红层地下水水质影响因素及变化规律
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发布时间：2022-04-23 01:50
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时间：2023-10-17 18:49
岩石矿物及化学成分是形成红层地下水无机化学组分的物质基础，红层通常含有较多的易溶盐，这些物质成分与水的作用决定着地下水的化学特征。此外，含水层的赋水空隙特征、埋藏分布状况，地下水的补给、径流、排泄条件、水文气象以及开采利用情况的变化等，通过影响水-岩物理化学作用发生的条件，均会对地下水水质产生一定的影响。
2.4.2.1 红层的岩石地球化学特征
红层多形成于封闭或半封闭、干热的内陆盆地中，地层岩性变化大，含盐地层发育。红层矿物成分主要有粘土类矿物、石英、方解石和白云石等，红层中较为广泛地存在含可溶盐夹层、可溶盐层和卤水含水层。含可溶盐夹层通常为含硬石膏、钙芒硝的泥岩，可溶盐层多为石盐矿层，常见的共生盐类矿物有石膏、硬石膏、钙芒硝、无水芒硝、天青石、方解石、白云石、光卤石、钾盐、杂卤石、天然碱等，盐矿层周围普遍发育盐上及盐侧溶滤卤水含水层。与红层同期由沉积作用形成的矿产还有砂页岩型铜矿和蓝石棉、赤铁矿以及少量油页岩矿点，局部地段富含铁矿。
红层地下水化学成分的形成、变化，主要是水与含水介质相互作用的结果。大气降水渗入地下后，经过一段时期的径流，通过对可溶性岩石及矿物的溶滤，其化学成分大多会发生明显的变化，这在有较多的层位含有可溶盐的红层中表现尤其突出。岩石矿物及化学成分对地下水化学成分的影响特别明显，是红层地下水的水质比其他类型的地下水更为复杂多变的根本原因。
盐泉是最直观的表现。盐泉是地下水与含盐岩矿相互作用后在地表的天然露头，野外调查采集的卤水大部分都是氯化物型岩盐溶滤水，其次为硫化物型岩盐溶滤水。盐泉的主要离子成分为Cl－、
、
及Na+、Ca2+、Mg2+，除混合型的深层卤水和变质作用的封存卤水之外，盐泉离子含量都能很好地反映埋藏在地下的固体盐组分。滇中地区经深部钻孔验证，Cl－、
型盐泉预示存在石盐、芒硝矿床，如安宁、者北硝盐矿；
型盐泉则可预示存在芒硝、石膏矿床，如禄劝撒营盘。思茅地区Cl－-Na+型盐泉的分布与盐矿关系十分密切，盐矿层周围普遍发育盐上及盐侧溶滤卤水层，由于这些卤水层形成时代新，有良好的循环空间，其化学成分多取决于所溶滤盐系的易溶组分。通过对云南中部若干盐泉的长期观测，除深循环盐泉外，其流量、浓度变化大都与降雨量密切相关，雨季流量大，浓度低，旱季相反，说明盐泉的来源比较浅。
红层地区的地球化学异常在地下水化学成分中的反映也是明显的例证。西南红层区均存在程度不同的Fe、Mn高异常。经区域地球化学调查，云南红层区Mn平均值为658.76×10－6，异常下限为1148.47×10－6，最大值为13968.00×10－6；Fe平均值为4.231×10－2，异常下限为7.307×10 －2，最大值为12.400×10 －2。红层区的Mn、Fe高异常，往往导致红层地下水的Fe、Mn超标。究其根本原因，这与红层形成的地质背景是密切关联的。西南地区广泛分布二叠系峨眉山玄武岩（Pe），在滇中地区玄武岩和变质岩处于红层沉积区的物源区，其Fe、Mn高异常化学背景必然带到红层中。在水 岩作用下，这种异常也就反映在地下水的水质中。
