江汉平原汉江带地下水水化学特征分析

蓝 坤，梁 杏，李 静

(中国地质大学(武汉)环境学院，湖北 武汉 430074)

江汉平原位于我国长江中下游、湖北省中南部地区，区内河湖众多，水资源丰富，是湖北省乃至我国重要的农业、畜牧、淡水养殖业等生产基地。近年来，随着人口的增长，受工农业生产以及城镇化发展等人类活动的影响，江汉平原内地下水污染及水质问题越来越突出，水体中某些指标均有不同程度的超标，形成了严重的水质型缺水问题[1-6]。地下水作为平原地区重要的水资源之一，无论是天然或是人为污染导致的水质问题都将会直接威胁人体健康。由于农业、畜牧业等人类活动已造成江汉平原内地下水硝酸盐[2]、有机磷农药[7-8]、抗生素[9]、氨氮[10-11]等污染问题突出，引起人们的广泛关注并进行了大量的研究工作。除了人类活动引发的一系列地下水水质问题外，江汉平原内还存在不同地质成因的原生劣质水，如高铁、高锰、高砷、高氟地下水，也是造成人体健康危害的重要原因。而针对江汉平原内的原生劣质水问题，也有学者对此进行了大量的研究工作[3,12-16]。

基于江汉平原地区一系列的地下水污染及水质问题，我国学者们对该地区地下水水化学特征等进行了大量的研究，但多集中在盆地中心、东部、东北部地区，或是集中在浅层地下水，系统地分析江汉平原汉江带不同层位地下水水化学特征的研究相对较少。因此，对江汉平原开展不同层位地下水水化学特征的研究，对于揭示该地区地下水水化学特征的形成、分布以及天然劣质水的成因具有重要的理论与实际意义。

本文以江汉平原腹地至丘陵岗地汉江带为研究区，运用数理统计、Piper三线图、相关性分析等方法，重点分析了江汉平原汉江带不同层位地下水水化学特征及其空间分布规律，特别是中层地下水，为当地地下水的开发与利用提供理论依据。

1 研究区概况

研究区为江汉平原汉江带，位于江汉平原腹地至盆地北部边缘丘陵山区(见图1)，地理坐标为北纬 30°20′～31°00′、东经 112°30′～113°30′， 总面积约为2 700 km2。江汉平原三面环山，一面傍水，河湖众多且规模不一、混杂，沟渠交错纵横，长江、汉江穿境而过且控制着江汉平原众多水系的整体流向，其主要由长江和汉江及其支流冲积、冲湖积沉积物堆积而成；自燕山运动以后，受强烈的构造运动影响，江汉平原沉积了巨厚且岩相复杂多变的第四系地层，厚度由平原腹地300余米过渡到边缘的100 m以内。江汉平原基底断裂广布，属于强烈构造沉降的断坳盆地，受众多断裂控制，形成了一个相对完整的盆地含水系统。

图1 研究区调查范围图Fig.1 Map of the study area

该地区属亚热带季风气候区，全年气候温和，降水丰富；多年平均降水量为1 208 mm，但降雨时间分布不均，主要集中于5～8月份，约占全年总降水的50%；年平均蒸发量约为1 379 mm，主要集中于6～8月份。

研究区内地下水的补给、排泄与地表水系联系紧密。区内地表水系众多，汉江、通顺河、天南长渠、西荆河、东荆河、兴隆河、天门河、老河、忿河等是区内主要河流，大小不一的湖泊广泛分布；汉江是区内最大的河流，贯穿了整个研究区并控制着整个研究区的水流系统；受区域地形的影响，区内地下水总体由北向东径流，在地势低洼的湖泊和河流处排泄，从而通过水系网络最终汇入汉江。区内地下水资源丰富，平原过渡区地下水水位埋深浅，一般为1～2 m，局部地下水与地表水交替明显。

江汉平原得天独厚的地下水资源量主要得益于区内第四系地层厚度大、渗透性好且储水能力强。研究区第四系地层从上至下为全新统郭河组(Qhg)—上更新统沙湖组(Qp3s)—中更新统江汉组(Qp2j)—下更新统东荆河组(Qp1d)，以冲积、湖积、冲洪积及冲湖积沉积物为主，其岩性主要为黏土、粉土、砂和砂砾石，构成了研究区第四系孔隙含水岩组，而下部新近系碎屑岩则是第四系孔隙含水岩组的隔水底板(见图2)。根据地下水埋藏条件和水动力特征，研究区第四系孔隙水可划分为浅层孔隙潜水、中层孔隙承压水和深层孔隙承压水。研究区第四系地层厚度变化较大，不同段位工作区内含水层厚度差异明显，根据野外调查资料，将研究区分为三段：上段——沙洋县以北地段(也称汉江夹道沙洋段)、中段——沙洋县—潜江、下段——潜江毛咀镇—仙桃市，见图1。

