武隆—广杨地区水循环模式及水化学特征

2022-04-29冯杰张强张金林刘洋何浩

科学技术与工程 2022年7期

冯杰, 张强*, 张金林, 刘洋, 何浩

(1.成都理工大学环境与土木工程学院，成都 610059； 2.天津市政工程设计研究总院有限公司，天津 300392)

中国西南片区川、渝、滇、黔、鄂、湘、桂等省份广泛分布岩溶。岩溶水是赋存于可溶岩地区地下溶孔、溶隙中的地下水的统称，是岩溶生态系统中最活跃的部分[1-2]。岩溶发育的碳酸盐岩地区岩石造壤能力极低，可溶岩大部裸露于地面，岩溶含水层通过落水洞、溶隙等岩溶通道与外界联通，所以岩溶含水系统更具有开放性，敏感性和脆弱性[3]。

岩溶水的循环指岩溶含水层中地下水的更新过程，是岩溶区域水文地质循环中至关重要的一环[4-5]。长期以来中外对岩溶地区岩溶地下水循环的主要研究方法有水文地球化学法[6-7]，水文地质条件分析法[8-9]等方法。如袁建飞等[10]通过对水化学指标和同位素信息对四川省西昌市仙人洞岩溶地下水系统进行研究，确定了地下水的循环模式。针对典型岩溶区的地下水开展了水化学溶质组分、溶质来源、地下水动态变化及时空演化的研究。周忠发等[11]对贵州省双河洞穴系统岩溶水的水化学组分进行了针对性研究；袁伟等[12]对贵州省三股水岩溶泉的水文地质条件进行了深入分析。

重庆武隆区域的岩溶地形地貌，暗河发育情况以及岩溶山区滑坡情况已有充分研究[13]，但对于该地区的岩溶水系统和水循环的水化学研究还未深入。因此，基于已有的地质和水文地质资料，采用水文地质条件分析和水化学分析并重的方法，从水文地质条件出发概括了四种地下水循环模式，通过后续水化学数理统计、图示分析以及定量计算等验证分析武隆—广杨地区的地下水循环模式及其水化学特征与差异，并对地下水中溶质组分的来源进行探究。开展该地区的水文地球化学的研究具有重要的理论价值，还可以后续的工程建设以及区域水质评估提供基础资料。

1 研究区概况

武隆—广杨地区地处重庆市南部渝黔交界地带，区域内包括巷口镇、江口镇、广杨乡、中嘴乡、石桥乡和黄莺乡等部分区域。属于亚热带季风气候，年平均气温18.6 ℃，区内年平均气温17.2 ℃。年均降雨量为1 190.7 mm，蒸发量为541 mm，降水集中于5—9月。区内黄莺—磨盘石一带最高，平均海拔在1 300 m以上，北西角武隆县城乌江河面最低，海拔163 m。出露的地层由老至新依次为分布于木堰沟一带的奥陶系地层(O1m、O2+3)，为碳酸盐岩；研究区东南部的志留系下统地层(S1l、 S1x)，为砂页岩；研究区北部的志留系中统地层(S2h)，二叠系地层(P1、P2)，三叠系地层(T1f、T1j、T2l、T3x)，中生界侏罗系地层(J1z)，为碳酸盐岩。

按含水介质可将地下水分为4大类，区域分布情况如图1所示。碳酸盐岩裂隙溶洞水(P1、P2、T1f、T1j)，分布于研究区楠木林-张家坪-谭家村一带，其径流模数为2～5 L/(s·km2)；基岩风化带网状裂隙水(S1、S2)，分布于研究区三河村一带，泉流量约0.03 L/s；碎屑岩夹碳酸盐岩裂隙溶洞水(T2l、O2+3)，分布于研究区武隆区-中嘴乡一带，径流模数约为0.5 L/(s·km2)；碎屑岩裂隙层间水(T3x)分布于研究区最北端和木堰沟附近，单井涌水量为500～1 000 t/d。

图1 研究区水文地质及取样点简图Fig.1 Simplified hydrogeologic map of the study area and location of the sampling points

2 水循环类型划分

根据研究区地形地貌，气象水文，水文地质条件等对浅层地下水循环模式进行分类，将其循环模式概括为岩溶水I型循环、岩溶水II型循环、裂隙水III型循环、裂隙水IV型循环四种类型。

岩溶水I型循环模式(图2)，补给区与排泄区的相对高差达1 000～1 200 m。其循环涵盖整个碳酸盐岩分布区，地下水埋深，径流长度长、补给源于大型洼地落水洞的集中补给和分散的坡面入渗补给，以岩溶暗河管道的形式集中排泄。流量和降雨中等程度相关可能存在一定的相对滞后性。

