山前冲洪积扇由于其独特的赋水结构, 地下水含水量丰富, 水质较好, 是农业灌溉、工矿企业、居民生活的理想区域.对地下水的化学组分及特征进行研究, 能够重塑该地区的水文地质历史, 反映各种因素对地下水的影响, 进而掌握对地下水资源的变化趋势, 为合理开发提供科学依据.刘江涛等^[1]对沁河冲洪积扇地下水化学组分进行分析, 指出该地区地下水主要受碳酸盐岩溶解过程与蒸发浓缩作用的影响.崔健等^[2]利用因子分析等多元统计的方法对浑河冲洪积扇浅层地下水的水质影响因素进行分析, 指出影响该区域地下水水质的四个因素均与人类活动密切相关.张千千等^[3]对滹沱河冲洪积扇地下水硝酸盐的污染特征及影响因素进行分析, 指出地下水埋深、地下水开采与水文地质单元对硝酸盐污染均有显著的影响.而关于地下水化学组分及特征的研究, 传统的研究方法包括水化学类型法^[4]、描述性统计法^[5]、离子比例系数法^[6]与饱和指数法^[7].近年来多元统计分析法^[8]、水文地球化学模拟^[9]与3S技术^[10]等也逐渐应用于地下水化学特征的研究中.

湔江冲洪积扇位于成都平原西缘山前地带, 是成都平原8个中大型冲洪积扇之一^[11], 但国内外尚未有关于该区域内地下水的研究报道.近年来, 湔江冲洪积扇区域内农业、工业发展迅速, 迅猛地经济发展对地下水的需求日益增加, 对扇区内地下水的储量与化学特征均造成一定的影响.本文通过采集研究区内地下水化学样品, 进行水文地球化学研究, 利用描述性统计、Piper图解、ArcGIS空间分析和离子比例系数等方法阐明湔江冲洪积扇地下水化学特征及主要离子来源, 以期为了解湔江及成都平原山前冲洪积扇群地下水环境与资源提供科学依据.

1 研究区概况

湔江发源于彭州市龙门山脉太子城峰西南侧红龙池与乾龙池, 是沱江三大源头之一.湔江自西北向东南流向, 于彭州市穿越龙门山, 而后在丹景山镇进入成都平原, 全长约139 km.湔江冲洪积扇位于成都平原西北部, 自西北向南东倾斜, 面积约270 km², 与岷江冲洪积扇和南江冲洪积扇等8个中大型山前冲洪积扇相互叠加组成成都平原山前冲洪积扇群.

湔江在龙门山区两侧基岩岩性主要有白垩系、侏罗系红色砂岩、砾岩和泥岩, 风化裂隙局部发育, 含有风化带裂隙水.山前冲洪积扇区域岩性以第四系冲洪积物为主, 表层为灰黄色黏砂土、砂质黏土; 下部为灰色砂砾卵石层, 含砂层透镜体, 砾石主要成分为花岗岩、闪长岩、石英岩, 次为灰岩、砂岩和辉长岩等.

研究区地下水的主要补给来源为大气降水入渗、农业灌溉水入渗、邻近河渠水入渗以及湔江河谷砂砾石地下径流入渗等.地下水的径流受地形条件控制作用明显, 由山前向东南方向径流, 局部受人为开采活动影响而发生偏转.地下水的排泄在扇顶与扇中部位以人工开采与向下游径流排泄, 扇缘区域以人工开采、泉水出露与蒸发等方式排泄.

研究区内广泛分布村镇, 土地类型以农业用地为主, 零星分布一些以石油化工场地为代表的工矿企业.地表水系有新开河、新安河支渠、十河子、蒙埝河、马牧河、小石河和鸭子河.

研究区地下水埋深在0~20.5 m范围内, 地下水开采利用主要为农户分散型浅井开采, 村镇集中供水式开采较少, 仅隆丰镇与丹景山镇两处集中式开采.分散式开采深度多介于5~16 m, 少量达23.5~45 m, 集中式开采深度介于22~60 m之间.

