基岩海岛地下水与海水相互作用研究

张 康，韩冬梅，曹天正,3，宋献方，王 威，曹艳玲

（1.中国科学院地理科学与资源研究所陆地水循环及地表过程重点实验室，北京 100101；2.中国科学院大学资源与环境学院，北京 100049；3.中国科学院大学中丹学院，北京 101400；4.山东省第一地质矿产勘查院山东省富铁矿勘查技术开发工程实验室，山东 济南 250109）

地下水与海水的相互作用主要包括海水入侵（Seawater Intrusion，SWI）和海底地下水排泄[1]（Submarine Groundwater Discharge，SGD）2个同时存在且互补的地下水文过程[2−3]。不合理的地下水开采引发的SWI已对全球诸多含水层的地下水资源构成严重威胁[4−10]。SGD营养盐通量可显著影响海岸带营养盐收支和生物地球化学循环，过量营养盐排泄可能引起沿海富营养化[11−14]。科学管理海岛地下水资源，查明地下水-海水相互作用模式和程度，已成为亟需解决的重要问题。

近年来针对基岩海岛地下水与海水相互作用的研究有了长足的进步。山东长岛之北长山岛中部和北部低地均有SWI发生，入侵范围占全岛面积的17%～19%[15]。庞忠和等[16]利用氢氧同位素证明长岛的基岩裂隙水起源于大气降水，受到海水影响地下水Cl−浓度高于内陆地区。国际上对SWI的研究主要集中在松散沉积物中的含水层，但在人口密集的大型基岩群岛也曾报道过SWI造成钻孔报废的情况[17]。近年来，有的研究者建立了用于估算渤海湾、莱州湾、大亚湾和胶州湾SGD通量的镭（Ra）和氡（Rn）同位素质量平衡模型[12,18−19]。汪迁迁[20]利用镭氡同位素证明SGD输入是渤海湾水体营养盐的主要来源。Ma等[21]利用达西定律估计了在海潮作用下莱州湾东岸淤泥质海滩的SGD。然而，以往的SWI与SGD研究大多是针对河口、潮滩、海湾和大陆架的临近海域[22−26]，很少有关于基岩海岛的相关研究。作为中国北方地区典型的基岩群岛，该岛在地下水与海水的相互作用方面一直以来缺乏系统性的定量认识。鉴于此，本文分析了该岛地下水位及水质的变化，探讨了基岩海岛地下水与海水相互作用的特征和影响因素，进行了SWI和SGD的研究，运用插值方法识别了海水入侵严重区域，基于达西定律估算了水分交换速率、水量和NO3-N通量。研究可为海岛地下水资源科学管理，保护和修复海岛水生态环境提供科学参考。

1 研究区概况

该基岩群岛位于胶东、辽东半岛之间，黄渤海交汇处，有居民岛10个，最大岛面积12.8 km2。该岛的气候类型属于亚洲东部季风区大陆性气候，因受冷暖空气交替影响，加之四周海水的调温作用，四季温度呈现滞后性，春季多风升温晚、夏季多雨气候凉、秋季干燥降温慢、冬季风频寒潮多。年平均气温为11.9 °C，年平均降水量为560 mm，地下水全部为大气降水补给。

岛上的基岩主要是由石英岩、板岩和千枚岩组成，长期风化剥蚀作用使得岩石破碎，丘陵顶部比较平缓。岛上出露地层主要为第四系松散岩类和蓬莱群变质岩，地下水类型主要有松散岩类孔隙水和基岩裂隙水。第四系沉积物厚度为6～15 m，孔隙水埋深一般在3～10 m，含水层富水性较差，单井涌水量多在60 m3/d以下；构造裂隙的发育深度一般小于100 m，地下水埋深在10～35 m之间，含水层富水性较强，单井涌水量一般在100～250 m3/d[27−29]。低洼谷地在由陆变岛的过程中曾被海水浸没，谷地中有海相沉积，且局部低洼谷地有海相沉积层分布。

20世纪80年代，由于地下水资源的不合理开采，该岛部分水井的地下水TDS明显升高[16]。地下水资源均衡的破坏和开采强度的空间不均加速了海水入侵的进程。有资料显示[16]，大多数临岸大口径井受咸水入侵影响已废弃。过量开采改变了地下水的水动力条件，咸淡水之间形成向陆方向的水力梯度，地下水天然平衡状态被破坏，最终导致海水入侵灾害发生[15]。为了修复地下水环境，2019年7月份通过的《海洋生态保护条例》[30]第二十条规定，“在城市公共供水管网覆盖区域内，禁止取用地下水”，自此该岛进入禁采时代，岛上居民用水改用自来水、跨海工程引水和海水/苦咸水淡化水。但因为岛上苦咸水淡化工程仍旧是抽取已咸化的地下水，所以对地下水的取用仍然存在。

