江汉平原西部浅层孔隙水水文地球化学特征
何军, 肖攀, 彭轲, 许珂
中国地质调查局武汉地质调查中心,武汉 430205

第一作者简介: 何军(1984—),男,高级工程师,主要从事环境地质调查评价研究。Email: 05302105hj@163.com

摘要

为了揭示地下水由江汉平原周缘向中心径流过程中的水质演化和复杂的水文地球化学作用,以江汉平原西部地区为例,通过数理统计、水化学、同位素地球化学、离子比值关系等方法,开展了江汉平原西部边缘地带浅层孔隙地下水的水文地球化学特征研究。结果表明: 平原区孔隙水以HCO3-Ca·Mg型为主,丘岗区(丘陵和岗地)主要是HCO3-Ca·Mg型,少量为HCO3·SO4-Ca·Mg型,还出现了HCO3·NO3-Ca·Mg型水,总溶解固体(total dissolved solids,TDS)升高主要是由于碳酸盐岩的溶解; 浅层孔隙水均来源于大气降水,蒸发作用对该地区孔隙水的影响较小; 方解石、白云石和石膏的溶解主导研究区的水文地球化学过程,也是孔隙水中Ca2+、Mg2+的主要来源,Na+和K+的主要来源是阳离子交换吸附。

关键词: 江汉平原西部; 浅层地下水; 水文地球化学特征
中图分类号:P641 文献标志码:A 文章编号:2095-8706(2019)05-0036-07
Hydrogeochemical characteristics of the shallow pore water in Western Jianghan Plain
HE Jun, XIAO Pan, PENG Ke, XU Ke
Wuhan Geological Survey Center, China Geological Survey, Wuhan 430205, China
Abstract

Western Jianghan Plain was taken as an example to reveal the migration of groundwater from periphery to the center of Jianghan Plain and complex hydrogeochemical action. Hydrogeochemical characteristics of the shallow pore water in the margin of Western Jianghan Plain were studied by the methods of mathematical statistics, water chemistry, isotope geochemistry and relationships between ions and so on. The results showed that HCO3-Ca·Mg is the dominant chemical types in flat country. HCO3-Ca·Mg is the dominant chemical types in hilly and mound land, with small amount HCO3·SO4-Ca·Mg. Besides, the HCO3·NO3-Ca·Mg is also existent in hilly and mound land and the increasing total dissolved solids is due to the dissolution of carbonate rocks. Shallow pore water is mainly from atmospheric precipitation, and barely influenced by evaporation. The dissolution of calcite, dolomite and gypsum is the dominant hydrogeochemical process, and they are the main source of Ca2+ and Mg2+. The main source of Na+ and K+ is by cation exchange adsorption.

Keyword: Western Jianghan Plain; shallow groundwater; hydrogeochemical characteristics
0 引言

江汉平原储存了大量的地下水资源, 地下水可为该地区工农业和居民生活提供重要的水源, 因而该区能成为我国重要的商品粮基地和人口聚集地。第四系浅层孔隙水是江汉平原的主要地下水开采层[1], 也是最易开采的层位。随着长江经济带的经济发展和城市化建设的加剧, 以及沿江化工厂、工业园、新城等重大工程的建设, 地下水资源开发利用规模越来越大, 生活垃圾、工业三废、农业化肥、农药等造成的地下水污染也日趋严重。众多学者从江汉平原的水文地质条件出发, 对含水层特征、地下水功能区划、含水系统及污染脆弱性等原生地质环境条件和地下水开发利用的关系进行了研究[1, 2, 3], 水化学和水文地球化学方面研究仅仅是围绕江汉平原腹地的高砷地下水开展[4, 5, 6], 而对于江汉平原西部边界地区地下水化学特征和地下水径流过程中的复杂的水文地球化学过程研究还较为缺乏。地下水的化学成分可以指示地下水循环途径, 阐明地下水的起源与形成, 记录地下水的水文地球化学过程[7, 8]。本文以江汉平原西部的枝江地区为例, 在分析区域浅层孔隙水水化学特征的基础上, 利用氢氧同位素、离子比值关系等手段, 对江汉平原西部地区孔隙水由丘陵向平原径流过程中的水文地球化学特征进行探讨, 为平原区西部地下水开发利用与水资源管理提供依据。

