來自外源水[18-19],西藏高原的河流與湖泊存在滲漏[20],納木錯湖泊的滲漏量達到120~190 m3/s[21];重力衛星數據表明, 2003—2009年期間,西藏高原地下水的增加量達到1.86×1010m3/a[22]。由于鄂爾多斯等地下水的排泄區中沉積了Fe(紅土)、Mg(白云巖)等礦物,表明深循環地下水曾經為高溫,Fe、Mg等元素來自地幔,而且地幔導水通道一直延續至今,地下水維系了風塵顆粒的連續堆積,早期的熱水形成了紅土[14,23]。

2 阿拉善自流井水紅化地層分析

巴丹吉林沙漠位于內蒙古西部,總面積4.7× 104km2,降水量小于100 mm,但沙漠中仍然保留著100多個湖泊以及世界上最高的沙山群,通過原位植物化石研究證實,幾千年以來沙山群與湖泊很穩定,沒有發生過位移,地下水維系了沙山與湖泊景觀[24]。根據地下水深循環理論,在南部沙漠邊緣沙山覆蓋的火山口周邊的盆地中找到了優質的飲用水源地,8口井的總流量接近1.0×104m3/d,其中鍶含量達到了礦泉水標準[25]。在巴丹吉林沙漠北部發現了第四紀火山噴發遺跡,孔洞型玄武巖出露地表,火山口附近分布著紅土與碳酸鹽(白云巖)地層(圖1)。紅化地層主要分布在圓帽山(圖1(a)),在圓帽山的頂部及四周分布著較厚的碳酸鹽層,圓帽山周邊盆地并沒有紅化地層與碳酸鹽層,所以,紅土不可能來自風塵或沖洪積。

2015年8月在巴丹吉林沙漠北部地區鉆了一口自流井,位置41°47'60″N,104°1'33″E,自流井與火山玄武巖噴發區距離約85 km,自流井位置見圖1(b)。自流井最初的涌水量為100 m3/h,2個月以后涌水量衰減到60 m3/h。一般地下水中的Fe質量濃度都小于0.1 mg/L,但自流井中Fe2+質量濃度達到1.6 mg/L,遠遠高出了均值。自流井水中的K+、Na+、Ca2+、Mg2+等陽離子含量也偏高, HCO-3的質量濃度達到968 mg/L,遠遠高出一般地下水,因為水中碳酸鹽的飽和濃度與壓力呈正相關,水中大量的HCO-3表明地下水來自深部地層,淺層地下水碳酸鹽的飽和濃度低,不可能有這么高的含量,這表明地下水經歷了深循環過程。

自流井深150 m,井水溫度始終保持為21℃,通過水化學分析確定地下水經歷了深循環。自流井位于巴丹吉林沙漠北部的極干旱區,鉆井位于丘陵地區,山盆之間的最大高差只有幾十米。自流井水的δD和δ18O值分別為-78.9‰和-10.8‰,2013—2015年阿拉善右旗與雅布賴降水中δD和δ18O的加權平均值分別為(-25.48‰、-4.72‰)和(-19.8‰、-3.34‰)。自流井水的同位素比當地降水明顯貧化,自流井水顯然不是來源于當地的降水。自流井不但具有穩定的補給源,而且補給源區應該在海拔較高的高原地區,根據降水同位素特征可以確定自流井可能的補給源區在青藏高原北緣一帶。自流井位于火山活動形成的丘陵地區,周邊的沙漠區在第四紀發生過玄武巖噴發,在源區與排泄區之間應該存在滲透系數較大的導水構造,導水層富含Ca、Mg、Si、Fe等元素,由此推斷,深循環地下水的導水構造可能是孔洞型玄武巖。

