何 錦，鄭一迪，鄧啟軍 ，何雪琴

1.吉林大學(xué)新能源與環(huán)境學(xué)院，長春 130021 2.中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心，河北 保定 071051 3.山東科技大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，山東 青島 266590

0 引言

玄武巖在我國分布廣泛，因特殊的地質(zhì)構(gòu)建，其內(nèi)常常蘊(yùn)藏著優(yōu)質(zhì)的偏硅酸型礦泉水[1]。由于玄武巖含水層形成的復(fù)雜性和原生孔隙的不連續(xù)性，其地下水的賦存規(guī)律和形成演化機(jī)理往往成為國內(nèi)外學(xué)者的研究熱點(diǎn)。例如：Dafny等[2]利用水文地球化學(xué)以及同位素技術(shù)，研究了以色列戈蘭高地地區(qū)淺層孔隙水與深層玄武巖地下水中水化學(xué)成分和同位素的差異，結(jié)果發(fā)現(xiàn)玄武巖地下水具有更低的氫氧同位素值和更長的徑流時(shí)間；Gastmans 等[3]利用地球化學(xué)分析方法，確定了巴西塞拉玄武巖含水層中碳酸鈉型地下水的形成機(jī)理，結(jié)果顯示當(dāng)?shù)氐叵滤?jīng)歷的水文地球化學(xué)過程主要發(fā)生于CO2開放系統(tǒng)條件下，CO2的不斷吸收加速了礦物的溶解，后流經(jīng)富鈉黏土礦物中發(fā)生離子交換作用而形成碳酸鈉型地下水；鄧啟軍等[4]通過對河北壩上玄武巖區(qū)蓄水構(gòu)造特征進(jìn)行總結(jié)，提出影響玄武巖富水性的主要因素是玄武巖孔洞規(guī)模及連接性；阮魏[5]研究了昆明二疊紀(jì)玄武巖礦泉水的形成過程，指出鈉長石、鈣長石和輝石的溶解是控制區(qū)內(nèi)水化學(xué)形成的主要作用；閆佰忠等[6]利用室內(nèi)試驗(yàn)研究了靖宇縣礦泉水特征H2SiO3的成因，結(jié)果顯示在堿性條件下H2SiO3主要由玄武巖中礦物水解產(chǎn)生，而在酸性條件下由玄武巖礦物與碳酸反應(yīng)生成。總體而言，玄武巖地下水的研究理論成果較為豐富，但研究手段及方法較為單一，多集中在水文地球化學(xué)、地球化學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)等方面。國內(nèi)已有玄武巖地下水的研究主要也偏重于南方玄武巖分布區(qū)，對于北方新生代玄武巖地下水形成機(jī)制研究較少。

張北縣地處內(nèi)蒙古高原南麓的壩上地區(qū)，是京南重要的蔬菜種植基地，也是我國北方重要的生態(tài)屏障保護(hù)區(qū)。區(qū)內(nèi)主要分布大面積新生界漢諾壩組玄武巖，其水質(zhì)優(yōu)良的玄武巖地下水是本區(qū)經(jīng)濟(jì)發(fā)展的重要支柱[7]。然而，隨著農(nóng)業(yè)需水量的不斷擴(kuò)大，多年的水質(zhì)動(dòng)態(tài)監(jiān)測資料表明，玄武巖地下水出現(xiàn)硝酸鹽增加、水質(zhì)惡化等現(xiàn)象[8]。雖然近年來政府部門加強(qiáng)了該區(qū)的地下水管理，地下水的利用狀況有所好轉(zhuǎn)，但總體趨勢仍然不容樂觀。目前，前人對于本區(qū)地下水研究主要集中在地下水水量或地下水資源管理方面[9-11]，對于其水質(zhì)特別是玄武巖地下水水質(zhì)特征及形成機(jī)理研究方面鮮有報(bào)道。

筆者以張北縣玄武巖地下水為研究對象，綜合運(yùn)用水化學(xué)、同位素、反向地球化學(xué)模擬等方法對其形成機(jī)制和補(bǔ)給來源進(jìn)行了研究，旨在為當(dāng)?shù)氐叵滤Y源的合理開發(fā)利用、預(yù)防地下水水質(zhì)惡化提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

