華北平原水源地水文地球化學(xué)演變特征及機(jī)制

收稿日期：2023-04-11；接受日期：2023-08-24

基金項(xiàng)目：科技基礎(chǔ)資源調(diào)查專項(xiàng)項(xiàng)目（2017FY100405-2）；河北省自然科學(xué)基金項(xiàng)目（E2021210007）

作者簡(jiǎn)介：汪洋，男，工程師，碩士，研究方向?yàn)樗牡刭|(zhì)。E-mail：wangyang0ts@sina.com

通信作者：朱小龍，男，高級(jí)工程師，研究方向?yàn)樗牡刭|(zhì)。E-mail：hkyzxl@163.com

EditorialOfficeofYangtzeRiver.ThisisanopenaccessarticleundertheCCBY-NC-ND4.0license.

文章編號(hào)：1001-4179（2024）03-0059-09

引用本文：汪洋，朱小龍，白雪山，等.華北平原水源地水文地球化學(xué)演變特征及機(jī)制［J］.人民長(zhǎng)江，2024，55（3）：59-67.

摘要：

隨著地下水的減采、南水北調(diào)補(bǔ)水以及河道生態(tài)補(bǔ)水等一系列措施，華北平原水源地地下水環(huán)境發(fā)生了較大變化。以華北平原廊坊城區(qū)水源地為例，借助統(tǒng)計(jì)分析、piper三線圖、離子組合比等手段，分析地下水水文地球化學(xué)特征及演變機(jī)制。結(jié)果表明：①自水源地開(kāi)采初期至強(qiáng)開(kāi)采期，區(qū)域地下水具有較強(qiáng)的動(dòng)力條件，地下水中水化學(xué)作用以礦物溶解作用為主，水化學(xué)類型以HCO3-Na、HCO3·Cl-Na型為主；南水北調(diào)后地下水動(dòng)力條件相對(duì)減弱，地下水中水化學(xué)作用以陽(yáng)離子交替吸附作用為主，水化學(xué)類型以HCO3-Na、HCO3·SO4-Na型為主。②水文地球化學(xué)模擬結(jié)果顯示，1974，1995，2019年地下水中礦物溶解量分別為0.17，1.43，0.21mmol/L，水-巖相互作用呈弱-強(qiáng)-弱的趨勢(shì)變化，研究區(qū)深層地下水的水質(zhì)變化主要受螢石礦物及碳酸鹽、硅酸鹽礦物的溶解作用和陽(yáng)離子交替吸附作用的影響，表明區(qū)域地質(zhì)、水文地質(zhì)條件以及人類活動(dòng)等影響地下水流場(chǎng)，改變水巖相互作用的反應(yīng)程度。研究成果可為華北平原地下水資源開(kāi)發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)。

關(guān)鍵詞：

水源地；水文地球化學(xué)特征；水-巖相互作用；礦物溶解作用；華北平原

中圖法分類號(hào)：P641.5

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A" " " " " "DOI：10.16232j.cnki.1001-4179.2024.03.009

0引言

華北平原供水水源以開(kāi)采地下水為主，隨著經(jīng)濟(jì)快速發(fā)展，地下水的開(kāi)采強(qiáng)度持續(xù)增大［1］。前人研究認(rèn)為20世紀(jì)中期以來(lái)，誘發(fā)華北平原地區(qū)地下水流場(chǎng)明顯變化的主要驅(qū)動(dòng)因素是人類生產(chǎn)生活活動(dòng)，其中農(nóng)田灌溉過(guò)程中對(duì)地下水的開(kāi)采利用是影響地下水動(dòng)態(tài)變化的重要因素［2-6］。楊會(huì)峰等系統(tǒng)分析了近40a來(lái)華北平原的地下水位動(dòng)態(tài)變化特征，發(fā)現(xiàn)南水北調(diào)工程扭轉(zhuǎn)了2014年以前地下水位持續(xù)下降的狀態(tài)，使華北平原地區(qū)地下水位出現(xiàn)不同程度的回升［1］。而地下水的長(zhǎng)期超采產(chǎn)生了規(guī)模較大的地下水位降落漏斗，改變了地下水氧化還原環(huán)境，造成了一系列地質(zhì)環(huán)境問(wèn)題［1-2］。

