文摘

详细的Cl垂直配置文件⁻在孔隙水通过aquitard-aquifer系统被用来产生溶质传输机制和建立一个概念模型演化过程和运输时间的天然示踪剂迁移在江苏北部沿海平原,中国。一维垂直Cl的模拟模型⁻概要说明扩散似乎是占主导地位的aquitard-aquifer体系中溶质传输机制。一个向下的地下水流动没有改善模拟和测量值之间的适应性。一些模拟模型构建和建议Cl的演变⁻资料主要是归因于引入海水和淡水的transgression-regression第一承压含水层上边界。第一承压含水层地下水充电到更新世冰川融水(女排ka BP)支持的低Cl⁻浓度。浅层地下水的承压含水层孔隙水和高盐是归因于全新世海水入侵。这些时间与之前研究的结果也一致看好的古水文学研究的领域。

1。介绍

如何经常似乎有能力包含高盐度相对含水层(1,2]。许多研究已经进行了厚,nonfractured clay-rich和页岩单位批量导水率(K)低于1×10^-10年米/秒(3- - - - - -6]。在这种情况下,溶质运输如何证明是由分子扩散(7,8]。

肖和亨德利9]建议的厚度clay-rich弱透水层被要求> 60米,以避免发生的初始干扰advective-diffusive溶质概要文件。然而,含水的单位(蓄水层或砂条纹)与不同厚度通常是点缀在如何(6,10- - - - - -12)和特别明显在中国的沿海平原第四纪沉积物由于transgression-regression效应(13]。至关重要的是,这些事件可能导致运输路径和局部扰动平流沉积物中孔隙水溶质传输概要文件和导致问题的解释palaeohydrogeological信息(12]。尽管潜在重大对流迁移在示踪概要,扩散被确定为纯传输机制控制溶质运输aquitard-aquifer系统研究的基础上,旷et al。14,15]。地球化学示踪剂被用来定义和限制长期传输机制和保存的历史记录在弱透水层主要palaeohydrologic事件量表(6,10- - - - - -12,16]。尽管溶质运输如何已经进行了许多研究,clay-rich中的孔隙水传输机制和流程如何穿插多个含水层的共存的沿海地区需要更多的研究来支持并进一步确认。

苏北沿海平原(NJCP)位于中国的东部,毗邻南黄海(图1)。本研究区属于新丝绸之路”的一部分,在地下水资源在促进社会和经济发展中起着举足轻重的作用。然而,该地区地下水主要是严重影响了海水入侵的第四纪罪过(17,18]。确保可持续发展的新丝绸之路,地下水资源的管理应给予相当的关注。大多数以前的研究在这一领域关注的详细调查地区地下水水质的变化和演变19,20.]。此外,含盐地下水如何和含水层研究探讨水文地球化学特征和化学演化过程(21]。然而,了解盐水aquitard-aquifer系统中的传输机制和流程在这样的沿海地区仍然是非常有限的。

这项工作的目的是探讨aquitard-aquifer体系中溶质传输机制和演化过程,并提供额外的使用Cl palaeohydrogeologic信息⁻浓度垂直配置文件。本研究的具体目标是(1)获得的有效扩散系数(),垂直沉积研究的概况的基础上,实验室实验中,(2)应用一维垂直运输的Cl模型⁻概要文件来洞察aquitard-aquifer系统中占主导地位的溶质传输机制,和(3)探索更详细的合成paleohydrologic和造型的地质事件的时间示踪aquitard-aquifer系统配置文件。

2。一般网站的描述字段

2.1。水文地质环境

目前的研究是在晚更新世和全新世clay-rich NJCP存款,中国东部平原(图的一部分1)。NJCP有大陆和海洋气候,年平均气温13 - 16°C。年降水量平均大约800 - 1200毫米,近30 - 60%的年降水量介于6月和9月25]。一年一度的蒸发约900 - 1050毫米。

