長江口濱岸淺層地下水化學組分時空分布特征及影響機制

許暢暢，溫 瑤，成 思，高效江

(復旦大學環境科學與工程系, 上海 200433)

海岸帶含水層是重要的淡水供應來源之一。2020年中國沿海省份的地下水供水量達240億 m3，然而氣候變化、海水入侵、人類活動等嚴重影響地下水化學特征和質量[1-3]。由于經歷了典型的城市化和密集的農業活動[4]，地下水過度開采和海水入侵問題在沿海地區尤為嚴重[5-6]。濱岸地下水化學特征反映了區域地下水水文特質及其影響因素。

國內外學者對地下水化學特征及其形成機制進行了廣泛研究，采用多元統計分析法、圖解法、同位素示蹤法、地理信息系統技術、水文地球化學模擬技術等方法探究地下水化學特征、空間分布及其影響因素[7-10]。近年來，濱岸地下水化學特征因沿海地下水鹽堿化問題被廣泛關注[11-12]，然而對長江口濱岸含水層地下水水文地球化學的時空變化研究較少[13-15]。本文對長江口南北兩翼和崇明島東部淺層地下水化學特征的時空變化及影響機制進行分析，以期為長江口地區水土環境污染防治以及海岸帶水資源可持續開發利用和環境管理提供參考。

1 研究區概況

研究區域如圖1所示，為長江河口入海所流經的濱岸區域，包括長江口北翼(江蘇啟東)、崇明島東部和長江口南翼(上海浦東)濱海區域。研究區域位于江蘇省東南端、崇明島和上海市東部，地理位置為東經121°09′30″～121°54′30″、北緯30°53′20″～32°16′19″。氣候自北向南由海洋性季風氣候轉變為海洋性氣候，常年雨水豐富，年平均降水量為900～1 244.4 mm，年平均氣溫為15.0～16.3℃，多集中于5—9月，占全年降水量的60%以上。

圖1 研究區域及采樣點分布

長江口北翼(啟東)為第四紀地層覆蓋，屬長江三角洲水文地質帶，主要由海岸和河口沉積物組成，包括濱海相和河口相三角洲物質。啟東濱岸的含水層由厚度為200～300 m的第四系全新統沉積物組成，其厚而松散的地層具有多砂層和良好的滲透性等特點，為孔隙地下水的形成提供了有利條件。啟東濱岸含水層自上而下包含全新世含水層系統(飽和含水層)、上更新世和中更新世含水層系統(Ⅰ～Ⅲ承壓含水層)、下更新世含水層系統(Ⅳ～Ⅴ承壓含水層)3個含水層系統。啟東的潛水層為近海沉積物。巖性可分為上、下兩段，上段為粉砂、砂質黏土和亞黏土互層，下段為亞黏土混粉砂。飽和含水層底板埋深15～35 m，厚度15～35 m，地下水位埋深1～3 m。飽和含水層的水平和垂直導水率分別為3×10-4～8×10-4m/d和3×10-5～8×10-5m/d。單井涌水量一般為100 m3/d[15]。潛水層的礦物組成，主要是石英、鉀長石、斜長石等硅鋁酸鹽和方解石等碳酸鹽礦物，黏土礦物以伊利石和蒙脫石組成伊蒙混層[16]。地下水徑流受地形控制，整體上由西北部向東南方向運移。

崇明島東部同屬長江三角洲水文地質帶，主要為長江和海洋沖積平原，地下水位較高。含水層上部主要為全新世潛水含水巖組，以河口-濱海相堆積為主，頂板埋深為1.0～4.5 m之間，厚度約5～25 m，主要由粉砂、粉質黏土組成，含水層東部富水性與西部相比較差；中間主要為更新統承壓含水層巖組，頂板埋深在30～45 m之間，厚度約為5 m；下部主要為下更新統承壓含水層組。潛水層的礦物組成，主要是石英、鉀長石、斜長石等硅鋁酸鹽和方解石等碳酸鹽礦物，與啟東和浦東大致相似。地下水從南部流向北部[17]，地下潛水主要補給源為大氣降水、農業灌溉、江海河水體側向補給，排泄方式為自然蒸發、人為開采和流入江河海[18]。

