根据区域水文地质条件, 孔隙水主要是由西部和北部的丘岗区向平原区排泄。不同的地貌单元地下水的水文地球化学特征存在较为细微的差异, 丘岗区和平原区的对比分析见表1。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 不同地貌类型地下水的水化学参数统计 Tab.1 Statistical characteristics of groundwater hydrochemical parameters 地貌类型 统计项 pH值 地下水化学成分含量/(mg· L-1) TDS Cl- S O42- HC O3- N O3- K+ Na+ Ca2+ Mg2+ H4SiO4 丘岗区 最大值 8.51 470.00 0.42 63.20 500.00 88.60 7.18 28.70 99.90 34.70 49.20 最小值 7.04 111.00 0.09 6.69 41.50 7.58 0.78 5.99 19.40 5.24 15.30 平均值 7.89 274.00 0.16 39.58 215.93 37.68 3.65 14.33 56.26 16.05 23.20 (0.47) (104.66) (0.11) (20.70) (151.78) (31.91) (2.69) (6.95) (26.79) (9.27) (10.55) 平原区 最大值 8.23 837.00 32.60 163.00 501.00 220.00 38.40 49.20 159.00 44.20 29.40 最小值 6.89 249.00 0.04 4.75 199.00 0.34 0.93 6.54 53.20 10.20 13.20 平均值 7.60 517.58 2.89 83.08 358.00 68.75 13.42 24.00 108.78 26.29 19.45 (0.43) (192.30) (9.36) (42.55) (98.77) (68.17) (13.85) (12.38) (36.71) (11.10) (5.85) 注: 括号内数值为标准差值。

表1 不同地貌类型地下水的水化学参数统计 Tab.1 Statistical characteristics of groundwater hydrochemical parameters

由各离子的统计特征值可以看出, 研究区地下水以弱碱性为主, 平原区较丘岗区略偏酸性。地下水中阴离子以HC O3-含量最高, 从大到小依次是HC O3-、S O42-、N O3-、Cl^-, 阳离子以Ca²⁺为主, 含量由大到小依次是Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺。孔隙水由丘岗区向平原区径流过程中总溶解固体(total dissolved solids, TDS)随之增高, 孔隙水中的主要离子含量均增加, 表明孔隙水在流动过程中离子不断溶滤至地下水中。由TDS与各主要阴阳离子的相关性关系(图2)可知, TDS主要与Ca²⁺、Mg²⁺和HC O3-离子的正相关性较强, 表明地下水在径流过程中TDS的升高主要是由于碳酸盐岩的溶解。本次采集的地下水中的Cl^-含量较低, 表明研究区仅有极少量的岩盐溶解。

图2

Fig.2

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	图2 TDS与主要阴阳离子的关系Fig.2 Relationships between TDS and the major positive and negative ions

地下水中的N O3-一般来自于天然有机氮或腐殖质的降解、硝化和人类活动等^[9]。研究区内丘岗区和平原区的N O3-平均含量分别为37.68 mg/L和68.75 mg/L, 丘岗区主要以分散式种植柑橘等经济作物为主, 平原区则大面积种植水稻和蔬菜, 因此硝酸盐含量的增加可能与农业活动有关。

采用舒卡列夫分类法对研究区地下水化学类型进行分类^[10]。由Piper三线图(图3)可以看出, 丘岗区地下水化学类型较为复杂, 主要是HCO₃-Ca· Mg型, 少量为HCO₃· SO₄-Ca· Mg型, 另外有少量地下水中N O3-毫克当量浓度略超过25%, 出现了HCO₃· NO₃-Ca· Mg型地下水。随着地下水向平原区径流, 溶滤作用使大量的离子进入到地下水中, 在平原区仅有1处为HCO₃· NO₃-Ca· Mg型水, 绝大部分地下水属于HCO₃-Ca· Mg型, 少量为HCO₃· SO₄-Ca· Mg型。

图3

Fig.3

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	图3 地下水Piper三线图Fig.3 Piper diagram of groundwater

研究区δ ¹⁸O和δ D范围分别为-8.79‰ ~-4.52‰ 和-61.0‰ ~-36.5‰ , 平均值分别为-6.38‰ 和-43.7‰ 。为了研究地下水与大气降水的关系, 将地下水中的δ ¹⁸O和δ D关系绘制成图4, 并与全球大气降雨线(GMWL)^[11]和武汉市大气降雨线(LMWL)^[12]进行对比分析, 结果显示, 所有水样投点均分布于武汉市大气降雨线附近, 本次采集的浅层孔隙水均来源于大气降水且经历的蒸发作用较小^[13]。氘盈余(d值)可以指示不同地区大气降水蒸发、凝结过程的不平衡程度。如果蒸发速率大, 风速大, 气候干旱, 则d值就较大^[14]。通过计算, 丘岗区和平原区孔隙水氘盈余平均值分别为7.25‰ 和7.45‰ , 表明两者蒸发速率相近, 平原区蒸发强度稍大, 蒸发作用对该地区孔隙水的影响较小。

图4

Fig.4

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	图4 地下水氢氧同位素关系Fig.4 Relationship between δ D and δ 18O of groundwater

