支兵发

(广东省地质调查院水文地质环境地质调查室，广州 510080 )

珠江三角洲平原高铵地下水的形成演化

支兵发

(广东省地质调查院水文地质环境地质调查室，广州 510080 )

珠江三角洲平原高铵地下水发育，但迄今仍缺乏对其形成演化的认识。从含水系统沉积学、水化学、同位素水文地质学角度，对珠江三角洲平原高铵地下水的形成演化进行了研究。结果表明：研究区高铵地下水呈岛状分布于退积层序发育且淤泥、淤泥质土层厚度大的地段，主要赋存于低洼的基底或洼地、谷地之上的第四系底部含水层；高铵地下水起源于古海水，形成于中全新世早期，与退积作用过程密切相关；高铵地下水形成演化的基本条件包括断续发育的含水层、半封闭-封闭的还原环境和不良的水动力条件；脱硫酸作用、有机质分解作用有利于高铵地下水的形成发育，而溶滤作用、阳离子交替吸附作用、蒸发浓缩作用则不利于高铵地下水的发育；沉积压实作用对铵的迁移、富集及高铵地下水的保存具有重要意义；高铵地下水的成因类型属后生沉积水。

高铵地下水；古海水；退积作用；沉积压实作用；珠江三角洲平原

高铵地下水是指铵离子含量大于10 mg/L的地下水，铵离子含量小于10 mg/L时则称为含铵地下水，铵离子含量超过30 mg/L的地下水称为肥水，也称为铵态氮肥水[1]。珠江三角洲的肥水曾被简单地归属为原生成因。此前，曾有报道称珠江三角洲含水层-弱透水层系统构成一个富含铵的水体，铵离子来自天然地质源[2]。越南河内地区、印度西孟加拉地区、孟加拉国孟加拉盆地、尼泊尔、美国伊利诺斯州以及墨西哥北部拉拉古纳地区也有天然成因高铵地下水的报道[3-6]。目前报道的铵离子含量最大的地区是珠江三角洲，远高于全球其他地区。针对珠江三角洲平原的高铵地下水，目前已有研究多侧重地下水中铵离子来源、迁移、富集的分析[2-7]，迄今仍缺乏对其形成演化的认识。鉴于此，本文基于有关地质调查资料，从含水系统沉积学、水化学、同位素水文地质学角度，对珠江三角洲平原高铵地下水的形成演化进行了研究。

1 研究区概况

研究区位于珠江口地区(见图1)，行政区域涉及广州、佛山、中山、江门4个地级市，属国土优化开发核心区域。区内河网发育，残丘、台地点缀于平原之上。因地处亚热带季风气候区，年均气温为21.9℃，年均降雨量在1 800～2 200 mm之间，多集中在4～9 月份，由北向南降雨量逐渐增多。

该区在构造单元上属华南褶皱系粤中坳陷带。地层隶属华南地层大区中的东南地层区，地表出露元古系、震旦系、寒武系、泥盆系、白垩系、第三系、第四系，其中第四系分布最广，岩浆岩主要为燕山期二长花岗岩类。

研究区内松散岩类孔隙水广泛发育，孔隙含水层岩性包括卵石、砾石、砾砂、粗砂、中砂、细砂，富水性空间变化大，局部地段水量丰富，其在垂向上大体可划分为下部河流相粗碎屑的孔隙承压含水层和上部细碎屑的孔隙潜水含水层，之间存在相对隔水的三角洲相淤泥或黏土层，且两个含水层在平面上均呈不连续展布。基岩裂隙水分布于残丘、台地及附近，裂隙含水层岩性主要为砾岩、砂砾岩、砂岩、粉砂岩、变质砂岩和二长花岗岩类，富水性普遍较差。

大气降水为松散岩类分布区孔隙潜水和基岩出露区裂隙水的补给源，沿河涌两岸，孔隙潜水在丰水期和涨潮期间接受河水补给，孔隙承压水与孔隙潜水间的水力联系总体上不密切。因地形平坦，区内地下水水力坡度小，径流滞缓，排泄不畅。

