内蒙古河套平原浅层高铁高氟地下水分布与成因

冯翠娥,高存荣*,王俊涛,刘文波 ,宋建新,康 伟

1)中国地质环境监测院,北京 100081;2)中国地质大学(北京),北京 100083

铁(Fe)是地壳的主要构成元素,广泛存在于自然界中,其克拉克值为4.7。铁也是人体必要元素之一,摄入不足会产生贫血症,过量则会产生糖尿病、铁尘肺及影响肝脏功能(谭见安等,2004;王晓波等,2001),在中华人民共和国《生活饮用水卫生标准》(GB5749—2006)中的限值是 0.3 mg/L,虽然铁被列为感官性状和一般化学指标类,但是,长期饮用和使用高铁水不仅对人体有危害,而且对人们的日常生活和工业生产都有危害(李冬等,2011;王晓波等,2001)。氟也是人体不可缺少的营养元素之一,但是过量摄入会引发氟中毒,在我国《生活饮用水卫生标准》(GB5749—2006)中氟属于毒理指标类,限值是1.0 mg/L。氟中毒是由人体长期摄入过量的氟所致,以氟骨症和氟斑牙为主要特征的一种慢性全身性疾病,在我国(Wang et al.,1995;李向全等,2007;范基姣等,2008;李永华等,2002;邢怀学等,2014)以及世界各国,如印度(Ayoob et al.,2006)、坦桑尼亚(Mjengera et al.,2003)、墨西哥(Dı'az-Barrigo et al.,1997)、阿根廷(Kruse et al.,2003)和南非(WRC,2001)等,都有发生。全世界已有超过2亿人饮用高氟水,即饮用水中氟化物含量超过了世界卫生组织的指导值(F–>1.5 mg/L) (Manouchehr et al.,2008)。

河套平原是我国最大的引黄灌区,也是内蒙古自治区重要的粮食生产地区之一。地下水是该区广大居民主要供水水源,但是水质状况令人担忧,该平原不仅是一个高砷地下水的分布区(高存荣,1999;高存荣等,2010,2014a),同时也是一个有大量地下咸水(内蒙古自治区水文队,1982;高存荣等,2014b)和高铁、高氟地下水分布的地区(高存荣等,2014c;刘文波等,2014)。不良地下水体的存在,严重影响着当地居民的身体健康和生活水平的提高,也是制约该地区经济、社会发展的重要因素之一。

为了查明该平原地下水的水质状况,掌握其分布规律,提升对该平原地下水水质形成演化机理的认识,2006—2013年,在中国地质调查局地质调查项目和国家财政专项的资助下,作者在该区域开展了较为广域的区域水文地质与地下水水质专项调查、监测工作,其中,采集和分析各类地下水水质样品总计达932件,岩土样品320余件,钻探取样调查总进尺1944 m,调查研究总面积12510.83 km2。本文将以这些调查与水质检测数据资料为依据,对河套平原高铁、高氟地下水的分布特征和地质环境背景进行分析研究,从而揭示其成生规律。

1 研究区概况

1.1 自然地理地貌

河套平原位于内蒙古自治区西部,地理坐标为北纬 40°10′—41°20′,东经 106°15′—109°30′,行政区划属于巴彦淖尔市,东西长约 250 km,南北宽约60 km,总面积约13000 km2(图1)。平原的东、北、西分别接乌拉山、阴山山脉和狼山,南临黄河与库布齐沙漠。该平原属于典型的大陆性干旱半干旱气候区,降雨量小、蒸发量大,多年平均降雨量为100～220 mm,蒸发量为1900～2500 mm,年平均气温为5.6～7.8℃。

图1 研究区地理位置图Fig.1 Geological location of the study area

河套平原地势平坦开阔,总体呈现西高东低,南高北低的倾向,局部有一定的起伏,形成岗丘和洼地,区内大的地貌类型主要表现为以下3种。

山前冲洪积扇形倾斜平原:宽约 5～10 km,面积约900 km2,地面标高为1030～1060 m,微向南倾,南部为扇前平原,包括扇裙前缘洼地和扇间地带,由于岩性变细,地势较低,常构成地下水的溢出带,形成由地下水补给的湖泊和湿地景观。

黄河冲湖积平原:位于平原中部,面积约9600 km2,地面标高为1052～1018 m,地势平坦开阔,地形自西向东,由南向北逐渐降低,总的地势向东北倾斜,区内由于黄河多次改道泛滥和残留湖泊的退缩,形成许多微地貌景观,如古河道、牛轭湖、带状沙丘和湖沼湿地等。

乌兰布和近代风积沙地:分布于磴口—太阳庙一线以西,面积约 2500 km2,地面标高为1070～1030 m,总体地形呈现东南高西北低,沙地的下部为冲湖积相堆积物,为就地起沙形成,目前大部分为固定与半固定沙丘。