在地下水補(bǔ)排關(guān)系、水質(zhì)動(dòng)態(tài)、水質(zhì)演化機(jī)制等問(wèn)題的研究中，水文地球化學(xué)研究手段得到廣泛利用［7］。早在1985年，李異瑞等借助水化學(xué)手段查明了廊坊地區(qū)地下水中氟離子的富存規(guī)律，闡明了廊坊地區(qū)高氟區(qū)的形成受含氟礦物溶解、土壤中離子交換等化學(xué)因素影響［8］。邢麗娜采取水化學(xué)和穩(wěn)定同位素分析手段，結(jié)合水文地球化學(xué)反向模擬方法，揭示出水巖作用、蒸發(fā)濃縮作用、陽(yáng)離子交換作用等共同影響了華北平原的水文地球化學(xué)特征，地下水中氟含量的增加主要是因?yàn)檩^差的水動(dòng)力條件、較淺的水位埋深和一系列水巖作用等［9］。袁皖華綜合分析了渠灌地區(qū)地下水化學(xué)指標(biāo)的基本性質(zhì)及特征，認(rèn)為溶濾作用、礦物溶解、酸堿平衡反應(yīng)等水巖作用，以及地下水流動(dòng)、水位埋深和農(nóng)田施肥灌溉等自然因素和人類活動(dòng)是影響灌區(qū)地下水化學(xué)特征及演化的主要因素［10］。王金金指出大氣降雨量、地下水超量開(kāi)發(fā)以及污染物質(zhì)的入侵共同制約淺層地下水中水質(zhì)指標(biāo)的變化［11］。林云等發(fā)現(xiàn)中國(guó)北方地區(qū)大部分巖溶泉域的地下水化學(xué)場(chǎng)演化主要受采礦活動(dòng)、氣候變化等因素的影響，并運(yùn)用水化學(xué)方法揭示了許家溝泉域地下水水文地球化學(xué)特征及其控制因素［12］。Mirzavand［13］、Senarathne［14］等分別利用水化學(xué)方法對(duì)流域地下水中相關(guān)水文地球化學(xué)演化特征進(jìn)行了分析。Yidana［15］、Pazand［16］、Karroum［17］等均在充分分析地下水化學(xué)數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，對(duì)控制地下水化學(xué)演化的主要因素進(jìn)行了揭示。劉超等對(duì)廊坊地區(qū)地下水質(zhì)量進(jìn)行評(píng)價(jià)，分析其水質(zhì)較差的原因，發(fā)現(xiàn)其指標(biāo)異常的誘因在于自然因素（水文地質(zhì)背景）和人為因素［18］。

廊坊市城區(qū)水源地（以下簡(jiǎn)稱“廊坊水源地”）是重要的生活及飲用水源，隨著經(jīng)濟(jì)發(fā)展、城市建設(shè)和人口增長(zhǎng)，地下水環(huán)境問(wèn)題逐漸顯現(xiàn)［18］。但是近年來(lái)，隨著地下水減采、南水北調(diào)補(bǔ)水以及河道生態(tài)補(bǔ)水等一系列措施，廊坊水源地地下水環(huán)境發(fā)生了較大變化。因此，本文針對(duì)變化條件下的廊坊市典型地區(qū)地下水流場(chǎng)動(dòng)態(tài)，對(duì)比分析地下水化學(xué)特征及歷史演變規(guī)律，以期揭示地下水水文地球化學(xué)特征演變機(jī)制，為廊坊地區(qū)地下水資源開(kāi)發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)。

1研究區(qū)概況

研究區(qū)位于廊坊市中北部，面積為677km2，處于海河河系沖積物填充而成的沖積平原，地勢(shì)平坦，地面坡降為0.3‰，地貌屬于微傾斜平原［19-20］（見(jiàn)圖1）。研究區(qū)屬北溫帶大陸性季風(fēng)氣候，多年平均降水量為554.4mm，降水量年內(nèi)分布不均勻，6～9月份降水量占全年總降水量的80%以上［18-20］。研究區(qū)屬于海河流域系統(tǒng)的永定河水系，區(qū)內(nèi)分布有鳳河、龍河、八干渠、九干渠等。

研究區(qū)大地構(gòu)造位于中朝準(zhǔn)地臺(tái)華北沉降帶的冀中臺(tái)陷構(gòu)造單元上［20］，次一級(jí)構(gòu)造單元為武清、廊坊斷凹及大興斷凸，其北部有桐柏?cái)嗔褨|西橫貫，東部為河西務(wù)斷裂，西部為固安-昌黎大斷裂［20］。受新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的控制，基底之上覆蓋厚500m左右的第四系松散沉積層，第四系地層以砂礫、粉質(zhì)砂土、砂質(zhì)黏土、黏質(zhì)砂土、黏土為主［20-21］，第四系地層由老到新可劃分為下更新統(tǒng)（Q1p）、中更新統(tǒng)（Q2p）、上更新統(tǒng)（Q3p）、全新統(tǒng)（Qh）［21］。

研究區(qū)處于永定河沖積、洪積、湖積平原水文地質(zhì)單元，西北部屬于沖洪積全淡水區(qū)，巖性主要為含礫石中粗砂、粗砂；東南屬于沖湖積有咸水區(qū)［21］，巖性主要為細(xì)粉砂。根據(jù)第四系地下水埋藏特征和水力性質(zhì)，從上至下依次劃分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四個(gè)含水組，按地下水賦存條件可劃分為淺層水和深層水，其中Ⅰ、Ⅱ含水組為淺層地下水，Ⅲ、Ⅳ含水組為深層地下水［21］。第Ⅲ含水組底板明顯繼承基底特征，自北西向南東由含礫細(xì)中砂依次漸變?yōu)橹屑?xì)砂、粉細(xì)砂；含水層厚度為30～50m，單位涌水量為5～30m3/（h·m），局部大于30m3/（h·m），礦化度一般為0.5g/L。第Ⅳ含水組厚度為25～60m，單位涌水量為5～15m3/（h·m），含礫中砂及含礫細(xì)砂礦化度小于0.5g/L［21］。