2 地下水样品采集与测试

本研究于2018年5月对湔江冲洪积扇区地下水进行野外采集.地下水采自研究区内农业灌溉井与居民饮用水井内, 取样深度多介于3~30 m, 因此采样层位均为上部潜水含水层.取样点分布如图 1所示, 共采集地下水样30组.水样均使用0.45 μm微孔滤膜过滤, pH值在现场完成测定, 用于Na⁺、K⁺、Ca²⁺和Mg²⁺等金属阳离子分析的水样添加纯硝酸固定剂酸化至pH≤2, 用于HCO₃^-、SO₄^2-、Cl^-和TDS等指标分析的水样无需添加固定剂, 封装入DOC瓶在24 h内送至实验室完成检测.

HCO₃^-使用滴定法进行测定, SO₄^2-和Cl^-使用离子色谱法测定, Na⁺和K⁺使用火焰发射光度法测定, Ca²⁺、Mg²⁺使用EDTA滴定法进行测定, TDS使用105℃干燥重量法进行测定.化学分析的准确性使用Aquachem计算离子平衡误差进行验证, 分析结果误差小于5%.利用Origin绘制化学参数箱线图、Piper三线图与离子相关性图, ArcGis克里金差值法绘制主要离子空间分布图.

3 结果与讨论 3.1 描述性统计分析

地下水化学分析结果见表 1, 并绘制地下水化学参数箱线图(图 2).

研究区地下水阴离子当量浓度关系为HCO₃^->SO₄^2->Cl^->NO₃^-, 阳离子浓度关系为Ca²⁺>Na⁺>Mg²⁺>K⁺. pH值介于6.91~7.98, 均值为7.27, 其中弱酸性水占13.33%, 弱碱性水占86.67%.弱酸性水主要集中于冲洪积扇的东北部区域. TDS含量介于199~911 mg·L^-1, 均属于淡水的范畴. 图 3反映出以冲洪积扇扇顶为起点, 地下水的离子浓度随径流的距离增加而增加, 说明地下水在径流过程中不断地与含水层岩体发生溶滤作用, 岩石中的组分进入地下水中, 使地下水的化学特征发生改变.

3.2 地下水化学类型

按照苏卡列夫分类, 研究区内地下水主要类型有HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄- Ca·Na、HCO₃- Ca·Na、HCO₃·SO₄-Ca和HCO₃·SO₄-Ca·Mg型.在径流路径7→9→10→14→13上(见图 1), 地下水化学类型由HCO₃-Ca型转化为HCO₃-Ca·Na型再转化为HCO₃·SO₄-Ca型; 在路径30→28→22→23上(见图 1), 地下水化学类型由HCO₃-Ca转化为HCO₃·SO₄-Ca型.利用Piper三线图^[12], 可以直观反映地下水主要阴阳离子的相对含量, 并确定其所属水文地球化学类型.本研究区内30个水样点离子浓度在图 4中分布较为集中, 阴离子多分布于HCO₃^-(50%~100%)端元; 阳离子以Ca²⁺为主, Mg²⁺次之.表明碳酸盐岩的溶解对地下水化学特征起主要的控制作用.

3.3 主要因子空间分布特征

变异系数(CV)是样本标准差与均值的比值, 能够反映样本的离散程度^[13].研究区地下水主要离子的变异系数介于0.22~0.91, 大小关系为NO₃^->Cl^->Mg²⁺>Na⁺>SO₄^2->K⁺>HCO₃^->Ca²⁺.可以看出主要离子浓度的空间变异特性均为中等, HCO₃^-与Ca²⁺的变异系数最低, 反映出HCO^3-与Ca²⁺的来源较为广泛, 且与溶滤作用等关系密切. NO₃^-与Cl^-的变异系数较高, 表明其空间分布差异性最为明显, 这可能由人类活动分布不均匀所导致.

