长江河口地区全新世以来的弱透水层孔隙水地球化学特征及成因分析

苟富刚, 龚绪龙

江苏省地质调查研究院,自然资源部地裂缝地质灾害重点实验室, 江苏南京 210049

长江河口地区是长江与海洋相互作用下形成的广袤平原(苟富刚等, 2022a, b)。细粒土与粗粒土均较发育, 本次研究土体为弱透水层, 不包含砂土与粉土。弱透水层主要由粉粒与黏粒组成, 粉粒含量最高, 塑性指数大于10。弱透水层是地下水的重要载体, 在沉积物中的含量远远大于含水砂层, 占比高达70%(Wickman, 1954)。弱透水层与含水层相比, 弱透水层渗透性极低, 孔隙水的提取及其水力参数获取技术要求高、测试难度大、且成本高, 因此弱透水层孔隙水的相关研究进展相对缓慢, 且研究成果多集中在浅层的包气带或者饱水带。根据苟富刚等(2017, 2018b)的研究, 水土体含盐指标呈线性正相关, 土体中Cl-含量与孔隙水TDS 回归分析建立的模型相关性最高。土体易溶盐样品获取方便,测试分析已规范化。土中易溶盐(包含8 大离子:)占易溶盐含量的95%～99%(Hakanson and Jansson,1983)。众多学者根据沉积物中的含盐特征来分析研究土层的沉积环境(Yao et al., 2013; 苟富刚等,2018b, 2022a, b)。李潇丽(2020)根据土体易溶盐特征结合粒度、古地磁、氧稳定同位素数据进行了吉家庄遗址湖滨气候演化分析。苟富刚等(2022a, b)进行了研究区百米以浅土体含盐特征及其沉积环境分析。

对弱透水层孔隙水的水化学研究始于1895 年,其中着重对孔隙水中的离子特征进行研究(Rea et al., 2012)。弱透水层中孔隙水的流动受分子扩散控制(Hendry and Wassenaar, 2000), 孔隙水反映了土体沉积时的原始溶液(Liao and Zhang,1985)。Cl-常作为示踪指标进行沉积环境分析, Ge et al.(2017)采用Cl-进行了江苏盐城地区弱透水层孔隙水溶质的运移规律研究。Li et al.(2017, 2021)采用河北曹妃甸、渤海湾地区、江苏海州湾地区弱透水层孔隙水化学特征进行了古环境的反演。水化学方法能够很好地识别含水层地下水的补给过程和盐分来源(Kim et al., 2003; Wang and Jiao, 2012; 杜文越等, 2022; 史杰等, 2022), 同位素作为地下水来源的示踪剂被广泛应用于地下水循环研究(Schiavo et al.,2009; Han et al., 2011, 2014; Qi et al., 2019)。赵琪(2016)基于同位素δ2D、δ18O 和水化学系数分析, 开展过研究区地下水补给源与水化学特征分析。

江苏沿海平原是江苏省域水资源量最欠缺的地区, 也是省域水资源脆弱带。弱透水层释水量占据地下水开采量的重要组成部分, 据不完全统计,最高约为41.3%(李文运等, 2012)。自20 世纪70 年代开始, 研究区大量开采深层地下水, 形成多个水位漏斗(海门漏斗等)(赵琪, 2016)。降落漏斗出现后,深层含水层骨架系统压力增加, 浅层地下水(弱透水层孔隙水与含水层孔隙水)所在的载体(盐分、污染物等)通过水头压力差自弱透水层向砂层越流,造成深层地下水咸化或污染(Mazurek et al., 2011)。目前江苏沿海平原有关地下水演化循环的相关研究主要集中在含水层(砂层)孔隙水的形成、演化以及溶质运移规律研究, 有关弱透水层的相关研究很少。本次研究将弱透水层中的孔隙水、孔隙、土体颗粒作为一个整体进行研究, 在进行易溶盐样品测试的同时, 进行土工样品测试, 获取易溶盐成分、含量、渗透指标、含水率、湿密度、比重等, 其中含水率、湿密度、比重是3 个基本指标, 可以换算出孔隙比、干密度等指标, 为采用土体含盐指标换算孔隙水水化学参数提供基础指标。采用弱透水层孔隙水样品进行δ18O、δD 测试, 同时进行近岸海水、潜水、大气降水的δ18O、δD 测试与区域相关资料搜集。本次研究采用相关性分析、线性拟合、离子比值关系、三线图、吉布斯图等对孔隙水水化学特征等进行统计分析, 在此基础上进行弱透水层孔隙水中的盐分来源与孔隙水的补给分析。

