黄土高原中部浅层地下水化学特征及影响因素

刘 鑫,向 伟,马小军,范艳丽,司炳成,4

黄土高原中部浅层地下水化学特征及影响因素

刘 鑫1,2,向 伟3*,马小军1,范艳丽1,司炳成1,4

(1.西北农林科技大学,旱区农业水土工程教育部重点实验室,陕西 杨凌 712100；2.天津大学表层地球系统科学研究院,天津 300072；3.西北大学,陕西省地表系统与环境承载力重点实验室,陕西 西安 710127；4.萨斯喀彻温大学土壤学系,加拿大 萨斯卡通市 S7N5A8)

通过采集黄土高原中部沿黄流域57个浅层地下水水样,采用定性(Gibbs模型、Na端元和离子相关关系)和定量(正向演替模型)分析方法探究了该地区地下水水化学特征、沿程变化规律和控制因素.结果表明,黄土高原中部沿黄流域浅层地下水均呈弱碱性;优势阴阳离子分别为HCO3-和Na+;水化学类型以HCO3-Ca-Mg为主,占40%.研究区地下水主要离子自北向南变化趋势有所差异,其中Cl-浓度保持动态稳定,SO42-、HCO3-、Mg2+和Na+浓度沿程增加,而NO3-、Ca2+和K+浓度沿程降低,矿产资源开发是研究区地下水SO42-重要来源,而强烈的阳离子交替吸附作用是引起Na+富集的重要因素.研究区地下水溶质来源主要受岩石风化作用控制,以硅酸盐岩石风化为主;大气输入、人类活动和岩石风化对地下水溶质的相对贡献分别为5% ± 3%、6% ± 13%和89% ± 13%.此外,下垫面因素改变、人类活动以及气候变化通过改变地下水补给与排泄等过程直接或间接的影响了地下水水量和水质.本研究结果将为黄河流域和其他类似地区当前和未来的地下水质量管理项目提供参考.

黄河流域；黄土高原；地下水；控制因素；水文地球化学

地下水主导了流域水文循环过程,对于全球生态系统稳定和地球化学循环具有重要意义[1-2].受气候变化、土地利用类型和下垫面因素改变影响,地下水水量和水质受到了多重威胁[3].黄土高原位于黄河流域中部,是黄河流域泥沙的主要来源区域,也是造成黄河水质恶化的污染物重要来源地区[4].近年来,全球气候变化导致黄土高原地区极端降水事件频发,一定程度上加剧了当地的水土流失,也对流域水化学组成造成了相当的影响[5].地下水水化学组成受到多种因素的共同影响,主要包括自然因素(降水、岩石风化等)和人为因素(工农业、地下水开采等).利用定性(Piper图、Gibbs图、Na端元和离子相关)和定量(正向演替模型)的分析方法对地下水水化学特征和控制因素进行研究具有重要意义[6].如李笑等[7]利用地下水化学特征研究了石期河流域地下水水化学特征及物质来源.张雅等[8]利用地下水水化学和环境同位素特征研究了济南东源饮用水水源地地下水演化过程.刘鑫等[9]利用定量的方法探究了大气输入、人类活动和岩石风化等对汾河流域地下水溶质的相对贡献.因此,利用地下水水化学组成特征探究流域水化学组成、控制因素和溶质来源具有重要意义.

虽然地下水水资源数量和质量的重要性在水循环和生态系统的稳定性已经得到承认[10-11],但是研究工作集中在高海拔、高侵蚀和深厚包气带的地下水水化学特征与控制因素与平原地区相比并不相配,并且在非饱和带变化较大的地区,地下水水化学特征及控制因素相关问题仍然未得到充分的研究和解决.以往对位于黄土高原黄河干流的研究主要集中在地表径流量、泥沙及地下水水位等方面[4,12-13],而对地下水水化学组成、溶质输入来源及其变化规律的研究相对有限.因此,研究黄土高原中部沿黄流域的浅层地下水水化学特征和控制因素和元素地球化学循环过程,对黄河流域生态保护和高质量发展具有重要意义.

