压实作用下黏土弱透水层的有机碳释放量评估

Evaluation of Release Amount of Organic Carbon from Clayey Aquitard under Compaction

摘要

为定量评估压实过程中黏土弱透水层对相邻含水层的有机碳释放量，以沉湖湿地研究区钻孔沉积物的背景值为约束条件，采集表层原状淤泥开展了自然沉积和人为压实两种压实模式的物理模拟实验，建立了表征不同深度有机碳释放量差异性的数学模型.自然沉积条件下，有机碳通过矿化和相结合矿物的还原溶解随孔隙水释放；黏土层（厚度约20 m）压实释放的有机碳对下伏含水层（厚度约50~80 m）地下水的浓度贡献为6.99~11.19 mg/L，约是对流和扩散作用的3.9倍.人为压实以地面沉降为例，有机碳的浓度贡献为0.19~2.02 mg/L，高于同一时期的对流和扩散作用.黏土弱透水层的压实释水是地下水中有机碳的重要来源，在天然劣质地下水的研究中应引起重视.

关键词

黏土弱透水层 / 孔隙水 / 有机碳 / 释放量评估 / 模拟实验 / 水文地质.

Key words

clayey aquitard / pore water / organic carbon / release amount evaluation / simulation experiment / hydrogeology

0 引言

弱透水层与含水层相伴而生，是地下水系统中重要的组成部分（张人权等， 2011）.黏土是第四系地层常见的弱透水层沉积物，由淤泥演化形成.淤泥是一种富含水、有机碳、微生物和污染元素的细颗粒松散沉积物，多沉积于地下水系统的排泄区，汇聚了蓄水盆地从四周搬运过来的物质（Alvarez et al.， 2012）.淤泥的初始含水率高达75%以上（Hendry and Wassenaar， 2004； Wang et al.， 2013），在上覆较新沉积物的垂向重力驱动下其内部发生着复杂的水‒岩相互作用，伴随向相邻含水层释放富含化学物质的孔隙水而固结并逐渐演化为黏土弱透水层（Potter et al.， 2005）.另外，人类活动如地基夯实或超采地下水同样会造成黏土层的释水压密（郭海朋等， 2021）.黏土弱透水层对含水层水量和水质的影响已引起世界的广泛关注（Polizzotto et al.， 2008； Wang et al.， 2009），研究发现地下水中的很大一部分水量源自弱透水层（Beylich et al.， 2010）.因此，开展黏土弱透水层向相邻含水层的物质输入量评价十分重要，但由于该过程的时间尺度长，难以在现场观察和室内模拟，相关的研究较为薄弱.

有机碳是淤泥中活跃且重要的组分（刘锐等， 2019）.有机碳的矿化为生物地球化学反应提供了的电子供体，控制着氮、硫、铁等重要元素的迁移转化（Jiao et al.， 2010； Guo et al.， 2020）；同时也促进了与有机质结合的有害组分（如重金属）的释放及温室气体的逸出（陈孜涵等， 2022； 毛楠等， 2022）.研究表明黏土弱透水层向相邻含水层输入的有机碳能够被铁还原菌利用进而催化铁（氢）氧化物结合态砷（As）释放到地下水中（Niggemyer et al.， 2001），成为地下水中As的天然来源（Xiao et al.， 2021）.Wang et al.（2016）在对珠江三角洲地区地下水系统的研究中发现地下水中V、Ba、Cr、Rb、Cs的迁移与黏土有机质的降解作用紧密相关.在江汉平原天然高氨氮地下水成因的研究中发现含水层有机质的降解是氨氮的主要来源（Du et al.， 2020），而黏土弱透水层输入的有机质成为氨氮释放的重要物源（Liu et al.， 2020a）.因此，黏土层释放的有机碳深刻影响着含水层地下水的水质，对于其释放量和影响程度的评价十分重要.

