我國北方新生代玄武巖地下水化學特征及其成因
——以河北省張北縣為例

何 錦，鄭一迪，鄧啟軍 ，何雪琴

1.吉林大學新能源與環(huán)境學院，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.山東科技大學地球科學與工程學院，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)構建，其內(nèi)常常蘊藏著優(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)律和形成演化機理往往成為國內(nèi)外學者的研究熱點。例如：Dafny等[2]利用水文地球化學以及同位素技術，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成分和同位素的差異，結果發(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間；Gastmans 等[3]利用地球化學分析方法，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理，結果顯示當?shù)氐叵滤?jīng)歷的水文地球化學過程主要發(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)蓄水構造特征進行總結，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)水化學形成的主要作用；閆佰忠等[6]利用室內(nèi)試驗研究了靖宇縣礦泉水特征H2SiO3的成因，結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生成?？傮w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、地球化學、構造地質(zhì)學等方面。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)濟發(fā)展的重要支柱[7]。然而，隨著農(nóng)業(yè)需水量的不斷擴大，多年的水質(zhì)動態(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)特征及形成機理研究方面鮮有報道。

筆者以張北縣玄武巖地下水為研究對象，綜合運用水化學、同位素、反向地球化學模擬等方法對其形成機制和補給來源進行了研究，旨在為當?shù)氐叵滤Y源的合理開發(fā)利用、預防地下水水質(zhì)惡化提供科學依據(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—古元古界構成的變質(zhì)巖基底和中元古界—新生界構成的蓋層。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。受巖漿活動的周期性與間歇性特點的控制，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，致密堅硬，僅在斷裂構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構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給區(qū)側向補給和松散孔隙潛水垂向補給，主要消耗是人工開采。每年4—6月，由于大氣降水入滲補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；而后隨著側向徑流的補給和農(nóng)業(yè)開采量的減少，至次年1—2月出現(xiàn)一個水文年內(nèi)的最高水位期(圖4b)。

圖4 研究區(qū)玄武巖地下水水位動態(tài)曲線

2 樣品采集及分析方法

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

3 結果和討論

3.1 水化學統(tǒng)計

圖2 研究區(qū)采樣點分布圖

圖3 研究區(qū)水文地質(zhì)剖面圖

3.2 水化學特征

從研究區(qū)玄武巖地下水水化學空間分布圖(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)，反映出水巖作用時間短、水質(zhì)較好的特點；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，硫酸型地下水的出現(xiàn)也反映出人類活動對于地下水水質(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 相關性

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

3.4 地下水水化學形成與演化

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是硅鋁酸鹽風化溶解形成。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)樣點位于石英飽和線左側，也就是說石英在該地區(qū)地下水中尚未達到飽和狀態(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)生如下化學反應：

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演化中發(fā)生的主要作用之一[16]。從圖9可以看出，從補給區(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相關關系(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，導致地下水中Ca2+和Mg2+濃度降低和Na+濃度的同步升高。其反應方程式可以寫為

R.相關系數(shù)。

Na—X+Ca2+(Mg2+)→2Na++Ca(Mg)—X。

(4)

3.4.3 人類活動

圖10 研究區(qū)地下水中與關系圖

3.5 補給來源分析

利用地下水體中氫氧穩(wěn)定同位素可以研究地下水的補給來源及演變規(guī)律[18]，研究區(qū)玄武巖地下水δD-δ18O關系見圖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，玄武巖地下水樣點均位于當?shù)亟邓€附近，其中：補給區(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)玄武巖地下水補給來源比較單一，考慮應該是當?shù)叵募窘邓霛B補給；排泄區(qū)地下水樣點分布比較分散，δD值域為-83.36‰～-63.93‰，δ18O值域為-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向補給來源影響，而導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的散點關系圖

此外，通過氘過量參數(shù)(d=δD-8δ18O)也可以進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]。從計算結果來看，補給區(qū)d均值為4.92，低于當?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，說明從上游補給區(qū)到下游排泄區(qū)水巖相互作用逐漸加強。

3.6 反向地球化學模擬

為更好理解研究區(qū)內(nèi)玄武巖地下水所發(fā)生的水文地球化學反應，本次研究利用水樣測試數(shù)據(jù)開展水文地球化學反向模擬。按照區(qū)域地下水流向，分別在補給區(qū)、徑流區(qū)、排泄區(qū)選擇ZB38、ZB11、ZB28水樣點(路徑1)和ZZB12、ZB05、ZB15水樣點(路徑2)(圖2)作為模擬路徑進行驗算，每條模擬路徑上水化學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，所選擇的各水樣點常量離子濃度與各區(qū)離子濃度統(tǒng)計平均值較為接近，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)作為礦物相進行模擬。

表4 反向水文地球化學模擬結果

表3 研究區(qū)反應路徑模擬樣點主要礦物飽和指數(shù)

4 結論

2)研究區(qū)玄武巖地下水主要補給來源為當?shù)叵募敬髿饨邓?，受到長時間水巖作用影響，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)反向地球化學模擬結果表明，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，此外人類活動對于地下水演化過程也有不同程度的影響。