1.2 水文地质条件

河套平原为一形成于侏罗纪晚期的中新生代断陷盆地,在构造形态上,呈现北深南浅,西深东浅不对称的箕状拗陷。特殊的沉积构造条件,形成了以细粒相为主的冲湖积含水层系统,按其埋藏条件和含水层的水文地质特点及开发利用价值,划分为上更新统—全新统含水岩组即第一含水岩组,和中更新统含水岩组即第二含水岩组。第一含水岩组厚度最大可达240 m,分布广,供水意义较大;第二含水岩组在山前和平原南部的地下隆起区分布较广,埋藏较浅,有一定的供水意义,其他地区埋藏较深供水意义不大。

河套平原地下水总的流向是自西向东,但是大部分的浅层地下水靠区内数条自南而北的排水干渠,汇入北部由西向东的总排水干渠,然后再经总排水干渠流入东部的乌梁素海,由于乌梁素海的作用,东部地区往往又受到乌梁素海回水的补给,使地下水水位不断抬升,产生了大量的土壤次生盐渍化。

河套平原是一个以垂直水交替为主的封闭的地下水盆地,由于降雨量少,除了北部山前洪积扇的部分地下水是来自山区的洪水和基岩裂隙水补给外,大部分的地下水是由引黄灌溉水的补给入渗形成,在非灌溉期的 8月份,地下水的水位埋深在1.5～4.26 m之间,而在10月份的冬灌期,地下水水位可上升到0.5～3.28 m。

2 调查研究方法

2.1 水文地质调查

调查内容主要包括地下水的形成条件,含水层类型、产状、岩性、厚度、埋深、水量、水质、水力特征和地下水开发利用状况等。调查方法主要是在收集和分析研究前人资料的基础上,结合当地实际情况,采用实地踏勘、遥感与物探资料分析、水文地质钻探等技术方法手段。

钻探岩心取样是利用美国进口的小型快速钻进设备 Geoprobe(6620DT),采集的所有岩土样品,即地表土壤样品和岩心样品全部发送到国土资源部地球化学勘查监督检测中心试验室进行分析,样品中Fe2O3/%的分析是采用压片法-X射线荧光光谱(XRF)法,检出限为 0.1%;氟含量的分析是采用离子选择性电极(ISE),检出限为 100 μg/g,一级标准物质,重复样合格率为100%。

2.2 专项水质调查

初次水质调查的主要对象是以当地居民的压水井为主,包括部分地表水体和机井,其中压水井深度为10～40 m,机井为50～80 m,水质调查取样是以线路法和网格法相结合的原则。取样点的间距为2～4 km。在取样过程中除了现场测定和记录地下水的常规物理化学指标外,还记录以下要素:采样井状况(机、民井等)、取水地点、位置(经纬度)、采水时间、地形标高、井深、水位埋深、主要用途等。pH、电导率(EC)、氧化还原电位分别用日本制造的RKC DP-300·TOA,HM-12P·TOA,EC CM-14P·TRX-90在实地进行了测定。当天采集的水质样品当天送到有水质分析资质的巴彦淖尔市水利科学研究所,在24 h之内对铁(总铁)、氟等化学元素进行了分析测定。在初次调查的基础上,选择有代表性的井孔开展了水质监测工作。

铁含量的分析方法是依据中华人民共和国国家标准(GB/5750.6—2006)中的直接火焰原子吸收分光光度法,精密度为:低浓度(0.01～0.015 mg/L)、中浓度(0.04 mg/L)和高浓度(0.05 mg/L以上)的相对标准偏差分别为 6.7%～18%、3.9%～16%和 0.9%～15%。氟含量的分析方法是依据中华人民共和国国家标准(GB/7483—1987)中的氟试剂分光光度法,最低检出浓度为含氟化物(以F-计)0.05 mg/L。

3 调查结果

野外和室内测定地表水的各项物理化学指标见表1,测定地下水的各项指标如下。

pH值:野外实测的地下水的pH值范围大部分在7～8.50之间,最高的达到8.88,属于中性-弱碱性水。

电导率(EC):地下水电导率的范围变化比较大,一般在0.53～20 ms/cm。实测盐分浓度(以NaCl计)范围一般为 0.02%～1.3%,个别样品最高达到 11%,为苦咸水。

氧化还原电位(ORP):从实地测定的结果看有正负值两区间,显示正值的范围是4～120 mV,显示负值的范围是–10 ～ –162 mV,负值区主要分布在平原的西部和中部区,多呈片状和条带状分布。

