南水北調典型受水區淺層地下水水化學特征及成因

鄒嘉文,劉 飛,張靖坤

南水北調典型受水區淺層地下水水化學特征及成因

鄒嘉文,劉 飛*,張靖坤

(河北工程大學水利水電學院,河北省智慧水利重點實驗室,河北 邯鄲 056038)

以邯鄲黑龍港平原作為典型受水區,運用描述性統計、Piper圖、離子比例分析、飽和指數和氯堿指數等方法,開展淺層地下水水化學變化特征及其成因分析研究.結果表明:南水北調中線工程通水后淺層地下水總體上由咸水向微咸水轉化,淺層地下水水質的改善與水位恢復存在密切的相關性; 6月和12月淺層地下水主要水化學類型分別是Na-SO4-Cl型和Na-HCO3型.蒸發巖(巖鹽、石膏和芒硝)和碳酸鹽巖礦物(方解石和白云石)的溶解/沉淀作用控制著淺層地下水主要離子濃度的變化.大部分區域發生了正向陽離子交換作用,而地下水位降落漏斗區或鈉離子濃度相對富集區域則主要發生了反向離子交換作用.工業和生活污水排放、農業化肥使用可能在一定程度上造成部分淺層地下水的污染.研究結果對南水北調中線受水區地下水資源可持續開發利用和環境保護具有重要意義.

南水北調中線；地下水壓采；水化學特征；淺層地下水；成因分析

地下水化學組分是地下水與周圍環境之間長期相互作用的產物[1].開展地下水水化學特征及成因分析,是了解區域含水層礦物溶解沉淀規律、離子來源、補徑排條件變化的重要途徑.長期以來,南水北調中線受水區地下水資源過度開采,地下水位急劇下降,形成大面積地下水降落漏斗,引起了咸淡水界面下移、礦化度增加、水質惡化等環境地質問題,地下水資源的枯竭已經嚴重影響到此區域水安全、糧食安全和經濟社會的可持續發展[2-5].2014年南水北調中線工程通水以來,受水區供水水源結構發生顯著變化,南水北調外調水源逐步替換當地的地下水資源,以扭轉地下水過量開采的不利局面,實現地下水的采補平衡[6-7].伴隨著南水北調通水和地下水壓采工作的深入推進,地下水水位下降趨勢得到明顯遏制,部分地區淺層地下水水位出現不同程度的回升[8-9],水動力條件的變化勢必對淺層地下水水質產生影響.這種影響有多大,影響程度能否被接受,成為了各級政府十分關注的問題.

水文地球化學方法是描述地下水演化機制的重要手段,廣泛應用于不同尺度地下水化學演化研究中.分析地下水化學組分含量的變化可以有效的揭示水化學類型的演化規律[10].并且外來調水通過改變受水區原有的水循環關系,會間接引起淺層地下水水質的變化[11].同時,水文地球化學模擬也被用于預測地下水位恢復條件下的地下水化學組分[12].受水區地下水開采量的減少勢必會引起水位的回彈,水位的動態變化進而會引起水文地球化學的變化.因此,本文選取邯鄲黑龍港平原作為典型受水區,開展現狀條件下淺層地下水水化學變化特征及其成因分析研究,為南水北調中線受水區地下水資源合理開發利用及水環境保護提供科學依據.