2基礎(chǔ)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)與分析

2.1地下水位變化分析

收集1950～2019年研究區(qū)深層（第Ⅲ、Ⅳ含水組）地下水開(kāi)采量數(shù)據(jù)，以及1974～2019年水文站及本單位對(duì)研究區(qū)內(nèi)監(jiān)測(cè)井進(jìn)行監(jiān)測(cè)的水位、水質(zhì)數(shù)據(jù)。其中地下水開(kāi)采量及水位數(shù)據(jù)用來(lái)分析研究區(qū)地下水動(dòng)態(tài)特征、水源地地下水開(kāi)采強(qiáng)度變化、廊坊漏斗演變特征，為研究區(qū)水文地球化學(xué)演變特征提供水文地質(zhì)背景。地下水位測(cè)量采用導(dǎo)線萬(wàn)用表方法，測(cè)量精度為0.01m。水質(zhì)數(shù)據(jù)用于分析地下水化學(xué)演變特征和演化機(jī)制，并結(jié)合流場(chǎng)進(jìn)行反向水文地球化學(xué)模擬。地下水取樣時(shí)，保證持續(xù)抽水時(shí)間大于30min，再進(jìn)行取樣并檢測(cè)，樣品測(cè)試結(jié)果中離子平衡誤差均小于5.0%。

廊坊市城區(qū)水源地為地下水水源地，埋藏條件為承壓孔隙水，主要取水層位為深層地下水，設(shè)計(jì)取水量1241萬(wàn)m3/a。城區(qū)水源地于1973年建成并開(kāi)始開(kāi)采，井距800～1000m。廊坊水源地地下水開(kāi)采量在1950年時(shí)僅為28.3萬(wàn)m3，1970年為83.1萬(wàn)m3，1980年為1380.51萬(wàn)m3，1986年增大到3713.7萬(wàn)m3，1986～2009年開(kāi)采量較穩(wěn)定，基本維持在4000萬(wàn)m3左右，近10a來(lái)地下水年開(kāi)采量最高可達(dá)5000萬(wàn)m3（2017年），2017年后由于南水北調(diào)工程和地下水壓采政策，地下水開(kāi)采量逐年減少。根據(jù)歷年開(kāi)采量地下水開(kāi)采強(qiáng)度，將研究區(qū)地下水開(kāi)采歷史劃分為開(kāi)采初期（1985年以前）、強(qiáng)開(kāi)采期（1985～2017年）、南水北調(diào)供水期（2017年以后）。從圖2可以看出，研究區(qū)深層地下水水位隨著地下水開(kāi)采量的增大而加深，表明深層地下水位的變化與開(kāi)采量呈正相關(guān)關(guān)系。

選取1974，1995，2019年3個(gè)典型年份的研究區(qū)深層地下水位數(shù)據(jù)繪制不同時(shí)期的地下水流場(chǎng)圖（見(jiàn)圖3），分別代表開(kāi)采初期、強(qiáng)開(kāi)采期、南水北調(diào)供水期3個(gè)階段的地下水動(dòng)態(tài)。開(kāi)采初期（1974年）研究區(qū)地下水基本處于天然狀態(tài)，深層地下水位大于2m，總體自西北流向東南，平均水力坡度為0.63‰。隨著水源地深層地下水的大量開(kāi)采，強(qiáng)開(kāi)采期（1995年）研究區(qū)大部分深層地下水位小于-10m，在廊坊市區(qū)附近水位在-50m以下，形成了以城區(qū)為中心的地下水漏斗，地下水由四周流向漏斗中心，平均水力坡度為4.45‰。南水北調(diào)供水期（2019年），對(duì)地下水的開(kāi)采強(qiáng)度減小，大部分區(qū)域深層地下水位在-20～-60m之間，城區(qū)地下水漏斗消失，地下水徑流總體由西南流向東北方向，水力坡度為2.35‰，徑流強(qiáng)度相對(duì)減弱。

2.2水質(zhì)數(shù)據(jù)分析

對(duì)水質(zhì)數(shù)據(jù)進(jìn)行地下水化學(xué)指標(biāo)參數(shù)統(tǒng)計(jì)，分析研究區(qū)地下水常規(guī)離子的含量特征；運(yùn)用水化學(xué)分析、piper三線圖、離子組合比等手段，分析地下水化學(xué)演變特征及演化機(jī)制；借助phreeqc軟件進(jìn)行反向水文地球化學(xué)模擬，揭示不同時(shí)期研究區(qū)深層地下水中水-巖相互作用程度。

根據(jù)1974～2019年水質(zhì)數(shù)據(jù)計(jì)算了深層地下水化學(xué)指標(biāo)的平均值、標(biāo)準(zhǔn)差及變異系數(shù)，地下水化學(xué)指標(biāo)統(tǒng)計(jì)結(jié)果見(jiàn)表1。