圖1 巴丹吉林沙漠孔洞玄武巖/紅土/碳酸鹽(白云巖)及自流井

自流井水涌出井口后匯聚在了井口周圍的洼地中,2015年10月,自流井涌水2個月之后,發現洼地中土壤的顏色已經變成了暗紅色(圖1(e)、(f)),化學成分分析發現,土壤中發現了CaCO3沉積,在土顆粒的表層吸附了一層Fe2O3膠膜,這是土壤紅化的根本原因。由于地下水在含水層流動過程中受到了介質的摩擦阻力,動水壓力水頭損失較大,長距離傳輸的地下水在孔隙或裂隙介質中水頭損失較大,自流井的衰減系數較大,不可能維持很長的時間。水力學與地球化學分析結果都表明,地下水所經過的介質可能是滲透性很強的孔洞型玄武巖,由于玄武巖由SiO2、Si2O3、FeO、CaO、MgO、K2O、Na2O等組成,自流井水中的Fe2+可能來自玄武巖。這個事例表明,紅土或紅層中的鐵質薄膜可能是來自地下水,地下水中的Fe2+與空氣中的O2發生了氧化反應,形成了Fe2O3膠膜,鐵質膠膜吸附在土顆粒的表面,如果鐵質膠膜量很大,地層將被染成紅色。

3 紅土-黃土高原沉積原因分析

阿拉善自流井周邊地層被地下水紅化的事實表明,北方的紅土堆積可能并非是氣候原因。鄂爾多斯盆地的地下水來自外源水補給,鄂爾多斯盆地內部存在自流井群,陜西府谷一口自流井的流量達到5×104m3/d,每天的排泄量相當于一個中型水源地。研究表明,鄂爾多斯地下水的補給源區在西藏內流區,河流與湖泊的滲漏水通過深循環形式補給黃土及沙漠地區[18-19,23]。鄂爾多斯盆地上涌的地下水形成了淺水湖泊,來自北方的風塵顆粒沉積在淺水湖泊,湖泊被填充后,地下水以土壤薄膜水的形式繼續向地表排泄,風塵顆粒被地下水黏滯成團簇結構,抵抗風蝕的能力大幅度增強,地下水維系了風塵顆粒的連續堆積從而形成了黃土高原[16]。

研究發現,長白山天池及周邊的地下水來源于西藏羌塘河流的滲漏水,上地幔的高導低速層被認為是深循環地下水的導水通道[14,26]。在西藏高原與鄂爾多斯上地幔存在連續的高導低速結構[27],高導低速結構經過了鄂爾多斯巖石圈底部后在鄂爾多斯與華北地塊交界的山西裂谷處上隆彎曲,中地殼的高導低速結構也出現了上隆[28]。如果深循環地下水的導水通道是在上地幔的高導低速層中,那么早期在高導低速層中流動的地下水應該被加熱成為超臨界水(supercritical water,SCW),SCW對玄武巖等巖漿巖具有超強的萃取作用,所以,早期上涌地下水中Fe2+質量濃度很高,Fe2+與O2發生的氧化反應生成的鐵質膠膜吸附在風積顆粒的表面,土壤被染成紅色。

雖然目前對于上地幔導水通道的形成機制尚不是很清楚,但是,早期在上地幔中循環的地下水必然被巖漿巖加熱為SCW。由于水在超臨界態時的電離度與標準狀態時不同,當SCW的溫度在1 000℃以上,其密度可達到2 g/m L,此時的SCW變成了一種導電性很強的離子性流體,具有了幾乎是無堅不摧的強腐蝕性[29],水的電離度是常溫水的1 000倍, H+和OH-的濃度均升高了1 000倍,具有極強的腐蝕性[30]。萃取在臨界溫度附近最為嚴重,且多是孔蝕與晶界溶蝕,有時也會發生應力腐蝕開裂[31]。

在上地幔中SiO2、FeO與MgO的豐度分別為42.62%、14%與30.54%,這3種化合物占到地幔總量的87.16%[32],屬于相對容易腐蝕的化合物。而地幔中Al2O3(豐度為5.54%)等化合物屬于耐腐蝕的化合物[33]。由于萃取程度上的差異,地幔巖石圈導水通道中大量的Si、Mg、Fe等元素被SCW萃取,形成一些孔蝕,萃取后的巖漿巖成了導水的孔洞構造,這種孔洞構造的巖漿巖應該就是在火山巖地區看到的“氣孔”玄武巖,但是,這些“氣孔”已經不是由H2O、CO2等“氣體”所留下來的,而是經歷了超臨界水的萃取作用。