1.1 自然地理

研究區(qū)張北縣隸屬于河北省張家口市，全縣總面積4 230 km2(圖1)，平均海拔1 437 m，縣境南部為山區(qū)，西部為玄武巖熔巖臺地，其上分布有古火山口，中北部為丘陵、崗梁、灘地。氣候?qū)儆诘湫偷暮疁貛О敫珊荡箨懶詺夂?，主要表現(xiàn)為冬季漫長寒冷，夏季短暫涼爽，全年干旱少雨，多風(fēng)沙。張北縣氣象站1971—2017年氣象觀測資料顯示：年平均氣溫為10.1 ℃，年平均降水量386.04 mm，降水主要集中于6—9月，降水量約占全年的77%。年平均潛在蒸發(fā)量1 736.32 mm。年平均日照時(shí)數(shù)2 897.8 h。

圖1 研究區(qū)地理位置圖

1.2 地層巖性

全縣地層可劃分為太古宇—古元古界構(gòu)成的變質(zhì)巖基底和中元古界—新生界構(gòu)成的蓋層。蓋層主要由古—新近系漢諾壩組(E3N1h)和廣泛覆蓋全區(qū)的第四系(Q)構(gòu)成(圖2、圖3)，其中漢諾壩組玄武巖主要分布在縣城南部和西部。受巖漿活動(dòng)的周期性與間歇性特點(diǎn)的控制，漢諾壩玄武巖具有多層沉積間歇，間歇期沉積的黏土巖和砂巖分布廣泛而穩(wěn)定。山區(qū)玄武巖以灰褐色伊丁石化橄欖玄武巖為主，薄板狀層理清晰，解理和裂隙發(fā)育，且很少被充填；平原區(qū)埋藏型玄武巖為橄欖玄武巖，致密堅(jiān)硬，僅在斷裂構(gòu)造交會部位較為破碎。

1.3 水文地質(zhì)

研究區(qū)屬于典型內(nèi)陸河流域，區(qū)內(nèi)地下水主要以玄武巖裂隙孔洞水和第四系孔隙潛水為主。根據(jù)玄武巖埋藏狀態(tài)，該區(qū)玄武巖裂隙孔洞水可以分為裸露區(qū)潛水和埋藏區(qū)承壓水。其中：在玄武巖裸露區(qū)，潛水多分布在張北縣境內(nèi)西南部熔巖臺地及溝谷之中，水位動(dòng)態(tài)主要受大氣降水和人工開采的共同影響，一般低水位期出現(xiàn)在5—7月，高水位期出現(xiàn)在10—12月(圖4a)。在玄武巖埋藏區(qū)，山間盆地及下游平原地帶含水層結(jié)構(gòu)多為第四系松散孔隙潛水與玄武巖微承壓水，下覆玄武巖地下水主要接受補(bǔ)給區(qū)側(cè)向補(bǔ)給和松散孔隙潛水垂向補(bǔ)給，主要消耗是人工開采。每年4—6月，由于大氣降水入滲補(bǔ)給深層地下水存在滯后性，加上農(nóng)業(yè)集中開采地下水，水位持續(xù)下降，在6—8月出現(xiàn)最低水位；而后隨著側(cè)向徑流的補(bǔ)給和農(nóng)業(yè)開采量的減少，至次年1—2月出現(xiàn)一個(gè)水文年內(nèi)的最高水位期(圖4b)。

圖4 研究區(qū)玄武巖地下水水位動(dòng)態(tài)曲線

2 樣品采集及分析方法

水化學(xué)數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)分析采用SPSS20軟件完成，采用PHREEQC軟件來完成反向地球化學(xué)模擬的計(jì)算，文中圖件采用graphic和mapgis繪制完成。

3 結(jié)果和討論

3.1 水化學(xué)統(tǒng)計(jì)

