陳江等

摘要：在土壤介質(zhì)中，地下水及鹽分如何運(yùn)移一直是影響地下水資源計(jì)算評(píng)價(jià)的一個(gè)重要問題。黏性土層與含水層具有不同的巖性組成，對(duì)地下水和鹽分的運(yùn)移起著不同的作用，導(dǎo)致鹽分和水在黏性土的運(yùn)移規(guī)律并不相同。本研究選擇華北平原黏性土作為研究對(duì)象，利用100 m深度上黏性土中地下水連續(xù)的水化學(xué)和同位素?cái)?shù)據(jù)，分析了黏性土對(duì)含水層間的水力聯(lián)系及鹽分運(yùn)移的影響。試驗(yàn)表明，黏性土水中電導(dǎo)率的變化主要與補(bǔ)給來源的電導(dǎo)率有關(guān)，在垂向剖面上具有比較連續(xù)的變化趨勢(shì)，反映出地下水垂向補(bǔ)給的特征；同時(shí)，電導(dǎo)率在一定深度上存在數(shù)值的突變，反映了黏性土的阻鹽特性，說明黏性土具有一定半透膜作用。由于黏性土的隔水和半透膜特性，穩(wěn)定同位素在不同深度上的組成受到黏性土分布的影響，其分布規(guī)律對(duì)地下水資源評(píng)價(jià)具有參考價(jià)值。

關(guān)鍵詞：黏性土；同位素；水文地球化學(xué)；鹽分運(yùn)移

中圖分類號(hào)：P641 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A 文章編號(hào)：0439-8114（2015）16-3891-04

DOI：10.14088/j.cnki.issn0439-8114.2015.16.015

The Influence of Clay on the Salt Movement and Isotope Composition in Groundwater

CHEN Jiang， CHEN Zong-yu， WANG Ying， DUAN Bao-qian

（Institute of Hydrogeology and Environmental Geology， Chinese Academy of Geological Science， Shijiazhuang 050061， China）

Abstract： The movement of salt and groundwater in soil is an important constitution in evaluation of groundwater resources. Because clay and aquifer have different structures， and play different roles in migration of groundwater and salt， the migration patterns of salt and groundwater in clay are different. In this study， groundwater water samples were taken from clay in depth（100 m）， and all samples were tested for stable isotopes， including hydrogen and oxygen isotope， and hydrogeochemical indexes. This research analyzed the hydraulic connection of groundwater in different aquifer and salt movement in clay by using isotopic and chemical data. The result shows that the electrical conductivity is influenced by origination of groundwater， having a continuous trend with depth， and clay in certain depth presented the feature of impeding salt migration. Because of the semipermeable feature of clay， stable isotope distribution of groundwater in different depth is affected by clays distribution. This regular pattern of isotope and hydrogeochemical distribution would be a reference for evaluation of groundwater resources.

Key Words：clay； isotope； hydrogeochemical； movement of salt

華北平原的弱透水層是地下水含水系統(tǒng)中的重要組成部分，通常被認(rèn)作阻滯水流和溶質(zhì)遷移的阻截層或防滲層。由于其研究的難度很大，以及人們關(guān)注的是含水層中的水動(dòng)力傳輸過程，而缺少對(duì)弱透水層中地下水運(yùn)移特性的研究，早期更是將這種黏性土層定義為隔水層，在其上下含水層存在明顯水頭差而發(fā)生越流的情況下，僅考慮了弱透水層中的水流及水量交換，完全忽略了黏性土層對(duì)溶質(zhì)遷移的影響研究。近年來，隨著研究的深入，逐步認(rèn)識(shí)到黏性土弱透水層防污性的重要作用[1，2]。華北平原第四系含水層具有上咸下淡的結(jié)構(gòu)，長(zhǎng)期開采深層淡水，導(dǎo)致淺層咸水越流量增加，但目前并未發(fā)現(xiàn)大面積的深層地下淡水礦化度明顯增加的現(xiàn)象[3]，這說明黏性土層或弱透水層對(duì)鹽分具有一定的阻擋作用。