長江口南翼(浦東)地區松散土層厚度為160～360 m，廣泛發育潛水含水層、第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ承壓含水層，不同含水層空間分布、埋藏條件、富水性、水質等特征各異[19]。浦東濱岸潛水含水層為全新世中晚期河口-濱海相沉積物，上部為黏性土，下部為以砂性土為介質的孔隙水。浦東地勢低平、地形平坦，濱岸基巖埋藏較淺。研究區域內地表水系溝、河縱橫交錯，水網密度高，潛水層與地表水互為補排[20]。潛水含水層由亞黏土、亞砂土互層，與下部含水層(Ⅰ～Ⅲ承壓含水層)之間有較穩定的隔水層存在，潛水位埋深一般在1～3 m之間，地下水動態與地表水及大氣降水關系緊密。

2 樣品采集及分析測試方法

在長江口北翼(啟東)、崇明島東部和長江口南翼(浦東)濱岸帶內，根據采樣點均等分布原則，以民用水井作為地下水采樣點，井深4.5～5.0 m，水面距地表約1.5 m，采樣深度2～3 m，選取了18個采樣點(Q1、Q2、Q3、Q4、Q5、Q6、Q7、C1、C2、C3、C4、C5、C6、P1、P2、P3、P4、P5)于豐水期(2018年8月、2019年9月)和枯水期(2018年4月、2019年4月)采集淺層地下水樣。在2020年1月選取10個地下水點位(Q2、Q3、Q4、C2、C3、C4、P1、P3、P4、CX)，3個地表水采樣點(W1、W2、W3)及1個河口水采樣點(R)分別采集相應的水樣進行氫氧同位素分析。另外在崇明島東部選取3個土壤采樣點(S1、S2、S3，其中S1靠近C2，S2靠近C3，S3靠近C4)采集土壤表層樣品。

通過數理統計、ArcGIS空間分析(反距離插值)、Piper圖解、Gibbs圖、離子比例系數等水文地球化學分析方法以及穩定同位素示蹤技術來識別長江口濱岸淺層地下水化學離子來源，判斷水巖相互作用以及解釋地下水化學特征形成機制。

3 結果與分析

3.1 淺層地下水化學組分時空分布特征

長江口北翼(啟東)、崇明島東部、長江口南翼(浦東)濱岸淺層地下水pH值在豐水期和枯水期變化范圍不大，均為弱堿性水；豐水期均值分別為7.95、7.56和7.59，其中啟東pH值相對偏高；枯水期三地均值分別為7.68、7.59和7.79，其中浦東pH值相對偏高。

從長江口濱岸淺層地下水的整體化學特征來看，豐水期主要化學組分含量大于枯水期，尤其是啟東和崇明島東部淺層地下水中TDS在豐水期有明顯增加(啟東、崇明島TDS平均質量濃度在豐水期分別增加了92.43 mg/L、522.83 mg/L)，且各個組分的空間變異值較枯水期偏大，表明季節的改變引起降水量的變化，對淺層地下水中的主要化學組分產生影響，說明長江口濱岸淺層地下水具有季節補給差異。

3.2 淺層地下水化學類型

(a)豐水期

(b)枯水期

(a)豐水期

(b)枯水期

4 討 論

4.1 氫氧穩定同位素特征

氫氧穩定同位素(2H和18O)被廣泛用于識別自然水循環和地下水運動、地下水補給來源、降水、蒸發和海水混合過程以及污染研究[25]。研究區淺層地下水δ2H值和δ18O值除C4點位的氫氧同位素值分別為23.5‰和-3.05‰外，其余淺層地下水點位δ2H值的范圍為-41.3‰～-32.4‰，δ18O值介于-6.51‰～-5.07‰之間；地表水δ2H值和δ18O值的范圍分別為-46.3‰～-40.8‰、-6.73‰～-5.82‰；選擇吳淞口漲潮水作為長江河口水樣，其氫氧同位素值分別為-54.7‰和-7.87‰。基于啟東(W1)、崇明島(W2)、浦東(W3)3個地區選取的地表水樣氫氧同位素，長江口濱岸地表水氫氧同位素空間差異表現為，δ2H和δ18O從北到南貧化，氘盈余d值(δ2H與8倍δ18O之差)逐漸升高，說明啟東地表水受海水影響強于浦東。另外，同位素采樣時間為枯水期，分析結果與長江口南北支徑流差異大，枯水期北支鹽水入侵極度吻合[26]。淺層地下水δ2H、δ18O值與河口水、地表水相比偏正，而河口水的氘盈余d值則普遍小于淺層地下水、大于地表水，說明淺層地下水在接受補給后經歷了強烈蒸發作用，使同位素富集。