高铵地下水主要赋存于第四系底部的含水层，呈岛状分布于北滘—黎湖、麦村、南头—东升、大魁、横沥、三角—新民、港口、民众、礼乐—大鳌、南庚、双水等地段(见图1)。

2 材料与方法

2.1 野外调查研究

2007—2009年，在研究区开展了1∶5万水文地质调查，圈定了高铵地下水靶区和对照区。在此基础上，先后施工了40个水文地质钻孔(见图1)。在水文地质钻探过程中，认真进行岩心观测和水文地质观测，并对钻孔岩心进行详细鉴别、编录，内容涉及第四纪地质、水文地质等方面。钻探施工结束后，对水文地质钻孔扩孔成井，严格做好井管安装、填砾、止水、洗井、试验性抽水、抽水试验等工作。有关工作均严格按照国家有关规程、规范、标准展开，并在抽水试验过程中，及时对试验基本观测数据进行检查与整理。

2.2 样品采集与现场测试

2.2.1 土样的采集

在水文地质钻探施工过程中，对钻孔岩心编录完成后及时从钻孔岩心中采集土样。采样时，用自制的干净竹片削去黏土、淤泥质土表层，并将所采集的样品用带封条的塑料袋封装，每件样品重100 g，样品置于4℃的冷藏箱内保存，并于采样后5日内送达实验室分析。SDZK01孔采集土样21件，SDZK13孔采集土样17件。

2.2.2 水样的采集

水样类型包括地下水水化学、14C年龄、13C、氢氧同位素(18O、D、T)、氮同位素和地表水氮同位素样品。

水样采集前，按要求将样瓶清洗干净，并加好保护剂；在抽水试验临近结束前开始采集上述样品，并用带0.45 μm滤膜的过滤器过滤水样；采样后，将样品置于4℃的冷藏箱内保存，并在3日内送达实验室分析。其中，地下水14C年龄样品，利用国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心提供的采样装置，并采用BaCO3沉淀法采集。

本次共计采集代表性地下水水化学样品40组、14C年龄样品11组、13C样品8组、氢氧同位素(18O、D、T)样品21组、氮同位素样品40组和地表水氮同位素样品21组。

2.2.3 样品现场测试

2.3 样品实验室分析测试

土样由广东省物料实验检测中心依据标准DD 2005—03测定，分析指标有总有机碳、有机质等；地下水水化学样品由广东省物料实验检测中心依据标准GB/T 8538—95、DZ/T 0064—93测定，分析指标包括宏量组分、微量组分等；地下水14C年龄样品分别由国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心、中国科学院广州地球化学研究所AMS-14C制样实验室和北京大学核物理与核技术国家重点实验室依据《地下水勘查同位素技术应用规范》测定(前者完成8组，后两者联合完成3组)；地下水13C样品由国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心依据标准F-HZ-DZ-DXS-0100测定;地下水氢氧同位素(18O、D、T)样品由国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心依据标准DZ/T 0064.77—93测定；地下水与地表水氮同位素样品由中国科学院广州地球化学研究所依据标准(KGY)DH 005—2004测定。

2.4 室内综合研究

室内综合研究工作包括第四纪地质、水文地质、水文地球化学等诸方面。本次在MAPGIS平台上进行了综合编图工作，包括第四纪地质图、水文地质图、水文地质钻孔柱状图、水文地质钻孔综合成果图表、水文地质剖面图的编制，并利用Excel2003的统计和作图功能对样品测试结果进行分析处理。

3 结果与分析

3.1 高铵地下水含水系统沉积特征

研究区40个水文地质钻孔岩心编录结果显示，高铵地下水发育地段第四系底部沉积了河流相砂、砾砂、卵石层，并不整合覆盖于基岩风化壳之上；上覆2～3套海相(或海陆交互相)沉积层，每层岩性组合为(淤泥质)粉细砂或含蚝壳中砂、细砂(或蚝壳层)-(粉砂质)淤泥或淤泥质黏土，常见腐叶、贝壳残片，局部见2套海相沉积层间存在风化层(花斑黏土、粉质黏土或砂质黏土)。

