支兵發(fā)

(廣東省地質(zhì)調(diào)查院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查室，廣州 510080 )

珠江三角洲平原高銨地下水的形成演化

支兵發(fā)

(廣東省地質(zhì)調(diào)查院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查室，廣州 510080 )

珠江三角洲平原高銨地下水發(fā)育，但迄今仍缺乏對其形成演化的認(rèn)識。從含水系統(tǒng)沉積學(xué)、水化學(xué)、同位素水文地質(zhì)學(xué)角度，對珠江三角洲平原高銨地下水的形成演化進行了研究。結(jié)果表明：研究區(qū)高銨地下水呈島狀分布于退積層序發(fā)育且淤泥、淤泥質(zhì)土層厚度大的地段，主要賦存于低洼的基底或洼地、谷地之上的第四系底部含水層；高銨地下水起源于古海水，形成于中全新世早期，與退積作用過程密切相關(guān)；高銨地下水形成演化的基本條件包括斷續(xù)發(fā)育的含水層、半封閉-封閉的還原環(huán)境和不良的水動力條件；脫硫酸作用、有機質(zhì)分解作用有利于高銨地下水的形成發(fā)育，而溶濾作用、陽離子交替吸附作用、蒸發(fā)濃縮作用則不利于高銨地下水的發(fā)育；沉積壓實作用對銨的遷移、富集及高銨地下水的保存具有重要意義；高銨地下水的成因類型屬后生沉積水。

高銨地下水；古海水；退積作用；沉積壓實作用；珠江三角洲平原

高銨地下水是指銨離子含量大于10 mg/L的地下水，銨離子含量小于10 mg/L時則稱為含銨地下水，銨離子含量超過30 mg/L的地下水稱為肥水，也稱為銨態(tài)氮肥水[1]。珠江三角洲的肥水曾被簡單地歸屬為原生成因。此前，曾有報道稱珠江三角洲含水層-弱透水層系統(tǒng)構(gòu)成一個富含銨的水體，銨離子來自天然地質(zhì)源[2]。越南河內(nèi)地區(qū)、印度西孟加拉地區(qū)、孟加拉國孟加拉盆地、尼泊爾、美國伊利諾斯州以及墨西哥北部拉拉古納地區(qū)也有天然成因高銨地下水的報道[3-6]。目前報道的銨離子含量最大的地區(qū)是珠江三角洲，遠高于全球其他地區(qū)。針對珠江三角洲平原的高銨地下水，目前已有研究多側(cè)重地下水中銨離子來源、遷移、富集的分析[2-7]，迄今仍缺乏對其形成演化的認(rèn)識。鑒于此，本文基于有關(guān)地質(zhì)調(diào)查資料，從含水系統(tǒng)沉積學(xué)、水化學(xué)、同位素水文地質(zhì)學(xué)角度，對珠江三角洲平原高銨地下水的形成演化進行了研究。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于珠江口地區(qū)(見圖1)，行政區(qū)域涉及廣州、佛山、中山、江門4個地級市，屬國土優(yōu)化開發(fā)核心區(qū)域。區(qū)內(nèi)河網(wǎng)發(fā)育，殘丘、臺地點綴于平原之上。因地處亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)，年均氣溫為21.9℃，年均降雨量在1 800～2 200 mm之間，多集中在4～9 月份，由北向南降雨量逐漸增多。

該區(qū)在構(gòu)造單元上屬華南褶皺系粵中坳陷帶。地層隸屬華南地層大區(qū)中的東南地層區(qū)，地表出露元古系、震旦系、寒武系、泥盆系、白堊系、第三系、第四系，其中第四系分布最廣，巖漿巖主要為燕山期二長花崗巖類。

研究區(qū)內(nèi)松散巖類孔隙水廣泛發(fā)育，孔隙含水層巖性包括卵石、礫石、礫砂、粗砂、中砂、細砂，富水性空間變化大，局部地段水量豐富，其在垂向上大體可劃分為下部河流相粗碎屑的孔隙承壓含水層和上部細碎屑的孔隙潛水含水層，之間存在相對隔水的三角洲相淤泥或黏土層，且兩個含水層在平面上均呈不連續(xù)展布。基巖裂隙水分布于殘丘、臺地及附近，裂隙含水層巖性主要為礫巖、砂礫巖、砂巖、粉砂巖、變質(zhì)砂巖和二長花崗巖類，富水性普遍較差。