利用克里金插值法^[14]绘制研究区地下水主要离子的空间分布特征图(图 5). SO₄^2-与Cl^-的浓度在洪积扇扇顶丹景山镇附近最低(16.10 mg·L^-1), 北部扇缘位置的葛仙山镇与敖平镇具有较高的浓度, 整体呈扇顶到周边逐渐增大的趋势, 但增涨趋势较为缓慢, 仅到扇缘北部区域才变幅增大. NO₃^-浓度在冲洪积扇顶部及中部区域最低, 在北部葛仙山镇最大. SO₄^2-、Cl^-、NO₃^-等与人类活动关系密切的阴离子均集中于冲洪积扇北部的葛仙山镇附近, 表明北部区域的人类活动对地下水的影响更为显著. HCO₃^-浓度自冲洪积扇顶部到扇缘逐渐减小, 变化幅度也从扇顶到扇缘逐渐减小, 可能与扇区地下水的径流强度逐渐减小有关.

Ca²⁺最大浓度为143 mg·L^-1, 位于洪积扇北部葛仙山镇附近, 整体呈四周至扇中逐渐降低的趋势. Mg²⁺的最大浓度同样位于洪积扇北部的葛仙山镇, 低浓度呈现两点式的分布特征, 分布于冲洪积扇的中部和西北部区域. Na⁺的浓度分布呈现出与Ca²⁺、Mg²⁺的分布特征相反的现象, 离子浓度整体呈现中间低两翼高的特点. K⁺的分布特征表现为扇顶到扇缘逐渐增大的趋势, 同时湔江流经区域内离子浓度稍高于两侧.总体上看(图 6), 研究区内的地下水普遍呈弱碱性, pH值从扇顶到两翼逐渐降低, 至东北部区域转为弱酸性水; 北部区域的地下水TDS含量比南部区域高, 矿化度呈现中部低而北部高的特征.

3.4 控制因素分析

地下水化学成分的演化主要受大气降水、水-岩相互作用、蒸发浓缩作用以及人类活动影响^[4].

3.4.1 水-岩作用

Gibbs图^{[15, 16]}常用于研究水岩作用对地下水化学类型演化机制的影响, Gibbs通过对世界主要海洋及河流、湖泊等水体的Ca²⁺、Na⁺、Cl^-、HCO₃^-及TDS等的关系, 将地下水主要离子来源分成岩石风化、大气降水与蒸发结晶这3种作用类型.以TDS浓度值为对数纵坐标, 以离子毫克浓度比值[Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)或Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)]为横坐标, 构建Gibbs图.大气降水作用为主导因素的水样点落于Gibbs图右下角, 岩石风化作用为主导因素的水样点落于左中部, 而蒸发结晶作用控制的水样点将落于右上角.如图 7所示, 研究区水样均落于岩石风化控制区域, 部分水样点略偏向于蒸发结晶作用端元, 表明该区域内地下水化学类型的演化主要受岩石风化作用的控制, 而蒸发结晶与大气降水作用影响效果不显著.

地下水的流速、蒸发与稀释等因素能够对HCO₃^-/Na⁺、Ca²⁺/Na⁺和Mg²⁺/Na⁺等的含量比具有一定的影响, 可用于研究地下水与含水层不同岩性之间的反应.通常分为碳酸盐岩风化、硅酸盐岩风化与蒸发盐岩风化等3种作用类型^[17].碳酸盐岩风化作用类型控制的水样点落于比值接近HCO₃^-/Na⁺=120, Ca²⁺/Na⁺=50而Mg²⁺/Na⁺=10的区域内; 硅酸盐岩风化作用控制的水样点落于比值分别接近2±1、0.35±0.15与0.24±0.12附近区域; 而蒸发盐岩通常位于图 8中左下角位置.研究区内水样主要集中于硅酸盐岩与碳酸盐岩控制端元之间, 表明该区域内地下水化学受硅酸盐岩与碳酸盐岩风化作用共同控制, 而蒸发盐岩对其作用不显著.

