贵州洪家渡盆地泉水水化学和碳同位素特征及成因

2019-05-24潘晓东焦友军梁嘉鹏

水文地质工程地质 2019年3期

任坤，潘晓东，焦友军，黄宇，曾洁，彭聪，梁嘉鹏

(1.中国地质科学院岩溶地质研究所广西桂林 541004；2.自然资源部岩溶动力学重点实验室广西桂林 541004)

岩溶水为重要的地下水资源，仅在南方就有超过1亿人饮用岩溶水。岩溶含水层为地下水的存储和运移提供了天然场所，但岩溶区土壤层较薄，对污染物质缺少足够的过滤作用；加上岩溶裂隙、落水洞、天窗等发育，地表污染物可以间接或直接进入含水层，导致地下水水质下降[1]。地下水是污染物的“隐蔽存储室”，由于无法接近，其监测和研究比地表水更为困难。泉是地下水的自然露头和主要排泄口，进入岩溶含水层的污染物最终会在泉水中出现。因此，泉为地下水提供了天然监测点，能够深入了解地下水在岩溶含水层内发生的水文地球化学过程。

水化学组分是研究地下水来源、径流和生态环境的基础，是地下水资源评价的重要内容，对流域地下水资源利用与管理及与其有关的生态环境保护和建设都具有重要指导意义[2]。不同碳库δ13CDIC值差异明显，地下水环境变化会影响碳的生物地球化学循环和同位素组成[3]。因此，δ13CDIC不仅能识别地下水中DIC的来源，还能识别地下水中污染物来源及影响污染物传输与归宿的生物地球化学过程[4-5]。泉水水化学和同位素组成能够提供其他手段难以获得的地下水补给来源、地层岩性、水岩作用和土地利用类型等可以影响地下水水质的重要信息[6]。

文章将水化学与同位素(δ13CDIC)方法相结合，分析洪家渡盆地泉水水化学和δ13CDIC组成特征，讨论碳的生物地球化学过程，剖析其影响因素，查明泉水中污染物来源，以求为岩溶区管理部门提供合理、有效的地下水资源利用与管理建议。

1 研究区概况

洪家渡盆地面积19.3 km2，地处贵州高原西北部(图1a)。亚热带季风性气候，多年平均气温14.4 ℃，年

图1 研究区位置(a)，地层岩性状况(b)，洪家渡盆地采样点水文地质略图(c)Fig.1 Location of the Hongjiadu Basin (a), rock formation(b), and location of the sampling points (c)

最高气温33.5 ℃，最低-3 ℃。年均降雨量1 479 mm，集中在5—10月，占全年降水量的83.6%。地层以二叠系、三叠系浅海相沉积为主，具体岩性见图1b。含煤地层(P3lt)主要分布在流域东北和东南侧(图1c)地下水补给区。土壤以黄壤为主，土层较薄，基岩裸露。土地利用类型以林地、耕地和居住地为主，有小型湖泊分布。

盆地内约有95%的人口饮用泉水，但近几年采煤、火电等产业发展迅速，地下水水质存在恶化趋势。然而，区内人口由1万增至近3万，水资源需求量激增。水质恶化和水量需求增加两者矛盾日益突出，所以开展了区内泉水水质现状调查并分析了其影响因素，为区内水资源合理开发利用提供科学依据。

2 研究方法

3 结果

3.1 泉水物理化学基本特征

表1 洪家渡盆地水样物理化学特征

注：d.l.表示低于仪器检查线；标准表示中华人名共和国生活饮用水卫生标准

图2 洪家渡盆地采样点Piper图Fig.2 Piper diagram of the water samplesin the Hongjiadu Basin注：因S01和S09泉浓度超过了饮用水标准限值，且考虑到农业活动和污水排放对泉水水质的影响，在做Piper图时将考虑在内

3.2 泉水DIC浓度及其同位素组成

表2 洪家渡盆地水样同位素特征

4 讨论

4.1 碳酸盐岩溶解影响因素

碳酸盐岩分为石灰岩和白云岩两大类，其主要造岩矿物为方解石(CaCO3)和白云石(CaMg(CO3)2)。当只有碳酸参与碳酸盐岩风化时：

(1)

(2)

图3 洪家渡盆地采样点 [Ca2++Mg2+]与[Ca2++Mg2+]与[Ca2++Mg2+]与之间的关系 in the water samples in the Hongjiadu Basin注：只有S13泉Fe、Mn所占阳离子总当量比例较大，其他泉所占比例较小，因此本文未将Fe、Mn考虑在内

(3)