張宏仁[4]提出了從含水層中抽出的水來自含水層體積的壓縮。根據(jù)河北滄州和天津以往長(zhǎng)期觀測(cè)的結(jié)果，多年從封閉含水層抽取的地下水總體積，大體上等于地面沉降的總體積。而另一些水文地質(zhì)學(xué)家認(rèn)為地下水開采改變了地下水動(dòng)力學(xué)狀態(tài)，誘發(fā)了相應(yīng)的補(bǔ)給。石建省等[5]研究得出深層水開采量大約41%～44%來源于地面沉降壓縮釋水，56%～59%來源于側(cè)向補(bǔ)給和越流補(bǔ)給，并指出從含水層抽取的地下水總體積并不完全等于地面沉降的總體積。華北平原地下水調(diào)查項(xiàng)目結(jié)果顯示，彈性釋水占3%～9%，壓縮釋水占25%～40%，側(cè)向補(bǔ)給和越流補(bǔ)給各占15%和40%[6]。雖然觀點(diǎn)各不相同，但是都認(rèn)為壓縮釋水占有相當(dāng)?shù)谋壤?。?duì)于壓縮釋水引起含水層水質(zhì)變化的問題，王家兵[7]提出了濾鹽層概念，認(rèn)為黏性土截留了部分地下水中的鹽分。針對(duì)上述存在的問題和看法，通過黏性土的釋水同位素組成及水化學(xué)測(cè)試，分析黏性土對(duì)地下水中同位素及水化學(xué)的影響，進(jìn)而為研究含水層間水力聯(lián)系提供依據(jù)。

1 材料與方法

采集樣品所處位置水文地質(zhì)條件：華北平原中東部，深度上自上而下分為4個(gè)含水組，本次研究主要針對(duì)第一和第二含水層組。第一含水組為潛水含水層，厚度大約60 m，相當(dāng)于全新統(tǒng)地層（Q4），為分布咸水覆蓋。第二含水組是淺部承壓水，相當(dāng)于上更新統(tǒng)（Q3）地層，厚度60 m左右；含水層由砂礫石、中砂和細(xì)砂組成，與第一含水層組相似。由于水質(zhì)的原因，當(dāng)?shù)氐牡叵滤_采主要位于第三和第四含水層組[8]。

各含水組巖性具有明顯的差異性。第一含水組的含水層多為條帶狀分布，顆粒細(xì)，透水性較好及直接接受降水入滲補(bǔ)給。第二含水組有較穩(wěn)定的隔水層，水頭有明顯的承壓性標(biāo)志。第四紀(jì)地質(zhì)特征在垂向上也有著明顯的變化，中更新統(tǒng)的地層厚度較大，含砂比較高，一般為40%～50%，砂層粒度較粗，多為中粗砂和中細(xì)砂，分選磨圓較差，偶含小礫石，砂層具有輕度風(fēng)化，砂層展布多為面狀、舌狀。上更新統(tǒng)地層厚度相應(yīng)較薄，地層含砂比較低，一般為30%～40%。砂層粒度變細(xì)，多為中細(xì)砂和粉細(xì)砂，分選較好，展布形態(tài)為條帶狀。這種上下的差異性，反映了古氣候由濕潤(rùn)趨于干旱，在第二含水巖組的頂部出現(xiàn)了咸水。

本次研究選擇華北平原黏性土層作為研究對(duì)象，開展了水文地質(zhì)鉆探，選取100 m深度鉆孔的全部黏性土樣品，利用壓縮裝置，壓榨獲取土壤內(nèi)部水分，進(jìn)行土壤釋出水的電導(dǎo)率和氘氧同位素測(cè)定。試驗(yàn)巖心用塑料管密封包裝，每段巖心長(zhǎng)30 cm，冷藏待測(cè)。試驗(yàn)時(shí)，樣品削去表層，通過壓縮裝置逐級(jí)加壓，釋出黏土內(nèi)部水分，用無蒸發(fā)瓶收集，保證外部因素對(duì)巖心樣品的影響降到最低。水樣的電導(dǎo)率和氘氧同位素測(cè)定由國(guó)土資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

2 結(jié)果與分析

2.1 電導(dǎo)率隨黏性土埋深的變化

電導(dǎo)率數(shù)值的大小代表了2個(gè)方面的信息，一是補(bǔ)給水源的離子組成，二是原始成因土壤水的離子組成。盡管2個(gè)方面的影響會(huì)導(dǎo)致離子來源難以辨認(rèn)，但通過剖面的電導(dǎo)率變化，仍然可以對(duì)識(shí)別水力聯(lián)系提供有價(jià)值的信息。土層中水流交換的強(qiáng)弱能夠影響離子成分的變化，當(dāng)垂向上地下水流速度較快時(shí)，地下水中離子快速混合，土壤水中電導(dǎo)率隨埋深變化會(huì)相對(duì)緩慢；而水流速度慢時(shí)，水巖作用會(huì)使離子組成偏離補(bǔ)給源的特征，電導(dǎo)率變化會(huì)更明顯和缺乏規(guī)律。