1 材料与方法

1.1 研究区域概况

黄土高原(33°43'N～41°16'N,100°54'N～114°33'E)位于黄河流域中部,处于我国内陆腹地,是地球上分布最集中且面积最大的黄土区,总面积达62.4 × 104km2.黄土高原地势西北高,东南低,平均海拔为1500～2000m,气候为大陆性季风气候,冬季寒冷干燥多风沙,夏季炎热多暴雨[14].黄土高原地区人口分布不均匀,人口密度呈东密西疏、南密北疏的格局[15],随着人口快速增长,对水资源需求也迅速增加,很多地区已经超负荷承载.地下水超采、工业不合理的分布以及农业对耕地的过分开发,导致水资源消耗过快,水污染由点源污染扩大到面源污染[6].黄土高原地区拥有丰富的能源矿产资源,但也是全世界水土流失最严重的地区之一,水土流失不仅导致土地退化,也会影响流域水质状况[16].

图1 研究区地理位置及采样点分布示意

1.2 样品采集与测定

2019年7 ～ 9月,在黄土高原中部沿黄流域共收集57个浅层地下水水样(主要为井水和泉水,其中井深大多小于30m)(图1).采样时:首先保证取样点未受到人类活动的直接污染,并且保证为浅层地下水.其次,对井水取样时保证已排出前期残留在管道中的水,对泉水的取样直接在泉眼处.第三,取样前对化学性质稳定和耐酸碱腐蚀的250mL聚乙烯样品瓶充分涮洗,以保证样品不受取样瓶的污染.最后,取样后迅速密封水样并及时带回室内冷藏(4℃)保存,并尽快测定各项指标.

地下水的pH值和TDS测定分别使用梅特勒-托莱德pH计和梅特勒-托莱德TDS计.地下水的Cl-、SO42-和NO3-测定使用离子色谱仪(USA, ThermoFisher Scientific,ICS-1100),精度为20 μg/L;地下水的Ca2+、K+、Mg2+和Na+测定采用电感耦合等离子体发射光谱仪(USA,ThermoFisher Scientific, ICAP6300),精度为20 μg/L;以上测定均设置空白对照组,以保证实验精度.地下水的HCO3-和CO32-采用酸碱平衡法测定,滴定时进行重复性检验以保证准确度.以上所有实验分析均在西北农林科技大学中国旱区节水农业研究院进行.

1.3 数据分析

首先,利用TH(TH<100mg/L软水和100mg/L< TH硬水)和TDS(TDS<1000mg/L淡水和1000mg/L< TDS咸水)相关关系[17],将地下水分为软水-淡水、软水-咸水、硬水-淡水和硬水-咸水4类.其次,利用指标(Ca2++Mg2+)和指标(SO42-)分析地下水中SO42来源[18],利用Na+和Cl-毫克当量比值分析地下水中Na+来源[19].第三,利用指标(Ca2++Mg2+−HCO3-−SO42-)与指标(Na+−Cl-)比值关系及拟合方程判断地下水流动过程中离子交替吸附作用类型及强度[20].第四,利用Gibbs图定性分析控制地下水溶质来源的主要因素,如大气输入、岩石风化和蒸发浓缩[21],并利用以Ca2+/Na+与HCO3-/Na+、Mg2+/Na+元素比值差异为基础的Na端元分析三种主要岩性岩石类型(碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩)对地下水溶质的影响[6].最后,利用基于质量守恒的正向演替模型对地下水溶质进行定量分析,具体计算过程如文献[9]所示.