1 研究区概况

研究区位于江汉平原的西部, 行政区属湖北省枝江市, 属亚热带季风气候, 雨量丰富, 年均降水量1 041.8 mm, 雨季主要集中在6— 8月, 年际变化较大。河网密布, 纵横交错, 长江横穿而过, 在松滋河口分流。地貌主要有平原、岗地和低丘3种基本地貌形态(图1), 西北部以丘陵和岗地为主, 东南部为平原区, 西南部局部为丘陵和岗地, 地势上总体是西北高, 东南低, 由西北丘陵高岗逐渐倾斜至东南部平原。

图1 研究区地貌和采样点分布
1.基岩区; 2.丘岗区; 3.平原区; 4.全分析和同位素采样点; 5.全分析采样点; 6.同位素采样点
Fig.1 Topography and location of the samples in the study area

研究区地下水以松散岩类孔隙水为主, 碎屑岩类裂隙孔隙水仅在南部少量分布。全新统砂、砂卵石孔隙水含水岩组多呈窄条状或月牙状, 沿长江两岸冲积平原及玛瑙河、鸭子溪河谷等平原地区分布。

其中, 长江冲积平原地区含水层岩性为砂卵石, 含水层厚度为17.6~40 m, 地下水为孔隙潜水; 玛瑙河、鸭子溪河谷地区含水层岩性为粉细砂、细砂, 地下水以潜水为主, 含水层厚度一般小于8 m, 富水性贫乏。上、中更新统砂卵石孔隙水含水岩组广泛分布于研究区北部的丘陵岗地和董市镇以东的长江河谷和低平原区。董市镇以西地下水以孔隙潜水为主, 其中研究区西南部宜都市太宝湖村一带长江二级阶地富存上更新统砂卵石孔隙潜水, 含水层岩性为砂砾石, 含水层顶板平均高程为37.5 m, 含水层平均厚度为11 m; 研究区西部的小冲、雅畈、向家祠堂一线分布有中更新世晚期古河道, 含水层岩性主要为卵石层, 泥砂质填充, 厚15.78~84.00 m, 富水性较贫乏。董市镇以东的波状平原和低平原广大地区, 地下水以孔隙承压水为主, 局部夹弱含水的粉细砂薄层或透镜体, 含水层岩性为砂砾石,

含水层厚度比较稳定, 为30~40 m, 含水层上覆有较厚而稳定的黏土隔水层, 厚度为10~15 m, 含水层上部普遍分布有全新统孔隙潜水。

2 实验方法

2017年12月采集26件地下水样, 采样位置如图1所示, 水样均为孔隙潜水, 采样深度为2.5~26.0 m, 每件水样均进行现场指标测试。水化学分析样品21件, 其中丘陵岗地区9件、平原区12件; 氢氧同位素样品16件。pH值、电导率、溶解氧等在现场使用HACH40d便携式水质分析仪测定, 主要化学成分于采样当天送往实验室进行测定。每件水样采集2份, 其中1份用浓硝酸酸化至pH值< 2, 1份为原样。另采集500 mL原水样1份, 密封后于当天送往实验室进行氢氧同位素测定。地下水中的K+、Na+、Ca2+、Mg2+等主要阳离子采用ICP-AES测定, Cl-、S O42-等主要阴离子采用离子色谱测定, 重碳酸根采用滴定法测定, 地下水样品测试在原国土资源部长沙矿产资源监督检测中心完成。氢氧同位素测定由原国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成, 氢同位素测定采用元素分析仪FlashEA 1112 HT和质谱MAT253联机分析, 氧同位素测定采用GasBench和质谱MAT253联机分析。

3 结果与讨论
3.1 地下水化学特征

根据区域水文地质条件, 孔隙水主要是由西部和北部的丘岗区向平原区排泄。不同的地貌单元地下水的水文地球化学特征存在较为细微的差异, 丘岗区和平原区的对比分析见表1

表1 不同地貌类型地下水的水化学参数统计 Tab.1 Statistical characteristics of groundwater hydrochemical parameters

由各离子的统计特征值可以看出, 研究区地下水以弱碱性为主, 平原区较丘岗区略偏酸性。地下水中阴离子以HC O3-含量最高, 从大到小依次是HC O3-、S O42-、N O3-、Cl-, 阳离子以Ca2+为主, 含量由大到小依次是Ca2+、Mg2+、Na+、K+。孔隙水由丘岗区向平原区径流过程中总溶解固体(total dissolved solids, TDS)随之增高, 孔隙水中的主要离子含量均增加, 表明孔隙水在流动过程中离子不断溶滤至地下水中。由TDS与各主要阴阳离子的相关性关系(图2)可知, TDS主要与Ca2+、Mg2+和HC O3-离子的正相关性较强, 表明地下水在径流过程中TDS的升高主要是由于碳酸盐岩的溶解。本次采集的地下水中的Cl-含量较低, 表明研究区仅有极少量的岩盐溶解。