阳离子交替吸附作用^[18]是指在一定条件下, 岩土体表面所吸附的某些阳离子被溶解于地下水中的其它阳离子交换, 从而使地下水的化学组分发生改变. Ca²⁺、Mg²⁺与Na⁺、K⁺之间的交换是最为广泛的阳离子交换过程, 反应过程如下：

(1)

(2)

用(Ca²⁺+Mg²⁺-HCO₃^--SO₄^2-)与(Na⁺+K⁺-Cl^-)表征由阳离子交替吸附作用导致的Ca²⁺、Mg²⁺与K⁺、Na⁺的含量变化^[19].当地下水中阳离子发生过交替吸附作用, 则(Ca²⁺+Mg²⁺-HCO₃^--SO₄^2-)/(Na⁺+K⁺-Cl^-)≈-1. 图 9中研究区内地下水仅极少数分布于-1比值线附近, 且两项指标的相关性仅0.0346, 说明Ca²⁺、Mg²⁺变化与Na⁺、K⁺的变化之间相关性弱, 在该区域内地下水阳离子交替吸附作用不甚明显.再使用钠吸附比(SAR)表征阳离子交替吸附过程^[20]：

(3)

如图 10, SAR值介于0.34~1.3, 处于一个较低的水平, 且SAR值与径流距离无明显联系, 进一步表明研究区内地下水与岩土体之间发生的离子交替作用尚不显著.

3.4.2 人类活动影响

人类活动的产物与岩土体风化产物具有一定的差异性, 一般通过NO₃^-这一特征离子来反映某地区地下水是否受到人类活动的影响^[21].研究区地下水NO₃^-的含量介于2.39~51.00 mg·L^-1, 这说明湔江冲洪积扇内地下水受人类活动影响十分显著.

人类活动对地下水化学的影响途径主要是通过大气输入与废物排放, 以上研究表明通过大气输入的方式对地下水的影响微弱, 故不予讨论.前文可知研究区内没有石膏、煤层等分布, 蒸发盐岩对地下水化学组分贡献率较低, 且SO₄^2-与NO₃^-呈正相关关系(图 11), 而NO₃^-来源于人类活动的排放, 故可认为SO₄^2-的主要来源是人类活动的排放.通常认为工矿活动将导致SO₄^2-的富集, 农业与生活污水的排放是地下水中NO₃^-的主要来源.以SO₄^2-与NO₃^-的当量比值关系来反映工矿活动与农业活动对地下水化学组分的相对影响程度, 为排除可能由湔江从上游携带的SO₄^2-与NO₃^-对计算结果造成干扰, 选取样品中各自的两个最低值求平均, 视为基础值.所有样品减去基础值后再进行比值计算, 并绘制比值等值线图. 图 12中高比值区域表明工矿活动相对周边区域更加地强烈, 这与现场调查实际相符合.现场调查发现, 取样点28与30附近均布设石化场地, 敖平镇区域内多分布有小型加工企业.同时, 高比值区域内仍未出现SO₄^2-过高的情况, 且表现出随地下水径流方向分布的规律, 说明湔江冲洪积扇地下水径流速度较快, 地下水循环更替速率较高, 有利于水质的更新.

3.5 主要离子来源分析

HCO₃^-主要来源于大气、包气带中与微生物释放的CO₂随降雨、径流等溶解于水生成碳酸并参与碳酸盐岩、硅酸盐岩等溶解^[22]. SO₄^2-主要来源有硫化矿物、工矿活动排放的含硫化物等的氧化生成硫酸并参与碳酸盐岩、硅酸盐岩等溶解, 以及石膏等蒸发盐岩的溶解^[23]. NO₃^-主要来源于人类活动(工矿、农业和生活污水)排放^[24].

天然地下水中的Na⁺和K⁺主要来源于大气降雨、盐岩与硅酸盐岩的风化溶解, 利用Na⁺、K⁺与Cl^-的当量比值关系可揭示其主要来源^{[25, 26]}.海水与大气降水中Na⁺与Cl^-的比值约为0.86^[27].盐岩溶解产生(Na⁺+K⁺)/Cl^-=1, 而硅酸盐岩风化产生的Na⁺+K⁺与Cl^-的比值大于1.研究区内地下水主要分布于(Na⁺+K⁺)/Cl^-=1比值线左侧(图 13), 且Na⁺+K⁺与Cl^-不呈明显地相关性, 表示这部分的地下水Na⁺、K⁺的主要来源为硅酸盐的溶解, 使Na⁺和K⁺的含量增幅明显高于Cl^-; 少数水点分布于(Na⁺+K⁺)/Cl^-=1比值线附近, 且离子含量较高, 表明这部分地下水受岩盐的溶解或蒸发浓缩作用的影响.反应过程如下(0≤x≤1).

