苏北海岸带浅部弱透水层孔隙水咸化过程

刘 彦，龚绪龙，李 进，张 岩，刘 源

(1.江苏省地质调查研究院，江苏 南京 210049；2.自然资源部地裂缝地质灾害重点实验室，江苏 南京 210049)

1 研究背景

我国东部海岸带浅部自晚更新世以来沉积地层中赋存规模性高盐度地下水，例如渤海三大海湾发育地下卤水含水层，江苏海岸带浅部地层中发育咸水、盐水含水层。多数研究表明含水层中高盐度地下水起源于晚更新世以来3次海侵海退过程中的古海水[1-2]。但古海水并不是唯一的因素，地下水在长期演化过程中，强烈的水岩作用、人类开采引起的现代海水入侵、沿海岸线盐业生产过程中产生的卤水等都可能影响地下水的盐度[3-6]。目前大多研究围绕含水层分析沿海地区地下水高盐分形成过程，但浅部地下含水层由于水循环交替快，受外界各种因素影响，原始沉积的地下水往往被淡化[7]。相比于含水层，由黏性土(黏土、亚黏土)构成的弱透水层水循环交替缓慢，往往发育有较相邻含水层更高盐度的地下水，其同位素及水化学特征更有利于识别地下水的起源及咸化因素。Hendry等[8]利用弱透水层孔隙水稳定同位素信息分析了孔隙水的形成时期及补给源；Li等[9]、李静[10]、Ge等[11]根据弱透水层孔隙水水化学、同位素等数据，并结合沉积物特征，揭示了渤海湾地区、江苏沿海平原孔隙水的形成受到晚更新世以来海侵的影响。目前关于成陆较晚、人类活动强烈、浅部地层赋存更高盐度孔隙水的海岸带弱透水层孔隙水的研究较少，而识别海岸带弱透水层孔隙水的演化过程有利于揭示海岸线迁移及人类活动背景下海岸带高盐度地下水的形成演化过程。因此本次选择位于江苏北部海岸带的青口盐场一带，利用钻孔采集弱透水层土样，提取弱透水层孔隙水，通过分析氘氧同位素特征、孔隙水水化学组分演化特征，探讨苏北海岸带浅部弱透水层孔隙水咸化过程。

2 数据来源与研究方法

2.1 研究区概况

研究区位于江苏北部沿海地区的青口盐场一带，其地理位置见图1。该地区受河流沉积和海洋沉积共同作用，形成了相对自成体系的地层沉积体系，构成了地下水的赋存空间。自第四纪以来，由于气候的频繁波动，研究区经历了数次海侵、海退，尤其是晚更新世以来古地理环境演化具有明显的海陆交互沉积的特征，深刻影响了地下水水化学的形成与演化，研究区浅部含水层水质多为咸水、盐水。

图1 研究区地理位置图

晚更新世以来中国东部沿海地区发生了3次大规模海侵，分别发生在晚更新世早期、晚期及全新世时期，海水深刻影响了地下水的形成与演化，多数研究表明，渤海沿岸晚更新世以来沉积地层中的地下卤水主要起源于沉积古海水，形成于3次海侵-海退时期。江苏沿海地区与渤海地区临近，地层中发育咸水、盐水含水层，但并未发现规模性卤水含水层，可能有以下几个原因：(1)受多次海退的影响，地下水被淡化[7]。晚更新世早期及晚期海侵之后都经历了数千年的海退过程，海岸线最远距离研究区达数百千米[12]，晚更新世海侵对地下水的影响可能被海退时期的陆相淡水完全冲刷淡化[13]；而全新世海侵时期，在7kaB.P.至1128年，江苏古海岸线长期基本稳定在赣榆-板浦-阜宁-盐城-海安一线(研究区西侧)，1128-1855年黄河夺淮入海，海岸线迅速东迁，研究区才逐渐成陆[14]，此后海水对地下水的贡献大大削弱。(2)江苏沿海地区降雨量丰富，晚更新世以来沉积地层的含水层中均能测到氚[15]，说明地下水在一定程度上被大气淡水补给淡化。江苏沿海地区含水层地下水盐度并没有渤海地区那么高，显然受到江苏沿海地区的独特古地理环境变化影响。