1 区域地质背景

研究区位于长江三角洲北翼(图1), 通扬隆起区, 隶属扬子地层区下扬子地层分区。研究区地面标高一般 3～4 m, 第四系松散层厚度介于260～290 m, 全新世地层最厚达 70 m(苟富刚等,2018a)。根据物探解译结果, 研究区基岩埋深介于300～700 m, 基岩埋深自西向东递增。全新世以来,海平面呈波动上升, 在6.9 cal ka BP 海平面达到最高值, 长江口退至镇江—扬州一带。长江三角洲自距今约7500 a 开始发育, 研究区受到长江与海洋的双重作用。

图1 研究区地理位置和采样点位Fig. 1 Geographical location of the study area and sampling locations

根据绘制的水文地质剖面结合区域第四纪地层剖面进行区域地层对比, 结合测年数据(AMS14C测年)、孢粉数据、有孔虫数据、粒度数据、岩性、颜色, 把埋深0～3 m 的弱透水层赋存的孔隙水称为浅层孔隙水, 把埋深2～17 m 的弱透水层赋存的孔隙水称为中层孔隙水, 把埋深大于10 m 的全新世弱透水层赋存的孔隙水称为深层孔隙水(图2)。浅层、中层孔隙水易受到人类活动、降水等表层作用影响, 深层孔隙水基本上不受表层作用的影响。

图2 全新世孔隙水层位划分Fig. 2 Holocene porewater stratification

2 样品采集及分析方法

采集易溶盐样品355 件。采样深度为0～62 m,垂向上采样间距为1～2 m。对所采土样进行全盐量、易溶盐8 大离子和pH 值测试。同时进行土体的比重、含水率与湿密度的测试。

土样品制备需要经过烘干、研磨、过筛等步骤,再以1: 5 比例的土水经过溶解、浸提(时间为3 min)、抽虑等步骤获得测试溶液。易溶盐8 大离子的测定参考GB/T 50123—2019。pH 采用型号为pHS-3C的精密仪器进行测试。根据土体中的易溶盐指标结合土体基本物理指标天然含水率、湿密度、颗粒比重计算出孔隙水矿化度、孔隙水中等浓度(苟富刚,2022c; 式(1), (2))。

式中:S为土体含盐量(%),SCl为土工测试报告给出的土体中易溶盐Cl-离子含量(mg/kg),ρd为干密度(g/cm3),ρ为湿密度(g/cm3),ρw为4 ℃时水的密度(g/cm3)。MOW为孔隙水矿化度(g/L),MOWCl-为Cl-离子含量(g/L), 其它离子等也可参考公式(2)计算。

根据水文地质手册(中国地质调查局, 2012), 孔隙水按矿化度进行分类: 矿化度小于1 g/L 为淡水,微咸水(1～3 g/L), 咸水(3～10 g/L), 盐水(10～50 g/L),卤水(大于50 g/L)。

δD 与δ18O 测试样品的获取采用真空蒸馏法。采集潜水氢氧同位素样品41 件, 采集全新世弱透水层氢氧同位素样品12 件。δD 测试精度为±1‰,δ18O 测试精度为±0.2‰, 采用质谱法。

土的粒度测试采用Mastersizer-2000 型激光粒度仪进行测试。

采集X 衍射样品10 件, 采样深度为20～50 m,为深层孔隙水的赋存载体。采用X' Pert PRO X 射线衍射仪进行测试。

3.1 弱透水层的基本物理特性

深层孔隙水的赋存载体为深灰色软土(占比59%)与粉质黏土(41%)。软土类型主要为淤泥质粉质黏土, 占比97%; 见少量淤泥质黏土, 占比3%。土体主要由粉粒(0.005～0.075 mm) 与黏粒(≤0.005 mm)组成, 含少量砂粒(0.075～2 mm)。黏粒含量平均值为24.7%(35 个统计样本); 粉粒含量平均值为71.8%; 砂粒含量平均值为3.5%。天然孔隙比平均值为1.03。天然含水率平均值为38.9%。其中软土孔隙比平均值为1.10, 软土中的大孔隙为孔隙水的赋存提供了空间, 初步估算水的体积约为固体颗粒(骨架)的1.10 倍, 土体盐分绝大部分赋存在孔隙水中。渗透系数介于3.75×10-7～1.88×10-6cm/s(71 个), 平均值为8.76×10-7cm/s, 深层孔隙水中的盐分运移以扩散方式进行。