1 材料與方法

1.1 研究區概況

邯鄲黑龍港平原是南水北調中線工程主要受水區之一,包括邱縣、成安、大名、臨漳、廣平、曲周、館陶、永年、肥鄉和魏縣等地,總面積約2695km2[13-14].研究區是華北平原重要的糧食生產和工業基地,農作物以小麥、棉花、蔬菜為主,工業化企業主要涉及化工廠、加工廠等,同時隨著人口數量平穩增長,城鎮化進程加快,生活污染日趨增多[15-16].區內總體地勢較為平坦,海拔高度在-10～92m之間,由西向東、由西南向東北略有傾斜[13,17].研究區屬暖溫帶半濕潤季風氣候,四季分明,多年平均年降水量一般為500～600mm,多年平均蒸發量為1007～1265mm.第四系松散巖類孔隙含水巖組在區內廣泛分布,垂向上分為4個含水層組,其中第Ⅰ、Ⅱ含水層稱為淺層地下水,第Ⅲ、Ⅳ含水層組成深層地下水,含水層礦物主要為碳酸鹽巖(白云石、方解石)、石膏以及長石(鈉長石、鉀長石)等[18-19].本研究聚焦的淺層地下水巖性主要為粉砂、中細砂,底板深度在100～150m,主要接受大氣降水滲透和河流渠系滲透以及側向徑流、灌溉入滲補給,人工開采和蒸發是主要排泄方式[7,18].隨著南水北調中線工程順利通水,開采量大幅度減少,地下水位開始止跌回升[9,17].

1.2 樣品采集與分析

圖1 研究區地理位置、采樣點空間分布以及2019年6～12月期間淺層地下水水位變化

分別于2019年6月10～12日和12月1～7日進行2次野外采樣,共采集淺層地下水水樣49組,采樣點空間分布情況見圖1.為便于采樣工作的開展,2次野外采樣均在天氣晴朗時進行.淺層地下水樣品主要取自民用供水井和農田灌溉井.現場取樣前,首先抽水5～10min,以保證采集到新鮮的水樣;再利用預先校準好的哈希HQ40d雙通道輸入多參數數字化分析儀測定水溫(T)、pH值和電導率(EC);最后使用50mL和100mL聚乙烯瓶各儲存水樣一瓶,其中用于測試陽離子濃度的50mL樣品加入硝酸酸化至pH<2后密封處理,全部樣品帶回實驗室4℃冷藏待測.

K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、NO3-等化學指標在中國科學院遺傳與發育生物學研究所農業資源研究中心進行測試.所有樣品在進行測試前使用0.45μm濾膜過濾,并對EC大于2000μS/cm的樣品使用蒸餾水進行稀釋處理.K+、Na+、Ca2+和Mg2+采用電感耦合等離子體原子發射光譜儀(Perkin- Elmer Optima 5300DV,USA)分析,精度均為0.1mg/L; Cl-、SO42-和NO3-采用離子色譜儀(ICS-2500, Dionex, USA)分析,各離子的檢測限分別為0.04,0.1和0.04mg/L;HCO3-濃度使用BRAND Titrette數字滴定器運用稀硫酸-甲基橙滴定法測定[20-21].計算的電荷平衡誤差控制在±10%以內[22],數據質量可靠.

1.3 研究方法

運用SPSS 25.0軟件進行淺層地下水主要化學指標的統計特征分析,包括數據的變化范圍,平均值以及離散程度等.

使用AquaChem 3.70軟件繪制Piper圖和Stiff圖,能夠較好的反映水化學的組成特征[23].

采用離子比值法分析地下水中發生的地球化學反應[20].Na+與C1-的比值有助于辨別巖鹽是否為C1-和Na+的主要來源[24].(Ca2++Mg2+)與(HCO3-+ SO42-)的比值關系可以判斷地下水中的離子是否由蒸發巖(石膏)和碳酸鹽巖平衡控制[25].Na+與SO42-的比值可以分析地下水中的Na+與SO42-是否來源于芒硝的風化作用[26].(Cl-+SO42-)>HCO3-,表明主要離子來源于蒸發巖溶解;相反,為碳酸鹽巖溶解[27]. Ca2+與Mg2+比值用于確定碳酸鹽巖礦物的風化溶解主要是由白云石還是方解石貢獻[28].

陽離子交換作用可以用氯堿指數(CAI)分析,2個判斷指標分別為CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ[29].

通過計算地下水中礦物的飽和指數(SI),可以定性地預測地下水中礦物沉淀或溶解的趨勢性,是水文地球化學模擬的重要組成部分,其計算表達式為:

式中:IAP為離子活度積;SP為某溫度下溶解反應的平衡常數.

