西昌市尔乌泉域泉水水文地球化学特征及成因

2017-08-16袁建飞邓国仕唐业旗

水文地质工程地质 2017年4期

关键词：水化学泉水同位素

袁建飞，邓国仕，徐芬，唐业旗

(1.中国地质调查成都地质调查中心，四川成都 610081；2.中国地质大学(武汉)环境学院，湖北武汉 430074)

西昌市尔乌泉域泉水水文地球化学特征及成因

袁建飞1，邓国仕1，徐芬2，唐业旗1

(1.中国地质调查成都地质调查中心，四川成都 610081；2.中国地质大学(武汉)环境学院，湖北武汉 430074)

泉域；水文地球化学特征；氢氧同位素；水岩相互作用；成因

泉是地下水的天然露头，其物理化学参数不仅能反映地下水的水质问题，还能够识别径流途径和揭示主要的水化学过程，如水岩相互作用过程、阳离子交换、不同含水层混合过程及人类活动的影响[1～2]。泉水的环境同位素组成特征则能够反映地下水补给来源，年龄和径流更新能力[2～3]。目前，很多学者将水化学和稳定同位素技术用于泉水水化学特征及成因的研究[4～6]。

乌蒙山区是中国西南贫困连片分布区，而凉山彝族自治州是乌蒙山区典型的“老、少、边”贫困区和严重缺水区，泉水是当地居民首要，甚至是唯一的供水水源。尔乌泉域地处凉山彝族自治州首府西昌市川兴镇东北约5 km处，区内出露泉或泉群7处，单个泉点流量为1.3～120.5 L/s。该泉群是尔乌生产生活、农业灌溉，渔业养殖的唯一水源，同时也是西昌市川兴镇后备水源地。近年来，随着尔乌建设规模拓展和旅游业的发展，生活用水和农业灌溉用水量增加，区内水量和水质的研究愈发迫切。然而，尔乌泉域地区仅开展过少量地质灾害和构造地质的研究，而未开展过泉水水化学和同位素特征的研究[7]。

本研究充分收集和整理尔乌泉域地质、水文地质资料，采用水化学、同位素方法分析了区内泉水和地表水水化学类型，水化学组分特征，补给来源和径流特征，探讨了影响泉水主要溶质组分的水化学过程，并建立了尔乌泉域泉水形成的成因模型。研究成果对区内地下水资源的开发利用和管理具有重要的科学价值和指导意义。

1 研究区概况

尔乌泉域属构造剥蚀侵蚀中山地貌，山体坡度15°～40°，高差200～500 m。区内水系为东河和干河沟，其主要接受降雨和地下水补给，并最终汇入安宁河。河谷开阔处，有小型山间坝子，属人口密集区及农业强活动区。区内交通便利，西昌市至昭觉县的307省道由此经过。区内气候属于亚热带高原季风气候，多年平均气温16.9 ℃，年平均降雨量为1 013.5 mm，降雨集中于6—9月，占全年的76%，雨型多为暴雨，日最大降雨量199.5 mm[7]。

研究区内出露地层自老至新分别为：白垩系飞天山组长石石英砂岩、粉砂岩夹泥岩，底部为砾岩，厚度162～1 106 m；白垩系小坝组钙质粉砂岩，粉砂质泥岩，灰黄色泥灰岩，含石膏层，与飞天山组呈假整合或角度不整合接触；第四系全新统坡洪松散堆积物。地质构造属于石安村断裂和尔乌背斜。石安村断裂为左行走向逆断层。该断裂于区内存在两个分支，其东支在尔乌泉域一带为隐伏断裂(图1)。尔乌背斜发育在飞天山组内，为南东向倾伏，对称、开阔、直立短轴背斜。由于区域性断裂发育，并切割了褶皱构造，小坝组、飞天山组砂岩地层破碎，节理裂隙发育。

根据区内地层岩性、地下水赋存条件和径流特征，将地下水划分为基岩孔隙裂隙水和第四系孔隙水两类。其中，基岩孔隙裂隙水主要赋存于飞天山组和小坝组砂岩、粉砂岩地层中，透水性好，且受石安村断裂影响，于尔乌泉域一带形成地下水集中排泄区。据1∶20万西昌幅水文地质普查资料，尔乌一带发育三处常年性大泉或泉群，其流量分别为160.80 L/s、38.46 L/s和8.47 L/s[7]，并为当地居民开采引用。第四系孔隙水则零散分布于河流冲洪积松散物中，水量贫乏，未被开采利用。

