阿爾山新生代玄武巖地下水補給源及其成因分析

陳建生，王文鳳 ，馬芬艷

(1.河海大學土木與交通學院，江蘇 南京 210098； 2.河海大學地球科學與工程學院，江蘇 南京 210098)

20世紀20年代水文地質學家發現新生代玄武巖地區存在豐富的地下水資源，地下水在孔隙網絡系統中循環，并通過火山口或火山錐體涌出地表，成為河流與湖泊穩定的補給源[1]。20世紀80年代，原地礦部水文司在全國展開了新生代玄武巖地下水調查，新生代玄武巖主要分布在黑龍江、吉林、內蒙古、海南等地區，面積達到9.4萬km2[1]。幾乎所有的新生代玄武巖地區都賦存著豐富的地下水資源，玄武巖地下水的導水介質為熔巖管道、孔洞裂隙，不同于孔隙、裂隙與巖溶介質，蘇聯學者將玄武巖地下水定義為熔巖水。熔巖水具有如下特征：(a)地下水承壓自流，通過破缺的火山口或火山錐體溢出，越靠近火山口地下水越豐富；(b)地下水中礦物質豐富，硅、鍶、鋅、碳酸等含量高，符合硅酸型、硅酸碳酸型和硅酸鍶復合型礦泉水標準；(c)地下水補給來自大氣降水，地下水年齡大于30 a；(d)火山噴發的時期越近，涌水量越大[1]。

雖然玄武巖地下水被認為是一種新型的熔巖水，但對其補徑排關系的研究仍然沿用孔隙與裂隙介質采用的流域水量平衡理論，認為玄武巖地下水來自流域內部的降水，暗示著不同流域之間的地下水不存在跨流域的補給[2]。眾所周知，喀斯特巖溶地下水可以跨流域補給，貫通的巖溶形成了地下河，盆地的地下水通過“地下河”在其他盆地溢出。研究發現，玄武巖中的熔巖隧道或管道與巖溶通道相近，已經探明的熔巖隧道長度超過10 km。在黑龍江五大連池、鏡泊湖、長白山天池、云南騰沖及海南島北部等地區的熔巖臺地中，玄武巖中的熔巖隧道也形成了“地下河”，河流通過“地下河”進行跨流域補給[2]。玄武巖地下水的導水介質包括熔巖隧道、熔巖管道、氣孔、孔隙等，雖然它們的形成與巖溶導水介質不同，但都具有管道流特征。

位于大興安嶺的阿爾山新生代以來發生了多期火山噴發，大興安嶺中部最高峰——摩天嶺(1 711.8 m)是一座更新世火山。從火山錐體或火山口涌出的泉水成為哈拉哈河等河流穩定的補給源。哈拉哈河上游接受高溫地下水的補給，在冬季成為不凍河，表明地下水經歷了深循環過程。阿爾山火山區地下水通過玄武巖熔巖隧道與斷裂帶涌出地表形成冷泉和溫泉，但是地表水與地下水的補給、徑流與排泄過程，導水通道的成因等仍然存在諸多疑團，需要進行深入研究。本文通過水量平衡分析，結合水中的氫、氧、鍶等同位素與水文地質條件，討論阿爾山火山區玄武巖地下水導水通道與補給源問題。

1 研究區概況及采樣點信息

阿爾山位于內蒙古大興安嶺腹地西南麓，總面積7 408.7 km2，海拔在900～1 700 m之間，森林覆蓋率達到62%，各類濕地總面積達379.8 km2[3]。水資源豐富，存在眾多的河流、湖泊和泉群等。阿爾山位于南蒙古興安造山帶與大興安嶺北段晚古生代增生造山帶之間，屬于大興安嶺中華力西褶皺帶[4]。火山活動始于中生代，新生代以來火山活動加強，巖漿噴發形成眾多火山地貌[5]。阿爾山地區由NE向和NW向斷裂帶控制，受NE走向的基底斷裂帶的影響，區內火山群呈NE向線狀分布[6]。