2.2 数据来源

2017年在连云港市赣榆区青口盐场一带施工H1、H2两个取样钻孔(图1)，两孔相距7 km，深度分别为35、30 m。根据古地理资料，结合现场岩芯及区域钻孔第四纪取样测试结果，35 m深度范围内地层为全新世及晚更新世地层，全新世底界约在15 m，未达晚更新世底界，H1、H2两个取样钻孔的岩性分布见图2。由图2可见，H1孔地层特征为：0～11.3 m岩性为亚黏土，11.3～24.4 m岩性为黏土，24.4～27.1 m岩性为中砂，27.1～29.3 m岩性为黏土，29.3～30.5 m岩性为中砂，30.5～35.0 m岩性为黏土；H2孔地层特征为：0～14.7 m岩性为亚黏土，14.7～30 m岩性为黏土。

图2 H1、H2取样钻孔岩性柱状图及弱透水层孔隙水取样位置图

2.3 研究方法

水化学分析方法被广泛应用于研究典型的水文地球化学问题，Cl-、Br-之间的关系可反映孔隙水中盐分来源[16]，Na+、Ca2+浓度的相对变化可反映地下水形成过程中的水岩作用。而稳定同位素(氘和氧)可指示地下水的起源，有效识别地下水咸化来源。因此本次利用水化学方法及稳定同位素数据分析孔隙水的咸化过程。

3 结果与分析

3.1 孔隙水水化学组分特征

根据测试结果分析，H1孔孔隙水TDS(total dissolved solids)为3.6～9.9 g/L，水质为咸水(TDS为3～10 g/L)，H2孔孔隙水TDS为12.5～37.0 g/L，水质为盐水(TDS为10～50 g/L)。在同一坐标系中绘制两孔孔隙水TDS随深度变化趋势，如图3所示。由图3可看出，总体上TDS随深度呈现衰减的趋势，H2孔孔隙水的TDS明显大于H1孔。

图3 H1、H2取样钻孔弱透水层孔隙水TDS随深度的变化

孔隙水中离子主要包括Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、Br-等，而所有样品的水化学组分中均以Cl-、Na+浓度最高，水化学类型以Cl-Na型为主。孔隙水的主要化学组分与海水基本相同，主要离子含量排序为：Cl->Na+>Mg2+、Cl->SO42->Br-、Na+>Mg2+>Ca2+，与海水中离子含量排序一致。另外，孔隙水中Br-浓度较高，H1孔中Br-浓度为6.8～20.6 mg/L，H2孔中Br-浓度为39.1～110.9 mg/L，远高于区域地下淡水体中Br-浓度，区域地下淡水水体中的Br-浓度一般不超过1 mg/L，大多数低于检测限，而本次钻孔中H2孔部分样品中的Br-浓度甚至高于标准海水的65.0 mg/L以及近岸海水的39.6 mg/L。

3.2 氘氧稳定同位素特征

因两孔距离较近，本次测定了H2孔中孔隙水的氘氧同位素，可指示两孔孔隙水的补给环境。孔隙水的δD值为-36.2～-21.8‰(平均值-28.5‰)，δ18O值为-4.1～-2.3‰(平均值-3.1‰)，水体整体富集重同位素。H2孔弱透水层孔隙水稳定同位素值随深度的变化见图4，由图4发现，氘氧稳定同位素值均呈现随深度增加而增大再减小的趋势，即同位素在深度为10.1 m处最富集。

图4 H2取样钻孔弱透水层孔隙水稳定同位素值随深度的变化

H2孔弱透水层孔隙水稳定同位素δD-δ18O的关系见图5，并在图5中绘制了全球雨水线(global meteoric water line, GMWL)及当地雨水线(local meteoric water line, LMWL)，当地降水的同位素资料来自烟台站点1986-1990年的观测数据(LMWL：δD=5.8δ18O-6.79，R=0.87，n=44)[13]，烟台距离研究区距离较近，且位于沿海地区，气候条件与研究区相似。由图5可看出，样品点均落在全球雨水线和当地雨水线右下方附近，反映了孔隙水接受大气降水的补给，且在补给之前或补给过程中发生过一定程度的蒸发作用；样品点明显聚集在当地雨水线和标准海水混合线交点下方，指示孔隙水同时受到海水混合作用。