大氣降水為松散巖類分布區(qū)孔隙潛水和基巖出露區(qū)裂隙水的補給源，沿河涌兩岸，孔隙潛水在豐水期和漲潮期間接受河水補給，孔隙承壓水與孔隙潛水間的水力聯(lián)系總體上不密切。因地形平坦，區(qū)內(nèi)地下水水力坡度小，徑流滯緩，排泄不暢。

高銨地下水主要賦存于第四系底部的含水層，呈島狀分布于北滘—黎湖、麥村、南頭—東升、大魁、橫瀝、三角—新民、港口、民眾、禮樂—大鰲、南庚、雙水等地段(見圖1)。

2 材料與方法

2.1 野外調(diào)查研究

2007—2009年，在研究區(qū)開展了1∶5萬水文地質(zhì)調(diào)查，圈定了高銨地下水靶區(qū)和對照區(qū)。在此基礎(chǔ)上，先后施工了40個水文地質(zhì)鉆孔(見圖1)。在水文地質(zhì)鉆探過程中，認(rèn)真進行巖心觀測和水文地質(zhì)觀測，并對鉆孔巖心進行詳細鑒別、編錄，內(nèi)容涉及第四紀(jì)地質(zhì)、水文地質(zhì)等方面。鉆探施工結(jié)束后，對水文地質(zhì)鉆孔擴孔成井，嚴(yán)格做好井管安裝、填礫、止水、洗井、試驗性抽水、抽水試驗等工作。有關(guān)工作均嚴(yán)格按照國家有關(guān)規(guī)程、規(guī)范、標(biāo)準(zhǔn)展開，并在抽水試驗過程中，及時對試驗基本觀測數(shù)據(jù)進行檢查與整理。

2.2 樣品采集與現(xiàn)場測試

2.2.1 土樣的采集

在水文地質(zhì)鉆探施工過程中，對鉆孔巖心編錄完成后及時從鉆孔巖心中采集土樣。采樣時，用自制的干凈竹片削去黏土、淤泥質(zhì)土表層，并將所采集的樣品用帶封條的塑料袋封裝，每件樣品重100 g，樣品置于4℃的冷藏箱內(nèi)保存，并于采樣后5日內(nèi)送達實驗室分析。SDZK01孔采集土樣21件，SDZK13孔采集土樣17件。

2.2.2 水樣的采集

水樣類型包括地下水水化學(xué)、14C年齡、13C、氫氧同位素(18O、D、T)、氮同位素和地表水氮同位素樣品。

水樣采集前，按要求將樣瓶清洗干凈，并加好保護劑；在抽水試驗臨近結(jié)束前開始采集上述樣品，并用帶0.45 μm濾膜的過濾器過濾水樣；采樣后，將樣品置于4℃的冷藏箱內(nèi)保存，并在3日內(nèi)送達實驗室分析。其中，地下水14C年齡樣品，利用國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心提供的采樣裝置，并采用BaCO3沉淀法采集。

本次共計采集代表性地下水水化學(xué)樣品40組、14C年齡樣品11組、13C樣品8組、氫氧同位素(18O、D、T)樣品21組、氮同位素樣品40組和地表水氮同位素樣品21組。

2.2.3 樣品現(xiàn)場測試

2.3 樣品實驗室分析測試

土樣由廣東省物料實驗檢測中心依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)DD 2005—03測定，分析指標(biāo)有總有機碳、有機質(zhì)等；地下水水化學(xué)樣品由廣東省物料實驗檢測中心依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)GB/T 8538—95、DZ/T 0064—93測定，分析指標(biāo)包括宏量組分、微量組分等；地下水14C年齡樣品分別由國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心、中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所AMS-14C制樣實驗室和北京大學(xué)核物理與核技術(shù)國家重點實驗室依據(jù)《地下水勘查同位素技術(shù)應(yīng)用規(guī)范》測定(前者完成8組，后兩者聯(lián)合完成3組)；地下水13C樣品由國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)F-HZ-DZ-DXS-0100測定;地下水氫氧同位素(18O、D、T)樣品由國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)DZ/T 0064.77—93測定；地下水與地表水氮同位素樣品由中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)(KGY)DH 005—2004測定。

2.4 室內(nèi)綜合研究

室內(nèi)綜合研究工作包括第四紀(jì)地質(zhì)、水文地質(zhì)、水文地球化學(xué)等諸方面。本次在MAPGIS平臺上進行了綜合編圖工作，包括第四紀(jì)地質(zhì)圖、水文地質(zhì)圖、水文地質(zhì)鉆孔柱狀圖、水文地質(zhì)鉆孔綜合成果圖表、水文地質(zhì)剖面圖的編制，并利用Excel2003的統(tǒng)計和作圖功能對樣品測試結(jié)果進行分析處理。