沉积物的沉积相变化从西到东,从最初的冲积洪积物沉积物然后海洋沉积物海岸平原,主要是因为发展的淮河、黄河和海平面变化(23,26,27]。逐渐和垂直第四纪沉积物转变是可观察到的从单一大陆冲积陆地和海洋之间的过渡沉积相(17,18]。研究区域的沉积相可分为三组:陆相、海相和过渡相。第四纪陆相主要指河流冲积相特徵冲积相(17,18]。海洋相是由滨海相、浅海相。过渡相发生沿海岸由河口泻湖、潮间带和残余海水区。

的主要含水层由多层含水层组在东海岸(图2)。潜水含水层和第一、第二和第三承压含水层被认为在这一研究领域,由第四纪沉积物的厚度10 - 50米(19]。这些蓄水层由砂砾石,medium-fine砂和细砂和由淤泥和clay-dominated如何。地下蓄水层的特点是一个复杂的多层框架由于特殊的地理位置和复杂的气候条件(图2)。

潜水含水层的埋藏深度和第一承压含水层一般小于5和60 m,分别。第一承压含水层地下水潜水含水层和相应的全新世和晚更新世地层主要是盐水,总溶解固体(TDS)通常在3 g / L。淡水可以在第一承压含水层的底部。盐水的tds展览从西向东不断增加的趋势。在这些含水层地下水属于Cl-Na水类型,少量的HCO₃-Cl-Ca·Na类型,它是来源于海水全新世(20.),然后混合与降水的补给和灌溉用水。蒸发和剥削是主要的放电通路。由于高矿化度地下水开发利用是有限的。

第二和第三承压含水层的埋藏深度通常是浅比140和250,分别。第二承压含水层地下水了新鲜水的化学特征,被困在河流沉积物在更新世中期,这可能是充电更新世末冷时期(28]。第三承压含水层地下水主要表现为少盐与TDS低于2.0 g / L,除了一些地区在东北与TDS价值观极其高于2.0 g / L (19,20.]。一些第三含水层地下水的含盐量是归因于更新世晚期的裹入残遗海水。地下水水化学成分的第二和第三承压含水层大多HCO₃na, HCO₃Cl-Na·Cl-Na·Ca, Cl-Ca·Na。地下水径流条件差和水循环逐渐缓慢,这是当前的开发目标和当地居民的主要水源。在第二和第三含水层地下水年龄被认为是大约30 ka BP的基础上碳同位素测定(¹⁴C) (20.,28]。由于缺乏本地粘土如何,浅层地下水的渗漏补给的主要来源可能被视为在地下水开采深层承压地下水,和相应的放电是人工开采。

2.2。违法行为和回归

相信本研究区第四纪以来经历了多次transgressive-regressive过程(29日,30.]。在中更新世早期,气候变暖,强劲的地表径流,增强粘土质沉积物的沉积造成的河流侵蚀与淤泥夹层之间的。随后,第一个海侵发生由于海平面上升,和范围和程度小。

另外两个犯罪的范围在更新世晚期(海洋同位素阶段(MIS) 5,约110 - 70 ka BP;MIS 3, 40-25 ka BP)逐渐扩大31日]。这两种犯罪与大约30 - 90米的深度研究。第二个罪过的海岸线(MIS 5)达到上述现代海岸线的5 - 7米,和所有的研究区遭受海洋环境(29日]。MIS 3中的罪过是相对较小的,和沉积环境可能接近地面的接触(32]。海平面在MIS 3似乎达不到现代海平面的位置在该研究领域,普遍认为,海岸线接近或低于10 - 20米的现代海岸线29日]。换句话说,这一地区的海平面退化的时间70 - 10 ka BP (MIS 2 - 4)和相应的沉积物可能遭受风化剥蚀(33]。在全新世(MIS 1),海平面上升迅速,发生大规模的海水入侵,导致一个交互式的海洋和陆地存款,有一个整体transgression-to-regression继承(22,34]。直到公元1128年,海岸线向东移动迅速,海水逐渐撤出这一地区(35]。