Craig[27]根據大氣降水中氫氧穩定同位素的相似性，建立了全球大氣降水線(global meteoric water line，GMWL)：δ2H = 8δ18O + 10。根據研究區域的地理位置，選擇南京站點的氫氧穩定同位素的數據作為長江口濱岸的區域大氣降水線(local meteoric water line，LMWL)：δ2H=8.49δ18O + 17.71(n=58，R2=0.97)。如圖4所示，長江口濱岸淺層地下水、地表水和河口水的δ2H和δ18O值分布在兩線之間及右下方，表明研究區域內淺層地下水和地表水的最初補給來源為大氣降水。此外氫氧同位素富集，研究區域在接受大氣降水補給的同時，受到降水入滲過程或灌溉回流過程中蒸發作用的影響。

圖4 不同水體δ2H-δ18O的關系

4.2 水化學影響機制分析

4.2.1水-巖作用

利用Gibbs模型圖對水中主要化學成分的控制因素進行宏觀分析，確定了控制天然水化學特征的3種主要機制：大氣降水、巖石風化水解、蒸發濃縮[28]。如圖5所示，豐水期浦東水樣點均分布在巖石風化水解帶；啟東和崇明島除了受巖石風化水解作用控制外，還受到蒸發濃縮作用的影響，這是由于其區域內淺層地下水埋深較淺，由內陸向大海蒸發濃縮作用顯著。此外，啟東和崇明島區域部分采樣點落在Gibbs模型區域圖外，表明除了上述3種影響機制外，還存在其他影響因素。

(a) ρ(TDS)和 ρ(Na+)/[ ρ(Na+) + ρ(Ca2+)]關系

表1 豐水期淺層地下水化學參數相關系數矩陣

(b)c(Mg2+)/c(Na+)與c(Ca2+)/c(Na+)

4.2.2陽離子交換作用

(a)G1與G2關系

(b)氯堿指數

4.2.3海水混合作用

4.2.4土壤淋溶作用

通常淺層地下水化學組分受土壤淋溶作用影響較大。以崇明島東部為例，隨著圍墾年代的臨近(1950年圍墾區S1、1960年圍墾區S2、1990圍墾區S3)，表層土壤中水溶性鹽分含量逐漸增加(表2)。同時不同圍墾區相對應的淺層地下水(C2、C3、C4)的礦化度和表層土壤水溶性鹽分的變化趨勢高度一致。結合前文討論，大氣降水是該研究區域地下水的主要補給來源，豐水期降水量增大，且啟東和崇明島東部淺層地下水受海水混合作用較小。因此可以推斷大量降水補給地下水的過程中土壤水溶性鹽分的淋溶作用是豐水期啟東和崇明島東部濱岸淺層地下水礦化度明顯增加的主要原因。

表2 崇明島東部表層土壤水溶性鹽分和淺層地下水礦化度

4.2.5人類活動影響

長江口濱岸區人口居住密集，受人類生產生活影響較大，研究區有大量人口居住并且有大量農業

5 結 論

a.長江口濱岸淺層地下水在豐水期和枯水期分別為硬水-極硬水和硬水，均以淡水為主，局部出現微咸水。

b.豐水期主要化學組分含量和各組分空間變異值大于枯水期，研究區域具有季節補給差異；與浦東濱岸相比，啟東和崇明島東部濱海區域淺層地下水化學類型的季節性變化更明顯。

c.研究區淺層地下水的主要補給來源為大氣降水，且在降水入滲過程中經歷強烈的蒸發作用；長江口北翼(啟東)、崇明島東部、長江口南翼(浦東)濱岸淺層地下水均受到淺層地下水中Ca2+、Mg2+與沉積層中Na+的陽離子交換作用的影響；淺層地下水化學影響機制具有空間差異性。啟東和崇明島東部區域淺層地下水化學組分除受到土壤淋溶作用，硅酸鹽巖和碳酸鹽巖溶解以及局部受到蒸發巖鹽溶解作用控制外，也受到輕微海水混合作用的影響，農業活動對這兩個研究區域的影響較大。浦東主要受到巖石風化水解作用影響，主要離子來源受硅酸鹽巖和碳酸鹽巖溶解控制，且基本不受海水混合作用的影響，農業活動對該區域影響較小。