一、地下水流动系统
关于松嫩平原地下水流动系统，陈梦雄等（2002）划分出区域地下水流、中间地下水流和局部地下水流动三级系统，指出区域地下水流动分为东部区域地下水流动系统和西部区域地下水流动系统。该系统主要补给区为盆地边缘区，由第四系承压水、新近系和白垩系承压水的流动形成；中间地下水流系统形成于第四系承压水的某些地段，而局部地下水流系统主要由潜水流动形成。同位素作为地下水流动的示踪剂，很好地反映出区域与局部地下水流动系统的特征，而对中间流动系统的反映则相对较差。
从齐齐哈尔—安达地下水年龄剖面（图5—22）来看，区域流存在于深部承压含水层，年龄老，为远距离补给；补给来源为从盆地周边获得降水和地表水的入渗补给，之后流向盆地中心；通过盆地中心承压含水层向上越流补给潜水，之后消耗于蒸发、人工开采。局部地下水流系统存在于整个平原的浅部，主要形成于潜水含水层。局部流补给距离比较近，年龄轻，为蒸发影响较强的现代降水或地表水补给。局部水流系统受地貌条件控制，平面上主要分为若干山前局部水流系统和中部平原局部水流系统。山前局部水流系统主要补给来源为盆地周边降水和地表水的入渗，在向盆地中部侧向径流过程中，部分在西部冲洪积扇前缘和东部高平原前缘以泉的形式排泄。盆地内局部水流系统主要由当地降水、灌溉水、地表水补给，在垂向入渗至含水层后，向排泄区流动，在某些低洼地带溢出地表形成。
二、浅层地下水系统的水流方向与水力联系
讷谟尔河－科洛河地下水系统的年龄分布显示：从系统东北部边缘年龄小于5 a，向西南部到富裕一带增加到50 a，表明地下水流动方向自北东向南西流动，排泄于与嫩江交接部位，与地下水的等水位线图反映的流动特征相一致。
图5—22 齐齐哈尔－安达地下水年龄剖面分布与地下水流动特征
乌裕尔河－双阳河地下水系统的年龄分布显示：从系统东北部高平原边缘年龄小于5 a，向西南部低平原中部增加到大于50 a；西北部低平原边界区地下水年龄小于30 a，向东南部低平原中部增加到大于50 a；反映出地下水流动方向自北东向南西流动、自北西向东南流动，排泄于低平原中部嫩江与松花江交接部位。地下水运移的基本特征为：在水平方向，由北东西三个方向向平原中心地带运动，即由高平原、倾斜高平原向中部低平原运动。
呼兰河－通肯河地下水系统的年龄分布显示在绥化—望奎—绥棱以东区为小于20 a；向西部至呼兰—拜泉一带增加到大于50 a，反映出地下水流动方向自系统东部边界向西部边界区流动，排泄于松花江干流。
拉林河－阿什河系统地下水的年龄分布显示：在西南部边界区年龄小于20 a，向北部松花江干流增加到大于50 a；地下水流动方向自南向北流动，排泄于松花江。
第二松花江系统地下水的年龄在东南部小于20 a，向西北松花江干流增加到大于50 a，地下水流动方向自南向北流动，排泄于松花江。松花江上游流域地下水资源区的循环比较复杂。该资源区通过西部南段地下水流量边界，得到邻省地下水侧向补给。在平面边界得到大气降水的补给，并通过水头边界，地下水转化为地表水，排泄于资源区外。地表蒸发、人工开采及西部流量边界的排泄为该资源区的主要排泄途径。地下水由北、东、西环形向松嫩平原腹地汇流。
雅鲁河－阿伦河－诺敏河系统地下水的年龄自西部山前小于10 a向东部增加到大于20 a，地下水流动方向自西向东流动，排泄于嫩江。
霍林河－洮儿河－绰尔河系统地下水的年龄在东南部和西部小于20 a，向低平原大安一带增加到大于50 a；地下水流动方向是自西部山前向东部低平原。在长岭西南的松辽分水岭一带，地下水的年龄大于40 a，地下水流向与系统总体水流方向不符，可能反映出该区地下水流动缓慢。
等水位线图显示乌裕尔河－双阳河地下水系统除与讷谟尔河－科洛河地下水系统之间存在分水岭外，与其余地下水系统之间均存在明显的水力梯度。地下水的平均滞留时间分布表明，在目前状态下，除与讷谟尔河－科洛河地下水系统之间的补排关系很弱外，其余地下水系统均向乌裕尔河－双阳河地下水系统排泄。呼兰河－通肯河系统向乌裕尔河－双阳河系统流动可能是由白垩系基岩裂隙水流动所至。
霍林河－洮儿河－绰尔河地下水系统和第二松花江地下水系统之间等水位线图显示水力联系较弱，地下水平均滞留时间等值线基本垂直于两系统的边界，说明两个地下水系统的地下水均向中部低平原流动，系统之间不存在明显的补排关系。
第二松花江地下水系统和拉林河－阿什河系统之间等水位线图显示水力联系较弱，但是地下水平均滞留时间等值线显示第二松花江地下水系统向拉林河－阿什河系统排泄地下水。
三、区域地下水流方向
