黏性土對地下水中鹽分運移和同位素組成的影響

陳江等

摘要：在土壤介質中，地下水及鹽分如何運移一直是影響地下水資源計算評價的一個重要問題。黏性土層與含水層具有不同的巖性組成，對地下水和鹽分的運移起著不同的作用，導致鹽分和水在黏性土的運移規律并不相同。本研究選擇華北平原黏性土作為研究對象，利用100 m深度上黏性土中地下水連續的水化學和同位素數據，分析了黏性土對含水層間的水力聯系及鹽分運移的影響。試驗表明，黏性土水中電導率的變化主要與補給來源的電導率有關，在垂向剖面上具有比較連續的變化趨勢，反映出地下水垂向補給的特征；同時，電導率在一定深度上存在數值的突變，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，其分布規律對地下水資源評價具有參考價值。

關鍵詞：黏性土；同位素；水文地球化學；鹽分運移

中圖分類號：P641 文獻標識碼：A 文章編號：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中的重要組成部分，通常被認作阻滯水流和溶質遷移的阻截層或防滲層。由于其研究的難度很大，以及人們關注的是含水層中的水動力傳輸過程，而缺少對弱透水層中地下水運移特性的研究，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溶質遷移的影響研究。近年來，隨著研究的深入，逐步認識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構，長期開采深層淡水，導致淺層咸水越流量增加，但目前并未發現大面積的深層地下淡水礦化度明顯增加的現象[3]，這說明黏性土層或弱透水層對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。根據河北滄州和天津以往長期觀測的結果，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。而另一些水文地質學家認為地下水開采改變了地下水動力學狀態，誘發了相應的補給。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%來源于側向補給和越流補給，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。華北平原地下水調查項目結果顯示，彈性釋水占3%～9%，壓縮釋水占25%～40%，側向補給和越流補給各占15%和40%[6]。雖然觀點各不相同，但是都認為壓縮釋水占有相當的比例。對于壓縮釋水引起含水層水質變化的問題，王家兵[7]提出了濾鹽層概念，認為黏性土截留了部分地下水中的鹽分。針對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測試，分析黏性土對地下水中同位素及水化學的影響，進而為研究含水層間水力聯系提供依據。

1 材料與方法

采集樣品所處位置水文地質條件：華北平原中東部，深度上自上而下分為4個含水組，本次研究主要針對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，相當于全新統地層（Q4），為分布咸水覆蓋。第二含水組是淺部承壓水，相當于上更新統（Q3）地層，厚度60 m左右；含水層由砂礫石、中砂和細砂組成，與第一含水層組相似。由于水質的原因，當地的地下水開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，透水性較好及直接接受降水入滲補給。第二含水組有較穩定的隔水層，水頭有明顯的承壓性標志。第四紀地質特征在垂向上也有著明顯的變化，中更新統的地層厚度較大，含砂比較高，一般為40%～50%，砂層粒度較粗，多為中粗砂和中細砂，分選磨圓較差，偶含小礫石，砂層具有輕度風化，砂層展布多為面狀、舌狀。上更新統地層厚度相應較薄，地層含砂比較低，一般為30%～40%。砂層粒度變細，多為中細砂和粉細砂，分選較好，展布形態為條帶狀。這種上下的差異性，反映了古氣候由濕潤趨于干旱，在第二含水巖組的頂部出現了咸水。

本次研究選擇華北平原黏性土層作為研究對象，開展了水文地質鉆探，選取100 m深度鉆孔的全部黏性土樣品，利用壓縮裝置，壓榨獲取土壤內部水分，進行土壤釋出水的電導率和氘氧同位素測定。試驗巖心用塑料管密封包裝，每段巖心長30 cm，冷藏待測。試驗時，樣品削去表層，通過壓縮裝置逐級加壓，釋出黏土內部水分，用無蒸發瓶收集，保證外部因素對巖心樣品的影響降到最低。水樣的電導率和氘氧同位素測定由國土資源部地下水科學與工程重點實驗室完成。

2 結果與分析

2.1 電導率隨黏性土埋深的變化

電導率數值的大小代表了2個方面的信息，一是補給水源的離子組成，二是原始成因土壤水的離子組成。盡管2個方面的影響會導致離子來源難以辨認，但通過剖面的電導率變化，仍然可以對識別水力聯系提供有價值的信息。土層中水流交換的強弱能夠影響離子成分的變化，當垂向上地下水流速度較快時，地下水中離子快速混合，土壤水中電導率隨埋深變化會相對緩慢；而水流速度慢時，水巖作用會使離子組成偏離補給源的特征，電導率變化會更明顯和缺乏規律。

