江苏盐城滨海地区浅层地下咸水的水盐来源及咸化成因

侯国华，高茂生，党显璋，陈广泉

1.中国地质调查局滨海湿地生物地质重点实验室，青岛海洋地质研究所，青岛266071

2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛266061

3.中国地质大学，武汉430074

4.自然资源部第一海洋研究所，青岛266061

苏北滨海地区是长江、淮河、黄河等河流与海洋相互作用下形成的广袤平原，受多次海侵海退影响，海陆相地层交互沉积[1-4]。区内100 m以浅的地下水以咸水为主，是深层地下淡水咸化的主要影响因子，严重影响区内深层地下淡水资源开发利用[5]。受现代沉积过程、水文条件、围填海及水利工程影响，浅层地下咸水依然处在演化的活跃期，是区域地下水循环的关键带，也是影响生态系统平衡稳定的关键带。因此，有效识别浅层地下咸水的水盐来源并揭示其咸化成因，对于解决滨海地区地下水资源和环境问题具有重要意义。

地下水的盐分主要来源于雨水携带的气溶胶、岩石风化产物以及海相沉积地层中原始盐分等，其路径包括降水入渗、溶滤、离子交换、蒸发浓缩、海水入侵或深层古卤水的流入等[6-9]。水化学方法能够很好地识别含水层地下水的补给过程和盐分来源[10-13]，同位素作为地下水来源的示踪剂被广泛应用于地下水循环研究[14-18]。赵继昌[19]根据苏北平原第四纪沉积环境、海水进退过程，分析了地下咸淡水与含水介质的形成及关系，同位素显示地下水与含水介质不属同生关系，而晚于含水介质形成，同生水已排泄入海。张岩[20]分析了盐城地区不同水体的水化学特征、离子比值以及氘氧氚同位素组成，结果显示滨海地区深层微咸水主要是淋滤古海相地层盐分形成。葛勤[21]探讨了苏北平原孔隙水的补给条件和盐分来源，证明浅层孔隙水的盐分主要来源于全新世海水，深层微咸及咸的孔隙水盐分主要源于晚更新世海水。研究已证实盐城滨海地区地下咸水与介质非同生关系，而地下水的水分和盐分也有可能非同期同源，为此，本文综合前人研究工作，以盐城滨海浅层地下咸水为研究对象，基于江苏盐城滨海地区沉积成陆过程，利用地下水分层监测，结合水化学分析、离子比值关系、同位素（18O、D、14C）特征，识别地下咸水补给来源和盐分来源，揭示其咸化机制，为指导当地实现地下水合理开发利用、农业生产科学规划和生态环境有效保护提供理论依据。

1 区域地质背景

7 000 aBP以来，江苏沿海地区主要受长江以及在本区入海的一些中小河流如淮河、灌河、沂河、沐河等河流的影响,形成了以沿岸沙坝、潟湖及穿过沙坝的汊道为主的相当稳定的古堡岛海岸。黄河1128年夺淮入海在苏北海岸快速形成河口三角洲，由于入海泥沙主要向南运移，三角洲南侧岸外沙洲并滩并陆，岸滩持续向海淤长，最终形成目前的滨海平原。1855年黄河北归，废黄河陆上和水下三角洲受到强烈侵蚀，侵蚀岸段逐年向南扩大，中部海岸淤长速度逐渐减缓（图1）。

研究区内含水层自上而下分为潜水含水层组、第Ⅰ承压含水层组、第Ⅱ承压含水层组、第Ⅲ承压含水层组、第Ⅳ承压含水层组及第Ⅴ承压含水层组（图1）。潜水含水层与第Ⅰ承压含水层地下水无连续隔水层，为浅层孔隙水含水系统，其水质较差，多为咸水或半咸水。其中，潜水含水层组为一套全新世海积或海陆交互相沉积物，含水层薄而颗粒细，厚度20～40 m，地下水以咸水为主，水位埋深小于3 m；潜水层上部分布有厚度约为5 m的淡化层，即潜水淡化层，以微咸水为主；第Ⅰ承压含水层组由晚更新世海陆交互相松散沉积物组成，含水层岩性以粉砂为主，埋深40～60 m，局部大于60 m，地下水以咸水为主。