2 样品采集和测试方法

2.1 样品采集

为系统地了解尔乌泉域地下水水文地球化学特征，于2015年9月对该区域出露泉点或泉群、地表河水开展了系统的水样采集工作，共采集水样9组27件，采样点分布位置见图1。采样瓶为350 mL用盐酸浸泡并用去离子水清洗干净的聚乙烯瓶。采样时，用水样润洗采样瓶3次后，再将采样瓶放入泉水中装满，并水下盖紧瓶盖。所有水样当日用0.45 μm的微孔滤膜进行抽滤，并分成三份用于不同水化学组分的测试。其中，一份不添加任何试剂用于氢氧同位素和氚同位素测试(δD，δ18O和3H)，一份不添加任何试剂用于阴离子测试，最后一份加入优级纯的硝酸至溶液pH小于2，用于阳离子分析。所有水样低温保存(4 ℃)，并于采样一周内送相应实验室进行测定。碱度在24 h内采用盐酸滴定。

图1 研究区地质简图和水样点分布图(a)和水文地质剖面图(b)Fig.1 Simplified map of geology and sample locations (a) and hydrogeological profile (b) in the study area

2.2 测试方法

此外，采用水化学模拟软件PHREEQC3.3.3程序计算了所采集水样中主要矿物的饱和指数(碳酸钙、白云石、石膏、石英、玉髓和CO2分压)，用于分析地下水运移过程中与围岩矿物的平衡关系。

3 结果及讨论

3.1 水化学组分特征

图2 研究区水样piper三线图Fig.2 Piper diagrams of water samples in the study area

3.2δD、δ18O和3H的特征

尔乌泉域泉水的δD值介于-96.2‰和-93.8‰之间，平均值为-95.4‰；δ18O值介于-12.74‰和-12.18‰之间，平均值为-12.62‰(表1)。几个泉水样(除XC702外，该泉水临近地表河流，可能受地表河水影响)的δD和δ18O值较接近，说明其相似的补给来源和径流过程。

图3 研究区所采集水样的氢氧同位素关系曲线Fig.3 Plot of oxygen and hydrogen isotopes of water samples in the study area

编号类型流量/(L·s-1)温度/℃pHTDSNa+K+Ca2+Mg2+Cl-SO2-4HCO-3SiO2THδD/‰δ18O/‰3H/TU水化学类型/(mg·L-1)XC042泉水12051407491937115013191497937314501381410-953-1274<200HCO3—Ca·MgXC170泉水1501307552554129014182114862818391501912-952-1274<200HCO3·SO4—Ca·MgXC171泉水2501308002272119013681844050717331421676-962-1273<200HCO3·SO4—Ca·MgXC198河水2051507911849600139713311918616271041540-883-1185211HCO3—Ca·MgXC199河水451307902469246013501548766815211531508-929-1259<200HCO3·SO4—Ca·Mg·NaXC210泉水131528102682196013942059579415921481830-963-1269<200HCO3·SO4—Ca·MgXC534泉水51110773153080103441051071321463-1288---HCO3—Ca·MgXC535泉水211307881575940635695901801463-1277---HCO3—Ca·MgXC702泉水11015077516201000636198972031463-1306-938-1218<200HCO3—Ca·Mg

注：氢氧同位素(δD和δ18O)均以V- SMOW标准给出；pH为无量纲。“TDS”为总溶解性固体，“TH”为总硬度，“-”表示未检测。

表2 研究区各水样的矿物饱和指数

注：表中矿物饱和指数采用水化学模拟软件PHREEQC计算，“-”表示未计算。

地表水的δD和δ18O平均值分别为-90.6‰和-12.22‰。地表水较泉水富集重同位素，尤其富集重的氧同位素，这可能受水域蒸发作用引起[1]。此外，由于XC702泉水是XC199河水的主要水源，致使地表水XC199与XC702泉水样δD和δ18O值接近。