(4)

(5)

(6)

Ca²⁺与Mg²⁺的来源十分广泛^{[27, 28]}, 碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发岩盐的溶解均可产生Ca²⁺和Mg²⁺.反应方程如下(0≤x≤1)：

碳酸盐岩溶解：

(7)

(8)

含钙(镁)硅酸盐岩溶解：

(9)

(10)

蒸发盐岩溶解：

(11)

(12)

由式(7)~(12)可知, 溶滤作用所产生的(Ca²⁺+Mg²⁺)与(HCO₃^-+SO₄^2-)的当量比值应为1, 蒸发盐岩溶解所产生的Ca²⁺和Mg²⁺将完全被SO₄^2-所平衡, 因此可用(Ca²⁺+Mg²⁺-SO₄^2-)/HCO₃^-来表示碳酸盐岩与硅酸盐岩溶解的Ca²⁺和Mg²⁺相对含量.如图 14, 约63.3%的水样落于1比值线附近, 表明碳酸盐岩的溶解是这部分地下水Ca²⁺和Mg²⁺的主要来源.剩余36.7%的水样远高于1比值线, 超出部分的Ca²⁺、Mg²⁺的来源将不再是溶滤作用的产生, 可能是由人为活动的输入为来源, 即可能是通过NO₃^-或者Cl^-的化合物的形式存在. 图 15中(Ca²⁺+Mg²⁺)与(HCO₃^-+SO₄^2-+Cl^-+NO₃^-)很好地分布于1比值线附近, 相关系数0.82, 进一步说明超出的Ca²⁺、Mg²⁺来源于人类活动的输入.

4 结论

(1) 湔江冲洪积扇浅层地下水TDS浓度均小于1 000 mg·L^-1, 属于淡水. pH介于6.91~7.98, 其中弱酸性水占13.33%, 分布于冲洪积扇的东北部区域, 其余均为弱碱性水.离子当量浓度关系：HCO₃^->Ca²⁺>SO₄^2->Na⁺>Cl^->Mg²⁺>NO₃^->K⁺, 水化学类型有HCO₃·SO₄-Ca、HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄-Ca·Mg与HCO₃·SO₄-Ca·Na型; Piper图解均为HCO₃-Ca型.

(2) 湔江冲洪积扇浅层地下水主要离子变异系数介于0.22~0.91, 空间变异特征为中等.其中Ca²⁺的变异性最小, 与岩体溶滤作用有关; NO₃^-变异性最大, 与人类活动分布有关.从总体看, 研究部北部的葛仙山镇与敖平镇浅层地下水矿化度相对较高, 而小石河等河道附近地下水具有较低的矿化度, 表明人类活动与地下水径流等因素对地下水的化学演化具有一定的影响.

(3) 湔江冲洪积扇浅层地下水化学演化均受到人类农业与生活污水排放的影响, 而工矿活动的影响呈现出局部特性, 多集中于冲洪积扇东北部的敖平镇与部分石化场地.

(4) 湔江冲洪积扇浅层地下水化学类型主要受溶滤作用的控制, 蒸发浓缩、大气降雨以及阳离子交替吸附作用影响效果不甚明显. Na⁺、K⁺主要来源于硅酸盐岩和部分岩盐的溶解, Ca²⁺与Mg²⁺主要来源于方解石溶解与人类活动输入, HCO₃^-主要来源于碳酸盐盐的溶解与大气CO₂的输入, SO₄^2-与NO₃^-主要来源人类活动输入.

致谢: 感谢凌成鹏老师, 时晓、李红叶、曹文瀚、朱志强、彭琪、曾开帅与何文君等同学在野外样品采集与资料整理方面提供的帮助.