保定平原区地下水化学特征及演化

白华,杨会峰,孟瑞芳,徐步云,闫晓雪

1)中国地质科学院水文地质环境地质研究所,石家庄,050061;2)河北沧州平原区地下水与地面沉降国家野外科学观测研究站,石家庄,050061;3) 中国地质大学,武汉,430074; 4) 中国地质大学,北京,100083

内容提要：为揭示保定平原地下水水化学特征及演化规律,本文以保定平原为研究对象,对216组地下水样水化学特征进行了分析。综合运用Piper三线图、Gibbs图、相关离子分析等方法,研究了保定平原区深浅层地下水化学组成及水化学类型空间分布特征,识别了水化学形成机制与控制作用,在此基础上分析了水化学演化的成因。结果表明:沿地下水径流方向,浅层地下水与深层地下水主要离子含量呈现明显的递变规律,含量逐渐升高,K+、Ca2+逐渐降低,地下水优势阳离子Ca2+主导地位逐渐被Na+代替,优势阴离子HC主导地位逐渐向Cl-过渡。地下水化学特征主要受水岩作用、阳离子交替吸附作用以及人类活动共同影响,水岩作用以碳酸盐岩和铝硅酸盐岩共同溶滤作用为主;浅层地下水受人类活动影响较大,影响离子主要为N,集中分布于补给区,除了与农业活动相关外,主要与山前平原岩性颗粒粗,具有较强的渗透性有关。

保定平原区位于京津冀协同发展战略区的核心,也是主要粮食生产区之一;同时,本区也是我国水资源开发利用程度高、水资源紧缺、水资源供需矛盾突出的地区之一(Sheng Lili,2016)。地下水是保定平原主要供水水源,占总供水量中83%。随着农业和工业的快速发展,浅层地下水长期过度开采,导致地下水水位下降(张福洋等,2017;靳博文等,2022;赵瑞科,2018),再加上人类活动影响,破坏了水化学场的原始平衡,进一步加剧了区域地下水供水安全(许益青等,2010;李谨丞等,2022;曹文庚等,2020;郭小娇等,2022,郭永海等,2002;曹颖,2017;王仕琴等,2021)。地下水化学研究对于解释地下水水文地球化学演化过程及规律具有重要意义,有助于科学规划保定平原区地下水安全和水资源保护。

地下水不仅是一种资源,还是生态系统和地质环境的重要组成部分,在干旱、半干旱地区,地下水通常是重要的供水水源,具有不可替代的作用(Liu Jiutan et al.,2018)。研究地下水化学特征及演化,对地下水资源的可持续利用和生态健康发展具有重要意义。地下水化学成分是地下水与环境(自然地理、地质背景以及人类活动)长期相互作用的产物(Aksoy,2017; Mao Xumei,2021),反映了该地区地下水历史演变(Solangi,2019; Ahmed,2020; Zhi Chuanshun,2021)。地下水在形成和运移过程中与周围介质发生各种物理和化学相互作用,包括溶解、沉淀、吸附等作用。其化学成分的构成和浓度分布直接影响水质,进而影响供水安全、区域水环境质量(袁利娟等,2021;刘德玉等,2022;田辽西等,2023)。

地下水化学特征可以反映区域地下水循环和水化学演化(薛东青,2022;袁利,2022)。通过分析保定平原216组地下水水样全分析、微量测试数据,分析保定平原地下水化学特征和演化规律,揭示地下水在补给、径流和排泄过程中的演化规律;确定地下水的化学成分、形成作用及控制因素。

1 保定平原区概况

保定平原位于河北平原中部,属太行山东麓北段山前倾斜平原地势整体向东和东北向倾斜。本区地处北温带,属大陆型半干旱季风气候区,四季分明,多年平均降水量543.5 mm,多年平均蒸发量1728 mm,约为降水量的3.2倍。降水空间分配不均,受西部大行山脉的影响,山前迎风坡降水量大于东部平原,北部平原降水量大于南部平原。全区河流皆属海河流域的大清河水系,河网呈扇形以南、中、北三支水系汇入平原区东部的白洋淀,河流流量受季节影响较大,水资源丰度和干旱程度上表现出较大的时空变异性。

