蛤蟆通流域浅层地下水水文地球化学特征分析

王 宝 春1，贾 涛1 ，刚 什 婷1，邓 英 尔2，刘 伟 坡3，彭 鑫2

(1.山东省地矿工程勘察院，山东 济南 250000; 2.成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，四川 成都 610059； 3.中国地质调查局 水文地质环境地质调查中心，河北 保定 071051)

摘要：蛤蟆通流域是我国东北地区主要的高标准基本农田建设区，掌握其水化学特征规律，可以为该区水质评价和水文循环机制的进一步研究提供参考，为高标准农田的建设积累理论依据。结合蛤蟆通流域水文地质调查项目的数据，运用Piper三线图、相关性分析及ArcGIS空间分析技术等多种方法综合分析了地下水化学特征及其成因。结果表明：沿地下水径流方向地下水化学类型由HCO3-Ca型和HCO3-Ca+Mg型转化为HCO3-Na+Ca型；地下水水化学作用以溶滤作用和阳离子交替吸附作用为主。

关 键 词：浅层地下水； 水化学特征； 离子比例系数分析； ArcGIS; 蛤蟆通流域

地下水水化学研究是水文地质学的重要研究内容之一。开展相关研究不仅对揭示地下水化学特征和水化学形成作用具有重要的学术意义，而且对地下水水资源保护和持续开发利用具有重要的实际价值[1-3]。地下水水化学特征分布受控于地层岩性、地质、地貌、人为作用等因素，能够反映该地区水体的历史演变过程[4-6]。当前，国内外学者主要采用数理统计、Piper三线图、离子比例系数[7]、水文地球化学模拟及同位素示踪[8]等技术方法分析含水层之间的地球化学特征关系、影响因素以及水化学类型分类[9]。

蛤蟆通流域地形平坦，是我国主要的高标准基本农田建设区，在维护东北平原粮食安全战略总体格局中占有重要地位[10]。但随着经济的发展，生态环境问题日益凸显，已成为制约该地区农业发展的重要因素。本文以三江平原农田水文地质调查项目为依托，在对地质、水文地质条件综合分析基础上，借助96个地下水水化学样品，重点从水-岩相互作用视角，对蛤蟆通流域浅层地下水化学特征及其成因进行了分析，从而为该区域地下水水质评价提供基础资料，为地下水资源的合理开发和保护提供理论依据。

1 区域水文地质概况

蛤蟆通流域地处黑龙江省三江平原的东南部，宝清县境内(见图1)，属于寒温带大陆性季风气候区，降水有明显的季节性，多年平均降雨量为515 mm；年平均气温4.6℃。区内水系发达，西部有小挠力河，中部有蛤蟆通河，南部有大、小索伦河。研究区地貌有剥蚀低山丘陵、剥蚀堆积山前台地、堆积平原、熔岩台地，其中剥蚀低山丘陵、剥蚀堆积山前台地主要分布在研究区东南部，堆积平原主要分布在西北部。区内地下水类型主要有第四系孔隙水、基岩裂隙水、碎屑岩(N1-2f、E2-3h)裂隙孔隙水，其中第四系孔隙水含水层分布在挠力河低平原，由细砂、中粗砂及砂砾石构成，上部为薄层粉质黏土，下部为第三系泥岩基底。

研究区地下水的主要补给来源为大气降水和地表水的入渗；地下水位随地形变化，由山前向北部平原区逐渐降低，以蒸发和人工开采为主要排泄方式，挠力河为本区地下水的最终承泄区。

图1 研究区地理位置

2 样品采集与分析方法

2.1 样品采集

本文所用数据来源于三江平原农田水文地质调查项目的浅层地下水调查数据。取样时间为2015年7月，本次研究选取了具有代表性的96个监测点数据，采样分布比较均匀，可以代表蛤蟆通流域浅层地下水的水质状况(见图2)。

图2 采样点分布示意

本文测定指标包括

可溶性总固体(TDS)，总盐(TS)，总碱度(TA)，总硬度(TH)，pH，耗氧量，固形物

等共36项指标。水温、pH值、电导率等指标在现场测定。本次研究以国标作为评价准则。检测单位为通过国家计量认证并取得资质的黑龙江省九〇四水文地质工程地质勘察院实验室。水质分析的主要检测设备为TAS-990super原子吸收分光光度计、752型紫外光栅分光光度计、PHS-3C型酸度计，检测方法及依据参考GB/T8538-2008、GB/T5750-2006。本文测得总碱度为碳酸根和重碳酸根总量，耗氧量COD测定采用CODMn法，以O2计算。

