湖北省九路寨生态旅游区岩溶水水化学特征及其形成机制研究

党慧慧, 江越潇*, 李 伟, 范 威, 刘 茜, 江 南, 王 辛, 易春瑶

(1.资源与生态环境地质湖北省重点实验室,湖北 武汉 430034; 2.湖北省地质环境总站,湖北 武汉 430034)

岩溶水是维持生态平衡的重要资源,也是重要的地质营力,其水化学特征可以反映区域地表及地下的水文过程[1-5]。岩溶含水层富水性受岩性、地质构造、地形地貌等因素的制约,并综合影响了岩溶发育程度,故研究岩溶水水化学特征和形成机制至关重要。湖北省碳酸盐岩岩溶水主要分布于鄂西南、鄂西、鄂东南和大洪山地区的碳酸盐岩裂隙、溶隙、孔洞和管道中,总分布面积达到44 986 km2,占湖北省国土面积的24%。目前关于鄂西和鄂西南岩溶水分布特征、水文系统划分、水文地球化学特征、开采利用潜力评价等方面的研究较多[6-12],但对于黄陵背斜北部地区岩溶水的研究较少[13]。本文以湖北省九路寨生态旅游区为例,应用水化学及同位素方法,研究岩溶水水化学特征及形成机制,可以为九路寨生态旅游区水资源管理和保护提供依据,也为湖北省地下水资源研究提供素材。

1 研究区概况

保康县位于湖北省西北部,地理坐标:东经110°45′～111°31′,北纬31°21′～32°06′。九路寨生态旅游区位于保康县西南部,总面积为58.31 km2(图1)。该区具有典型的岩溶地貌特征,地形地貌奇特,平均海拔约1 200 m,最高海拔1 426 m,被战口河、唐坪河、南门河、霸王河、锣鼓寨河等河流所环绕。该区属北亚热带大陆性季风气候,四季分明,年平均气温为14.6℃,年平均日照数为1 801 h,年平均相对湿度达75%。区内降水量随不同年份和季节变化较大,多年平均降水量为916.72 mm(1957—2015年),降水主要集中在5—9月,7月为降水峰期。目前围绕黄龙洞溶洞暗河和霸王河沿线,旅游区开发了多处以岩溶地貌和水为主题的景观,具有重要的生态旅游价值。

图1 研究区地理位置图Fig.1 Location of the study area

研究区位于黄陵背斜北部和神农架断穹东部,以崆岭群变质岩为基底,由南至北依次出露震旦系—志留系地层,其中寒武系—奥陶系地层分布广泛,而震旦系和志留系地层仅分布于研究区南部和北部(图2)。区内地下水丰富,按埋藏条件划分,以潜水为主,承压水则分布于震旦系灯影组、陡山沱组含水岩组中;按含水介质组合及其分布规律划分,主要为碳酸盐岩岩溶水。各岩溶系统的水量分布不均匀,对大气降水的响应较灵敏,通常补给区地势较高,排泄区常年有泉水溢流。

图2 研究区水文地质简图Fig.2 Hydrogeological map of the study area

区内两套具有隔水性的地层(寒武系覃家庙组下段、寒武系石牌组和牛蹄塘组),将研究区岩溶水概化为3层:奥陶系—寒武系含水层、寒武系含水层和震旦系含水层(图3)。其中,奥陶系—寒武系含水层的岩性主要为灰岩,层间夹少量页岩和白云岩;寒武系含水层的岩性主要为白云岩、白云质灰岩和白云质泥岩;震旦系含水层的岩性主要为灰岩,层间夹少量页岩。从上至下,奥陶系—寒武系含水层与寒武系含水层的岩溶水总体上相对独立,在局部具有一定的水力联系;寒武系含水层与震旦系含水层的岩溶水联系也较弱,在具有导水性的断裂处具有一定的水力联系。

图3 研究区水文地质剖面图Fig.3 The hydrogeological section of the study area

2 研究方法

2.1 数据来源与处理

2.2 分析方法

(1) 多元统计方法。通过分析水样各主要离子的最大值、最小值、平均值、标准差和变异系数等统计学参数,分析它们之间的来源和空间变化特征。

(2) 水文地球化学方法。利用Piper三线图、Gibbs图、主要离子比值等,分析水样的水化学类型、水化学组分,探讨其离子来源和形成过程。

(3) 同位素方法。H、O同位素是地下水补给来源的有效示踪剂[15-17],Sr同位素组成是用来研究水岩作用和混合作用的重要手段。

3 结果与分析

3.1 水化学成分特征

研究区不同含水系统水样的水化学特征值如表1所示。河水样的pH值为8.31～8.67,平均值为8.47;TDS含量为238.14～294.92 mg/L,平均值为265.64 mg/L。泉水样的pH值为7.60～8.56,平均值为8.12,整体呈弱碱性;TDS含量为160.3～388.24 mg/L,平均值为234.64 mg/L,均为淡水,水质较好。pH值呈现的规律为:河水>震旦系泉水>寒武系泉水>奥陶系—寒武系泉水,TDS含量呈现的规律为:河水>震旦系泉水>寒武系泉水>奥陶系—寒武系泉水。

