陈 江，陈宗宇，王 莹，段宝谦
（中国地质科学院水文地质环境地质研究所，石家庄 ０５００６１）
摘要：在土壤介质中，地下水及盐分如何运移一直是影响地下水资源计算评价的一个重要问题。黏性土层与含水层具有不同的岩性组成，对地下水和盐分的运移起着不同的作用，导致盐分和水在黏性土的运移规律并不相同。本研究选择华北平原黏性土作为研究对象，利用１００ ｍ深度上黏性土中地下水连续的水化学和同位素数据，分析了黏性土对含水层间的水力联系及盐分运移的影响。试验表明，黏性土水中电导率的变化主要与补给来源的电导率有关，在垂向剖面上具有比较连续的变化趋势，反映出地下水垂向补给的特征；同时，电导率在一定深度上存在数值的突变，反映了黏性土的阻盐特性，说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，稳定同位素在不同深度上的组成受到黏性土分布的影响，其分布规律对地下水资源评价具有参考价值。
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关键词 ：黏性土；同位素；水文地球化学；盐分运移
中图分类号：Ｐ６４１ 文献标识码：A 文章编号：0439－８114（２０15）16－3891-04
ＤＯＩ：１０．１４０８８／ｊ．ｃｎｋｉ．ｉｓｓｎ０４３９－８１１４．２０１５．１６．０15
收稿日期：２０１５－０４－１０
基金项目：国家自然科学基金项目（４１４７２２２５）；国家重点基础研究发展计划（９７３）项目（２０１０ＣＢ４２８８０３）
作者简介：陈 江（１９７６－），男，河北邢台人，助理研究员，博士，主要从事地下水资源与环境研究，（电话）０３１１－６７５９８６０５（电子信箱）ｓｈｕｉｈｕａｎｓｕｏ＠１２６．ｃｏｍ。
华北平原的弱透水层是地下水含水系统中的重要组成部分，通常被认作阻滞水流和溶质迁移的阻截层或防渗层。由于其研究的难度很大，以及人们关注的是含水层中的水动力传输过程，而缺少对弱透水层中地下水运移特性的研究，早期更是将这种黏性土层定义为隔水层，在其上下含水层存在明显水头差而发生越流的情况下，仅考虑了弱透水层中的水流及水量交换，完全忽略了黏性土层对溶质迁移的影响研究。近年来，随着研究的深入，逐步认识到黏性土弱透水层防污性的重要作用［１，２］。华北平原第四系含水层具有上咸下淡的结构，长期开采深层淡水，导致浅层咸水越流量增加，但目前并未发现大面积的深层地下淡水矿化度明显增加的现象［３］，这说明黏性土层或弱透水层对盐分具有一定的阻挡作用。
张宏仁［４］提出了从含水层中抽出的水来自含水层体积的压缩。根据河北沧州和天津以往长期观测的结果，多年从封闭含水层抽取的地下水总体积，大体上等于地面沉降的总体积。而另一些水文地质学家认为地下水开采改变了地下水动力学状态，诱发了相应的补给。石建省等［５］研究得出深层水开采量大约４１％～４４％来源于地面沉降压缩释水，５６％～５９％来源于侧向补给和越流补给，并指出从含水层抽取的地下水总体积并不完全等于地面沉降的总体积。华北平原地下水调查项目结果显示，弹性释水占３％～９％，压缩释水占２５％～４０％，侧向补给和越流补给各占１５％和４０％［６］。虽然观点各不相同，但是都认为压缩释水占有相当的比例。对于压缩释水引起含水层水质变化的问题，王家兵［７］提出了滤盐层概念，认为黏性土截留了部分地下水中的盐分。针对上述存在的问题和看法，通过黏性土的释水同位素组成及水化学测试，分析黏性土对地下水中同位素及水化学的影响，进而为研究含水层间水力联系提供依据。