图2 TDS与主要阴阳离子的关系Fig.2 Relationships between TDS and the major positive and negative ions

地下水中的N O3-一般来自于天然有机氮或腐殖质的降解、硝化和人类活动等[9]。研究区内丘岗区和平原区的N O3-平均含量分别为37.68 mg/L和68.75 mg/L, 丘岗区主要以分散式种植柑橘等经济作物为主, 平原区则大面积种植水稻和蔬菜, 因此硝酸盐含量的增加可能与农业活动有关。

3.2 地下水化学类型

采用舒卡列夫分类法对研究区地下水化学类型进行分类[10]。由Piper三线图(图3)可以看出, 丘岗区地下水化学类型较为复杂, 主要是HCO3-Ca· Mg型, 少量为HCO3· SO4-Ca· Mg型, 另外有少量地下水中N O3-毫克当量浓度略超过25%, 出现了HCO3· NO3-Ca· Mg型地下水。随着地下水向平原区径流, 溶滤作用使大量的离子进入到地下水中, 在平原区仅有1处为HCO3· NO3-Ca· Mg型水, 绝大部分地下水属于HCO3-Ca· Mg型, 少量为HCO3· SO4-Ca· Mg型。

图3 地下水Piper三线图Fig.3 Piper diagram of groundwater

3.3 氢氧同位素

研究区δ 18O和δ D范围分别为-8.79‰ ~-4.52‰ 和-61.0‰ ~-36.5‰ , 平均值分别为-6.38‰ 和-43.7‰ 。为了研究地下水与大气降水的关系, 将地下水中的δ 18O和δ D关系绘制成图4, 并与全球大气降雨线(GMWL)[11]和武汉市大气降雨线(LMWL)[12]进行对比分析, 结果显示, 所有水样投点均分布于武汉市大气降雨线附近, 本次采集的浅层孔隙水均来源于大气降水且经历的蒸发作用较小[13]。氘盈余(d值)可以指示不同地区大气降水蒸发、凝结过程的不平衡程度。如果蒸发速率大, 风速大, 气候干旱, 则d值就较大[14]。通过计算, 丘岗区和平原区孔隙水氘盈余平均值分别为7.25‰ 和7.45‰ , 表明两者蒸发速率相近, 平原区蒸发强度稍大, 蒸发作用对该地区孔隙水的影响较小。

图4 地下水氢氧同位素关系Fig.4 Relationship between δ D and δ 18O of groundwater

3.4 水文地球化学特征

3.4.1 Gibbs图解

地下水化学成分主要受大气降雨、水-岩相互作用和蒸发作用的影响[15], Gibbs图解是定性分析地下水化学成因的一种重要手段。研究区地下水中HC O3-浓度高表明含水层内有强烈的水-岩相互作用, 地下水在径流过程中往往伴随着方解石、白云石、石膏、硅铝酸盐等矿物的溶解[16]。平原区地形坡度较缓, 地下水流动缓慢, 还可能会受到蒸发浓缩作用的影响, 进而改变地下水化学组分含量及矿化度。由研究区孔隙水Gibbs图(图5)可知, 丘岗区和平原区地下水均指向水-岩作用区域, 表明溶滤作用是主导研究区的主要水文地球化学过程。

图5 地下水水化学Gibbs分布模式Fig.5 Gibbs distribution mode of groundwater hydrochemistry

3.4.2 系统矿物平衡体系

为了研究含水层中硅酸盐和铝硅酸盐矿物的溶解-沉淀平衡, 在标准状态(25 ℃, 1.013 25× 105 Pa)下, 利用美国地质调查局(USGS)的Phreeqc Interactive 3.3.12软件对区内水样有关组分的离子活度进行计算, 绘制了Na+-H+-SiO2和Ca2+-H+-SiO2系统矿物平衡体系图(图6)[17], 用来分析研究区内孔隙水所处位置相对于长石所处的溶解态。

图6 系统矿物平衡体系Fig.6 Stability diagrams for minerals systems

结果表明, 区内丘岗区和平原区水样均位于高岭土稳定区, 这意味着钠长石、钙长石等矿物可发生非全等溶解, 水解为高岭土, 这些原生造盐矿物在地下水中均未达到饱和, 仍具有一定的溶解能力。

