干旱半干旱地區(qū)地下水水化學特征及成因

武超，禤映雪，張涵，敦宇，吳國慶，曹英杰,5

(1.中國地質科學院水文地質環(huán)境地質研究所，石家莊 050061；2.中國地質調查局/河北省地下水污染機理與修復重點實驗室，石家莊 050061；3.中山大學環(huán)境科學與工程學院，廣州 510006；4.中山大學廣東省環(huán)境污染控制與修復技術重點實驗室，廣州 510006；5.南方海洋科學與工程廣東省實驗室(珠海)，廣東 珠海 519080)

干旱半干旱地區(qū)地下水的可持續(xù)利用關系到區(qū)域生態(tài)安全與糧食安全[1]。隨著經(jīng)濟社會建設的快速發(fā)展，地下水資源開采量日益增大，使供水短缺問題變得更加突出[2-3]。由水質惡化導致的水資源問題比水量減少更加嚴重[4-5]。影響水質的因素可概括為自然因素和人為因素。自然因素包括氣候、地貌、水文地質、構造背景、補給類型、巖石類型及風化程度等多種因素[6]，深入揭示自然因素的影響對認識區(qū)域水文地球化學演變具有重要意義[7]。人為因素在自然因素影響的基礎上進一步改變水質，甚至導致水質惡化。干旱區(qū)和半干旱區(qū)降水量稀少，地表水資源匱乏，地下水成為當?shù)毓┧闹饕础Ｊ芨珊禋夂蛴绊懀渌牡厍蚧瘜W特征較濕潤區(qū)存在顯著差異，受蒸發(fā)濃縮作用影響，總溶解性固體(TDS)較高，主量離子化學計量特征也存在顯著差異。開展干旱和半干旱區(qū)地下水水化學研究不僅對闡明地下水的起源與形成具有重要的科學意義，而且對科學合理地進行地下水開發(fā)與保護具有重要價值[8-11]。

烏拉蓋地區(qū)降水量稀少，蒸散發(fā)強烈，受蒸發(fā)濃縮影響，地下水具有天然鹽化趨勢，同時農(nóng)牧業(yè)及農(nóng)村生活造成地下水污染，對地下水資源安全供給造成潛在威脅。據(jù)此，綜合水化學計量分析、多元統(tǒng)計分析、空間統(tǒng)計分析及氧化還原分析等手段開展區(qū)域水文地球化學特征研究，識別影響地下水水化學組成的自然因素和人為因素，以期為地下水合理開發(fā)利用提供科學依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域概況

研究區(qū)烏拉蓋地區(qū)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)東北部(東經(jīng)118°44′～119°50′，北緯45°29′～46°38′)，東西寬90 km，南北長937 km，總面積約5 014 km2，見圖1。地勢東北高西南低，主要由低山丘陵、溝谷和平灘地組成，坡度一般在10°～15°，海拔855.1～1 334.9 m。主要植被覆蓋為草甸草原和典型草原，其中以草甸草原為主。

圖1 研究區(qū)地下水分區(qū)及采樣點Fig.1 Groundwater subzone and sampling sites

研究區(qū)氣候屬中溫帶半干旱性氣候，四季交替明顯，晝夜溫差大。多年(1955—2014年)平均氣溫0.63 ℃，冰凍期10月份上旬至翌年6月份，最大凍結深度可達3.28 m。多年平均日照時數(shù)3 062.3 h，日照百分率69.1%，多年平均風速17.7 m/s。

綜合地形地貌及水文地質特征，將研究區(qū)劃分為3個水文地質分區(qū)：分區(qū)1(色也勒欽河)、分區(qū)2(烏拉蓋河上游)及分區(qū)3(烏拉蓋河中游)。水文地質鉆探表明，含水層在埋深約50 m具有局部不連續(xù)的低滲透性黏土層，導致深層(埋深>50 m)地下水具有微承壓性。據(jù)此，以埋深50 m為界將樣品劃分為淺層(埋深≤50 m)和深層(埋深>50 m)地下水。具有供水意義的含水層為第四系松散巖孔隙含水層，主要分布于溝谷平原和枝狀溝谷上，如烏拉蓋沖洪積平原、色也勒欽河沖洪積平原。含水層由上更新統(tǒng)礫砂石、含礫砂組成，結構松散，底板為上更新統(tǒng)黏土或砂質黏土，隔水性好。自溝谷上游到下游，含水層顆粒由粗變細，水位埋深由深變淺。

1.2 樣品采集與分析

樣品采集。根據(jù)水文地質勘察規(guī)范并綜合考慮水文地質單元分區(qū)特征，于2019年9月采集地下水樣品103組(圖 1)，其中，分區(qū)1樣品數(shù)為41個，分區(qū)2樣品數(shù)為32個，分區(qū)3樣品數(shù)為30個。采樣前抽取至少3倍鉆孔體積的地下水，確保樣品代表性。樣品經(jīng)0.45 μm濾膜過濾后密封保存于500 mL聚乙烯樣品瓶中，低溫送至實驗室置于4 ℃冰箱冷藏保存。現(xiàn)場通過全球衛(wèi)星定位系統(tǒng)獲得采樣點經(jīng)緯度坐標。