黏土弱透水层对含水层影响过程十分复杂，主要包括对流、扩散和压实释水等作用.近年来关于低渗透介质压实过程的研究多依赖于地质钻孔和数值模拟，钻孔无法揭露连续的沉积过程，而数值模拟难以将复杂的水‒土‒气‒生耦合作用描述清晰.本研究综合运用现代传感、自动化技术，自主研发了一种新型的压实模拟实验装置（Liu et al.， 2020b），能够模拟黏土的压实演化过程.该装置包括增温增压反应器、自动收集器、分析设备和集成控制系统，实现了-5~150 ℃的控温区间和0~15 MPa的增压区间以及对实验过程中水、矿、气样品的连续采集和成分含量的动态监测.此实验装置已获得国家专利（刘妍君等， 2016），并证明适用于揭示黏土沉积物压实过程中的物理化学变化（Qiu et al.， 2022）.本研究以江汉平原沉湖原状淤泥作为初始样品，基于新型实验装置开展了自然和人为两种压实模式的模拟实验，根据实验结果并结合地层信息定量评价了弱透水层对相邻含水层有机碳的贡献，为天然劣质地下水成因的研究提供理论基础.

1 材料与方法

1.1　研究区概况

江汉平原（29°26′~31°10′N，111°45′~114°16′E，面积约55 000 km²）是长江中下游平原之一，由长江和汉江的冲积作用形成.江汉平原属于亚热带季风气候区，年平均气温为 16.8 ℃，平均年降雨量为 1 300 mm/a（Deng et al.， 2014），沉积作用主要表现为四周逐步向盆地中心堆积，物源、岩性多样，具密实成层特性.江汉平原西部和北部的地势较高，以残坡积相沉积为主；东南部广泛分布着河流相和湖相沉积地层，以冲‒湖积作用为主（图1）.江汉平原存在普遍的天然高氨氮、高砷地下水问题（Du et al.， 2017； 肖骢， 2019），东南部浅层地下水中氨氮的浓度高达14.10 mg/L（平均值3.89 mg/L），远高于国家饮用水标准中对N含量的限制（0.5 mg/L），研究发现含氮有机质的矿化作用是高氨氮地下水的重要地质成因（Du et al.， 2020）.含水层总砷浓度为0.12~532.21 μg/L（平均值42.72 μg/L），超过了世界卫生组织（WHO）饮用水标准限定值10 μg/L，研究表明地下水中砷的浓度与高溶解性有机碳（DOC）含量紧密相关，有机碳矿化引发的铁矿物还原是地下水中砷的重要形成机制（肖骢， 2019； 郭华明等， 2022）.

研究区的第四系地下水系统可分为两部分，浅部广泛分布全新统黏土和淤泥质黏土等细粒沉积物，渗透系数为10^-10~10^-9 m/s（段艳华， 2016），渗透性较差，厚度约为15~30 m，视为浅部弱透水层；下伏沉积物主要由上更新统粉砂、细砂和中砂组成，渗透性较好，渗透系数为 10^-8~10^-7 m/s，厚度约为50~80 m，视为浅部含水层；以深赋存厚度约为10~20 m的深部黏土弱透水层和下伏的深部砂质含水层.本研究主要关注浅部黏土弱透水层对浅部含水层的影响.

沉湖湿地（30°15′~30°27′ N，113°46′~113°53′ E；面积约269 km²）位于江汉平原东部（图1），于2006年建设省级湿地自然保护区，2013年10月列入国际重要湿地，具有一定的生态保护价值和研究意义.通过丹麦KC-Denmark公司Haps手动柱状采泥器采集沉湖湖心3个位置的底部淤泥（0~30 cm）作为模拟实验的初始样品（图1）.沉湖下伏地层为江汉平原最典型的冲‒湖积相地层，采集并测试不同深度的钻孔沉积物样品作为实验结果的天然对比.样品经真空包装后放入保温箱中于4 ℃保存并运至实验室.

1.2　模拟装置介绍

模拟装置主要由4个重要部分组成，包括增温增压反应器、自动收集器、分析设备和集成控制系统（图2）.对于该装置的详细介绍见Liu et al. （2020b）.