阿爾山屬于火山熔巖地貌，擁有高位火山口湖、熔巖堰塞湖、功能性礦(溫)泉群等。阿爾山火山群是中國第七大活火山群，由46座火山組成，火山構造單元上屬大同-大興安嶺新生代火山活動帶[7]。阿爾山火山活動具有多期性，更新世火山保存較好，部分火山口成為火山口湖，主要有阿爾山天池、駝峰嶺天池、地池等；火山堰塞湖主要包括松葉湖、杜鵑湖、鹿鳴湖等。從火山錐體涌出的泉水成為眾多湖泊與河流的穩定補給源。阿爾山火山群與湖泊、河流的分布如圖1所示。無論是火山口湖還是堰塞湖，湖泊水位基本保持穩定，即使在連續干旱的季節，水位也始終不變。

圖1 阿爾山新生代火山巖地區河流、溫泉與湖泊分布Fig.1 Distribution of rivers, hot springs, and lakes in Cenozoic volcanic rock area of Arshan

哈拉哈河發源于阿爾山五道溝東南山，泉水從新老兩座火山錐體腳下涌出，泉水高程約1 500 m，南北2座火山相距約1.6 km，南部火山是大興安嶺中部海拔最高的山峰，山頂海拔為1 711.8 m，被稱為摩天嶺。哈拉哈河在阿爾山火山區還有一條支流來自地下河，如圖1所示。沿途還有12條河流匯入哈拉哈河，河流的源頭為火山錐體中溢出的泉水。由于河流在冬季具有穩定的流量而且溫度較高，哈拉哈河上游成為不凍河。

阿爾山地區分布著眾多的礦(溫)泉群，目前已發現的溫泉群達4處，溫泉76眼。距離阿爾山國家森林公園西部約30 km處分布著1處溫泉群，泉眼溫度總體上呈由南向北逐漸增加的趨勢，最高水溫近50℃，可分為冷泉、溫泉、熱泉、高熱泉4大類。高溫的泉水表明地下水經歷了深部循環加熱過程。最為奇特的是冷泉、熱泉共存一處，熱泉溫度高達40℃，冷泉溫度只有2℃，二者相距僅0.3 m[8]。

1951—2015年阿爾山地區年均降水量450 mm，年蒸發量720 mm，降水主要集中在6—9月，占全年降水量的80%～90%。阿爾山地區年平均氣溫-3.11℃，冬季寒冷漫長，最低氣溫低于-40℃，每年10月至次年4月為積雪期[9]。由于上涌的地下水溫度較高，阿爾山地區沒有出現多年凍土層。冬季的降水以雪的形式保留在地表，在沒有降水入滲補給的情況下，火山口及火山錐體中仍然在源源不斷地涌出泉水，表明泉水補給源不是大興安嶺的降水。

阿爾山地區采樣點分布如圖2所示。2015年7月24日在研究區采集了7個水樣，包括4個河水樣，1個湖泊水樣，2個天池水樣。采集水樣時，先用水樣將瓶子清洗2～3遍，在水面以下10 cm左右順水流方向取樣，待水樣充滿取樣瓶后，在水下密封好后拿出水面。所有樣品均保存于聚乙烯瓶中，并及時運回實驗室檢測。

圖2 阿爾山新生代玄武巖地層和采樣點分布Fig.2 Distribution of Cenozoic basalt strata and sampling points in Arshan

現場采樣時，采用WTW Multi3400i便攜式多功能測試儀測量水樣溫度、pH、TDS、電導、鹽度等信息，測試誤差均小于10%，TDS的測量誤差為1 mg/L。氫氧同位素測定在河海大學水文水資源與水利工程國家重點實驗室中進行，用MAT253質譜儀測定了δD、δ18O，分析精度δD為±2‰，δ18O為±0.1‰。鍶同位素分析實驗于南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室中進行，利用表面熱電離同位素質譜儀(TIMS)測定鍶同位素。