2.3。水井描述

两个地层钻孔钻约10公里(图1)。第一个钻孔(SY1)深度250米,位于黄海南部海岸以西大约10公里(33.86°N, 120.43°E)。在这项研究中,上层部分的深度2 - 182。第二个钻孔深度120米,位于黄海南部海岸以西大约20公里(33.80°N, 120.32°E)。两个钻孔的地层列呈现在图3引用日志。1 - 2米的地下被认为是氧化和断裂层由于水位变动,和底层存款被视为未氧化的区域。有一个缺乏向下水流在氧化层由于其断裂特性和不连续(36]。外氧化层是本研究的范围。尽管这两个水井彼此非常接近,海洋层有不同程度的倾向大海因为新构造活动的13]。

三个海侵事件被证实发生在研究区和命名,从最早到最新的:的Asterorotalia罪过,假轮虫的过犯,弯弯曲曲的蠕虫过犯。物种如氨annectens,答:beccarii var。,Rosalina bradyi被发现在地表的弱透水层(grey-yellow), 0 - 19.9钻孔深度SY1和钻孔SY2 0 - 18.9,表明这些深处属于MIS 1期。相应地,大量的出现Pseudorotalia schroeteriana表明潜在的弱透水层的深度23.8 - -33.6 m SY1和23.3 - -54.2 m SY2形成于MIS 3。存款在深度41.5 - -86.5 m SY1和61.1 - -85.6 m SY2发达MIS 5期间,由于温暖的物种的存在Pseudorotalia indopacifica和Asterorotalia pulchella。

3所示。材料和方法

3.1。钻孔取样和分析

在这项研究中,核心样本收集从2到182在2013年1月和2月之间钻孔SY1使用旋转钻机。额外的核心样本收集了从10.6到120年钻孔SY2 2014年12月。对于这些研究资料,每2 - 5 m SY1和次级样本被SY2钻探地点。以确保没有钻井液污染收集到的样本,检索后立即在包装之前,外部2 - 3厘米的样品被删除和丢弃。样品包装在一个可密封的铝筒(在20厘米的长度和直径8厘米),后用蜡密封好,准备化学分析。样本收集现场10毫升玻璃瓶提取孔隙水稳定同位素分析和取样后立即使用生胶带密封,以防止分馏蒸发所致。打包的钻孔样本放置在冷却器(约4 - 5°C)与冰包在运输的环境研究学院中国地球科学大学样本存储在4 - 5°C分析之前,尽量减少微生物的生长。

高压机械压榨机(HPMS)在密封使用氮采用核心样品孔隙水提取。HPMS设计和开发基于非原位压缩装置由Li等。[详细描述37]。应用程序的压力控制惰性气体样品孔隙水被迫分离的沉积物。HPMS的操作压力控制在一个允许范围的主/ MPa,分析精度为0.2 MPa。最外层的1 - 2厘米的核心样品准备刮丢弃任何材料可能被暴露在大气中改变(氧化)。约1000克的土壤样品进行,以确保提供足够的孔隙水进行分析。为了避免clay-pore系统的超固结性或破坏,应用应力逐渐增加到8 MPa而不是在一个单一的步骤。首先,一个小的压力大约1 MPa最初应用于驱逐大部分的空气样品室,并确保样品是层状。第二,外加应力增加1 MPa白天每隔4 - 5小时。最后,核心样本压缩和合并的压力下3 - 4天。同时,孔隙水的中心孔流出终板底部通过0.45μ滤纸和收集在一个干净的塑料瓶子。水通过0.45样本称重和过滤μm膜并立即存储在冰箱被分析在4°C。

稳定同位素分析,孔隙水从收集核心样本中提取使用真空蒸馏,减少孔隙水收集过程中空气的影响。最后蒸馏温度保持120°C 6 h。提取水样都保存在一个冰箱在4°C左右。

钻孔的间隙水样本SY1 ( )和SY2 ( )分析了Cl⁻和Br⁻浓度分析使用离子色谱法(ic - 1100, Dionex,桑尼维尔,美国)在环境研究学院中国地质大学。Cl的分析精度⁻和Br⁻浓度大于0.01 mg / L。

进行了稳定同位素分析钻孔SY1和SY2国家重点实验室的武汉大学的水利水电工程科学和地质调查研究所的实验室,分别在武汉中国地质大学。这些同位素样品的SY1和SY2水井与质量气体同位素比率质谱分析(热费希尔科学垫253年,沃尔瑟姆,妈,美国的分析精度±0.2和±2 ,分别地)和液体水同位素分析仪(美国IWA-45EP LGR,分析精度±0.1和±0.5 ,职责),价值相对于维也纳报道标准意味着海水(V-SMOW)。