图5 H2取样钻孔弱透水层孔隙水稳定同位素δD-δ18O的关系及雨水线

4 讨 论

4.1 稳定同位素指示的孔隙水补给源

由图5可知，样品点均落在标准海水混合线和当地雨水线下方，指示孔隙水接受大气降水补给，受到海水混合的影响。同时，由图4可看出，氘氧稳定同位素随深度变化的趋势是连续的，并无明显间断，也反映了侵入的海水可能来自同一海侵时期[13]，而地下水的形成不可能早于含水介质的形成，因此晚更新世晚期海侵信息可能已经被晚更新世海退及全新世海侵信息替换，弱透水层孔隙水受到全新世海水的混合，如我国沿海的青岛地区全新世和晚更新世地层中的卤水就形成于全新世时期[17]。

氘氧稳定同位素在10.1 m处最富集，从此深度向浅部及深部衰减(图4)，说明孔隙水可能是地层沉积过程中保留的原始沉积海水，后期被大气降水稀释淡化。一般情况下，孔隙水形成的越早，则接受淡化的时间越长，淡化程度越高，但本次氘氧同位素并未呈现深度越浅越富集的单一趋势，反而在10.1 m处最富集，主要是因为深度越浅，弱透水层封闭条件相对越差，水循环条件相对越强，而研究区由于黄河夺淮入海才迅速成陆，浅部弱透水层受大气降水和河流补给持续影响明显。氘氧稳定同位素这种随深度变化的趋势也同样体现在南通地区浅部弱透水层孔隙水中，南通地区浅部孔隙水稳定同位素值在24～30 m处最富集[9]，不同地区孔隙水同位素富集深度差异主要与地层沉积环境及大气降水循环深度有关。

4.2 Cl-、Br-指示的孔隙水盐分来源

对于TDS高于2～3 g/L的地下水，Cl/Br质量比是确定地下水中盐分来源的重要比例系数[18]。标准海水的Cl/Br比值一般约为290，发生蒸发浓缩作用后的残余海水中的Cl/Br比值一般小于290；若Cl/Br比值大于290，甚至可高达1 000以上，则与岩盐溶解有关[19]。

区域地下淡水体中Br-浓度多小于1 g/L，甚至小于检出限，而咸水、盐水中Br-明显富集，反映了本次孔隙水中的Br-主要来源于海水。H1、H2取样钻孔弱透水层孔隙水Cl/Br-Cl、Br-Cl关系见图6，由图6(a)可看出，H1孔孔隙水Cl/Br比值主要在标准海水的比值基础上浮动，平均值为286，基本与海水中比值290一致，说明孔隙水主要来源于标准海水；H2孔孔隙水Cl/Br比值绝大部分小于标准海水的比值，Cl/Br比值平均值为235，说明除标准海水外，孔隙水一定程度上可能还受到石盐开始沉淀阶段的残留海水的混合。而实际上两个孔之间的距离仅为7 km，却出现如此差异，说明还与两个孔的地理环境大有关系。清代末期研究区设立了青口盐场、五七盐场等，普遍利用潮汐作用纳取近岸咸潮进行晒盐，并一直持续至20世纪末，尤其是清末以来盐场采用大规模集中式泥(黏性土)池结晶滩晒的方式[20]，盐场晒盐过程中产生的卤水的渗漏势必影响地下水的盐分演化，而H2孔所在位置正是曾经设立盐场的地方，至今仍为盐田，盐场卤水对孔隙水的影响可能正是导致H2孔样品Cl/Br比值基本小于标准海水比值的原因。

从H2孔的高Br-浓度可反映出研究区浅部地下水环境还很大程度上保留着海水信息，未被完全淡化。因此本次选取区域盐场浅部盐度最高的地下水样品点代表卤水端元(Cl-浓度为38 036 mg/L, Br-浓度为372 mg/L，Na+浓度为19 070 mg/L，Ca2+浓度为642 mg/L)，选取区域范围内地下潜水淡水点作为淡水端元，绘制卤水混合线、标准海水混合线及近岸海水混合线(图6(b))。由图6(b)可以看出，H1孔样品点主要落在标准海水混合线上，偏离卤水混合线，说明H1孔孔隙水主要来源于全新世海水；而H2孔样品点主要落在标准海水与卤水混合线之间，但更接近标准海水混合线，说明H2孔孔隙水主要来源于全新世海水，但也受到盐场卤水混合的影响，只是混合程度较低。