3.4.1 Gibbs图解

地下水化学成分主要受大气降雨、水-岩相互作用和蒸发作用的影响^[15], Gibbs图解是定性分析地下水化学成因的一种重要手段。研究区地下水中HC O3-浓度高表明含水层内有强烈的水-岩相互作用, 地下水在径流过程中往往伴随着方解石、白云石、石膏、硅铝酸盐等矿物的溶解^[16]。平原区地形坡度较缓, 地下水流动缓慢, 还可能会受到蒸发浓缩作用的影响, 进而改变地下水化学组分含量及矿化度。由研究区孔隙水Gibbs图(图5)可知, 丘岗区和平原区地下水均指向水-岩作用区域, 表明溶滤作用是主导研究区的主要水文地球化学过程。

图5

Fig.5

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	图5 地下水水化学Gibbs分布模式Fig.5 Gibbs distribution mode of groundwater hydrochemistry

3.4.2 系统矿物平衡体系

为了研究含水层中硅酸盐和铝硅酸盐矿物的溶解-沉淀平衡, 在标准状态(25 ℃, 1.013 25× 10⁵ Pa)下, 利用美国地质调查局(USGS)的Phreeqc Interactive 3.3.12软件对区内水样有关组分的离子活度进行计算, 绘制了Na⁺-H⁺-SiO₂和Ca²⁺-H⁺-SiO₂系统矿物平衡体系图(图6)^[17], 用来分析研究区内孔隙水所处位置相对于长石所处的溶解态。

图6

Fig.6

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	图6 系统矿物平衡体系Fig.6 Stability diagrams for minerals systems

结果表明, 区内丘岗区和平原区水样均位于高岭土稳定区, 这意味着钠长石、钙长石等矿物可发生非全等溶解, 水解为高岭土, 这些原生造盐矿物在地下水中均未达到饱和, 仍具有一定的溶解能力。

饱和系数(SI)是判断地下水对某种矿物溶解能力的重要依据, 用来计算研究区地下水对方解石、白云石、石膏和岩盐等主要矿物的饱和系数。结果表明, 大部分孔隙水对方解石和白云石的饱和系数大于0(图7), 处于饱和状态, 丘岗区有少量水样为非饱和, 平原区绝大部分为饱和, 且平原区的饱和系数高于丘岗区饱和系数, 这主要是由于发生了石膏的溶解。图7中显示孔隙水相对石膏均为非饱和, 尚具有一定的溶解能力, 在径流过程中石膏溶解后释放出Ca²⁺至地下水中, Ca²⁺浓度的升高导致方解石和白云石的饱和系数增加。岩盐的饱和系数平均值为-10.09, 表明孔隙水相对于岩盐极不饱和, 这可能是研究区孔隙水中Cl^-含量较低的主要原因。

图7

Fig.7

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	图7 矿物饱和指数 实心点为丘岗区, 空心点为平原区Fig.7 Saturation indices of minerals

3.4.3 离子比例系数

不同地区地下水的水-岩相互作用直接决定了地下水的化学成分, 可以利用离子比例系数来讨论地下水化学成分的成因和形成条件, 分析地下水化学成分的演化过程^[18]。(Na⁺+K⁺)和Cl^-当量浓度的比值常用来指示Na⁺、K⁺的来源, 是表征Na⁺、K⁺来自岩盐、硅酸盐的溶解或是离子交替吸附作用的重要参数^{[19, 20]}。(Ca²⁺+Mg²⁺)和(HC O3-+S O42-)当量浓度比值可以用来分析地下水中Ca²⁺、Mg²⁺的来源。比值接近于1, 则Ca²⁺、Mg²⁺应是来自于方解石、白云石这些碳酸盐和硫酸盐矿物的溶解; 若比值大于1, 则还应有硅酸盐的溶解; 小于1 则预示着溶滤作用还伴随着离子交替吸附过程^[21]。

从主要离子关系图(图8)可以看出, 研究区水样Na⁺和Cl^-当量浓度比值均不在1:1的直线附近, Cl^-极低, Na⁺相对Cl^-较高, 这说明岩盐的溶解是孔隙水中的Cl^-主要来源, 而不是Na⁺的主要来源, Na⁺还存在其他来源, 如硅酸盐矿物的非全等溶解或阳离子交换吸附。大部分水样的(Ca²⁺+Mg²⁺)和(HC O3-+S O42-)当量浓度比值位于1:1线附近, 表明研究区孔隙水中Ca²⁺、Mg²⁺主要来源于碳酸盐矿物(方解石、白云石)以及硫酸盐矿物(石膏)的溶解。

图8

Fig.8

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	图8 地下水离子比值关系Fig.8 Relationships between the ion rates of groundwater

3.4.4 阳离子交换吸附

Na⁺和Cl^-当量浓度比值关系表明Na⁺还可能来自于阳离子交换吸附, 可以通过氯碱指数(CAI₁和CAI₂)来确定^[22], CAI₁为(Cl^--Na⁺-K⁺)与Cl^-的当量浓度比值, CAI₂为(Cl^--Na⁺-K⁺)与(2S O42-+HC O3-+N O3-)的当量浓度比值。当存在阳离子交换吸附作用的时候, 2个指数为负数即表明发生正向离子交换(地下水中的Ca²⁺、Mg²⁺置换了含水层中的Na⁺), 2个指数为正值即表明发生逆向离子交换(地下水中的Na⁺置换了含水层中的Ca²⁺、Mg²⁺)。研究区Cl^-当量浓度均小于Na⁺+K⁺当量浓度, 2个指数均为负值, 说明地下水中的Ca²⁺、Mg²⁺置换了含水层中的Na⁺, 因而Na⁺增加, 这就可以解释为什么水样投点均在岩盐溶解线的上方。