從深層地下水化學(xué)指標(biāo)統(tǒng)計(jì)可以看出，研究區(qū)深層地下水陽(yáng)離子以Na+為主，平均值為134.65mg/L；陰離子以HCO-3為主，平均值為232.37mg/L；陽(yáng)離子含量大小順序?yàn)镹a+＞Ca2+＞Mg2+＞K+，陰離子含量大小順序?yàn)镠CO-3＞SO2-4＞Cl-＞F-；TDS平均值為411.43mg/L，pH平均值為8.32，偏堿性。陰陽(yáng)離子的變異系數(shù)均小于1，表明地下水中各離子含量時(shí)空變異性較小。

3討論

3.1水化學(xué)演變特征

3.1.1水質(zhì)演變特征

通過(guò)繪制研究區(qū)1977，1989，1999，2009，2019年深層地下水piper圖（見(jiàn)圖4）可以看出，深層地下水中陽(yáng)離子主要以鈉離子為主，鈉離子毫克當(dāng)量百分?jǐn)?shù)絕大部分大于50%，陰離子以重碳酸根離子為主。自水源地開(kāi)采初期（以1977年水質(zhì)點(diǎn)為代表）至強(qiáng)開(kāi)采期（以1989，1999，2009年水質(zhì)點(diǎn)為代表），鈣鎂離子含量增多，鈉離子含量減少，為地下水徑流增強(qiáng)，地下水中礦物溶解作用加強(qiáng)所致［9-10］。南水北調(diào)供水期（以2019年水質(zhì)點(diǎn)為代表）水源地開(kāi)采量減少，地下水徑流強(qiáng)度相對(duì)減弱，圖中水樣點(diǎn)向鈉離子增多方向移動(dòng)，反映出地下水中陽(yáng)離子交替吸附作用增強(qiáng)，將黏土顆粒吸附的鈉離子帶入地下水中［22］。

研究區(qū)水源地不同層位的地下水化學(xué)組分統(tǒng)計(jì)表顯示（見(jiàn)表2），地下水化學(xué)類型隨著深度的增加，由重碳酸鈉鎂型漸變成重碳酸氯硫酸鈉鎂型，更深部變成重碳酸鈉型；陽(yáng)離子中鈉離子、鎂離子和陰離子中氯離子、硫酸根離子及TDS值，由小變大又變小，在較深處又有回升；鈣離子、重碳酸根離子和總硬度隨深度增加而逐漸降低，在最深處數(shù)值有所回升；pH隨深度的增加而呈逐漸升高趨勢(shì)，在最深處出現(xiàn)回落現(xiàn)象。反映了研究區(qū)地下水環(huán)境隨著深度的增加，由氧化環(huán)境變?yōu)檫€原環(huán)境，且深層地下水水質(zhì)相對(duì)較好。

3.1.2水化學(xué)類型演變特征

根據(jù)研究區(qū)地下水不同強(qiáng)度的開(kāi)采階段，選擇1974，1995，2005，2019年的深層地下水化學(xué)數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，并繪制水化學(xué)類型分區(qū)圖（見(jiàn)圖5）。

從2019年深層地下水化學(xué)類型分區(qū)圖可以看出，深層地下水水化學(xué)類型由西北向東南依次為HCO3·SO4-Na型和HCO3-Na型水，研究區(qū)大部分地區(qū)以HCO3-Na型水為主，其次為HCO3·SO4-Na型水，研究區(qū)東北局部地區(qū)為HCO3·Cl-Na型，西部小區(qū)域呈Cl-Na型水。

從研究區(qū)深層地下水化學(xué)類型時(shí)空變化特征可以看出，1974年（開(kāi)采初期）研究區(qū)深層地下水化學(xué)類型以HCO3-Na、HCO3·Cl-Na型水為主；1995年（強(qiáng)開(kāi)采期）深層地下水化學(xué)類型仍以HCO3-Na、HCO3·Cl-Na型水為主，但HCO3·Cl-Na型水范圍擴(kuò)大，至2005年（強(qiáng)開(kāi)采期）城區(qū)出現(xiàn)HCO3（Cl）·SO4-Na型水；2019年（南水北調(diào)供水期）水化學(xué)類型以HCO3-Na、HCO3·Cl-Na、HCO3·SO4-Na型水為主。總體來(lái)看，研究區(qū)深層地下水自開(kāi)采初期以來(lái)水化學(xué)類型變化明顯，呈現(xiàn)由HCO3-Na、HCO3·Cl-Na型水為主，向HCO3-Na·Ca、HCO3（Cl）·SO4-Na型等多重水化學(xué)類型并存的變化特征，而南水北調(diào)供水期后，研究區(qū)地下水化學(xué)類型呈現(xiàn)向水化學(xué)類型單一方向發(fā)展的趨勢(shì)，認(rèn)為是南水北調(diào)補(bǔ)水和開(kāi)采量減少使地下水化學(xué)環(huán)境改變所致。