水温(℃):野外调查与采样水井的深度一般为10～40 m,现场实测的水温大多是在10～13℃之间,由于采样井较浅,所以深度与水温的关系不是很明显。

铁含量(Fe):本文中的铁含量均指总铁含量。河套平原浅层地下水(深度在 10～40 m)中的铁含量平均值为1.22 mg/L(n=757),最大值为15.09 mg/L,最小值为无检出;在757个水样中有466个超标,超标率达 61.56%(表 1,表 2)。

氟含量(F–):文中氟含量指氟离子含量(以 F–计)。平均值为 0.68 mg/L(n=757),最大值为5.05 mg/L,最小值为无检出;在757个水样中有156个超标,超标率为20.61%(表2)。

高铁高氟水分布面积:运用MapGis将浅层地下水 Fe、F–含量分别制作成水质单要素图,求得各类水的面积见表 3,表 3中 Fe、F–的分类依据为GB/T 14848—1993,各类水在区域上的分布见图2、图3。计算结果表明:河套平原浅层高铁地下水(Fe>0.3 mg/L)的分布面积为9310.66 km2,占调查区总面积的74.40%,其中Fe>1.5 mg/L的Ⅴ类水的分布面积达3050.63 km2。高氟地下水(F–>1.0 mg/L)的分布面积为2308.35 km2,占调查区总面积的18.45%,其中F–>2.0 mg/L的Ⅴ类水的分布面积为104.3 km2。

3.1 高铁地下水分布特征

从图2和表3可以看出,河套平原地下水铁含量普遍较高,总体呈现出以下特征:

在平面上,Fe含量超标区除个别地段外,主要分布在黄河冲湖积平原,Fe含量大于生活饮用水卫生标准5倍(Fe>1.5 mg/L)的Ⅴ类水主要分布在西部的蛮会、白脑包、团结一带,中部的海子堰、塔尔湖,东部的新安、德岭山、苏独仑等地带,这些地带地势较为低洼,均为地下水排泄区。

在垂向上,从全区看(图4)同一深度地下水中的Fe含量各不相同,但是在平原中部的典型钻探调查地段,同一地点采集的不同深度的地下水样品中,Fe含量随着深度的增加而增大(表4)。

表1 河套平原地表水水质调查结果Table 1 Investigation results of surface water quality in the Hetao Plain

表2 河套平原地下水Fe、F–含量分析结果统计Table 2 Statistics of Fe and F– concentrations of groundwater in the Hetao Plain

表3 河套平原不同类型(Fe、F–)地下水样品数量与面积统计(n=757)Table 3 Statistics of numbers and areas of groundwater samples with different concentrations of Fe and F– in the Hetao Plain

图2 河套平原浅层地下水Fe含量分布图Fig.2 Distribution of total Fe concentrations in shallow groundwater in the Hetao Plain

图3 河套平原浅层地下水F-含量分布图Fig.3 Distribution of F- concentrations in shallow groundwater in the Hetao Plain

在时间上,通过对同一井孔的地下水水质监测表明,Fe含量的变化呈现出低水位期(4月)含量低,高水位期(11月)含量高的变化规律(图5)。

3.2 高氟地下水分布特征

在平面上,高氟地下水的分布表现出与地形地貌非常密切的关系,F–>1.0 mg/L的地下水主要分布在山前冲洪积扇形倾斜平原,该区域属于山前地下水的径流与蒸发排泄区,在平原中部大面积的黄河冲湖积平原和乌兰布和近代风积沙地只有零星小片状分布(图3)。

在垂向上,由于受采样井深度的限制,在不同地点采集的地下水水质样品中,即使取样深度相同,地下水中的氟含量各异,但是F–>1.0 mg/L的地下水几乎都分布在40 m以上(图6)。在个别地点同一钻孔采集的不同深度样品,地下水中的氟含量随着深度的增加有增大的倾向,但是变化较小(表4)

在时间上,通过对同一井孔不同时间的调查,结果表明不同的地貌单元表现出不同的变化特征,在山前的冲洪积扇区,即高氟区,10月份的高水位期,地下水的氟含量急剧增大(图7中的B6、B31、B40、B42),但是在 8月份,地下水水位相对较低时,氟含量也较低;在平原中部的冲湖积平原,即低氟区,无论是水位高或水位低,这一规律不是特别明显,但总体也呈现出高水位期氟含量高的变化规律。

表4 A、B、C地点不同深度地下水中Fe和F–(位置见图1)Table 4 Fe and F– concentrations of groundwater at different depths at location A,B,and C

图4 河套平原地下水Fe含量与取样深度关系(n=536)Fig.4 Relation between Fe content of groundwater and sampling depth in the Hetao Plain (n=536)

