0 引言

地下水位观测已成为地下流体监测的重要手段之一(刘耀炜等，2006)，除受到井孔—含水层系统的应力、应变状态变化影响外(兰双双等，2010)，大气降水和地下水开采对井水位影响最为普遍(车用太等，2011)。因此，了解井口观测补给源变化及井孔—含水层系统的应力、应变状态变化尤为重要，有助于利用观测资料识别前兆异常并准确把握震情。作为地下流体监测的重要手段，地下水位观测，特别是深井观测具有重要作用，但是水位观测受到降雨和地下水开采的影响，对井水进行氢氧同位素和水化学实验分析，可以解释观测井水的补给来源。

国内开展的地下流体观测对于地震短临预测具有较好的借鉴作用，其中水位观测在地震短临预报中曾有较成功的实例，因此查明井水补给来源及离子组分对于开展地震研究具有重要意义。南昌地震台流体观测井(下文简称南昌井)2013年8月22日正式观测，至今水位和水温测项已积累大量观测数据。文中选取南昌井2019年12月至2020年1月的水样及台站附近大气降雨样品，分析井水位氢氧同位素和离子组分特征，探讨井水补给来源。

2 研究区概况

江西省南昌地震中心台(下文简称南昌台，台站代码为nnc)建于1972年，是含地震、形变、流体、电磁4大学科的综合地震监测台站。台站地处南昌市经开区梅岭脚，构造主体以新华夏系NNE向压扭性断裂占主导地位，北西部一系列NNE向压扭性断裂组成多字型构造(图 1)。

南昌井于2010年成井，观测含水层为基岩裂隙水，属于小流量承压自流井，从井孔柱状图(图 2)可知: 井深221.8 m，套管向下延伸130 m，井深130 m以下为泥浆止水，地表至地下5.5 m为第四系粉质黏土，5.5—20.5 m为微风化片麻岩，20.5—221.8 m为风化片麻岩，在35 m、48 m、67.7 m处有裂隙发育，地下水活动明显，132—133 m处有一条张裂隙发育，裂隙倾角约60°，裂隙宽度约0.6 m，在深度204—221 m处未见明显裂隙。在深度140 m、158 m、180.5 m、183—185 m均有地下水活动迹象。

2 样品选取与处理方法

选择2019年12月至2020年1月降雨时段，同步选取台站附近大气降水和南昌井水样，进行氢氧同位素及离子组分对比分析。取样严格按照标准进行，以保证测试的科学性和准确性。

使用专业的N4524-100 mL低密度聚乙烯窄口瓶作为样品容器，使用东华理工大学质谱科学与仪器重点实验室去离子纯水清洗。为了防止外界对水样的污染并保证样品的真实性，将容器瓶使用观测井井水清洗3次，采用溢流法采样。大气降雨采用相同步骤取样。每次取3份样品，使用带螺旋的塑料瓶盖进行密封处理，保留一份样品作为备份，另2份样品由国家自然灾害防治研究院(原中国地震局地壳应力研究所合并组建)进行测定，氢氧同位素分析采用Picarro液态水同位素分析仪(L2130，美国)。氢、氧稳定同位素测定公式为

$ \varDelta=\left(R_{\text {样品 }}-R_{\text {标准 }}\right) / R_{\text {标准 }} \times 1000 $

(1)

该式为相对于维也纳标准平均海洋水(V_SMOW)的千分差，R_样品为样品中¹⁸O/¹⁶O (D/H)的比值; R_标准为维也纳标准平均海洋水(V_SMOW)中¹⁸O/¹⁶O (D/H)的比值。测试精度δ¹⁸O＜0.025‰，δD＜0.1‰。

3 结果与讨论

严格按照规范取水样，通过对南昌井及大气降水水样数据进行氢氧同位素及水化学实验分析，得到南昌井水体的主要离子组成，分析其补给来源以及补给水位高程。

3.1 水化学特征证据

利用水化学分析，可以揭示水体的主离子组成变化，体现水样三线图化学特征(刘鑫，2013)。Na-K-Mg三角图解可用来评价水—岩平衡状态，用以研究成岩作用、流体活动历史、成分和性质。水—岩相互作用以流体、地下水和岩石之间存在的化学或同位素的不平衡为前提，而物质成分相互交换作用产生的化学反应，是一个非平衡地球化学过程(章新平等，2003)。南昌井水样Na-K-Mg三角图见图 3，可见: 水样中无明显优势阳离子，Na⁺、Ca²⁺离子占主体，而Ca²⁺由土壤交换形成，Na⁺来源于沉积物，表明该观测井属低矿化度地下水; 水样中优势阴离子为HCO₃^-，表明该井属重碳酸型水。

南昌井水—岩反应见图 4，图中曲线表示南昌井矿物平衡线，水样靠近“未成熟水”区域右下角Mg离子所在处，表明该观测井水循环周期较快，水—岩反应尚未达到离子平衡状态，水—岩作用仍在进行，据张磊等(2019)的研究，说明井水受地表水影响较大。