保定平原区出露地层以第四系地层为主,呈现出自西向东逐渐加厚、由单层向多层转变的趋势。厚度一般在200～600 m,山前平原岩性主要为砂卵砾石,中东部平原主要为砂层和黏性土。根据地貌成因类型及地表形态,将保定平原划分为山前冲洪积平原、中部洪积平原、东部冲湖积平原3个地貌单元,分别对应地下水补给区、径流区和排泄区(田文法等❶)(图1)。本区地下水主要赋存在第四系松散孔隙含水层中,除山前冲洪积扇中上部无稳定隔水层以外,其余广大地区各统地层中上部黏性土均较发育,厚度6～25 m,构成较稳定的相对隔水层,而中下部含水层富集且颗粒粗大,构成较独立的次级含水系统。通常把含水层分为4个含水组,分别对应第四系地层的Qh、Qp3、Qp2、Qp1。第Ⅰ+Ⅱ含水组之间水力联系密切,可视为统一含水系统,即浅部含水组,层底埋深20～212 m;其补给区含水层岩性以砾卵石、砂砾石,中粗砂为主,厚度20～60 m,孔隙相对较大,富水性强;排泄区含水层岩性多以细砂及粉细砂为主,厚度多小于40 m,富水性低于补给区。第Ⅲ+Ⅳ含水组属深部含水组,其中第Ⅲ含水组为工作区城镇生活和工业用水主要开采段,第Ⅳ含水组因水文地质条件差,开采前景不大。第Ⅲ含水组层底埋深50～419.4 m;其补给区含水层岩性以砾卵石、砂砾石、粗砂及中砂为主,逐渐过渡到以中细砂为主,厚度一般40～100 m,排泄区含水层岩性以细砂为主,厚度一般60～80 m(张福洋等,2017;图2)。地下水径流方向与各水系流向大体一致,从西、北、南 3 个方向汇集于白洋淀,但是由于地下水超采以及人类活动影响已导致地下水动力场、地下水化学场发生了变化。

图1 保定平原区地下水样品采集点分布图

图2 保定平原区A—A’水文地质剖面

2 采样与方法

在保定平原自补给区至排泄区采集地下水样品216组,其中浅层185组,深层31组,并依据其所处的补径排分区,将其分为6种类型。采样点分布见图1。研究区地下水主要赋存在第四系松散岩类孔隙水中,浅部含水层采样井深度50～120 mm,深部含水层采样井深度150～350 m。每次采样都要求抽水30 min以上,此外,在采取样品前,用水样点地下水冲洗聚乙烯取样瓶2～3次,灌装满后加入1∶1的硝酸溶液,使样品pH<2后立即密封,水样用 2.5 L高密度聚乙烯瓶储存,低温保存并送实验室测试,确保样品质量。

3 地下水化学组分演化特征

3.1 水化学成分组成(表1)

表1 保定平原区地下水水化学特征统计

3.1.1浅层地下水

TDS是反映水质的综合指标。浅层地下水ρ(TDS)变化范围较大,变化范围为189.9～3492 mg/L,平均值为602.44 mg/L,变异系数为0.8,由补给区至排泄区,ρ(TDS)分布具有较好的分带性,呈现逐步增加的趋势。在补给区、径流区浅层地下水ρ(TDS)基本小于1 g/L,属于淡水,只是在山前零星地区含量大于1000 mg/L。微咸水主要分布在地下水排泄区的高阳、白洋淀和雄县东北部一带(图3)。

图3 保定平原区不同水体水化学指标变化特征

3.1.2深层地下水

3.2 水化学类型及分布

图4 保定平原区地下水Piper三线图

4 水化学形成作用与控制机制

4.1 蒸发浓缩作用

因此,研究区地下水化学特征主要受岩石风化作用控制,水化学组分主要来源于溶滤作用,大气降水不是主要控制因素。在径流排泄过程中离子交换起到一定作用,同时排泄区也受到地下水运移滞留时间更长,造成的水岩作用更加充分的影响。

4.2 溶滤作用

Gibbs图可以揭示控制地下水水化学组分的主要自然因素为岩石风化作用,水化学组分之间的相关性分析常用来揭示离子之间的来源关系(Gaillardet,1999;Taucare et al.,2020)。分析地下水各离子浓度的相关关系,可进一步解释水—岩相互作用下的水化学过程(Abhijit et al,2008)。为进一步揭示保定平原区地下水溶滤作用过程,利用水化学离子比值来进一步识别地下水化学离子组分来源。

图6 保定平原区与关系

图7 保定平原区γ(Ca2+)+γ(Mg2+) vs.γ(HC)+γ(S)比例关系

4.3 阳离子交替吸附作用

阳离子交替吸附作用是地下水化学形成和演变的一个重要过程(Sheng Lili et al.,2016; 苏东,2023)。可通过氯碱指数(CAI-1,CAI-2)分析,其计算公式如下:

CAI-1=

CAI-2=

保定平原区Na+浓度由补给区到排泄区逐渐升高,Ca2+浓度变化趋势相反,可能是由于径流排泄区分布的松散沉积物中富含蒙脱石和伊利石等吸附能力较强的矿物,具有较强的阳离子交换能力,影响着地下水盐化或去盐过程(Jia Hui et al.,2020),当地下水中的Ca2+置换出含水层中的Na+时,地下水中发生阳离子交换作用,导致Na+含量增加,Ca2+含量减少,CAI1、CAI2均为负值;当地下水中的Na+置换出含水层中的Ca2+时,地下水中发生逆向阳离子交换作用,造成Na+含量减少,Ca2+含量增加,CAI1、CAI2均为正值。