图5 各监测井不同监测时间地下水水位与Fe含量(监测井位置见图1)Fig.5 Fe concentrations and groundwater levels in different periods of monitoring wells(see Fig.1 for locations of the monitoring wells)

4 高铁高氟地下水成因分析

河套平原地下水的补给在冲洪积扇区,主要是来自山区洪水的入渗和基岩裂隙水的侧向补给,在平原中部的冲湖积平原,降雨和黄河灌溉水的入渗是地下水的主要补给源,经取样测试黄河灌溉水的Fe2+含量未检出,F–含量为0.59 mg/L,因此认为,河套平原高铁、高氟地下水的形成主要是由自然地质环境所致。

从图2和图3可以看出,河套平原高铁地下水主要分布在平原中部的冲湖积平原,而高氟地下水主要分布在山前的冲洪积扇平原,同时地下水中的Fe与 F–不存在正相关关系(图 8),因此认为河套平原目前存在的高铁与高氟地下水,主要是由不同地质环境条件下环境水文地球化学作用的结果。

图6 河套平原地下水F–含量与取样深度(n=536)Fig.6 Relation between F– content of groundwater and sampling depth in the Hetao Plain (n=536)

图7 不同监测时间地下水水位与F–含量(监测井位置见图1)Fig.7 Relation between groundwater levels and F–concentrations in different monitoring periods(see Fig.1 for locations of the monitoring wells)

4.1 高铁地下水的成因分析

铁的来源:河套平原为一形成于侏罗纪晚期的中新生代断陷盆地,沉积了巨厚的第四纪沉积物,除了山前的部分沉积物是来自于山区的风化碎屑物外,大部分沉积物是由黄河搬运而来,其主要特征是颗粒细而均匀,黄河水中大量的胶体物质,特别是以[Fe(OH)3]n或[Fe(OH)]+Fe3+形式存在的胶体,连同黄河携带的泥沙在进入古河套湖时,由于两种介质所带胶体电荷的不同,从而发生中和凝聚沉淀,形成了河套冲湖积平原富含大量 Fe2O3的地层沉积物。钻探取样分析结果表明(表5),Fe2O3的平均含量在粘土中为 5.88%(n=32),淤泥质粘土中为4.47%(n=19),粉砂中为 3.66%(n=13),细砂中为3.06%(n=11),中砂中为2.53%(n=6)。沉积物中这些铁的氧化物或氢氧化物,为高铁地下水的形成提供了物质来源。

铁的溶出:地下水的酸碱度(pH)和氧化还原条件是影响铁从沉积物中溶出的主要因素。众所周知,随着还原性的增强,即氧化还原电位Eh的下降,地层中以 Fe3+形式存在的铁,很容易被还原成易溶解的Fe2+形式。河套平原是一个较封闭的地下水盆地,地层中又均含有一定量的有机质(表5),其氧化还原电位(ORP)显示出几乎为负值的还原环境(图 9),从而使沉积物中大量的 Fe3+还原成 Fe2+,进入地下水形成高铁水。

图8 河套平原浅层地下水中的Fe与F–关系Fig.8 Relation between Fe and F– in shallow groundwater in the Hetao Plain

利用能斯特方程(何燧源等,1989),假定在水体所含配位体(OH–、S2–、SO42–、CO32–等)中只考虑OH–配位体的作用,同时体系中的铁只有Fe2+、Fe3+、Fe(OH)2、Fe(OH)3四种存在形态,铁的浓度为1.0×10–5mol/L,在 这 样 的 假 定 基 础 上 ,依 据Fe2+-Fe3+氧化还原反应和沉淀溶解反应,求得铁离子的pH-pE图(图10),从图10可以看出,河套平原地下水中的铁主要是以 Fe2+和 Fe(OH)3的形式存在(pH值为 7～9),这样在还原条件下,由于 pE较低,会有相当的 Fe2+存在,这种水一旦接触空气,pE升高,就会有 Fe(OH)3沉淀生成,这在野外取样过程中经常可以看到,一些样品中 Fe2+氧化生成Fe(OH)3沉淀的颜色变化过程。

另外,本区每年大量的引黄灌溉,使地下水位和地下水压力发生显著的变化,一方面地下水位的上升进一步促进了还原作用,另一方面地下水压力的变化促进了铁从沉积物颗粒表面向地下水的迁移与转化,这也是高水位期铁含量高,低水位期铁含量低的主要原因。

4.2 高氟地下水的成因分析

图9 高铁区地下水中的Fe含量与ORP关系Fig.9 Relation between Fe and ORP in high-iron groundwater area

表5 河套平原钻探岩芯样品中Fe2O3和有机碳含量统计Table 5 Fe2O3 and Corg. content statistics of drilling core samples from the Hetao Plain

