2023, Vol. 44
地下水咸化研究是水文地质学的重要研究方向之一.开展此类研究不仅可以丰富地下水形成演化方面的理论基础, 同时对于保护有限的淡水资源和有效开发利用咸水资源都具有重要的现实意义.前人认为地下水咸化成因主要分为大陆盐化或者海水入侵两类[1].内陆浅层咸水的形成受地质构造运动、古气候、古沉积环境、地下水动力条件、水文地球化学作用和等多种原因影响[2~4].Mejri等[5]应用水文地球化学和同位素方法研究了突尼斯斯米尼亚平原内陆含水层的地下水盐渍化过程, 揭示了该水体的盐渍化受水岩相互作用和阳离子交换作用控制.曾邯斌等[6]以河套灌区西部为研究区, 通过水化学特征和氢氧同位素分析, 识别了区域浅层地下水的咸化过程与蒸发作用及含水层中岩盐矿物溶解作用有关. Habtemichael等[7]通过对佛罗里达南部沿海含水层11个地下水水样进行分析, 发现在远离海岸线的含水层中碳酸盐类的风化溶解是盐分增长的主要因素, 但受海水入侵的含水层中阳离子交换作用控制了地下水中盐分的升高.目前, 国内外对于沿海地区地下水咸化成因研究较多, 而针对内陆地区的浅层地下水咸化过程研究相对较少[8~11].
衡水市位于华北中部泛滥冲积湖积平原, 地表水资源极度匮乏, 人均水资源量不足全国五分之一.自20世纪70年代以来, 随着当地深层地下水的过渡开采引发了诸如咸水入侵淡水, 地面沉降等一系列环境地质问题[12, 13].随着国家有关部门对于华北地区地下水超采治理工作的逐步展开, 区内浅层咸水的开发利用需求十分迫切[14].然而对于衡水地区浅层地下水盐份来源目前仍存在争议, 浅层咸水成因和主控因素尚不明确.因此, 本文以衡水市桃城区为研究区, 在采集区内浅层地下水和钻孔易溶盐样品的基础上, 利用统计学分析、同位素溯源和水化学图解等方法, 识别了浅层地下水的咸化机制, 分析了浅层咸水形成的沉积环境, 以期为当地咸水的合理开发利用提供科学依据.
1 研究区概况研究区隶属于衡水市桃城区, 位于海河上游滏阳河支流流域[图 1(a)].地处华北平原中部冲洪积、冲湖积平原, 平均海拔15.6 m.衡水市属于典型半干旱温带大陆性季风气候, 多年平均气温13.2℃, 多年平均降雨量545 mm, 年均蒸发量1 850 mm, 其中6~9月占全年降水量85%.区内仅有滏阳河、滏阳新河和滏东排河等人工开挖排水河渠, 只有在雨季有短暂积水, 其他时间处于干涸或半干涸状态.
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图 1 研究区地理位置及采样点分布示意 Fig. 1 Location and sampling sites in the study area |
研究区受区域构造影响, 自燕山运动以来沉积了数百米的第四纪地层.根据第四纪沉积物岩性和水文地质特征, 自上而下可划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ这4个含水层组, 第I含水层组包含全新统及上更新统上段; 第Ⅱ含水层组相当于上更新统中下段; 第Ⅲ和第Ⅳ含水层组分别相当于中更新统及下更新统[15, 16].第I含水层组底界埋深50~60 m, 岩性是一套河流-沼泽沉积相中细砂, 咸淡水交错分布, 水化学类型及成因比较复杂, 第Ⅱ含水层组底界埋深170~180 m, 岩性是一套河流冲积相为主的泥沙质松散沉积物, 多数地区为咸水含水层[图 1(a)和图 2].根据区内地下咸水实际开发利用深度, 本文将第I含水层和第Ⅱ含水层上部的咸水作为研究目标.
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改自文献[17] 图 2 衡水市水文地质剖面 Fig. 2 Hydrogeological cross-section of transect A-B of Hengshui City |
根据野外调查结果, 区内浅层地下水总体上由西南向东北径流, 水位埋深在3.33~12.79 m(表 1).因浅层地下水盐度较高, 人工开采规模小, 地下水动态属于降雨-入渗蒸发型(图 3), 即每年10月初至次年5月, 有效降雨稀少, 受蒸发作用影响地下水埋深逐渐增加, 同年6~9月受雨季降雨影响地下水位逐渐上升, 地下水埋深最小值出现在8月, 与降雨量峰值并不同步, 同时体现一定的滞后性.