2.2 数据分析方法

采用AqQA绘制Piper三线图，利用舒卡列夫分类分析水化学类型，运用SPSS软件计算相关性系数，应用ArcGIS空间分析技术分析水化学组分空间分布特征。

3 结果与讨论

3.1 地下水化学组分空间变异性分析

变异系数是变量变幅和稳定性的特征，变量变幅越小，变异系数就越小；变异系数越大，说明地下水化学组分形成及演化的影响因素越复杂。研究区96组样品地下水化学参数统计结果见表1。

表1 研究区地下水化学参数统计结果(n=96)

指标平均值 变异系数/% 指标平均值 变异系数/% pH7.28 4.29 SO2-424.44 257.08 TDS25.24 50.24 Zn0.184 304.75 Na+25.24 54.01 总硬度149.41 47.95 K+2.00 73.81 总碱度165.25 36.19 Ca2+142.28 52.55 Fe2+6.936 118.74 Mg2+12.53 72.44 NH+4-N0.593 103.24 HCO-3201.48 36.19 NO-2-N0.214 339.53 Cl-11.66 157.97 NO-3-N20 172.99

注：pH无量纲，其余单位为mg/L。

pH值是评价水溶液酸碱性的一个综合性指标，由表1可知，研究区地下水整体上呈弱碱性，pH变异系数较小。TDS均小于1g/L，为低矿化度淡水。阴、阳离子中

所占平均值最大且变异系数较小，说明

在地下水中含量最高且稳定，是研究区内地下水中主要的离子。除pH外，其他离子浓度的变异系数较大，特别是

其中K+和Na+主要来源于矿物的溶解、离子置换及大气降水；Mg2+主要来源于碳酸盐矿物的溶解，与Ca2+含量的分布规律相似，由图3(a)可知， 从东南部低山丘陵区向西北部低河漫滩递减，含量均低于70 mg/L；由图3(b)可知， Cl-大部分低于20 mg/L，由南部山区向北部平原递增，即沿着地下水径流方向，Na+，Cl-呈增加趋势

主要来源于含硫酸岩矿物溶解、含硫酸盐化肥的使用；“三氮”中硝酸盐氮均值和变异系数较大，说明研究区硝酸盐氮污染严重，分析图3(c)可知，研究区硝态氮含量有4个高值中心，这几个高值点大部分位于平原阶地地区，超过我国饮用水标准限值，个别检测值高达205 mg/L，主要来源于人类活动的输入，特别是农业化肥的使用。

图3 研究区地下水组分空间分布

3.2 地下水化学类型分析

将各水样数据投绘制于Piper三线图(图4)，由图4可知，在蛤蟆通流域地下水阴离子三角图中，水样点落在三角形的左偏下部，表示阴离子中

浓度均超过

浓度，Cl-贫乏；在阳离子三角图中，水样点落在三角形的左偏下部，主要阳离子为Ca2+，Mg2+较少，结合菱形图中取样点的分布，研究区水化学类型主要为HCO3-Na+Ca，HCO3-Ca、HCO3-Ca+Mg型。

图4 水化学Piper三线图

根据舒卡列夫分类法，如果阴阳离子都考虑，地下水有11种类型，占样本比例最多的是HCO3-Na+Ca型，占42.71%，其次为HCO3-Ca型，占22.96%，然后是HCO3-Ca+Mg，占17.71%。

依据研究区96个水样的地下水水化学类型进行空间插值，形成地下水水化学类型分区(图5)，由图可以看出，沿地下水径流方向地下水化学类型由HCO3-Ca型和HCO3-Ca+Mg型转化为HCO3-Na+Ca型。

3.3 地下水主要组分相关性分析

Pearson相关性系数矩阵是一种在水文地球化学中应用比较广泛的工具， 它可以将各类离子或指标之间相关性定量化清楚地表示出来[11]。本文采用SPSS软件计算水质指标的相关系数矩阵，见表2。

由表2可以看出，各离子与TDS之间具有良好的相关性，说明他们之间可能有相同的来源。TDS与Ca2+，Mg2+的相关性最高，均大于0.8，此外，Ca2+，Mg2+与