2 数据资料与研究方法

2.1 地下水观测井位置

为了解研究区的地下水动态特征，本文选取了南岛的7个井和北岛的3个井进行地下水观测（W1——W10）。从 2012年 1月——2015年 2月、2016年 1——12月，每隔5 d观测1次水位，每口井有300个水位数据，共计3 000个。观测井位置如图1所示，通过地图测算得出各观测井离最近海岸的距离（表1）。降水量数据来自该岛气象局提供的逐月降水量资料。

图1 研究区地下水观测井位置图Fig.1 Location map of groundwater observation wells in study area

表1 观测井离最近海岸的距离及水井基本情况Table 1 The distance of the observation wells from the nearest shore and the informations of the observation wells

根据地形图、地下水观测井所在的岩性分布、地质剖面资料[31−32]，及地水水位监测数据，绘制了典型区域水文地质剖面图（图2）。该岛出露的地层岩性较简单，主要为元古界石英岩，厚度大于2 000 m，上覆薄层第四系松散沉积物，厚度约6～15 m。

图2 北岛（A-A’）和南岛（B-B’）水文地质剖面图Fig.2 Hydrogeologic cross-section of the North Island (A-A’) and South Island (B-B’)

2.2 水分交换速率的计算

基岩裂隙含水层渗透系数为10～30 m/d[33]；分布在缓坡地段的残积-坡积物较为致密，透水性较差，含水层厚度2～5 m，渗透系数为5～10 m/d；分布在滨海地区的海积物较为松散，透水性较好，渗透系数为10～20 m/d[34]。根据观测井的地面高程、井深和年平均水位数据，计算得W2、W7、W9地下水埋深小于2 m，认为其地下水来源于上部松散岩土含水层，渗透系数为5～10 m/d；其余7口井地下水埋深11～35 m，认为其地下水来源于下部基岩裂隙含水层，渗透系数为10～30 m/d。

利用野外观测的地下水水位数据，基于达西定律可以计算出每口井垂直海岸线方向的水力梯度，定量化计算地下水与海水的水分交换速率[35−36]。计算中取多年平均水位计算平均水力梯度，取月平均最高和最低水位计算最大和最小水力梯度，结合水文地质条件确定渗透路径。根据地下水中NO3-N的浓度，可进一步估算出地下水向海排泄的NO3-N通量。

2.3 地统计插值方法

基于协同克里金（Cokriging）插值方法，可以将DEM数据作为协变量，对2013年1月地下水水位实测数据进行插值，并根据水库、沟渠等的分布对插值结果进行核实，以提高水位插值的准确性。

将各观测井的SGD速率在海岸线上进行IDW插值[37]，再对海岸线上的SGD速率求和，可以计算出SGD水量。

2.4 海水入侵程度的划分

收集了2018年5月26眼监测井的水化学分析结果，由山东省地质环境监测总站实验室测试分析得到。根据《海水入侵监测与评价技术规程》[38]，采用 Cl−质量浓度 250 mg/L 指示 SWI，Cl−质量浓度大于250 mg/L则证明发生了海水入侵，海水入侵程度等级划分见表2。

表2 海水入侵的现状评价等级划分[38]Table 2 Classification of status evaluation of seawater intrusion

3 结果

3.1 地下水水位分布特征

地下水水位和降水量的变化见图3。整体来看，地下水水位波动较小的井分布在南岛的W5、W7和W9，北岛的W2和W4。其中，南岛的W7和W9地下水水位最为稳定，W7地下水水位一直维持在5 m左右，W9维持在2 m左右。

图3 2012——2016年地下水水位与降水量变化Fig.3 Variations of groundwater levels and precipitation from 2012 to 2016

地下水水位波动较大的井主要在南岛的W1、W6和北岛的W8。这3个水位监测点的水位不仅波动很大，而且常年低于海平面。从图1可以看出，W1、W6距离较近，都是在海拔低、地形平缓的城镇集中建设区域，即使距离海岸较远，仍然有很大的海水入侵风险。

在降水丰富的7、8月份，W7地下水平均埋深与地表面十分接近，地下水水位较高且保持稳定，水位保持在5 m左右。说明当地的地下水受人为干扰和大气降水的影响很小，地下水存在稳定的补给来源。

研究区降水量的年度、年内变化很大，2013年7月份降水量达560.4 mm，而同年9月份降水量仅0.1 mm。降水大多集中在每年的7——8月份，地下水水位和大气降水都呈现出明显的季节性特征：夏季降水充足，地下水水位较高；冬春季降水稀少，地下水水位低。2013年夏季的集中降水大幅度提高了南岛的W3、W6和W10的地下水水位，特别是W6对降水量增加的正向响应特别明显。