注：图中混合线上比例系数为海水/卤水混合比例，下同。

4.3 Na+、Ca2+指示的水岩作用

Na+、Ca2+分别是海水、淡水中的特征阳离子，海水与淡水相互作用过程中，Na+、Ca2+浓度的变化对于反映地下水化学成分的形成和演变具有重要意义。H1、H2取样钻孔弱透水层孔隙水Na-Cl、Ca-Cl关系见图7。

图7 H1、H2取样钻孔弱透水层孔隙水Na-Cl、Ca-Cl关系

由图7可以见：(1)H1孔样品点Na+落在标准海水混合线上或混合线上方，总体表现出富集特征；Ca2+落在标准海水混合线上方，总体表现出富集特征。而由区域附近钻孔测试的黏土矿物含量显示，弱透水层中主要矿物为石英、长石、方解石及伊利石、绿泥石等硅酸盐矿物。在深度为12.3～16.3 m之间，γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]为7.1～53.8，说明富集的Ca2+可能来源于钙长石的风化溶解作用，而不是碳酸盐、硫酸盐的溶解；在深度为18.6～34.2 m之间，γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]为负值，说明Ca2+的富集主要来源于碳酸盐、硫酸盐的溶解。γNa/γCl为0.86～2.42，说明Na+的富集主要来源于钠长石的风化溶解。(2)H2孔样品点Na+落在标准海水、卤水混合线下方，表现出衰减特征；在深度为2.2～10.1 m之间，样品点Ca2+落在标准海水、卤水混合线之间或下方，总体表现出衰减特征；在深度为11.9～26.1 m之间，样品点Ca2+落在标准海水、卤水混合线上方，表现出明显富集的特征。在深度为2.2～10.1 m之间，Na+、Ca2+同向衰减，孔隙水的pH值为7.75～8.57，为取样深度范围内最高，表明Ca2+衰减可能主要与方解石沉淀等作用有关，而Na+衰减可能主要与钠长石化作用有关。而深度为11.9～26.1 m之间的孔隙水中，Na+衰减、Ca2+富集，说明可能存在阳离子交替吸附作用，孔隙水中的高浓度Na+与黏土沉积物表面的Ca2+发生交换，从而引起Na+的减少，Ca2+的增多。

可用γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]与γ[Na+K-Cl]之间的线性关系判断阳离子交替吸附作用[21]，由两者相关关系图(图8)可知，两者相关性较差，说明阳离子交替吸附作用对Na+衰减、Ca2+富集的贡献较弱，Na+的衰减可能主要是由钠长石化作用引起的，而γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]值为45.7～139.9，说明盈余的Ca2+主要来源于钙长石的风化溶解作用，而不是碳酸盐、硫酸盐的溶解。

图8 H2孔孔隙水(深度11.9～26.1 m)γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]与γ[Na+K-Cl]关系

5 结 论

(1)研究区海岸带取样钻孔H1与H2相距7 km，两孔弱透水层孔隙水盐分变化较大，H1孔孔隙水TDS明显低于H2孔孔隙水TDS，H1孔孔隙水为咸水，H2孔孔隙水为盐水。

(2)δD、δ18O在深度10.1 m处最富集，从此深度向浅部及深部衰减，同时样品点δD-δ18O落在海水混合线和当地雨水线下方，表明孔隙水主要来源于全新世海水，被大气降水补给淡化；Br-Cl关系显示孔隙水主要来源于海水，但位于盐场的H2孔孔隙水受到卤水混合的影响。

(3)Na+、Ca2+的浓度变化揭示了弱透水层孔隙水长期演化过程中的水岩作用。H1孔孔隙水中Na+、Ca2+表现出同向富集的特征，H2孔孔隙水中Na+、Ca2+在深度为2.2～10.1 m之间表现出同向衰减的特征，在深度为11.9～26.1 m之间呈现Na+衰减、Ca2+富集的特征。γNa/γCl、γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]与γ[Na+K-Cl]之间的弱相关性反映了Na+的富集或衰减主要与钠长石的风化溶解或钠长石化作用有关；γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]值的变化反映了Ca2+的富集主要与钙长石的风化溶解或碳酸盐、硫酸盐的溶解有关，Ca2+的衰减主要与方解石沉淀有关。

(4)本次研究对于揭示沿海平原高盐度地下水成因、指导地下水资源合理开发利用具有重要意义，建议以后加强大时间尺度下弱透水层孔隙水运移模拟研究，更精确地揭示沿海平原不同深度地下水的起源与演化。