圖2 研究區(qū)采樣點(diǎn)分布圖

圖3 研究區(qū)水文地質(zhì)剖面圖

3.2 水化學(xué)特征

從研究區(qū)玄武巖地下水水化學(xué)空間分布圖(圖5)和Piper三線圖(圖6)可以看出，區(qū)內(nèi)玄武巖地下水按照陰離子分為HCO3型、HCO3·SO4型、Cl·HCO3型、Cl·SO4型、Cl型。其中：南部徑流區(qū)地下水水化學(xué)類型以HCO3-Ca·Mg為主，TDS質(zhì)量濃度低(多小于500 mg/L)，反映出水巖作用時(shí)間短、水質(zhì)較好的特點(diǎn)；沿地下水徑流方向，在溝谷地帶及下游的山間盆地，由于上覆第四系松散沉積物含水層地下水水質(zhì)較差，地下水水化學(xué)類型以Cl·HCO3-Na·Mg和Cl·SO4-Na·Mg為主，TDS質(zhì)量濃度明顯升高(多大于1 400 mg/L)，同時(shí)，硫酸型地下水的出現(xiàn)也反映出人類活動(dòng)對于地下水水質(zhì)的影響程度加劇。

圖5 研究區(qū)玄武巖地下水水化學(xué)類型分布圖

圖6 研究區(qū)玄武巖地下水Piper三線圖

3.3 相關(guān)性

表2 研究區(qū)地下水水化學(xué)參數(shù)Person相關(guān)系數(shù)矩陣

3.4 地下水水化學(xué)形成與演化

3.4.1 溶濾作用

前人通常采用離子比例法來研究水中各種離子的來源[14]。研究區(qū)內(nèi)玄武巖主要是由橄欖石、輝石、斜長石等硅鋁酸鹽礦物組成，因此玄武巖地下水中陽離子應(yīng)是硅鋁酸鹽風(fēng)化溶解形成。根據(jù)硅酸鹽巖礦平衡圖(圖7)可知：全部地下水樣點(diǎn)分布在高嶺石-三水鋁石礦物溶解相區(qū)域，說明研究區(qū)玄武巖風(fēng)化溶解的穩(wěn)定產(chǎn)物多為三水鋁石和高嶺石；此外多數(shù)樣點(diǎn)位于石英飽和線左側(cè)，也就是說石英在該地區(qū)地下水中尚未達(dá)到飽和狀態(tài)，地下水擁有繼續(xù)溶解硅酸鹽的能力。因此該區(qū)地下水主要發(fā)生如下化學(xué)反應(yīng)：

圖7 研究區(qū)地下水系統(tǒng)礦物平衡體系圖

2NaAlSi3O8(鈉長石)+2CO2+11H2O→Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)+2Na++2HCO3-+4H2SiO4；

(1)

2KAlSi3O8(鉀長石)+2CO2+11H2O→Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)+2K++2HCO3-+4H2SiO4；

(2)

CaAl2Si2O8(鈣長石)+2CO2+8H2O→Al2O3·3H2O(三水鋁石)+Ca2++2HCO3-+2H4SiO4。

(3)

圖8 研究區(qū)地下水相關(guān)離子比值圖

3.4.2 陽離子交換作用

陽離子交換作用也是地下水化學(xué)演化中發(fā)生的主要作用之一[16]。從圖9可以看出，從補(bǔ)給區(qū)到排泄區(qū)，c(Ca2+)/c(Na+)和c(Mg2+)/c(Na+)平均值分別由2.87和0.92減小到0.56和0.39，兩者有比較明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2=0.729)，斜率為0.201；這說明地下水在區(qū)內(nèi)發(fā)生了明顯的陽離子交換作用，即地下水中的Ca2+、Mg2+與含水層中黏土礦物所吸附的Na+發(fā)生正向離子交換，導(dǎo)致地下水中Ca2+和Mg2+濃度降低和Na+濃度的同步升高。其反應(yīng)方程式可以寫為

R.相關(guān)系數(shù)。

Na—X+Ca2+(Mg2+)→2Na++Ca(Mg)—X。

(4)

3.4.3 人類活動(dòng)

