南水北调典型受水区浅层地下水水化学特征及成因

邹嘉文,刘 飞,张靖坤

南水北调典型受水区浅层地下水水化学特征及成因

邹嘉文,刘 飞*,张靖坤

(河北工程大学水利水电学院,河北省智慧水利重点实验室,河北 邯郸 056038)

以邯郸黑龙港平原作为典型受水区,运用描述性统计、Piper图、离子比例分析、饱和指数和氯碱指数等方法,开展浅层地下水水化学变化特征及其成因分析研究.结果表明:南水北调中线工程通水后浅层地下水总体上由咸水向微咸水转化,浅层地下水水质的改善与水位恢复存在密切的相关性; 6月和12月浅层地下水主要水化学类型分别是Na-SO4-Cl型和Na-HCO3型.蒸发岩(岩盐、石膏和芒硝)和碳酸盐岩矿物(方解石和白云石)的溶解/沉淀作用控制着浅层地下水主要离子浓度的变化.大部分区域发生了正向阳离子交换作用,而地下水位降落漏斗区或钠离子浓度相对富集区域则主要发生了反向离子交换作用.工业和生活污水排放、农业化肥使用可能在一定程度上造成部分浅层地下水的污染.研究结果对南水北调中线受水区地下水资源可持续开发利用和环境保护具有重要意义.

南水北调中线；地下水压采；水化学特征；浅层地下水；成因分析

地下水化学组分是地下水与周围环境之间长期相互作用的产物[1].开展地下水水化学特征及成因分析,是了解区域含水层矿物溶解沉淀规律、离子来源、补径排条件变化的重要途径.长期以来,南水北调中线受水区地下水资源过度开采,地下水位急剧下降,形成大面积地下水降落漏斗,引起了咸淡水界面下移、矿化度增加、水质恶化等环境地质问题,地下水资源的枯竭已经严重影响到此区域水安全、粮食安全和经济社会的可持续发展[2-5].2014年南水北调中线工程通水以来,受水区供水水源结构发生显著变化,南水北调外调水源逐步替换当地的地下水资源,以扭转地下水过量开采的不利局面,实现地下水的采补平衡[6-7].伴随着南水北调通水和地下水压采工作的深入推进,地下水水位下降趋势得到明显遏制,部分地区浅层地下水水位出现不同程度的回升[8-9],水动力条件的变化势必对浅层地下水水质产生影响.这种影响有多大,影响程度能否被接受,成为了各级政府十分关注的问题.

水文地球化学方法是描述地下水演化机制的重要手段,广泛应用于不同尺度地下水化学演化研究中.分析地下水化学组分含量的变化可以有效的揭示水化学类型的演化规律[10].并且外来调水通过改变受水区原有的水循环关系,会间接引起浅层地下水水质的变化[11].同时,水文地球化学模拟也被用于预测地下水位恢复条件下的地下水化学组分[12].受水区地下水开采量的减少势必会引起水位的回弹,水位的动态变化进而会引起水文地球化学的变化.因此,本文选取邯郸黑龙港平原作为典型受水区,开展现状条件下浅层地下水水化学变化特征及其成因分析研究,为南水北调中线受水区地下水资源合理开发利用及水环境保护提供科学依据.

1 材料与方法

1.1 研究区概况

邯郸黑龙港平原是南水北调中线工程主要受水区之一,包括邱县、成安、大名、临漳、广平、曲周、馆陶、永年、肥乡和魏县等地,总面积约2695km2[13-14].研究区是华北平原重要的粮食生产和工业基地,农作物以小麦、棉花、蔬菜为主,工业化企业主要涉及化工厂、加工厂等,同时随着人口数量平稳增长,城镇化进程加快,生活污染日趋增多[15-16].区内总体地势较为平坦,海拔高度在-10～92m之间,由西向东、由西南向东北略有倾斜[13,17].研究区属暖温带半湿润季风气候,四季分明,多年平均年降水量一般为500～600mm,多年平均蒸发量为1007～1265mm.第四系松散岩类孔隙含水岩组在区内广泛分布,垂向上分为4个含水层组,其中第Ⅰ、Ⅱ含水层称为浅层地下水,第Ⅲ、Ⅳ含水层组成深层地下水,含水层矿物主要为碳酸盐岩(白云石、方解石)、石膏以及长石(钠长石、钾长石)等[18-19].本研究聚焦的浅层地下水岩性主要为粉砂、中细砂,底板深度在100～150m,主要接受大气降水渗透和河流渠系渗透以及侧向径流、灌溉入渗补给,人工开采和蒸发是主要排泄方式[7,18].随着南水北调中线工程顺利通水,开采量大幅度减少,地下水位开始止跌回升[9,17].

