我国北方新生代玄武岩地下水化学特征及其成因——以河北省张北县为例

何 锦，郑一迪，邓启军 ，何雪琴

1.吉林大学新能源与环境学院，长春 130021 2.中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，河北 保定 071051 3.山东科技大学地球科学与工程学院，山东 青岛 266590

0 引言

玄武岩在我国分布广泛，因特殊的地质构建，其内常常蕴藏着优质的偏硅酸型矿泉水[1]。由于玄武岩含水层形成的复杂性和原生孔隙的不连续性，其地下水的赋存规律和形成演化机理往往成为国内外学者的研究热点。例如：Dafny等[2]利用水文地球化学以及同位素技术，研究了以色列戈兰高地地区浅层孔隙水与深层玄武岩地下水中水化学成分和同位素的差异，结果发现玄武岩地下水具有更低的氢氧同位素值和更长的径流时间；Gastmans 等[3]利用地球化学分析方法，确定了巴西塞拉玄武岩含水层中碳酸钠型地下水的形成机理，结果显示当地地下水所经历的水文地球化学过程主要发生于CO2开放系统条件下，CO2的不断吸收加速了矿物的溶解，后流经富钠黏土矿物中发生离子交换作用而形成碳酸钠型地下水；邓启军等[4]通过对河北坝上玄武岩区蓄水构造特征进行总结，提出影响玄武岩富水性的主要因素是玄武岩孔洞规模及连接性；阮魏[5]研究了昆明二叠纪玄武岩矿泉水的形成过程，指出钠长石、钙长石和辉石的溶解是控制区内水化学形成的主要作用；闫佰忠等[6]利用室内试验研究了靖宇县矿泉水特征H2SiO3的成因，结果显示在碱性条件下H2SiO3主要由玄武岩中矿物水解产生，而在酸性条件下由玄武岩矿物与碳酸反应生成。总体而言，玄武岩地下水的研究理论成果较为丰富，但研究手段及方法较为单一，多集中在水文地球化学、地球化学、构造地质学等方面。国内已有玄武岩地下水的研究主要也偏重于南方玄武岩分布区，对于北方新生代玄武岩地下水形成机制研究较少。

张北县地处内蒙古高原南麓的坝上地区，是京南重要的蔬菜种植基地，也是我国北方重要的生态屏障保护区。区内主要分布大面积新生界汉诺坝组玄武岩，其水质优良的玄武岩地下水是本区经济发展的重要支柱[7]。然而，随着农业需水量的不断扩大，多年的水质动态监测资料表明，玄武岩地下水出现硝酸盐增加、水质恶化等现象[8]。虽然近年来政府部门加强了该区的地下水管理，地下水的利用状况有所好转，但总体趋势仍然不容乐观。目前，前人对于本区地下水研究主要集中在地下水水量或地下水资源管理方面[9-11]，对于其水质特别是玄武岩地下水水质特征及形成机理研究方面鲜有报道。

笔者以张北县玄武岩地下水为研究对象，综合运用水化学、同位素、反向地球化学模拟等方法对其形成机制和补给来源进行了研究，旨在为当地地下水资源的合理开发利用、预防地下水水质恶化提供科学依据。

1 研究区概况

1.1 自然地理

研究区张北县隶属于河北省张家口市，全县总面积4 230 km2(图1)，平均海拔1 437 m，县境南部为山区，西部为玄武岩熔岩台地，其上分布有古火山口，中北部为丘陵、岗梁、滩地。气候属于典型的寒温带半干旱大陆性气候，主要表现为冬季漫长寒冷，夏季短暂凉爽，全年干旱少雨，多风沙。张北县气象站1971—2017年气象观测资料显示：年平均气温为10.1 ℃，年平均降水量386.04 mm，降水主要集中于6—9月，降水量约占全年的77%。年平均潜在蒸发量1 736.32 mm。年平均日照时数2 897.8 h。

图1 研究区地理位置图

1.2 地层岩性

全县地层可划分为太古宇—古元古界构成的变质岩基底和中元古界—新生界构成的盖层。盖层主要由古—新近系汉诺坝组(E3N1h)和广泛覆盖全区的第四系(Q)构成(图2、图3)，其中汉诺坝组玄武岩主要分布在县城南部和西部。受岩浆活动的周期性与间歇性特点的控制，汉诺坝玄武岩具有多层沉积间歇，间歇期沉积的黏土岩和砂岩分布广泛而稳定。山区玄武岩以灰褐色伊丁石化橄榄玄武岩为主，薄板状层理清晰，解理和裂隙发育，且很少被充填；平原区埋藏型玄武岩为橄榄玄武岩，致密坚硬，仅在断裂构造交会部位较为破碎。