１ 材料与方法
采集样品所处位置水文地质条件：华北平原中东部，深度上自上而下分为４个含水组，本次研究主要针对第一和第二含水层组。第一含水组为潜水含水层，厚度大约６０ ｍ，相当于全新统地层（Ｑ４），为分布咸水覆盖。第二含水组是浅部承压水，相当于上更新统（Ｑ３）地层，厚度６０ ｍ左右；含水层由砂砾石、中砂和细砂组成，与第一含水层组相似。由于水质的原因，当地的地下水开采主要位于第三和第四含水层组［８］。
各含水组岩性具有明显的差异性。第一含水组的含水层多为条带状分布，颗粒细，透水性较好及直接接受降水入渗补给。第二含水组有较稳定的隔水层，水头有明显的承压性标志。第四纪地质特征在垂向上也有着明显的变化，中更新统的地层厚度较大，含砂比较高，一般为４０％～５０％，砂层粒度较粗，多为中粗砂和中细砂，分选磨圆较差，偶含小砾石，砂层具有轻度风化，砂层展布多为面状、舌状。上更新统地层厚度相应较薄，地层含砂比较低，一般为３０％～４０％。砂层粒度变细，多为中细砂和粉细砂，分选较好，展布形态为条带状。这种上下的差异性，反映了古气候由湿润趋于干旱，在第二含水岩组的顶部出现了咸水。
本次研究选择华北平原黏性土层作为研究对象，开展了水文地质钻探，选取１００ ｍ深度钻孔的全部黏性土样品，利用压缩装置，压榨获取土壤内部水分，进行土壤释出水的电导率和氘氧同位素测定。试验岩心用塑料管密封包装，每段岩心长３０ ｃｍ，冷藏待测。试验时，样品削去表层，通过压缩装置逐级加压，释出黏土内部水分，用无蒸发瓶收集，保证外部因素对岩心样品的影响降到最低。水样的电导率和氘氧同位素测定由国土资源部地下水科学与工程重点实验室完成。
２ 结果与分析
２．１ 电导率随黏性土埋深的变化
电导率数值的大小代表了２个方面的信息，一是补给水源的离子组成，二是原始成因土壤水的离子组成。尽管２个方面的影响会导致离子来源难以辨认，但通过剖面的电导率变化，仍然可以对识别水力联系提供有价值的信息。土层中水流交换的强弱能够影响离子成分的变化，当垂向上地下水流速度较快时，地下水中离子快速混合，土壤水中电导率随埋深变化会相对缓慢；而水流速度慢时，水岩作用会使离子组成偏离补给源的特征，电导率变化会更明显和缺乏规律。
本次测试结果显示（图１），土壤水的电导率在埋深１２ ｍ之上快速上升，变化速率较大。由于该取样处浅层地下水位埋深在１２ ｍ左右，因此１２ ｍ以上包气带的存在使得土壤水电导率变化相对１２ ｍ以下更大。在此深度上，降雨通过活塞补给方式补给地下水，在水入渗下移过程中，水体携带的盐分在土层中逐渐析出累积，表现为随埋深增大电导率逐渐增高。
在１２～２０ ｍ深度上，黏土中水的电导率出现了下降趋势，和上部的变化趋势相反，可以判断１２ ｍ处为一水力间断点，上下部之间联系微弱。
２０～４０ ｍ之间土壤水电导率变化较为平缓，而从含水层及岩心资料可知该深度区间存在含水层，因此该区间内土壤水存在水力联系，地下水的混合作用平衡了该深度区间上地下水的离子浓度。该区间内的电导率与上部和下部都存在突变，说明该层相对独立，可认为地下水与上下两侧不存在显著水力联系。
４０～６０ ｍ区间土壤水电导率急剧降低，说明该深度上地下水与上部没有显著水力关联。由岩性调查可知，在２０～２２ ｍ和５０～５８ ｍ存在含钙质结核的黏性土层，并夹杂斑脱土，而从已有研究中显示斑脱土具有截留盐分的作用［９］，这种夹层的存在使得盐分的运移过程受到限制，可能是盐分含量突变的一个原因。６０ ｍ深度后电导率波动平缓，由此可以得出结论：一，该深度区间上黏性土矿物组成相似；二，地下水在此区间深度内存在水力联系。如果不满足上述2个条件则离子交换作用会导致在不同深度上电导率出现显著波动。