保定平原区浅层地下水补给区62%的采样点CAI1、CAI2为负,径流区81%的采样点CAI1、CAI2为负,排泄区几乎所有的采样点CAI1、CAI2均为负(图8),表明在随着径流过程地下水中正向的阳离子交换逐渐增强,指示阳离子交换作用是控制浅层地下水水化学演化的主要因素(Wang Heng et al.,2015)。深层地下水几乎所有的采样点CAI1、CAI2均为负,且其CAI1、CAI2值的绝对值均高于浅层地下水,指示其阳离子交换作用更强烈。尤其在排泄区漏斗区,地下水开采剧烈,改变了地下水动力场,增强了地下水对围岩的溶滤速率,阳离子交替作用增强。随着径流过程采样点中 Ca2+、Mg2+与围岩中 Na+、K+发生交换作用,使得斜长石、钾长石矿物中Na+、K+进入水体,与上文分析随着径流过程水样主要来源于硅酸盐岩矿物的风化溶解相一致。

图8 保定平原区地下水氯碱指数相关关系

4.4 人类活动影响

图9 保定平原区比例关系

5 地下水形成环境

地下水的形成过程可以通过离子比例系数分析。γ(Na+)与γ(Cl-)之间的毫克当量比值关系可以反映Na+的来源,当γ(Na+)/γ(Cl-)大于1时,说明Na+主要来源于岩盐的溶滤作用,当γ(Na+)/γ(Cl-)小于1时,说明Na+主要来源于硅酸盐的溶滤作用(栾风娇,2017);γ(Cl-)/γ(Ca2+)系数可以表征地下水动力特征,是控制溶滤作用强弱的重要因素,γ(Cl-)/γ(Ca2+)毫克当量比值越大,说明地下水交替循环条件越差,地下水溶滤作用越弱(蒋万军,2016)。

浅层地下水γ(Na+)/γ(Cl-)系数平均值在补给区为1.69,径流区为3.48,排泄区为3.01;γ(Cl-)/γ(Ca2+)系数平均值在补给区为0.21,径流区为0.5,排泄区为1.25;深层地下水γ(Na+)/γ(Cl-)系数平均值在补给区为4.06,径流区为4.47,排泄区为6.02;γ(Cl-)/γ(Ca2+)系数平均值在补给区为0.11,径流区为0.66,排泄区为1.68(图10)。

图10 地下水中γ(Na+)/γ(Cl-)、γ(Cl-)/γ(Ca2+)比值关系

由图10可以看出,沿着地下水径流方向,浅层、深层地下水呈现出相似的变化规律,γ(Na+)/γ(Cl-)多数大于1,且随着地下水径流方向逐渐增大,说明该区含水层介质中除了发生盐岩的风化溶解,还有其它来源,如铝硅酸盐矿物的风化溶解输入,以及阳离子交替吸附作用的析出,随着径流运移,溶解作用更充分(尹子悦,2019),γ(Na+)/γ(Cl-)仅在浅部含水层补给区、径流区部分点位存在小于1的值,可能来源于人类活动的输入;γ(Cl-)/γ(Ca2+)系数随着地下水径流运移逐渐增大,表明补给区水流通畅,溶滤作用强(郝永河,2010),随着径流、排泄区地形逐渐平缓、含水层颗粒变细渗透性逐渐降低,地下水径流速度逐渐滞缓,溶滤作用强度减弱(吴丁丁等,2020)。γ(Cl-)/γ(Ca2+)系数在深部含水层水岩相对浅部含水层略高,说明深部含水层经历的水岩作用更强烈,地下水滞留时间更长,封闭程度更高。

6 结论

(2)地下水化学特征主要受水岩作用、阳离子交替吸附作用以及人类活动共同影响,在浅层地下水的径流、排泄区也受到蒸发作用的少量影响;水岩作用以碳酸盐岩和铝硅酸盐岩共同溶滤作用为主;浅层地下水补给区主要受农业活动影响,这与山前平原岩性颗粒粗,具有较强的渗透性有关,排泄区人类活动影响对水化学特征的影响较小,主要是由于排泄区岩性颗粒较细,渗透性较差,同时污染控制治理得当。

(3)水化学垂向差异与含水层环境相关,深部含水层相比浅部含水层封闭程度更高,地下水滞留时间更长,水岩作用更强烈。

注释/Note

❶ 田文法,等.1990.河北省保定地区平原农田供水水文地质勘察总结报告.