中层孔隙水的赋存载体与深层孔隙水的赋存载体一致。

浅层孔隙水的赋存载体为灰黄色粉质黏土(浅部硬壳层)。天然孔隙比平均值为0.81。天然含水率平均值为29.9%。初步估算水的体积约为固体颗粒(骨架)的0.81 倍。渗透系数介于5.59×10-7～9.92×10-7cm/s(23 个), 平均值为7.68×10-7cm/s。

3.2 孔隙水水化学特征

与传统成井来获取含水砂层孔隙水水化学特征相比, 采用式(1)、(2)可以连续获取不同层位孔隙水水化学特征(图3, 图4), 研究土体孔隙水水化学特征统计分析见表1。

图3 孔隙水按矿化度分类的三维展示Fig. 3 Three-dimensional display of porewater classification by mineralization

图4 各沉积单元孔隙水水化学类型划分Fig. 4 Classification of porewater chemistry type of each sedimentary unit

表1 各沉积单元孔隙水水化学成分统计分析Table 1 Statistical analysis of porewater chemical composition of each sediment unit

3 测试结果分析

Piper 三线图中的菱形图可以进行水化学类型分类, 可以划分为六类(Tomaszkiewicz et al., 2014)。孔隙水类型以 C l-N a 型为主, 占比 85.6%;HCO3-Ca·Na 型占比3.4%; HCO3-Ca 型占比4.2%;Cl-Ca·Mg 型占比6.5%; Cl-Ca 型占比0.3%。孔隙水矿化度介于1.16～32.79 g/L, 平均值为10.68 g/L。微咸水占比 19.7%, 咸水占比 35.5%, 盐水占比44.8%(图4)。

深层孔隙水水化学类型以Cl-Na 型为主, 占比92.2%, 其中矿化度大于10 g/L 的样本均为Cl-Na型, 矿化度介于1.22～32.79 g/L, 平均值为12.68 g/L;HCO3-Ca 型占比1.1%, 矿化度介于1.68～1.99 g/L,平均值为1.84 g/L; Cl-Ca·Mg 型占比6.3%, 矿化度介于1.40～3.92 g/L, 平均值为2.68 g/L; Cl-Ca 型占比0.4%, 矿化度为3.22 g/L。孔隙水矿化度介于1.22～32.79 g/L, 平均值为12.60 g/L。微咸水占比7.0%, 咸水占比36.7%, 盐水占比56.3%。

中层孔隙水水化学类型以Cl-Na 型为主, 占比77.6%, 该类型矿化度介于2.05～25.76 g/L, 平均值为8.46 g/L; HCO3-Ca·Na 型占比10.2%, 该类型矿化度介于 1.74～3.86 g/L, 平均值为 2.58 g/L;HCO3-Ca 型占比 8.2%, 该类型矿化度介于1.42～2.22 g/L, 平均值为1.75 g/L; Cl-Ca·Mg 型占比4.1%, 该类型矿化度介于2.90～3.32 g/L, 平均值为3.11 g/L。孔隙水矿化度介于1.42～25.76 g/L, 平均值为5.73 g/L, 变异系数为0.968。微咸水占比46.9%,咸水占比40.8%, 盐水占比12.2%。

浅层孔隙水水化学类型以Cl-Na 型为主, 占比47.2%, 该类型矿化度介于1.16～22.38 g/L, 平均值为3.41 g/L; HCO3-Ca·Na 型占比19.4%, 该类型矿化度介于 2.12～2.76 g/L, 平均值为 2.44 g/L;HCO3-Ca 型占比 22.2%, 该类型矿化度介于1.31～2.22 g/L, 平均值为1.65 g/L; Cl-Ca·Mg 型占比11.1%, 该类型矿化度介于1.70～2.53 g/L, 平均值为2.07 g/L。孔隙水矿化度介于1.16～22.39 g/L, 平均值为3.02 g/L, 变异系数为1.144。微咸水占比77.8%,咸水占比19.4%, 盐水占比2.8%。