表1 各水样水化学特征值统计表Table 1 Statistical table of hydrochemical eigenvalue of the water samples

3.2 水化学类型

图4 各水样Piper三线图Fig.4 Piper trilinear diagram of the water samples

3.3 水化学成因分析

3.3.1 Gibbs图解

Gibbs图可以直观地反映天然水的水化学组分控制机制是大气降水、岩石风化抑或是蒸发/浓缩作用,是定性判断水化学影响机制的一个重要手段[20-22]。将研究区所有水样投到Gibbs图中,可见这些样点均落在岩石风化区(图5),表明区内岩溶水的水化学组分主要受岩石风化影响,究其原因,大气降水补给到地下之后形成地下水,在出露之前径流于含水层中,发生了强烈的岩石溶滤作用。

图5 各水样Gibbs图Fig.5 Gibbs plots of the water samples

3.3.2 主要离子比值

各主要离子的比值是确定水体中离子来源的重要指标[23-24],可进一步分析地下水各组分的主要形成过程和来源矿物。这些离子的浓度单位通常选用毫克当量浓度(meq/L),是为了利用各离子间的电荷平衡关系。

地下水中Cl-含量比较稳定,不会与其他离子或矿物发生化学或者物理反应,因而Cl-是表征地下水主要离子来源的一个重要参数。在Cl--Na+关系图(图6-a)中,河水样几乎全部分布在1∶1比例线下方,即Na+/Cl-比值>1,表明河水既受人类活动的影响,也受地下水的侧渗补给;奥陶系—寒武系泉水样和寒武系泉水样分布在1∶1比例线附近,即Na+/Cl-比值接近于1,表明岩盐的溶解是浅层岩溶水中Na+和Cl-的主要来源;震旦系泉水样埋深较大,全部分布在1∶1比例线下方，即Na+/CI-比值>1,表明Na+的来源还受其他岩石溶滤作用的影响,比如可能还来源于钠长石等硅酸盐矿物的溶解。

图6 各水样中主要离子关系图Fig.6 Correlation diagram of main ions in water samples

Mg2+/Ca2+比值可用来判断方解石和白云石的溶解情况。在Mg2+-Ca2+关系图(图6-b)中,绝大部分样点分布在1∶1比例线下方(Ca2+/Mg2+比值>1),部分样点落在1∶2比例线下方(Ca2+/Mg2+比值>2),说明岩溶水和河水中Mg2+、Ca2+来源较为多样,除了来源于碳酸盐岩中方解石和白云石的溶解,还有一部分可能来源于硅酸盐矿物的溶解。

综上所述,研究区岩溶水主要受控于岩石风化作用,在形成过程中与含水层岩石发生了强烈的岩石溶滤作用,水化学组分可能主要来源于碳酸盐岩中白云石、方解石等碳酸盐矿物和石膏等膏盐矿物的溶解,其中震旦系含水层埋深较大,其岩溶水中部分水化学组分可能还来源于钠长石等硅酸盐矿物的溶解。

3.3.3 H-O同位素

研究区泉水样的H-O同位素含量如表2所示,奥陶系—寒武系泉水样δ18O为-9.07‰～-8.90‰,δ2H为-57.04‰～-55.52‰;寒武系泉水样δ18O为-9.63‰～-7.90‰,δ2H为-62.63‰～-52.54‰;震旦系泉水样δ18O为-9.48‰～-8.87‰,δ2H为-59.70‰～-56.24‰。总体上,各含水层泉水样的H-O同位素组成相似。在水样δ2H-δ18O关系图(图7)中,各样点总体呈线性分布,可拟合为δ2H=4.84δ18O-13.41(R2=0.69)的大气降水线方程。与全球大气降水线(GMWL,δ2H=8δ18O+10)[22]和宜昌大气降水线(LMWL,δ2H=8.4δ18O+15)[25]相比,研究区大气降水线斜率(4.84)较小,说明研究区动力学同位素分馏现象明显,即大气降水在蒸发、凝结过程中H-O同位素存在不平衡分馏。各样点大多落于LMWL左侧,发生了18O的负向飘移,因为各含水层岩石中含氢矿物很少,且δ2H较低,因此同位素交换反应对岩溶水δ2H几乎不产生影响,而地壳中有一系列地球化学作用可释放出CO2,当这些CO2进入岩溶水后,发生18O交换时,会导致水中δ18O降低。各含水层岩溶水的样点总体呈线性分布,表明补给来源单一且受低温水岩作用影响。奥陶系—寒武系含水层和寒武系含水层水力联系紧密,埋深较浅,补给来源主要为大气降水,而震旦系含水层埋深较深,补给来源包括附近地下水的侧向补给和上层地下水的越流补给。