3.1.3TDS、總硬度演變特征

研究區(qū)水源地開(kāi)采初期（20世紀(jì)70～80年代初），深層地下水中TDS均值約380mg/L，總硬度平均值約為36mg/L（以CaCO3計(jì)），為低礦化度軟水，水質(zhì)較好。1985～2017年（強(qiáng)開(kāi)采期）地下水開(kāi)采量維持在相對(duì)穩(wěn)定較高的水平，深層地下水中TDS和總硬度均值呈增大趨勢(shì)，平均總硬度增加了近一倍，而TDS值呈現(xiàn)先增高后降低的趨勢(shì)，含量在410mg/L上下波動(dòng)，含量高于開(kāi)采初期。2017年后（南水北調(diào)供水期）TDS和總硬度含量明顯下降，但仍高于開(kāi)采初期（見(jiàn)圖6）。反映出地下水開(kāi)采對(duì)深層地下水TDS和總硬度均產(chǎn)生了一定影響，而南水北調(diào)補(bǔ)水工程使地下水中TDS和總硬度指標(biāo)變化趨于穩(wěn)定。

3.2水化學(xué)演化機(jī)制

離子組合比是研究地下水中相關(guān)離子來(lái)源和地下水化學(xué)組分成因作用的重要手段［22-26］。Cl-主要來(lái)源于巖鹽溶解且非常穩(wěn)定，Na+的來(lái)源常用Na+/Cl-的濃度比（用符號(hào)C表示）來(lái)揭示；地下水中的Ca2+、Mg2+、SO2-4、HCO-3主要來(lái)源于碳酸鹽以及硫酸鹽的溶解，常用（Ca2++Mg2+）與（SO2-4+0.5HCO-3）、（Ca2++Mg2+）與SO2-4、（Ca2++Mg2+）與0.5HCO-3等離子毫克當(dāng)量（用符號(hào)E表示）組合比來(lái)揭示Ca2+、Mg2+、SO2-4、HCO-3的來(lái)源［22-24］。

從圖7（a）可以看出，隨著TDS的增加，研究區(qū)大部分水樣的Na+/Cl-含量濃度比大于1，說(shuō)明地下水Na+除來(lái)源于鹽巖溶解外，還可能來(lái)源于陽(yáng)離子交替吸附作用，且1974年和2019年地下水中Na+/Cl-濃度較1995年稍大，表明研究區(qū)強(qiáng)開(kāi)采期地下水中陽(yáng)離子交替吸附作用稍弱于開(kāi)采初期和南水北調(diào)供水期。

從圖7（b）可以看出，研究區(qū)水樣落在E（Ca2++Mg2+）/E（SO2-4+0.5HCO-3）=1線附近及其下部，可知地下水中Ca2+、Mg2+、SO2-4、HCO-3來(lái)源于碳酸鹽、硫酸鹽、硅酸鹽的溶解，但陽(yáng)離子交替吸附作用使地下水中Ca2+、Mg2+被黏土礦物顆粒吸附，導(dǎo)致水樣落在直線下方，且1974年和2019年地下水中陽(yáng)離子交替吸附作用稍強(qiáng)。

從圖7（c）可以看出，研究區(qū)地下水樣大部分落在E（Ca2++Mg2+）/E（SO2-4）=1線兩側(cè)，1995年水樣大部分落在直線上方，1974年和2019年水樣大部分落在直線下方，說(shuō)明硫酸鹽的溶解不是研究區(qū)地下水中Ca2+、Mg2+與SO2-4的唯一來(lái)源；1995年地下水中E（Ca2++Mg2+）/E（SO2-4）大于1，說(shuō)明Ca2+與Mg2+的另一來(lái)源可能為碳酸鹽的溶解作用；1974年和2019年地下水中E（Ca2++Mg2+）/E（SO2-4）小于1，地下水中SO2-4含量可能受黃鐵礦氧化作用影響，且2019年相對(duì)較強(qiáng)。

從圖7（d）可以看出，研究區(qū)地下水大部分水樣落在E（Ca2++Mg2+）/E（0.5HCO-3）=1線兩側(cè)，表明碳酸鹽的溶解不是研究區(qū)地下水Ca2+、Mg2+與HCO-3的唯一來(lái)源；1995年地下水樣大部分落在E（Ca2++Mg2+）/E（0.5HCO-3）=1線上方，表明Ca2+與Mg2+的另一來(lái)源可能為硫酸鹽的溶解作用；1974年和2019年地下水樣大部分落在E（Ca2++Mg2+）/E（05HCO-3）=1線下方，表明地下水中HCO-3的另一來(lái)源可能為硅酸鹽的溶解作用。

綜上所述，受區(qū)域地質(zhì)、水文地質(zhì)背景條件與地下水開(kāi)采活動(dòng)的影響，研究區(qū)地下水存在較為復(fù)雜的水化學(xué)環(huán)境，其水化學(xué)成分主要受礦物溶解作用、陽(yáng)離子交替吸附以及黃鐵礦氧化等作用的影響。在開(kāi)采期，地下水徑流較強(qiáng)，碳酸鹽、硫酸鹽、硅酸鹽礦物溶解作用占主導(dǎo)；在南水北調(diào)供水期，地下水位回升，徑流強(qiáng)度減弱，陽(yáng)離子交替吸附作用占主導(dǎo)。