氯离子具有较为稳定的水化学性质，通常情况下不参与离子交换吸附，能够较好地反映地下水的化学特征，可以用来分析含水层间的水力联系。
测试结果显示，黏性土中氯离子总体趋势与电导率变化趋势相近，与第一、二含水层组地下水的氯离子含量相当［１０］，说明含水层中水的循环对周围黏性土中的水具有一定影响（图２）。
２．２ 同位素变化
１００ ｍ深度剖面上土壤水中氘氧关系的分布规律如图３所示，样品所在地的大气降水线（ＬＭＷＬ）为?啄（２Ｈ）＝７．０８?啄（１８Ｏ）＋０．９６［１１］，其中?啄为千分差值，即?啄＝１ ０００×（Ｒ样品－Ｒ标准）／Ｒ标准，Ｒ为同位素测定值。实测土壤水样品中?啄（２Ｈ）和?啄（１８Ｏ）值关系点全部位于降水线下方，且随样品采集深度的增加存在贫化趋势，与华北平原地下水中氘氧关系变化趋势相似。４０ ｍ深度以上的样品点蒸发线大致与降水线平行，可认为土壤水受到大气降水的直接影响，存在垂向活塞式补给，但土壤水未被完全替换。４０ ｍ深度以下氘氧同位素样品点偏离大气降水线趋势并逐渐贫化，补给来源明显与上部不同，且不存在显著水力联系的表现特征。
从同位素数据的分布集中度看，４０ ｍ深度以内的点分布相对集中，埋深大于４０ ｍ的样品点分布较为分散，其中８０～９０ ｍ、９０～１００ ｍ两组数据分布范围较大，氘同位素值分布区间在７５‰~１０５‰，氧同位素值也较为贫化。上下部的同位素组成特征说明补给年代或补给时的气候条件存在差异，且上部水力交换密切，而下部土壤水之间缺乏联系。
氘氧同位素值的分布在埋深上存在变化趋势，这反映了垂向上的土壤水来源特征，从上述分析可以初步得出４０～５０ ｍ存在上下部的一个分界线。
２．３ 同位素参数分析
Ｄａｎｓｇａａｒｄ［１２］提出了氘过量参数，定义为ｄ＝?啄（Ｄ）－８?啄（１８Ｏ）。某一地区的大气降水的ｄ值实际上反映了它与全球大气降水同位素分馏的差异程度。根据定义，水岩作用越强烈，水和岩层的氧同位素交换程度越高，则地下水的ｄ值越小，ｄ值的变化梯度可以反映地下水的流向，通常由高ｄ值流向低ｄ值的区域［１３］。如果地下水在缓慢径流过程中，因受动力学影响的蒸发作用再次活跃起来，ｄ值就将变得更低，甚至为负值，而水中的盐分将变得更高，两者成一种负相关关系，这对再度蒸发的地下水尤为典型［１４］。
本研究中的测试结果见图４，水样的ｄ参数明显偏负，最小值为－２１．８‰，而前人研究中华北平原地下水ｄ值多为正值，少部分负值点为地下热水及近海样品［１５］，可以看出本次研究的黏性土中水样的氢氧同位素特征与含水层中水的测试结果明显不同。
在０～２５ ｍ埋深区间，ｄ值明显下降，说明该深度内黏性土层水的补给来源及形式单一，受垂向补给，且更新速度较慢。２５～６０ ｍ区间内ｄ值均值较低，反映了该区段内黏性土中地下水形成时间较长，水岩交互相对充分；同时ｄ的分布离散程度明显增大，可知垂向上地下水不具有明显的补给通道。从岩心特征看，该深度区间内存在５个砂层，根据前人的含水层划分，该区间属于第一含水层组，黏土中ｄ值的分布特征反映出该深度内含水层中水的补给来源并不惟一，否则ｄ值将具有明显的一致性。加之农业灌溉对该含水层的开采，局部侧向流补给是影响ｄ值的主要因素。６０～１００ ｍ深度区间内，ｄ值均值和０～２０ ｍ埋深区间相当，与上部的２５～６０ ｍ区间相比离散度明显变小，且存在有极值点。ｄ值的这种分布规律反映出该区间与上部具有不同的水力特征，黏性土层的水与上部没有显著的水力联系，含水层应该划分为不同的地下含水系统。