研究区浅层孔隙含水岩组主要由全新统郭河组(Qhg)和上更新统沙湖组(Qp3s)上部组成，含水岩组岩性主要为黏土、粉质黏土及粉砂，厚度由上段地带的10 m过渡到下段地区的20 m左右，粉砂及粉质黏土是该含水岩组中主要的含水介质；中层孔隙承压含水岩组主要由上更新统沙湖组(Qp3s)、中更新统江汉组(Qp2j)组成，厚度变化范围为50～60 m，研究区丘陵地带相比平原地区较小，该含水岩组中含水介质主要为厚层砂、砂砾石、砾石层，含水介质厚度大，释水、储水能力强，是研究区主要的地下水开采层位，也是本文研究的重点；深层孔隙承压含水岩组主要由下更新统东荆河组(Qp1d)、新近系上新统广华寺组(Ng)组成，含水岩组埋藏深度在60 m以上。由此可见，研究区不同层位含水层总体厚度变化表现为：上段<中段<下段。

2 样品采集与测试

2. 1 样品采集

地下水样品均为研究区野外环境地质调查时(2016—2018年7、8月份)统一采集。地下水水样采集之前先抽取一定的水量，排除已经受外界或人为干扰的地下水后采集500 mL未过滤水样；然后经0.45 μm微孔滤膜过滤后使用4个50 mL聚氯乙烯瓶收集，测试水样中常规阴、阳离子和氢氧同位素含量，其中用于测试阳离子含量的水样中加入纯硝酸使水样pH<2，并将所有采集的水样盖紧、密封，置于4℃以下环境中保存。

本次基于标准图幅1∶5万环境地质调查工作区，采集了调查区内不同深度地下水井点样品共552个，其中浅层(深度0～20 m)孔隙潜水点样品109个，中层(深度20～80 m)孔隙承压水点样品430个，深层(深度>80 m)孔隙承压水点样品13个；61个地表水点样品，其中汉江水样21个。

2. 2 样品测试

采用HACH双通道多参数水质分析仪(HQ40D，美国)现场测试水样的pH值、电导率(Ec)、氧化还原电位(Eh)、溶解氧(DO)、总溶解性固体(TDS)和水温。

测试单位为中国地质大学(武汉)地质调查研究院。测试结果经过离子平衡检验，剔除不符合条件的数据，所有水样的阴、阳离子电荷平衡误差保持在10%以内。

3 结果与分析

3. 1 研究区不同层位地下水水化学特征分析

3.1.1 地下水水化学类型分析

地下水Piper三线图可以揭示地下水水化学类型，分析地下水水化学特征[17]。将研究区3段不同水体主要离子组分分别绘制Piper三线图，见图3。

图3 研究区地表水与地下水Piper三线图Fig.3 Piper diagrams of surface and groundwater in the study area

由图3可以看出：

3.1.2 地下水水化学特征分析

根据测试结果将地下水中水化学指标进行数理统计分析，可以大致了解地下水中水化学成分的富集及变化规律[19]。研究区不同层位地下水和地表水水化学指标统计结果，见表1。

表1 研究区不同层位地下水和地表水水化学指标统计结果

由表1可以看出：

(1) 研究区内汉江水的pH值范围为6.95～8.18，平均值为7.85，其中pH值为6.95是调查点中唯一一个pH值小于7的地表水点，该点位于仙桃市黄家场渡口附近；区内其他地表水的pH值范围为6.80～9.76，平均值为7.88，与汉江水相近。江汉平原大气降水的pH值平均值为6.36[5]，可见区内地表水pH值的平均值要比大气降水高得多，两者酸碱度相差较大。研究区浅-中层地下水的pH值范围为6.17～7.94，平均值6.94，以弱酸-弱碱性为主，个别井点pH值低于饮用水水质标准值6.5，这些pH值低于6.5的地下水点大部分分布在潜江毛咀镇-仙桃市地段，可能受到人为有机物的污染[20]；深层地下水则以弱碱性为主(pH值为7.61～6.96)。浅层地下水的Ec值(240.00～2 171.00 μs/cm)明显大于地表水的Ec值(260.00～618.00 μs/cm)，可指示研究区夏季河流补给地下水较弱[5]。

(2) 现场测定的研究区地下水的Eh值范围为-187.50～+921.00 mV，沙洋县以北地段浅层地下水Eh值均为正值，属于氧化环境；平原地区中层地下水Eh值以负值为主，Eh值范围为-187.50～-1.40 mV，平均值为-102.63 mV，表现为典型的强还原环境；研究区丘陵地带中层地下水Eh值均为正值，Eh值范围为31.10～298.30 mV，属于强氧化环境，地下水赋存的氧化还原环境分区见图4。由图4可见，研究区不同地段地下水的Eh值存在差异，浅层地下水氧化环境强弱依次为上段地区>中段、下段地区；上段平原区中层地下水还原环境稍微弱于其他地区。