增温增压反应器是此实验装置的核心部分，由样品腔、施压活塞、加热循环系统与在线传感器四个部分组成（图2a）.其中，样品腔由哈氏合金C-276材质制成，形状为内径8 cm、高98 cm的空心圆筒.样品腔外部被一个加热夹套包裹，与加热循环系统相连，选择苯甲基硅油作为加热介质，其最低温度为-5 ℃（模拟冻土），最高温度可以达到150 ℃.伺服电机为本装置的加压动力源，通过丝杠推动腔内的活塞块发生位移从而增加样品的上覆压力，增压范围为0.01~ 15.00 MPa.在圆筒的下端布设了6个垂直均匀分布的取样口，分别用于气液混合物与固体采样.样品腔和施压活塞周围设有位移、温度和压力传感器，用于在线监测样品所受温度和压力的变化.

自动收集器与增温增压装置通过气液分离器相连（图2b）.分离后的气体将输送至GC进行测试.输出的液体通过一个机械臂上的多组注射针输入相应的样品瓶中，其中连接有液位感应器.当样品瓶中液面达到测试要求时，另一个与分析设备相连的机械臂则将对样品瓶中的液体进行采集并输送至各个分析仪器中（图2d）.集成控制系统中的PC工作站将实现对整套装置的控制与数据结果的采集分析，从而实现此装置的连续测试功能.

1.3　实验设计

压实作用下黏土孔隙水释放的本质是受力状态的改变.基于太沙基固结理论（有效应力=总应力‒孔隙流体压力），自然沉积条件下因上覆较新沉积物垂向重力的不断增大，造成有效应力和孔隙流体压力的增大并导致黏土层的压缩释水，此过程十分缓慢；对于人类活动如超采地下水引发的地面沉降，由于地下水位下降导致孔隙流体压力的降低，造成土体骨架所受有效应力升高而发生压实释水（葛伟丽等， 2022）.与自然沉积过程相比，人类活动造成的土层压缩具有“短期内应力变化大，压缩速率快”的特点.本研究通过模拟压力的变化揭示两种压实作用下黏土沉积物中有机碳的释放过程.

在进行模拟实验前通过预实验确定增压参数.取混合后相同质量的淤泥样进行5组加压试验，加压速率分别为0.01、0.02、0.1、0.5、2 MPa/h，其他条件不变，释水量与压力的关系如图3所示.结果表明，增压速率越快，沉积物的固结速率越大，释水总量越低；但当加压速率降低到一定程度时，较慢的增压对孔隙水释放的促进效果也相应减弱，导致在0.02 MPa/h和0.01 MPa/h条件下的释水量相当.

模拟实验包括两组，第一组模拟自然沉积压实（记为实验A），为提高压力的驱动作用，尽可能重塑有机碳的迁移转化过程并使孔隙水充分释放，增压速率设置为0.02 MPa/h.学者们开展了多组不同温度和微生物灭活等条件下的淤泥压实对照实验，结果表明微生物不灭活条件下有机碳的转化效率约是灭活条件下的2.3倍，显著强于其他影响因素；在温度约36 ℃的条件下有机碳矿化生成的CO₂和CH₄总量显著高于其他温度条件（王莲阁， 2015； 刘锐等， 2019； Qiu et al.， 2022），因此微生物活性是影响黏土有机碳迁移转化的主要因素且活性最高的温度在36 ℃左右；为提高有机碳的转化效率以弥补时间尺度的差异，实验温度控制为33~36 ℃.第二组模拟人为压实作用（记为实验B），以地面沉降为例，研究表明江汉平原某城市在2013-2015年间的沉降速率是浅部黏土层平均沉积速率的5倍以上（王新田和狄桂栓， 2019； Xiao et al.， 2021； Guan et al.， 2022），并且人为压实与自然沉积相比具有“短期内应力变化大”的特点，因此将增压速率设置为每24 h升高0.1 MPa来反复模拟压力骤升对有机碳释放的影响过程；仅考虑人类活动造成的土体应力变化，实验温度保持为室温（20~23 ℃）.

为了保证初始样品的均一性，将采集的淤泥充分混合后填入样品腔中.连接好各个管路后通入氮气排尽管道内的空气防止水样污染.收集孔隙水的样品瓶在抽真空处理后放入自动收集器的样品单元中.设置升温和增压参数后，施压活塞和加热系统将同时启动分别对样品施加压力和进行循环升温，位移、温度和压力参数将实时记录在PC工作站中.为了满足样品的测试需要并尽可能减少对整个反应体系的扰动，孔隙水样品设定为每20 mL收集一次，沉积物样品为每24 h采集2~3 g，气体样品体积超过10 mL时测试一次.当释放孔隙水的量不满足测试要求时结束实验.

