蘇北海岸帶淺部弱透水層孔隙水咸化過程

劉 彥，龔緒龍，李 進(jìn)，張 巖，劉 源

(1.江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院，江蘇 南京 210049；2.自然資源部地裂縫地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗室，江蘇 南京 210049)

1 研究背景

我國東部海岸帶淺部自晚更新世以來沉積地層中賦存規(guī)模性高鹽度地下水，例如渤海三大海灣發(fā)育地下鹵水含水層，江蘇海岸帶淺部地層中發(fā)育咸水、鹽水含水層。多數(shù)研究表明含水層中高鹽度地下水起源于晚更新世以來3次海侵海退過程中的古海水[1-2]。但古海水并不是唯一的因素，地下水在長期演化過程中，強(qiáng)烈的水巖作用、人類開采引起的現(xiàn)代海水入侵、沿海岸線鹽業(yè)生產(chǎn)過程中產(chǎn)生的鹵水等都可能影響地下水的鹽度[3-6]。目前大多研究圍繞含水層分析沿海地區(qū)地下水高鹽分形成過程，但淺部地下含水層由于水循環(huán)交替快，受外界各種因素影響，原始沉積的地下水往往被淡化[7]。相比于含水層，由黏性土(黏土、亞黏土)構(gòu)成的弱透水層水循環(huán)交替緩慢，往往發(fā)育有較相鄰含水層更高鹽度的地下水，其同位素及水化學(xué)特征更有利于識別地下水的起源及咸化因素。Hendry等[8]利用弱透水層孔隙水穩(wěn)定同位素信息分析了孔隙水的形成時期及補(bǔ)給源；Li等[9]、李靜[10]、Ge等[11]根據(jù)弱透水層孔隙水水化學(xué)、同位素等數(shù)據(jù)，并結(jié)合沉積物特征，揭示了渤海灣地區(qū)、江蘇沿海平原孔隙水的形成受到晚更新世以來海侵的影響。目前關(guān)于成陸較晚、人類活動強(qiáng)烈、淺部地層賦存更高鹽度孔隙水的海岸帶弱透水層孔隙水的研究較少，而識別海岸帶弱透水層孔隙水的演化過程有利于揭示海岸線遷移及人類活動背景下海岸帶高鹽度地下水的形成演化過程。因此本次選擇位于江蘇北部海岸帶的青口鹽場一帶，利用鉆孔采集弱透水層土樣，提取弱透水層孔隙水，通過分析氘氧同位素特征、孔隙水水化學(xué)組分演化特征，探討蘇北海岸帶淺部弱透水層孔隙水咸化過程。

2 數(shù)據(jù)來源與研究方法

2.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于江蘇北部沿海地區(qū)的青口鹽場一帶，其地理位置見圖1。該地區(qū)受河流沉積和海洋沉積共同作用，形成了相對自成體系的地層沉積體系，構(gòu)成了地下水的賦存空間。自第四紀(jì)以來，由于氣候的頻繁波動，研究區(qū)經(jīng)歷了數(shù)次海侵、海退，尤其是晚更新世以來古地理環(huán)境演化具有明顯的海陸交互沉積的特征，深刻影響了地下水水化學(xué)的形成與演化，研究區(qū)淺部含水層水質(zhì)多為咸水、鹽水。

圖1 研究區(qū)地理位置圖

晚更新世以來中國東部沿海地區(qū)發(fā)生了3次大規(guī)模海侵，分別發(fā)生在晚更新世早期、晚期及全新世時期，海水深刻影響了地下水的形成與演化，多數(shù)研究表明，渤海沿岸晚更新世以來沉積地層中的地下鹵水主要起源于沉積古海水，形成于3次海侵-海退時期。江蘇沿海地區(qū)與渤海地區(qū)臨近，地層中發(fā)育咸水、鹽水含水層，但并未發(fā)現(xiàn)規(guī)模性鹵水含水層，可能有以下幾個原因：(1)受多次海退的影響，地下水被淡化[7]。晚更新世早期及晚期海侵之后都經(jīng)歷了數(shù)千年的海退過程，海岸線最遠(yuǎn)距離研究區(qū)達(dá)數(shù)百千米[12]，晚更新世海侵對地下水的影響可能被海退時期的陸相淡水完全沖刷淡化[13]；而全新世海侵時期，在7kaB.P.至1128年，江蘇古海岸線長期基本穩(wěn)定在贛榆-板浦-阜寧-鹽城-海安一線(研究區(qū)西側(cè))，1128-1855年黃河奪淮入海，海岸線迅速東遷，研究區(qū)才逐漸成陸[14]，此后海水對地下水的貢獻(xiàn)大大削弱。(2)江蘇沿海地區(qū)降雨量豐富，晚更新世以來沉積地層的含水層中均能測到氚[15]，說明地下水在一定程度上被大氣淡水補(bǔ)給淡化。江蘇沿海地區(qū)含水層地下水鹽度并沒有渤海地區(qū)那么高，顯然受到江蘇沿海地區(qū)的獨(dú)特古地理環(huán)境變化影響。