氟在地下水中的富集是长期地质作用和地球化学演变的结果,主要与区域地质环境即矿物、岩石类型、地质构造、地形地貌、水文地质条件和气候等因素有关。国内外众多学者就高氟地下水形成的理论与实践开展了大量的调查研究工作(Bower et al.,1967;曾溅辉,1995;曹玉清等,1997;Manouchehr et al.,2008;Tewodros et al.,2009;Chander et al.,2011;Dey et al.,2012;Chidambaram et al.,2013),本文仅就河套平原高氟地下水中氟的来源与富集的主要因素进行分析。

氟的来源:河套平原周边山区出露的地层比较齐全,中生界以前的地层在山区均以裸露基岩出现,新生界的松散岩类地层主要分布在平原区。其中,太古界的乌拉山群主要由区域深变质的各种片麻岩、片岩等组成;元古界的渣尔泰群属于区域中深变质岩系,主要有千枚岩、绢云石墨片岩及角闪斜长片麻岩等组成;古生界、中生界主要由海相和海陆交互相的碎屑岩和碳酸盐岩沉积组成。另外,山区还分布着大量不同时期的火成岩,其岩性主要是花岗岩和闪长岩。上述地层和岩体中存在着大量富含氟的矿物,如:黑云母、金云母、绢云母、角闪石等,经取样测试氟的含量范围在火成岩中为85～5400 μg/g(n=30),平均 673 μg/g,变质岩中为19～6250 μg/g(n=43),平均 952 μg/g(赵锁志等,2007)。通过对山区流出的泉水和地表水的分析表明,在 5个样品中有两个样品氟含量超标,其中最大值为1.38 mg/L,最小值为0.71 mg/L,平均为0.996 mg/L,这充分表明山区含氟的矿物、岩石是目前河套平原山前冲洪积扇区高氟地下水的主要物质来源。

氟的富集:河套平原地下水中氟的富集主要与气候、构造和水文地质以及水化学条件有关。

如前所述,河套地区属于典型的干旱半干旱地区,具有降雨量少、蒸发量大、昼夜温差大等气候特点。这一特殊的气候条件,一方面使山区植被稀少岩体风化破碎强烈,易于氟的溶出;另一方面在山前的冲洪积扇径流排泄区,由于地下水的强烈蒸发易于氟的富集,再加上干旱半干旱气候条件使地表水和地下水的pH值普遍偏高,有利于氟的迁移。因此认为气候条件是河套平原高氟地下水形成和聚集的主要因素之一。

河套平原是一个构造形态上呈现北深南浅、西深东浅不对称簸箕状拗陷,也是一个构造活动和垂直差异运动十分显著的地区,这一构造特征使得山前冲积洪积扇区的地形仍然比较低平,平原西部地区的水力坡度为 1/3000～1/4000,东部地区为1/4000～1/6000,在扇裙地带多在 1‰～5‰,再加如前所述的水文地质条件,地下水几乎处于停滞状态,这样从山区流出的高氟地表水和地下水在冲、洪积扇区形成聚集。

通过对全区地下水水质类型的分析和研究,河套平原山前冲洪积区的地下水,其阴离子全部为HCO3–,阳离子中碱土金属离子含量(Ca2++Mg2+)明显大于碱金属(Na++K+)离子含量,但 Ca2+、Mg2+和Na+单一离子成分均不构成本区地下水中的优势离子成分。通过对河套平原地下水环境背景值的研究表明(刘文波等,2014),河套平原冲洪积扇区地下水中 Ca2+的背景值是全区最低的区域,在高氟区(F–>1.0 mg/L)128个地下水样品中Ca2+的平均含量为 61.29 mg/L,而在非高氟区(F–≤ 1.0 mg/L)Ca2+的平均含量为125.12 mg/L(n=508)。Ca2+含量低不利于CaF2的形成,使 F–在地下水中得不到自然的沉淀,从而形成了高氟地下水。

5 结论与建议

通过对内蒙古河套平原高铁高氟地下水分布与成因研究得出如下结论。

(1)河套平原分布有大量的高铁和高氟地下水,在调查研究区 12510.83 km2范围内,深度在10～40 m的浅层地下水中,分布有高铁水(Fe>0.3 mg/L)9310.66 km2,占调查区总面积的 74.40%,其中Fe>1.5 mg/L的Ⅴ类水的分布面为3050.63 km2;分布有高氟水(F–>1.0 mg/L)2308.35 km2,占调查区总面积的18.45%,其中F–>2.0 mg/L的Ⅴ类水的分布面积为104.3 km2。