從理論上講,上地幔中如果存在著導水通道,那么導水通道形成后該通道上覆的巖石圈將被冷卻,該地區的地溫梯度必將大幅度降低。事實上, 13.5Ma以來,羌塘及其周邊地區的確發生了一系列快速冷卻事件[34],在9M~13 Ma青藏高原東南邊界的川滇高原發生了快速冷卻事件[35];在8 M~9 Ma羌塘盆地兩條斷裂帶發生了冷卻事件[36];8 Ma西藏念青唐古東南發生了突然冷卻事件[37];積石山在8 Ma前后達到最高溫度,隨后發生冷卻[38];六盤山在7.3 M~8.2 Ma地溫梯度從43℃/km突然降低到16℃/km[39];山西沁水盆地中新世以來地溫梯度由每100 m4.2℃演變到接近現代地溫場的每100 m3℃左右[40];鄂爾多斯盆地中新世末期以來溫度快速降至常溫20℃左右[41]。鄂爾多斯黃土高原最初大規模風塵堆積的時間為8.35 Ma[16],鄂爾多斯地溫梯度下降的時間與黃土高原堆積的時間是相吻合的,巖石圈降溫的時間正好是深循環地下水溢出的時間。鄂爾多斯河流源區的地溫梯度普遍偏低,例如渭河(每100 m1℃)、涇河(每100 m1.01℃)、洛河(每100 m1.3℃)、桑干河(每100 m7.1℃)等的地溫梯度都遠遠小于每100 m3℃的均值[23],符合外源水經過深部巖石圈循環的地溫梯度特征。

8 Ma以來,鄂爾多斯的地溫梯度經歷了下降過程,在降溫的同時發生了風塵的連續堆積,風塵堆積的原因是由于深循環地下水上涌至地表,FeO與MgO被SCW萃取后還原為Fe2+與Mg2+,Fe2+、Mg2+等離子溢出到地表后發生了3種物理化學作用:①溢出地表的地下水黏滯了風塵顆粒,形成了連續的堆積;②Fe2+溢出地表后形成了鐵質膠膜,將風塵顆粒染成了紅色,形成了紅土高原;③Mg2+與Ca2+、CO32-發生白云巖化,生成白云石。由于地幔導水通道在深循環地下水的冷卻作用下溫度不斷降低,當溫度低于臨界點,深循環地下水對巖石的萃取能力大幅度降低,地下水中Fe2+、Mg2+等離子的含量也大幅度降低,鐵質膠膜大幅度減少,風塵演變為黃土堆積。由此可知,黃土高原2.5Ma黃土與紅土的分界面并非是氣候變化的產物。

4 黃土沉積全氧化鐵與深海氧同位素相關性

Heller等[42]指出,黃土高原洛川2.4 Ma以來黃土剖面的磁化率與深海氧同位素具有很高的相關性,黃土的磁化率反映了古氣候變化。但是Kent[43]指出,深海沉積物的天然剩余磁化強度(natural remanent magnetization,NRM)的變化是受CaCO3含量的變化以及初始磁化率所顯示的沉積物的磁學性質變化的影響,地球磁場強度變化與氣候變化之間并無相關性。由黃土高原磁化率與深海氧同位素高度相關可知,黃土高原的磁化率與全球降水量高度相關;但是,這種相關性僅限于黃土高原,美國阿拉斯加與西伯利亞的黃土中的磁化率與降水量之間并不存在相關性[16]。

圖2 西安、寶雞黃土中的全氧化鐵、CaCO3與深海δ18O的對應關系

地下水深循環理論可以更合理解釋黃土高原2.4 Ma以來磁化率變化與全球降水量高度相關的原因。通過對比黃土高原沉積地層中的全氧化鐵、CaCO3與深海δ18O發現,它們之間存在著很好的對應關系。這是由于沉積在黃土中的CaCO3與吸附在風塵顆粒表面的Fe2+等離子都來自深循環地下水,黃土高原的地下水補給源來自西藏高原[18-19,44]。由于全球的冰量與溫度呈負相關,深海氧同位素與全球冰量呈正相關,降水量與全球冰量呈負相關。從巖石中萃取出來的離子含量與水量呈正相關,由此可知,黃土高原沉積層中的CaCO3、鐵質膠膜與深海δ18O呈負相關(圖2)[45-47]。