1.3 水文地质

研究区属于典型内陆河流域，区内地下水主要以玄武岩裂隙孔洞水和第四系孔隙潜水为主。根据玄武岩埋藏状态，该区玄武岩裂隙孔洞水可以分为裸露区潜水和埋藏区承压水。其中：在玄武岩裸露区，潜水多分布在张北县境内西南部熔岩台地及沟谷之中，水位动态主要受大气降水和人工开采的共同影响，一般低水位期出现在5—7月，高水位期出现在10—12月(图4a)。在玄武岩埋藏区，山间盆地及下游平原地带含水层结构多为第四系松散孔隙潜水与玄武岩微承压水，下覆玄武岩地下水主要接受补给区侧向补给和松散孔隙潜水垂向补给，主要消耗是人工开采。每年4—6月，由于大气降水入渗补给深层地下水存在滞后性，加上农业集中开采地下水，水位持续下降，在6—8月出现最低水位；而后随着侧向径流的补给和农业开采量的减少，至次年1—2月出现一个水文年内的最高水位期(图4b)。

图4 研究区玄武岩地下水水位动态曲线

2 样品采集及分析方法

水化学数据的统计分析采用SPSS20软件完成，采用PHREEQC软件来完成反向地球化学模拟的计算，文中图件采用graphic和mapgis绘制完成。

3 结果和讨论

3.1 水化学统计

图2 研究区采样点分布图

图3 研究区水文地质剖面图

3.2 水化学特征

从研究区玄武岩地下水水化学空间分布图(图5)和Piper三线图(图6)可以看出，区内玄武岩地下水按照阴离子分为HCO3型、HCO3·SO4型、Cl·HCO3型、Cl·SO4型、Cl型。其中：南部径流区地下水水化学类型以HCO3-Ca·Mg为主，TDS质量浓度低(多小于500 mg/L)，反映出水岩作用时间短、水质较好的特点；沿地下水径流方向，在沟谷地带及下游的山间盆地，由于上覆第四系松散沉积物含水层地下水水质较差，地下水水化学类型以Cl·HCO3-Na·Mg和Cl·SO4-Na·Mg为主，TDS质量浓度明显升高(多大于1 400 mg/L)，同时，硫酸型地下水的出现也反映出人类活动对于地下水水质的影响程度加剧。

图5 研究区玄武岩地下水水化学类型分布图

图6 研究区玄武岩地下水Piper三线图

3.3 相关性

表2 研究区地下水水化学参数Person相关系数矩阵

3.4 地下水水化学形成与演化

3.4.1 溶滤作用

前人通常采用离子比例法来研究水中各种离子的来源[14]。研究区内玄武岩主要是由橄榄石、辉石、斜长石等硅铝酸盐矿物组成，因此玄武岩地下水中阳离子应是硅铝酸盐风化溶解形成。根据硅酸盐岩矿平衡图(图7)可知：全部地下水样点分布在高岭石-三水铝石矿物溶解相区域，说明研究区玄武岩风化溶解的稳定产物多为三水铝石和高岭石；此外多数样点位于石英饱和线左侧，也就是说石英在该地区地下水中尚未达到饱和状态，地下水拥有继续溶解硅酸盐的能力。因此该区地下水主要发生如下化学反应：

图7 研究区地下水系统矿物平衡体系图

2NaAlSi3O8(钠长石)+2CO2+11H2O→Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+2Na++2HCO3-+4H2SiO4；

(1)

2KAlSi3O8(钾长石)+2CO2+11H2O→Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+2K++2HCO3-+4H2SiO4；

(2)

CaAl2Si2O8(钙长石)+2CO2+8H2O→Al2O3·3H2O(三水铝石)+Ca2++2HCO3-+2H4SiO4。

(3)