多元統(tǒng)計分析。利用IBM SPSS 20.0對地下水水化學組分進行因子分析，采用對數(shù)變換改善數(shù)據(jù)的正態(tài)性。因子旋轉采用Varimax法，因子得分采用線性回歸方法計算。

2 結果與討論

2.1 地下水水化學特征

2.1.1水化學總體特征

2.1.2水化學分區(qū)及分層特征

各分區(qū)(分區(qū)1、2和3)不同層位(淺層及深層)地下水基本參數(shù)及主量離子分布特征見圖 2。雙因素方差分析表明，TDS表現(xiàn)為較強的分區(qū)變異性(p<0.05)，垂向分層差異不顯著(p>0.05)：分區(qū)3的TDS最高，均值約為917 mg/L；分區(qū)1次之，約為426 mg/L；分區(qū)2最低，約為372 mg/L。地下水pH則表現(xiàn)為分層異質性(p<0.05)，空間分區(qū)差異不顯著(p>0.05)：淺層pH普遍低于深層，深層pH均值約為7.6，淺層均值約為7.4。地下水DO主要表現(xiàn)為分區(qū)異質性(p<0.05)，分層差異并不顯著(p>0.05)：分區(qū)1和分區(qū)2的DO質量溶度相對較高，呈氧化態(tài)，均值分別為5.07和5.65 mg/L；分區(qū)3地下水DO質量濃度相對較低，均值約為4.00 mg/L。

圖2 研究區(qū)地下水基本參數(shù)及主量離子空間分布(分區(qū)分層)箱式圖Fig.2 Box plot of filed parameters and major ions in groundwater

主量陽離子組成方面，Na+存在較顯著的分區(qū)異質性(p<0.05)，但是分層異質性并不顯著(p>0.05):分區(qū)1和2的Na+質量濃度相對較低，均值分別為30.9和24.1 mg/L；分區(qū)3的Na+質量濃度則較高，均值約為122.0 mg/L。由圖 2可知，除分區(qū)3淺層Na+質量濃度高于深層外，分區(qū)1和2深淺層Na+質量濃度沒有顯著性差異。K+存在較顯著的分區(qū)異質性(p<0.05)和相對較弱的分層異質性(p<0.10):分區(qū)1和分區(qū)2的K+質量濃度相對較低，均值分別為1.4和1.2 mg/L；分區(qū)3的K+質量濃度則較高，均值約為3.2 mg/L。淺層K+質量濃度高于深層，淺層平均約為2.1 mg/L，深層平均約為1.5 mg/L。Ca2+存在較顯著的分區(qū)異質性(p<0.05)和不顯著的分層異質性(p<0.10):分區(qū)1和2的Ca2+質量濃度相對較低，均值分別為58.8和59.3 mg/L；分區(qū)3的Ca2+質量濃度則較高，均值約為87.4 mg/L。各分區(qū)Ca2+深淺層質量濃度變化特征存在一定差別，其中,分區(qū)1和分區(qū)2深淺層較為接近，分區(qū)3淺層地下水Ca2+質量濃度顯著高于深層，其淺層Ca2+平均質量濃度為70.7 mg/L，深層平均質量濃度為62.8 mg/L。Mg2+存在較顯著的分區(qū)(p<0.05)和分層異質性(p<0.05):分區(qū)1和分區(qū)2的Mg2+質量濃度相對較低，均值分別為14.8和11.0 mg/L；分區(qū)3的Mg2+質量濃度則較高，均值約為38.8 mg/L；且淺層Mg2+質量濃度普遍高于深層，淺層均值約為22.8 mg/L，深層均值約為17.7 mg/L。

2.1.3水化學類型分區(qū)及分層特征

研究區(qū)主要的水化學類型[12](圖 3)為Ca-HCO3型(占比37%)、Ca-Na-HCO3型(26%)、Ca-Mg-Na-HCO3型(12%)及Ca-Mg-HCO3型(8%)，其他類型占比為17%。不同水化學類型分布的區(qū)域及層位存在一定差異:分區(qū)1淺層地下水主要為Ca-HCO3型(40%)，深層地下水則主要為Ca-HCO3型(38%)和Ca-Na-HCO3型(38%)；分區(qū)2淺層地下水也主要為Ca-HCO3型(57%)，深層水化學類型發(fā)生變化，主要為Ca-HCO3型(54%)和Ca-Na-HCO3型(45%)；分區(qū)3水化學類型較為多樣，淺層地下水主要為Ca-Mg-Na-HCO3型(37%)，其他類型也均有分布，深層地下水則主要為Ca-Na-HCO3型(29%)，其他水型也均有分布。