2 研究區水量平衡與同位素分析

2.1 阿爾山全新世火山巖地區水量平衡分析

阿爾山國家森林公園森林覆蓋率達到62%，分布著河流、湖泊與濕地，濕地又可分為河流濕地、草本沼澤濕地、灌叢沼澤濕地、湖泊濕地等類型。這種植被覆蓋類型導致研究區具有較大的蒸散發量。MODIS衛星數據對森林生態系統的模擬最為準確[10]，賀添等[11]在站點尺度和流域尺度的驗證結果也表明，MOD16產品對于我國森林、農田生態系統模擬精度較高，因此本文通過MOD16衛星產品模擬阿爾山國家森林公園的實際蒸散發量。研究區的面積為1 031.49 km2，計算得到的蒸散發量分布，參見圖3。通過對比圖2與圖3可以發現，裸露的玄武巖地區的蒸散發量小，最小的蒸散發量只有294.7 mm；草地的蒸散發量高于玄武巖地區，平均值約為400 mm；森林覆蓋區的蒸散發量最高，最大值可達到664.3 mm。前人對內蒙古地區不同草原類型的蒸散發量進行了研究，發現這些地區的降水量空間分布在300～500 mm之間，模型計算得到蒸散發量的空間分布也在300～500 mm之間，降水量幾乎等于蒸散發量[11]。

圖3 阿爾山地區蒸散發量與河流湖泊分布Fig.3 Distribution of evapotranspiration, rivers, and lakes in Arshan

研究區多年平均蒸散發量為457.6 mm，多年平均降水量為445.3 mm，是哈拉哈河的主要集水區，哈拉哈河的年流量4.32億m3。阿爾山大部分地區被原始森林覆蓋，包括哈拉哈河源頭在內的海拔較高的山脈的蒸散發量均大于450 mm，最大值為664.3 mm，降水量小于蒸散發量，意味著降水不足以滿足森林生長所需水量，還應有外源地下水補給。雖然哈拉哈河部分流經地區為裸露的玄武巖地區，蒸散發量較小，降水量大于蒸散發量，可產生地表徑流匯入哈拉哈河，但裸露的玄武巖區面積較小，產生的徑流量不足以補給整個哈拉哈河水量。徑流量與蒸散發量之和遠大于降水量，研究區水量不平衡，有外源地下水補給。哈拉哈河上游長達20 km的一段河流在平均溫度為-22.3℃的冬季不結冰，被稱為不凍河，表明河流冬季接受溫度較高的地下水補給。因此推測，當地河流接受外源地下水的補給，且地下水經歷了深循環過程。

2.2 氫氧同位素分析

研究采集了阿爾山地區哈拉哈河河水、杜鵑湖湖水及天池水，采樣點的位置分布如圖2所示。水樣的氫氧同位素關系點見圖4[8]。部分氫氧同位素關系點沿著全球雨水線(GMWL)分布，表明其來自大氣降水且受到蒸發作用很小，大部分點落在GMWL的下方，表明受到蒸發作用的影響。為了確定地下水的補給源區，圖4標出了中國北方地區降水同位素的加權平均值，包括內蒙古、東北、華北等地區。降水同位素的加權平均值最貧化的地區是距離研究區最近的齊齊哈爾。

圖4 阿爾山水體、北方降水與西藏河流的δD～δ18O的關系Fig.4 δD～δ18O relationship between water body of Arshan, precipitation in northern China and rivers in Tibet