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表 1 研究区浅层地下水水化学指标1) Table 1 Hydrochemical indexes of shallow groundwater from the study area |
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图 3 研究区浅层地下水位动态、降水量和蒸发量对比曲线 Fig. 3 Changes in groundwater regime, evaporation, and rainfall in the study area |
2020年12月, 在研究区内利用国家地下水工程监测井和民井, 采集浅层地下水样品16组, 采样点位分布如图 1(b).地下水采样时, 首先利用抽水设备排除井筒内储水, 采用便携式水质测试仪(HACH sension-156, USA)现场测定水温、pH值、溶解氧、电导率、溶解性总固体等理化指标.待全部理化指标稳定后采取水样3瓶(250 mL聚氯乙烯瓶), 使用0.45 μm滤膜过滤样品水, 其中一瓶加入硝酸, 酸化至pH < 2用于测试阳离子, 其余2瓶不酸化原样保存, 采样结束后立即用封口膜密封, 带回实验室用于测试阴离子和氢氧稳定同位素.同时, 在桃城区微咸水分布区施工钻孔1眼, 坐标E115°22′16.35″、N37°47′23.25″, 孔深100 m.每间隔5 m采取松散沉积物样品, 共采集样品21组, 每组采集量为500 g, 在野外自然风干、碾碎、过200目筛备用, 取100 g风干样品并以1 ∶5的土水比制备浸提液, 用于测定易溶盐常规八大离子及全盐量.
地下水的水化学样品及易溶盐浸出液测试由谱尼测试集团股份有限公司进行, 其中K+、Na+、Ca2+和Mg2+采用火焰原子吸收光谱法进行测定(contrAA300, 德国耶拿), 方法检测限为0.05、0.01、0.1和0.1 mg ·L-1; HCO3-和CO32-浓度采用现场滴定, 方法检测限均为5.0 mg ·L-1; SO42-、Cl-、NO3-和F-采用离子色谱仪分析(883, 瑞士万通)进行测试分析, 方法检测限分别为0.1、0.05、0.02和0.03 mg ·L-1; NO2-采用紫外分光光度计(TU-1901, 北京普析通用), 方法检测限为0.002 mg ·L-1; 总Fe和总Mn采用电感耦合等离子体原子发射光谱仪(iCAP 6300, 美国赛默飞世尔)分析测定, 方法检测限均为0.001 mg ·L-1; 高锰酸盐指数采用碱性高锰酸钾氧化法测定, 测定精度为0.05 mg ·L-1; 土壤全盐量采用计算法获得, 溶解性总固体(TDS)采用烘干法测定.稳定同位素测试由中国地质调查局水文地质环境地质中心实验室完成, D和18 O采用波长扫描光强衰荡光谱技术测定, 精度分别为±1.0‰和±0.1‰, 数据结果采用VSMOW标准表示.
采用Excel 2007和SPSS 20进行数据整理与统计学分析.采用Phreeqc软件进行矿物饱和指数(saturation index, SI)和二氧化碳分压(pCO2)计算.采用Piper三线图、Gibbs图和离子相关指数进行水化学特征及咸水成因研究.
3 结果与讨论 3.1 地下水水化学统计特征研究区浅层地下水水化学分析结果见表 1.按照有关咸水的分类标准[18], 根据每个样品TDS值大小, 将16组地下水样品分为3类：Ⅰ类为淡水及微咸水(TDS < 3 g ·L-1)8个(HS03、HS04、HS13、HS14、HS15、HS16、HS26、HS27); Ⅱ类为咸水(TDS为3~10 g ·L-1)7个(HS01、HS18、HS19、HS20、HS22、HS23、HS24); Ⅲ类为盐水(TDS>10 g ·L-1)1个(HS25).总体上来看, 区内各类浅层地下水pH值域为6.82~8.18, 呈中性或弱碱性.阳离子方面, ρ(Na+)范围为32.85~3 520.34 mg ·L-1, 平均值为955.53 mg ·L-1, ρ(Ca2+)和ρ(Mg2+)范围分别在3.8~807.6 mg ·L-1和3.2~1 370.3 mg ·L-1; 阴离子方面, ρ(HCO3-)、ρ(SO42-)和ρ(Cl-)浓度范围分别为95~1 130、35.5~5 150.0和445.43~6 480.25 mg ·L-1, 平均值分别为422.56、1 184.21和1 706.5 mg ·L-1.同时, 各类地下水的常量离子浓度随着TDS的升高逐步增加(图 4), 呈现明显咸化状态; 除常规八大离子外, 所采水样中高锰酸盐指数、F-和总Mn浓度超过地下水质量标准(GB/T 14848-2017)Ⅲ类限值的比例分别为50%、31.25%和50%, 而NO3-、NO2-浓度均未超标; 说明浅层地下水质主要受沉积相地层中矿物溶解控制, 受人类活动影响较小.