3.2。实验室测试

3.2.1之上。孔隙度

土壤样品的疏密度的饱和区被确定。为了避免样品被处于不饱和状态释放造成的围压在抽样过程中,样本其次饱和使用真空饱和方法超过72 h。选择样品的孔隙度是决定使用环刀与一个特定的体积(119.9×10⁻⁶米³)。八个样品从钻孔SY1和25个样品从钻孔SY2干在105°C 48 - 72 h进行分析的疏密度(),如图4。

3.2.2。渗透系数

的值的样本资料确定使用实验室检测方法不受干扰的样品。实验室水力传导率测试仪设计的基础上TST-55渗透仪,组成的环刀,两个多孔板,一个套环,一个前盖,底盖,几个螺丝,耐压供水瓶(38]。外部真空压缩机是确保补充道低渗透性的粘土与效率高(图测量5)。测试人员的操作压力范围内运作0 - 0.6 MPa与精密调节器控制的分析精度0.02 MPa。水流在随后的低渗透性样品大约在一个恒定的压头。生成的外部压力空气压缩机是最有影响力的因素控制水流在实验室实验。瓶水供应的变化水平远低于外部压头,和它的功能可以被忽视(验证测试已经完成但不存在于本文)。液压生产水出口如果水迅速流过样品在实验过程中,然后滴泄漏被允许在测试。效果样品(如沙子或淤泥沉积),外部真空压缩机是无效的,提供的压头是水位供应的瓶子。计算使用跌倒头方程按照公路工程对土壤测试方法(2007)(39]。测试结果表明,clay-rich区随深度钻孔SY1从7.3×10⁻¹⁰1.5×10⁻¹¹米/秒2.6×10之间的silt-rich样本⁻⁸和1.8×10⁻⁹米/秒(图4)。

3.2.3。扩散试验

许多不同的实验室扩散对低渗透性材料测试技术了(40]。径向扩散方法被应用在这项研究中,因为它适合低渗透性如何及其效率高(41- - - - - -43]。径向扩散设备开发与特殊不锈钢组成的管,上盖,下盖(44]。的高度和管的内部直径10厘米,7厘米,分别如图6。一个洞(9厘米的长度和直径3厘米)是沿中心轴钻样的水库。随后,水一定Cl⁻浓度被注入储层。Cl的应用⁻在线监测水库辅助记录的浓度变化。以确保Cl的探针⁻在线监测水库的水容易联系,螺旋孔的直径3.0厘米是钻上帽。

扩散试验结果分析了利用COMSOL软件COMSOL 4.4,伯灵顿,妈,美国)(45,46)根据实验模型的初始和边界条件。测量Cl的⁻是4.5×10⁻¹⁰米²SY1核心样本/ s(孔隙度,0.4,深度54.95 - -55.15 m,实验室温度12°C),和3.5×10⁻¹⁰米²SY2核心样本/ s(孔隙度,0.5,深度32.8 - -33.0 m,实验室温度24°C)。测量值修正平均地下水温度(14°C)的基础上,温度和粘度之间的关系(47]。修正后的Cl的值⁻钻孔SY1和SY2样本4.3×10⁻¹⁰米²/秒和2.7×10⁻¹⁰,分别。

4所示。结果与讨论

4.1。盐的来源孔隙水

盐地下水来源于几个可能的来源。Cl的关系⁻和Br⁻总是应用于确定地下水盐度的起源,因为Cl / Br比率保持不变在海水的稀释和蒸发过程之前岩盐降水(48,49]。此外,氯⁻集中在一起δ¹⁸O和δ²H值进一步描述地下水的盐渍化过程(50]。