但是,鐵質膠膜層都位于CaCO3層的上部(圖2),這是由于CaCO3的溶解度與壓力呈正相關,深循環地下水中CaCO3的溶解度較大,地下水上涌到地表附近,壓力降低造成CaCO3的溶解度下降,從而在地表以下形成了CaCO3沉積。而深循環地下水中的Fe2+必須達到地表后才能與空氣中的O2發生氧化反應形成Fe2O3沉積,所以,鐵質膠膜一定位于CaCO3層的上部。

由于地下水深循環與新生代火山玄武巖噴發有關,地下水深循環初期階段大量的Fe、Mg、Mn等元素被萃取,在地表形成了白云巖、紅土或紅色地層。新生代火山巖噴發地區及一些巖漿流經過地區的地表紅層可能是深循環的SCW上溢的結果,不是氣候變化的產物。據此推斷,南方的紅土年代晚于北方的原因是由于這些地區出現地下水深循環的年代晚于鄂爾多斯,出現在第四紀。

鄂爾多斯、內蒙古高原、華北平原及長白山等地區地下水中的氘氧同位素具有貧化特征,地下水接受西藏高原河流或湖泊滲漏水的補給[14,23,48]。羌塘中部地區則廣泛分布了低速物質,羌塘中部的低速體可延伸到400 km深度以下,大范圍的Sn波缺失,電阻在10~30Ω之間[49-50];羌塘盆地150 km以下的巖石圈中存在連續的高導低速層并延伸到東部地區,上地幔第一高導低速層經過了鄂爾多斯地塊并繼續向東部延伸[51],該低速結構經過鄂爾多斯巖石圈底部后,在鄂爾多斯與華北地塊交界的山西裂谷處上隆彎曲,上地幔與中地殼的高導低速結構在裂谷下部都出現了上隆[27]。考慮到上地幔中富含Fe、Mg等金屬元素,通過分析鄂爾多斯瀝青包裹體中的釤-釹同位素得出,深部物質可能與大陸高原玄武巖有關[52],據此推斷上地幔高導低速層可能是由孔洞玄武巖組成,正是深循環地下水的導水通道。

5 結 論

a.地下水存在一種深循環形式,上地幔中的高導低速層中可能存在導水通道,西藏高原等地的河流與湖泊通過火山裂谷、斷裂帶等滲漏到不同的地幔導水通道中,分別在鄂爾多斯、華北平原、內蒙古高原、長白山等地區排泄。

b.阿拉善自流井水來自外源區,井水周邊的土壤被涌出水中的鐵離子染成紅色,表明北方地區的紅土或紅色地層可能與深循環地下水有關,吸附在土顆粒表面的鐵錳膠膜可能來自地下水而不是土壤淋溶的產物,紅土的形成不是氣候原因。

c.深循環地下水通過斷裂帶在鄂爾多斯盆地排泄是形成黃土高原的根本原因,地下水維系了風塵顆粒的連續堆積,早期溢出地表的深循環水為SCW,被SCW萃取出的Mg2+、Fe2+等離子形成了碳酸鹽(白云石)與紅(色)土;大約在2.5 Ma,深循環導水通道的溫度降低到超臨界態以下,玄武巖等被萃取的程度大幅度降低,Fe2+大幅度減少后風塵堆積呈現為黃(色)土。

d.深海沉積物氧同位素δ18O變化反映了全球冰量的變化,δ18O偏負表明全球的溫度與降水量偏高;液態的深循環地下水量越大,從巖石中萃取出的碳酸鹽與鐵離子的含量越高,所以,黃土高原沉積層中碳酸鹽、全氧化鐵與深海δ18O呈高度負相關。

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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 編輯:徐 娟)

10.3880/j.issn.1004-6933.2017.03.001

國家自然科學基金(51578212);科技部國家重點基礎研究發展計劃(2012CB417005)

陳建生(1955—),男,教授,博士生導師,主要從事地下水深循環方面的研究。E-mail:jschen@hhu.edu.cn