1.4　测试方法

孔隙水样品的pH、氧化还原电位（Eh）、电导率（EC）、和溶解氧（DO）均采用Thermo Fisher Orion多通道多参数水质分析仪（ISE）测试.由于本研究关注的是有机碳的释放量，因此对ICP-OES和IC离子色谱的测试结果不做分析.

沉积物样品的含水率采用卤素水分测定仪（YHS-1001）测定，通过烧失量计算含水率（水质量/干土质量），为孔隙水的质量/沉积物的质量.

气体成分通过GC气相色谱仪测定，气体成分（CO₂、CH₄、N₂、O₂）的标准回收率为96.3%~103.2%，标准曲线的相关系数均在0.997以上.

沉积物总有机碳（TOC）使用TOC分析仪 （Elementar， Analysensysteme GmbH， Vario TOC，Germany）测试，检出限为0.01 mg/L.TOC分析仪的燃烧温度为900 ℃，压力为900~950 mbar，氧气流动速率为120~140 mL/min.将冷冻干燥后的沉积物样品过150目筛，取1.0 g放入50 mL离心管中，缓慢向离心管中加入过量的1 M HCl以去除无机碳，静置12 h后以7 000 r/min的速率离心5 min，去除上清液后将残渣冷冻干燥后用铝箔包裹放入TOC分析仪中测试.孔隙水中的DOC同样使用TOC分析仪的液相模式进行测试，使用不同质量的土壤标准样品（Elementar，TOC含量=1.5%）和不同浓度梯度的邻苯二甲酸氢钾标准溶液（Elementar Analysysteme GmbH）分别建立沉积物和孔隙水的标准曲线，相关系数分别为R _liquid=0.997 845和R _soild=0.999 643，表明该测试结果的精确性较高.

2 结果与讨论

2.1　有机碳的释放过程

2.1.1　自然沉积条件

实验A（33~36 ℃， 0.02 MPa/h）的初始样品质量为4.05 kg，总释水量约1 280 mL.共持续时长429 h，共采集65个孔隙水样品、18个沉积物样品、3个气体样品.沉积物样品的质量含水率（水质量/干土质量）、TOC含量和孔隙水的DOC浓度随增压的变化见图4，孔隙水主要的化学成分变化见图5（为使DOC和主要离子的浓度变化清晰显示，没有画出误差棒）.

气体成分的变化见表1，仅检测出CO₂和CH₄，表明有机碳在实验过程中发生了矿化作用，同时部分未分解的中间产物小分子RDOC将进入孔隙水中造成DOC含量的升高（Liu et al.， 2020c）.

DOC的含量出现较大的波动性和较多的峰值，可能与沉积物柱体内部DOC浓度的垂向分布差异和间歇式的增压方式有关.根据DOC浓度随增压的整体变化趋势和孔隙水化学特征，将有机碳的转化过程分为3个阶段（图4）.

阶段一（0~3.2 MPa）：偏氧化环境中TOC含量在好氧微生物的矿化作用下随增压逐渐降低，矿化中间产物一部分进入孔隙水中造成DOC含量的波动状升高，另一部分矿化为最终产物CO₂和CH₄（表1）.增压作用导致的孔隙结构变化和矿物溶解作用可能使有机碳失去物理保护，促进了其分解和转化（Liu et al.， 2020c）.另外，压力能够增大沉积物颗粒和孔隙水的接触程度，提高微生物对沉积物有机碳的利用效率.

阶段二（3.2~5.9 MPa）：沉积物的渗透系数在压实作用下逐渐下降，随着DO的消耗和有机碳的分解，反应体系逐渐由氧化向还原环境过渡（图4）.孔隙水中K、Ca、Mg、Fe、Mn、Si和HCO₃等离子含量发生不同程度的升高（图5），与增温增压条件下有机碳矿化生成的CO₂引发的碳酸盐矿物溶解、黏土矿物结构变化引发的阳离子交换和还原环境下引发的铁锰等矿物还原溶解有关（Qiu et al.， 2022）.此阶段生成的CO₂和CH₄的总量高于第一阶段，有机碳的矿化作用强烈，且产甲烷作用成为有机碳矿化的主导作用（表1），孔隙水DOC的含量为整个过程中的高值；第二个气体样品的含量有所降低，表明矿化作用减弱.