(3) 研究区地下水中TDS含量范围为117.50～1 644.03 mg/L，浅层地下水中TDS含量平均值为662.35，明显大于中层地下水的437.45 mg/L和深层地下水的365.14 mg/L，说明浅层地下水中整体TDS含量要大于中-深层地下水；同时，沿汉江水流向(上段→中段→下段)，浅层地下水中TDS含量逐渐变小，但中层、深层地下水中TDS含量则变化稳定。

图4 研究区地下水赋存的氧化还原环境分区图Fig.4 Partition map of redox storage environment of groundwater in the study area

图5为研究区地下水水化学组分质量浓度的累计频率分布曲线，它是根据对应指标的质量浓度累计小于某一浓度值出现的频率所绘制的关系曲线图。

图5 研究区地下水水化学组分质量浓度的累计频率分布曲线Fig.5 Comulative frequency distribution diagram of mass concentration of groundwater geochemical components in the study area

由图5可以看出：

(1) 区内地下水中阳离子Na+、Ca2+、Mg2+质量浓度累计频率分布曲线变化窄而陡，其中Na+和Mg2+浓度都很低，Ca2+浓度高，Ca2+是区内地下水中的优势阳离子；而地下水中K+质量浓度累计频率分布曲线变化可分为两段，其中前段(质量浓度范围为0.08～2.50 mg/L)曲线变化窄而陡，后段曲线变化则是较平缓。根据表1的统计结果，地下水中K+质量浓度累计频率分布曲线后段的平缓趋势主要受浅层地下水的影响，尤其是较沙洋县以北地段浅层地下水中K+含量的干扰，地下水点井深越小，水体中K+含量越高，这部分区域地下水可能受到农业施肥等人类活动的影响。

(3) 研究区地下水中Fe、Mn质量浓度累计频率分布曲线也呈现缓变的“S”型，说明采集的水样中有近半数属于富含“铁、锰”的地下水。

(4) 研究区地下水中F-质量浓度累计频率分布曲线呈现较陡的“阶地式”变化，F-质量浓度大于10 mg/L的地下水点数占比为15%，这15%的地下水点分布集中，主要集中在沙洋县以北地段山前平原区中层(深度12～60 m)地下水中，F-质量浓度在7.50～20.50 mg/L之间，而在沙洋县以北地段丘陵地带中层地下水中F-质量浓度基本低于1 mg/L；另外，研究区地下水中F-质量浓度累计频率分布曲线水平变化部分也表明其质量浓度介于1～10 mg/L时，百分比没有发生明显变化，分布在该浓度范围的地下水点少，F-超标浓度大部分大于10 mg/L。

3.1.3 地下水中离子组分相关性分析

根据样品测试结果，本文运用SPSS22.0软件对研究区地下水中主要离子成分进行了相关性分析，其分析结果见表2。

表2 研究区地下水中主要离子组分的相关性分析

3. 2 劣质水组分统计与分布

由表3和图6可以看出：

表3 研究区不同层位地下水水化学组分超标率统计结果

图6 劣质水水化学指标垂向分布图Fig.6 Vertical change chart of hydrochemical indicators of poor-quality water

(2) 研究区地下水中F-质量浓度变化范围为0～20.52 mg/L，中层地下水中F-质量浓度平均值为1.99 mg/L。根据统计与分析，沙洋县以北地段山前平原区(山前地下水排泄区)中层地下水质量点共57个，只有2个地下水点未超标，其中1个未超标的点非常靠近丘陵山区，经统计该区域中层地下水中F-含量超标率高达96.5%；同时，该区域内51个浅层地下水调查点中只存在个别地下水点中F-含量超标，超标率不足6%，深层地下水无超标地下水点。研究区中层地下水pH值对F-质量浓度可能具有一定的控制作用，该区域中层地下水中F-质量浓度的pH值变化区间为6.68～7.20，pH值大于7.20时中层地下水中F-质量浓度稳定在10 mg/L，见图7。

图7 研究区中层地下水中F-质量浓度与pH值的 关系图Fig.7 Relationship between F- mass concentration and pH value in the middle layer groundwater ofthe study area

4 结 论

(2) 在潜江毛咀镇—仙桃市一带受工农业活动的影响，浅-中层地下水水质存在较为严重的人为有机污染，例如有机氯农药、化肥、工农业废水等污染，深层地下水水质未明显受到人为活动的影响；研究区丘陵岗地与平原区地下水赋存环境不同，中层地下水赋存环境显示丘陵地区基本属于氧化环境，而平原区为还原环境。沿地下水径流方向，地下水水质逐渐变好。

(3) 江汉平原内不仅广泛分布原生高铁高锰高砷地下水，同时还存在高氟地下水。研究区高氟地下水分布于上段——沙洋县以北地段除丘陵以外的平原区中层含水层(深度10～60 m)中，为原生劣质水，自然地质条件(包括地形地貌、水文地质条件等)是其形成的控制因素，且与其他劣质组分物质来源不同；中层地下水是研究区较为理想的供水水源，若作为饮用水源，仍需要对地下水中铁、锰进行处理，沙洋县以北平原区则还需要对地下水中氟进行处理。