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图 4 研究区地下水中主要阴阳离子箱式图 Fig. 4 Box diagrams of main cations and anions of shallow groundwater samples |
根据研究区浅层地下水Piper三线图分析(图 5), 各类地下水中阳离子分布相对比较集中, 阴离子分布范围较广, 其中Ⅰ类地下水中阳离子以Na+为主, 占阳离子总量的55% ~95%, 阴离子方面优势离子不明显, 水化学类型比较复杂, 主要有HCO3 ·Cl-Na ·Ca、SO4 ·Cl-Na ·Mg和Cl ·SO4-Na ·Ca型等; Ⅱ类和Ⅲ类地下水中Na+分布相对比较集中, Mg2+含量占比与Ⅰ类地下水相比明显升高, 占阳离子总量的35% ~44%, 阴离子以SO42-和Cl-为主, 占阴离子总量比例在80%以上, 且Cl-含量占比明显大于Ⅰ类地下水, 此类水化学类型比较单一, 多数为SO4 ·Cl-Na ·Mg型.从上述可以看出, 随着TDS增大, 浅层地下水水化学类型由HCO3 ·Cl-Na ·Ca向SO4 ·Cl-Na ·Mg型过渡.
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图 5 研究区浅层地下水Piper三线图 Fig. 5 Piper diagram of shallow groundwater |
对钻孔21个沉积物样品的水溶性离子含量进行统计(表 2).结果发现, 样品中pH值范围为7.53~8.26, 平均值为7.85, 总体呈弱碱性; 各样品的全盐含量范围为1.83~6.509 g ·kg-1, 平均值为3.756 g ·kg-1; 阳离子方面, 以Na+为主, 含量范围为0.332~1.628 g ·kg-1, 平均值为0.788 g ·kg-1; 其次是Mg2+和Ca2+, 含量平均值为0.242 g ·kg-1和0.078 g ·kg-1; 阴离子方面, 以SO42-和Cl-为主, 含量范围分别为0.380~3.070 g ·kg-1和0.323~1.472 g ·kg-1, 平均值1.427g ·kg-1和0.727 g ·kg-1.结合水化学测试结果分析(表 1), 沉积物样品的易溶盐水化学特征与浅层水化学组分相似, 均为SO4 ·Cl-Na ·Mg或者Cl ·SO4-Na型, 但样品的全盐量较浅层地下水TDS要低, 这是因为地下水在径流过程中已溶解了地层沉积物吸附的大部分可溶性矿物.同时, 全盐量与Na+、SO42-和Cl-相关系数大于0.8(表 3), 而Na+与SO42-和Cl-有显著相关关系(P < 0.01), 说明这3种离子对全盐量的贡献较大, 三者有同源关系.此外, 通过沉积物中水溶性离子垂向分布特征分析得出(图 6), 沉积物岩性与各离子含量有一定对应关系.即沉积物颗粒越细, 其对应的水溶性离子浓度越高, 在细砂或砾石层中各类离子浓度较低.综上分析, 含水介质中盐分来源与细颗粒沉积物吸附的岩盐和芒硝矿物溶解有关.