3 結(jié)果與分析

3.1 高銨地下水含水系統(tǒng)沉積特征

研究區(qū)40個水文地質(zhì)鉆孔巖心編錄結(jié)果顯示，高銨地下水發(fā)育地段第四系底部沉積了河流相砂、礫砂、卵石層，并不整合覆蓋于基巖風(fēng)化殼之上；上覆2～3套海相(或海陸交互相)沉積層，每層巖性組合為(淤泥質(zhì))粉細砂或含蠔殼中砂、細砂(或蠔殼層)-(粉砂質(zhì))淤泥或淤泥質(zhì)黏土，常見腐葉、貝殼殘片，局部見2套海相沉積層間存在風(fēng)化層(花斑黏土、粉質(zhì)黏土或砂質(zhì)黏土)。

研究區(qū)第四紀(jì)地質(zhì)綜合對比研究結(jié)果表明，高銨地下水鉆孔揭露了上更新統(tǒng)石排組(Qpp)、三角組(Qps)，全新統(tǒng)橫欄組(Qhhl)、東升組(Qhd)、萬頃沙組(Qhw)、燈籠沙組(Qhdl)。石排組沉積層多埋藏于低洼的基底或洼地、谷地中，厚1.5～14.0 m，埋深14.0～63.0 m；三角組為一套淺灰、灰白、黃白、紅黃色花斑狀黏土、粉砂質(zhì)黏土或砂質(zhì)黏土層，富含鐵質(zhì)氧化物，厚1.8～7.0 m，埋深6.0～28.0 m；橫欄組為一套海侵期沉積的深灰-灰黑色淤泥、粉砂質(zhì)淤泥夾粉砂及粉砂質(zhì)黏土薄層，富含貝殼(或耗殼層)、腐木等，厚3.0～20.0 m，埋深6.0～30.0 m；東升組為一套淺風(fēng)化的灰黃、淺黃、褐黃色黏土、粉砂質(zhì)或砂質(zhì)黏土層，富含鐵質(zhì)氧化物，比三角組風(fēng)化程度淺；萬頃沙組地層為一套以海相與陸相沉積并存的地層，巖性變化大，在中山民眾、新會禮樂、雙水、順德北滘等地為海積-沖積的淤泥、黏土，而在其他地方則以沖積的中細砂、砂礫為主，局部含腐木(或腐木層)，厚1.0～10.0 m，埋深1.0～12.0 m；燈籠沙組為一套海陸交互相沉積的深灰、灰黃色淤泥、粉砂質(zhì)淤泥、粉砂質(zhì)黏土、砂質(zhì)黏土及細砂組成的地層，富含貝殼(或耗殼層)，厚0.5～12.0 m，埋深0.5～12.0 m。

研究區(qū)典型地段水文地質(zhì)剖面揭示，高銨地下水分布在第四紀(jì)退積層序發(fā)育且淤泥、淤泥質(zhì)土層厚度大的地段，主要賦存于第四系底部的含水層，而這些地段往往存在低洼的基底或洼地、谷地，見圖2。

3.2 高銨地下水水化學(xué)特征

野外現(xiàn)場測試獲取了研究區(qū)31個地下水銨含量測定值(以氮計)，換算后銨含量大于10 mg/L的22個，小于10 mg/L的9個；同時獲得了40個地下水銨含量實驗室測定值，銨含量大于10 mg/L的22個，小于10 mg/L的18個。其中，野外現(xiàn)場、實驗室測定地下水銨含量均大于10 mg/L的21個。

鈉氯系數(shù)(γNa+/γCl-)：作為成因系數(shù)[10-11]，可判斷地下水的來源、濃縮變質(zhì)作用程度及水動力條件等[12]。與Cl-相比，Na+的化學(xué)穩(wěn)定性差，故Na+可能在地下水形成過程中與Ca2+等發(fā)生陽離子交替吸附作用而減少。通常，海水的γNa+/γCl-平均值為0.85～0.87[11-13]，經(jīng)過陽離子交替吸附作用的地下水γNa+/γCl-值小于0.87[12,14]，在水解和酸化作用下發(fā)生巖石礦物溶解導(dǎo)致地下水γNa+/γCl-值接近1[11],而受大氣降水溶濾作用影響的地下水γNa+/γCl-值一般大于1。由表1可見，研究區(qū)MZZK05樣品的γNa+/γCl-值為0.87，保留了高銨地下水來源于海水的證據(jù)；SDZK01、SDZK14樣品的γNa+/γCl-值大于1，可能說明高銨地下水形成過程中受到了溶濾作用的影響；LLZK01、SLZK14樣品的γNa+/γCl-值接近1，可能說明高銨地下水受到了巖石礦物溶解的影響；其余樣品γNa+/γCl-值小于0.85，可能說明高銨地下水受到了陽離子交替吸附作用的影響。這進一步暗示研究區(qū)高銨地下水總體賦存于水動力條件較差的地段。