3.2 氢氧同位素证据

氢和氧是自然界中的2种主要元素，而水是由氢氧元素组成的一种重要的化合物，水不仅参与自然界的各种化学反应和地质作用，而且是自然界各种物质运动、循环和能量传递的主要媒介物(王焰新等，1993)。氢氧同位素分析是研究地下水补给来源、年龄、循环过程的重要手段。利用该手段，可记载到水循环过程中的不同地质信息。利用Picarro液态水同位素分析仪，测定南昌井地下水和大气降水各2份样品的氢氧同位素，结果见图 5。图中大气降水线引自Craig(1961)的研究结果，方程如下

$ \delta^{2} \mathrm{H}=8 \delta^{18} \mathrm{O}+10 $

(2)

式中，δ²H为氢同位素实测比值，δ¹⁸O为氧同位素实测比值。

由图 5可知: ①2份南昌井水样: 氢同位素测值(δD)为-41.22‰与-38.68‰，平均-39.95‰，变异系数1.27;氧同位素测值(δ¹⁸O)为-7.59‰与-7.09‰，平均-7.34‰，变异系数0.25。2份水样的实验结果较为接近; ②2份大气降水样品: 氢同位素测值(δD)为-37.13‰与-25.73‰，平均-31.43‰，变异系数5.7;氧同位素测值(δ¹⁸O)为-6.75‰与-5.17‰，平均-5.96‰，变异系数0.79。2份样品的氢同位素测值(δD)波动较大，但均分布在全球大气降水线附近。

由实验数据可知，在南昌井地下水和当地大气降水样品中，氢同位素测值均远大于氧同位素的值。由水样变异系数可知，在大气降水中，氢同位素(δD)和氧同位素(δ¹⁸O)的变异系数均比南昌井地下水高。而变异系数是衡量2组数据离散程度的物理量。一般来说，数据波动越大，其离散程度也越大，反之越小。

通过进一步分析，得出以下结论: ①不论是地下水还是降水，氧同位素(δ¹⁸O)均较氢同位素(δD)变化稳定，可能由氢、氧元素动力分馏速率不同引起(章新平等，2003); ②大气降水的氢、氧同位素测值波动大于地下水。这是因为，对于降水而言，氢氧同位素的循环发生在大气中，与水汽源地、水汽输送历史、相变过程、水汽的补充和交换等相关。而地下水循环则需通过补给和排泄2个环节参与到自然界水循环，使得降水的氢氧同位素变化幅度及变化速率均较大(鲍志诚等，2019)。

由图 5可知，南昌井地下水和大气降水氢氧同位素测值均靠近全球大气降水线，且均偏右下方，表明南昌井水体为浅层地下水，主要来源为大气降水，说明测区地下水与围岩介质发生了水—岩相互作用。一般情况下，不能只考虑大气降水补给，应同时考虑地表径流、远场降水补给、库水补给等因素，而从南昌井周边地质构造和环境可知，附近并未发现明显的地表径流和水库补给，故其补给来源主要为地下水。

3.3 补给高程

利用高程梯度值可以进一步估算出研究区地下水的补给高程，其计算公式如下

$ H=(\delta G-\delta P) / K+h $

(3)

式中: H为补给区高程; h为取样点高程; δG为取样点的δD或δ¹⁸O值; δP为取样点附近大气降水(补给水)的δD或δ¹⁸O值; K为δD或δ¹⁸O高程梯度值。

已有研究(欧阳庆等，2011)认为，不同高程数据与其氢氧同位素的线性回归可拟合得到研究区氢氧同位素高程梯度值，在研究地下水补给高程时，该梯度值在局部范围内可以通用。据欧阳庆等(2011)的研究，九江庐山地区δD的高程梯度为-1.38‰/100 m，即每升高100 m，δD减小1.38‰; 据李鹭(2018)的分析，宜春地区δD的高程梯度为-2‰/100 m。取两地δD的K值平均值，即为-1.69‰/100 m; h为南昌地震台高程，h = 78 m。经计算，得出南昌台地下水补给高程约582 m。

4 结论

通过对南昌井水化学实验分析，得出以下结论: ①通过氢氧同位素分析，可知南昌井井水补给主要来自大气降水; ②由水化学三线图可知，南昌井井水属于未成熟水，表明循环周期相对较快，地下水与围岩介质发生了比较明显的水—岩作用，与氢氧同位素分析结果相吻合; ③南昌井水优势阴离子为CHO₃^-，属重碳酸性水; 无明显优势阳离子，其中阳离子组分主要有Ca²⁺和Na⁺(Ca²⁺来自土壤交换，Na⁺来自沉积物)，表明南昌井井水属于低矿化度地下水; ④根据水化学实验分析结果，南昌井总体属于大气成因型且循环过程较为稳定的裂隙水补给承压井，裂隙水补给来源主要为大气降水下渗。