利用PHREEQC軟件通過離子濃度、pH值及水溫(T)等參數進行水文地球化學模擬,可計算不同礦物以及CO2分壓(CO2)的SI.

2 結果與分析

2.1 水化學參數統計

6月份淺層地下水樣品pH值的變化范圍為7.3～8.0,均值為7.6;12月份淺層地下水樣品pH值的變化范圍為6.9～9.2,均值為7.5,均呈弱堿性(表1).6月份淺層地下水電導率(EC)的變化范圍為1095～9300μS/cm,均值為3416μS/cm;12月份淺層地下水EC的變化范圍為694～6200μS/cm,均值為2545μS/cm.6～12月EC均值由3416μS/cm減小至2545μS/cm,淺層地下水水質總體呈現淡化趨勢. 6～12月期間,淺層地下水水位在曲周、永年、館陶中部、廣平西南部、肥鄉、大名西南部和魏縣等地呈上升趨勢,其余地區水位下降(圖1).值得注意的是,水位上升區EC均值由3485μS/cm減小至2553μS/cm,水質淡化趨勢明顯.同時,水位上升區域面積為1549km2,水位上升區域與EC減小區域重疊面積為1321km2,重合率高達85%.空間疊加分析結果表明淺層地下水水質的改善與水位的恢復存在十分密切的關系.

6月和12月淺層地下水陽離子濃度排列順序均為Na+>Mg2+>Ca2+>K+;6月陰離子濃度排列順序為SO42->Cl->HCO3->NO3-,12月陰離子排列順序為HCO3->SO42->Cl->NO3-.6～12月期間,淺層地下水Cl-、SO42-、Na+、Mg2+、Ca2+的濃度減小,K+、HCO3-、NO3-濃度略有增加.NO3-濃度在6月和12月的均值分別為8.3和16.7mg/L,均明顯低于《生活飲用水衛生標準》(GB5749-2006)硝酸鹽限值(20mg/L)[30],表明淺層地下水未受到明顯的硝酸鹽污染,僅有館陶尚沿村、曲周孔莊等少數地區硝酸鹽超標.

2.2 水化學類型

淺層地下水陽離子中Na+占主導地位,陰離子以HCO3-為主(圖2).由Piper圖菱形區域所示,6～12月堿金屬Na+始終多于堿土金屬Mg2+與Ca2+,而6月份強酸SO42-與Cl-超過弱酸HCO3-,12月份弱酸HCO3-呈現增加趨勢,強酸SO42-與Cl-向弱酸HCO3-轉化.不難看出6月份水樣點主要分布在7區(Na-SO4-Cl型),占6月份淺層地下水樣品的60%,說明6月份淺層地下水水化學類型以Na-SO4-Cl型主導.12月份水樣點主要分布在8區和7區(Na-HCO3型和Na-SO4-Cl型),分別占12月份淺層地下水樣品的38%和32%,表明12月份淺層地下水水化學類型以Na-HCO3型主導.繪制6月和12月淺層地下水相應的Stiff圖(采用離子的平均濃度),6月主要表現為Na-SO4-Cl型水,12月則呈現出Na-HCO3型,與Piper圖示法分析一致.