2 结果与讨论

2.1 地下水基本化学参数

图2 黄土高原中部浅层地下水化学参数及水类型的空间分布

黄土高原中部沿黄流域地下水均呈弱碱性,pH值为7.08～8.19,平均值为7.64(表1),研究区南部和北部pH值较小,而中部pH值最大.值得注意的是,研究区中部地区土地利用类型以耕地为主[图2(a)],表明中部pH值最大可能与该地区过量施肥导致的肥料残留有关.此外,研究表明过高的pH值不仅会影响环境中细菌的生存也会限制植物吸收微量元素,因此,在农业活动时应尽量减少化肥使用并着力于提高化肥的使用效率,避免对环境水质的影响[22].其次,研究区TDS介于250～3810mg/L,平均值为862mg/L(表1).由图2(b)可知,研究区自北向南土地利用类型由草地逐渐过渡到耕地,TDS整体上也逐渐增大,这可能是由于研究区开荒耕种,使得植被对泥沙束缚能力减弱,导致水土流失程度加重,最终引起TDS沿程增大[23].此外,常用TH(钙镁毫克当量总数乘以50)来划分水硬度,研究区地下水TH介于18～733mg/L,平均值为294mg/L(表1),TH和TDS自北向南变化趋势相似[图2(c)],表明可能是相同原因造成的.黄土高原地区干旱少雨,而地表径流水质含沙量高,不适合直接饮用.因此,地下水作为研究区主要饮用水源,保证其饮用适宜性具有重要意义.由图3可知,软水-淡水、软水-咸水、硬水-淡水和硬水-咸水这4类水分别占比2%、2%、68%和28%,表明研究区大部分地下水都不适合直接饮用,应进行适当地处理.

图3 黄土高原中部浅层地下水水质

表1 黄土高原中部浅层地下水基本参数和水化学组成统计特征

2.2 地下水离子特征及其沿程变化规律

研究区地下水阴阳离子浓度排序为:阴离子HCO3-> SO42-> Cl-> NO3-,其中优势阴离子HCO3-占阴离子总量的55%;阳离子Na+> Ca2+> Mg2+> K+,其中优势阳离子为Na+占阳离子总量的56%(表1),这与黄河中游地区地表水的观测结果一致[24].地下水中的优势阴离子为HCO3-,则可能与研究区拥有大片富含碳酸盐的黄土有关[25];优势阳离子为Na+可能与很多种因素有关,如人类活动、离子交替吸附作用及钠铝硅酸盐的溶解等[26].此外,研究区4种地下水化学类型HCO3-Ca-Mg、HCO3-Na-K、Cl- SO4-Ca-Mg和Cl-SO4-Na-K按照比例大小分别为40%、26%、20%和14%,由图2(d)可见,各种地下水化学类型的空间分布都较为集中,这可能与地形及局部地层岩性相似有关[24].