2.2 數(shù)據(jù)來源

2017年在連云港市贛榆區(qū)青口鹽場一帶施工H1、H2兩個取樣鉆孔(圖1)，兩孔相距7 km，深度分別為35、30 m。根據(jù)古地理資料，結(jié)合現(xiàn)場巖芯及區(qū)域鉆孔第四紀(jì)取樣測試結(jié)果，35 m深度范圍內(nèi)地層為全新世及晚更新世地層，全新世底界約在15 m，未達(dá)晚更新世底界，H1、H2兩個取樣鉆孔的巖性分布見圖2。由圖2可見，H1孔地層特征為：0～11.3 m巖性為亞黏土，11.3～24.4 m巖性為黏土，24.4～27.1 m巖性為中砂，27.1～29.3 m巖性為黏土，29.3～30.5 m巖性為中砂，30.5～35.0 m巖性為黏土；H2孔地層特征為：0～14.7 m巖性為亞黏土，14.7～30 m巖性為黏土。

圖2 H1、H2取樣鉆孔巖性柱狀圖及弱透水層孔隙水取樣位置圖

2.3 研究方法

水化學(xué)分析方法被廣泛應(yīng)用于研究典型的水文地球化學(xué)問題，Cl-、Br-之間的關(guān)系可反映孔隙水中鹽分來源[16]，Na+、Ca2+濃度的相對變化可反映地下水形成過程中的水巖作用。而穩(wěn)定同位素(氘和氧)可指示地下水的起源，有效識別地下水咸化來源。因此本次利用水化學(xué)方法及穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)分析孔隙水的咸化過程。

3 結(jié)果與分析

3.1 孔隙水水化學(xué)組分特征

根據(jù)測試結(jié)果分析，H1孔孔隙水TDS(total dissolved solids)為3.6～9.9 g/L，水質(zhì)為咸水(TDS為3～10 g/L)，H2孔孔隙水TDS為12.5～37.0 g/L，水質(zhì)為鹽水(TDS為10～50 g/L)。在同一坐標(biāo)系中繪制兩孔孔隙水TDS隨深度變化趨勢，如圖3所示。由圖3可看出，總體上TDS隨深度呈現(xiàn)衰減的趨勢，H2孔孔隙水的TDS明顯大于H1孔。

圖3 H1、H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水TDS隨深度的變化

孔隙水中離子主要包括Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、Br-等，而所有樣品的水化學(xué)組分中均以Cl-、Na+濃度最高，水化學(xué)類型以Cl-Na型為主。孔隙水的主要化學(xué)組分與海水基本相同，主要離子含量排序為：Cl->Na+>Mg2+、Cl->SO42->Br-、Na+>Mg2+>Ca2+，與海水中離子含量排序一致。另外，孔隙水中Br-濃度較高，H1孔中Br-濃度為6.8～20.6 mg/L，H2孔中Br-濃度為39.1～110.9 mg/L，遠(yuǎn)高于區(qū)域地下淡水體中Br-濃度，區(qū)域地下淡水水體中的Br-濃度一般不超過1 mg/L，大多數(shù)低于檢測限，而本次鉆孔中H2孔部分樣品中的Br-濃度甚至高于標(biāo)準(zhǔn)海水的65.0 mg/L以及近岸海水的39.6 mg/L。