本次測(cè)試結(jié)果顯示（圖1），土壤水的電導(dǎo)率在埋深12 m之上快速上升，變化速率較大。由于該取樣處淺層地下水位埋深在12 m左右，因此12 m以上包氣帶的存在使得土壤水電導(dǎo)率變化相對(duì)12 m以下更大。在此深度上，降雨通過活塞補(bǔ)給方式補(bǔ)給地下水，在水入滲下移過程中，水體攜帶的鹽分在土層中逐漸析出累積，表現(xiàn)為隨埋深增大電導(dǎo)率逐漸增高。

在12～20 m深度上，黏土中水的電導(dǎo)率出現(xiàn)了下降趨勢(shì)，和上部的變化趨勢(shì)相反，可以判斷12 m處為一水力間斷點(diǎn)，上下部之間聯(lián)系微弱。

20～40 m之間土壤水電導(dǎo)率變化較為平緩，而從含水層及巖心資料可知該深度區(qū)間存在含水層，因此該區(qū)間內(nèi)土壤水存在水力聯(lián)系，地下水的混合作用平衡了該深度區(qū)間上地下水的離子濃度。該區(qū)間內(nèi)的電導(dǎo)率與上部和下部都存在突變，說明該層相對(duì)獨(dú)立，可認(rèn)為地下水與上下兩側(cè)不存在顯著水力聯(lián)系。

40～60 m區(qū)間土壤水電導(dǎo)率急劇降低，說明該深度上地下水與上部沒有顯著水力關(guān)聯(lián)。由巖性調(diào)查可知，在20～22 m和50～58 m存在含鈣質(zhì)結(jié)核的黏性土層，并夾雜斑脫土，而從已有研究中顯示斑脫土具有截留鹽分的作用[9]，這種夾層的存在使得鹽分的運(yùn)移過程受到限制，可能是鹽分含量突變的一個(gè)原因。60 m深度后電導(dǎo)率波動(dòng)平緩，由此可以得出結(jié)論：一，該深度區(qū)間上黏性土礦物組成相似；二，地下水在此區(qū)間深度內(nèi)存在水力聯(lián)系。如果不滿足上述2個(gè)條件則離子交換作用會(huì)導(dǎo)致在不同深度上電導(dǎo)率出現(xiàn)顯著波動(dòng)。

氯離子具有較為穩(wěn)定的水化學(xué)性質(zhì)，通常情況下不參與離子交換吸附，能夠較好地反映地下水的化學(xué)特征，可以用來分析含水層間的水力聯(lián)系。

測(cè)試結(jié)果顯示，黏性土中氯離子總體趨勢(shì)與電導(dǎo)率變化趨勢(shì)相近，與第一、二含水層組地下水的氯離子含量相當(dāng)[10]，說明含水層中水的循環(huán)對(duì)周圍黏性土中的水具有一定影響（圖2）。

2.2 同位素變化

100 m深度剖面上土壤水中氘氧關(guān)系的分布規(guī)律如圖3所示，樣品所在地的大氣降水線（LMWL）為？啄（2H）=7.08？啄（18O）+0.96[11]，其中？啄為千分差值，即？啄=1 000×（R樣品-R標(biāo)準(zhǔn)）/R標(biāo)準(zhǔn)，R為同位素測(cè)定值。實(shí)測(cè)土壤水樣品中？啄（2H）和？啄（18O）值關(guān)系點(diǎn)全部位于降水線下方，且隨樣品采集深度的增加存在貧化趨勢(shì)，與華北平原地下水中氘氧關(guān)系變化趨勢(shì)相似。40 m深度以上的樣品點(diǎn)蒸發(fā)線大致與降水線平行，可認(rèn)為土壤水受到大氣降水的直接影響，存在垂向活塞式補(bǔ)給，但土壤水未被完全替換。40 m深度以下氘氧同位素樣品點(diǎn)偏離大氣降水線趨勢(shì)并逐漸貧化，補(bǔ)給來源明顯與上部不同，且不存在顯著水力聯(lián)系的表現(xiàn)特征。