SY1盐水孔隙水的Cl / Br质量比率平均值为203.6以下近岸海水的价值观。SY2盐水孔隙水,Cl / Br质量比率在近岸海水散射值平均值为315.7。Cl的拟线性关系⁻和Br⁻(图7(一))和Cl的情节⁻和δ²H(图7 (b))显示盐水孔隙水盐度是来自海水。大部分的盐水孔隙水策划紧密稀释的海水标准,表明原始孔隙水混合了淡水。Cl的关系⁻和δ²H SY1表明Cl / Br质量比率较低可能是归因于Br的释放⁻成岩作用的海洋有机材料(51]。因此,Cl⁻可以认为行为保守和作为一种良好的天然示踪剂量化的溶质传输机制。

4.2。Chloride-Depth概要文件

提取的孔隙水氯⁻分布的两个钻孔资料提出了图4。的Cl⁻产生一个定义良好的1 d浓度深度剖面,表示存在三个不同的含水层水文地质区打断。两个在Cl逐渐减少⁻浓度的钻孔SY1观察从334.8到60.0 mg / L(深度162.2 - -86.5 m B区)和16086。1 262.2 mg / L(深度19.8 - -2.0美元区域)的深度降低。62.2至19.8米,Cl⁻从16086。1浓度迅速增加到412.3 mg / L。在钻孔SY2,高Cl⁻浓度稳定提出了从13000年到15576年。6 mg / L(意味着14223。8 mg / L,深度55.1 - -10.6米)。然后Cl⁻浓度随深度降低并达到其最小值约为250 mg / L在85.6到120米。坏协议Cl⁻浓度在SY1和钻孔SY2表明化学垂直结构的差异在概要文件被认为是复杂和大型的距离(19]。

的下降趋势观察Cl⁻浓度在区从19.8到钻孔SY1可以归因于现代大气水的混合稀释后的全新世海侵。Cl的形状⁻概要文件通过剩下的区域和底层深第一承压含水层(含水层我图4)表明Cl⁻从区域向下扩散到含水层和向上的顶部区域A Cl越低⁻值(约60 mg / L)从108年到89,附加到含水层,意味着不同的冰川融水的入侵导致了孔隙水的含水层底层如何(B和C)遭受垂直混合溶质扩散。

的Cl⁻浓度的区域为中心的在钻孔SY2 sand-rich存款,尤其是对54.2 - -10.6米的深度。它产生了一个最大的Cl⁻浓度为15576。6 mg / L,类似于Cl⁻浓度的近岸海水值(约9000 - 16000 mg / L)。这就可以解释为什么全新世海水快速旅行虽然存款和取代了原始孔隙水由于粗逻辑部分。B区产生了Cl⁻浓度的相对稳定在250 mg / L和显示淡水的签名,包括常数Cl⁻浓度在钻孔SY1 C区和第二含水层(图4)。这表明深第一承压含水层不施加重大影响临近的Cl⁻弱透水层在井眼SY2因其薄厚度(约3米,深度85.6 - -82.6米)。由于淡水签名,孔隙水的B和C区两个水井被认为来源于postdepositional冰川融水补给与不同时间在更新世晚期相对于地下水含水层。

4.3。概念传输模型

垂直溶质运输在饱和介质可以模拟运动使用对流方程: 在哪里是平均线性孔隙水速度,D水动力弥散系数,C溶液的质量浓度,Z是距离,是时候了。水动力弥散系数被定义为D=+ ,在哪里有效扩散系数和吗α弥散性。被定义为线性平均孔隙水速度V= ,在那里达西速度和吗有效孔隙度。我们假设平流aquitard-aquifer系统遵循达西定律和孔隙水运输过程中不存在水力梯度阈值(52]。有效孔隙度应该是等于孔隙度,即 (总孔隙度)5,42]。更多,compaction-driven流也忽视根据前面研究aquitard-aquifer系统[14,15,53]。除此之外,含水层和弱透水层分别被认为是均匀的。

疏(年代)钻孔SY1制服有深度(除了水深14.82 - -15.02米),平均值为0.41。对于钻孔SY2,年代如何大多是在大约0.5和0.4的蓄水层。然后,年代如何和地下蓄水层的钻孔SY1将于0.41。相应地,将0.5和0.4如何和地下蓄水层的钻孔SY2,分别。