表1 研究區(qū)高銨地下水水化學(xué)系數(shù)匯總表

注：“*”指因樣品Br-低于檢出限0.1 mg/L，未能獲得溴氯系數(shù)；“**”指實驗室測定結(jié)果。

鈣鈉系數(shù)(γCa2+/γNa+)、鎂鈉系數(shù)(γMg2+/γNa+)：兩者可以用來判斷地下水形成過程中是否會發(fā)生離子交換，并可表征水質(zhì)演化過程及礦化強度[15]。由表1可見，研究區(qū)γCa2+/γNa+最大值為0.335(SDZK10)、最小值為0.001(SLZK07)、平均值為0.059；γMg2+/γNa+最大值為0.40(SDZK10、SDZK17、SDZK19)、最小值為0.08(SLZK10)、平均值為0.22，反映了高銨地下水礦化強度高的特點，同時表明高銨地下水Na+含量相對增加，鹽分富集，但不是的海水入侵的結(jié)果[16]。

鎂鈣系數(shù)(γMg2+/γCa2+)：由表1可見，研究區(qū)除SDZK02樣品外，其余樣品γMg2+/γCa2+值均大于1.0，最大值為76.07，平均值為22.72，總體說明高銨地下水在形成過程中，Ca2+與淤泥、淤泥質(zhì)土層的Na+發(fā)生了離子交換，從而使γMg2+/γCa2+值遠高于海水(5.4[17]～5.5[18])；γMg2+/γCa2+值小于1.0的樣品(SDZK02)表明高銨地下水在形成過程中可能受到溶濾作用的影響。

鈣氯系數(shù)(γCa2+/γCl-)：該系數(shù)可用于刻畫水動力特點[19]。由表1可見，研究區(qū)僅SDZK02、SDZK10樣品的γCa2+/γCl-值在0.1以上，其余樣品的γCa2+/γCl-值均小于0.1，絕大多數(shù)小于0.02，總體上暗示賦存高銨地下水的含水層水動力條件偏差。

溴氯系數(shù)(γBr-×103/γCl-)：Br、Cl雖為同族元素，但地下水中Br-的地球化學(xué)行為往往受Cl-含量的影響[20]，因而傳統(tǒng)上采用Cl-/Br-來解釋高Cl-含量、低Br-含量地下水形成演化有關(guān)的問題存在較大的局限性[11,21]。溴氯系數(shù)則消除Cl-含量的影響，突破了傳統(tǒng)Cl-/Br-的局限。因研究區(qū)LLZK01、SDZK02、SDZK14孔揭露銨含量大于30 mg/L的高銨地下水中Br-含量低于檢出限0.1 mg/L，所以未獲得具體的測試結(jié)果，故僅研究了其余樣品溴氯系數(shù)與銨含量的關(guān)系，結(jié)果表明：銨含量小于30 mg/L時，溴氯系數(shù)小于0.2；銨含量大于30 mg/L時，溴氯系數(shù)為0.004～0.508，溴氯系數(shù)與銨含量呈顯著的負(fù)相關(guān)(見圖3)。溴氯系數(shù)可能反映了賦存高銨地下水的含水層上覆的地層結(jié)構(gòu)、淤泥和(或)淤泥質(zhì)土厚度、有機質(zhì)含量的差異。這與高銨地下水含水系統(tǒng)沉積特征相吻合。

3.3 高銨地下水同位素特征

3.3.1 氫氧同位素

氫氧同位素(18O、D、T)被廣泛用于地下水起源和成因研究。大量研究證實，大氣降水的δD與δ18O間呈線性相關(guān)，全球大氣降水線符合δD=8δ18O + 10，但因存在緯度效應(yīng)、高程效應(yīng)、雨量效應(yīng)等，各地區(qū)大氣降水線有所差別。本文利用“珠江三角洲經(jīng)濟區(qū)城市群地質(zhì)環(huán)境綜合調(diào)查(編號：12120109140 45)”項目獲得的大氣降水氫氧同位素測試結(jié)果并參照臨近地區(qū)研究成果，將本地大氣降水線方程修正為δD=8.23δ18O+7.81。