由图3可知：尔乌泉域泉水和地表水的δD和δ18O值靠近全球大气降水曲线(δD = 8.0δ18O + 10)[8]和西南地区降水曲线(δD = 7.54δ18O + 4.84)[9]，表明其补给来源为大气降水。此外，泉水中δ18O值不存在漂移，说明地下水径流活动性强，地下水交替更新快。通过相应的计算，得出尔乌泉域泉水的补给高程为2 806～2 886 m。尔乌泉水出露带附近山峰高程均小于2 500 m，这说明泉水非本地补给，而是来源于远处的山峰，地下水经历较长的循环途径。

除XC198水样外，尔乌泉域泉水和接受泉水补给的XC199河水样的3H含量值均小于2TU，说明地下水为非现代水，补给来源较远，且经历较长的径流时间(大于60 a)[10]，这与δD和δ18O的分析结果一致。

3.3 影响地下水主要组分的水化学过程

影响地下水水化学特征的因素包括自然因素和人为因素。赋存基岩孔隙裂隙中的地下水在补给、运移和排泄过程中与大气组分、土壤、围岩发生交换、溶解、沉淀和混合，形成化学组分不同的地下水[1～2]。此外，人类活动(生活污水和农业灌溉)会通过土壤、岩石裂隙和孔隙等通道，影响地下水组分的组成[2]。

3.3.1 水岩相互作用

利用TDS与Cl/(Cl+HCO3)和Na/(Na+Ca)的关系图，可将地下水水化学组分的成因类型划分为三类：岩石风化型，降水控制型和蒸发- 浓缩型[11]。尔乌泉域泉水受大气降水补给，降水入渗后与含水层主要矿物发生反应，溶解或沉淀部分水化学组分，形成具有不同组分特征的水溶液。由图4可知尔乌泉域泉水和地表水为岩石风化型，其主要组分来源于水岩相互作用过程。

图4 研究区水样的Gibbs关系图Fig.4 Gibbs plot of water samples in the study area

CaCO3+ CaMg(CO3)2+ 3CO2(g) + 3H2O→2Ca2++

(1)

图5 研究区水样中(Ca2++Mg2+)和，(Ca2++Mg2+)和关系图Fig.samples in the study area

2NaAlSi3O8(钠长石)+2CO2+11H2O→4H4SiO4+

(2)

2KAlSi3O8(钾长石)+2CO2+11H2O→4H4SiO4+

(3)

图6 研究区采集水样中主要矿物的饱和指数分布图Fig.6 Plot of SIs of water samples collected from the study area

3.3.2 阳离子交换过程

(4)

图7 研究区地下水中(Na+-Cl-)和(Ca2++Mg2+)-关系图Fig.7 Relationship between (Na+-Cl-) and (Ca2++

3.3.3 人类活动影响

图8 研究区所采集水样中与与关系图Fig.,from the study area

3.4 尔乌泉域发育成因

图9 尔乌泉域地下水成因模式图Fig.9 Genetic model of groundwater in the catchment area of the Erwu spring

4 结论

(2)尔乌泉域泉水中δD和δ18O的平均值分别为-95.4‰和-12.62‰。相比之下，地表水较泉水富集重同位素，尤其富集重的氧同位素，这可能受水域蒸发作用引起。尔乌泉域泉水和地表水的δD和δ18O值靠近全球大气降水曲线和西南地区降水曲线，说明其补给来源为大气降水。氚同位素结果说明尔乌泉水为非现代水，补给来源较远，且经历较长的径流时间。

(4)区域内石安村断裂切割了尔乌背斜，使小坝组、飞天山组砂岩地层破碎或节理裂隙发育，并广泛出露，降雨通过破碎带和裂隙通道入渗，快速径流，后在尔乌一带因沟谷天然切割，形成地下水的集中排泄带。

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责任编辑：张若琳

Hydrogeochemical characteristics and genesis of springs in the catchment area of the Erwu spring of Xichang

YUAN Jianfei1, DENG Guoshi1, XU Fen2, TANG Yeqi1

(1.ChengduCenterofChinaGeologySurvey,Chengdu,Sichuan610081,China; 2.SchoolofEnvironmentalStudies,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074,China)