研究区第四纪地质综合对比研究结果表明，高铵地下水钻孔揭露了上更新统石排组(Qpp)、三角组(Qps)，全新统横栏组(Qhhl)、东升组(Qhd)、万顷沙组(Qhw)、灯笼沙组(Qhdl)。石排组沉积层多埋藏于低洼的基底或洼地、谷地中，厚1.5～14.0 m，埋深14.0～63.0 m；三角组为一套浅灰、灰白、黄白、红黄色花斑状黏土、粉砂质黏土或砂质黏土层，富含铁质氧化物，厚1.8～7.0 m，埋深6.0～28.0 m；横栏组为一套海侵期沉积的深灰-灰黑色淤泥、粉砂质淤泥夹粉砂及粉砂质黏土薄层，富含贝壳(或耗壳层)、腐木等，厚3.0～20.0 m，埋深6.0～30.0 m；东升组为一套浅风化的灰黄、浅黄、褐黄色黏土、粉砂质或砂质黏土层，富含铁质氧化物，比三角组风化程度浅；万顷沙组地层为一套以海相与陆相沉积并存的地层，岩性变化大，在中山民众、新会礼乐、双水、顺德北滘等地为海积-冲积的淤泥、黏土，而在其他地方则以冲积的中细砂、砂砾为主，局部含腐木(或腐木层)，厚1.0～10.0 m，埋深1.0～12.0 m；灯笼沙组为一套海陆交互相沉积的深灰、灰黄色淤泥、粉砂质淤泥、粉砂质黏土、砂质黏土及细砂组成的地层，富含贝壳(或耗壳层)，厚0.5～12.0 m，埋深0.5～12.0 m。

研究区典型地段水文地质剖面揭示，高铵地下水分布在第四纪退积层序发育且淤泥、淤泥质土层厚度大的地段，主要赋存于第四系底部的含水层，而这些地段往往存在低洼的基底或洼地、谷地，见图2。

3.2 高铵地下水水化学特征

野外现场测试获取了研究区31个地下水铵含量测定值(以氮计)，换算后铵含量大于10 mg/L的22个，小于10 mg/L的9个；同时获得了40个地下水铵含量实验室测定值，铵含量大于10 mg/L的22个，小于10 mg/L的18个。其中，野外现场、实验室测定地下水铵含量均大于10 mg/L的21个。

钠氯系数(γNa+/γCl-)：作为成因系数[10-11]，可判断地下水的来源、浓缩变质作用程度及水动力条件等[12]。与Cl-相比，Na+的化学稳定性差，故Na+可能在地下水形成过程中与Ca2+等发生阳离子交替吸附作用而减少。通常，海水的γNa+/γCl-平均值为0.85～0.87[11-13]，经过阳离子交替吸附作用的地下水γNa+/γCl-值小于0.87[12,14]，在水解和酸化作用下发生岩石矿物溶解导致地下水γNa+/γCl-值接近1[11],而受大气降水溶滤作用影响的地下水γNa+/γCl-值一般大于1。由表1可见，研究区MZZK05样品的γNa+/γCl-值为0.87，保留了高铵地下水来源于海水的证据；SDZK01、SDZK14样品的γNa+/γCl-值大于1，可能说明高铵地下水形成过程中受到了溶滤作用的影响；LLZK01、SLZK14样品的γNa+/γCl-值接近1，可能说明高铵地下水受到了岩石矿物溶解的影响；其余样品γNa+/γCl-值小于0.85，可能说明高铵地下水受到了阳离子交替吸附作用的影响。这进一步暗示研究区高铵地下水总体赋存于水动力条件较差的地段。

表1 研究区高铵地下水水化学系数汇总表

注：“*”指因样品Br-低于检出限0.1 mg/L，未能获得溴氯系数；“**”指实验室测定结果。

钙钠系数(γCa2+/γNa+)、镁钠系数(γMg2+/γNa+)：两者可以用来判断地下水形成过程中是否会发生离子交换，并可表征水质演化过程及矿化强度[15]。由表1可见，研究区γCa2+/γNa+最大值为0.335(SDZK10)、最小值为0.001(SLZK07)、平均值为0.059；γMg2+/γNa+最大值为0.40(SDZK10、SDZK17、SDZK19)、最小值为0.08(SLZK10)、平均值为0.22，反映了高铵地下水矿化强度高的特点，同时表明高铵地下水Na+含量相对增加，盐分富集，但不是的海水入侵的结果[16]。

镁钙系数(γMg2+/γCa2+)：由表1可见，研究区除SDZK02样品外，其余样品γMg2+/γCa2+值均大于1.0，最大值为76.07，平均值为22.72，总体说明高铵地下水在形成过程中，Ca2+与淤泥、淤泥质土层的Na+发生了离子交换，从而使γMg2+/γCa2+值远高于海水(5.4[17]～5.5[18])；γMg2+/γCa2+值小于1.0的样品(SDZK02)表明高铵地下水在形成过程中可能受到溶滤作用的影响。

