三亚市原生环境水文地质问题与防治对策

2021-11-10符广卷张航飞吴多誉王晓林

地下水 2021年5期

符广卷，张航飞，吴多誉，王晓林

(1.海南省地质综合勘察院，海南海口 570206；2.海南省地质调查院，海南海口 570206；3.四川省地质矿产勘查开发局二零七地质队，四川乐山 614000)

三亚市是海南省第二大城市，是著名的热带滨海旅游度假城市。随着城市社会经济不断发展，城市规划、国土开发整治和建设受自然地理、地质环境和环境地质问题等的制约和对地质工作的需求日益突出[1，2]。与地下水有关的环境地质问题有原生环境水文地质问题和人为环境水文地质问题两大类[3]。原生环境水文地质问题指在天然条件下，与地下水活动有关的环境地质问题，如沼泽化、盐渍化、冻胀及地方病等；人为环境水文地质问题即在供、排水条件下，与地下水作用有关的环境水文地质问题，如地下水位持续下降，地面沉降、井水枯竭、水质恶化、海水入侵、土地沙漠化等。

根据研究区开展的环境地质综合调查工作[4～6]，总结分析了区内存在的主要原生环境水文地质问题的类型和成因，并提出了对应的防治措施建议，为城市地下水资源开发利用与保护提供支撑服务。

1 研究区地质环境概况

研究区位于海南岛南部，面积约125 km2(图1)。研究区属热带海洋季风气候，高温多雨为主要气候特征，干湿季节明显[7]。年平均气温25.5℃，5-10月为雨季，11月至翌年4月为旱季，多年平均降雨量1 520.8 mm，雨季降雨量约占全年降雨量的87.7%。区内水系较为发育，河流多为自北向南，独流入海的短小溪流。三亚河为区内最大河流，但流量较小，季节性变化大。区内三亚湾海域潮流为正规全日潮流型，涨潮流向多为N～NW向，落潮流向多为S～SE向，属弱潮流海区[8]。三亚湾的最大潮差约为2～3 m。研究区位于海南穹隆南缘之九所-陵水大断裂中段南侧，地势总体北高南低。区内地势相对较为平缓，地面坡度一般2°～10°，标高一般1～50 m。根据地貌成因类型和形态特征，区内主要有滨海堆积平原、冲洪积平原、低山丘陵和剥蚀堆积平原四种地貌类型(图1)。

图1 研究区范围及地貌图

研究区沿岸主要出露第四系(Q)滨海堆积层，陆内则广泛发育冲洪积层和花岗岩及其风化残积层。在鹿回头一带出露奥陶系沙塘组(O2-3s)浅海相灰岩和榆红组(O3yh)近岸沉积的砂岩。在金鸡岭零星出露白垩系鹿母湾组(K1l)内陆湖泊相碎屑岩夹火山岩沉积，岩性主要为砾砂岩、粉砂岩、石英砂岩等。

研究区及周边主要发育九所-陵水东西向构造带，位于北纬18°25′～18°35′，横贯乐东、三亚和陵水等市县，东西展布约100 km，沿构造带地震时有发生、热泉遍布、海蚀地貌发育。海南岛大地构造单元以东西向九所-陵水深大断裂带为界，断裂带以南的三亚地区及南海在内的广大地区属于南海地台，断裂带以北属于华南褶皱系。在南海地台北缘海南岛陆上部分的三亚地区划分为三亚台缘拗陷带。本区断裂构造较不发育，多沿山地展布。主要为北东向的角岭断层(F1)、红糖岭断层(F2)和东西向的红糖村断层(F3)。其中角岭断层(F1)

主要展布于角岭-高岭一带，倾向310°，倾角63°～80°。断层带由挤压片理带、构造透镜体、碎裂岩、碎斑岩、硅化石英岩带及裂隙密集带组成，硅化强烈，局部见黄铁矿化，具两期活动；红塘岭断层(F2)展布于红塘岭一带，长4～5 km，北东向，倾向南东，倾角80°。断层带由挤压片理带、构造透镜体、碎裂岩及断层角砾岩组成，航片影像特征及地貌特征明显，硅化强烈；红塘村断层(F3)

位于红塘村和红糖岭一带，长4 km，走向80°～90°，总体往南倾，局部反倾，倾角78°，断裂大部分被第四系所覆盖，破碎带宽约10～20 m，局部可达50 m，主要由挤压破碎带、糜棱岩带、碎裂岩带组成，沿断裂走向沿线具有压碎岩、碎裂岩、糜棱岩等构造岩滚石分布，地貌特征明显，为一近东西向狭长槽地。