3.3反向水文地球化學(xué)模擬

3.3.1水流路徑

1977，1995，2019年研究區(qū)深層地下水流場(chǎng)圖均存在完整的徑流路徑，因此研究區(qū)的“水流路徑”選擇上游地下水樣作為“初始水質(zhì)”，下游地下水樣作為“終點(diǎn)水質(zhì)”［27］，見(jiàn)圖8。

3.3.2選取“可能礦物相”及設(shè)置不確定度

“可能礦物相”的選取主要依據(jù)區(qū)域地層巖性特征、地下水賦存條件、地下水質(zhì)指標(biāo)、水-巖相互作用等，根據(jù)研究區(qū)含水層巖性和地下水成分特征，“可能礦物相”可選為長(zhǎng)石、石膏、巖鹽、方解石、高嶺土、白云石、螢石、石英［27-28］。陽(yáng)離子交替吸附作用也是影響水化學(xué)形成的因素之一［26］，研究區(qū)第四系黏土層分布廣泛，因此引入Na+和Ca2+、Mg2+礦物相。

不確定度的設(shè)定可以建立質(zhì)量平衡，讓溶液中離子含量有一個(gè)彈性變化的空間，但不確定度的設(shè)置過(guò)大會(huì)使模擬失去意義，通常小于0.1［22］。本次模擬不確定度設(shè)置為0.05。

3.3.3飽和指數(shù)分析模擬結(jié)果討論

將研究區(qū)深層含水層水化學(xué)分析數(shù)據(jù)輸入至PHREEQC并運(yùn)行，計(jì)算得到了研究區(qū)常見(jiàn)礦物相飽和指數(shù)及礦物溶解（沉淀）量，結(jié)果見(jiàn)表3～4。

由模擬結(jié)果中礦物相飽和指數(shù)可知，研究區(qū)范圍內(nèi)巖鹽、鈉長(zhǎng)石、螢石、石膏、鉀長(zhǎng)石、高嶺石、石英飽和指數(shù)存在小于0的情況，說(shuō)明這些礦物在對(duì)應(yīng)地下水樣中處于欠飽和狀態(tài)，均有進(jìn)一步溶解的趨勢(shì)［26-31］。方解石、白云石、鉀長(zhǎng)石、高嶺石、石英飽和指數(shù)存在大于0的情況，說(shuō)明這些礦物在對(duì)應(yīng)地下水樣中處于過(guò)飽和狀態(tài)，均有從水中遷出的可能。

1974年礦物溶解（沉淀）量的計(jì)算結(jié)果顯示，模擬路徑A→B，方解石、鉀長(zhǎng)石、高嶺石、石英為正值，徑流過(guò)程中存在礦物溶解作用，溶解量分別為0.182，0003，0.018，0.313mmol/L；螢石、石膏、巖鹽礦物發(fā)生沉淀，沉淀量分別為0.008，0.219，0.123mmol/L；NaX、CaX、MgX的值分別為3.487，-1.661，-0.082mmol/L，表明陽(yáng)離子交替吸附作用使3.487mmol/L的Na+被置換進(jìn)入地下水中，1.661mmol/L的Ca2+和0.082mmol/L的Mg2+被吸附而遷出地下水。

1995年礦物溶解（沉淀）量的計(jì)算結(jié)果顯示，模擬路徑C→D，方解石、白云石、石膏、巖鹽、鉀長(zhǎng)石、石英、高嶺石為正值，徑流過(guò)程中存在礦物溶解作用，溶解量分別為0.434，0.022，0.090，0.079，0.001，1.042，0.232mmol/L；螢石、鈉長(zhǎng)石礦物發(fā)生沉淀，沉淀量分別為0.005，0.461mmol/L；NaX、CaX、MgX的值分別為1.291，-0.346，-0.299mmol/L，表明陽(yáng)離子交替吸附作用使1.291mmol/L的Na+被置換進(jìn)入地下水中，0.346mmol/L的Ca2+和0.299mmol/L的Mg2+被吸附而遷出地下水。

2019年礦物溶解（沉淀）量的計(jì)算結(jié)果顯示，模擬路徑E→F，巖鹽、石英、方解石、螢石、高嶺石礦物發(fā)生溶解作用，石膏、鉀長(zhǎng)石礦物發(fā)生沉淀作用而遷出地下水；陽(yáng)離子交替吸附作用使0.187mmol/L的Na+和0.186mmol/L的Ca2+被置換進(jìn)入地下水中，0.280mmol/L的Mg2+被置換遷出地下水。

結(jié)合1974，1995，2019年研究區(qū)深層地下水流場(chǎng)可知，1974年地下水處于近似天然狀態(tài)，水力坡度相對(duì)較小，模擬徑流中礦物溶解量為0.17mmol/L，陽(yáng)離子交替吸附作用導(dǎo)致Na+被置換量達(dá)3.487mmol/L，水-巖相互作用強(qiáng)度相對(duì)較弱。1995年地下水流場(chǎng)水力坡度大，模擬徑流中礦物溶解量達(dá)1.43mmol/L，陽(yáng)離子交替吸附作用導(dǎo)致Na+被置換量達(dá)1.291mmol/L，徑流速度較快，水-巖相互作用強(qiáng)度相對(duì)較強(qiáng)。2019年地下水流場(chǎng)水力坡度減小，徑流速度相對(duì)減慢，模擬徑流中礦物溶解量0.21mmol/L左右，陽(yáng)離子交替吸附作用導(dǎo)致Na+、Ca2+被置換量為0.373mmol/L，水-巖相互作用強(qiáng)度相對(duì)較弱。