黄土高原中部沿黄流域浅层地下水中主要离子自北向南变化趋势有所差异,其中Cl-浓度保持动态稳定,SO42-、HCO3-、Mg2+和Na+浓度呈沿程增加的趋势,而NO3-、Ca2+和K+浓度呈沿程降低的趋势(图4).研究一般认为Cl-只有海洋源没有陆地源,在远离海洋的黄土高原地区,Cl-浓度保持动态平衡是合理的,且与已有研究是一致的[5].黄土高原地区蕴含丰富的矿产资源,而矿产资源开发不仅会破坏岩石层结构,还会加速风化过程,而且大规模人类活动也会引起地下水化学组成发生改变.本研究区上游为鄂尔多斯、神木和榆林等世界闻名的煤炭石油矿产开发区,而矿产脱硫过程,极易导致当地形成酸雨或者其他次生硫酸盐污染物汇流到河道,并在地表水与地下水交互过程中进入地下水体,最终引起地下水中SO42-逐渐富集[27].HCO3-浓度沿程富集更多是由于黄土高原地区严重的水土流失导致富含碳酸盐的黄土进入水体[28].Mg2+除受到岩石风化影响外,工矿废水排放也会导致地下水中Mg2+浓度增加[5],这与上游神木、榆林等地区大规模的煤矿、石油开采活动是吻合的[27].Na+作为优势阳离子,其浓度沿程增加,可能是人类活动和阳离子吸附作用等多种因素综合作用的结果[26].此外,NO3-浓度在自然状态下含量很低,而本研究中NO3-浓度由上游到下游逐渐降低,上游浓度高可能是由于大量工业废水和生活污水排放的硝酸盐进入地下水体造成的[9].同时,研究表明硝酸盐是植物生长重要氮源,因此在流动过程中NO3-很有可能被植物吸收,从而呈现沿程降低的趋势[3].值得注意的是,下游部分地区NO3-浓度非常高且当地土地利用类型以耕地为主(图2),表明该地区地下水很可能是由于农业施肥造成的.但是研究区进行大规模施肥至今仅30 ～ 40年,研究表明地下水补给过程非常缓慢(由于深厚的非饱和带).因此,在未来研究中以NO3-为载体探讨黄土高原地区地下水补给机制应该作为研究重点.K+在自然水体中含量较少,上游含量较高可能是由于工矿活动破坏了岩石层结构,加速了钾盐的风化溶解.此外,K+对植物生长具有重要作用,沿程降低也有可能是由于沿程被植物吸收造成的[29].研究区下游南部土地利用类型为耕地,局部地区K+含量较高,同时伴随较高的Cl-浓度,表明这很可能是由于农业活动中大量施用钾肥(KCl)导致的[6].Ca2+浓度沿程降低很有可能是由于水体在流动过程中发生阳离子交替吸附作用,水体中的Ca2+置换了外界环境中的Na+,这与研究区Na+浓度沿程增加一致[5].

图4 黄土高原中部浅层地下水主要离子分布特征

2.3 地下水水化学影响因素及溶质来源

根据图5(a)可知,指标(Ca2++Mg2+)和指标(SO42-)拟合方程为(指标=0.54´指标–0.06,2= 0.47,<0.01),这表明Ca2++Mg2+和SO42-具有显著的相关性,本研究区SO42-浓度为145.9mg/L,低于研究区下游的其他流域,如汾河[9](161.3mg/L)、泾河(274.7mg/L)和渭河[28](295.1mg/L)等,这与本研究中SO42-浓度逐渐富集的规律也是一致的.此外,由于本研究区有大量的煤矿石油等矿产资源开发,因此可推测矿产开发是研究区地下水SO42-主要来源之一.其次,研究表明大气降水中Na+和Cl-的毫克当量比值应与海水中类似,约为0.86,且在自然状况下岩盐溶解Na+和Cl-比值约为1左右[19].可以看到大多数地下水取样点的Na+和Cl-比值均远远大于1[图5(b)],表明研究区地下水Na+来源除大气降水和岩盐溶解外还有其他来源[30].此外,从图5(c)可以看到,除少部分取样位于阴离子交换区外,大部分取样点位于阳离子交换区,且指标(Na+−Cl-)和指标(Ca2++Mg2+−HCO3-− SO42-)拟合方程为(指标=−1.21´指标+0.84,2= 0.91,<0.01),斜率为−1.21接近1:1线[5],从定性和定量两个角度均表明研究区发生了强烈的阳离子交替吸附作用.即地下水在运移过程中,外界环境中的Na+置换出地下水中的Ca2+和Mg2+,这与研究区Na+自北向南沿程增加和Ca2+沿程减少是一致的.值得注意的是,虽然Mg2+表现出沿程增加的趋势,这可能与研究区大规模矿产资源开发有关[27].

