研究区位于赣州市赣县区北部, 地处亚热带东南季风气候区, 四季分明, 光照充足, 无霜期长, 多年平均气温19.3 ℃, 多年平均降水量1 446.2 mm。区内水系较发育, 平江从北东—南西贯穿于研究区, 是贡水的一级支流。区内整体属于中低山丘陵地貌, 可分为侵蚀剥蚀构造低山地貌、剥蚀构造丘陵地貌和侵蚀堆积河谷地貌3类(图1)。

图1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 研究区地形地貌示意图Fig.1 Topographic map of the study area

研究区内出露的地层有震旦系(砂与板岩互层、硅质岩)、寒武系(变余砂砾岩、含砾杂砂岩)、泥盆系(紫红色砂岩)、侏罗系(中粗—细粒黑云二长花岗岩)、三叠系(中—细粒黑云二长花岗岩)、白垩系(砾岩、砂岩、粉砂岩)及第四系(松散沉积物)(图2), 其中三叠系分布面积最大。根据地下水的赋存条件、水理性质及水力特征, 将研究区地下水划分为3个大类(6个亚类): 第四系孔隙水、碎屑岩类裂隙水(白垩系孔隙裂隙水、寒武系变质岩裂隙水和震旦系变质岩裂隙水)和花岗岩裂隙水(侏罗系花岗岩裂隙水和三叠系花岗岩裂隙水)。大气降水为该区地下水的主要补给来源, 降水通过第四系松散堆积层的孔隙, 以及裸露区变质岩、碎屑岩、花岗岩的裂隙等, 渗入地下, 补给地下水。由于该区地形起伏, 网状水系发育, 地下水径流路径短, 多以泉的形式排泄于地表, 形成小溪。进入枯水季节, 降雨量偏少, 小溪、河流、水库等地表水的补给来自于地下水的排泄, 支流和水塘等小型水体常出现断流或干涸现象。

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 研究区地层岩性及采样点 1.泉采样点; 2.井采样点; 3.钻孔采样点; 4.水域; 5.第四系松散沉积物; 6.泥盆系紫红色砂岩; 7.白垩系砾岩、砂岩、粉砂岩; 8.侏罗系中粗—细粒黑云二长花岗岩; 9.三叠系中—细粒黑云二长花岗岩; 10.寒武系变余砂砾岩、杂砂岩; 11.震旦系硅质岩、杂砂岩; 12.地名Fig.2 Formation lithology and sampling points in study area

2018年10月, 对研究区浅层地下水进行了一次枯水期采样, 采集水样53件, 其中民井样24件、泉水样25件、钻孔样4件(图2)。根据含水岩组划分, 第四系孔隙水样有13件, 白垩系孔隙裂隙水样有2个, 侏罗系花岗岩裂隙水样有15个, 三叠系花岗岩裂隙水样有12个, 寒武系变质岩裂隙水样有8个, 震旦系变质岩裂隙水样有3个。采样点选取原则为, 在兼顾研究区不同岩性条件下, 选取与居民生产、生活相关的还在使用的民井且泉流量大于0.1 L/s 的典型点作为采样点。采样瓶选用350 mL 的聚乙烯瓶, 预先用蒸馏水清洗干净。泉水样直接在泉眼处取样, 民井样先用吸水泵抽取15 min 后再取样, 钻孔样在完成抽水试验后取样。采样时, 用水样润洗取样瓶3次, 再将取样瓶放入水中装满并盖紧瓶盖。采样时记录点位, 并利用Manta2现场测试水质的水温、pH值、溶解氧、电导率、氧化还原电位、溶解性总固体(total dissolved solids, TDS)6项指标。采样完后, 立即将样品送至原国土资源部南昌矿产资源监督检测中心进行水质全分析, 测试指标包括Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、SO₄^2-、Cl^-、HCO₃^-、NO₃^-、TDS等。

本文运用R语言(Rstudio平台)对研究区地下水主要离子进行统计分析(包括均值、方差、变异系数等)及部分图件编制, 运用Surfer软件进行克里金空间插值探究TDS的空间分布特征, 绘制Piper三线图、Gibbs图、端元图和离子比值图等图件, 分析研究区内地下水化学特征及形成机制。