(2)高铁水主要分布在平原中部的冲湖积平原。在平面上,Fe>1.5 mg/L的Ⅴ类水,主要分布在西部的蛮会、白脑包、团结一带,中部的海子堰、塔尔湖,东部的新安、德岭山、苏独仑等地带,这些地带地势较为低洼,均为地下水排泄区;在垂向上,同一地点随着深度的增加铁含量增大;在时间上,铁含量的变化呈现出低水位期含量低,高水位期含量高的变化规律。

(3)高氟水主要分布在山前的冲洪积扇地带。在垂向上同一地点地下水中氟含量随着深度的增加有增大的倾向,但是变化较小;在时间上,高水位期氟含量急剧增大,低水位期氟含量也急剧变小,这一特征在非高氟区表现的不是特别明显。

(4)研究表明,河套平原中部冲积湖积物中以[Fe(OH)3]n或[Fe(OH)]+Fe3+的胶体形式存在的沉积物,是高铁地下水形成的主要物质来源,封闭盆地的还原环境,包括地下水水位的抬升,以及中性偏碱性的 pH值是铁从沉积物中溶出的主要原因;平原周边山区含氟矿物、岩石是河套平原山前冲洪积扇区高氟地下水的主要物质来源,干旱半干旱气候、特殊的地质构造、水文地质及水化学条件是高氟地下水形成的主要因素。

(5)由于河套平原地下水的pH值属于中性偏碱性,因此在使用地下水的过程中,可采取曝气溶氧和过滤的方法去除水中的铁;对于中重度氟超标(F >2 mg/L)的高氟水可采用活性氧化铝吸附处理工艺、混凝沉淀工艺、电渗析或反渗透处理工艺等的除氟方法。

曹玉清,刘春国,宋乃忠.1997.吉林西部高氟水的蒸发模型及其验证[J].工程勘察,(5):38-41.

范基姣,佟元清,李金英,王立新,李戎,刘志勇.2008.我国高氟水形成特点的主要影响因子及降氟方法[J].安全与环境工程,15(1):15-16.

高存荣.1999.河套平原地下水砷污染机理探讨[J].中国地质灾害与防治学报,10(2):25-32.

高存荣,刘文波,刘滨,李金凤,李飞.2010.河套平原第四纪沉积物中砷的赋存形态分析[J].中国地质,37(3):760-770.

高存荣,冯翠娥,刘文波,赤井纯治,久保田喜裕,小林巌雄.2014a.地壳表层砷的循环与污染地下水模式[J].地球学报,35(6):741-750.

高存荣,刘文波,冯翠娥,刘滨,宋建新.2014b.内蒙古河套平原地下咸水与高砷水分布特征[J].地球学报,35(2):139-148.

高存荣,刘文波,冯翠娥,陈有鑑,张国,宋建新.2014c.干旱半干旱地区高砷地下水形成机理研究:以中国内蒙河套平原为例[J/OL].地学前缘,21:[2014-03-04].http://www.cnki.net/kcms/detail/11.3370.P.20140303.1031.002.html.

国家技术监督局.1993.地下水质量标准 GB/T14848—1993[S].北京:标准出版社.

国家环境保护局.1987.水质氟化物的测定——氟试剂分光光度法GB/7483—1987[S].北京:标准出版社.

何燧源,金云云.1989.环境化学[M].上海:华东化工学院出版社:111-116.

李永华,王五一,侯少范.2002.我国地方性氟中毒病区环境氟的安全阈值[J].环境科学,23(4):119-122.

李向全,祝立人,候新伟,张莉.2007.太原盆地浅层高氟水分布特征及形成机制研究[J].地球学报,28(1):55-61.

李冬,曾辉平,张杰.2011.饮用水除铁除锰科学技术进展[J].给水排水,37(6):7-13.

刘文波,冯翠娥,高存荣.2014.河套平原地下水环境背景值[J/OL].地学前缘,21:[2014-03-04].http://www.cnki.net/kcms/detail/11.3370.P.20140303.1031.003.html.

内蒙古自治区水文队.1982.内蒙古巴盟河套平原土壤盐渍化水文地质条件及其改良途径研究[R].呼和浩特:内蒙古自治区水文队:22-26.

谭见安,王五一,雒昆利,杨林生,韦朝阳.2004.地球环境与健康[M].北京:化学工业出版社:114-116.

王晓波,李树学,王雅芹.2001.高含铁水的危害及简易识别法[J].黑龙江环境通报,25(1):49-50.

邢怀学,李亮,葛伟亚,叶念军,龚建师,周锴锷,朱春芳.2014.安徽省淮北市地下水中氟的空间分布特[J].地球学报,35(2):163-168.

曾溅辉.1996.浅层高氟地下水地球化学模拟[C]//走向21 世纪环境地学问题研究论文集,北京:石油工业出版社:91-95.