图5 黄土高原中部浅层地下水离子相关关系

图6 黄土高原中部浅层地下水Gibbs和Na端元

研究区浅层地下水Na+/(Na++Ca2+)比值变化较大(0.15～0.98,且大部分值大于0.4),表明地下水Na+受到多种因素的共同影响[31],而Cl-/(Cl-+HCO3-)比值较为集中,大多小于0.4,表明Cl-浓度比较稳定,这与图4(a)是一致的.可以发现大部分取样点位于岩石风化区[图6(a)～(b)],表明岩石风化是研究区地下水溶质的主要来源[6].部分点位于蒸发浓缩区,表明蒸发浓缩对于研究区地下水溶质也有一定的影响.而所有的地下水取样点均远离大气沉降区,表明大气沉降对地下水溶质影响有限.通过图6(c)～(d)可以发现,黄土高原中部地下水主要受硅酸盐岩石风化影响,其次是蒸发盐岩,碳酸盐岩对地下水溶质贡献最小,这与研究区黄土中富含泥板岩和页岩等硅酸类岩性岩石有重要关系[32].

为深入了解地下水溶质来源,采用正向演替模型量化大气输入、人类活动和岩石风化对研究区地下水的溶质贡献.研究表明大气输入、人类活动和岩石风化对该地区地下水的溶质相对贡献分别为5%±3%、6%±13%和89%±13%,表明岩石风化是地下水溶质的主要来源,这与其他地区大型流域一致,如长江[33]、塔里木河[34]、珠江[35]和淮河[36]等,也与黄河流域的其他小流域一致,如汾河[9]、渭河[6]和泾河[37]等.此外,碳酸盐岩、硅酸盐岩及蒸发盐岩对地下水溶质的贡献分别为15%±15%、45%±26%和29%±21%,表明硅酸盐岩石风化对地下水溶质贡献最大,其次是蒸发盐岩,碳酸盐岩贡献最小,与上述定性研究结果一致[图6(c)～(d)].此外,大气输入、人类活动和岩石风化对地下水溶质贡献存在不同的空间分布特征.大气输入对地下水溶质贡献南部最小[图7(a)],这可能是由于研究区北部黄土层的土壤颗粒较南部更粗[38],雨水降落到地面后能够更快补给到地下水中,导致下渗过程中与黄土及岩石层接触时间变短,使得地下水溶质受到岩石风化的影响减弱,从而提高了北部大气输入的相对贡献.人类活动对地下水溶质的贡献以北部最大[图7(b)],这可能与北部地区大规模的工矿活动有关[27].碳酸盐岩对地下水溶质的贡献由北至南逐渐降低[图7(c)],这可能与富含碳酸盐的黄土层由北至南逐渐变薄有关[39].此外,靠近黄河一侧地下水样点来自于硅酸盐岩石风化的溶质多于远离河道的取样点[图7(d)],这可能与硅酸盐岩分布多在临河一侧有关[5].蒸发盐岩对地下水溶质的贡献以南部最大[图7(e)],这可能与南部地下岩层中拥有丰富的石膏和盐岩等沉积岩有关[40].

图7 黄土高原中部浅层地下水溶质输入贡献值空间分布

过去几十年,受黄河流域下垫面因素改变、人类活动及气候变化等多种因素综合作用,地下水水化学特征产生了重要变化[41].如城镇化、工业化及退耕还林还草工程,使得流域下垫面因素发生了剧烈变化,导致地表水的产汇流机制及地下水的补给、径流和排放条件发生了重要变化[42].上世纪90年代以来,为控制黄土高原严重的水土流失,政府实行了退耕还林还草政策.植被覆盖度的增加降低了集水区径流和汇流能力,导致了流域水资源量和补给机制变化[3],进而对流域水质造成了重要影响.其次,人类活动通过影响补给和排泄来改变水循环过程,改变了区域水资源量,并最终影响了地下水水化学组成[1].由于人口、农业灌溉和工业生产快速增长,对水资源需求迅速增加,拦截河水和开采地下水已成为获取水资源主要途径[43].但是,径流截流导致河流径流量和渗漏量减少,地下水开采导致渠道流量和潜水蒸发量减少,进而导致了河道干涸、湿地萎缩、地面沉降等一系列不良后果[12],进一步影响了区域地下水水化学特征.此外,气候变化引起降水时空分布变化(如极端降水增多)和温度升高,导致了降水入渗补给地下水发生变化以及加速了岩石风化速度,不仅对地下水资源量,也对地下水水化学组成造成重要影响[44].黄土高原地区灌溉农田面积大,人口密集,剧烈的人类活动对当地水文过程以及水化学组成有着重要影响,采取必要措施确保流域可持续发展至关重要.因此,今后应更加关注黄土高原的水质状况(包括径流和地下水).此外,干旱半干旱地区还需要对河水和地下水进行统一规划和评价,这也是保证河流可持续发展的关键.