图8 研究区地下水相关离子比值图

3.4.2 阳离子交换作用

阳离子交换作用也是地下水化学演化中发生的主要作用之一[16]。从图9可以看出，从补给区到排泄区，c(Ca2+)/c(Na+)和c(Mg2+)/c(Na+)平均值分别由2.87和0.92减小到0.56和0.39，两者有比较明显的负相关关系(R2=0.729)，斜率为0.201；这说明地下水在区内发生了明显的阳离子交换作用，即地下水中的Ca2+、Mg2+与含水层中黏土矿物所吸附的Na+发生正向离子交换，导致地下水中Ca2+和Mg2+浓度降低和Na+浓度的同步升高。其反应方程式可以写为

R.相关系数。

Na—X+Ca2+(Mg2+)→2Na++Ca(Mg)—X。

(4)

3.4.3 人类活动

图10 研究区地下水中与关系图

3.5 补给来源分析

利用地下水体中氢氧稳定同位素可以研究地下水的补给来源及演变规律[18]，研究区玄武岩地下水δD-δ18O关系见图11。由于本次工作没有采集雨水样品，故采用了与研究区具有相同大气降雨来源特征的内蒙古自治区正蓝旗大气降水线[19]δD=7.809δ18O+2.266来代表区内大气降水的原始特征。从图11可以看出，玄武岩地下水样点均位于当地降水线附近，其中：补给区、径流区的δ18O变化范围分别为-10.19‰～-9.31‰、-9.95‰～-9.14‰，值域变化较小且分布比较集中，说明研究区玄武岩地下水补给来源比较单一，考虑应该是当地夏季降水入渗补给；排泄区地下水样点分布比较分散，δD值域为-83.36‰～-63.93‰，δ18O值域为-11.09‰～-8.07‰，说明在排泄区玄武岩地下水中可能到受蒸发影响的第四系潜水混入或者侧向补给来源影响，而导致氢氧同位素值的富集或者贫化。

图11 研究区地下水中δDSMOW和δ18OSMOW的散点关系图

此外，通过氘过量参数(d=δD-8δ18O)也可以进一步判断出地下水是否经历水-岩作用。基本原理如下：地下水在含水层的渗流过程中，地下水体与含水层中含氧矿物发生同位素交换，导致地下水体δ18O升高，而岩石中含氢组分很少，水体中δD受影响极小，因此d值下降[20]。从计算结果来看，补给区d均值为4.92，低于当地6—9月降水中d值(6.32)，径流区与排泄区的d均值分别为4.16和3.58，沿程下降趋势明显，说明从上游补给区到下游排泄区水岩相互作用逐渐加强。

3.6 反向地球化学模拟

为更好理解研究区内玄武岩地下水所发生的水文地球化学反应，本次研究利用水样测试数据开展水文地球化学反向模拟。按照区域地下水流向，分别在补给区、径流区、排泄区选择ZB38、ZB11、ZB28水样点(路径1)和ZZB12、ZB05、ZB15水样点(路径2)(图2)作为模拟路径进行验算，每条模拟路径上水化学组分浓度均沿地下水流路径呈现上升趋势，能反映出区域水质变化过程，所选择的各水样点常量离子浓度与各区离子浓度统计平均值较为接近，具有较好的代表性。

根据前文岩矿平衡分析结果以及玄武岩中可能存在的矿物，分别选择钠长石(NaAlSi3O8)、高岭石(Al2Si2O5(OH)4)、方解石(CaCO3)、白云石(CaMg(CO3)2)、岩盐(NaCl)、石膏(CaSO4·2H2O)、萤石(CaF2)、石英(SiO2)、菱锶矿(SrCO3)、CO2(气相)、伊利石(K0.6Mg0.25Al2.3Si3.5O10(OH)2)、三水铝石(Al(OH)3·3H2O)作为矿物相进行模拟。

表4 反向水文地球化学模拟结果

表3 研究区反应路径模拟样点主要矿物饱和指数

4 结论

2)研究区玄武岩地下水主要补给来源为当地夏季大气降水，受到长时间水岩作用影响，水中阳离子主要受到硅铝酸盐矿物溶解、阳离子交替吸附作用的影响；阴离子主要受到岩盐、石膏溶解控制。

3)反向地球化学模拟结果表明，研究区玄武岩地下水主要受到硅酸盐、岩盐、硫酸盐等矿物风化溶解作用、阳离子交换吸附作用以及方解石沉淀作用的影响，此外人类活动对于地下水演化过程也有不同程度的影响。