表1 淺層地下水水化學參數描述統計

圖2 淺層地下水Piper三線圖和stiff圖

3 討論

3.1 離子比例分析

由Na+和C1-散點圖,可以看出水樣點分布于1:1線附近或上方,說明巖鹽的溶解可能是淺層地下水中C1-和Na+的主要來源[24],過量的Na+可能是由于正向陽離子交換作用導致(圖3a).(Ca2++ Mg2+)與(HCO3-+SO42-)關系圖上的散點分布在1:1線附近或右側,考慮到含水層普遍分布石膏、碳酸鹽巖(白云石、方解石)等礦物[18-19],說明石膏和碳酸鹽巖的溶解是水中Ca2+的來源[25],Ca2+和Mg2+的減少可能與陽離子交換作用有關(圖3b).Na+與SO42-的比值高于1或者在1附近,說明芒硝的風化作用可能是SO42-和Na+的主要來源[26],且除了芒硝風化,可能該區域發生了陽離子交換作用導致Na+增多(圖3c).(Cl-+SO42-)與HCO3-關系圖顯示, 63.27%的水樣點分布在1:1線下方,且隨著(Cl-+ SO42-)增加HCO3-始終比較小,說明淺層地下水的主要離子來源是蒸發巖(石膏、巖鹽和芒硝等礦物)溶解作用;36.73%的水樣點分布在1:1線上方,表明碳酸鹽巖的沉淀或溶解作用也是淺層地下水的重要離子來源(圖3d)[27].而且,淺層地下水Ca2+與Mg2+比值小于1,說明碳酸鹽巖以白云石溶解為主(圖3e)[28].

圖3 主要離子比例關系和CAI-Ⅰ與CAI-Ⅱ關系

3.2 陽離子交換作用

圖4 氯堿指數空間分布

淺層地下水樣品中CAI-Ⅰ<0且CAI-Ⅱ<0的水樣有42個,占85.7%,CAI-Ⅰ>0且CAI-Ⅱ>0的水樣有7個,占14.3%.大部分水樣點分布在CAI-Ⅰ、CAI-Ⅱ小于0的區域,少部分水樣點分布在CAI-Ⅰ、CAI-Ⅱ大于0的右上角,表明淺層地下水主要發生正向陽離子交換作用,少許區域發生反向離子交換作用(圖3f).

大部分區域發生正向陽離子交換作用,反向離子交換作用主要發生在曲周(圖4).進一步分析表明,反向離子交換作用發生的區域Na+濃度遠高于Ca2+濃度,Na+/Ca2+處于3～5之間,異常高的Na+濃度促使反向離子交換作用發生.此外,曲周的土壤鹽漬化程度較高[31],包氣帶土壤中的大量Na+通過垂向淋濾作用進入淺層地下水中,并隨地下徑流在地下水降落漏斗區域匯集(圖4),從而導致該區域的Na+濃度遠高于Ca2+濃度.在異常高Na+濃度的脅迫下,淺層地下水中的Ca2+容易被過剩的Na+解吸置換出來,進而發生反向離子交換作用.

3.3 礦物飽和指數

巖鹽(Halite)的SI在-7.57～-4.36之間,均值為-5.78;石膏(Gypsum)的SI在-2.89～-0.43之間,均值為-1.73;以上兩種礦物的SI均小于0,表明這些礦物處于不飽和狀態,巖鹽和石膏不斷溶解進入淺層地下水中(表2).方解石(Calcite)的SI在-0.80～1.25之間,均值為0,淺層地下水中方解石總體趨于平衡狀態.白云石(Dolomite)的SI在-0.70～3.28之間,均值為0.78,大部分白云石的SI>0,說明研究區白云石過飽和,具有生成沉淀,析出晶體的可能.

圖5 不同礦物飽和指數與EC關系和CO2分壓與pH值、方解石飽和指數關系

淺層地下水中巖鹽和石膏的SI均隨著EC的增大而增加,說明淺層地下水礦化度的增加與巖鹽和石膏的溶解有關(圖5a、b).淺層地下水中方解石和白云石的SI值和EC值相互獨立(圖5c、d),考慮到碳酸鹽巖在區內含水層普遍分布[18-19],雖然其處于過飽和狀態,但碳酸鹽巖的溶解作用很可能在地下水水化學演化的初始階段已經快速完成.因此,可以認為碳酸鹽巖溶解是淺層地下水中HCO3-、Ca2+和Mg2+的重要來源,與前文所述一致.