2.4.2.2 红层地下水的循环条件
可供开发利用的红层地下水，主要是循环周期在一个水文年内，受降水的季节变化影响明显的浅循环地下水。大气降水的渗入是红层地下水主要和普遍的补给源，地下水的循环途径及特征明显受地形地貌、构造和含水层埋藏条件的影响，进而也影响到了地下水的水质。
地形侵蚀切割程度和水文网密度对地下水循环有着重要的影响，地形切割愈深，沟谷愈发育，水力坡度愈大，地下水循环交替愈强烈。地下水补给区主要为含水层裸露的山地丘陵区，这些地区地下水交替迅速，大气降水渗入后，以三维径流为主顺地势降低的方向快速地向低洼处径流。途中部分地下水以悬挂泉及下降泉的形式，在弱透水层（带）顶面和沟谷中排泄，大部分则在盆地、谷地和洼地等低洼地区的边缘以泉的形式排泄，剩余部分沿断裂构造进行深远程径流排泄。这些地区的地下水由于长期快速循环交替，水质一般较好。当进入山前斜坡、平原或坝区后，地下水以二维扩散流为主，越靠近低洼地中心，随着含水层上覆盖层厚度的增大，地下水的循环交替速度趋于缓慢，特别是受较大面积的隔水层埋藏的含水层中，地下水循环交替微弱，水中逐渐积累了源于含水层岩石矿物的溶滤组分，如果存在含盐地层，水质往往极差。
地质构造通过控制地下水的赋存和运动而对水质产生影响。主要表现在构造破裂均有利于大气降水、地表水的补给和径流，对地下水水质的淡化能够起到明显的作用。例如：1991年，长沙黄花国际机场进行水源地勘查，勘查区内的控制性断裂长达几十千米，次级断裂也长达数千米，发育深度大，有利于地下水进行深循环和较长距离径流。沿断裂带白垩系上统戴家坪组（K2d2）地层的灰质砾岩中溶蚀裂隙及洞管较发育，储水及导水条件较好，有利于断裂两侧地下水的汇集。在断裂交汇部位约50m2范围内布置的7个钻孔，孔深134.02～229.54m，其中3个孔涌水量均在3000m3/d以上，最大的达到6817m3/d以上，水化学类型为 HCO3-Ca 型，矿化度200mg/L，pH 值7.2，水质良好（刘振忠等，1996）。云南省大姚县SK253管井深96.6m，位于北西向短轴屉型小向斜东南端核部，三面环山，形似“箕”状的低凹地区，地表岩层倾角22°，岩性均为泥灰岩。23.5～40.2m、51.0～57.0m、80.8～83.8m孔段岩心破碎，蜂窝状溶孔顺层面发育。84m以下岩心逐渐完整，溶孔逐渐变少。静止水位埋深21.6m，降深8.1m，涌水量只有86.4m3/d。由于向斜外围岩层陡立，含水层封闭条件好，主要含水层在70m以下，岩石中Fe元素背景值偏高，在地下封闭的还原环境下，Fe以二价铁的形式溶于水中，又得不到排泄，长期积累造成地下水中铁超标。
含水层的埋藏深度对地下水水质的影响也是明显的。刘光尧统计了四川盆地西部大量红层钻孔资料（表2.9），发现在构造作用影响不突出的地区，不同发育强度的裂隙带中由于水循环交替强度不同，其水化学类型也有明显的差异。随着含水层埋深的加大，裂隙发育程度逐渐减弱，地下水循环交替变缓，
含量变高，矿化度、硬度也随之增高（刘光尧，1981）。裂隙强发育带中溶解度较高的膏盐类矿物被溶蚀并形成的蜂窝状溶孔，而溶解度较低的碳酸钙发生沉淀，在溶孔中形成次生方解石结晶体。向地下深部，随着裂隙带发育程度减弱，地下水循环交替强度变缓，地层中的石膏仍呈薄层和团块状。
表2.9 成都东郊红层水化学特征表