阿爾山有很多火山口湖和堰塞湖，如果湖水來自降水，湖水的同位素關系點受到蒸發作用影響應該落在蒸發線(EL)上。由表1可知，阿爾山天池與駝峰嶺天池雖然都是火山口湖，但氫氧同位素差別明顯，駝峰嶺天池水是研究區同位素最富集的水樣，受到了強烈的蒸發作用的影響，同位素關系點落在蒸發線上，而阿爾山天池水的同位素關系點靠近GMWL。所有湖泊受到的蒸發強度基本上相同，同位素差異反映出地下水補給量不同，地下水補給量所占比例越高，湖水的更新周期越短，湖水同位素關系點越靠近GMWL。阿爾山天池水位常年保持穩定，表明其接受地下水補給，在水位附近存在隱伏的溢流通道，而且湖水更新周期較短。駝峰嶺天池面積與庫容較大，湖水更新周期較長，所以氫氧同位素關系點落在EL上，遠離GMWL。

表1 阿爾山河水與湖泊中的氫、氧、鍶與pH數據

杜鵑湖是火山噴發時，熔巖流堵塞河谷形成的堰塞湖，海拔1 244 m，面積1.28 km2。杜鵑湖接受松葉湖的補給，松葉湖面積3.14 km2，河水通過東南處缺口流入松葉湖，湖水通過西南的出口匯入杜鵑湖。杜鵑湖湖水的氫氧同位素關系點偏離GMWL程度較輕，表明湖水的更新速度較快。哈拉哈河的3個水樣與大峽谷河水的氫氧同位素關系點都落在GMWL上，表明河水受到的蒸發作用較小。哈拉哈河河水的氫氧同位素值都比杜鵑湖貧化，表明哈拉哈河的主要水量并不是來自杜鵑湖。哈拉哈河從阿爾山源頭地區沿程水量不斷增加，玄武巖熔巖隧道形成的地下暗河以及河道下部的熔巖管道不斷地向哈拉哈河補給地下水，石塘林、三潭峽的河水量已經顯著增加了。淺層地下水的同位素值最為貧化，氫氧同位素關系點落在GMWL上，表明其接受大氣降水的補給[8]。

駝峰嶺天池水的更新速度最小，湖泊中降水所占比例遠大于其他湖泊。根據駝峰嶺天池水的同位素關系點可知，湖水中降水的同位素值比地下水富集，降水同位素關系點應該落在GMWL上，位于齊齊哈爾降水與哈拉哈河河水之間(圖4)。由于阿爾山降水同位素比泉水、河水與湖水都富集，阿爾山地下水不可能接受來自當地山區降水的補給。同位素分析結果進一步證實了水量平衡關系得出的阿爾山新生代玄武巖地下水來自外源水的結論。

2.3 河水與湖水鍶同位素分析

筆者測量了阿爾山天池水、杜鵑湖湖水、哈拉哈河河水、大峽谷河水中的87Sr/86Sr值，見表1。由于87Sr是由87Rb衰變得到的，87Rb屬于原始核素，在地球形成初期就已存在，半衰期為4.88×1010a。一般來說，礦物的Rb/Sr比越低，由87Rb衰變得到的87Sr的含量越少，87Sr/86Sr值變化就越小。大氣降水中的87Sr/86Sr的值應接近現代海水均值，約為0.709 1[12]，阿爾山河水與湖水中的87Sr/86Sr值在0.706 358～0.708 523之間，小于大氣降水的值，表明河水與湖水中混入了低87Sr/86Sr值的巖石中的鍶，巖石中低比值的87Sr/86Sr通過水巖反應溶解到了地下水中。本次采樣的河水與湖水主要分布在新生代火山噴發形成的玄武巖臺地上，阿爾山玄武巖的87Sr/86Sr值為0.703 5～0.703 9，平均值為0.703 6[13]。雖然玄武巖的87Sr/86Sr值很低，但是通過水量平衡計算與氫氧同位素分析可知，當地降水不是阿爾山地下水的主要補給源，因此排除了降水與阿爾山玄武巖發生水巖反應生成低比值的87Sr/86Sr混入地下水的可能性。