研究區(qū)地下水氘與18O關(guān)系的研究表明(見圖4):高銨地下水δD值為-17‰～-40‰，δ18O值為-2.6‰～-6.5‰；含銨地下水δD值為-10‰～-43‰，δ18O值為-2.1‰～-6.6‰；大部分樣品點落在本地大氣降水線上方，反映可能由于水-巖相互作用使地下水18O耗損所致；SLZK02、LLZK02、MZZK03、MZZK04樣品點落于大氣降水線下方，可能反映地下水存在短暫蒸發(fā)作用的影響。

研究區(qū)放射性氚與18O關(guān)系研究表明(見圖5):高銨地下水氚值范圍在<1.0～3.4TU之間，含銨地下水氚值為1.2～9.9TU；但不論是高銨地下水還是含銨地下水δ18O值均小于-2.0‰，氚值小于10.0TU，這在一定程度上說明高銨地下水未受到地表水和大氣降水的混合，含銨地下水則可能與地表水或大氣降水發(fā)生了混合。

氫氧同位素研究總體上反映賦存高銨地下水的含水層處于半封閉-封閉的狀態(tài)，地下水循環(huán)十分緩慢，而可能發(fā)生了水-巖相互作用，且大氣降水和地表水很難入滲至第四系底部高銨地下水含水層。

3.3.2 碳同位素

研究區(qū)地下水14C年齡研究表明，地下水年齡總體在2.2～9.3ka B.P.之間，高銨地下水年齡在5.9～7.4ka B.P.之間；地下水的年齡與全新世相對應(yīng)，其中高銨地下水的年齡對應(yīng)于中全新世早期。

研究區(qū)地下水放射性13C與18O關(guān)系研究表明(見圖6):高銨地下水δ18O值變化區(qū)間小但δ13C值變化極大(-11.56‰～6.66‰)；含銨地下水相反，δ18O值變化大但δ13C值變化區(qū)間小。這在一定程度上說明賦存高銨地下水的含水層不連續(xù)且封閉狀況良好。

3.3.3 氮同位素

1977年，我完成了從北大學(xué)子到北大教師的身份轉(zhuǎn)換。北大給了我文學(xué)創(chuàng)作中最寶貴的東西——知識。在這個世界上，最寶貴的東西莫過于知識。北大對我來講，恩重如山。

3.4 土層有機質(zhì)和總有機碳含量分析

研究區(qū)SDZK01孔高銨地下水含水層上覆的淤泥質(zhì)土層厚32.40 m，頂板埋深6.0 m；總有機碳含量為0.56%～3.07%，平均值為1.64%；有機質(zhì)含量為0.96%～5.29%，平均值為2.82%；全氮含量為227～1 179 mg/kg，平均值為860.24 mg/kg；銨態(tài)氮含量為6.86～20.59 mg/kg，平均值為15.69 mg/kg。SDZK13孔高銨地下水含水層上覆的淤泥質(zhì)土層厚25.30 m，頂板埋深3.0 m；總有機碳含量為1.13%～3.07%，平均值為2.02%；有機質(zhì)含量為1.95%～5.29%，平均值為3.49%；全氮含量為696～1 393 mg/kg，平均值為937.35 mg/kg；銨態(tài)氮含量為6.86～27.45 mg/kg，平均值為13.73 mg/kg?？梢?，第四系底部高銨地下水含水層上覆的淤泥、淤泥質(zhì)土層甚至淤泥質(zhì)粉細砂層有機質(zhì)含量豐富、總有機碳含量也較高。

總體上看，直接覆蓋在高銨地下水含水層頂板之上的淤泥質(zhì)土層均存在一個或多個有機質(zhì)、總有機碳含量峰值，見圖7。此外，高銨地下水鉆孔揭露的淤泥、淤泥質(zhì)土層厚度較大，可交換銨與水溶性銨含量也較大，因而淤泥、淤泥質(zhì)土層為高銨地下水的銨源層。高銨地下水中的銨含量與I-含量高度相關(guān)，暗示兩者均來源于有機質(zhì)的分解[2]。