在大厚度的含水层中，随着埋深的增大，水循环逐渐减弱，地下水中化学成分的浓度大多存在逐渐增高的趋势。云南白垩系上统江底河组（K2j）岩石化学成分中，石膏的百分含量在埋深0～12m 为零，至281～350m，变为19.32%～24.12%，同时地下水中Ca2+、Na+、
、
的含量也随着埋深增大而呈增高的趋势。云南楚雄盆地白垩系红层含水层中不同埋深地下水基本化学成分统计结果也反映出这一变化趋势（表2.10）。另据浙江金华盆地内140余个钻孔资料，岩心裂隙大多充填有次生石膏，且初见次生石膏的标高，由盆地边缘逐渐向中心升高，次生石膏充填带上、下段的水位、水量、水温、水质等都有明显的区别，次生石膏充填带下为微咸水，固形物含量800～2000mg/L，为SO4-Na型；次生石膏充填带上为淡水，固形物含量200～700mg/L，水质类型为 HCO3、SO4（SO4、HCO3）-Ca、Na、Mg型（朱运峰，1985）。
表2.10 楚雄盆地白垩系不同埋深地下水基本化学成分统计表 单位：mg /L
另外，应注意通常所说的红层地下水中的咸、淡水界面埋藏深度并不是一成不变的，而是随着含盐地层的空间展布以及地下水径流条件的改变而频繁变化的，不同的水文地质区段之间不存在区域上统一的咸淡水界面，而且变化的范围还比较大。在有的平原或平坝区，埋深浅的仅10～30m，甚至咸水就出露于地表。而滇中红层区山间盆地内，一般咸、淡水界面埋深大于100m，但在富含易溶盐的岩层分布区，在埋深较浅的部位，水质也极差，为卤水、咸水，不能饮用，含盐量高的可作盐矿开采，如云南省楚雄州大姚县的石羊盐矿和禄丰县的黑井盐矿等；四川盆地一般埋深50m左右，但深者可达200m；重庆西部咸、淡水界面埋深则为20～125m。
2.4.2.3 人为影响因素
人为影响因素对地下水水质的影响主要表现在对地下水循环条件的影响及污染两个方面。前者主要表现为输排地下水，改变地下水原始水动力场，加快水循环速度或增加地下水循环深度，也可能会促使淡水层与咸水沟通，导致淡水变咸或者咸水淡化。抽取地下水是人为加大地下水水力坡度、加快地下水径流速度或增加地下水循环深度的最常见的人为活动。在云南红层地区，随着抽水活动的长期进行，地下水中铁、锰、硫酸根的浓度会显著降低。譬如：云南省楚雄市智明小学示范井2004年2月成井时检测总铁、总锰含量分别为4.654mg/L和0.0mg/L。经过3年的开采，2006年4月复测时指标降为0.202mg/L和0.033mg/L。云南省大姚县钱湾村自流孔（S314），为石油部门于1985年所钻凿，竣工后一直自流，经过20余年的自流，地下水得到不断的循环更新，水质优于附近钱湾小学探采井，铁、锰、硫酸根的含量也明显低于附近的探采井。仓街中学探采井2006年1月24日成井时水中铁含量为2.054～2.154mg/L，开采3个月后复测，铁含量降低为0.618mg/L。
在大规模长期开采地下水的地区，可能改变地下水与地表水的补、排关系。如果原来为地下水向地表水排泄的，随着地下水水位下降，有可能变为地表水补给地下水，这在一定程度上增加了地下水的补给量，但如果地表水水质较差或污染较为严重，也同时会造成地下水的污染。