綜上所述，區(qū)域水文地質(zhì)背景等自然因素和人類活動(dòng)因素共同驅(qū)動(dòng)著地下水流場(chǎng)，進(jìn)一步改變了地下水中水巖作用的反應(yīng)程度。研究區(qū)深層地下水化學(xué)演化主要受碳酸鹽、硅酸鹽礦物的溶解作用和陽(yáng)離子交替吸附作用的影響。在開(kāi)采期，地下水位大幅下降，地下水徑流強(qiáng)度增強(qiáng)，地下水中碳酸鹽、硫酸鹽、硅酸鹽等礦物處于非飽和狀態(tài)，礦物溶解作用增強(qiáng)，使地下水化學(xué)類型向HCO3-Na·Ca、HCO3（Cl）·SO4-Na型等多重水化學(xué)類型并存的狀態(tài)發(fā)展；南水北調(diào)補(bǔ)水后，地下水位逐漸回升，地下水徑流強(qiáng)度減弱，礦物溶解作用減弱，陽(yáng)離子交替吸附作用增強(qiáng)，地下水化學(xué)類型趨于簡(jiǎn)單化，以HCO3-Na、HCO3·SO4-Na型為主，表明南水北調(diào)工程補(bǔ)水使研究區(qū)深層地下水環(huán)境得到改善。

4結(jié)論

（1）研究區(qū)深層地下水水化學(xué)類型自西北向東南依次為HCO3·SO4-Na型和HCO3-Na型水。自水源地開(kāi)采以來(lái)水化學(xué)類型呈現(xiàn)由HCO3-Na、HCO3·Cl-Na型水為主，向HCO3-Na·Ca、HCO3（Cl）SO4-Na型等多重水化學(xué)類型并存的變化特征。

（2）地下水的持續(xù)超量開(kāi)發(fā)利用，使自然狀態(tài)下的地下水動(dòng)態(tài)發(fā)生改變，導(dǎo)致地下水中TDS、總硬度含量增加，南水北調(diào)供水后地下水中TDS、總硬度含量有所降低。

（3）受區(qū)域地質(zhì)、水文地質(zhì)背景條件與地下水開(kāi)采活動(dòng)影響，研究區(qū)水化學(xué)成分的變化主要受礦物溶解作用、陽(yáng)離子交替吸附以及黃鐵礦氧化等控制。在地下水開(kāi)采期，水位大幅下降，地下水徑流強(qiáng)度增強(qiáng)，礦物溶解作用增強(qiáng)，地下水中多重水化學(xué)類型并存。在南水北調(diào)工程的補(bǔ)水條件下，地下水位逐漸回升，地下水徑流強(qiáng)度減弱，礦物溶解作用減弱，陽(yáng)離子交替吸附作用增強(qiáng)，地下水化學(xué)類型趨于簡(jiǎn)單化，使研究區(qū)深層地下水環(huán)境得到改善。

參考文獻(xiàn)：

［1］楊會(huì)峰，曹文庚，支傳順，等.近40年來(lái)華北平原地下水位演變研究及其超采治理建議［J］.中國(guó)地質(zhì)，2021，48（4）：1142-1155.

［2］張宗祜，施德鴻，沈照理，等.人類活動(dòng)影響下華北平原地下水環(huán)境的演化與發(fā)展［J］.地球?qū)W報(bào)，1997（4）：2-9.

［3］費(fèi)宇紅，苗晉祥，張兆吉，等.華北平原地下水降落漏斗演變及主導(dǎo)因素分析［J］.資源科學(xué)，2009，31（3）：394-399.

［4］衛(wèi)磊，楊桂蓮，魯程鵬，等.華北平原超采區(qū)淺層地下水埋深變化及控制因素分析［J］.水資源與水工程學(xué)報(bào)，2019，30（6）：39-44.

［5］胡春勝，張喜英，程一松，等.太行山前平原地下水動(dòng)態(tài)及超采原因分析［J］.農(nóng)業(yè)系統(tǒng)科學(xué)與綜合研究，2002（2）：89-91，95.

［6］張光輝，費(fèi)宇紅，劉春華，等.華北滹滏平原地下水位下降與灌溉農(nóng)業(yè)關(guān)系［J］.水科學(xué)進(jìn)展，2013，24（2）：228-234.

［7］王文祥，李文鵬，蔡月梅，等.黑河流域中游盆地水文地球化學(xué)演化規(guī)律研究［J］.地學(xué)前緣，2021，28（4）：184-193.