4 讨论

4.1 δ18O、δD 揭示的孔隙水补给

研究区潜水样点δ18O 介于-8.08‰ ～ -2.41‰,平均值为-5.60‰, 变异系数为 0.215。δD 介于-57.52‰ ～ -17.24‰, 平均值为-37.16‰, 变异系数为0.193。GMWL 为全球大气降水线(Craig, 1961),CMWL 为中国大气降水线(郑淑蕙等, 1983)。潜水样投点大部分位于CMWL、GMWL 附近, 说明研究区潜水主要受大气降水补给。全新世以来的沉积物孔隙水δ18O 介于-4.35‰ ～ -1.00‰, 平均值为-3.06‰。δD 介于-16.00‰ ～ -35.00‰, 平均值为-23.04‰。深层孔隙水的投点均落在了CMWL、GMWL 线下方, 仅2 个点落在标准海水稀释线附近,其它点均落在了标准海水稀释线的下方, 且δ18O、δD 投点位于海水与当地大气降水之间(图5), 说明孔隙水样点受到了海水混合作用与蒸发作用的叠加影响, 且蒸发作用较为强烈。浅层孔隙水(仅1 个点)的投点落在了海水混合线下方, 较深部孔隙水δ18O、δD 偏负, 说明其受到大气降水补给的比例更高, 且受到蒸发作用较为强烈。

图5 孔隙水氢氧同位素分布特征Fig. 5 Hydrogen and oxygen isotope distribution characteristics of groundwater

长江中下游河水δ18O、δD 线(李静等, 2020)紧靠CMWL、GMWL 线, 且大致与CMWL、GMWL线平行。因此根据研究区沉积物中孔隙水与研究区大气降水、海水的δ18O 同位素数据, 应用二端元法计算海水与大气降水的补给比例。

式(3)中:fi为海水补给比例, 单位为%;δ18Osamp为孔隙水中δ18O 含量(‰);δ18Oap为研究区大气降水δ18O 含量(‰), 取实测平均值(-5.6‰); 根据Wu(1991)的研究, 式(3)中的δ18Osea取-0.31‰。

根据式(3)计算沉积物中孔隙水的补给来源。深层孔隙水海水补给比例介于30.2%～87.0%, 平均值为50.2%, 变异系数为0.284。大气降水补给比例介于 13.0%～69.8%, 平均值为 49.8%, 变异系数为0.286。浅层孔隙水海水补给比例约23.6%, 大气降水补给比例约76.4%。

4.2 孔隙水水文地球化学特征

4.2.1 基于水化学三线图的水质演变分析

弱透水层与含水砂层相比, 由于其结构与物质组成的特殊性, 渗透性低, 其孔隙水保留了土体沉积时期的古环境信息, 可以根据弱透水层孔隙水水化学特征来分析沉积演化。地下水的溶质迁移主要包括扩散和对流两个过程(式(4)), 弱透水层孔隙水溶质运移以扩散为主(Kuang et al., 2016)。与水溶液溶质扩散相比, 饱和低渗透性介质溶质的扩散过程更为复杂, 速度也相对缓慢, 而且黏性土具有一定的吸附性, 对溶质的扩散存在一定的阻滞作用。Shaw and Hendry(1998)的研究表明当弱透水层的厚度足够大, 一般厚度大于60 m 时, 溶质运移才具有垂向上的对流扩散。Ge et al.(2017)给出了弱透水层孔隙水径向溶质运移的扩散方程。

式中:C为孔隙水溶质的质量浓度(mg/L),t为溶质运移时间变量(a),ν为平均孔隙水流速(m/s),z为溶质运移的距离变量(m),θ为多孔介质的孔隙度,D为溶质运移的水动力弥散系数(m2/s)。D与θ的乘积为有效扩散系数(m2/s), 一般用De 表示。

浅层与中层孔隙水在菱形图标中均较离散, 说明浅部的孔隙水受到淡水淋滤、人类活动等浅表作用最为明显。浅部的弱透水层对深层孔隙水起到了保护作用, 深层孔隙水还保留了沉积时的环境信息。深层孔隙水在菱形图标大多位于理论混合曲线的下方, 特别是高矿化度孔隙水(图6)。当海水入侵时, 水土会发生Na-Ca、Na-Mg 交换, 沿着式(5)(式(5)、式(6)中的A 为黏土矿物)向右发生反应, 表现为Na+被吸附; 同时发生CaCO3、CaMg(CO3)2沉淀、白云石化(式7 向右反应)、去白云石化(式7 向左反应)及减少。高矿化度孔隙水中离子位于理论混合曲线下方(个别点异常), 这主要与弱透水层有机质丰富, 有机质通过硫酸盐还原作用产生了矿化(式(8)), 生成无机碳(Roberts et al., 2018)。

