根据水化学测试结果(表3),利用AqQA软件按照Na-K,Mg,Ca相对浓度和SO₄,HCO₃相对含量对17个水样的化学组成绘制Piper三线图(图2)。根据舒卡列夫分类法,可将昭通地区流体观测井地下水的水化学类型划分为:HCO₃-Ca型、HCO₃·SO₄-Ca型、HCO₃·SO₄-Ca·Na型、HCO₃-Mg型、HCO₃·SO₄-Cg·Mg型、HCO₃-Ca·Mg型、HCO₃-Na·Ca型、HCO₃-Na型(表3)。结果显示:各采样点主要的阴、阳离子组成类似,均表现为碳酸型水,但不同观测井水样中相同离子的含量和离子总含量均存在较大的差别。因此,各采样点水化学类型存在一定的差别,表明各采样点的地下水来源、形成过程有所不同(周志华等,2014)。

分析承压水盆地地下水水化学成分形成过程认为,HCO₃-Ca型水属于补给区最初始的大气降水,大气降水在补给运动过程中富集硫酸盐,从而形成HCO₃·SO₄-Ca型水; 同时,由于Ca²⁺被交替,水中将富集Na⁺,演化成HCO₃·SO₄-Na·Ca型水; 随着补给区水继续沿着水流方向运动,硫酸盐继续富集,形成硫酸型盐水,在缺氧或含有机物质的条件下,硫酸盐开始发生还原反应,

图2 昭通地区地下水Piper图
Fig.2 The Piper diagram of underground water in Zhaotong area

使得水体变为HCO₃·SO₄-Na型水(李学礼,1988)。整个演变过程表明,昭阳一中井经历了较长的补给路径,发生了较为强烈的Ca²⁺,Na⁺阳离子交替吸附作用以及还原反应,其他井大气降水补给路径相对较短,水岩相互作用较弱。收集昭阳一中井抽水试验参数,其单位涌水量约为0.001 68 L/s,渗透系数约为0.004 93 M/d,这表明昭阳一中井含水层渗透系数非常小。分析原始观测数据发现,中国地震局地震预测研究所在2017年5月背景值调查过程中对该观测井进行了取水化验,造成水位下降,直至10月底水位才恢复至原有水位状态。而云南地区大多数流体观测井取样后的水位恢复过程基本都在数天之内,如此大的差别进一步表明昭阳一中井含水层中水体补给过程非常缓慢。上述现象可能是由昭阳一中井在整个地下水补给、运移过程中水岩作用较为强烈所导致。

Na-K-Mg三角图解常被用来评价水—岩化学平衡状态、区分不同类型的水样以及判断地下水循环深度。将昭通地区的水样测试结果绘制成Na-K-Mg三角图(图3),结果显示,大多数采样点均属于未成熟水,处在Mg端元,表明水岩相互作用程度非常弱,处在水岩作用的初始阶段,尚未达到水岩平衡状态; 昭阳巡龙井、鲁甸田合井、昭阳一中井明显偏离了Mg端元,尤其是昭阳一中井相较其他采样点更接近于部分平衡水,表明这3个采样点的水岩作用过程明显强于其他采样点,其中鲁甸田合井、昭阳巡龙井均为鲁甸6.5级地震后重建新打的井孔,自2017年初开始观测,这2口观测井的含水层系统可能未达到平衡,尚处于与地表水的交替过程,而昭阳一中井则是地下水在补给运移过程中发生了较为强烈的水岩作用。

图3 昭通地区水化学Na-K-Mg三角图
Fig.3 The hydrochemistry of Na-K-Mg in Zhaotong area

地下水的氢氧同位素是水循环研究中的示踪剂,其δD和δ¹⁸O的含量和分布特征可以用来分析地下水的补给来源。根据以往研究结果,全球大气降水线方程为δD=8δ¹⁸O+10,西南地区大气降水线方程为δD=7.54δ¹⁸O+4.84(刘进达等,1997),二者相差非常小。昭通地区多个采样点氢氧同位素测定结果显示,大多数采样点都位于大气降水线附近(图4),表明区内大多数流体观测井、泉主要是由大气降水补给。

图4 昭通地区观测井氢氧同位素组成
Fig.4 The composition of hydrogen and oxygen isotopes in Zhaotong area

由于各采样点的地下水在运移过程中水-岩相互作用程度存在一定的差异性,因此各采样点的测定结果也略有差异。个别采样点出现一定的¹⁸O漂移富集现象,其中砚池山水库作为大型的地表出露水体,可能与其自身存在较为显著的蒸发作用有关; 鲁甸田合井为2016年新打井孔,自2017年投入观测以来,其含水层的水平衡状态很不稳定,与周边水体交换较为强烈,从而引起氢氧同位素的漂移过程; 巧家毛椿林井距离金沙江边约100 m,地下水补给来源与其他观测点存在一定的差异。与上述观测井不同,昭阳一中井明显偏离于大气降水线,进一步表明该井地下水在补给之后经过了长时间的运移,并发生了较为强烈的水岩作用。

收集2014,2017,2018年3个不同采磁时段昭通地区多口流体观测井的取样测试结果,对比不同时期观测井水体水化学组分的演化过程,如图5所示。由图可见,不同采样时段昭通渔洞井、大关谢家沟井、巧家毛椿林泉水化学组分均保持一致,表明近几年这几口井地下水补给来源未发生变化,含水层水体未发生新的更深入的水岩作用过程。昭阳一中井在2014和2017年采样时段水化学组分一致,在2018年采样时段,其HCO^-₃含量明显减少,SO^2-₄和NO^-₃含量也发生了一定变化,其水化学类型也由HCO₃-Na演变为HCO₃·SO₄-Na,表明自2018年以来,昭阳一中井在地下水的补给、运移过程中发生了一定改变。根据承压层地下水演化过程分析认为,可能是由地下水在补给运移过程中发生了硫酸盐富集等反应所导致。大关水氡点在2014,2018年采样时段水化学组分一致,2017年采样时段发生了与昭阳一中井2018年相类似的情况,表明在2017年大关水氡点的地下水的补给过程中发生了一定改变,至2018年再次恢复至原有大气降水补给的初始状态。鲁甸田合井、昭阳巡龙井2口新打观测井在2017和2018年采样时段的离子组分和含量均发生了明显的改变,应该是整个含水层水体与外界地表水发生了较为强烈的交换过程,导致水体水化学组分变化较大。

图5 不同采样时段昭通地区地下流体观测井水化学组分对比
Fig.5 Comparison of chemical components of groundwater in subsurface fluids observation wells in Zhaotong area in different sampling periods

研究区内,昭通渔洞井、大关谢家沟井以及鲁甸水氡点附近分别存在3处出露地表的大型水体,分别为:渔洞河,距昭通渔洞井约100 m; 谢家沟河(龙潭),距大关谢家沟井约100 m; 砚池山水库,距离鲁甸水氡点约700 m。同一时段对这3处水体进行了取样测试,测试结果显示,昭通渔洞井、大关谢家沟井与旁边约100 m处的水库、河流水化学组分基本一致(图6a,b),表明两者之间存在直接的水力联系,而鲁甸水氡点与砚池山水库的化学组分存在较大的差异(图6c),表明两者之间无直接的水力联系。以上结果进一步表明,当地表出露的水体距离观测井很近时,水体会对观测井产生明显的干扰影响,当二者之间存在一定的距离之后,对观测点的直接影响则不明显。

图6 观测井与其周边水体的水化学组分对比
Fig.6 Comparison of chemical components between groundwater in observation wells and their surrounding water bodies