［8］李異瑞，王鳳娟，丁希軍.廊坊地區(qū)地下水中含氟量分布規(guī)律及其環(huán)境初步分析［J］.環(huán)境科學(xué)，1985（6）：41-45.

［9］邢麗娜.華北平原典型剖面上地下水化學(xué)特征和水文地球化學(xué)過(guò)程［D］.北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2012.

［10］袁皖華.人民勝利渠灌區(qū)地下水水化學(xué)演變特征及機(jī)制［D］.鄭州：華北水利水電大學(xué)，2017.

［11］王金金.北京平谷平原區(qū)淺層地下水化學(xué)特征演化研究［D］.成都：成都理工大學(xué)，2020.

［12］林云，曹飛龍，武亞遵，等.北方典型巖溶泉域地下水水文地球化學(xué)特征分析：以鶴壁許家溝泉域?yàn)槔跩］.地球與環(huán)境，2020，48（3）：294-306.

［13］MIRZAVANDM，GHASEMIEHH，SADATINEJADSJ，etal.DelineatingthesourceandmechanismofgroundwatersalinizationincrucialdecliningaquiferusingMulti-Chemo-IsotopesApproaches［J］.JournalofHydrology，2020，586：124877.

［14］SENARATHNES，JMCKJ，EANVE，etal.Geochemicalandisotopeevidenceforgroundwatermineralizationinasemi-aridriverbasin，SriLanka［J］.AppliedGeochemistry，2021，124（1）：104799.

［15］YIDANASM，BAWOYOBIEP，SAKYIP，etal.Evolutionaryanalysisofgroundwaterflow：applicationofmultivariatestatisticalanalysistohydrochemicaldataintheDensuBasin，Ghana［J］.JournalofAfricanEarthSciences，2018，138：167-176.

［16］PAZANDK，KHOSRAVID，GHADERIMR，etal.Identificationofthehydrogeochemicalprocessesandassessmentofgroundwaterinasemi-aridregionusingmajorionchemistry：acasestudyofArdestanbasininCentralIran［J］.GroundwaterforSustainableDevelopment，2018，6：245-254.

［17］KARROUMM，ELGETTAFIM，ELMANDOURA，etal.Geochemicalprocessescontrollinggroundwaterqualityundersemiaridenvironment：acasestudyincentralMorocco［J］.ScienceoftheTotalEnvironment，2017，609：1140-1151.

［18］劉超，趙亮，趙偉玲，等.廊坊市淺層地下水污染評(píng)價(jià)［J］.環(huán)境工程，2015，33（增1）：703-707，725.

［19］李琴.廊坊市城市地質(zhì)災(zāi)害的研究［D］.北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2006.

［20］楊旭.廊坊盆地更新世以來(lái)沉積相精細(xì)分析［D］.北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2012.

［21］劉超，張旭虎，李輝，等.廊坊市區(qū)地下水質(zhì)量現(xiàn)狀評(píng)價(jià)與分析［J］.環(huán)境化學(xué)，2018，37（6）：1399-1409.

［22］許冬清.宿縣礦區(qū)地下水化學(xué)演化特征與控制因素研究［D］.合肥：合肥工業(yè)大學(xué)，2017.

［23］SHEIKHYNT，RAMLIMF，ARISAZ，etal.Identificationofthehydrogeochemicalprocessesingroundwaterusingclassicintegratedgeochemicalmethodsandgeostatisticaltechniques，inAmol-BabolPlain，Iran［J］.ScientificWorldJournal，2014，2014：983-990.

［24］張文永，吳基文，徐勝平.宿臨礦區(qū)地質(zhì)構(gòu)造特征及其對(duì)瓦斯賦存的影響［J］.煤炭工程，2010（10）：75-77.

［25］沈照理，朱宛華，鐘佐燊.水文地球化學(xué)基礎(chǔ)［M］.北京：地質(zhì)出版社，1993.

［26］郭鈺穎，呂智超，王廣才，等.峰峰礦區(qū)東部地下水水文地球化學(xué)模擬［J］.煤田地質(zhì)與勘探，2016，44（6）：101-105.

［27］牛樹(shù)銀，孫愛(ài)群，李紅陽(yáng).華北地區(qū)地?zé)崽卣骷捌涑梢驒C(jī)制［J］.地學(xué)前緣，2001，8（1）：112.

［28］文冬光，沈照理，鐘佐.地球化學(xué)模擬及其在水文地質(zhì)中的應(yīng)用［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，1995，14（1）：99-104.

［29］FOURNIERRO.Chemicalgeothermometersandmixingmodelsforgeothermalsystems［J］.Geothermics，1997（5）：41-50.

［30］FRENGSTADB，SKREDEAKM，BANKSD，etal.ThechemistryofNorwegiangroundwatersⅢ：thedistributionoftraceelementsin476crystallinebedrockgroundwaters，asanalyzedbyICP-MStechniques［J］.ScienceoftheTotalEnvironment，2000，246：21-40.

［31］DAVISSONML.IsotopehydrologyofSouthernNevadagroundwater：stableisotopesandradio-carbon［J］.WaterResourcesResearch，1999，35（l）：279-294.

（編輯：劉媛）