1.2 样品采集与分析

图1 研究区地理位置、采样点空间分布以及2019年6～12月期间浅层地下水水位变化

分别于2019年6月10～12日和12月1～7日进行2次野外采样,共采集浅层地下水水样49组,采样点空间分布情况见图1.为便于采样工作的开展,2次野外采样均在天气晴朗时进行.浅层地下水样品主要取自民用供水井和农田灌溉井.现场取样前,首先抽水5～10min,以保证采集到新鲜的水样;再利用预先校准好的哈希HQ40d双通道输入多参数数字化分析仪测定水温(T)、pH值和电导率(EC);最后使用50mL和100mL聚乙烯瓶各储存水样一瓶,其中用于测试阳离子浓度的50mL样品加入硝酸酸化至pH<2后密封处理,全部样品带回实验室4℃冷藏待测.

K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、NO3-等化学指标在中国科学院遗传与发育生物学研究所农业资源研究中心进行测试.所有样品在进行测试前使用0.45μm滤膜过滤,并对EC大于2000μS/cm的样品使用蒸馏水进行稀释处理.K+、Na+、Ca2+和Mg2+采用电感耦合等离子体原子发射光谱仪(Perkin- Elmer Optima 5300DV,USA)分析,精度均为0.1mg/L; Cl-、SO42-和NO3-采用离子色谱仪(ICS-2500, Dionex, USA)分析,各离子的检测限分别为0.04,0.1和0.04mg/L;HCO3-浓度使用BRAND Titrette数字滴定器运用稀硫酸-甲基橙滴定法测定[20-21].计算的电荷平衡误差控制在±10%以内[22],数据质量可靠.

1.3 研究方法

运用SPSS 25.0软件进行浅层地下水主要化学指标的统计特征分析,包括数据的变化范围,平均值以及离散程度等.

使用AquaChem 3.70软件绘制Piper图和Stiff图,能够较好的反映水化学的组成特征[23].

采用离子比值法分析地下水中发生的地球化学反应[20].Na+与C1-的比值有助于辨别岩盐是否为C1-和Na+的主要来源[24].(Ca2++Mg2+)与(HCO3-+ SO42-)的比值关系可以判断地下水中的离子是否由蒸发岩(石膏)和碳酸盐岩平衡控制[25].Na+与SO42-的比值可以分析地下水中的Na+与SO42-是否来源于芒硝的风化作用[26].(Cl-+SO42-)>HCO3-,表明主要离子来源于蒸发岩溶解;相反,为碳酸盐岩溶解[27]. Ca2+与Mg2+比值用于确定碳酸盐岩矿物的风化溶解主要是由白云石还是方解石贡献[28].

阳离子交换作用可以用氯碱指数(CAI)分析,2个判断指标分别为CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ[29].

通过计算地下水中矿物的饱和指数(SI),可以定性地预测地下水中矿物沉淀或溶解的趋势性,是水文地球化学模拟的重要组成部分,其计算表达式为:

式中:IAP为离子活度积;SP为某温度下溶解反应的平衡常数.

利用PHREEQC软件通过离子浓度、pH值及水温(T)等参数进行水文地球化学模拟,可计算不同矿物以及CO2分压(CO2)的SI.