依据不同岩性地下水的现场水质测试, 绘制其pH值与TDS的箱形与小提琴组合图(图3)。地下水采样点的pH值介于5.08~7.87之间, 均值为6.27, 呈弱酸性。其中震旦系变质岩裂隙水的平均pH值最高, 白垩系孔隙裂隙水的平均pH值最小, 侏罗系花岗岩裂隙水的pH值变幅最大, 白垩系孔隙裂隙水的pH值变幅最小。TDS介于15.6~375.7 mg/L, 属于淡水范畴。其中白垩系孔隙裂隙水的平均TDS最大, 侏罗系花岗岩裂隙水的平均TDS最小, 第四系孔隙水的TDS变化最大, 而寒武系变质岩裂隙水的TDS变化最小。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 现场测试指标中pH值和TDS的箱形与小提琴组合Fig.3 Box and violin combination diagram of pH and TDS for onsite testing indicators

地下水中主要离子成份分析结果见图4(由于CO₃^2-含量极低, 故未考虑)。地下水中阳离子以Ca²⁺为主, 其中: 第四系孔隙水中Ca²⁺、Na⁺、K⁺离子浓度最高, 分别达到73.80 mg/L、46.40 mg/L、59.8 mg/L; 侏罗系和三叠系花岗岩裂隙水中Mg²⁺离子浓度最低, 部分点位未检出。地下水中阴离子以HCO₃^-为主, 其中: 第四系孔隙水中HCO₃^-、Cl^-、SO₄^2-表现出较高的离子浓度, 数值分别为120 mg/L、53.7 mg/L、79.4 mg/L; 而白垩系裂隙孔隙水中出现较高浓度的NO₃^- (平均浓度为30.7 mg/L), 这与人类生活生产区相重叠。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 研究区水化学参数统计Fig.4 Statistical of hydrochemical parameters in the study area

变异系数(为标准差与平均值的比值)是衡量各观测值变异程度的统计量, 反映随机变量的离散程度^[7]。该区内地下水中主要离子的变异系数介于0.13~3.00之间, 其中: HCO₃^-的空间变异性最小(最大为0.85), Cl^-和NO₃^-的空间变异性较大, 最大分别达到3.00和2.83, 表明Cl^-和NO₃^-的富集可能受人类活动的影响。

地下水的水化学组分、特征与该地的水文、气象、地形地貌、人类活动等因素有关^{[1, 16]}。通过Piper三线图可直观了解地下水化学成分的含量和演化特征, 同时排除人为因素的影响^{[7, 17, 18]}。由图5知, 研究区地下水化学类型较为多样: 阴离子主要分布在右下三角的F区, 即以HCO₃^-为主, 表明碳酸盐岩的溶解对地下水化学特征起主要控制作用; 阳离子主要分布在左下三角的B、C和D区, 即以Ca²⁺、Na⁺+K⁺为主。在菱形区中, 样品点主要落在I区, 表明研究区内地下水化学性质以碱土金属和弱酸为主(图5右侧a、c、e区域)。结合舒卡列夫地下水化学类型分类, 本地区地下水化学类型以HCO₃^--Ca²⁺、HCO₃^--Ca²⁺· Mg²⁺型为主。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 研究区地下水化学Piper三线图 a.碱土金属超碱金属; b.碱金属超碱土金属; c.弱酸超强酸; d.强酸超弱酸; e.碳酸硬度超50%; f.非碳酸硬度超50%; g.非碳酸碱金属超50%; h.碳酸金属超50%; i.阴阳离子对不超50%; A.Mg2+型; B.Ca2+型; C.Na++K+型; D.无主导型; E.SO42-型; F.HCO3-型; G.Cl-型; I.HCO3-Ca2+· Mg2+型; II.HCO3· Na+型; IIII.SO42--Ca2+· Mg2+型; IV.Cl--Na+型; V.Cl--Ca2+· Mg2+型; VI.HCO3-· Cl--Na+型Fig.5 Piper diagram of groundwater hydrochemistry in the study area