3.2 氘氧穩(wěn)定同位素特征

因兩孔距離較近，本次測定了H2孔中孔隙水的氘氧同位素，可指示兩孔孔隙水的補(bǔ)給環(huán)境?？紫端摩腄值為-36.2～-21.8‰(平均值-28.5‰)，δ18O值為-4.1～-2.3‰(平均值-3.1‰)，水體整體富集重同位素。H2孔弱透水層孔隙水穩(wěn)定同位素值隨深度的變化見圖4，由圖4發(fā)現(xiàn)，氘氧穩(wěn)定同位素值均呈現(xiàn)隨深度增加而增大再減小的趨勢，即同位素在深度為10.1 m處最富集。

圖4 H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水穩(wěn)定同位素值隨深度的變化

H2孔弱透水層孔隙水穩(wěn)定同位素δD-δ18O的關(guān)系見圖5，并在圖5中繪制了全球雨水線(global meteoric water line, GMWL)及當(dāng)?shù)赜晁€(local meteoric water line, LMWL)，當(dāng)?shù)亟邓耐凰刭Y料來自煙臺站點(diǎn)1986-1990年的觀測數(shù)據(jù)(LMWL：δD=5.8δ18O-6.79，R=0.87，n=44)[13]，煙臺距離研究區(qū)距離較近，且位于沿海地區(qū)，氣候條件與研究區(qū)相似。由圖5可看出，樣品點(diǎn)均落在全球雨水線和當(dāng)?shù)赜晁€右下方附近，反映了孔隙水接受大氣降水的補(bǔ)給，且在補(bǔ)給之前或補(bǔ)給過程中發(fā)生過一定程度的蒸發(fā)作用；樣品點(diǎn)明顯聚集在當(dāng)?shù)赜晁€和標(biāo)準(zhǔn)海水混合線交點(diǎn)下方，指示孔隙水同時受到海水混合作用。

圖5 H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水穩(wěn)定同位素δD-δ18O的關(guān)系及雨水線

4 討 論

4.1 穩(wěn)定同位素指示的孔隙水補(bǔ)給源

由圖5可知，樣品點(diǎn)均落在標(biāo)準(zhǔn)海水混合線和當(dāng)?shù)赜晁€下方，指示孔隙水接受大氣降水補(bǔ)給，受到海水混合的影響。同時，由圖4可看出，氘氧穩(wěn)定同位素隨深度變化的趨勢是連續(xù)的，并無明顯間斷，也反映了侵入的海水可能來自同一海侵時期[13]，而地下水的形成不可能早于含水介質(zhì)的形成，因此晚更新世晚期海侵信息可能已經(jīng)被晚更新世海退及全新世海侵信息替換，弱透水層孔隙水受到全新世海水的混合，如我國沿海的青島地區(qū)全新世和晚更新世地層中的鹵水就形成于全新世時期[17]。

氘氧穩(wěn)定同位素在10.1 m處最富集，從此深度向淺部及深部衰減(圖4)，說明孔隙水可能是地層沉積過程中保留的原始沉積海水，后期被大氣降水稀釋淡化。一般情況下，孔隙水形成的越早，則接受淡化的時間越長，淡化程度越高，但本次氘氧同位素并未呈現(xiàn)深度越淺越富集的單一趨勢，反而在10.1 m處最富集，主要是因為深度越淺，弱透水層封閉條件相對越差，水循環(huán)條件相對越強(qiáng)，而研究區(qū)由于黃河奪淮入海才迅速成陸，淺部弱透水層受大氣降水和河流補(bǔ)給持續(xù)影響明顯。氘氧穩(wěn)定同位素這種隨深度變化的趨勢也同樣體現(xiàn)在南通地區(qū)淺部弱透水層孔隙水中，南通地區(qū)淺部孔隙水穩(wěn)定同位素值在24～30 m處最富集[9]，不同地區(qū)孔隙水同位素富集深度差異主要與地層沉積環(huán)境及大氣降水循環(huán)深度有關(guān)。

4.2 Cl-、Br-指示的孔隙水鹽分來源

對于TDS高于2～3 g/L的地下水，Cl/Br質(zhì)量比是確定地下水中鹽分來源的重要比例系數(shù)[18]。標(biāo)準(zhǔn)海水的Cl/Br比值一般約為290，發(fā)生蒸發(fā)濃縮作用后的殘余海水中的Cl/Br比值一般小于290；若Cl/Br比值大于290，甚至可高達(dá)1 000以上，則與巖鹽溶解有關(guān)[19]。