4.2 泉水等化学组分主要来源

不同条件下形成的地下水中离子比值存在明显差异，因此离子比值常用来判别地下水中溶质的起源。Cl-是相对保守元素，在岩石中主要以岩盐形式存在，一般不参与风化反应，因此钠氯系数(γNa /γCl)常用来判断地下水中Na+和Cl-来源[7,14]。若水体中Na+和Cl-只来自海水或岩盐溶解，γNa /γCl比值应为0.86或1[7]。从图4知，所有泉水γNa /γCl比值都偏离0.86，海水源可以忽略[7]。采样点γNa /γCl比值也偏离1，而研究区无岩盐分布，因此岩盐溶解源也可排除。雨水中Na+和Cl-含量较小(表1)，可以忽略。出露于耕地和居住区的泉(S01，S03，S09)Na+、Cl-和K+含量都很高，因此研究区泉水中Na+、Cl-和K+主要来源于肥料(如化肥、粪肥)、污水等。

图4 洪家渡盆地采样点γNa与γCl之间的关系Fig.4 Relationship of γNavs.γCl in the water samplesin the Hongjiadu Basin

图5 洪家渡盆地采样点与与Cl-(b)之间的关系Fig.5 Relationship of vs.Cl-(a), and vs.Cl-(b) in the water samples in the Hongjiadu Basin

4.3 泉水DIC的δ13C值影响因素

岩溶水中DIC主要来源于土壤CO2和碳酸盐岩，雨水源可以忽略不计。只有碳酸参与碳酸盐岩风化时，来自土壤CO2和碳酸盐岩的C几乎等量[7]。贵州以C3植物为主，土壤CO2的δ13C值约为-24‰[9]。贵州省二叠系和三叠系的石灰岩和白云岩(在研究区分布较广的岩石)δ13C值在-1.8‰～4.8‰之间，平均值2.5‰[17]。假设，研究区碳酸盐岩的δ13C值为2.5‰，且来自土壤CO2和碳酸盐岩的C等量，泉水的δ13CDIC理论值应接近-11‰。如地下水中δ13CDIC值偏离-11‰，表明有其他过程或机理的存在，而不仅仅是碳酸参与了碳酸盐岩的风化[1]。李丽等[18]研究表明，地下河出口和泉水δ13CDIC值主要受地下水系统输出的DIC影响，CO2脱气作用影响并不明显。研究区大部分泉水SIC虽大于0，但采样时并未见泉口有碳酸钙沉积物，脱气作用不明显，与李丽等[18]研究结果一致。与湖泊和水库相比，光合作用对岩溶水中δ13CDIC值影响较小[3]，可以忽略。因此，文中暂不讨论CO2脱气作用和光合作用对研究区泉水δ13CDIC的影响。

4.3.1碳酸溶解碳酸盐岩

由lgPCO2与δ13CDIC关系图可以看出(图6)，多数采样点分布在土壤CO2风化碳酸盐岩端元(δ13CDIC=-11‰)附近，且泉水lgPCO2与δ13CDIC显著负相关，说明泉水δ13CDIC值受到土壤CO2影响[3,7]。但泉水DIC浓度与δ13CDIC并无显著相关性(n=13，R2=0.08，P>0.05)，这与Li 等[7]在贵州水城盆地的研究结果一致。另外，泉水中δ13CDIC最大和最小值分别为-8.74‰和-17.72‰(偏离-11‰)，说明泉水中DIC不仅受土壤CO2影响，还存在其他过程或机理导致泉水中的δ13CDIC值改变。

图6 洪家渡盆地采样点δ13CDIC与lgPCO2之间的关系Fig.6 Relationship ofδ13CDIC vs.lgPCO2in the watersamples in the Hongjiadu Basin

4.3.2硫酸、硝酸参与溶解碳酸盐岩

Tallowedk——蚂蚁下一步可选车组的集合,Tallowedk=Tallowedk1∪Tallowedk2；

图7 洪家渡盆地采样点δ13CDIC与(HCO3)/(Ca+Mg)之间的关系Fig.7 Relationship betweenδ13CDICand (HCO3)/(Ca+Mg) in the water samples in the Hongjiadu Basin

RCHNH2COOH+O2=RCOOH+CO2+NH3

(5)

(6)

4.3.3硫酸盐细菌还原作用

(7)

硫酸盐细菌还原作用会优先去除偏轻的同位素32S和16O，导致剩余的硫酸盐富集偏正的34S和18O同位素[21]。硫酸盐细菌还原作用发生在含煤地层，地下水常出现高Fe和高Mn特征[20]。S11泉硫酸盐的δ34S和δ18O值为-4.06‰和8.13‰，S07为-7.29‰和6.56‰(成果未发表)，明显偏正于贵州地区含煤地层中硫化物氧化作用形成的硫酸盐δ34S和δ18O特征[3,7,10]；且S11和S07泉水总Fe分别高达0.25和3.94 mg/L，总Mn分别高达424和761 μg/L，证实这两个泉水中存在硫酸盐细菌还原过程。

4.3.4污水中有机质降解和反硝化作用