赵锁志,王喜宽,黄增芳,李世宝,王忠,苏美霞,张青,孔凡吉.2007.内蒙古河套地区高氟水成因分析[J].岩矿测试,26(4):320-324.

中华人民共和国卫生部,国家标准化管理委员会.2006.生活饮用水卫生标准GB5749—2006[S].北京:标准出版社.

中华人民共和国卫生部,中国国家标准化管理委员会.2006.生活饮用水标准检验方法——金属指标GB/5750.6—2006[S].北京:标准出版社.

AYOOB S,GUPTA A K.2006.Fluoride in drinking waters:a review on the status and stress effects[J].Crit.Rev.Environ.Sci.Technol,36:433-487.

BOWER CA,HATCHER JT.1967.Adsorption of fluoride by soils and minerals[J].Soil Sci.,103(3):151-154.

CAO Yu-qing,LIU Chun-guo,SONG Nai-zhong.1997.evaporation model and its verification of high-fluorine groundwater in the west of Jilin province[J].Engineering Investigation,(5):38-41(in Chinese with English abstract).

CHANDER K S,KUMARI R,SINGH R P,SHASHTRI S,KAMAL V,MUKHERJEE S.2011.Geochemical Modeling of High Fluoride Concentration in Groundwater of Pokhran Area of Rajasthan,India[J].Bull.Environ.Contam.Toxicol.,86:152-158.

CHIDAMBARAM S,BALA K P M,MANIVANNAN R,KARMEGAM U,SINGARAJA C,ANANDHAN P,PRASANNA M V,MANIKANDAN S.2013.Environmental hydrogeochemistry and genesis of fluoride in groundwaters of Dindigul district,Tamilnadu (India)[J].Environ.Earth Science,68:333-342.

Dı´AZ-BARRIGO F,NAVARRO-QUEZADA A,GRIJAlVA M I,GRIMALDO M,LOYOLA-RODRL´GUEZ J P,ORTIZ M D.1997.Endemic fluorosis in Mexico[J].Fluoride,30(4):233-239.

DEY R K,SWAIN S K,SULAGNA M,PRACHI S,TANUSHREE P,SINGH V K,DEHURY B N,USHA J,PATEL R K.2012.Hydrogeochemical processes controlling the high fluoride concentration in groundwater:a case study at the Boden block area,Orissa,India[J].Environ.Monit.Assess.,184:3279-329.

FAN Ji-jiao,TONG Yuan-qing,LI Jin-ying,WANG Li-xin,LI Rong,LIU Zhi-yong.2008.Affecting Factors of High-fluorine Water in Our Country and Scheme to Avoid Fluorosis[J].Safety and Environmental Engineering,15(1):15-16(in Chinese with English abstract).

GAO Cun-rong.1999.Research on the mechanism of arsenic pollution in groundwater in the Hetao Plain,Inner Mongolia,China[J].The China Journal of Geological Hazard and Control,10(2):25-32(in Chinese with English abstract).

GAO Cun-rong,LIU Wen-bo,LIU Bin,LI Jin-feng,LI Fei.2010.Analysis on the existence speciation of Arsenic in the Quaternary sediments in Hetao Plain[J].Geology in China,37(3):760-770(in Chinese with English abstract).

GAO Cun-rong,FEN Cui-e,LIU Wen-bo,AKAI Junji,KUBODA Yoshihiro,KOBAYASHI Iwao.2014a.Patterns of Arsenic Cycle and Groundwater Arsenic Contamination in the Earth’s Surface[J].Acta Geoscientica Sinica,35(6):741-750(in Chinese with English abstract).

GAO Cun-rong,LIU Wen-bo,FENG Cui-e,LIU Bin,SONG Jiang-xin.2014b.The distribution characteristics of saline groundwater and high-arsenic groundwater in Hetao Plain[J].Acta Geoscientica Sinica,35(2):139-148(in Chinese with English abstract).

GAO Cun-rong,LIU Wen-bo,FENG Cui-e,CHEN You-jian,ZHANG Guo,SONG Jiang-xin.2014c.Research on the Formation Mechanism of High Arsenic Groundwater in Arid and Semi-arid Regions:A Case Study of Hetao Plain in Inner Mongolia[J/OL].Earth Science Frontiers,21.[2014-03-04].http://www.cnki.net/kcms/detail/11.3370.P.20140303.1031.00 2.html(in Chinese with English abstract).

Hydrological Team of Inner Mongolia Autonomous Region.1982.Study on hydrogeology Condition and improvement approach of soil Salinization in Hetao Plain,Inner Mongolia[R].Huhehot:Hydrological Team of Inner Mongolia Autonomous Region:22-26(in Chinese).

HE Sui-yuan,JIN Yun-yun.1989.Environmental chemistry[M].Shanghai:East China Institute of Chemical Engineering Press:111-116(in Chinese).