TDS是地下水中各主要离子的集中体现, 也是研究地下水水化学特征的重要指标^[8]。基于地质统计法分析研究区地下水TDS的空间分布特征, 本文采用Surfer软件中的克里金插值, 绘制了研究区内TDS的宏观空间分布(图6)。总体来看, 研究区内TDS的空间分布具有明显的分异: 河谷平原耕地区, 地下水的TDS浓度明显较大, 如白枧村、清溪村、枧田村、吉埠村等, 这些地方同时也是地下水排泄区、人类活动强烈区; 而丘陵山区(林区), 即地下水补给区、人类活动弱区, 地下水的TDS浓度明显较低。由此可知, 人类活动对地下水TDS的空间分布有较大影响。

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 研究区地下水中TDS空间分布Fig.6 Spatial distribution of TDS in groundwater of the study area

对于河流、湖泊和海洋等水体中离子起源的自然影响因素, Gibbs^{[20, 21]}通过以TDS为纵坐标, 阳离子Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)的比值和阴离子Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)的比值为横坐标的分析方法, 将控制影响水体化学类型划分为岩石风化型、大气降水型和蒸发结晶型。研究区中地下水的Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)比值介于0~0.94之间, Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)比值介于0~0.90之间图7。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 研究区地下水Gibbs图Fig.7 Gibbs plots for groundwater in the study area

由图7知, 大部分水样集中在岩石风化区域内, 部分有向大气降雨偏移的趋势, 表明研究区地下水成因主要受岩石风化作用的影响, 大气降雨有一定程度的影响, 蒸发浓缩的影响不明显。图中部分水样落在三角区域外(图中的灰色区域), 这些点均为民井, 具有较高的NO₃^-浓度(分别为122.0 mg/L、48.4 mg/L、49.6 mg/L), 表明其可能受到人类活动的影响。

前人研究^{[6, 19, 22]}显示, 利用端元法可以进一步探究地下水化学演化过程中岩石风化物的来源, 通常将岩石风化物来源分为碳酸盐、硅酸盐和蒸发盐3类。依据Mg²⁺/Na⁺、Ca²⁺/Na⁺和HCO₃^-/Na⁺浓度比值, 将地下水离子风化物来源进行区分。由图8可知, 研究区水样主要分布在硅酸岩周围, 只有少量水样位于蒸发盐岩周围, 表明: 硅酸岩在岩石风化过程起主要控制作用, 则其对地下水离子成分的影响最大; 而碳酸盐岩的岩石风化作用最弱, 则其对地下水离子成分的影响不大。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 研究区岩石风化溶解相对贡献Fig.8 Relative contribution of weathering and dissolution of rocks in the study area

在岩石和地下水长期相互作用的过程中, 很容易同该层基质发生阳离子交换, 进而影响地下水中Ca²⁺、Mg²⁺和Na⁺离子的含量。通常用(Ca²⁺+Mg²⁺-SO₄^2--CO₃^-)/(Na⁺+K⁺-Cl^-)毫克当量浓度比值来表征Ca²⁺、Mg²⁺和Na⁺、K⁺的离子交换作用, 若发生阳离子交换作用, 则两者的比值应在1∶ 1参考线的左右^{[9, 23, 24]}。其反应过程为NaX(或KX)+1/2Ca²⁺(或Mg²⁺)↔ Na⁺(或K⁺)+1/2CaX(或Mg²⁺)。地下水阳离子交换结果见图9。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 研究区地下水阳离子交换作用Fig.9 Cation exchange of groundwater in the study area

由图9知, 大部分样点位于参考线附近, 说明地下水在运移过程中, Ca²⁺和Mg²⁺离子与黏土、粉砂质黏土和粉砂土等基质中的Na⁺和K⁺离子发生阳离子交换或反阳离子交换。其中约有11个点(占总数的20.75%), 即图9中的灰色区, 离参考线较远, 发生阳离子交换作用不明显。

为了探究地下水中阳离子的交换方向, 可借助氯碱指数(CAI-Ⅰ 和CAI-Ⅱ )^[25]来判断。通常情况下, 当地下水中Ca²⁺和Mg²⁺与含水层颗粒表面吸附的Na⁺和K⁺进行阳离子交换作用时, CAI-Ⅰ 和CAI-Ⅱ 均为负值; 相反, 若存在反阳离子交换作用, 则CAI-Ⅰ 和CAI-Ⅱ 值将会为正值。地下水样品中氯碱指数情况见图10。

图10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 研究区地下水样品氯碱指数Fig.10 Chloralkali index of groundwater in the study area