图6 孔隙水Piper 三线图Fig. 6 Porewater Piper trilinear diagram

深层孔隙水中Ca2+、Mg2+均位于当地淡水与海水的理论混合曲线下方, 推测发生了 Na-Ca 与Na-Mg 交换等水岩作用。根据深层孔隙水赋存的土体(10 个样本)X 衍射结果, 原生矿物有石英(56.3%,平均值), 长石(11.6%)。黏土矿物包括伊利石(16.5%), 绿泥石(9.2%)。发现方解石平均含量高达3.2%, 白云石含量高达3.1%, 这与沉积物源受长江补给和孔隙水中发生化学反应生成CaCO3、MgCO3沉淀有关。黏土矿物含量平均值为25.8%, 最高值为31.1%, 铝硅酸盐矿物(长石)风化为了黏土矿物,长石风化后释放Na+、Ca2+、K+补给孔隙水, 形成的黏土矿物与孔隙水中的盐分发生水岩作用。

当地淡水类型为HCO3-Ca 型, 深层孔隙水为Cl-Na 型, 说明深层孔隙水还保留了其沉积时的环境信息。深层孔隙水中Cl-均位于当地淡水与海水的理论混合曲线附近, 高矿化度孔隙水(TDS＞10 g/L)Cl-均位于当地淡水与海水的理论混合曲线下方(个别点异常)且靠近海水点, 说明高矿化度孔隙水盐分主要来源于海水。

当淡水淋滤时, CaCO3与CO2、有机质发生反应,表现为CaCO3的溶解。式(9)与式(10)的反应主要发生在浅表U3 沉积单元, 淋滤的最终方向为初级碱性水。研究孔隙水呈碱性, 特别是低矿化度孔隙水,说明孔隙水受到了淡水淋滤作用。

4.2.2 孔隙水的化学侵蚀模式

海水中各离子浓度含量稳定, 离子比值一般为定值, 标准海水Na/Cl 质量浓度比平均值为0.58。地下水中Na/Cl 是表征钠离子富集程度的一个水文地球化学参数, 可追溯海岸带地下水的成因, Na/Cl值接近于海水表明地下水盐分主要来源于海洋(Panno et al., 2006)。Cl-、Na+、Mg2+是海水中的主要成分, 根据Na-Cl 关系图, 全新世以来的弱透水层孔隙水基本沿海水比值线分布, 特别是高矿化度孔隙水(稍微偏上)(图7), 这与土体沉积时的海水浸渍、钠长石风化溶解(式(11))及水岩作用有关(式(5)-(6))。富含钠的黏土矿物吸附来自海水中的Ca2+、Mg2+, 将黏土矿物中的Na+释放到孔隙水中,Ca2+、Mg2+离子被黏土矿物吸附进而固定起来。

图7 孔隙水中Ca2+、Na+、Mg2+、K+与Cl-的关系Fig. 7 Relationship between Ca2+, Na+, Mg2+, K+ with Cl- in porewater

根据Mg-Cl 关系图(图7), 深层高矿化度孔隙水位于海水比值线下方, 这与其孔隙水中Mg2+含量高,孔隙水中的Mg2+被黏土矿物吸附固定, 因此孔隙水中Mg2+浓度降低。深层低矿化度孔隙水大多位于海水比值线下方, 也说明其发生了阳离子交换作用。

根据Ca-Cl 关系图(图7), 深层高矿化度孔隙水位于海水比值线下方, 这与其孔隙水中Ca2+含量高,孔隙水中的Ca2+被黏土矿物吸附固定起来或生成了CaCO3沉淀(当浓度高时), 因此孔隙水中Ca2+浓度降低。深层低矿化度孔隙水、浅部孔隙水、中部孔隙水大多位于海水比值线上方, 说明这与钙长石风化溶解有关(式12)。

根据K-Cl 关系图(图7), 低矿化度孔隙水位于海水比值线上方, 这主要受控于钾长石风化溶解(式13)及K+的负水合效应(Samoilov, 1957)。高矿化度孔隙水位于海水比值线附近, 这说明孔隙水化学成分主要受控于海水浸渍。