红层地区江河、湖泊、溪沟、水库、堰塘、稻田等地表水的渗入，对地下水具有一定的补给、调剂作用。随着人口的增长和农副业的发展，人类活动对地下水的影响日益严重。如：大牲畜存栏数不断增加，高密度水产养殖，以及化肥、农药的大量施用、农村生活污水、垃圾等污染物的随意排放，导致河水、库塘水、第四系浅层孔隙水污染逐年加重，也使红层风化裂隙水受到不同程度的污染。例如：云南省大姚县瓜子村 SK248、SK249钻孔位于村前谷地边缘新街河边，井位距离河水面20m左右，井深分别为35.0m、28.5m，揭露第四系粘土层厚2～3m，下伏为钙质泥岩与钙质粉砂岩互层，岩层走向与河谷直交，倾向下游，地表岩层倾角30°，水文地质结构有利于河水入渗补给地下水。该河水有机污染严重。钻孔水样分析结果：总硬度700.18mg/L，*盐氮38.87mg/L～39.28mg/L，地下水已受到了污染。
2.4.2.4 红层地下水的水质变化规律
通过对红层地下水的水质概况、影响因素的分析，结合红层水文地质环境特征进行归纳总结，红层地下水的水质变化主要具有如下规律：
（1）红层地区的某些元素异常必然反映在地下水中。
由于红层地下水的水质与地层岩性关系密切。因此，非含盐地层分布区水质一般较好，而含盐地层分布区水质往往较差。
红层地区的地球化学异常在地下水的化学成分中都会得到明显的反映。通常，在内陆盆地干热气候条件下沉积形成的红层岩石中，均存在程度不同的Fe、Mn高异常。红层岩石中的Fe3O4、MnO2等物质，在水-岩作用下，重新进入地下水中，使之Fe、Mn含量也相应形成高异常。在盆地或洼地等处于封闭状态、半封闭或地下水径流滞缓的地区，以及深覆盖或深埋藏的含水层中，在还原环境条件下 Fe3+、Mn4+还原为低价状态以 Fe2+、Mn2+的形式溶于水中，从而使水中Fe、Mn含量增高。
（2）红层中含可溶盐夹层、可溶盐层、卤水的化学成分必然反映在自身和比邻含水层的地下水中。
当红层中的可溶盐夹层、可溶盐层、卤水与循环中的地下水发生水力联系时，这些盐类沉积物在地下水的溶滤和混合作用下，必然要进入到自身和比邻含水层的地下水中。在云南、四川、重庆、江西、湖南、浙江等红层地区施工的钻孔，时常会揭露到含石膏脉和斑点状石膏的泥质或粉砂质岩层，这时地下水水质就必然变差，通常是
离子浓度及矿化度超标。当地下有石盐矿层时，常常会形成Cl-Na型卤水。
（3）随地下水循环条件的改变而变化。
就平面分布而言，一般丘陵山区地势较高的地带地形切割强烈，由于长期淋滤，地层含盐分较低，加之地形坡度大，地下水径流速度快，循环交替积极，积存于水中的盐分少，矿化度低，多小于500mg/L，水质较好。山间盆地、宽谷、洼地底部等低洼地区，多为地下水的储存和排泄区，地下水循环交替较缓慢。如果地层中存在易溶盐分，地下水中往往滞留盐分较多，矿化度多大于500mg/L，少量超过1000mg/L。
从垂向上看，由地表向地下深部，地下水中的盐分含量呈增高的趋势。一般浅层地下水循环较快，水中矿物质成分含量相对较低，水化学指标良好。埋藏较深的地下水循环深度大、周期长、速度慢，岩层中易溶矿物充分溶于地下水中，逐渐累积，总硬度、
、Cl－等指标一般较高。红层地下水水质随深度的变化在山间盆地中反映较为明显，随着埋藏深度增大，地下水径流变得滞缓，很多离子浓度呈增高趋势。比如一般情况下，滇中红层区的山间盆地中埋深150m以上水质普遍较好，多为HCO3-Ca · Mg和HCO3· SO4-Ca型；埋深150m以下水质变差，变为SO4-Ca和Cl·SO4-Ca·Na型等，为矿化度高的微咸水，并有多项离子超标。
尚需注意，人为活动引起地下水水质的变化比较复杂，往往因地而异，随着人类活动影响因素的物理化学特征和强度而变化，其变化范围可能达到整个径流系统的边界。