第四系承压含水层地下水14C模型年龄的分布特征反映了区域地下水的径流方向。地下水年龄自周边补给区向盆地中部低平原增加。在泰康—大安—通榆一带地下水年龄最老，为区域地下水的排泄区，区域地下水的流动方向为自周边向低平原中部运动，以侧向径流为主。总体来说，地下水来自西部山前、东部高平原地下径流，区域流向自北—南；西部接受上部潜水越流，同时以径流方式向中部低平原排泄区流动，以天窗形式向上越流排泄于嫩江、松花江河谷。
泰康组地下水的年龄分布反映出地下水的补给区为山前倾斜平原和东部高平原，地下水排泄区为低平原中部，地下水流动方向为自西、西北山前和东部高平原向低平原中部侧向流动为主，在北部泰康一带接受第四系含水层越流补给。在南部分水岭附近，地下水流动缓慢。低平原中部地下水δ值较两侧低，最低在乾安—泰来一线。
大安组地下水的年龄分布显示出地下水的补给区为西、北部山前倾斜平原和东部高平原，地下水排泄区为低平原中部，地下水流动方向在吉林省为自东、西两侧向低平原中部流动，而在黑龙江省则自北向南侧向流动，地下水流动缓慢。
四、含水层系统之间的水力联系
齐齐哈尔—大庆—哈尔滨剖面东西贯穿了北部山前平原、低平原和高平原，沿剖面各含水层组稳定同位素δ值统计特征表明（表5—9）：随着含水层埋深增加，δ值减小；但是潜水、白土山组、泰康组和明水组δ值比较接近，说明上述含水层之间关系密切。新近系大安组δ值明显低于上述含水层，说明大安组封闭性相对较好，目前条件下并未受到上覆含水层的严重影响。
表5—9 齐齐哈尔—哈尔滨剖面地下水氢氧稳定同位素统计特征
由沿剖面的δ18O 值分布特征（图5—23）可见：在富拉尔基—扎龙—泰来一带，嫩江水、潜水、承压水的δ18O值接近，说明含水层之间存在明显的水力联系；在齐齐哈尔—泰康之间，受乌裕尔河补给明显，潜水向下越流补给承压水。大庆东部第四系承压水与白垩系承压水δ18O值接近，说明含水层之间水力联系密切。
白城—农安剖面东西贯穿了南部山前平原、低平原和高平原东部，沿该剖面地下水样品的氚含量在洮儿河以西的山前平原分布深度较大，现代水循环深度可达120 m，为地下水补给积极带；120 m以下，不含氚，为地下水非积极补给带；沿剖面向东，在低平原中部，氚分布深度在50 m 左右，向东部高平原逐渐加深，可大100 m，这种分布特征表明区域地下水流动自山前和东部高平原向中部低平原流动。δ18O值变化（图5—24）显示在洮儿河以西的山前平原和东部高平原为小于—9‰，显示现代水的特征；而在白城附近，δ18O值小于—10‰，表明这一带来自远距离山区地表水的入渗补给，为局部水流特征，浅层地下水向深部补给；在低平原中部，δ18O值为—10‰的等值线向上凸起变化，说明在这一带深层承压水向上越流补给浅部含水层。水文地质研究表明，这一带存在“天窗”，承压水向上越流。
图5—23 齐齐哈尔—大庆—哈尔滨地下水δ18O值变化
图5—24 白城—农安—九台剖面地下水δ18O（‰）值变化
长岭－嫩江剖面剖面南北向贯穿了整个低平原中部和北部山前平原，沿该剖面地下水样品的氚含量在大布苏泡—嫩江、林甸—讷谟尔河分布深度较大，可达100～130 m；浅部地下水以垂直向下越流补给深部含水层。在嫩江—林甸一带低平原中部，氚分布深度较小，一般小于60 m，深部地下水向上越流排泄于浅部含水层。δ18O 值变化显示总体趋势与氚反映的相似（图5—25），但是在中部低平原相间出现不同深度含水层越流特征，说明在低平原中部存在“天窗”；并且由于水头差别和地下水开采强度不同造成含水层之间水力联系密切而复杂。
五、松辽边界性质的同位素指示
松嫩平原南部松辽边界的性质一直不十分清楚，从潜水的氚含量来看，在通榆西南乌兰花—新华氚含量小于3 TU，模型计算的平均滞留时间大于30 a；而通榆东南大兴、长岭附近则含有10～30 TU 的氚，模型计算的平均滞留时间小于10 a（图5—26），反映出在乌兰花、新华附近地下水循环交替缓慢，更新性较差；新安、三县堡一带地下水循环交替较快，更新性较好。
图5—25 长岭－嫩江剖面地下水δ18O（‰）值变化
图5—26 松辽分水岭边界附近潜水氚年龄（a）分布
第四系承压水的δ18O 值沿边界新华、乌兰花至通榆一带低于东西两侧，为低值区（图5—27）。该含水层组的14C模型校正年龄在通榆西南部分水岭附近最老（图5—28），新近系泰康组和大安组地下水的14C模型校正年龄同样表明该处地下水最老（图5—29，图5—30），而东西两侧相对年轻，说明这一段边界附近地下水流动缓慢，地下水主要从东西两侧向中部流动。从上述分析可以推测，松辽边界在天然状态下为零通量边界；在开采条件下，受水位变化影响，有可能是补给边界，也有可能是排泄边界；其系统东部接受高平原地下径流补给，以地下径流方式排泄于中部平原。
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