区内地下水类型主要为第四系松散岩类孔隙水、新近系松散岩类孔隙承压水和基岩裂隙水。第四系松散岩类孔隙潜水分布于区内山前斜地、山间谷地及滨海平原，含水层厚度一般为5～20 m，富水性贫乏～中等，地下水动态不稳定，随季节变化的趋势较明显，水位年动态变幅一般1～4 m；新近系松散岩类孔隙承压含水层的展布受盆地形态和地形的控制，边缘地带浅，盆地中部深。厚度变化大，一般5～32 m，地下水位埋深一般小于2 m，最深可达12 m，不同地段富水性差别较大，地下水动态变化受降雨影响，具季节性变化，水位变化滞后于雨季1个月；基岩裂隙水广泛分布于剥蚀丘陵区，分为层状岩类裂隙水、块状岩类裂隙水和碳酸岩裂隙溶洞水，碳酸岩裂隙溶洞水具承压性，局部基岩出露地段为潜水，不同地段富水性差别较大，地下水动态变化受降雨影响，具季节性变化，雨季比旱季地下水径流模数高。

2 主要原生环境水文地质问题

2.1 地下水酸化

2.1.1 分布特征

地下水酸化主要以pH值作为判别指标，pH值小于6.5的地下水属弱酸性水[9]。区内民井和钻孔的48个浅层地下水pH值数据统计结果显示，pH值在6.5～8.5之间的有19个，占统计数的39.5%，pH平均值6.94；pH值5.5～6.5之间的有29个，占统计数的60.5%，平均值6.04，超过地下水Ⅲ类限值。弱酸性水主要分布于河流冲积层孔隙水及花岗岩风化裂隙水，滨海堆积层孔隙水内零星分布。地下水pH值6.5～8.5之间主要分布于天涯镇以北的剥蚀堆积区和中部河流冲积与剥蚀堆积交界区(图2)。

图2 研究区地下水pH值测试点分布图

2.1.2 成因分析

区内地下水酸化主要受表层土壤酸化、含水介质上部覆盖层和碳酸的水解等影响：

(1)区内地表土壤主要以弱酸-酸性为主，岩性主要为滨海堆积层和河流冲积层的粉细砂、粘土质砂及花岗岩风化残积的砾质粘性土，渗透性较好。浅层含水层主要受大气降雨补给为主，就土壤理化性而言，盐基饱和度以及阳离子交换量较低，对酸沉降的缓冲能力较差，降雨中及土壤中的酸性组分的很容易进入到地下水中，导致地下水酸化。

(2)降雨进入地下水需要经过包气带的入渗过程，含水介质上部覆盖层性质也会直接影响地下水的酸化[10]。在包气带以粘性土为主的地区，降雨易形成地表径流，而且粘性土层本身具有较强的吸附性，能吸附包括H+在内的部分阳离子，因此降雨对于地表以弱透水的粘性土层为主的地区影响相对较小。在地表以渗透性较好的松散覆盖层和花岗岩风化残积层为主的地区，降雨中的酸性组分很容易进入到地下水中，导致地下水酸化。沿海一带的河流冲积层和滨海堆积层，地表岩性主要为粉细砂、细砂、粘土质砂和砾质粘性土，透水性相对较好，降雨中的酸性组分进入到地下水中，导致地下水酸化。

(3)重碳酸根离子是天然水化学成分中最重要的组分之一。大多数情况下，碳酸的电离平衡决定着水溶液的pH值，即pH值大部分情况下是碳酸电离平衡的外在体现[11]。一般来说HCO3-在碳酸三种存在形式中占比越小，水溶液的酸性越强。浅层地下水的水化学分析结果显示，区内弱酸性水化学类型以HCO3型、HCO3·Cl型为主，这说明区内地下水酸化受到碳酸水解的影响。

另外，地下水弱酸性水还受地下水补径排条件以及区位条件影响，地下水径流条件好的地段酸度不容易累积；区位条件对地下水酸度也存在较大影响，靠近河流、水库等地表水体的地段地下水酸碱度受地表水影响较大；地形低洼的地段，各种不同类型的地下水充分混合，其酸碱度很大一部分还受混入水流酸碱度的影响。

2.2 地下水咸化

2.2.1 分布特征

根据地下水水质测试及物探测量结果，地下咸水区范围分布面积约为21.76 km2(图3)。主要分布于三亚湾岸段沿海客家村-回新村一带，地下水类型属松散-半固结岩类孔隙承压水，根据水质测试结果，地下水矿化度为1.289～5.368 g/L，其中SK08、SK06矿化度值分别为2.618 g/L、1.289 g/L，属于微咸水；SK03、SK04、SK05、SK07矿化度值为4.077～5.368 g/L，属于咸水[12]。

图3 研究区地下水咸化分布范围及高密度电法测线位置图

为划定该咸水分布范围，本次部署了3条高密度电法测线。钻孔资料表明测区表层为碎石土、根植土，超覆于花岗岩上。高密度电法勘探成果揭示出覆盖层视电阻率呈低阻、中低阻显示，含水层视电阻率呈低阻显示，与钻孔资料相吻合。据野外调查成果，测区地表的水资源为淡水。3条高密度电法测线测量成果解译如下(图4)：