2 研究方法

2.1 地下水监测

研究区自废黄河口至东台共构建分层监测井20口，其中潜水含水层地下水监测井10口（QS01—QS10），第Ⅰ承压含水层地下水监测井10口（CY01—CY10），采用地下水自动监测仪（CTD-Diver）开展分层连续监测地下水的水位、温度和电导率变化，同步监测潮汐变化，监测频率均为1次/h。现场利用CTD-Diver（1次读数/s）进行监测井地下水垂向剖面连续测量，监测地下水在垂向上的温度和电导率变化。优化筛选50口井深7～8 m的民井监测潜水淡化层，以及5口井深120～300 m承压井监测深层地下水。每年分枯、丰季开展地下水水位统测和样品采集，现场测试，同时采集海水、河水和雨水样品。

2.2 样品采集

样品采集时间是2018年6月和2019年4月，共采集大气降水样品1件，海水样品1件，河水样品9件，潜水淡化层样品42件，潜水样品10件，第Ⅰ承压含水层地下水样品10件，深层承压含水层地下水样品5件（表1）。地下水水化学样品采样瓶为500 mL聚乙烯瓶，地下水14C样品采样瓶为250 mL聚乙烯瓶，氢氧稳定同位素样品采样瓶为5 mL的棕色玻璃瓶，在取样前先用去离子水清洗3次，在充分抽水洗井后进行取样，用待采水样清洗聚乙烯瓶2—3次，再取满水样，排出空气并封好瓶口，密封备用。

表1 研究区监测点样品信息Table 1 Sample information from monitoring points in the study area

2.3 测试分析

利用美国Eureka多参水质监测仪现场测试地下水pH、电导率（EC）、盐度、溶解性总固体（TDS）、温度、氧化还原电位（ORP）等参数。水样的K+、Na+、Ca2+及Mg2+等离子均采用电感耦合等离子体发射光谱仪测定，Br－等采用离子色谱法测定，采用电位滴定仪测试，均由青岛地质工程勘察院试验测试中心进行测试。稳定同位素δ2H和δ18O用气体质谱仪测定，以V-SMOW为标准，δD和δ18O的精度分别为±1.0‰和±0.2‰，由中国地质调查局青岛海洋地质研究所实验测试中心完成。地下水的14C测年由BETA Analytic Inc完成，通过提取地下水中无机碳，进行AMS分析测定，校正方法主要有STAT统计模型、ALK碱度模型、13C混合模型、CMB模型以及F-G模型[22-23]。地下水水质类型按照TDS分为淡水（TDS≤1 g/L）、微咸水（1 g/L＜TDS≤3 g/L）、咸水（3 g/L＜TDS≤50 g/L）和卤水（TDS＞50 g/L）[24]。

3 结果与讨论

3.1 地下水水位变化特征

地下水监测结果（图2）表明潜水和第Ⅰ承压含水层地下水水位变化与当地降水量季节变化一致，但存在1～2个月的滞后期，受降水影响明显。水位 年内 波 动 范 围小 于2 m，2—6月 持 续下 降，7—10月迅速回升，11月至次年2月份趋于稳定，年内变化均呈现枯水期、丰水期和平水期的变化特征，潜水与第Ⅰ承压层地下水水力联系密切。监测点分层监测的潜水QS07和第Ⅰ承压含水层地下水CY07之间存在水位差，表明两者间存在隔水层，进一步说明该区域潜水和承压水之间是存在不连续隔水层的。

图2 降水量及地下水水位变化（2 018.10—2 019.09）Fig.2 Variations of precipitation and groundwater levels with time （2 018.10—2 019.09）