基于估计值的两个钻孔如何使用实验室测试技术扩散,纠正Cl的值⁻水井SY1和SY2样品展示在表1。的Cl的值⁻如何和含水层内162.2米被假定为4.3×10^-10年米²/ s,因为没有迹象表明孔隙结构发生在这些单位的6]。估计对钻孔SY2假定为2.7×10^-10年米²/ s。

4.4。初始和边界条件

Cl的垂直分布⁻aquitard-aquifer系统当时的沉积是未知的。的Cl⁻配置文件可能归因于几个历史palaeohydrological事件。高氯⁻浓度区全新世海侵来自海水,和低浓度在含水层我SY1可能造成冰川融水的入侵。然而,这种入侵的融水的时间是不确定的。入侵也被描述为含水层的“激活”亨得利et al。(2013)6)和亨德利和哈灵顿(2014)[11]。定义含水层的时候我充电需要依赖的假设。据推测含水层的补给时间我被选为了配合过去冰川最大的发病和模拟是由25 - 15 ka BP (29日]。相对恒定的值(约250 mg / L)在159 - 120米深度钻孔SY1表明如何和含水层的深度182 - 19.8被认为是装满淡水(Cl⁻之前,250 mg / L)的“激活”含水层。后来,后来的入侵与冰川融水)(最后的冰河时代到含水层我导致了Cl⁻扩散混合运输的顶部区域B和底部区域a。事实上,没有实际的物理机制,除了永恒的冲洗的含水层可以由一个常数值在整个含水层i Cl的近乎即时改变⁻浓度在含水层我以为在含水层的激活6]。和一个瞬时值60 mg / L是用于含水层我激活后含水层符合低邻弱透水层中孔隙水值和地下水含水层中的值我研究的领域(20.]。

海平面上冰川最大是现代海岸线(−130以下54]。在全新世海平面上升迅速,和研究地区被海水淹没55],它似乎导致了孔隙水盐渍化的存款,易et al。(2012) (31日描述发生在华北平原。由于沉降速度的不确定性和全新世沉积物的相对薄的厚度,公元前固定上设置定位表面的更新世晚期出现全新世以来,这是假定为湿地接口(19.9米)。从理论上讲,Cl⁻公元前上层的浓度应该是海水的价值标准(19.0 g / L)。实际上,大部分的近岸海水低Cl⁻浓度(约10000 - 16000 mg / L (20.]),最高的Cl⁻集中观察16086。1 mg / L的两个钻孔。孔隙水盐度分布在沿海平原aquitard-aquifer系统可能是复杂的,主要是不同于标准的海水15]。假定固定Cl⁻16100 mg / L的浓度是采用上部BC。

研究区在海洋环境,直到出现在公元1128年的黄河淮河。从那时起,从研究区海水退却,海岸线逐渐达到现在的水平(图1 (b))[26]。它可以认为全新世沉积期间已经灌满了海水的罪过,和Cl⁻浓度的海水被设置为16100 mg / L。公元前淡化上(固定Cl⁻浓度100 mg / L)是应用于oxidation-nonoxidation接口(约2米)自公元1128年以来,与这个地区的海洋回归的时间。

钻孔SY2,这项研究的深度延伸到底层第三含水层的深度约160 - 180米的基础上的分布区域含水层(数字2和4),因为钻钻孔并没有发现底层承压含水层这应该作为公元前低。含水层的“激活”之前,如何和含水层的深度大约160 - 18.9被认为是装满淡水(Cl⁻250 mg / L)。随后,冰川融水(最后一个冰川最大;Cl⁻,60 mg / L)和全新世海水入侵导致Cl⁻扩散混合运输的概要文件。在全新世的开始,最初的Cl⁻孔隙水的浓度在54.2 - -18.9米的深度被分配为16100 mg / L以来相对粗沉积物发生在这个概要文件(部分中描述4.2)。除此之外,公元前类似的各种初始条件和不同时间被分配和设置钻孔SY1组成。特定的初始条件和BC可以参考表1总结的边界条件。

4.5。Cl Aquitard-Aquifer的模拟系统⁻配置文件

先前研究溶质传输的厚、区域如何表明,薄,sand-filled层或渗透管道可能导致促进Cl⁻“晕”横向通过弱透水层(56从一维扩散概要文件)和重大偏差12]。在这项研究中,砂层(蓄水层或砂条纹)通常遇到的如何。确定在Cl砂层的影响⁻交通仿真对palaeohydrological孔隙水的解释是至关重要的。