(1)从L0高密度电法测线成果推断解译图可见(图4)，从地表至深度30 m的范围内，视电阻率值>20 Ω·m，为表层碎石土、根植土及地表含水的反映。深度>30 m的范围内，在平面位置720 m处，视电阻率出现明显的横向不连续性；剖面0～720 m下方深度40～70 m内，有一低阻异常带，视电阻率值为1～4 Ω·m；而在位置>720 m处的下方，视电阻率值呈现为相对高阻，视电阻率值>4 Ω·m。结合地质资料推断，引起视电阻率该横向不连续性的原因为咸淡水分布的空间不连续性[13]。

(2)从L1高密度电法测线成果推断解译图可见(图4)，从地表至深度30 m的范围内，视电阻率值>20 Ω·m，为表层碎石土、根植土及地表含水的反映。深度30～70 m的范围内，有一低阻异常带，视电阻率值为小于4 Ω·m。在剖面横向位置1 285 m处出现明显的视电阻率横向不连续性，在横向位置1 285～1 365 m处视电阻率明显升高，呈现出椭圆状的高阻异常，推断此处存在有一不透水的地质体；在横向上1 365～1 600 m处视电阻率呈现为低阻特征，视电阻率值约为10 Ω·m，推断为含淡水区域。

(3)从L2高密度电法测线成果推断解译图可见(图4)，从地表至深度30 m的范围内，视电阻率值>20 Ω·m，为表层碎石土、根植土及地表含水的反映。深度30～80 m的范围内，横向上0～1 125 m处视电阻率呈现低阻特征，视电阻率值小于5 Ω·m；在剖面横向位置1 125 m处出现明显的视电阻率横向不连续性，在横向位置1 125～1 285 m处视电阻率明显升高，呈现出上凸状的高阻异常，推断此处存在有一不透水的地质体；在横向上1 285～1 445 m处视电阻率呈现为低阻特征，视电阻率值约为10 Ω·m，推断为含淡水区域。

综上所述，咸淡水分界线走向近北东向，界线以北区域为淡水的含水区，界线以南的浅部0～30 m的范围内为淡水，深度30～80 m范围内主要为咸水(图4)。测线控制范围内咸水含水层厚度约为20～50 m，总体上该咸水含水层的厚度由南向北，由东往西逐渐减小。该咸水含水层的上界面，为南部较浅、北部较深，东部较浅、西部较深。

图4 高密度电法测线成果推断解译图

2.2.2 地下咸水成因

根据钻孔揭露，区内地下咸水水头压力普遍在4m标高以上，即使在近岸处SK05孔水位也高出现代海面4.7 m，高出地面2.05 m，现代海水不可能以径流方式进入含水层使其咸化。含水层咸淡水界面深入陆地50 m以上，海水以扩散方式逆地下水流向造成陆域地下水咸化也不可能。

通常海水钠氯系数(γNa+/γCl-)平均值为0.86，淡水或微咸水的钠氯系数大于1[14]。钻孔揭露咸水区内的钠氯系数介于0.4～0.78，平均值为0.58，暗示区内地下咸水起源于海水[15]。钠氯系数小于海水，主要是因为地下水咸化形成过程中Na+与Ca2+发生了离子交换，导致水中Ca2+含量增大，Na+含量减少。推测该咸水属古封存型咸水[16]，是在含水层的沉积过程中形成的。在海相沉积环境里，含水层在形成过程中充填海水，在含水层上部沉积了粘土隔水层，把含水层与海水隔开而失去水力联系。随着含水层上部沉积层的不断加大，含水层受到压缩，地下水也一起受到弹性压缩，同时接受后期淡水从山前补给地下水，形成了现在的咸水。

3 讨论

3.1 地下水酸化处理措施

根据地下水酸化形成机理分析，研究区地下水酸化的成因主要是碳酸水解的影响，地形及区位条件等诸多因素共同决定了弱酸性水的分布。碳酸水解的影响产生的弱酸性水是长期水化学作用的产物，虽然也受到人类活动改造，但影响范围和程度一般不大，因此未来地下水酸化问题仍将长期存在，酸化程度变化有待进一步研究。

酸性水的修复一般采用碱中合法，家庭饮用可采用简单的碱中合，目前市面上也有相应的酸过滤器[17]；至于区域尺度的修复，可以采用向土壤加入石灰等碱性物质或采用回收的混凝土回填。

3.2 地下水咸化防治对策

根据野外调查，三亚斜地承压水主要供水对象为三亚湾片区，多为酒店开采。由于前期不合理开采等人类活动诱发下[18]，使局部地段因越流导致上层潜水咸化和地下水咸化范围扩散等问题。建议强化取水许可全过程监管，建立地下水分层监测体系，完善承压水的监测井网，深入分析地下水水质演变规律，进而有效控制地下水的咸化范围扩散[19]。