顧曉敏[8]對阿爾山溫泉群的氫氧同位素進行了分析，認為泉水的主要補給區為阿爾山國家森林公園。但水量平衡關系表明，發源于阿爾山的哈拉哈河主要補給源是外源水，這就否定了阿爾山溫泉接受來自哈拉哈河源頭降水補給的推斷。阿爾山溫泉水的氫氧同位素關系點部分落在GMWL上，大部分關系點偏離了GMWL(圖4)，可能是水巖反應造成18O正漂移現象。阿爾山泉水的氫氧同位素比哈拉哈河更加貧化，表明補給溫泉的地下水也來自外源水。

由圖4可知，阿爾山玄武巖地下水的氫氧同位素比周邊及北方地區的降水同位素貧化，但與西藏高原河水相同，這暗示著西藏高原可能是阿爾山外源水的補給源區。如果阿爾山外源水接受西藏高原的河流滲漏水補給，那么在西藏與阿爾山之間的巖石圈中應該存在連續的導水通道。研究發現，火成巖中玄武巖的Rb/Sr比最低為0.06，87Sr/86Sr值為0.702～0.705；沉積巖中除了碳酸鹽巖外Rb/Sr比均較高，由87Rb衰變產生的87Sr不斷增加，87Sr/86Sr值較高[14]。由表1可知，阿爾山河水與湖水中87Sr/86Sr值較低，因此導水通道的巖性可能是碳酸鹽巖或玄武巖。西藏高原與大興安嶺之間是由很多地塊拼接而成，不存在連續的巖溶地層，因此，連接西藏與阿爾山等東部地區的地下水通道只可能是玄武巖熔巖管道。這就意味著阿爾山等東部地區的玄武質熔巖流來自西藏地幔巖漿，玄武質熔巖流冷卻成巖過程中形成了連續的收縮縫，高原地區的地下水通過收縮縫向低海拔地區排泄，收縮縫演變成為管道型導水通道。

3 討 論

3.1 外源水補給源區特征

補給阿爾山河流與湖泊的外源水必須同時滿足4個條件：(a)補給源區的高程遠高于摩天嶺；(b)補給源區的河水與湖泊存在明顯滲漏；(c)外源水的氫氧同位素關系點與阿爾山河水、泉水落在相同的區域；(d)在補給源區與阿爾山火山區之間存在導水通道。大興安嶺中部最高峰在阿爾山，南部與北部的海拔偏低，所以外源地下水應來自大興安嶺以外的高原。地表高程高于大興安嶺的高原包括太行山、六盤山、陰山、秦嶺以及蒙古國的肯特山等地區。由圖4可以看出，大興安嶺周邊的齊齊哈爾、哈爾濱、烏蘭巴托、包頭、石家莊、西安等地區的降水同位素遠比阿爾山河水與泉水富集，不滿足補給源區的降水同位素特征。而且，這些地區屬于干旱區或半干旱區，降水量遠小于潛在蒸發量，基本上沒有穩定的河流與湖泊，也沒有發現河水或湖水出現滲漏的情況。能夠完全滿足條件(a)(b)(c)的只有西藏高原。西藏高原平均海拔達到5 000 m；河流與湖泊存在滲漏[15]；部分河流的氫氧同位素關系點與阿爾山河水、泉水落在相同的區域，見圖4。

阿爾山泉水來自大氣降水，泉水中的氚值在1.3～11.6 TU之間，由于大氣降水中的氚值一般小于10 TU[8]，所以泉水中的氚應該來自大氣核試驗時期，阿爾山泉水屬于現代水補給。哈拉哈河的主要流量來自阿爾山火山玄武巖地區，另一條支流來自地下河，地下河是由熔巖隧道構成的，見圖1?；鹕藉F體中溢出的泉水是阿爾山河流與湖泊的穩定補給源，由此判斷火山噴發后巖漿冷卻形成的收縮縫可能是外源水的排泄通道。