阶段三（5.9~8.5 MPa）：EC值随增压的不断升高表明固相物质不断向孔隙水中转化，反应体系进入强还原环境（Eh<-18.6 mV）（图4）.此阶段没有收集到足量的气体，表明有机碳的矿化受到抑制，这种抑制作用可能因为微生物的总量和活性随着孔隙水的不断释放而降低，导致矿化作用减弱（刘锐， 2021）.此阶段发现了Fe离子和DOC的协同释放过程（图5），研究表明此Eh条件下沉积物中的铁结合态有机碳因Fe（Ⅲ）的异化还原将发生高程度的分解转化（Liu et al.， 2020c； 刘锐， 2021），表明DOC浓度在7 MPa左右的升高可能是有机碳相结合矿物的还原溶解造成的，之后因较低含水率的限制浓度再次降低.

钻孔揭示的沉积剖面除表层0~1.5 m厚的土样因湖水冲灌而缺失外分为5部分：淤泥质黏土（1.5~5.0 m）、粉砂质黏土（5.0~9.6 m）、淤泥质黏土（9.6~12.1 m）、黏土（12.1~18.5 m）和砂质含水层（>18.5 m）（图6）.钻孔沉积物与模拟实验中的含水率和Eh值均随深度或压力逐渐降低.TOC的含量为1.66~21.28 mg/g，受成土母质的影响在淤泥质黏土层中的含量较高，在微生物长期的降解作用下整体随深度呈降低的趋势，黏土层底部TOC含量的升高可能与弱透水层‒含水层界面溶解氧催化发生的矿物‒有机碳的共沉淀有关（Liu et al.， 2020d）.含水率和孔隙水Eh因地层压力的增大和渗透系数的降低而随深度逐渐降低.尽管模拟实验施加的压力大小与地层压力不同，但沉积剖面由浅至深发生的现象能够与实验A的结果相对应.阶段一、二和浅部淤泥质黏土层中的孔隙水DOC含量均随压力或深度而升高，且阶段二结束时的含水率和Eh值（含水率：42.4%；Eh：-55.8 mV）与底部沉积物的值（含水率：44.8%；Eh：-33 mV）相当.粉砂质黏土层以深属于强还原环境，具有一定规模的铁结合态有机碳因Fe（Ⅲ）矿物的还原而分解转化（Liu et al.， 2020d），导致粉砂质黏土和黏土层上段中TOC和DOC含量分别随深度呈波动状降低和升高；地层底部的含水率（26.9%）与模拟实验结束时（24.3%）相当，且深度16~17 m内DOC含量的降低可能与较低含水率的限制有关，均与实验A的阶段三发生的过程相一致.

通过SPSS 25对沉积物TOC和孔隙水DOC含量进行相关性分析的结果为0.489*（P<0.01，n=18），表明沉积物TOC的含量影响着孔隙水DOC的含量，它们之间存在潜在的转化过程.在每个具有相似沉积背景的层位中，运用DOC（μg/g）/TOC（mg/g）值表征沉积物有机碳的转化过程，结果表明随深度逐渐增加（淤泥质黏土：0.79 \to1.10；粉砂质黏土：1.52 \to2.09；淤泥质黏土：1.33 \to2.31；黏土：1.69 \to2.71），压力促进了沉积物有机碳向孔隙水的转化.除了弱透水层‒含水层界面外，模拟实验的结果能够与整个沉积剖面上TOC和DOC含量的变化模式相对应，表明其能够为有机碳的释放量评估提供依据.

2.1.2　人为压实条件

实验B（20~23 ℃， 0.1 MPa/24h）的初始样品质量为4.015 kg，总释水量1 040 mL，共持续时长312 h.共采集43个孔隙水样品、13个沉积物样品、2个气体样品.沉积物样品的质量含水率（水质量/干土质量）、TOC含量和DOC浓度随增压的变化见图7（为使DOC的浓度变化清晰显示，没有画出误差棒）.