KRUSE E,AINCHIL J.2003.Fluoride variations in groundwater of an area in Buenos Aires Province,Argentina[J].Environ.Geology,44(1):86-89.

LI Yong-hua,WANG Wu-yi,HOU Shao-fan.2002.Safety Threshold of Fluorine in Endemic Fluorosis Regions in China[J].Environmental Science,23(4):119-122.

LI Xiang-quan,ZHU Li-ren,HOU Xin-wei,ZHANG Li.2007.Distribution and Evolutional Mechanism of Shallow High-Fluoride Groundwater in Taiyuan Basin[J].Acta Geoscientica Sinica,28(1):55-61(in Chinese with English abstract).

LI Dong,ZENG Hui-ping,ZHANG Jie.2011.Review of iron and manganese removal technology in drinking water[J].Water Supply and drainage,37(6):7-13(in Chinese with English abstract).

LI Shi-jun,WANG Xin-juan,ZHOU Jun,TANG Xin-mei,WANG Zhao-tao.2012.Distribution Law of High Fluoride Groundwater in Quaternary in Daxing District of Beijing[J].Geoscience,26(2):407-414(in Chinese with English abstract).

LIU Wen-bo,FENG Cui-e,GAO Cun-rong.2014.Study of Background Value of Groundwater Environment in Hetao Plain[J].Earth Science Frontiers,21,[EB/OL].[2014-03-04].http://www.cnki.net/kcms/detail/11.3370.P.20140303.1031.00 3.html(in Chinese with English abstract).

MANOUCHEHR A,KIM M,KARIM C A ,THOMAS R,MAJID A,KLAUS N M,MAMADOU S,AND C A J.2008.Statistical Modeling of Global Geogenic Fluoride Contamination in Groundwaters[J].Environ.Sci.Technol,42:3662-3668.

Ministry of Health,P.R.China,Standardization Administration,P.R.China.2006.Standards for Drinking Water Quality GB5749—2006[S].Beijing:Chinese Standard Press(in Chinese).

Ministry of Health,P.R.China,Standardization Administration,P.R.China.2006.Standard examination methods for drinking water-Metal parameters GB/5750.6—2006[S].Beijing:Chinese Standard Press(in Chinese).

MJENGERA H,MKNOGO G.2003.Appropriate deflouridation technology for use in flourotic areas in Tanzania[J].Phys.Chem.Earth,28(20-27):1097-1104.

OMUETI J A I,JONCS R L .1977.Fluoride Adsorption by Illinois[J].Soil.Soil Sci.,28:564-562.

State Bureau of Technical Supervision,P.R.China.1993.Quality standard for ground water GB/T14848—1993[S].Beijing:Chinese Standard Press(in Chinese).

State Environmental Protection Bureau,P.R.China.1987.Water quality-Determination of fluoride-Fluor reagent spectrophotometric method GB/7483-1987[S].Beijing:Chinese Standard Press(in Chinese).

TAN Jian-an,WANG Wu-yi,LUO Kun-li,YANG Lin-yang,WEI Chao-yang.2004.Earth's environment and health[M].Beijing:Chemical Industry Press:114-116(in Chinese).

WANG L F M,HUANG J Z.1995.Outline of control practice of endemic fluorosis in China[J].Soc.Sci.Med.,41(8):1191-1195.

WANG Xiao-bo,LI Shu-xue,WANG Ya-qin.2001.Harm and simple identification method with high-iron content water[J].Heilongjiang Environmental Journal,25(1):49-50(in Chinese with English abstract).

WRC.2001.Distribution of fluoride-rich groundwater in Eastern and Mogwase region of Northern and North-west province[R].WRC Report,No.526/1/011.1-9.85 Pretoria.

XING Huai-xue,LI Liang,GE Wei-ya,YE Nian-jun,GONG Jian-shi,ZHOU Kai-e,ZHU Chun-fang.2014.Spatial Distribution Characteristics and Origin of Fluorine in Groundwater of Huaibei City,Anhui Province[J].Acta Geoscientica Sinica,35(2):163-168(in Chinese with English abstract).

ZENG Jian-hui.1996.Geochemical modeling of high-fluorine shallow groundwater[C]//Proceedings of environmental geoscience facing the twenty-first century,Beijing:Petroleum Industry Press:91-95(in Chinese).

ZHAO Suo-zhi,WANG Xi-kuan,H UANG Zeng-fang,LI Shi-bao,WANG Zhong,SUM ei-xia,ZHANG Qing,KONG Fan-ji.2007.Study on Formation Causes of High Fluorine Groundwater in Hetao Area of Inner Mongolia[J].Rock and Mineral Analysis,26(4):320-324(in Chinese with English abstract).