图2 岩溶水I型循环示意Fig.2 Circulation of karst water type I

岩溶水II型循环模式(图3)，补给区到排泄区高差一般不会超过200 m，地下水动态随降水明显，水文响应快，地下水埋深小，岩溶水循环深度浅，补给源于地表分散型补给，排泄为就近分散排泄，各泉点的补径排相对独立不会形成统一的地下水位。

图3 岩溶水II型循环示意Fig.3 Circulation of karst water type II

裂隙水III型循环模式(图4)，接受岩溶水的补给也接受大气降雨补给，导致地下水流量小，动态稳定。地下水在该模式受到地表裂隙入渗的分散补给并以泉的形式分散排泄。

图4 裂隙水III型循环示意Fig.4 Circulation of fissure water type III

裂隙水IV型循环模式(图5)，地层在构造运动侵蚀以及大气降水的作用下，可溶岩被剥蚀，页岩浅层裂隙发育，但由于裂隙带含水层厚度有限，缓慢流动，补给分散，排泄集中，泉流量受降雨变化较III型明显。

图5 裂隙水IV型循环示意Fig.5 Circulation of fissure water type IV

3 水文地球化学特征

3.1 样品采集和测试

表1 研究区地下水水化学组分表Table 1 Hydrochemical compositions of water samples in the study area

3.2 水化学特征

对研究区水化学组分参数含量统计表分析，岩溶水所对应的pH大于裂隙水，都介于7.2～8.5；岩溶水的TDS处于217.2～731.5 mg/L，HB为总硬度，平均值为210.2 mg/L,均高于风化裂隙水的TDS水平106.3～656.6 mg/L，HB平均值为153.2 mg/L,这表明岩溶水循环路径长，因此拥有较高的TDS值；岩溶水中的I型循环模式下TDS为456.8～731.5 mg/L,II型循环为242.2～432.4 mg/L。

3.3 Piper三线图

图6 研究区水样Piper三线图Fig.6 Piper diagram of water samples in the study area

碎屑岩区III型循环全部为HCO3-Ca Na+K型水。IV型循环地下水点位分布分散，水化学类型组成复杂，HCO3-Ca型水、HCO3-Ca Na+K型水为主，HCO3-SO4Mg Ca，HCO3SO4-Mg Na+K Ca和HCO3-Na+K Ca各占9.1%。裂隙水III型、IV型循环水化学类型表明该区域的地下水不仅与碳酸盐岩有关，也与区域内裂隙对大气降水的沟通作用以及与碎屑岩离子交替吸附存在关联，说明这两种循环拥有复杂的水化学反应过程。

3.4 地下水溶质组分的水化学过程

3.4.1 地下水组分所受控制作用定性分析

Gibbs图来可分析天然水溶质组分受到的水岩作用，大气降水，蒸发浓缩作用，常以TDS的对数作为纵坐标，以(Na++K+)/(Na++K++Ca2+)浓度比值为横坐标绘制成图(图7)[14]。

图7 研究区水化学Gibbs图Fig.7 Gibbs diagram of water samples in the study area

如图7所示，岩溶水I型、II型循环落点大部分位于岩石风化区间，少量II型循环阳离子向大气降水侧靠近，这表明区域内的岩石组分的风化作用是区域地下水中离子的主控因素，但部分会受到大气降水的影响。

裂隙水III和IV型循环点样分布于岩石风化和大气降雨的两侧，这说明这两种循环模式同时受到两种作用的影响。

图8中四种循环的地下水分布呈现出一定的规律性，岩溶水I型循环与岩溶水II型循环点位靠近碳酸盐岩端，裂隙水III、IV型循环则靠近硅酸盐端。岩溶水I、II型循环落点表明这一过程中碳酸盐岩占主导，岩溶水II型循环较偏离的点则说明相应位置的离子组分来源可能有非纯可溶岩参与；裂隙水III、IV型循环靠近硅酸盐岩端，其所循环的途径中硅酸盐岩对其水化学成分有影响，表明其循环途径中存在有页岩或者泥灰岩。

图8 研究区离子来源关系Fig.8 Study area ion source relationship

3.4.2 地下水组分所受控制作用定量分析

硫酸参与风化反应为

(1)

CaxMg1-xAl2Si2O8(硅酸盐岩)+H2SO4+

(2)

碳酸参与风化反应为

(3)

CaxMg1-xAl2Si2O8(硅酸盐岩)+2H2SO4+

(4)

图9 Ca2++Mg2+与关系Fig.9 Relationship of Ca2++Mg2+ and

图10阴离子的相互关系说明，岩溶水I型循环与岩溶水II型循环水点分布进行对比，硫酸在II型循环中的贡献大于I型循环，其来源除大气组分水化作用外仅有深部环境岩体中的硫酸盐组分，这说明II型循环深度小于I型循环；裂隙水III型和IV型循环，IV型循环点位落点显集中于硫酸根一侧，说明在这样循环过程中，易受到大气SO2或碎屑岩地层中的硫酸盐影响。