３ 小结与讨论
黏性土对地下水的垂向运移起到了明显阻隔作用。通过电导率的变化趋势看，大厚度的黏性土对盐分具有一定的截留作用，表现在电导率的突变多发生在黏性土所分布的深度。但黏性土可以使得地下水部分渗透通过，呈现弱透水层特征，表现在浅部黏性土中地下水具有较为连续的电导率变化趋势，具有一定规律性，反映了地下水的垂向运移特征。
氘过量的垂向变化特征说明黏性土对地下水的同位素组成具有一定的影响。首先由于黏性土的弱透水作用，稳定同位素存在分馏，使得氘过量参数在黏性土层两侧存在显著变化；其次由于黏性土的存在，不同层位的地下水交替速度也不相同，造成同位素组成具有不同的特征。这种同位素的变化特征可以为地下水资源的评价和水资源利用提供参考。
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参考文献：
［１］ 赵晓波，谢 雪，李 莹，等．不同ＥＨ条件下弱透水层中硝酸盐截留能力［Ｊ］．吉林大学学报（地球科学版），２０１３，４３（５）：１６０３－１６０７．
［２］ 李绪谦，朱雅宁，于 光，等．氨氮在弱透水层中的渗透迁移规律研究［Ｊ］．水文，２０１１，３１（３）：７１－７５．
［３］ 王亚斌，邵景力，王家兵，等．天津市咸水区深层地下淡水资源可恢复性研究［Ｊ］．资源科学，２０１０，３６（６）：１１８８－１１９５．
［４］ 张宏仁．“地下水库”之我见［Ｊ］．今日国土，２００２（７－８）：４２－４４．
［５］ 石建省，郭 娇，孙彦敏，等．京津冀德平原区深层水开采与地面沉降关系空间分析［Ｊ］．地质论评，２００６，５２（６）：８０４－８０９．
［６］ 张兆吉，费宇红，陈宗宇，等．华北平原地下水可持续利用调查评价［Ｍ］．北京：中国地质调查局，２００９．
［７］ 王家兵．华北平原深层淡水在开采条件下接受上覆咸水越流补给—以天津平原为例［Ｊ］．水文地质工程地质，２００２（６）：３５－１７．
［８］ 高业新．华北平原典型地区大规模开采条件下不同层位含水组地下水互动关系研究［Ｄ］．北京：中国地质科学院，２００８．
［９］ 席永慧，冯世进．粘质土壤的膜性能研究进展［Ｊ］．同济大学学报（自然科学版），２００９，３７（２）：１８７－１９１．
［１０］ 师永霞，王贵玲，高业新．华北东部平原地下水垂向循环的水化学与同位素标示［Ｊ］．水文地质工程地质，２０１０，３７（４）：１８－２３．
［１１］ 王仕琴，宋献方，肖国强，等．基于氢氧同位素的华北平原降水入渗过程［Ｊ］．水科学进展，２００９，２０（４）：４９５－５０１．
［１２］ ＤＡＮＳＧＡＡＲＤ Ｗ． Ｓｔａｂｌｅ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｉｎ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ［Ｊ］．Ｔｅｌｌｕｓ，１９６４，１６（４）：４３６－４６８．
［１３］ 尹 观，倪师军．地下水氘过量参数的演化［Ｊ］．矿物岩石地球化学通报，２００１，２０（４）：４０９－４１１．
［１４］ 刘 丹，刘世青，徐则民．应用环境同位素方法研究塔里木河下游浅层地下水［Ｊ］．成都理工学院学报，１９９７，４４（３）：８９－９５．
［１５］ 晁念英，王佩仪，刘存富，等．河北平原地下水氘过量参数特征［Ｊ］．２００４，２３（４）：３３５－３３８．