实验B沉积物含水率随增压下降得较快，孔隙水释放速率在升压后的24 h内逐渐降低直至下一次增压，总释水量较低.累积产生的CO₂和CH₄含量逐渐升高，产甲烷作用相对强烈，但整体的矿化作用较弱（表2），反应体系偏还原环境.

压力的骤升使孔隙度快速降低，孔隙水在短时间内快速释放，Eh随增压快速降低（图7）.压力0~0.3 MPa（0~59.4 h）内DOC的含量整体较低并随增压不断下降，且没有收集到足够的气体（表2），表明此阶段压力的骤升对沉积物有机碳的转化无明显的影响.压力0.3~1.3 MPa（59.4~312 h）内DOC浓度随时间呈波动状升高，尤其在大多数增压后收集的第一个水样中DOC浓度发生不同程度的升高，TOC含量与阶段一相比也相应降低并收集到了CO₂和CH₄，表明本阶段有机碳发生了矿化且在压力骤升的作用下发生了释放.

由于实验A、B的初始样品同为混合均匀后的淤泥样品（DOC浓度变异系数<10%），结束后实验B中孔隙水DOC和CO₂+CH₄的总释放量均低于实验A，表明实验B中沉积物有机碳的转化程度也较低.压力骤升对黏土有机碳转化的影响仅是瞬时性的，每次增压后的24 h内反应体系没有新的外力驱动，导致水‒岩相互作用的速率变缓，反应程度降低，直至下一次增压重新促进有机碳的释放；而持续不断的增压方式和较强的微生物活性会驱动黏土内部发生持续性的水‒岩和生物化学反应，对有机碳迁移转化的影响机制也更加复杂.

2.2　黏土弱透水层有机碳的释放量评价

有研究通过锶同位素证明该地区高氨氮地下水出现在伴随着长期水‒岩相互作用的缓慢流速条件下，并且与表层环境没有活跃的水力交换（Du et al.， 2020），表明流速缓慢的条件下弱透水层释放的孔隙水和化学成分进入含水层后不会发生较快的迁移从而恶化水质.因此，在沉湖湿地这类水流较缓的地质环境开展弱透水层对相邻含水层水质的影响评价十分重要，识别黏土孔隙水进入含水层后引起的地下水有机碳浓度变化是定量评价其对含水层影响的直接手段.

2.2.1　自然沉积条件下的释放量评价

实验A模拟了自然沉积条件下黏土沉积物有机碳的释放过程.根据实验A的结果建立了有机碳压实释放量的数学模型，并结合研究区天然黏土弱透水层的地层信息计算了自然沉积条件下其对相邻含水层地下水中有机碳浓度的贡献量.除压实作用外，本研究还考虑了弱透水层对流和扩散作用释放的有机碳量，能够对比分析不同释放作用的影响程度且评估结果更加符合实际情况.

基于Mihajlov et al.（2020）的研究方法估算黏土弱透水层孔隙水DOC向含水层地下水的对流和扩散通量.研究区对流条件下弱透水层孔隙水进入下伏含水层的达西流速是0.002 m/a（Du et al.， 2018），孔隙水中DOC的平均浓度为12 mg/L（Liu et al.， 2020d），对流释放的DOC约为24 mg/m²·a（达西流速×平均浓度）.Fick定律可用于计算地质历史DOC的扩散通量，利用的扩散系数值为1.6×10^-4 m²·a（Westerhoff et al.， 2005），黏土弱透水层的孔隙度为0.5（张婧玮等， 2017），DOC的浓度梯度为1 405 mg/m⁴（钻孔揭露的弱透水层（厚 2 m）底部和含水层顶部的DOC浓度分别为10.6、4.7 mg/L）（Liu et al.， 2020d），DOC从弱透水层到相邻含水层的扩散通量为6.3 mg/m²·a（扩散系数×孔隙度×浓度梯度）.与Mihajlov et al.（2020）估算的孟加拉国黏土层有机碳通量相比（对流通量≥60 mg/m²·a，扩散通量2.4~12 mg/m²·a），由于黏土孔隙水达西流速和有机碳平均含量略低于孟加拉国（达西流速≥0.003 m/a，平均含量=20 mg/L），对流通量相应较低；扩散通量位于孟加拉国的估算区间之内，具有一定的可信度.