3.5 高銨地下水的形成演化分析

3.5.1 高銨地下水的起源

研究區(qū)地下水14C年齡研究表明，高銨地下水形成于中全新世早期，對應(yīng)全新世氣候分期的大西洋期。這一地歷時期，珠江三角洲海侵達到最大范圍，為海相層最發(fā)育、分布最普遍的階段[24]，對應(yīng)形成一套退積層序。一方面是有機質(zhì)含量較為豐富、厚度較大的淤泥和(或)淤泥質(zhì)土層發(fā)育，另一方面在第四系底部的河流相砂、礫砂、卵石層中埋藏了古海水。重碳酸系數(shù)的研究結(jié)果與之相吻合。

研究區(qū)高銨地下水銨含量最大值接近800 mg/L，TDS含量最大值接近27 000 mg/L，水化學(xué)類型總體以Na-Cl型為主，高銨地下水具有與海水較為一致的特征，而MZZK05孔的鈉氯系數(shù)保留了高銨地下水來源于海水的證據(jù)。此外，野外調(diào)查結(jié)果顯示，研究區(qū)內(nèi)供水以地表水為主，極少開采地下水，從而不存在大范圍海水入侵現(xiàn)象。因此，研究認(rèn)為高銨地下水起源于古海水，與中全新世早期的退積作用過程密切相關(guān)。

3.5.2 高銨地下水形成演化的基本條件

從含水介質(zhì)分布來看，研究區(qū)第四系底部的石排組河流相砂、礫砂、卵石層在平面上呈島丘狀分布，在剖面上則主要分布于低洼的古老基底或洼地、谷地中，顯示出含水層在空間上連續(xù)性差；其上覆的淤泥、淤泥質(zhì)土層孔隙度大、含水量大但導(dǎo)水性差，這為高銨地下水形成演化提供了半封閉-封閉的強還原環(huán)境。研究區(qū)溴氯系數(shù)、脫硫系數(shù)、氫氧同位素、13C與18O的關(guān)系、地下水與地表水氮同位素的研究結(jié)果佐證了上述認(rèn)識，而鈉氯系數(shù)、鈣氯系數(shù)、氫氧同位素的研究結(jié)果總體顯示高銨地下水循環(huán)十分緩慢、水動力條件不良。因此，研究認(rèn)為研究區(qū)含水層斷續(xù)發(fā)育、處于半封閉-封閉的強還原環(huán)境、水動力條件不良，構(gòu)成了高銨地下水形成演化的基本條件。

3.5.3 地球化學(xué)作用對高銨地下水的影響

根據(jù)研究區(qū)鈉氯系數(shù)、鎂鈉系數(shù)判斷，高銨地下水發(fā)育可能受到了陽離子交替吸附作用、溶濾作用的影響，鈣鈉系數(shù)佐證了陽離子交替吸附作用影響的存在；氚氧同位素關(guān)系研究表明，僅含銨地下水形成演化過程受到了溶濾作用的影響；氘氧同位素關(guān)系研究表明，個別地段高銨地下水受到了短暫蒸發(fā)濃縮作用的影響；還原條件下，由于微生物的參與常發(fā)生脫硫酸作用和有機質(zhì)分解作用。因此，研究認(rèn)為溶濾作用、陽離子交替吸附作用、蒸發(fā)濃縮作用不利于研究區(qū)高銨地下水的發(fā)育；脫硫酸作用、有機質(zhì)分解作用則有利于研究區(qū)高銨地下水的形成發(fā)育。

3.5.4 沉積壓實作用對高銨地下水的貢獻

研究區(qū)中全新統(tǒng)淤泥、淤泥質(zhì)土層具有孔隙度大、含水量大、孔隙比大的特點，在飽水時孔隙度高達80%以上，且孔隙中富含水溶性銨，在上覆土層沉積壓實作用及其自重作用下，淤泥、淤泥質(zhì)土層平均壓縮率高達38.11%[24-25]，在此條件下水溶性銨隨釋出的水向下伏含水層運移并逐漸富集，由于淤泥、淤泥質(zhì)土層孔隙度的降低，使其本身成為具有良好封堵性能的高銨地下水含水層的蓋層，從而有利于高銨地下水的保存。

3.5.5 高銨地下水的成因類型

研究區(qū)第四系底部含水層形成于晚更新世，在中全新世早期退積過程之后，海水被封存于第四系底部的含水層中，同時在沉積壓實作用及淤泥、淤泥質(zhì)土層自重作用下，水溶性銨則隨釋出的水從淤泥、淤泥質(zhì)土層向下伏含水層運移并逐漸富集，從而形成高銨地下水。因此，高銨地下水的成因類型應(yīng)歸屬為后生沉積水。

