江汉平原西部浅层孔隙水水文地球化学特征

2019-10-28何军肖攀彭轲许珂

中国地质调查 2019年5期

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)

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[1-3]，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[4-6]，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。

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。

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

图1 研究区地貌和采样点分布

Fig.1Topographyandlocationofthesamplesinthestudyarea

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

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

注：括号内数值为标准差值。

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

3.2 地下水化学类型

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δ18O和δD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δ18O和δD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 δD and δ18O of groundwater

3.4 水文地球化学特征

3.4.1 Gibbs图解

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 25×105Pa)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.6Stabilitydiagramsformineralssystems

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。