图8 水岩作用对水化学成分的影响分析Fig. 8 Analysis of the effect of water-rock action on the chemical composition of water

低矿化度孔隙水的数据投点基本沿斜率为-1的直线分布(图8), 说明地下水盐分与其赋存载体间发生了显著的阳离子交换反应。投点主要分布在右下角象限, 即表现为长石矿物的风化溶解, 释放Na++K+; 黏土矿物对 Ca2++Mg2+产生了吸附作用(Khmila et al., 2021), 同时释放Na++K+。在这种情况下, Cl-和含量保持不变, 阳离子交换导致Na+升高和Ca2+、Mg2+浓度下降。高矿化孔隙水的数据投点分布较为离散(图8), 主要受控于海水浸渍, 还受溶解作用与水岩作用的影响。

Gibbs 图(图9)可以用来分析水化学成因, 采用TDS(纵轴, 对数)与阳离子Na+/(Na++Ca2+)的质量浓度比值(横轴)进行投点, 以及采用TDS 与阴离子进行投点, 可以分析地下水中主要离子的控制因素: 大气降水作用、岩石风化作用、蒸发结晶作用(Gibbs, 1970)。当地淡水样品(潜水)投点靠近岩石风化作用区且偏向蒸发浓缩作用, 表明浅表水水化学特征受控于岩石风化作用, 且蒸发结晶作用强于水岩作用。深层孔隙水(TDS 大于10 g/L)样点投点绝大部分位于海水样品点下方或附近(图9), 表明研究区高矿化度孔隙水盐分主要受控于海水浸渍与蒸发浓缩作用。

图9 孔隙水Gibbs 图Fig. 9 Porewater Gibbs plot

深层孔隙水(TDS 小于10 g/L)样点投点绝大部分位于海水样品点与岩石风化作用之间, 表明研究区高矿化度孔隙水盐分主要受控于岩石风化作用及蒸发浓缩作用。中层、浅层孔隙水样点投点绝大部分位于海水样品点与岩石风化作用之间, 少量点位于海水点附近, 表明研究区中层、浅层孔隙水主要受控于岩石风化作用及蒸发浓缩作用。浅部、中部地层赋存的孔隙水投点存在诸多散点的现象(图9), 这种现象与钠长石显著地风化有关。钠长石显著地风化可以引起Na+和浓度升高, 导致Na+/(Na++Ca2+)的比值增大和的比值变小。浓度过高时,可能引起区域水体中Ca2+和Mg2+沉淀。

蒸发盐岩溶解补给是孔隙水中盐分的主要来源之一。尤其是高矿化度水体, 这种现象与区域构造沉降有关, 上新世中期以来, 因青藏高原的快速隆起, 陆内盆地因伸展而凹陷, 研究区地势低洼,水体蒸发强烈, 导致历史时期的地层中富集大量陆相沉积的蒸发盐岩, 以及全新世以来海退过程中残留的蒸发盐岩(图10)。

图10 研究区孔隙水的化学侵蚀模式Fig. 10 Chemical erosion mode of porewater in the study area

4.3 地下水盐分来源解析

中更新世末期发生的共和运动, 使青藏高原达到当今的高度, 中国东部与西北部的巨大地形差异导致了水系的重大调整, 长江贯通, 河流下切加剧,阶地发育, 第一硬土层未见分布。研究区均位于长江古河谷。根据AMS14C 测年数据, 沉积物年龄为10760 a BP 的埋深可达63.7 m。研究区受到长江与海洋的双重作用, 沉积环境自下而上依次为潮汐河道、河口湾、前三角洲、三角洲前缘、分流河道等。在距今7.5～6.0 ka, 全新世最大海侵到达了常州—高邮一带(图11)。距今约6000 a 的海岸线位于泰州市一带, 距今约2000 a 研究区还全部处于滨海环境。长江三角洲自距今约7500 a 开始发育, 在汉代—唐代这一段时间内, 海门三角洲发育, 海岸线逐渐东移, 研究区西部开始成陆, 之后又发育了崇明三角洲、长兴三角洲。即研究区成陆时间最早不超过距今2000 a, 东部滨海地区(吹填围垦区)最晚成陆时间为公元2010 年左右, 本次部分采样点位于吕四港与启东市的吹填围垦区。此外, 研究区地形广阔平坦, 土体长期遭受海水入侵及高矿化度潜水共同作用。1980—2010 年中国近海冬季海平面平均上升速率为3.1 mm/a(Wang et al., 2014), 研究区是较早发现海水入侵的地区(Mao et al., 2001)。三峡调蓄对长江口土体盐分也有显著影响, 蓄水后 0～20 cm 土体盐分含量增加约为10%(谢文萍和杨劲松,2011)。研究区濒临大海, 浅表地下水受海洋气溶胶所携带的盐分补给。