续表1

3.2 地下水TDS空间分布特征

图3 是潜水含水层垂向上的电导率分布特征，其中废黄河口QS10监测点受淡水补给影响最为明显，潜水含水层已全部淡化，其他区域潜水含水层在10 m以上均发生不同程度的淡化，证明研究区潜水淡化层是普遍存在且程度有差别。图4显示研究区水平方向上浅层地下水TDS分布情况，潜水淡化层地下水类型包括淡水、微咸水和咸水，其TDS值由陆向海不断增加，以距现代海岸线10 km为界，大于10 km潜水淡化层地下水TDS小于3 g/L，水质类型以淡水和微咸水为主，10 km以内潜水淡化层地下水以微咸水和咸水为主，TDS最高可达10 g/L。潜水和第Ⅰ承压含水层地下水TDS值一般为13～30 g/L，主要为咸水，不随距海岸距离变化而变化，最高值超过当地海水（28.45 g/L）。深层承压水为淡水，TDS小于1 g/L。结合图5地下水TDS垂向上分布特征，研究区潜水和第Ⅰ承压层地下水为咸水层，即深度为10～100 m的浅层地下水是研究区内盐度最高的层位，下伏深层淡水承压含水层，上覆以微咸水为主的潜水淡化层。

图3 潜水含水层地下水电导率垂向变化Fig.3 Vertical changes of groundwater EC in phreatic aquifer

图4 地下水TDS水平分布特征Fig.4 Spatial distribution characteristics of groundwater TDS

图5 地下水TDS垂向分布特征Fig.5 Vertical distribution characteristics of groundwater TDS

3.3 地下水氢氧同位素分布特征

本研究根据IAEA 全球大气降水监测数据库（GNIP）参考站点资料，选择南京站点作本区雨水线方程：δD=8.49δ18O+17.71。相比于全球大气雨水线（δD=8δ18O+10），本区离海洋较近，受太平洋季风的影响，海洋水汽是其降水的主要来源，雨水线斜率、截距偏高也反映了区域湿润多雨的气候特点[25]。

河水作为地下水的主要补给来源之一，区内射阳河和废黄河从上游到入海口，其δD、δ18O变化范围分别为-33‰～-29‰、-6.34‰～-2.73‰，空间差异性明显，表现出沿河流流向富集。在δD-δ18O关系图（图6）上，河水的同位素组成基本全部落在雨水线的右下方，斜率小于雨水线，说明受到强烈的蒸发作用，结合下游及河口的同位素分布特征，说明河水沿径流方向受到海水影响增大。

研究区地下水δ18O值为-8.83‰～0.97‰，均值为-5.30‰，δD值为-58‰～-12‰，均值为-34.92‰，大于大气降水。图6（A区）深层承压水δ18O值为-8.83‰，δD值为-58‰。图6（B区）潜水淡化层δ18O值为-8.26‰～0.97‰，均值为-6.14‰，δD值为-53‰～-13‰，均值为-40.25‰；图6（C区）潜水δ18O值为-6.67‰～-1.90‰，均值为-3.90‰，δD值为-45‰～-12‰，均值为-25.5‰；图6（C区）第Ⅰ承压层地下水δ18O值为-5.06‰～-2.09‰，均值为-3.64‰，δD值为-36‰～-16‰，均值为-25‰。水平方向上地下水δD和δ18O值沿向海方向总体上增大，表现为沿程富集；垂向上潜水和第Ⅰ承压层地下水样品的δ18O、δD值基本一致，普遍比潜水淡化层和深层承压水偏正。

图6 研究区大气降水、地表水及地下水δD-δ18O分布图Fig.6 Plot of δD vs.δ18O of meteoric waters,river waters and groundwater

综上，研究区地下水主要来源于大气降水的入渗补给，且在补给过程中经历了明显的蒸发过程，沿径流方向蒸发作用越趋强烈；浅层地下水与深层承压水补给来源可能存在温度差异，深层地下水的补给来源温度较低，显示古气候效应；同一地点各层位的氢氧同位素数据具有明显的呈层性，不同层深之间同位素组成的差异表明，潜水与第Ⅰ承压层地下水有相对较好的水力联系，与深层承压水之间的联系较弱。