2 结果与分析

2.1 水化学参数统计

6月份浅层地下水样品pH值的变化范围为7.3～8.0,均值为7.6;12月份浅层地下水样品pH值的变化范围为6.9～9.2,均值为7.5,均呈弱碱性(表1).6月份浅层地下水电导率(EC)的变化范围为1095～9300μS/cm,均值为3416μS/cm;12月份浅层地下水EC的变化范围为694～6200μS/cm,均值为2545μS/cm.6～12月EC均值由3416μS/cm减小至2545μS/cm,浅层地下水水质总体呈现淡化趋势. 6～12月期间,浅层地下水水位在曲周、永年、馆陶中部、广平西南部、肥乡、大名西南部和魏县等地呈上升趋势,其余地区水位下降(图1).值得注意的是,水位上升区EC均值由3485μS/cm减小至2553μS/cm,水质淡化趋势明显.同时,水位上升区域面积为1549km2,水位上升区域与EC减小区域重叠面积为1321km2,重合率高达85%.空间叠加分析结果表明浅层地下水水质的改善与水位的恢复存在十分密切的关系.

6月和12月浅层地下水阳离子浓度排列顺序均为Na+>Mg2+>Ca2+>K+;6月阴离子浓度排列顺序为SO42->Cl->HCO3->NO3-,12月阴离子排列顺序为HCO3->SO42->Cl->NO3-.6～12月期间,浅层地下水Cl-、SO42-、Na+、Mg2+、Ca2+的浓度减小,K+、HCO3-、NO3-浓度略有增加.NO3-浓度在6月和12月的均值分别为8.3和16.7mg/L,均明显低于《生活饮用水卫生标准》(GB5749-2006)硝酸盐限值(20mg/L)[30],表明浅层地下水未受到明显的硝酸盐污染,仅有馆陶尚沿村、曲周孔庄等少数地区硝酸盐超标.

2.2 水化学类型

浅层地下水阳离子中Na+占主导地位,阴离子以HCO3-为主(图2).由Piper图菱形区域所示,6～12月碱金属Na+始终多于碱土金属Mg2+与Ca2+,而6月份强酸SO42-与Cl-超过弱酸HCO3-,12月份弱酸HCO3-呈现增加趋势,强酸SO42-与Cl-向弱酸HCO3-转化.不难看出6月份水样点主要分布在7区(Na-SO4-Cl型),占6月份浅层地下水样品的60%,说明6月份浅层地下水水化学类型以Na-SO4-Cl型主导.12月份水样点主要分布在8区和7区(Na-HCO3型和Na-SO4-Cl型),分别占12月份浅层地下水样品的38%和32%,表明12月份浅层地下水水化学类型以Na-HCO3型主导.绘制6月和12月浅层地下水相应的Stiff图(采用离子的平均浓度),6月主要表现为Na-SO4-Cl型水,12月则呈现出Na-HCO3型,与Piper图示法分析一致.

表1 浅层地下水水化学参数描述统计

图2 浅层地下水Piper三线图和stiff图

3 讨论

3.1 离子比例分析

由Na+和C1-散点图,可以看出水样点分布于1:1线附近或上方,说明岩盐的溶解可能是浅层地下水中C1-和Na+的主要来源[24],过量的Na+可能是由于正向阳离子交换作用导致(图3a).(Ca2++ Mg2+)与(HCO3-+SO42-)关系图上的散点分布在1:1线附近或右侧,考虑到含水层普遍分布石膏、碳酸盐岩(白云石、方解石)等矿物[18-19],说明石膏和碳酸盐岩的溶解是水中Ca2+的来源[25],Ca2+和Mg2+的减少可能与阳离子交换作用有关(图3b).Na+与SO42-的比值高于1或者在1附近,说明芒硝的风化作用可能是SO42-和Na+的主要来源[26],且除了芒硝风化,可能该区域发生了阳离子交换作用导致Na+增多(图3c).(Cl-+SO42-)与HCO3-关系图显示, 63.27%的水样点分布在1:1线下方,且随着(Cl-+ SO42-)增加HCO3-始终比较小,说明浅层地下水的主要离子来源是蒸发岩(石膏、岩盐和芒硝等矿物)溶解作用;36.73%的水样点分布在1:1线上方,表明碳酸盐岩的沉淀或溶解作用也是浅层地下水的重要离子来源(图3d)[27].而且,浅层地下水Ca2+与Mg2+比值小于1,说明碳酸盐岩以白云石溶解为主(图3e)[28].