饱和系数(SI)是判断地下水对某种矿物溶解能力的重要依据, 用来计算研究区地下水对方解石、白云石、石膏和岩盐等主要矿物的饱和系数。结果表明, 大部分孔隙水对方解石和白云石的饱和系数大于0(图7), 处于饱和状态, 丘岗区有少量水样为非饱和, 平原区绝大部分为饱和, 且平原区的饱和系数高于丘岗区饱和系数, 这主要是由于发生了石膏的溶解。图7中显示孔隙水相对石膏均为非饱和, 尚具有一定的溶解能力, 在径流过程中石膏溶解后释放出Ca2+至地下水中, Ca2+浓度的升高导致方解石和白云石的饱和系数增加。岩盐的饱和系数平均值为-10.09, 表明孔隙水相对于岩盐极不饱和, 这可能是研究区孔隙水中Cl-含量较低的主要原因。

图7 矿物饱和指数
实心点为丘岗区, 空心点为平原区
Fig.7 Saturation indices of minerals

3.4.3 离子比例系数

不同地区地下水的水-岩相互作用直接决定了地下水的化学成分, 可以利用离子比例系数来讨论地下水化学成分的成因和形成条件, 分析地下水化学成分的演化过程[18]。(Na++K+)和Cl-当量浓度的比值常用来指示Na+、K+的来源, 是表征Na+、K+来自岩盐、硅酸盐的溶解或是离子交替吸附作用的重要参数[19, 20]。(Ca2++Mg2+)和(HC O3-+S O42-)当量浓度比值可以用来分析地下水中Ca2+、Mg2+的来源。比值接近于1, 则Ca2+、Mg2+应是来自于方解石、白云石这些碳酸盐和硫酸盐矿物的溶解; 若比值大于1, 则还应有硅酸盐的溶解; 小于1 则预示着溶滤作用还伴随着离子交替吸附过程[21]

从主要离子关系图(图8)可以看出, 研究区水样Na+和Cl-当量浓度比值均不在1:1的直线附近, Cl-极低, Na+相对Cl-较高, 这说明岩盐的溶解是孔隙水中的Cl-主要来源, 而不是Na+的主要来源, Na+还存在其他来源, 如硅酸盐矿物的非全等溶解或阳离子交换吸附。大部分水样的(Ca2++Mg2+)和(HC O3-+S O42-)当量浓度比值位于1:1线附近, 表明研究区孔隙水中Ca2+、Mg2+主要来源于碳酸盐矿物(方解石、白云石)以及硫酸盐矿物(石膏)的溶解。

图8 地下水离子比值关系Fig.8 Relationships between the ion rates of groundwater

3.4.4 阳离子交换吸附

Na+和Cl-当量浓度比值关系表明Na+还可能来自于阳离子交换吸附, 可以通过氯碱指数(CAI1和CAI2)来确定[22], CAI1为(Cl--Na+-K+)与Cl-的当量浓度比值, CAI2为(Cl--Na+-K+)与(2S O42-+HC O3-+N O3-)的当量浓度比值。当存在阳离子交换吸附作用的时候, 2个指数为负数即表明发生正向离子交换(地下水中的Ca2+、Mg2+置换了含水层中的Na+), 2个指数为正值即表明发生逆向离子交换(地下水中的Na+置换了含水层中的Ca2+、Mg2+)。研究区Cl-当量浓度均小于Na++K+当量浓度, 2个指数均为负值, 说明地下水中的Ca2+、Mg2+置换了含水层中的Na+, 因而Na+增加, 这就可以解释为什么水样投点均在岩盐溶解线的上方。

4 结论

(1)研究区孔隙水中阴离子以HC O3-为主, 阳离子以Ca2+为主, 平原区绝大部分孔隙水属于HCO3-Ca· Mg型, 丘岗区孔隙水化学类型较为复杂, 主要是HCO3-Ca· Mg型, 少量为HCO3· SO4-Ca· Mg型, 还出现了HCO3· NO3-Ca· Mg型地下水。随着地下水在径流过程中TDS的升高主要是由于碳酸盐岩的溶解。

(2)所有水样投点均分布于武汉市大气降雨线附近, 表明浅层孔隙水来源于大气降水补给。丘岗区和平原区孔隙水氘盈余相近, 蒸发作用对该地区孔隙水的影响较小。

(3)碳酸盐矿物(方解石、白云石)以及硫酸盐矿物(石膏)的溶解主导研究区的水文地球化学过程, 是孔隙水中Ca2+、Mg2+的主要来源, 大部分孔隙水相对方解石和白云石处于饱和状态, Na+和K+的主要来源不是岩盐的溶解而是阳离子交换吸附。

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