本次測試結果顯示（圖1），土壤水的電導率在埋深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率變化相對12 m以下更大。在此深度上，降雨通過活塞補給方式補給地下水，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，表現為隨埋深增大電導率逐漸增高。

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

20～40 m之間土壤水電導率變化較為平緩，而從含水層及巖心資料可知該深度區間存在含水層，因此該區間內土壤水存在水力聯系，地下水的混合作用平衡了該深度區間上地下水的離子濃度。該區間內的電導率與上部和下部都存在突變，說明該層相對獨立，可認為地下水與上下兩側不存在顯著水力聯系。

40～60 m區間土壤水電導率急劇降低，說明該深度上地下水與上部沒有顯著水力關聯。由巖性調查可知，在20～22 m和50～58 m存在含鈣質結核的黏性土層，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移過程受到限制，可能是鹽分含量突變的一個原因。60 m深度后電導率波動平緩，由此可以得出結論：一，該深度區間上黏性土礦物組成相似；二，地下水在此區間深度內存在水力聯系。如果不滿足上述2個條件則離子交換作用會導致在不同深度上電導率出現顯著波動。

氯離子具有較為穩定的水化學性質，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特征，可以用來分析含水層間的水力聯系。

測試結果顯示，黏性土中氯離子總體趨勢與電導率變化趨勢相近，與第一、二含水層組地下水的氯離子含量相當[10]，說明含水層中水的循環對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系的分布規律如圖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標準）/R標準，R為同位素測定值。實測土壤水樣品中？啄（2H）和？啄（18O）值關系點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，與華北平原地下水中氘氧關系變化趨勢相似。40 m深度以上的樣品點蒸發線大致與降水線平行，可認為土壤水受到大氣降水的直接影響，存在垂向活塞式補給，但土壤水未被完全替換。40 m深度以下氘氧同位素樣品點偏離大氣降水線趨勢并逐漸貧化，補給來源明顯與上部不同，且不存在顯著水力聯系的表現特征。

從同位素數據的分布集中度看，40 m深度以內的點分布相對集中，埋深大于40 m的樣品點分布較為分散，其中80～90 m、90～100 m兩組數據分布范圍較大，氘同位素值分布區間在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給年代或補給時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系。

氘氧同位素值的分布在埋深上存在變化趨勢，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存在上下部的一個分界線。

2.3 同位素參數分析

Dansgaard[12]提出了氘過量參數，定義為d=？啄（D）-8？啄（18O）。某一地區的大氣降水的d值實際上反映了它與全球大氣降水同位素分餾的差異程度。根據定義，水巖作用越強烈，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值的區域[13]。如果地下水在緩慢徑流過程中，因受動力學影響的蒸發作用再次活躍起來，d值就將變得更低，甚至為負值，而水中的鹽分將變得更高，兩者成一種負相關關系，這對再度蒸發的地下水尤為典型[14]。

本研究中的測試結果見圖4，水樣的d參數明顯偏負，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，少部分負值點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試結果明顯不同。

在0～25 m埋深區間，d值明顯下降，說明該深度內黏性土層水的補給來源及形式單一，受垂向補給，且更新速度較慢。25～60 m區間內d值均值較低，反映了該區段內黏性土中地下水形成時間較長，水巖交互相對充分；同時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給通道。從巖心特征看，該深度區間內存在5個砂層，根據前人的含水層劃分，該區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含水層中水的補給來源并不惟一，否則d值將具有明顯的一致性。加之農業灌溉對該含水層的開采，局部側向流補給是影響d值的主要因素。60～100 m深度區間內，d值均值和0～20 m埋深區間相當，與上部的25～60 m區間相比離散度明顯變小，且存在有極值點。d值的這種分布規律反映出該區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系，含水層應該劃分為不同的地下含水系統。

3 小結與討論

黏性土對地下水的垂向運移起到了明顯阻隔作用。通過電導率的變化趨勢看，大厚度的黏性土對鹽分具有一定的截留作用，表現在電導率的突變多發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，呈現弱透水層特征，表現在淺部黏性土中地下水具有較為連續的電導率變化趨勢，具有一定規律性，反映了地下水的垂向運移特征。

氘過量的垂向變化特征說明黏性土對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，穩定同位素存在分餾，使得氘過量參數在黏性土層兩側存在顯著變化；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價和水資源利用提供參考。

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