选择含水率作为匹配天然地层信息和模拟实验结果的重要指标.实验A的终止压力显著高于浅部弱透水层底部承受的最大压力（30 m，约0.6 MPa），但实验结束时含水率（24.3%）与浅部弱透水层底部的值（26.9%）相当，且实验中有机碳的转化过程能够与野外沉积物剖面所发生的现象相对应.因为天然沉积作用下压力升高得慢，孔隙水在漫长的沉积作用下逐渐释放，压力对水‒岩反应的促进作用弱，而模拟实验中增压速率快，压力的促进作用强，孔隙水释放得也快，最终导致模拟实验与天然沉积物剖面呈现相似的含水率变化和碳转化过程，因此含水率是匹配自然现象和模拟实验结果的重要指标.

现有研究在评估弱透水层物质释放量时往往将其视为一个整体（Smith et al.， 2018； Mihajlov et al.， 2020； Xiao et al.， 2021），这种评价方法忽略了不同深度黏土沉积物固结程度和物质释放量的差异性，应将单位深度的物质释放量进行区分并累加作为整体的释放量.基于实验A的结果建立含水率和DOC释放量的线性回归方程（图8），并将模拟实验的评价规模通过面积比例放大到自然条件下1 m²的尺度，进而通过钻孔沉积物含水率的变化计算黏土弱透水层自然沉积过程释放的有机碳量.综上所述，假设含水率随深度均匀变化，建立黏土弱透水层有机碳压实释放量的积分方程：

M={\int }_{w_{\mathrm{1}}}^{w_{\mathrm{2}}} \frac{\mathrm{1}{\mathrm{m}}^{\mathrm{2}}\times Y}{\mathrm{\pi }{R}^{\mathrm{2}}}dw，（1）

其中，M为1 m²黏土层DOC的释放总量；Y为通过SPSS 25建立的DOC释放量与含水率的回归方程（图8b）；R为样品腔的底面半径 （4 cm）；w ₁和w ₂分别为钻孔揭示的黏土弱透水层顶部和底部的沉积物含水率（w ₁取121.5%，w ₂取26.9%）；dw为单位厚度含水层的含水率.式中（1 m²/ \mathrm{\pi } R^{\mathrm{2}}）表示将模拟实验的规模放大到野外面积为1 m²的黏土层尺度；Ydw表示模拟实验中含水率为dw时有机碳的释放量；M即含水率从w ₁演化至w ₂时1 m²黏土层DOC的释放总量.

根据计算结果，1 m²的浅部弱透水层演化至今通过压实作用释放的DOC总量为2.35×10⁵ mg.江汉平原浅部含水层地下水的年龄≤2 000年（Du et al.， 2018），如果对流和扩散作用最多能维持2 000年，那么它们释放的DOC含量为6.06×10⁴ mg（（对流+扩散通量/年）×时间）.研究区浅部黏土弱透水层下部存在约50~80 m厚的含水层，对于1 m²的含水层柱体，平均孔隙度为0.42（张婧玮等， 2017），那么弱透水层的自然沉积压实作用释放的DOC浓度为6.99~11.19 mg/L（DOC释放总量/（含水层厚度×孔隙度×1 m²）），约是对流和扩散作用的3.9倍.

2.2.2　人为压实条件下的释放量评价

实验B模拟了弱透水层受力平衡的突变，以超采地下水引发的地面沉降代表，基于Xiao et al.（2021）评价As释放量的研究方法估算有机碳的释放量.当试验中压力为0 MPa时对应于黏土层的无压实状态，假设超采时间是5、15、30年，那么每m²分别有120、360、720 mg的DOC通过对流进入下伏含水层.如果扩散梯度最多维持2 000年，那么黏土弱透水层在1 m²内通过对流和扩散进入下伏含水层的DOC总量在5、15、30年内分别为12 720、12 960、13 320 mg.结合压缩比（压缩量/初始厚度）、模拟实验中有机碳的释放量和江汉平原弱透水层的地层信息，在不同沉降速率和超采时间下弱透水层释放的有机碳总量为：