溶质传输机制可以推断平流如果溶质浓度没有明显的垂直变化;否则,曲线浓度资料是由摩尔扩散运输(57,58]。为了检测在Cl砂层的影响⁻运输、垂直一维扩散传输(见(1)被假定是主导整个aquitard-aquifer系统迁移机制,因为明显的垂直分布出现在Cl⁻浓度剖面(图4)。

如图4,含水层的厚度有明显影响Cl⁻浓度资料,例如,含水层我SY1钻孔(86.5 - -62.6米)。我观察到的厚含水层井SY1,和Cl⁻浓度在邻近如何显示明显的混合扩散趋势发生在aquitard-aquifer接口。然而,当含水层相对薄(深第一承压含水层的厚度在钻孔SY2约3米,水深85.6 - -82.6米),对氯的影响⁻浓度剖面的邻国如何非常小,甚至可以忽略。即公元前厚含水层应当被视为固定浓度自扩散前不到底部含水层的模拟,同时,对于薄含水层,扩散前到达底部含水层在很短的时间内,和相应的Cl⁻浓度在薄薄的整个含水层会随着时间不断改变基本的Cl⁻相邻的浓度如何(15]。除此之外,相对厚的含水层(泥沙)也发现在钻孔SY1深度52.3 - -41.5米。地下水的含水层裹入palaeoseawater全新世是类似于相邻的成分如何,更新速度远高于深层承压含水层由于浅深度(19]。的Cl⁻浓度的含水层也薄砂层的动态就像值。因此,在这项研究中,薄含水层二世,在钻孔SY1浅第一承压含水层,深第一承压含水层(上面提到的,85.6 - -82.6米)在钻孔SY2应该被视为如何模拟。

确定palaeohydrological变化事件影响的解释测量Cl⁻资料、各种边界条件进行评估和应用于建模模拟。瞬态常数公元前上下,初始条件,边界含水层中遇到如何,和被显示在表1。含水层的开始时间从30到重建的广泛不同的12个ka BP评估过去冰川的影响最大实测断面。

见图8(a),模拟20-15 ka BP是最好的适合的测量数据在钻孔SY1 162.2 - -62.6米的深度。使用15 ka BP仿真作为新的初始条件和应用随后的盐水BC(16100毫克/升)的运输时间大约10 ka和70 ka发展历史SY1 Cl⁻浓度剖面全新世(图8(b))。运输时间的获得最适合模拟10 ka与全新世的发作时间尺度是一致的。随后,利用新鲜上BC Cl⁻浓度为100 mg / L(降雨)的平均浓度引用Zhang et al。(2000) (59和Zhang et al . (2003)60公元前]其次是盐水,这个模型被用来模拟短时间尺度(自公元1128年)。它提供了一个很好的适合测量孔隙水Cl⁻概要文件(图8(c)),这表明Cl的垂直散射相对较大⁻配置文件是密切相关的各种上层BC。

由于薄第一承压含水层现有钻孔SY2深处,这个含水层激活不考虑模拟(请注意:模拟含水层深度活化建模相关但不了)。如图8(d)所示,融水侵入我少的含水层影响Cl⁻概要文件。根据模拟的结果SY1(图8()),15 ka BP模拟被选为新的初始条件,进行了一系列的模拟,首先通过实现一个盐水阶段晚更新世的表面然后淡化阶段(Cl⁻,100 mg / L) oxidation-nonoxidation接口(约2米)。除了低Cl⁻浓度在含水层(水深85.6 - -82.6米),好适合模拟和测量之间的Cl⁻值(数据8(e)和8(f))。这些结果可以解释说,现实的假设是起源于公元前的合理选择和初始条件与古水文学模拟事件的关联。