3 结论

3.1 黄土高原中部沿黄流域浅层地下水均呈弱碱性;其优势阴阳离子分别为HCO3-和Na+;水化学类型以HCO3-Ca-Mg为主,占40%.

3.2 研究区地下水主要离子自北向南变化趋势有所差异,其中Cl-浓度保持动态稳定,SO42-、HCO3-、Mg2+和Na+浓度沿程增加,而NO3-、Ca2+和K+浓度沿程降低,矿产资源开发是研究区地下水SO42-重要来源,而强烈的阳离子交替吸附作用是引起Na+富集的重要因素.

3.3 地下水溶质来源主要受岩石风化作用控制,又以硅酸盐岩石风化为主;大气输入、人类活动和岩石风化对地下水溶质的相对贡献分别为5% ± 3%、6% ± 13%和89% ± 13%.

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Hydrochemical characteristics and controlling factors of shallow groundwater in the Chinese Loess Plateau.

LIU Xin1,2, XIANG Wei1*, MA Xiao-jun1, FAN Yan-li1, SI Bing-cheng1,3

(1.Key Laboratory of Agricultural Soil and Water Engineering in Arid and Semiarid Areas, Ministry of Education, Northwest A & F University, Yangling 712100, China；2.Institute of Surface-Earth System Science, Tianjin University, Tianjin 300072, China；3.Shaanxi Key Laboratory of Earth Surface System and Environmental Carrying Capacity, Northwest University, Xi'an 710127, China；4.Department of Soil Science, University of Saskatoon, SK S7N5A8, Canada)., 2021,41(11)：5201～5209

The 57 shallow groundwater samples along the Yellow River in the middle of Chinese Loess Plateau were collected, and the qualitative (Gibbs, Na-normalized molar ratios and ions correlation methods) and quantitative methods (forward derivation modeling) were used to explore the hydrochemical characteristics, the variation rules along the channels, and the controlling factors. The results showed that the shallow groundwater samples were weakly alkaline; the dominant anion and cation was HCO3-and Na+, respectively; the major groundwater type was HCO3-Ca-Mg (accounted for 40%). There was a difference of variation trend of major ions of shallow groundwater from north to south in the research areas. The Cl-level kept dynamic stability along the way, SO42-, HCO3-, Mg2+, and Na+increased, while NO3-, Ca2+, and K+decreased. Mineral exploitation was an important source of SO42-, while the Na+enrichment was caused by strong cation exchange. Moreover, the source of groundwater solutes was mainly controlled by rock weathering, primarily silicate weathering. The relative contribution of groundwater solutes by atmospheric input, human activity, and rock weathering was 5% ± 3%, 6% ± 13%, and 89% ± 13%, respectively. Furthermore, the change of underlying surface conditions, human activities, and climate change directly or indirectly affected the groundwater quantity and quality by changing the processes of groundwater recharge and discharge. Our findings will inform current and future groundwater quality management programs for the Yellow River catchment and other similar area.

Yellow River；Chinese Loess Plateau；groundwater；controlling factors；hydrogeochemistry

X523

A

1000-6923(2021)11-5201-09

刘 鑫(1995-),男,四川广安人,西北农林科技大学硕士研究生,主要从事生态水文过程研究.

2021-04-01

国家自然科学基金项目(41877017,41630860);西北农林科技大学基本科研业务费(2452017317)

*责任作者, 讲师, xiangwei2016@126.com