图11 研究区海岸线历史变迁图(Liu et al., 2011; 朱诚等, 1996)Fig. 11 Coastline movement in the study area (Liu et al., 2011; ZHU et al., 1996)

Cl-是反映土体是否被海水浸染最为敏感的因素。根据式(14)混合模型(De Montety et al., 2008),孔隙水fi数值介于0.3%～102.5%, 平均值为30.0%,变异系数为0.868。深层孔隙水fi数值介于0.8%～102.5%, 平均值为36.5%, 变异系数为0.693。深层孔隙水(粉质黏土)fi数值较孔隙水(软土)高出1.1%。中层孔隙水fi数值介于0.3%～80.6%, 平均值为13.2%, 变异系数为1.387。浅层孔隙水fi数值介于0.4%～66.4%, 平均值为4.6%, 变异系数为1.361。对比3 个沉积单元, 可以看出, 随着深度的增加,孔隙水盐分受海水浸渍的补给越多(图12)。fi统计值的变异系数高, 这与研究区受到长江与海洋的双重作用有关, 当长江水补给孔隙水比例高于海洋补给时, 孔隙水矿化度降低; 反之, 当海洋补给比例高时, 孔隙水矿化度升高。

图12 各层孔隙水混合比(平均值)统计Fig. 12 Porewater mixing ratio of each layer(average value)

式中:fi为实际混合比例(海水与淡水混合比例),单位为%;CCl,samp为孔隙水中Cl-离子浓度(mg/L);CCl,d为研究区淡水端元的 Cl-离子浓度(mg/L);CCl,sea为标准海水中Cl-离子浓度(mg/L)。

地下水的盐分主要来源于海相沉积地层中原始盐分、沉积母质、雨水携带的气溶胶等, 其路径包括降水入渗、溶滤、离子交换、蒸发浓缩、海水入侵等(Lee et al., 1999; Mehta et al., 2000)。Cl-与Na+是研究区孔隙水中的主要离子, 表明地下水中的盐分主要来源于海洋, 特别是高矿化度孔隙水,混合比平均值为 56%, 即海源补给比例达到了56%(图12)。研究区位于长江流域, 火成岩发育, 气候温暖湿润有利于长石等原始矿物的化学风化, 风化后的碱金属离子可以补给孔隙水。此外, 研究区地势低洼, 历史时期的地层中富集大量陆相沉积的蒸发盐岩, 可以溶解补给孔隙水。

5 结论

(1)全新世以来的弱透水层孔隙水矿化度介于1.16～32.79 g/L, 平均值为10.68 g/L。孔隙水类型以Cl-Na 型为主, 占比 85.6%; HCO3-Ca·Na 型占比3.4%; HCO3-Ca 型占比4.2%; Cl-Ca·Mg 型占比6.5%;Cl-Ca 型占比0.3%。微咸水占比19.7%, 咸水占比35.5%, 盐水占比44.8%。

(2)弱透水层孔隙水的δ18O、δD 投点均落在了CMWL、GMWL 线下方, 仅3 个点落在海水混合线附近, 其它点均落在了海水混合线下方, 且δ18O、δD投点介于海水与大气降水之间, 说明孔隙水样点受到了海水混合作用与蒸发作用的叠加影响, 蒸发作用较为强烈。弱透水层孔隙水海水补给比例为30.2%～87.0%。大气降水补给比例为13.0%～69.8%。

(3)土体中的盐分主要来自全新世海侵(海源)与蒸发盐岩溶解、长石风化溶解(地壳源)。以深层孔隙水为例, 海水补给孔隙水盐分的比例为37%, 其余盐分主要来自地壳源。中层与浅层孔隙水受到了大气降水补给、人类活动、蒸发作用等表层作用影响, 孔隙水水化学数据较为离散。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No. 1212011220005), National Natural Science Foundation of China (Nos. 42007402 and 41772327), and Department of Natural Resources of Jiangsu Province (No. JSZRHYKJ202106).