在2012、2013、2016年的7——8月份的3次集中降水事件后，大部分监测井水位波动存在滞后，波峰出现在降水峰值之后10 d左右。其中，南岛的W1、W6滞后时间较短，对降水的响应十分敏感；W3、W10滞后时间较长。

3.2 水分交换速率和SGD水量的定量估算

本研究计算了10个地下水观测井水分交换速率及NO3-N通量，见表3。

表3 地下水观测井的SWI和SGD计算结果Table 3 SWI and SGD calculation results of groundwater observation wells

从表3的计算结果中，可以大体判断出南、北岛的SGD和SWI主导区域。南岛东北岸、南岸的大部分地区没有发生海水入侵，地下水向海排泄过程较稳定，2012——2016年SGD速率均值为0.2 m/d，向海NO3-N 通量均值为 81.8 mmol/（m2·d）。北岛东南地区是海水入侵的严重区域，地下水水位长期低于海平面且逐年下降，2012——2016年SWI速率均值为0.3 m/d，向陆NO3-N 通量均值为 69.6 mmol/（m2·d）。

通过ArcGIS的反距离权重法插值工具对南、北岛枯水季（2014年4月）、丰水季（2013年9月）和月平均SGD水量分别计算，北岛SGD水量为3.5×104～4.5×104m3/d，南岛 SGD 水量为 0.4×104～1.1×104m3/d。基于2012——2016年监测井的月平均SGD速率进行插值，北岛SGD水量平均值为2.7×104m3/d，南岛SGD水量平均值为 0.8×104m3/d。

3.3 地下水水位分布、Cl−和NO3-N浓度分布

2013年1月份地下水水位等值线分布图（图4）显示，地下水水位负值区主要分布在北岛南岸和南岛西岸，高值区主要分布在南岛东北岸和南岸。北岛地下水主要流向为由北向南，南岛地下水主要流向为由东向西。

图4 2013年1月地下水水位等值线分布图Fig.4 Distribution of groundwater-table contour in January 2013

2018年5月地下水中Cl−和NO3-N质量浓度分布见图5。Cl−质量浓度较高的区域和地下水水位低的区域基本重合，南岛南岸的大部分地区和东北岸局部地区没有发生海水入侵，海水入侵从西南岸和西岸（港口以南约1.5 km处）向岛内发展，入侵程度为轻度，Cl−质量浓度250～1 000 mg/L；北岛东南岸海水入侵程度为严重入侵，Cl−质量浓度大于1 000 mg/L。

图5 研究区地下水Cl− 和NO3-N质量浓度分布图Fig.5 Distribution of groundwater Cl− and NO3-N concentrations in study area

NO3-N浓度高值区位于南岛中部及北岛北部区域。

3.4 水化学组成

地下水样的pH值介于7.0～8.5之间（表4），整体呈弱碱性，变异系数小。TDS介于25.5～6 979.0 mg/L之间，平均值为1 093.5 mg/L，按照TDS进行分类[39]，大部分地下水是淡水（<1 g/L）和微咸水（1～3 g/L），只有北岛的W4、W8的地下水是咸水（3～10 g/L）。有将近一半的地下水水样菌落总数远远大于1 000 CFU/mL，属Ⅴ类地下水[40]。菌落总数过高表明原生地下水环境可能存在污染，不宜作为生活饮用水水源。除pH以外，其余各水化学参数的变异系数均超过了0.15，氯化物和总硬度（以CaCO3计）均存在极端超标值。

表4 地下水水样的水化学特征统计Table 4 Statistics on hydrochemical characteristics of groundwater samples

4 讨论

4.1 SWI和SGD的特征分析

海底地下水排泄（SGD）由2部分组成，一是来自内陆的地下水，另一个是海水循环量（又叫“再循环海水”），即海水在潮汐、波浪等各种因素作用下通过海-陆界面进入近海含水层后又流回到海洋的水[1]。SGD受陆地和海洋驱动力的双重作用，因为“再循环海水”只发生在近岸含水层和海底沉积物的小范围内[41]，故本文估算的主要是受陆地驱动力的地下水的向海排泄。

研究区海岛受陆地驱动力的SGD水量巨大，北岛 SGD水量为 3.5×104～4.5×104m3/d，南岛 SGD 水量为 0.4×104～1.1×104m3/d。基于 2012——2016 年监测井的月平均SGD速率，北岛SGD水量平均值为2.7×104m3/d，南岛SGD水量平均值为0.8×104m3/d。

以往的水井水质调查结果表明，除少数靠近海边且开采量较大的水井水质咸化以外，绝大部分井水TDS小于 1 g/L，水化学类型以 Cl·HCO3——Ca·Na、Cl·HCO3——Na·Ca 和 HCO3·Cl——Na·Ca 类型为主[42]。水化学特征的统计结果显示，该研究区的地下水水质分布不均匀，结合以往的研究结果，氯化物浓度较高的地下水监测点与海水入侵、井水咸化的分布范围有密切联系。