地下水中溶解的二氧化碳可以誘發許多礦物的溶解,尤其是碳酸鹽礦物的溶解.淺層地下水CO2分壓(CO2)的范圍為10-3.46～10-1.19atm(表2).CO2為參與反應的礦物提供了溶解條件.淺層地下水中CO2值與pH值呈現顯著負相關,且隨著CO2值減小pH值在增大(圖5e).鑒于研究區含水層礦物普遍存在長石(鈉長石、鉀長石等)[19],長石的溶解過程中不斷消耗CO2,HCO3-離子濃度的增大使得pH值升高[式(4)、式(5)].CO2值與方解石SI也呈現顯著的負相關性(圖5f),CO2值降低使得方解石飽和指數增加,說明CO2的消耗促使了方解石沉淀過程的發生[式(6)].

表2 礦物飽和指數

3.4 人類活動影響

近年來,受水區農業化肥的過度使用,生活污水與工業廢水肆意排放等人類活動也深刻影響著淺層地下水水質的變化[16].地下水中SO42-主要來自于工業活動、大氣沉降以及硫化物(石膏)的溶解,NO3-多來自于農業活動和生活污水排放[32]. (SO42-/Ca2+)與(NO3-/Ca2+)關系圖可以用于解釋人類活動對地下水化學組分的影響,同時排除石膏溶解的影響[32-33].淺層地下水的(SO42-/Ca2+)和(NO3-/ Ca2+)的比值波動較大(圖6a),說明此區域受到的人類活動影響比較復雜.(SO42-/Ca2+)比值遠大于(NO3-/Ca2+),說明工業活動可能比農業活動和生活污水對淺層地下水水化學的影響更大.個別水樣點(例如館陶尚沿村、曲周孔莊和館陶淺口)的(NO3-/Ca2+)比值較大,且結合前文所述,館陶尚沿村、曲周孔莊硝酸鹽超標,說明其很可能受到農業施肥(可能是Ca(NO3)2肥料)、生活污水排放的影響.值得注意的是,少數異常點如肥鄉西魏村、成安大寨和邱縣黃河套具有極高的(SO42-/Ca2+)與較高的(NO3-/Ca2+),說明其可能主要受到高強度工業活動的污染,農業活動污染與生活污水影響次之[32].如果NO3-與K+之間是正相關關系,間接說明地下水可能受到硝酸鉀化肥使用的影響[34-35].從圖6b中可以看出,水樣點分布在1:1線附近,表現出較強的正相關關系,說明淺層地下水可能在一定程度上受到了硝酸鉀化肥的污染.正如前文所述,由于僅有少數樣品NO3-超標,因此研究區可能主要受到工業活動污染,只有部分地區可能受到農業面源污染影響.

圖6 (SO42-/Ca2+)與(NO3-/Ca2+)比值和NO3-與K+比值

對比分析南水北調通水前后咸淡水分布面積(圖7)[36],不難發現,咸水(TDS>3g/L)面積由579km2下降至375km2,微咸水(1g/L

圖7 南水北調通水前后咸淡水分布面積變化

4 結論

4.1 6～12月期間,水位上升區域與EC減小區域在空間分布上呈現高度重合,淺層地下水水質改善與水位上升密切相關.6月份淺層地下水水化學類型以Na-SO4-Cl型主導,12月份以Na-HCO3型主導.

4.2 自然因素中,巖鹽、石膏、芒硝、長石和碳酸鹽巖(方解石和白云石)的溶解/沉淀作用控制著淺層地下水水化學的演化.大多數地區的淺層地下水發生正向陽離子交換作用,而地下水位降落漏斗區或鈉離子濃度相對富集區域則主要發生了反向離子交換作用.

4.3 人為因素中,工業廢水和生活污水排放、農業化肥使用可能是造成受水區部分淺層地下水污染的原因.南水北調中線工程通水后,淺層地下水水質在一定程度上得以改善,主要表現為咸水向微咸水轉化.

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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

鄒嘉文(1999-),男,江西南昌人,碩士研究生,主要從事流域水循環與水環境研究.發表論文2篇.

2021-10-08

國家自然科學基金資助項目(41901039)

*責任作者,副教授, liufei@hebeu.edu.cn