3.2 玄武巖導水通道

研究發現，西藏高原的河流與湖泊存在滲漏。西藏內流區存在13個淡水湖泊，根據鹽分平衡關系推斷，這些淡水湖泊都存在滲漏；一些河流在經過裂谷與斷層后水量大幅度減少，并最終消失，表明河流存在滲漏[15]。Zhou等[16]對納木錯湖進行了為期5 a的水量平衡關系研究，確定納木錯湖存在滲漏，滲漏量為120～190 m3/s。李伶[17]利用全球陸地資料同化和重力恢復與氣候實驗數據進行反演計算確定，西藏內流區每年有(540±4)億m3的地下水滲漏到了周邊地區。Xiang等[18]利用水文大地測量，結合衛星重力和衛星測高資料、水文模型和冰川均衡調整模型，定量分析了2003—2009年青藏高原周邊地區包括長江源區、柴達木盆地、阿克蘇盆地等的地下水存儲量逐年增加的原因，發現柴達木盆地與塔里木盆地的降水稀少，幾乎不能入滲補給地下水，增加的地下水量來自西藏高原。鄂爾多斯、內蒙古高原、華北平原、長白山等地區的地下水接受西藏滲漏水補給，地下水的年齡自西向東逐漸增加，約在20～40 a之間[19-20]。

西藏滲漏水經過的噴發巖種類有玄武巖、流紋巖、安山巖等，但只有玄武巖噴發地區存在豐富的地下水，流紋巖與安山巖地區卻沒有這種情況。這意味著，巖漿通道中連續的收縮縫僅存在于玄武巖中。玄武巖在冷卻過程中能夠形成連續的收縮縫可能與其黏性有關。玄武巖屬于堿性，SiO2的含量較低，因此熔巖的黏性較低，低黏度的巖漿在冷卻成巖過程中容易開裂。由于地幔巖漿通過地殼斷裂帶進入巖石圈后形成的巖漿流在截面上的速度存在差異，中心的流速最大而邊緣的流速最小，流速的差異造成了流動截面上密度的差異，巖漿流截面中心的密度小于邊緣區，收縮縫更容易出現在存在密度差異的流動面上，所以玄武巖巖漿在冷卻過程中可在流動界面上形成貫通的收縮縫。例如，六邊形或五邊形的玄武巖石柱的收縮縫都是沿著流動方向排列的。而流紋巖與安山巖中SiO2的含量較高，巖漿的黏性很大，冷卻成巖過程中不易開裂，巖漿冷卻成巖體積減小，收縮的體積空間被膨脹的揮發性氣體所占據，形成一個個球狀的氣泡，而氣泡之間一般是不貫通的。所以，黏性大的流紋巖、安山巖等的冷卻收縮空腔不能形成導水通道。

3.3 印度板塊俯沖造成東部地區地應力反轉

如果西部的地下水通過玄武巖熔巖隧道傳輸到東部地區，那么東部的新生代火山巖漿應該來自西部。晚中生代以來，中國東部的地幔巖漿注入了新的軟流圈物質[21]。西太平洋溝弧盆體系是歐亞東緣深部熔融體上涌造成區域性隆起，進而發生大規模斷裂所致，并非弧后擴張引起[22]。關于東部新生代上涌巖漿的來源，學術界有3種觀點：(a)來自西太平洋板塊俯沖[23]；(b)來自上涌的地幔柱[24]；(c)印度板塊俯沖造成西部巖漿向東流動并涌出[25]。地應力研究發現，新生代以來中國西部與東部的地應力狀態發生了反轉，西部地區由拉張變為擠壓，而東部則由擠壓轉變為伸展[25]。這意味著新生代以來東部地區上涌的地幔巖漿可能與印度板塊俯沖有關。