3.4 地下水14C分布特征

研究区地下水14C测年的变化范围为1 080～25 080 a，第Ⅰ承压层地下水14C测年范围为1 080～8 940 a，均值为3 679 a，深层承压地下水的14C测年为25 080 a，结 果 与 本 区 地 下 水14C测 年 范 围 相 符[23]。地下水14C测年在垂直方向上由浅部至深部逐渐增大。图7显示地下水14C测年与δ18O 值显著负相关，研究区地下水形成年龄越老，δ18O 值越偏负。12 000～60 000 aBP的玉木冰期，δ18O 值比现在平均低约10‰，古地下水中的δ18O能够反映更新世冰期到全新世间冰期的气候变化，全新世地下水的δ18O值接近或大于现代地下水的δ18O值，而小于晚更新世不同时期降水地下水的δ18O值（2‰左右）[26]。综合地下水的14C和δ18O特征可确定，形成于早更新世及中更新世深层承压含水层所赋存地下水主要来源于晚更新世较冷的气候条件下的补给；形成于晚更新世的第Ⅰ承压层所赋存地下咸水主要来源于全新世温暖时段的降水补给；沉积形成于全新世早期潜水含水层地下水来源于全新世温暖时段的降水补给。近千年以来河流沉积作用形成的潜水淡化层地下水显示出不同于潜水的同位素分布特征，其主要来源于现代时期的降水补给。

3.5 地下水水文地球化学特征

3.5.1 水化学三线图解析水质演化

利用水化学三线图（图8）可以了解水体的主要离子组成及演化特征。河水水化学类型分布较一致，中上游阳离子主要以Ca2+和Mg2+为主，阴离子主要以为主，由陆向海，主要阳离子逐渐向Na+变化，阴离子向Cl-变化，图中样品点位向海水点位趋近，水化学类型由HCO3-Ca·Mg型逐渐向Cl-Na型演化，近河口处受海水混合作用影响明显。潜水淡化层水化学类型分布较分散，阳离子以Na+和Mg2+为主，阴离子以为主，由陆向海，阳离子由Mg2+逐渐向Na+变化，阴离子成分逐渐以Cl-为主，水化学类型由HCO3-Na·Mg型逐渐向Cl-Na型演化，可能沿径流路径发生了阳离子交换，以及海水不同程度的混合作用。潜水及第Ⅰ承压含水层地下水的水化学类型分布较集中，阳离子以Na+为主，废黄河口潜水阴离子以为主，水化学类型为Cl·HCO3-Na型，表明受淡水补给作用明显，其他地区地下水阴离子以Cl-为主，水化学类型为Cl-Na型，集中在海水点位附近，水化学类型比较稳定。深层承压含水层地下水阳离子以Na+为主，阴离子以为主，与浅层地下水水力联系较差，水化学类型主要为HCO3-Na型水，是典型海岸带地区地下淡水与矿物间阳离子交换的作用表征。

图 7 地下水δ18O与14C测年分布特征Fig.7 Plot of δ18O vs.14C of groundwater

图 8地下水水化学Piper 图Fig.8 Piper diagram of groundwater chemistry

3.5.2 离子比值关系

Cl/Br 比值是判定地下水盐分来源的重要依据，尤其是在区分陆相蒸发源和海相源方面[27]。如果地下水中Cl-的富集是蒸发盐溶解形成，则随着Cl-浓度升高，Cl/Br比值升高；如果地下水中Cl-的富集是蒸发作用或者与海水混合形成，那么随着Cl-浓度增加，Cl/Br 比值不变。标准海水中Cl/Br摩尔比值较稳定，约为640；残余海水由于浓缩而产生NaCl沉淀，溴化物的溶解度比NaCl大，残余海水或卤水中的Br相对富集，Cl/Br＜640；如果是贫溴的含岩盐地层的溶滤水，则Cl/Br＞640；河水的Br-含量低，Cl/Br一般大于880。对于一般的淡水来说，由于Cl-的浓度非常低，石盐溶解的量是微小的，因此对于TDS小于2 g/L的地下水，受人为因素影响，Cl/Br波动较大，不适合作为确定盐分来源的指标[17]。从图9可以看出，本区海水Cl/Br 比值受河流淡水输入，较标准海水Cl/Br 值偏大，为680。深层承压水Cl-的浓度非常低，Cl/Br 比值变化范围比较大，不作为其盐分来源的判别指标；潜水和第Ⅰ承压含水层地下水Cl/Br比值位于680附近，随着Cl-浓度增加无变化，基本与当地海水相同，说明其盐分主要来源于海水混合作用，结合同位素特征可判断应为残留海水；个别的潜水样品Cl-浓度较低，Cl/Br比值偏大，最大值为废黄河口样品，达1 740，再次说明该区域地下水受地表淡水混合影响明显。