4 結(jié) 論

本文從含水系統(tǒng)沉積學(xué)、水化學(xué)、同位素水文地質(zhì)學(xué)角度，對珠江三角洲高銨地下水的形成演化進行了研究，得到如下結(jié)論：

(1) 高銨地下水呈島狀分布，主要賦存于低洼的基底或洼地、谷地之上的第四系底部的含水層，含水層頂板之上退積層序發(fā)育且淤泥、淤泥質(zhì)土層厚度大。

(2) 高銨地下水起源于古海水，形成于中全新世早期，與退積作用過程密切相關(guān)。

(3) 高銨地下水含水層斷續(xù)發(fā)育、處于半封閉-封閉的強還原環(huán)境、水動力條件不良，構(gòu)成了高銨地下水形成演化的基本條件。

(4) 脫硫酸作用、有機質(zhì)分解作用有利于高銨地下水的形成發(fā)育，而溶濾作用、陽離子交替吸附作用、蒸發(fā)濃縮作用則不利高銨地下水的發(fā)育。

(5) 沉積壓實作用可使淤泥、淤泥質(zhì)土層中的水溶性銨隨釋出的水向下伏含水層運移并逐漸富集，同時使高銨地下水含水層具有良好的封閉條件，有利于高銨地下水的保存。

(6) 高銨地下水的成因類型屬后生沉積水。

致謝：廣東省地質(zhì)調(diào)查院李東紅高級工程師參加了調(diào)查研究方案的制定；項目組陳慧川高級工程師、姚普工程師、孔德秀工程師參加了鉆探編錄采樣工作；香港大學(xué)地球科學(xué)系王亞、陳扣平、郭海鵬、唐珉等博士參加了現(xiàn)場測試與采樣工作；姚普工程師參加了部分圖件的編制；中國地質(zhì)大學(xué)環(huán)境學(xué)院祁士華教授審閱了論文初稿，并提出了修改建議。在此一并致以衷心感謝！

[1] 河南省地質(zhì)局水文地質(zhì)工程地質(zhì)隊.地下肥水[M].北京:地質(zhì)出版社,1979.

[2] Jiao J J,Wang Y,Cherry J A,et al.Abnormally high ammonium of natural origin in a coastal aquifer-aquitard system in the Pearl River delta,China[J].EnvironmentalScienceandTechnology,2010,44(19):7470-7475.

[3] Glessner J J G,Roy W R.Paleosols in central Illinois as potential sources of ammonium in groundwater[J].GroundWaterMonitoringandRemediation,2009,29 (4):56-64.

[4] Ortega-Guerrero,A.Origin and geochemical evolution of groundwater in a closed-basin clayey aquitard,Northern Mexico[J].JournalofHydrology,2003,284 (1/2/3/4):26-44.

[5] Mcarthur J M,Ravenscroft P,Safiulla S,et al.Arsenic in groundwater:Testing pollution mechanisms for sedimentary aquifers in Bangladesh[J].WaterResourceResearch,2001,37(1):109-117.

[6] Berg M,Tran H C,Nguyen T C,et al.Arsenic contamination of groundwater and drinking waiter in Vietnam:A human health threat[J].EnvironmentalScienceandTechnology,2001,35 (13):2621-2626.

[7] Wang X S,Jiao J J,Wang Y,et al.Accumulation and transport of ammonium in aquitards in the Pearl River Delta (China) in the last 10,000 years:conceptual and numerical models [J].HydrogeologyJournal,2013,21(5):961-967.

[8] Bratton J F,Bohlke J K,Krantz D E,et al.Flow and geochemistry of groundwater beneath a back-barrier lagoon:The subterranean estuary at Chincoteague Bay,Maryland,USA[J].MarineChemistry,2009,113 (1/2):78-92.

[9] Seitzinger S P,Gardner W S,Spratt A K.The effect of salinity on ammonium sorption in aquatic sediments implications for benthic nutrient recycling[J].Estuaries,1991,14(2):167-174.

[10]張翠云.萊州灣濱海平原地下鹵水的形成及其演化[J].中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)工程地質(zhì)研究所所刊,1993(9):73-91.

[11]馮欣,張亞哲.深州地區(qū)地下水離子比例系數(shù)分析研究[J].中國農(nóng)村水利水電,2014(4):18-20,24.