钙氯系数(γCa2+/γCl-)：该系数可用于刻画水动力特点[19]。由表1可见，研究区仅SDZK02、SDZK10样品的γCa2+/γCl-值在0.1以上，其余样品的γCa2+/γCl-值均小于0.1，绝大多数小于0.02，总体上暗示赋存高铵地下水的含水层水动力条件偏差。

溴氯系数(γBr-×103/γCl-)：Br、Cl虽为同族元素，但地下水中Br-的地球化学行为往往受Cl-含量的影响[20]，因而传统上采用Cl-/Br-来解释高Cl-含量、低Br-含量地下水形成演化有关的问题存在较大的局限性[11,21]。溴氯系数则消除Cl-含量的影响，突破了传统Cl-/Br-的局限。因研究区LLZK01、SDZK02、SDZK14孔揭露铵含量大于30 mg/L的高铵地下水中Br-含量低于检出限0.1 mg/L，所以未获得具体的测试结果，故仅研究了其余样品溴氯系数与铵含量的关系，结果表明：铵含量小于30 mg/L时，溴氯系数小于0.2；铵含量大于30 mg/L时，溴氯系数为0.004～0.508，溴氯系数与铵含量呈显著的负相关(见图3)。溴氯系数可能反映了赋存高铵地下水的含水层上覆的地层结构、淤泥和(或)淤泥质土厚度、有机质含量的差异。这与高铵地下水含水系统沉积特征相吻合。

3.3 高铵地下水同位素特征

3.3.1 氢氧同位素

氢氧同位素(18O、D、T)被广泛用于地下水起源和成因研究。大量研究证实，大气降水的δD与δ18O间呈线性相关，全球大气降水线符合δD=8δ18O + 10，但因存在纬度效应、高程效应、雨量效应等，各地区大气降水线有所差别。本文利用“珠江三角洲经济区城市群地质环境综合调查(编号：12120109140 45)”项目获得的大气降水氢氧同位素测试结果并参照临近地区研究成果，将本地大气降水线方程修正为δD=8.23δ18O+7.81。

研究区地下水氘与18O关系的研究表明(见图4):高铵地下水δD值为-17‰～-40‰，δ18O值为-2.6‰～-6.5‰；含铵地下水δD值为-10‰～-43‰，δ18O值为-2.1‰～-6.6‰；大部分样品点落在本地大气降水线上方，反映可能由于水-岩相互作用使地下水18O耗损所致；SLZK02、LLZK02、MZZK03、MZZK04样品点落于大气降水线下方，可能反映地下水存在短暂蒸发作用的影响。

研究区放射性氚与18O关系研究表明(见图5):高铵地下水氚值范围在<1.0～3.4TU之间，含铵地下水氚值为1.2～9.9TU；但不论是高铵地下水还是含铵地下水δ18O值均小于-2.0‰，氚值小于10.0TU，这在一定程度上说明高铵地下水未受到地表水和大气降水的混合，含铵地下水则可能与地表水或大气降水发生了混合。

氢氧同位素研究总体上反映赋存高铵地下水的含水层处于半封闭-封闭的状态，地下水循环十分缓慢，而可能发生了水-岩相互作用，且大气降水和地表水很难入渗至第四系底部高铵地下水含水层。

3.3.2 碳同位素

研究区地下水14C年龄研究表明，地下水年龄总体在2.2～9.3ka B.P.之间，高铵地下水年龄在5.9～7.4ka B.P.之间；地下水的年龄与全新世相对应，其中高铵地下水的年龄对应于中全新世早期。

研究区地下水放射性13C与18O关系研究表明(见图6):高铵地下水δ18O值变化区间小但δ13C值变化极大(-11.56‰～6.66‰)；含铵地下水相反，δ18O值变化大但δ13C值变化区间小。这在一定程度上说明赋存高铵地下水的含水层不连续且封闭状况良好。