表2 泉水样H-O同位素含量统计表Table 2 Statistical table of H-O isotope content of spring water samples

图7 泉水样δ2H-δ18O关系图Fig.7 δ2H-δ18O plot of spring water samples

3.3.4 Sr同位素

Sr是一种微量元素,在地壳中的含量很低但分布广泛[26],主要分布在灰岩中,其次为玄武岩、花岗岩、花岗闪长岩及页岩,在砂岩与超基性岩中含量最低。研究人员通常采用87Sr/86Sr比值进行物质来源和成因的分析[27-28],这是由于自然界中矿物的溶解和沉淀不会使87Sr/86Sr比值产生分馏,使得87Sr/86Sr比值可作为高效的判别标尺[29-30]。研究区各含水层泉水样的Sr含量相近,但87Sr/86Sr比值存在一定差距(表3),奥陶系—寒武系泉水样为0.712 973～0.716 845,寒武系泉水样为0.708 772～0.715 938,震旦系泉水样为0.725 468～0.725 915,前两个含水层的泉水样具有相似的Sr同位素组成,而震旦系泉水样具有明显较高的87Sr/86Sr比值(图8)。

表3 泉水样Sr同位素含量统计表Table 3 Statistical table of Sr isotope content of spring water samples

图8 泉水样87Sr/86Sr-1/Sr关系图Fig.8 87Sr/86Sr-1/Sr plot of spring water samples

为反映地下水系统的水岩作用,Pu et al.[31]研究提出87Sr/86Sr-Mg2+/Ca2+关系图,认为灰岩端元具有低87Sr/86Sr比值和低Mg2+/Ca2+比值特征,白云岩端元具有低87Sr/86Sr比值和高Mg2+/Ca2+比值特征,硅酸盐岩端元具有高87Sr/86Sr比值和中等Mg2+/Ca2+比值特征。在研究区泉水样87Sr/86Sr-Mg2+/Ca2+关系图(图9)中,震旦系泉水样因具有高87Sr/86Sr比值,落在硅酸盐岩端元上方,说明其Sr同位素组成主要受硅酸盐岩的影响;奥陶系—寒武系和寒武系泉水样主要落在灰岩端元和硅酸盐岩端元之间区域,说明其Sr同位素组成受灰岩和硅酸盐岩的共同影响。可通过下列方程[29,31]来估算地下水中硅酸盐岩、灰岩和白云岩对Sr同位素组成的贡献率:

图9 泉水样87Sr/86Sr-Mg2+/Ca2+关系图Fig.9 87Sr/86Sr-Mg2+/Ca2+ plot of spring water samples

(87Sr/86Sr)水样=(87Sr/86Sr)硅酸盐岩×f硅酸盐岩+(87Sr/86Sr)灰岩×f灰岩+(87Sr/86Sr)白云岩×f白云岩

(1)

(Mg2+/Ca2+)水样=(Mg2+/Ca2+)硅酸盐岩×f硅酸盐岩+(Mg2+/Ca2+)灰岩×f灰岩+(Mg2+/Ca2+)白云岩×f白云岩

(2)

f硅酸盐岩+f灰岩+f白云岩=1

(3)

估算结果(表3)同样显示,震旦系泉水Sr同位素组成主要受硅酸盐岩影响,而奥陶系—寒武系和寒武系泉水Sr同位素组成主要受灰岩影响,其次为白云岩和硅酸盐岩。

4 结论

(1) 研究区岩溶水含水层可概化为奥陶系—寒武系含水层、寒武系含水层和震旦系含水层等3层。岩溶水和河水总体呈弱碱性,pH值呈现规律为:河水>震旦系泉水>寒武系泉水>奥陶系—寒武系泉水;均为淡水,TDS含量呈现规律为:河水>震旦系泉水>寒武系泉水>奥陶系—寒武系泉水;水化学类型均为HCO3-Ca·Mg型,岩溶水与河水之间有较频繁的水力联系。

(2) 研究区岩溶水主要受控于岩石风化作用,在形成过程中与含水层岩石发生了强烈的岩石溶滤作用,水化学组分可能主要来源于碳酸盐岩的溶解,其中震旦系岩溶水中部分水化学组分可能还来源于钠长石等硅酸盐矿物的溶解。

(3) H-O同位素组成表明奥陶系—寒武系含水层和寒武系含水层的补给来源主要为大气降水,而震旦系含水层的补给来源包括附近地下水的侧向补给和上层地下水的越流补给。

(4) Sr同位素组成特征证明研究区岩溶水在径流过程中与含水层矿物发生了水岩反应。