[12]李建森,李廷偉,馬海州,等.柴達木盆地西部新近系和古近系油田鹵水水化學(xué)特征及地質(zhì)意義[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì),2013,40(6):208-36.

[13]王大純,張人權(quán),史毅虹,等.水文地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)[M].北京:地質(zhì)出版社,1995.

[14]林曉英,曾濺輝,楊海軍,等.塔里木盆地哈德遜油田石炭系地層水化學(xué)特征及成因[J].現(xiàn)代地質(zhì),2012,26(2):377-383.

[15]韓繪芳,蔣芳媛,王誼.海水入侵影響下的地下水化學(xué)演化及其指示意義[J].安全與環(huán)境工程,2009,16(4):1-5.

[16]Somay M A,Gemici U.Assessment of the salinization process at the coastal area with hydrogeochemical tools and geographical information system (GIS):Seluk plain,Izmir,Turkey[J].WaterAirSoilPollution,2009,201(1/2/3/4):55-74.

[17]肖國強,楊吉龍,胡云壯,等.秦皇島洋-戴河濱海平原海水入侵過程水文化學(xué)識別[J].安全與環(huán)境工程,2014,21(2):32-39.

[18]Rosenthal Y,Lohmann G P.Accurate estimation of sea surface temperatures using dissolution-corrected calibrations for Mg/Ca paleothermometry[J].Paleoceanograhy,2002,17(3):1-6.

[19]李學(xué)禮.水文地球化學(xué)[M].第3版.北京:原子能出版社,2010.

[20]曾昭華,丁漢文,多超美,等.江西省鄱陽湖地區(qū)地下水環(huán)境背景的形成[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì),1990,17(4):36-39.

[21]段萌語,李俊霞,謝先軍.大同盆地典型小區(qū)域高砷地下水化學(xué)與同位素特征分析[J].安全與環(huán)境工程,2013,20(6):1-11.

[22]Mondal N C,Singh V P.Determining the interaction between groundwater and saline water through major ions chemistry[J].JournalofHydrology,2010,38(1/2):100-111.

[23]Anderson M S,Nyvang V,Jakobsen R,et al.Geochemical processes and solute transport at the sewater/freshwater interface of a sandy aquifer[J].GeochimicaetCosmochimicaActa,2005,69:3979-3994.

[24]黃鎮(zhèn)國,李平日,張仲英,等.珠江三角洲形成發(fā)育演變[M].廣州:科學(xué)普及出版社廣州分社,1982.

[25]韋惺,莫文淵,吳超羽.珠江三角洲地區(qū)全新世以來的沉積速率與沉積環(huán)境分析[J].沉積學(xué)報,2011,29(2):328-335.

Formation and Evolution of High Ammonium Groundwater in the Pearl River Delta Plain

ZHI Bingfa

(DepartmentofHydrogeologicalandEnviron-geologicalInvestigation,GeologicalSurveyofGuangdongProvince,Guangzhou510080,China)

High ammonium groundwater occurs in the Pearl River delta plain.Since so far there has been no relevant knowledge about the formation and evolution of high ammonium groundwater,this paper implements a targeted study using sedimentology of water-bearing system,hydrochemistry and isotope hydrogeology.The results show that high ammonium groundwater distributes in island-shape in areas with thick silt and silty soil layers of retrograding sequence,and mainly stores in the basal Quaternary aquifer underlying on low-lying basement or low valley.The research results indicate that high ammonium groundwater originates from pale-sea water in the early period of the middle Holocene and is highly related to the retrogradation process.Fundamental conditions of formation and evolution of high ammonium groundwater include discontinuity of aquifer,semiclosed-closed reducing environment and undesirable hydrodynamics.Desulphidation and organic matter decomposition are positive to the formation of high ammonium groundwater whereas leaching,cation alternative adhesion and evaporation enrichment process are negative.Sedimentary compaction is important to migration and enrichment of ammonium and to preservation of high ammonium groundwater.Genetic type of high ammonium groundwater is hysterogenic sedimentary water.

high ammonium groundwater;paleo-sea water;retrogradation;sedimentary compaction;the Pearl River delta plain

2015-02-12

2015-05-31

中國地質(zhì)調(diào)查局項目(1212010534807、1212010914045、1212011220013)

支兵發(fā)(1976-)，男，碩士，高級工程師，主要從事水工環(huán)地質(zhì)工作。E-mail:zbf_ggs@163.com

1671-1556(2015)04-0001-09

X143

A

10.13578/j.cnki.issn.1671-1556.2015.04.001