3.3.3 氮同位素

1977年，我完成了从北大学子到北大教师的身份转换。北大给了我文学创作中最宝贵的东西——知识。在这个世界上，最宝贵的东西莫过于知识。北大对我来讲，恩重如山。

3.4 土层有机质和总有机碳含量分析

研究区SDZK01孔高铵地下水含水层上覆的淤泥质土层厚32.40 m，顶板埋深6.0 m；总有机碳含量为0.56%～3.07%，平均值为1.64%；有机质含量为0.96%～5.29%，平均值为2.82%；全氮含量为227～1 179 mg/kg，平均值为860.24 mg/kg；铵态氮含量为6.86～20.59 mg/kg，平均值为15.69 mg/kg。SDZK13孔高铵地下水含水层上覆的淤泥质土层厚25.30 m，顶板埋深3.0 m；总有机碳含量为1.13%～3.07%，平均值为2.02%；有机质含量为1.95%～5.29%，平均值为3.49%；全氮含量为696～1 393 mg/kg，平均值为937.35 mg/kg；铵态氮含量为6.86～27.45 mg/kg，平均值为13.73 mg/kg。可见，第四系底部高铵地下水含水层上覆的淤泥、淤泥质土层甚至淤泥质粉细砂层有机质含量丰富、总有机碳含量也较高。

总体上看，直接覆盖在高铵地下水含水层顶板之上的淤泥质土层均存在一个或多个有机质、总有机碳含量峰值，见图7。此外，高铵地下水钻孔揭露的淤泥、淤泥质土层厚度较大，可交换铵与水溶性铵含量也较大，因而淤泥、淤泥质土层为高铵地下水的铵源层。高铵地下水中的铵含量与I-含量高度相关，暗示两者均来源于有机质的分解[2]。

3.5 高铵地下水的形成演化分析

3.5.1 高铵地下水的起源

研究区地下水14C年龄研究表明，高铵地下水形成于中全新世早期，对应全新世气候分期的大西洋期。这一地历时期，珠江三角洲海侵达到最大范围，为海相层最发育、分布最普遍的阶段[24]，对应形成一套退积层序。一方面是有机质含量较为丰富、厚度较大的淤泥和(或)淤泥质土层发育，另一方面在第四系底部的河流相砂、砾砂、卵石层中埋藏了古海水。重碳酸系数的研究结果与之相吻合。

研究区高铵地下水铵含量最大值接近800 mg/L，TDS含量最大值接近27 000 mg/L，水化学类型总体以Na-Cl型为主，高铵地下水具有与海水较为一致的特征，而MZZK05孔的钠氯系数保留了高铵地下水来源于海水的证据。此外，野外调查结果显示，研究区内供水以地表水为主，极少开采地下水，从而不存在大范围海水入侵现象。因此，研究认为高铵地下水起源于古海水，与中全新世早期的退积作用过程密切相关。

3.5.2 高铵地下水形成演化的基本条件

从含水介质分布来看，研究区第四系底部的石排组河流相砂、砾砂、卵石层在平面上呈岛丘状分布，在剖面上则主要分布于低洼的古老基底或洼地、谷地中，显示出含水层在空间上连续性差；其上覆的淤泥、淤泥质土层孔隙度大、含水量大但导水性差，这为高铵地下水形成演化提供了半封闭-封闭的强还原环境。研究区溴氯系数、脱硫系数、氢氧同位素、13C与18O的关系、地下水与地表水氮同位素的研究结果佐证了上述认识，而钠氯系数、钙氯系数、氢氧同位素的研究结果总体显示高铵地下水循环十分缓慢、水动力条件不良。因此，研究认为研究区含水层断续发育、处于半封闭-封闭的强还原环境、水动力条件不良，构成了高铵地下水形成演化的基本条件。

3.5.3 地球化学作用对高铵地下水的影响

根据研究区钠氯系数、镁钠系数判断，高铵地下水发育可能受到了阳离子交替吸附作用、溶滤作用的影响，钙钠系数佐证了阳离子交替吸附作用影响的存在；氚氧同位素关系研究表明，仅含铵地下水形成演化过程受到了溶滤作用的影响；氘氧同位素关系研究表明，个别地段高铵地下水受到了短暂蒸发浓缩作用的影响；还原条件下，由于微生物的参与常发生脱硫酸作用和有机质分解作用。因此，研究认为溶滤作用、阳离子交替吸附作用、蒸发浓缩作用不利于研究区高铵地下水的发育；脱硫酸作用、有机质分解作用则有利于研究区高铵地下水的形成发育。

3.5.4 沉积压实作用对高铵地下水的贡献

研究区中全新统淤泥、淤泥质土层具有孔隙度大、含水量大、孔隙比大的特点，在饱水时孔隙度高达80%以上，且孔隙中富含水溶性铵，在上覆土层沉积压实作用及其自重作用下，淤泥、淤泥质土层平均压缩率高达38.11%[24-25]，在此条件下水溶性铵随释出的水向下伏含水层运移并逐渐富集，由于淤泥、淤泥质土层孔隙度的降低，使其本身成为具有良好封堵性能的高铵地下水含水层的盖层，从而有利于高铵地下水的保存。