4.6。对Cl的扩散模拟的影响⁻配置文件

4.6.1。有效扩散系数的影响在Cl的演变⁻配置文件

虽然模拟有能力反映示踪运输时间,模拟配置文件不能独特的材料属性值的选择(61年]。参数敏感性分析溶质运输过程中如何进行,结果表明扩散模型的选择是最敏感值(62年]。然而,获得值使用现场或实验室试验方法是困难的,因为异质性的存款,测试操作,和抽样。选择的不合适的参数模拟可能导致运输时间偏差(10]。在这项研究中,砂层的值(蓄水层和砂条纹)估计类似于如何在两个水井由于缺乏实验室测量砂层。说明的影响在模拟Cl aquitard-aquifer系统⁻不同浓度资料,值被选中为弱透水层和含水层存款。为了描述方便,SY1的模拟结果(图8(c)和SY2(图)8(f))被称为“基本情况模拟,如图9。

结果如图9(一个)和9 (c)差别较大,没有基本情况模拟和重建模拟由于钻孔SY2薄砂层。这也表现出同样的如何和含水层不会导致明显的Cl的补偿⁻本研究模拟配置文件。明显的差异是观察到的人物9 (b)和9 (d),这表明Cl⁻模拟aquitard-aquifer系统受到不同的选择值。时最适合了= 4.3×10^-10年米²/ s SY1和= 2.7×10^-10年米²/ s SY2核心样本,并与实测一致值。

4.6.2。速度系数对Cl的演变的影响⁻配置文件

平流输送是另一个因素可能会影响解决方案迁移(3,62年]。动态数据的基础上,研究区地下水位监测的无数年来,研究区域的平均水位面通常是0.4 m;第一次和第二次的平均测压管水位承压含水层4.5−−15.4米,分别。确定垂直水力梯度相当统一的价值为0.25如何,如果达西定律是有效的以非常低的速度。因此,向下的平均孔隙水通过clay-rich存款计算速度是0.118米/ ka和5.76米/ ka之间的价值观决定通过实验室实验方法。在这些模拟、地下水速度应该范围广泛的从0.01到10 m /卡。

下行速度的模拟配置文件0.01,0.1,0.5,1,10米/ ka和测量Cl⁻两个钻孔的浓度呈现在图10。最适合模拟两个钻孔资料获得了速度0.1米/ ka和更少。更高的速度情况下明显偏离测量Cl⁻配置文件。然而,增加对流速度没有明显变化的模拟配置文件,和最小偏差不影响传输概要文件。因此,它可以推测扩散完全重建的运输Cl来说是足够的⁻在aquitard-aquifer系统。

然而,Cl⁻中孔隙水浓度低于含水层我如何,以上第三含水层在水井呈现显著的水平分布和他们不显示一个连贯的扩散趋势,很可能强超压在地下蓄水层结果平流组件Cl的逆转⁻配置文件(3]。除此之外,横向平流也没有参与这些模拟,这可能造成一个水平平流Cl组件⁻配置文件(63年]。

5。结论

数值模拟扩散Cl⁻交通被用来定义含水层的补给过程我和探索孔隙水化学的长期演进aquitard-aquifer NJCP制度。已有知识的基础上沉积的沉积环境和晚更新世以来的罪过和回归的事件,不同的初始和边界条件在地质时间实施。扩散被批准Cl的主要传输机制⁻在aquitard-aquifer系统。砂层的厚度有显著影响的形状模拟Cl⁻集中在如何。模拟了定义良好的1 d Cl⁻配置文件,这表明假定地质时间的模拟是适用的和高Cl⁻配置文件通过两个钻孔的上如何符合全新世的发作(10 ka BP)。

这项研究的结果提供了一个了解垂直溶质运输aquitard-aquifer系统基于测量示踪概要文件和传输参数。好协议获得之间的模拟和测量资料表明,模拟不仅可以帮助理解溶质传输机制之一aquitard-aquifer系统还提供洞察重大地质事件的时间(例如,结冰期,过犯)。模型模拟机制也适用于其他领域的新丝绸之路类似NJCP的水文地质特征。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突有关的出版。

确认

这项研究是由中国国家自然科学基金(授予号。41502231和41502231)。作者要感谢张教授温家宝和两个匿名评论者对他们有用的意见和建议,以及江苏省地质调查的所有成员,中国的援助和支持的过程中采样和数据收集。