區(qū)域地下淡水體中Br-濃度多小于1 g/L，甚至小于檢出限，而咸水、鹽水中Br-明顯富集，反映了本次孔隙水中的Br-主要來源于海水。H1、H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水Cl/Br-Cl、Br-Cl關(guān)系見圖6，由圖6(a)可看出，H1孔孔隙水Cl/Br比值主要在標(biāo)準(zhǔn)海水的比值基礎(chǔ)上浮動，平均值為286，基本與海水中比值290一致，說明孔隙水主要來源于標(biāo)準(zhǔn)海水；H2孔孔隙水Cl/Br比值絕大部分小于標(biāo)準(zhǔn)海水的比值，Cl/Br比值平均值為235，說明除標(biāo)準(zhǔn)海水外，孔隙水一定程度上可能還受到石鹽開始沉淀階段的殘留海水的混合。而實(shí)際上兩個孔之間的距離僅為7 km，卻出現(xiàn)如此差異，說明還與兩個孔的地理環(huán)境大有關(guān)系。清代末期研究區(qū)設(shè)立了青口鹽場、五七鹽場等，普遍利用潮汐作用納取近岸咸潮進(jìn)行曬鹽，并一直持續(xù)至20世紀(jì)末，尤其是清末以來鹽場采用大規(guī)模集中式泥(黏性土)池結(jié)晶灘曬的方式[20]，鹽場曬鹽過程中產(chǎn)生的鹵水的滲漏勢必影響地下水的鹽分演化，而H2孔所在位置正是曾經(jīng)設(shè)立鹽場的地方，至今仍為鹽田，鹽場鹵水對孔隙水的影響可能正是導(dǎo)致H2孔樣品Cl/Br比值基本小于標(biāo)準(zhǔn)海水比值的原因。

從H2孔的高Br-濃度可反映出研究區(qū)淺部地下水環(huán)境還很大程度上保留著海水信息，未被完全淡化。因此本次選取區(qū)域鹽場淺部鹽度最高的地下水樣品點(diǎn)代表鹵水端元(Cl-濃度為38 036 mg/L, Br-濃度為372 mg/L，Na+濃度為19 070 mg/L，Ca2+濃度為642 mg/L)，選取區(qū)域范圍內(nèi)地下潛水淡水點(diǎn)作為淡水端元，繪制鹵水混合線、標(biāo)準(zhǔn)海水混合線及近岸海水混合線(圖6(b))。由圖6(b)可以看出，H1孔樣品點(diǎn)主要落在標(biāo)準(zhǔn)海水混合線上，偏離鹵水混合線，說明H1孔孔隙水主要來源于全新世海水；而H2孔樣品點(diǎn)主要落在標(biāo)準(zhǔn)海水與鹵水混合線之間，但更接近標(biāo)準(zhǔn)海水混合線，說明H2孔孔隙水主要來源于全新世海水，但也受到鹽場鹵水混合的影響，只是混合程度較低。

注：圖中混合線上比例系數(shù)為海水/鹵水混合比例，下同。

4.3 Na+、Ca2+指示的水巖作用

Na+、Ca2+分別是海水、淡水中的特征陽離子，海水與淡水相互作用過程中，Na+、Ca2+濃度的變化對于反映地下水化學(xué)成分的形成和演變具有重要意義。H1、H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水Na-Cl、Ca-Cl關(guān)系見圖7。