圖3 研究區(qū)地下水Piper三線圖Fig.3 Piper plot of groundwater

2.2 地下水水化學形成作用

2.2.1控制地下水水化學的自然因素

主控自然因素識別。Gibbs圖[13]及其改進版本[14]被廣泛應用于識別地表水及地下水的水化學形成作用。淺層和深層地下水Gibbs圖(圖 4)顯示控制水化學演化的自然因素存在分區(qū)及分層差異性。其中：分區(qū)1和2的深淺層地下水主要受控于水巖作用[15-17]；分區(qū)3則相對復雜，淺層地下水點位TDS呈升高趨勢，偏離水巖作用區(qū)向鹵水端偏移，表明分區(qū)3淺層地下水除受控于水巖作用外，還受到蒸發(fā)濃縮作用影響，其深層地下水中蒸發(fā)濃縮作用較弱，但是部分點位受離子交換作用影響呈現(xiàn)Ca2+降低而Na+升高的現(xiàn)象。各分區(qū)地下水埋深也存在一定差別：分區(qū)1和2淺層地下水平均埋深分別為6.6和6.7 m；分區(qū)3平均埋深約為5.2 m，更容易受到蒸發(fā)濃縮作用的影響。

圖4 研究區(qū)地下水Gibbs圖Fig.4 Gibbs plot of groundwater samples

圖5 淺層及深層地下水水化學因子分析結果Fig.5 Factor analysis of shallow and deep groundwater hydrochemistry

主控水巖反應類型及主量離子源解析。如上所述，水巖作用是控制區(qū)域地下水水化學特征的主要因素。根據(jù)離子濃度比(圖 6)可以進一步推斷主控的水巖作用類型[18-20]。無論淺層還是深層地下水，大部分的采樣點位于硅酸巖和碳酸鹽巖水巖作用控制區(qū)之間，更靠近硅酸巖風化區(qū)，由此表明該地區(qū)硅酸巖的水巖反應是主控類型，碳酸鹽巖次之，蒸發(fā)巖影響較為微弱，這與區(qū)域地質背景相匹配。

圖6 地下水水巖作用Fig.6 Water-rock reaction in groundwater

利用主量離子相關關系圖(圖 7)可以進一步判斷主量離子來源。

Na+和K+方面：當Na++K+與Cl-的當量比等于1時，地下水中的Na+和K+主要來自蒸發(fā)巖的溶解[21-22]；當該比值不等于1時，表明Na+和K+除蒸發(fā)巖溶解外還存在其他巖石的溶解。由圖 7(a)可知，除分區(qū)1和2部分樣點外位于1∶1等當量線上，絕大部分樣點位于1∶1線下方，Na++K+不能完全被Cl-平衡，相對Cl-盈余，表明蒸發(fā)巖溶解不是研究區(qū)Na+和K+主要貢獻源。Na++K+通常主要被認為來源于蒸發(fā)巖或硅酸鹽巖的風化[23-25]，因此，盈余的Na++K+表明硅酸鹽巖中鈉鉀長石風化的貢獻[11]。

2.2.2控制地下水水化學的人為因素

圖7 地下水主量離子相關關系Fig.7 Correlation between major ions in groundwater

圖8 地下水質量分類空間分布特征Fig.8 Spatial distribution characteristics of pollution level in groundwater

表1 地下水硝酸鹽空間自相關統(tǒng)計分析結果Tab.1 Spatial autocorrelation analysis of nitrate in groundwater

(1)

圖9 地下水pH-pe圖Fig.9 Groundwater pH-pe diagram

3 結 論

研究區(qū)地下水水化學呈現(xiàn)顯著的空間分區(qū)特征。不同分區(qū)深、淺層地下水水化學類型存在一定差異：分區(qū)1淺層地下水主要為Ca-HCO3型(40%)，深層地下水則主要為Ca-HCO3型(38%)和Ca-Na-HCO3型(38%)；分區(qū)2淺層地下水也主要為Ca-HCO3型(57%)，深層水化學類型發(fā)生變化，主要為Ca-HCO3型(54%)和Ca-Na-HCO3型(45%)；分區(qū)3水化學類型較為多樣，淺層地下水主要為Ca-Mg-Na-HCO3型(37%)，其他類型也均有分布，深層地下水則主要為Ca-Na-HCO3型(29%)。

水巖作用是控制研究區(qū)水化學演化的主要因素，不同分區(qū)及分層仍舊存在一定差異。其中，分區(qū)3還受到蒸發(fā)濃縮及離子交換作用的影響。水巖作用中硅酸巖風化作用是主控作用，碳酸鹽巖溶解次之，蒸發(fā)巖影響較為微弱，這與區(qū)域地質背景相匹配。因子分析表明人類活動也是影響地下水水化學特征的重要因素。

研究區(qū)存在一定的地下水硝酸鹽污染現(xiàn)象。空間分析表明，全區(qū)范圍內(nèi)硝酸鹽空間分布呈典型的隨機分布模式，污染點位沒有離散和聚集效應，區(qū)域分散的農(nóng)牧業(yè)及人類活動成為地下水硝酸鹽污染的重要點源。氧化還原分析表明區(qū)域存在潛在的反硝化趨勢。