從同位素?cái)?shù)據(jù)的分布集中度看，40 m深度以內(nèi)的點(diǎn)分布相對(duì)集中，埋深大于40 m的樣品點(diǎn)分布較為分散，其中80～90 m、90～100 m兩組數(shù)據(jù)分布范圍較大，氘同位素值分布區(qū)間在75‰～105‰，氧同位素值也較為貧化。上下部的同位素組成特征說明補(bǔ)給年代或補(bǔ)給時(shí)的氣候條件存在差異，且上部水力交換密切，而下部土壤水之間缺乏聯(lián)系。

氘氧同位素值的分布在埋深上存在變化趨勢(shì)，這反映了垂向上的土壤水來源特征，從上述分析可以初步得出40～50 m存在上下部的一個(gè)分界線。

2.3 同位素參數(shù)分析

Dansgaard[12]提出了氘過量參數(shù)，定義為d=？啄（D）-8？啄（18O）。某一地區(qū)的大氣降水的d值實(shí)際上反映了它與全球大氣降水同位素分餾的差異程度。根據(jù)定義，水巖作用越強(qiáng)烈，水和巖層的氧同位素交換程度越高，則地下水的d值越小，d值的變化梯度可以反映地下水的流向，通常由高d值流向低d值的區(qū)域[13]。如果地下水在緩慢徑流過程中，因受動(dòng)力學(xué)影響的蒸發(fā)作用再次活躍起來，d值就將變得更低，甚至為負(fù)值，而水中的鹽分將變得更高，兩者成一種負(fù)相關(guān)關(guān)系，這對(duì)再度蒸發(fā)的地下水尤為典型[14]。

本研究中的測(cè)試結(jié)果見圖4，水樣的d參數(shù)明顯偏負(fù)，最小值為-21.8‰，而前人研究中華北平原地下水d值多為正值，少部分負(fù)值點(diǎn)為地下熱水及近海樣品[15]，可以看出本次研究的黏性土中水樣的氫氧同位素特征與含水層中水的測(cè)試結(jié)果明顯不同。

在0～25 m埋深區(qū)間，d值明顯下降，說明該深度內(nèi)黏性土層水的補(bǔ)給來源及形式單一，受垂向補(bǔ)給，且更新速度較慢。25～60 m區(qū)間內(nèi)d值均值較低，反映了該區(qū)段內(nèi)黏性土中地下水形成時(shí)間較長(zhǎng)，水巖交互相對(duì)充分；同時(shí)d的分布離散程度明顯增大，可知垂向上地下水不具有明顯的補(bǔ)給通道。從巖心特征看，該深度區(qū)間內(nèi)存在5個(gè)砂層，根據(jù)前人的含水層劃分，該區(qū)間屬于第一含水層組，黏土中d值的分布特征反映出該深度內(nèi)含水層中水的補(bǔ)給來源并不惟一，否則d值將具有明顯的一致性。加之農(nóng)業(yè)灌溉對(duì)該含水層的開采，局部側(cè)向流補(bǔ)給是影響d值的主要因素。60～100 m深度區(qū)間內(nèi)，d值均值和0～20 m埋深區(qū)間相當(dāng)，與上部的25～60 m區(qū)間相比離散度明顯變小，且存在有極值點(diǎn)。d值的這種分布規(guī)律反映出該區(qū)間與上部具有不同的水力特征，黏性土層的水與上部沒有顯著的水力聯(lián)系，含水層應(yīng)該劃分為不同的地下含水系統(tǒng)。

3 小結(jié)與討論

黏性土對(duì)地下水的垂向運(yùn)移起到了明顯阻隔作用。通過電導(dǎo)率的變化趨勢(shì)看，大厚度的黏性土對(duì)鹽分具有一定的截留作用，表現(xiàn)在電導(dǎo)率的突變多發(fā)生在黏性土所分布的深度。但黏性土可以使得地下水部分滲透通過，呈現(xiàn)弱透水層特征，表現(xiàn)在淺部黏性土中地下水具有較為連續(xù)的電導(dǎo)率變化趨勢(shì)，具有一定規(guī)律性，反映了地下水的垂向運(yùn)移特征。

氘過量的垂向變化特征說明黏性土對(duì)地下水的同位素組成具有一定的影響。首先由于黏性土的弱透水作用，穩(wěn)定同位素存在分餾，使得氘過量參數(shù)在黏性土層兩側(cè)存在顯著變化；其次由于黏性土的存在，不同層位的地下水交替速度也不相同，造成同位素組成具有不同的特征。這種同位素的變化特征可以為地下水資源的評(píng)價(jià)和水資源利用提供參考。

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