圖7 H1、H2取樣鉆孔弱透水層孔隙水Na-Cl、Ca-Cl關(guān)系

由圖7可以見：(1)H1孔樣品點(diǎn)Na+落在標(biāo)準(zhǔn)海水混合線上或混合線上方，總體表現(xiàn)出富集特征；Ca2+落在標(biāo)準(zhǔn)海水混合線上方，總體表現(xiàn)出富集特征。而由區(qū)域附近鉆孔測試的黏土礦物含量顯示，弱透水層中主要礦物為石英、長石、方解石及伊利石、綠泥石等硅酸鹽礦物。在深度為12.3～16.3 m之間，γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]為7.1～53.8，說明富集的Ca2+可能來源于鈣長石的風(fēng)化溶解作用，而不是碳酸鹽、硫酸鹽的溶解；在深度為18.6～34.2 m之間，γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]為負(fù)值，說明Ca2+的富集主要來源于碳酸鹽、硫酸鹽的溶解。γNa/γCl為0.86～2.42，說明Na+的富集主要來源于鈉長石的風(fēng)化溶解。(2)H2孔樣品點(diǎn)Na+落在標(biāo)準(zhǔn)海水、鹵水混合線下方，表現(xiàn)出衰減特征；在深度為2.2～10.1 m之間，樣品點(diǎn)Ca2+落在標(biāo)準(zhǔn)海水、鹵水混合線之間或下方，總體表現(xiàn)出衰減特征；在深度為11.9～26.1 m之間，樣品點(diǎn)Ca2+落在標(biāo)準(zhǔn)海水、鹵水混合線上方，表現(xiàn)出明顯富集的特征。在深度為2.2～10.1 m之間，Na+、Ca2+同向衰減，孔隙水的pH值為7.75～8.57，為取樣深度范圍內(nèi)最高，表明Ca2+衰減可能主要與方解石沉淀等作用有關(guān)，而Na+衰減可能主要與鈉長石化作用有關(guān)。而深度為11.9～26.1 m之間的孔隙水中，Na+衰減、Ca2+富集，說明可能存在陽離子交替吸附作用，孔隙水中的高濃度Na+與黏土沉積物表面的Ca2+發(fā)生交換，從而引起Na+的減少，Ca2+的增多。

可用γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]與γ[Na+K-Cl]之間的線性關(guān)系判斷陽離子交替吸附作用[21]，由兩者相關(guān)關(guān)系圖(圖8)可知，兩者相關(guān)性較差，說明陽離子交替吸附作用對Na+衰減、Ca2+富集的貢獻(xiàn)較弱，Na+的衰減可能主要是由鈉長石化作用引起的，而γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]值為45.7～139.9，說明盈余的Ca2+主要來源于鈣長石的風(fēng)化溶解作用，而不是碳酸鹽、硫酸鹽的溶解。

圖8 H2孔孔隙水(深度11.9～26.1 m)γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]與γ[Na+K-Cl]關(guān)系

5 結(jié) 論

(1)研究區(qū)海岸帶取樣鉆孔H1與H2相距7 km，兩孔弱透水層孔隙水鹽分變化較大，H1孔孔隙水TDS明顯低于H2孔孔隙水TDS，H1孔孔隙水為咸水，H2孔孔隙水為鹽水。

(2)δD、δ18O在深度10.1 m處最富集，從此深度向淺部及深部衰減，同時樣品點(diǎn)δD-δ18O落在海水混合線和當(dāng)?shù)赜晁€下方，表明孔隙水主要來源于全新世海水，被大氣降水補(bǔ)給淡化；Br-Cl關(guān)系顯示孔隙水主要來源于海水，但位于鹽場的H2孔孔隙水受到鹵水混合的影響。

(3)Na+、Ca2+的濃度變化揭示了弱透水層孔隙水長期演化過程中的水巖作用。H1孔孔隙水中Na+、Ca2+表現(xiàn)出同向富集的特征，H2孔孔隙水中Na+、Ca2+在深度為2.2～10.1 m之間表現(xiàn)出同向衰減的特征，在深度為11.9～26.1 m之間呈現(xiàn)Na+衰減、Ca2+富集的特征。γNa/γCl、γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]與γ[Na+K-Cl]之間的弱相關(guān)性反映了Na+的富集或衰減主要與鈉長石的風(fēng)化溶解或鈉長石化作用有關(guān)；γ[(Ca+Mg)-(HCO3+SO4)]值的變化反映了Ca2+的富集主要與鈣長石的風(fēng)化溶解或碳酸鹽、硫酸鹽的溶解有關(guān)，Ca2+的衰減主要與方解石沉淀有關(guān)。

(4)本次研究對于揭示沿海平原高鹽度地下水成因、指導(dǎo)地下水資源合理開發(fā)利用具有重要意義，建議以后加強(qiáng)大時間尺度下弱透水層孔隙水運(yùn)移模擬研究，更精確地揭示沿海平原不同深度地下水的起源與演化。