以及Na+与

也存在显著的相关性，说明TDS主要受

控制。由表2可以看出Ca2+与

有不错的相关性(相关系数为0.642)，表明石膏简单溶解对Ca2+的控制性，但是这种控制性并不是唯一的。Ca2+，Mg2+与

的相关性表明白云石和方解石的风化、溶滤作用对地下水中离子的贡献。研究区水样的TDS和水化学类型所反映出的结果基本一致：TDS较低，水化学类型主要为HCO3型水。

表2 研究区地下水各指标间的相关系数

K+Na+Ca2+Mg2+HCO-3Cl-SO2-4PH总硬度总碱度TDSK+1Na+0.1211Ca2+0.307**0.239*1Mg2+0.1240.1210.730**1HCO-30.1610.469**0.527**0.540**1Cl-0.1780.345**0.490**0.311**-0.0831SO2-40.1610.0090.642**0.653**0.1710.0651pH-0.1950.135-0.0040.1750.253*-0.023-0.0561总硬度0.251*0.325**0.732**0.535**0.594**0.585**0.0280.0981总碱度0.1610.469**0.527**0.540**1.000**-0.0830.1710.253*0.594**1TDS0.267**0.448**0.914**0.829**0.526**0.552**0.669**0.0560.664**0.526**1

图5 水化学类型分区

总碱度与

高度显著相关，即地下水的碱性主要取决于

的含量

在pH值为7.2～8.0的环境中发挥主导作用，而蛤蟆通流域的地下水pH平均值为7.28，这与总碱度与

的相关性讨论中的结论相符合。

3.4 地下水化学成因分析

不同成因或地质条件下形成的地下水在某些比例系数上存在较大差别，因此，可以利用这类系数来判断地下水成因。

总硬度为钙离子和镁离子含量的总和，从图6可以看出，Ca2+，Mg2+在地下水中平均百分比为56.11%和44.56%，Ca2+和Mg2+的相关系数为0.73，暗示了石膏类、白云石类矿物在水文地球化学演化过程中的存在；Cl-与Na+，Ca2+，Mg2+有呈显著的正相关，反映了他们有共同的物质来源或相同的形成作用。

Na+/Cl-系数是判断地下水成因的一个比例系数，称为成因系数。在地质历史时期内，海水的矿化度可能发生变化，但Na+/Cl-比例系数是恒定的，标准的海水Na+/Cl-比例系数平均值为0.85。盆地地下水Na+/Cl-比例系数大于或小于0.8是在随后的演化过程中向不同方向演变而成。如果比例系数接近于1，说明地下水中Na+和Cl-来源于岩石中盐类的溶解；如果比例系数大于1，说明Na+的来源还有硅酸盐的溶解；小于1表示为古沉积水特征。由图7可知，Na+/Cl-比例系数大部分大于1，说明地下水中Na+和Cl-来源于岩石中盐类以及硅酸盐的溶解。

图6 地下水中总硬度与Ca2+，Mg2+离子关系

已有研究表明，Na+/(Na++Cl-)(钠与氯离子含量均以meg/L为单位)能够很好地反映阳离子交换程度，当比值大于0.5时，则表明发生了阳离子交换。区内水样分析结果表明，含水系统阳离子交替程度较为强烈(Na+/(Na++Cl-)平均值为0.71)。

图7 Cl-和Na+关系

图

和(Ca2++Mg2+)关系

地下水中

和

大多数来源于方解石、白云石和石膏的溶解，如果

值接近1，则地下水主要反应是溶滤作用；如果比值小于1，则发生离子交换作用。由图8可知含水系统离子交替程度较为强烈。

结合离子浓度值分布图9，沿着地下水径流方向，钠离子逐渐递增，相应的钙离子减少，基岩山区地下水化学成分中的钙离子与山前台地以及阶地地区的亚黏土表面的钠离子交替吸附，改变了原来地下水化学成分，这也证明了阳离子交换吸附的可能性。

研究区南部完达山为补给区，其中低山丘陵地势高，降水量大，植被发育，切割较深，变质岩、火山岩等刚性岩石风化裂隙发育，有利于降水入渗，山前台地和平原地势开阔，上层均有厚度不等的亚黏土覆盖，补给、径流条件较差，在上述地质地貌条件下决定了阳离子交替吸附作用和溶滤作用成为改变区内水化学的主导因素。沿径流方向，地下水化学类型由基岩山区的重碳酸钙型、重碳酸钙镁型水变为平原阶地的重碳酸钙钠或重碳酸钠钙型水。