圖10 研究區(qū)地下水中與關(guān)系圖

3.5 補(bǔ)給來源分析

利用地下水體中氫氧穩(wěn)定同位素可以研究地下水的補(bǔ)給來源及演變規(guī)律[18]，研究區(qū)玄武巖地下水δD-δ18O關(guān)系見圖11。由于本次工作沒有采集雨水樣品，故采用了與研究區(qū)具有相同大氣降雨來源特征的內(nèi)蒙古自治區(qū)正藍(lán)旗大氣降水線[19]δD=7.809δ18O+2.266來代表區(qū)內(nèi)大氣降水的原始特征。從圖11可以看出，玄武巖地下水樣點(diǎn)均位于當(dāng)?shù)亟邓€附近，其中：補(bǔ)給區(qū)、徑流區(qū)的δ18O變化范圍分別為-10.19‰～-9.31‰、-9.95‰～-9.14‰，值域變化較小且分布比較集中，說明研究區(qū)玄武巖地下水補(bǔ)給來源比較單一，考慮應(yīng)該是當(dāng)?shù)叵募窘邓霛B補(bǔ)給；排泄區(qū)地下水樣點(diǎn)分布比較分散，δD值域?yàn)?83.36‰～-63.93‰，δ18O值域?yàn)?11.09‰～-8.07‰，說明在排泄區(qū)玄武巖地下水中可能到受蒸發(fā)影響的第四系潛水混入或者側(cè)向補(bǔ)給來源影響，而導(dǎo)致氫氧同位素值的富集或者貧化。

圖11 研究區(qū)地下水中δDSMOW和δ18OSMOW的散點(diǎn)關(guān)系圖

此外，通過氘過量參數(shù)(d=δD-8δ18O)也可以進(jìn)一步判斷出地下水是否經(jīng)歷水-巖作用?；驹砣缦拢旱叵滤诤畬拥臐B流過程中，地下水體與含水層中含氧礦物發(fā)生同位素交換，導(dǎo)致地下水體δ18O升高，而巖石中含氫組分很少，水體中δD受影響極小，因此d值下降[20]。從計(jì)算結(jié)果來看，補(bǔ)給區(qū)d均值為4.92，低于當(dāng)?shù)?—9月降水中d值(6.32)，徑流區(qū)與排泄區(qū)的d均值分別為4.16和3.58，沿程下降趨勢明顯，說明從上游補(bǔ)給區(qū)到下游排泄區(qū)水巖相互作用逐漸加強(qiáng)。

3.6 反向地球化學(xué)模擬

為更好理解研究區(qū)內(nèi)玄武巖地下水所發(fā)生的水文地球化學(xué)反應(yīng)，本次研究利用水樣測試數(shù)據(jù)開展水文地球化學(xué)反向模擬。按照區(qū)域地下水流向，分別在補(bǔ)給區(qū)、徑流區(qū)、排泄區(qū)選擇ZB38、ZB11、ZB28水樣點(diǎn)(路徑1)和ZZB12、ZB05、ZB15水樣點(diǎn)(路徑2)(圖2)作為模擬路徑進(jìn)行驗(yàn)算，每條模擬路徑上水化學(xué)組分濃度均沿地下水流路徑呈現(xiàn)上升趨勢，能反映出區(qū)域水質(zhì)變化過程，所選擇的各水樣點(diǎn)常量離子濃度與各區(qū)離子濃度統(tǒng)計(jì)平均值較為接近，具有較好的代表性。

根據(jù)前文巖礦平衡分析結(jié)果以及玄武巖中可能存在的礦物，分別選擇鈉長石(NaAlSi3O8)、高嶺石(Al2Si2O5(OH)4)、方解石(CaCO3)、白云石(CaMg(CO3)2)、巖鹽(NaCl)、石膏(CaSO4·2H2O)、螢石(CaF2)、石英(SiO2)、菱鍶礦(SrCO3)、CO2(氣相)、伊利石(K0.6Mg0.25Al2.3Si3.5O10(OH)2)、三水鋁石(Al(OH)3·3H2O)作為礦物相進(jìn)行模擬。

表4 反向水文地球化學(xué)模擬結(jié)果

表3 研究區(qū)反應(yīng)路徑模擬樣點(diǎn)主要礦物飽和指數(shù)

4 結(jié)論

2)研究區(qū)玄武巖地下水主要補(bǔ)給來源為當(dāng)?shù)叵募敬髿饨邓?，受到長時(shí)間水巖作用影響，水中陽離子主要受到硅鋁酸鹽礦物溶解、陽離子交替吸附作用的影響；陰離子主要受到巖鹽、石膏溶解控制。

3)反向地球化學(xué)模擬結(jié)果表明，研究區(qū)玄武巖地下水主要受到硅酸鹽、巖鹽、硫酸鹽等礦物風(fēng)化溶解作用、陽離子交換吸附作用以及方解石沉淀作用的影響，此外人類活動(dòng)對于地下水演化過程也有不同程度的影響。