图3 主要离子比例关系和CAI-Ⅰ与CAI-Ⅱ关系

3.2 阳离子交换作用

图4 氯碱指数空间分布

浅层地下水样品中CAI-Ⅰ<0且CAI-Ⅱ<0的水样有42个,占85.7%,CAI-Ⅰ>0且CAI-Ⅱ>0的水样有7个,占14.3%.大部分水样点分布在CAI-Ⅰ、CAI-Ⅱ小于0的区域,少部分水样点分布在CAI-Ⅰ、CAI-Ⅱ大于0的右上角,表明浅层地下水主要发生正向阳离子交换作用,少许区域发生反向离子交换作用(图3f).

大部分区域发生正向阳离子交换作用,反向离子交换作用主要发生在曲周(图4).进一步分析表明,反向离子交换作用发生的区域Na+浓度远高于Ca2+浓度,Na+/Ca2+处于3～5之间,异常高的Na+浓度促使反向离子交换作用发生.此外,曲周的土壤盐渍化程度较高[31],包气带土壤中的大量Na+通过垂向淋滤作用进入浅层地下水中,并随地下径流在地下水降落漏斗区域汇集(图4),从而导致该区域的Na+浓度远高于Ca2+浓度.在异常高Na+浓度的胁迫下,浅层地下水中的Ca2+容易被过剩的Na+解吸置换出来,进而发生反向离子交换作用.

3.3 矿物饱和指数

岩盐(Halite)的SI在-7.57～-4.36之间,均值为-5.78;石膏(Gypsum)的SI在-2.89～-0.43之间,均值为-1.73;以上两种矿物的SI均小于0,表明这些矿物处于不饱和状态,岩盐和石膏不断溶解进入浅层地下水中(表2).方解石(Calcite)的SI在-0.80～1.25之间,均值为0,浅层地下水中方解石总体趋于平衡状态.白云石(Dolomite)的SI在-0.70～3.28之间,均值为0.78,大部分白云石的SI>0,说明研究区白云石过饱和,具有生成沉淀,析出晶体的可能.

图5 不同矿物饱和指数与EC关系和CO2分压与pH值、方解石饱和指数关系

浅层地下水中岩盐和石膏的SI均随着EC的增大而增加,说明浅层地下水矿化度的增加与岩盐和石膏的溶解有关(图5a、b).浅层地下水中方解石和白云石的SI值和EC值相互独立(图5c、d),考虑到碳酸盐岩在区内含水层普遍分布[18-19],虽然其处于过饱和状态,但碳酸盐岩的溶解作用很可能在地下水水化学演化的初始阶段已经快速完成.因此,可以认为碳酸盐岩溶解是浅层地下水中HCO3-、Ca2+和Mg2+的重要来源,与前文所述一致.

地下水中溶解的二氧化碳可以诱发许多矿物的溶解,尤其是碳酸盐矿物的溶解.浅层地下水CO2分压(CO2)的范围为10-3.46～10-1.19atm(表2).CO2为参与反应的矿物提供了溶解条件.浅层地下水中CO2值与pH值呈现显著负相关,且随着CO2值减小pH值在增大(图5e).鉴于研究区含水层矿物普遍存在长石(钠长石、钾长石等)[19],长石的溶解过程中不断消耗CO2,HCO3-离子浓度的增大使得pH值升高[式(4)、式(5)].CO2值与方解石SI也呈现显著的负相关性(图5f),CO2值降低使得方解石饱和指数增加,说明CO2的消耗促使了方解石沉淀过程的发生[式(6)].