3.5.5 高铵地下水的成因类型

研究区第四系底部含水层形成于晚更新世，在中全新世早期退积过程之后，海水被封存于第四系底部的含水层中，同时在沉积压实作用及淤泥、淤泥质土层自重作用下，水溶性铵则随释出的水从淤泥、淤泥质土层向下伏含水层运移并逐渐富集，从而形成高铵地下水。因此，高铵地下水的成因类型应归属为后生沉积水。

4 结 论

本文从含水系统沉积学、水化学、同位素水文地质学角度，对珠江三角洲高铵地下水的形成演化进行了研究，得到如下结论：

(1) 高铵地下水呈岛状分布，主要赋存于低洼的基底或洼地、谷地之上的第四系底部的含水层，含水层顶板之上退积层序发育且淤泥、淤泥质土层厚度大。

(2) 高铵地下水起源于古海水，形成于中全新世早期，与退积作用过程密切相关。

(3) 高铵地下水含水层断续发育、处于半封闭-封闭的强还原环境、水动力条件不良，构成了高铵地下水形成演化的基本条件。

(4) 脱硫酸作用、有机质分解作用有利于高铵地下水的形成发育，而溶滤作用、阳离子交替吸附作用、蒸发浓缩作用则不利高铵地下水的发育。

(5) 沉积压实作用可使淤泥、淤泥质土层中的水溶性铵随释出的水向下伏含水层运移并逐渐富集，同时使高铵地下水含水层具有良好的封闭条件，有利于高铵地下水的保存。

(6) 高铵地下水的成因类型属后生沉积水。

致谢：广东省地质调查院李东红高级工程师参加了调查研究方案的制定；项目组陈慧川高级工程师、姚普工程师、孔德秀工程师参加了钻探编录采样工作；香港大学地球科学系王亚、陈扣平、郭海鹏、唐珉等博士参加了现场测试与采样工作；姚普工程师参加了部分图件的编制；中国地质大学环境学院祁士华教授审阅了论文初稿，并提出了修改建议。在此一并致以衷心感谢！

[1] 河南省地质局水文地质工程地质队.地下肥水[M].北京:地质出版社,1979.

[2] Jiao J J,Wang Y,Cherry J A,et al.Abnormally high ammonium of natural origin in a coastal aquifer-aquitard system in the Pearl River delta,China[J].EnvironmentalScienceandTechnology,2010,44(19):7470-7475.

[3] Glessner J J G,Roy W R.Paleosols in central Illinois as potential sources of ammonium in groundwater[J].GroundWaterMonitoringandRemediation,2009,29 (4):56-64.

[4] Ortega-Guerrero,A.Origin and geochemical evolution of groundwater in a closed-basin clayey aquitard,Northern Mexico[J].JournalofHydrology,2003,284 (1/2/3/4):26-44.

[5] Mcarthur J M,Ravenscroft P,Safiulla S,et al.Arsenic in groundwater:Testing pollution mechanisms for sedimentary aquifers in Bangladesh[J].WaterResourceResearch,2001,37(1):109-117.

[6] Berg M,Tran H C,Nguyen T C,et al.Arsenic contamination of groundwater and drinking waiter in Vietnam:A human health threat[J].EnvironmentalScienceandTechnology,2001,35 (13):2621-2626.

[7] Wang X S,Jiao J J,Wang Y,et al.Accumulation and transport of ammonium in aquitards in the Pearl River Delta (China) in the last 10,000 years:conceptual and numerical models [J].HydrogeologyJournal,2013,21(5):961-967.

[8] Bratton J F,Bohlke J K,Krantz D E,et al.Flow and geochemistry of groundwater beneath a back-barrier lagoon:The subterranean estuary at Chincoteague Bay,Maryland,USA[J].MarineChemistry,2009,113 (1/2):78-92.

[9] Seitzinger S P,Gardner W S,Spratt A K.The effect of salinity on ammonium sorption in aquatic sediments implications for benthic nutrient recycling[J].Estuaries,1991,14(2):167-174.

[10]张翠云.莱州湾滨海平原地下卤水的形成及其演化[J].中国地质科学院水文地质工程地质研究所所刊,1993(9):73-91.