Na/Cl比值是表征地下水中钠离子富集程度的一个水文地球化学参数，可追溯地下水的成因[28]。标准海水的Na/Cl系数平均值为0.85，本次采集海水的Na/Cl值约为0.87，Na/Cl值接近于海水表明地下水受到海水混合影响，Na/Cl值为1表明地下水中盐分主要来源于岩盐（NaCl）溶解，而Na/Cl值远大于1表明地下水化学组分形成主要受铝硅酸盐矿物溶解影响。从图9可以看出，潜水淡化层地下水Cl-浓度较小时，Na/Cl比值较大，最大可达8，表明淡水盐分主要来源于铝硅酸盐矿物溶解；样品Cl-浓度较大时，Na/Cl比值接近于0.87，表明高浓度咸水的盐分主要来源于海水，分布于废黄河口附近，表明发生了海水入侵；绝大多数样品Na/Cl值为0.87～2，表明研究区大部分潜水淡化层地下水的盐分来源于铝硅酸盐矿物和岩盐溶解。潜水和第Ⅰ承压层地下水Na/Cl比值均分布在0.87海水比值线上，说明其盐分主要来源于残留海水，Ca/Cl 比值和Mg/Cl比值位于海水比值线上也表明地下咸水中盐分的增加主要受残留海水混合影响。

图9 地下水中Ca/Cl 、Mg/Cl、 Na/Cl 、Cl/Br与Cl－浓度关系Fig.9 Variations of Ca/Cl, Mg/Cl, Na/Cl,Cl/Br with Cl－concentration of groundwater

3.5.3 混合过程

δ18O与Cl-含量关系是研究地下水受海水混合影响的有效工具之一[29]。如果地下水受到海水混合的影响，则随着地下水Cl-浓度的增加，地下水δ18O值也将增加[16]。从图10可以看出，地下水Cl-浓度小于20 mmol/L时，大部分潜水淡化层18O富集与Cl-浓度增加没有关系，而是受蒸发作用影响；对于Cl-浓度普遍大于200 mmol/L的潜水与第Ⅰ承压层地下水，其Cl-浓度增加，δ18O值有增大趋势，再次表明潜水和第Ⅰ承压层地下水受到地层中残留海水影响。

图 10 地下水δ18O 与Cl－浓度关系图Fig.10 Plot of δ18O vs.Cl－of groundwater

4 结论

（1）江苏盐城滨海地区浅层地下水系统为潜水与第Ⅰ承压含水层地下水，两者地下水水力联系密切，均以咸水为主；潜水含水层上层有分布连续稳定且埋深小于10 m的淡化层，以淡水和微咸水为主，沿向海方向TDS升高。

（2）深层承压含水层地下水主要来源于晚更新世较冷的气候条件下的补给，潜水与第Ⅰ承压含水层地下水主要来源于全新世暖期的降水补给，其盐分主要来源于经历了强烈蒸发浓缩过程的古残留海水。

（3）潜水淡化层主要是溶解地层盐分和蒸发作用形成，地下水主要来源于现代时期的降水补给，地下水盐分主要来源于岩盐和铝硅酸盐矿物的溶解；废黄河口因沉积过程受黄河影响明显，含水层介质较粗，淤积和侵蚀变化剧烈，部分地区受到一定程度的现代海水入侵影响，同时也存在受淡水补给影响而淡化程度较大的区域。

（4）沉积过程和气候变化是不同层位地下水补给来源的主要控制作用。潜水淡化层是与现代降水过程、人类农业活动、生态环境演替最为密切的层位，虽属于潜水含水层，但表现出完全不同于潜水的水化学和同位素特征，是影响区域浅层地下水循环的关键因素，潜水淡化层的演化和平衡，其稳定性的评估及对浅层地下水系统影响的预测分析应给予足够的重视；同时本研究下一步也将结合本区海侵海退过程、海平面变化、沉积地层结构和岸线变化，在沉积环境演化过程分析的基础上建立地下水系统形成演化模式。