研究發現，阿爾山、大同與漢諾壩新生代玄武巖中的鍶-釹-鉛等同位素值相近，落在了印度洋(MORB)端元內，微量元素分析表明物質來自虧損地幔，與太平洋(MORB)存在明顯差異，因此虧損地幔物質不是來自太平洋(MORB)[6]。通過對中國東部中、新生代火成巖的巖石學、地球化學、時空分布特征及構造背景等方面的研究，認為東部新生代火成巖不具備地幔柱活動的典型特征，與地幔柱沒有直接關系[26]。對比研究分析發現，中生代與新生代玄武巖的微量元素與鍶-釹-鉛同位素值存在明顯的差異，中生代玄武巖來自富集地幔，而新生代玄武巖來自虧損地幔，巖漿的來源發生了明顯的變化[27]。這意味著西部與東部地應力反轉可能是印度板塊俯沖造成的。

3.4 西部巖漿東流形成玄武巖導水通道

由上述討論可知，晚中生代—新生代以來，印度板塊引起的巖漿活動到達了中國東部地區，東部火山噴發可能主要是印度板塊的俯沖引起的，而不是太平洋板塊。印度-歐亞板塊碰撞后地殼縮短，地殼巖石圈由伸展變為擠壓[25]。西部地幔軟流圈受到印度板塊俯沖插入擠壓后向東部等地區流動，東部地幔巖漿壓力升高通過裂谷上涌，巖石圈由原來的擠壓變為伸展，巖漿類型與中生代以前發生了較大的變化。新生代以來，中國東部地區經歷了火山噴發、拉伸裂谷、盆地沉降、熱沉降階段，油氣藏形成，巖石圈減薄等地質過程[28]。前人用巖石圈拆沉、折返、減薄、克拉通破壞等概念解釋了東部巖石圈遠比西部巖石圈薄的原因，認為東部克拉通發生了拆沉破壞[29]。地下水深循環可能提供了一個新的研究思路，西部的滲漏水通過玄武巖冷卻收縮縫向東部排泄的過程中，不斷形成新的地幔巖石圈，西部巖石圈在地下水深循環作用下快速增厚。

地球物理探測證實，中國西部到東部地區存在連續的高導低速(地震波傳輸速度)結構。因為水具有高導電性和低密度性，所以探測到的高導低速層可能是導水構造[15]。研究發現，黃土高原的形成可能也與深循環地下水存在密切關系，在鄂爾多斯盆地上涌的深循環地下水將風塵顆粒黏滯在一起最終形成了黃土高原[30]。早期進入玄武巖質導水通道的深循環地下水則會發生3種物理化學作用：(a)深循環地下水被加熱為超臨界水，超臨界水具有強烈的萃取性，可以將玄武巖質導水通道中大量的鐵、鎂、鈣、錳等元素萃取帶出；(b)上涌的地下水黏滯了風塵顆粒，形成了連續的堆積；(c)鐵、錳等與氧氣發生氧化反應，生成三氧化二鐵(錳)膠膜吸附在風積顆粒表面，形成了紅土或紅色風化殼[31]。西部大量的物質被深循環地下水帶出并沉積在東部地區，造成了青藏高原隆升及東部地區下沉，使中國大陸宏觀構造演化過程類似于“蹺蹺板”模式[32]。

4 結 論

a. 水量平衡關系表明，阿爾山新生代玄武巖地區徑流量與蒸散發量之和遠大于降水量，補給河流的泉水來自外源水，哈拉哈河源頭形成的不凍河表明地下水經歷了深部循環加熱過程。

b. 研究發現滿足外源水補給條件的地區只有西藏高原，西藏內流區平均海拔5 000 m，水量呈現出高度不平衡，河流與湖泊通過裂谷或斷裂帶滲漏到低海拔地區；阿爾山泉水與湖水的氫氧同位素遠比北方降水貧化，但與西藏河水相同。

c. 通過對阿爾山河水與泉水的鍶同位素分析，發現水中的鍶主要來自玄武巖，西藏高原與歐亞板塊東部地區存在導水通道。低黏性的堿性玄武質熔巖在冷卻過程中形成了連續的收縮縫，最終演變成為管道型跨流域的導水通道。西部地幔巖石圈增厚可能與地下水的跨流域補給有關。