由图10知, TDS与氯碱指数呈正相关, 即TDS越大, 氯碱指数也越大。第四系孔隙水、白垩系孔隙裂隙水、三叠系花岗岩裂隙水、寒武系变质岩裂隙水和震旦系变质岩裂隙水等地下水样的氯碱指数均小于0, 表明地下水中Ca²⁺、Mg²⁺替换了基质中吸附的K⁺、Na⁺, 导致地下水中Na⁺、K⁺浓度升高; 而侏罗系花岗岩裂隙水中部分水样氯碱指数大于0, 表明其地下水中存在反阳离子交换作用, 致使其Ca²⁺和Mg²⁺浓度相对较高, 与离子特征分析相一致。

人类活动对地下水环境产生不可忽视的影响: 一是改变了地下水的补给、径流、排泄条件; 二是产生的废水、废物以及农药化肥等, 会随雨水、地表水渗入地下, 进而改变了地下水的化学成分^{[6, 11]}。前述研究表明, 研究区内地下水化学特征受人类活动影响, 而NO₃^-一定程度上可反映人类活动对地下水环境的影响^[26]。

研究区内NO₃^-的浓度介于0.11~122 mg/L间, 其中第四系孔隙水中NO₃^-浓度均值为27.68 mg/L, 白垩系裂隙孔隙水中NO₃^-浓度均值为30.70 mg/L, 侏罗系花岗岩裂隙水中NO₃^-浓度均值为10.02 mg/L, 三叠系花岗岩裂隙水中NO₃^-浓度均值为 6.58 mg/L, 寒武系变质岩裂隙水中NO₃^-浓度均值为8.24 mg/L, 震旦系变质岩裂隙水中NO₃^-浓度均值为9.55 mg/L, 可以得出第四系孔隙水、白垩系裂隙孔隙水受人类活动的影响较大, 且大于地下水水质标准(DZ/T 0290—2015)^[28]中NO₃^-的Ⅲ 类限值(20 mg/L)。研究区地下水中NO₃^-浓度状况如图11。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 研究区地下水中NO3-浓度散点Fig.11 Scatter diagram of NO3- concentration in groundwater of the study area

由图11知, I类地下水样有21个(占39.62%), Ⅱ 类地下水样有11个(占20.75%), Ⅲ 类地下水样有9个(占16.98%), Ⅳ 类地下水样有3个(占5.66%), Ⅴ 类地下水样有9个(占16.98%)。基于采样点的地貌分布特征(结合图1), 对比研究得出, 分布在侵蚀堆积河谷平原区村庄的样品, 由于埋藏较浅, 受人类活动影响明显, 致使其NO₃^-浓度明显较高。

前人从化学计量数研究发现, (Na⁺+K⁺)/HCO₃^-与(Ca²⁺+Mg²⁺)/HCO₃^-的变化可反映碳酸盐岩和硅酸盐岩风化以及人类活动对地下水溶质化学组成的相对贡献^{[12, 27]}。研究区地下水中Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺和HCO₃^-含量关系见图12。

图12

Fig.12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图12 研究区地下水中Ca2+、Mg2+、Na+、K+和HCO3-含量关系Fig.12 Content relationship of Ca2+、Mg2+、Na+、K+ and HCO3- in groundwater of the study area

由图12知, 大多数样点集中在横轴0~3间, 纵轴0~1间; 其中红色椭圆内为异常样点, 结合其离子浓度, 两样点均具有较高的NO₃^-浓度, 分别为122 mg/L和60.4 mg/L。花岗岩水样主要分布在x=1的左侧的硅酸盐岩风化线(y=1-x)上, 说明硅酸盐岩控制了侏罗系和三叠系花岗岩裂隙水的水化学组成, 这与含水层岩性花岗岩(通常硅酸盐含量在60%以上)相一致。而第四系孔隙水中有11个(占84.62%)分布在x=1右侧的人为活动输入线(y=x-1)附近, 说明(Na⁺+K⁺)含量超出了HCO₃^-含量不能归因于硅酸盐岩、蒸发岩或碳酸盐岩的风化, 超出的Na⁺、K⁺可能来源于人为活动的输入, 则阴离子可能以Cl^-或NO₃^-的形式存在, 进一步证实了第四系孔隙地下水受到人为活动的影响。