表2 矿物饱和指数

3.4 人类活动影响

近年来,受水区农业化肥的过度使用,生活污水与工业废水肆意排放等人类活动也深刻影响着浅层地下水水质的变化[16].地下水中SO42-主要来自于工业活动、大气沉降以及硫化物(石膏)的溶解,NO3-多来自于农业活动和生活污水排放[32]. (SO42-/Ca2+)与(NO3-/Ca2+)关系图可以用于解释人类活动对地下水化学组分的影响,同时排除石膏溶解的影响[32-33].浅层地下水的(SO42-/Ca2+)和(NO3-/ Ca2+)的比值波动较大(图6a),说明此区域受到的人类活动影响比较复杂.(SO42-/Ca2+)比值远大于(NO3-/Ca2+),说明工业活动可能比农业活动和生活污水对浅层地下水水化学的影响更大.个别水样点(例如馆陶尚沿村、曲周孔庄和馆陶浅口)的(NO3-/Ca2+)比值较大,且结合前文所述,馆陶尚沿村、曲周孔庄硝酸盐超标,说明其很可能受到农业施肥(可能是Ca(NO3)2肥料)、生活污水排放的影响.值得注意的是,少数异常点如肥乡西魏村、成安大寨和邱县黄河套具有极高的(SO42-/Ca2+)与较高的(NO3-/Ca2+),说明其可能主要受到高强度工业活动的污染,农业活动污染与生活污水影响次之[32].如果NO3-与K+之间是正相关关系,间接说明地下水可能受到硝酸钾化肥使用的影响[34-35].从图6b中可以看出,水样点分布在1:1线附近,表现出较强的正相关关系,说明浅层地下水可能在一定程度上受到了硝酸钾化肥的污染.正如前文所述,由于仅有少数样品NO3-超标,因此研究区可能主要受到工业活动污染,只有部分地区可能受到农业面源污染影响.

图6 (SO42-/Ca2+)与(NO3-/Ca2+)比值和NO3-与K+比值

对比分析南水北调通水前后咸淡水分布面积(图7)[36],不难发现,咸水(TDS>3g/L)面积由579km2下降至375km2,微咸水(1g/L

图7 南水北调通水前后咸淡水分布面积变化

4 结论

4.1 6～12月期间,水位上升区域与EC减小区域在空间分布上呈现高度重合,浅层地下水水质改善与水位上升密切相关.6月份浅层地下水水化学类型以Na-SO4-Cl型主导,12月份以Na-HCO3型主导.

4.2 自然因素中,岩盐、石膏、芒硝、长石和碳酸盐岩(方解石和白云石)的溶解/沉淀作用控制着浅层地下水水化学的演化.大多数地区的浅层地下水发生正向阳离子交换作用,而地下水位降落漏斗区或钠离子浓度相对富集区域则主要发生了反向离子交换作用.

4.3 人为因素中,工业废水和生活污水排放、农业化肥使用可能是造成受水区部分浅层地下水污染的原因.南水北调中线工程通水后,浅层地下水水质在一定程度上得以改善,主要表现为咸水向微咸水转化.

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Hydrochemical characteristics and formation mechanism of shallow groundwater in typical water-receiving areas of the South-to-North Water Diversion Project.

ZOU Jia-wen, LIU Fei*, ZHANG Jing-kun

(Hebei Key Laboratory of Intelligent Water Conservancy, School of Water Conservancy and Hydropower, Hebei University of Engineering, Handan 056038, China)., 2022,42(5)：2260～2268

The hydrochemical characteristics and formation mechanism of shallow groundwater in a representative water-receiving area (the Heilonggang Plain in Handan city) were investigated by using multiple approaches such as descriptive statistics, Piper diagram, ion ratios, saturation indices and chloro-alkaline index. Results showed that shallow groundwater generally changed from salt water to brackish waterafter the operation of the Middle Route of the SNWDP.There was a close connection between the improvement of shallow groundwater quality and the elevated water table. The hydrochemical types was mainly Na-SO4-Cl in June and Na-HCO3in December. The evolution of shallow groundwater chemistry was mainly controlled by the dissolution/precipitation of evaporites (halite, gypsum, Glauber’s salt) and carbonate minerals (calcite and dolomite). Additionally, cation exchange modified the cationic concentrations in the most of shallow aquifer, while reverse ion exchange mainly occurred in the groundwater depression cone or some areas with surplus Na+. Human activities (including industrial effluents and domestic sewage, agricultural fertilizers) may be responsible for the individual shallow groundwater samples’ contamination. These findings have important implications for groundwater sustainable development and environmental protection in such water-receiving areas of the Middle Route of the SNWDP.

the Middle Route ofthe South-to-North Water Diversion Project；groundwater exploitation reduction；hydrochemical characteristics；shallow groundwater；formation mechanism

X523

A

1000-6923(2022)05-2260-09

邹嘉文(1999-),男,江西南昌人,硕士研究生,主要从事流域水循环与水环境研究.发表论文2篇.

2021-10-08

国家自然科学基金资助项目(41901039)

*责任作者,副教授, liufei@hebeu.edu.cn