4 结 论

(1) 研究区地下水化学类型主要为HCO3-Ca型、HCO3-Ca+Mg型和HCO3-Ca+Na型，为低矿化度淡水。

(2) 区内水体的主要离子来源是碳酸盐岩矿物的风化溶滤，以白云石、石膏类溶滤为主，除此之外，还有火成岩和变质岩中钠长石风化物。

图9 研究区Na+，Ca2+浓度分布示意

(3) 总体上Na+与Cl-浓度较大，主要水文地球化学作用包括盐岩的溶滤作用和阳离子交替吸附作用。东南部基岩山区和强径流区主要表现为溶滤作用，弱径流区主要为阳离子交替吸附作用。

(4) 在空间上，地下水化学类型从基岩山区到平原地区，也就是从补给区到排泄区，由HCO3-Ca型、HCO3-Ca+Mg型转化为HCO3-Na+Ca型，地下水类型的变化方向大体与地下水径流方向一致。

参考文献：

[1] 章光新,邓伟,何岩,等.中国东北松嫩平原地下水水化学特征与演变规律[J].水科学进展,2006,17(1):20-28.

[2] 赵振华,袁革新,吴吉春,等.西北某放射性废物处置预选区地下水水化学特征及地球化学模拟[J].水文地质工程地质,2011,38(4):1-7.

[3] 荆秀艳,王文科,张福存,等.银北平原浅层地下水的水化学特征及成因分析[J].人民黄河,2012,34(1):65-68.

[4] Wang W K,Duan L,Yang X T,et al.Shallow Groundwater hydro-chemicial evolution and simulation with special focus on guanzhou Basin,China[J].Environmental Engineering and Management Journal,2013,12(7):1447-1445.

[5] 董维红,苏小四,侯光才，等.鄂尔多斯白垩系地下水盆地地下水水化学类型的分布规律[J].吉林大学学报:地球科学版,2007,37(2):288-292.

[6] 徐中华,李云峰,姜凌,等.鄂尔多斯盆地南区环河组地下水水岩作用研究[J].干旱区资源与环境,2009,23(9):160-168.

[7] 田旭鹏,卞建民,方展.哈尔滨浅层地下水污染现状及影响因子分析[J].人民长江,2016,18(15):19-24.

[8] 苏小四,吴春勇,董维红,等.鄂尔多斯沙漠高原白垩系地下水锶同位素的演化机理[J].成都理工大学学报:自然科学版,2011,38(3):348-358.

[9] 李育松,胡昱欣,卞建民.模糊聚类分析在地下水化学类型分类中的应用[J].人民黄河,2013,35(7):37-39，43.

[10] 宋开山, 刘殿伟,王宗明, 等.1954年以来三江平原土地利用变化及驱动力[J].地理学报,2008(1):93-104.

[11] 吴春勇,苏小四,郭金淼,等.鄂尔多斯沙漠高原白垩系地下水水化学演化的多元统计分析[J].世界地质,2011,30(2):244-253.

(编辑：刘 媛)

Hydrochemical characteristics of shallow groundwater in Hamatong Basin

WANG Baochun1, JIA Tao1, GANG Shiting1, DENG Yinger2, LIU Weipo3, PENG Xin2

(1.Shandong Provincial Geo-mineral Engineering Exploration Institute, Ji'nan 250000,China; 2.State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology ,Chengdu 610059,China;3.Center for Hydrogeology and Environment Geology Survey, China Geological Survey, Baoding 071051,China)

Abstract: Hamatong Basin is a high-standard fundamental farmland construction area in northeast China, grasping its groundwater hydrochemical characteristics can provide reference for further studies on the water quality evaluation and hydrological cycle mechanism, and accumulate theoretical basis for the construction of high- standard farmland. Based on the data of hydrogeology survey, we comprehensively analyze the groundwater hydrochemical characteristics and the genesises through Piper diagram, correlation analysis, ArcGIS and so on. The results show that along the flow direction of groundwater, the chemical type of shallow groundwater changes from HCO3-Ca and HCO3-Ca+Mg to HCO3-Na+Ca; the main factors influencing the groundwater chemical characteristics are leaching and alternative adsorption of cation effects.

Key words: Hamatong Basin; shallow groundwater; hydrochemical characteristics; ionic ratio；ArcGIS

收稿日期：2016-11-15

基金项目：中国地质调查局地质调查项目“三江平原农田水文地质调查”([1**********]801)

作者简介：王宝春，男，高级工程师，主要从事水文地质、水文地球化学研究。E-mail:[email protected]

通讯作者：贾 涛，男，硕士，主要从事地质灾害预测与防治研究。E-mail:[email protected]

文章编号：1001-4179(2017)16-0043-06

中图法分类号：X523

文献标志码：A

DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2017.16.010