基岩海岛的咸-淡水界面分布受地质构造控制，具有显著的非均质性。海拔低、地形平缓的城镇集中建设区域海水入侵风险较高，人为持续开采地下水会显著降低地下水水位，导致地下水漏斗、井水咸化等灾害。但基岩海岛沿岸的基岩山区可以有效阻挡海水入侵，补充和更新山谷地下水，这一特性在南岛东南海岸得到了验证。

4.2 地下水-海水相互作用的影响因素

降水对地下水-海水相互作用的影响主要是对水力梯度的变化产生影响，降水充足的7、8月份，地下水水头升高，井水位上升，表现为向海排泄的水力梯度，发生海水入侵的可能性小，地下水在含水层中参与一系列复杂的水岩相互作用和生物地球化学作用，排泄到海水中对近海岸水环境产生影响。而在几乎没有降水的冬春季，人类活动的参与就会显著影响水力梯度的变化。1970——1981年间，机井数量从12眼增加到54眼[29]，单井抽水量普遍高于自身的出水能力，地下水水量连年亏损，演变成向陆方向的水力梯度，导致海水入侵。

人为污染会使地下水向海排泄的营养盐浓度升高，庞忠和等[16]、付兆堂等[43]的研究中提到的硝酸盐污染来源主要包括：（1）农村居民院内菜地的施肥及渗坑、厕所等生活污水来源；（2）岛屿水产品加工业相对较多，各个水产品加工企业基本上都有自备水井，渔养物资、海产品贝壳垃圾的无序堆放，也是地下水中硝酸盐污染的来源之一。例如南岛地下水观测井W3的NO3-N质量浓度由1.15 mg/L增大至21 mg/L，超过了世界卫生组织（WHO）饮用水水质准则的最大污染水平（11.3 mg/L）[44]，甚至超过了我国生活饮用水标准20 mg/L。过量的NO3-N通过地下过程向海排泄，使得近海地区成为富营养化或藻类爆发性繁殖的潜在风险区。

4.3 NO3-N的通量变化

由于地下水中硝酸盐浓度升高，导致NO3-N通量有所升高。例如，南岛观测井W3地下水向海排泄的NO3-N 通量显著增大，由 2016 年 10 月的 17.37 mmol/（m2·d）增大到 2018 年 5 月的 317.19 mmol/（m2·d），增大为原来的18倍。2016年10月——2018年5月，南岛观测井W10地下水NO3-N通量有所增加，增幅为原来的1.8倍。

北岛的W2与W4相比，W2受人类活动影响更大，NO3-N质量浓度在35～40 mg/L，而我国生活饮用水卫生标准[45]规定，地下水水源限制时，NO3-N质量浓度超过20 mg/L则不适合作为生活饮用水。W4的水文地质条件更利于地下水向海排泄，SGD速率更大。

5 结论

（1）北岛的海水入侵程度普遍高于南岛，且北岛东南岸有严重海水入侵，局部地下水Cl−质量浓度大于2 000 mg/L。南岛的海水入侵状况相对较轻，但由于基岩含水层存在导水裂隙，海水入侵会沿着特定的路径发生，如南岛西岸的低缓居民区的海水入侵，就有东西连接成线的趋势。

（2）北岛东南沿海地区受到高山丘陵地形阻隔，形成天然的隔水屏障，西北部丘陵地区赋存的地下水无法提供补给，该地区地下水主要依靠大气降水，且距离海岸较近，地下水开采后容易诱发海水入侵。北岛东南地区是海水入侵的严重区域，地下水咸化明显，地下水水位长期低于海平面且逐年下降，2012——2016年海水入侵速率均值为0.3 m/d，向陆NO3-N通量均值为 69.6 mmol/（m2·d）。而在南岛东北岸、南岸的大部分地区，岩石中的微孔隙和微裂隙以及层间错动裂隙起到了一定的储水作用，能够保持地下水维持一定的水头高度而不受到海水入侵影响。因此南岛东北岸、南岸的大部分地区没有发生海水入侵，地下水向海排泄过程较稳定，2012——2016年地下水向海排泄速率均值为 0.2 m/d，向海 NO3-N 通量均值为 81.8 mmol/（m2·d）。

（3）研究区受陆地驱动力的SGD水量巨大，北岛SGD 水量为 3.5×104～4.5×104m3/d，南岛 SGD 水量为0.4×104～1.1×104m3/d。基于 2012——2016 年监测井的月平均SGD速率，北岛SGD水量平均值为2.7×104m3/d，南岛SGD水量平均值为0.8×104m3/d。

未来的研究需要结合潮汐、营养盐、海平面上升、同位素示踪等数据进行岛屿地下水全面评估，结合物探等手段定量识别基岩岛屿海水入侵的优先通道。