Q = \mathrm{20} \mathrm{m} \times \frac{Y\times \mathrm{1}{\mathrm{m}}^{\mathrm{2}}}{\mathrm{\pi }{R}^{\mathrm{2}}h} \times t ( \mathrm{m} \mathrm{g} )，（2）

其中，评估区域面积为1 m²，假设弱透水层厚度为20 m；Y为基于实验B建立的DOC释放量和土体压缩比的回归方程（图9a、9b）；R和h代表实验中沉积物柱体的半径和初始厚度；t代表一定超采时间内的地层沉降量占总厚度的比值，即地层压缩比.式中（20 m×1 m²/πR ² h）表示模拟实验的样品体积放大到野外体积为20 m³的尺度；Q即不同沉降程度下有机碳的释放总量.

研究表明江汉平原某个城市在2013-2015的沉降速率为0.05~0.78 m/a（Xiao et al.， 2021），另外，压缩速率为0~0.3、0.3~0.5和0.5~0.8 m/a被认为低、中和高程度的沉降（王新田和狄桂栓， 2019）.综上所述，选择0.2、0.4、0.6 m/a作为江汉平原典型的沉降速率，选择5、15、30年作为超采时间被使用于评估弱透水层DOC的释放总量.对于下伏50~80 m厚的单位面积（1 m²）含水层柱体，平均孔隙度为0.42，压实释放的DOC浓度为0.19~2.02 mg/L，显著高于对流和扩散作用释放的通量（表3）.因此长时间超采地下水引发的黏土层释水压密是影响地下水有机碳浓度的主要作用之一.

江汉平原浅部含水层中地下水DOC的含量为0.55~61.80（平均值9.18±9.30）mg/L（Du et al.， 2018），估算的结果表明黏土沉积物的压实作用释放的DOC在地下水中占有重要的分量，深刻影响着地下水中DOC的浓度；自然沉积作用的影响程度远大于人为压实作用，但人为压实造成短时间内释放的大量孔隙水可能包含着自然沉积作用产生原生劣质组分（Smith et al.， 2018），因此对地下水水质的影响可能更为严重.随着地下水的流动和循环交换，黏土释放进入地下水中的DOC将参与一系列的生物地球化学反应.然而，黏土弱透水层的岩性、厚度、沉积环境和有机碳含量分布等存在较强的非均质性，即使在同一个研究区有机碳含量的空间变异性也非常强，因此本研究中的评估方法适用于范围较小的点状评估.对于区域性的评估需要在地质要素出现变化时采集样品建立压缩量/含水率与有机碳释放量的定量关系，样品可以是不同深度且采样点越密集对区域释放量估算结果的精度越高.另外，模拟实验没有考虑外界补给水源，天然条件下黏土弱透水层释放的水量应高于实验结果按比例放大的水量，且实验结束后沉积物中仍有未分解的TOC，模拟反应的时间仍不充足.因此，天然条件下DOC释放量的真实值应高于估算值，对含水层的影响也更为严重.

3 结论

以江汉平原沉湖地区为例，综合野外钻孔沉积物、孔隙水数据和压实模拟实验结果，定量评估冲‒湖积相黏土弱透水层在两种压实作用下释放的DOC通量对相邻含水层地下水DOC浓度的贡献.评价结果为自然沉积条件下约20 m厚黏土弱透水层压实释放的DOC对下伏50~80 m厚砂质含水层的浓度贡献为6.99~11.19 mg/L，约是对流和扩散的3.9倍；人为压实条件下的浓度贡献为0.19~2.02 mg/L，高于同一时期的对流和扩散作用.估算的DOC浓度贡献与地下水中DOC的平均浓度（9.18 mg/L）相当，黏土弱透水层的压实释水是地下水中DOC的主要来源之一.研究估算的DOC释放量仍低于天然条件下的实际释放量，后续研究应考虑模拟实验中的外界补给水源并延长反应时间以更加还原天然黏土弱透水层的压实过程.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41630318)