[11]冯欣,张亚哲.深州地区地下水离子比例系数分析研究[J].中国农村水利水电,2014(4):18-20,24.

[12]李建森,李廷伟,马海州,等.柴达木盆地西部新近系和古近系油田卤水水化学特征及地质意义[J].水文地质工程地质,2013,40(6):208-36.

[13]王大纯,张人权,史毅虹,等.水文地质学基础[M].北京:地质出版社,1995.

[14]林晓英,曾溅辉,杨海军,等.塔里木盆地哈德逊油田石炭系地层水化学特征及成因[J].现代地质,2012,26(2):377-383.

[15]韩绘芳,蒋芳媛,王谊.海水入侵影响下的地下水化学演化及其指示意义[J].安全与环境工程,2009,16(4):1-5.

[16]Somay M A,Gemici U.Assessment of the salinization process at the coastal area with hydrogeochemical tools and geographical information system (GIS):Seluk plain,Izmir,Turkey[J].WaterAirSoilPollution,2009,201(1/2/3/4):55-74.

[17]肖国强,杨吉龙,胡云壮,等.秦皇岛洋-戴河滨海平原海水入侵过程水文化学识别[J].安全与环境工程,2014,21(2):32-39.

[18]Rosenthal Y,Lohmann G P.Accurate estimation of sea surface temperatures using dissolution-corrected calibrations for Mg/Ca paleothermometry[J].Paleoceanograhy,2002,17(3):1-6.

[19]李学礼.水文地球化学[M].第3版.北京:原子能出版社,2010.

[20]曾昭华,丁汉文,多超美,等.江西省鄱阳湖地区地下水环境背景的形成[J].水文地质工程地质,1990,17(4):36-39.

[21]段萌语,李俊霞,谢先军.大同盆地典型小区域高砷地下水化学与同位素特征分析[J].安全与环境工程,2013,20(6):1-11.

[22]Mondal N C,Singh V P.Determining the interaction between groundwater and saline water through major ions chemistry[J].JournalofHydrology,2010,38(1/2):100-111.

[23]Anderson M S,Nyvang V,Jakobsen R,et al.Geochemical processes and solute transport at the sewater/freshwater interface of a sandy aquifer[J].GeochimicaetCosmochimicaActa,2005,69:3979-3994.

[24]黄镇国,李平日,张仲英,等.珠江三角洲形成发育演变[M].广州:科学普及出版社广州分社,1982.

[25]韦惺,莫文渊,吴超羽.珠江三角洲地区全新世以来的沉积速率与沉积环境分析[J].沉积学报,2011,29(2):328-335.

Formation and Evolution of High Ammonium Groundwater in the Pearl River Delta Plain

ZHI Bingfa

(DepartmentofHydrogeologicalandEnviron-geologicalInvestigation,GeologicalSurveyofGuangdongProvince,Guangzhou510080,China)

High ammonium groundwater occurs in the Pearl River delta plain.Since so far there has been no relevant knowledge about the formation and evolution of high ammonium groundwater,this paper implements a targeted study using sedimentology of water-bearing system,hydrochemistry and isotope hydrogeology.The results show that high ammonium groundwater distributes in island-shape in areas with thick silt and silty soil layers of retrograding sequence,and mainly stores in the basal Quaternary aquifer underlying on low-lying basement or low valley.The research results indicate that high ammonium groundwater originates from pale-sea water in the early period of the middle Holocene and is highly related to the retrogradation process.Fundamental conditions of formation and evolution of high ammonium groundwater include discontinuity of aquifer,semiclosed-closed reducing environment and undesirable hydrodynamics.Desulphidation and organic matter decomposition are positive to the formation of high ammonium groundwater whereas leaching,cation alternative adhesion and evaporation enrichment process are negative.Sedimentary compaction is important to migration and enrichment of ammonium and to preservation of high ammonium groundwater.Genetic type of high ammonium groundwater is hysterogenic sedimentary water.

high ammonium groundwater;paleo-sea water;retrogradation;sedimentary compaction;the Pearl River delta plain

2015-02-12

2015-05-31

中国地质调查局项目(1212010534807、1212010914045、1212011220013)

支兵发(1976-)，男，硕士，高级工程师，主要从事水工环地质工作。E-mail:zbf_ggs@163.com

1671-1556(2015)04-0001-09

X143

A

10.13578/j.cnki.issn.1671-1556.2015.04.001