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表 2 钻孔易溶盐测定结果统计特征 Table 2 Statistics of hydrochemistry parameters of the soluble salt in borehole in the study area |
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表 3 钻孔易溶盐水溶性离子相关系数1) Table 3 Correlation coefficients between major ions of soluble salt in borehole |
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图 6 ZK01钻孔易溶盐组分随深度变化 Fig. 6 Concentrations of soluble ions with well depth in borehole ZK01 |
δD和δ18 O同位素的组成反映着地下水的补给来源与循环模式[19].根据测试结果(表 1), 研究区内Ⅰ类地下水δ18 O值域为-11.15‰~-7.21‰, 均值为-9.52‰; δD值域为-80.29‰~-51.45‰, 均值为-69.46‰; 相比之下, Ⅱ类地下水的δ18 O和δD同位素变化范围较小, 值域分别为-10.34‰~-7.99‰和-78.49‰~-59.50‰, Ⅲ类地下水的δ18 O和δD同位素相对前两者则更为富集, 其值分别为-10.34‰和-7.85‰.结合各类型地下水在δ18 O-δD图(图 7)中的相对位置关系分析, 所有样点都处于衡水大气降水线(δD=7.08×δ18 O+0.96)[20]下方, 表明浅部地下水补给来源为大气降水, 且在入渗补给过程中均经历了明显的蒸发过程.同时, Ⅰ类地下水样点沿着衡水大气降水线分布较散, 说明其受到不同时期的降水补给影响, 导致δ18 O值域较大; Ⅱ类地下水在图 7中的位置可以分为两个区域, 其中A区与多数Ⅰ类地下水具有相类似的δ18 O和δD值且盐度相对较低, 说明这部分地下水与Ⅰ类地下水具有相似的补给来源和溶滤时间; B区地下水的δ18 O值与Ⅲ类地下水更为接近, 略小于当地夏季降水中δ18 O的平均值(δ18 O=-7.1‰), 说明两者主要受夏季集中降雨入渗补给, 且补给过程受到蒸发作用影响.
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图 7 研究区浅层地下水中δD和δ18 O同位素比值 Fig. 7 Plots of δD-δ18 O of shallow groundwater samples |
同时, 前人常用氘盈余(d=δD-8×δ18 O)来反映受水汽来源地的水体蒸发时周围环境空气相对湿度的影响.如果相对湿度是100%, 若发生平衡分馏时, 氘盈余为0, 随着湿度的降低, 氘盈余呈逐步升高[21].从图 7分析得出：Ⅰ类地下水样点主要分布在d=5与d=10线之间, 其氘盈余平均值为6.72, Ⅱ类地下水氘盈余平均值为4.11, Ⅲ类地下水中氘盈余值为0.74, 说明湿润温暖的气候条件有利于地下水咸化过程进行.
3.4 主要水岩作用 3.4.1 溶滤作用Gibbs对世界上主要河流、湖泊和海洋等地表水中的TDS与ρ(Na+)/ρ(Na++Ca2+)的关系进行了总结, 将地表水中主要离子来源归结为蒸发结晶作用、大气降水作用和岩石风化作用3种类型[22].前人通常采用Gibbs图来解释地下水所经历的水文地球化学过程[23~25], 但是在判定地下水咸化机制时, 地下水中盐分增加并不是由图 8(a)中所经历的蒸发结晶形成, 而是由海水入侵地下水或蒸发岩的溶解造成的[26].由图 8(b)可知, 研究区浅层地下水中ρ(Na+)/ρ(Na++Ca2+)范围为0.51~0.95, 且大部分大于0.7, 说明地下水中Na+来源比较单一[27], 同时Ⅱ类和Ⅲ类样点均沿着海水入侵或者蒸发岩溶解趋势线分布, 说明地下水咸化过程与海水混入或蒸发岩溶解紧密相关.
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图 8 研究区浅层地下水Gibbs图 Fig. 8 Gibbs plot of shallow groundwater samples |
此外通过统计分析发现：浅层地下水样品中TDS与Ca2+、Mg2+、Na+、SO42-和Cl-浓度显著正相关(相关系数分别为0.836、0.991、0.977、0.962和0.979), 表明这些离子的富集与地下水咸化过程关系密切.利用N(Na+)和N(Cl-)(毫克当量, 下同)关系来判断地下水中钠离子的来源[28, 29], 从图 9(a)分析得出, 大多数样品点分布在1 ∶1线之上, N(Na+)和N(Cl-)显著相关, 相关系数为0.978, 说明岩盐溶解是地下水中Na+的主要来源[30], 同时部分Ⅱ类和Ⅲ类地下水样点位于1 ∶1线之下, 这表明在地下水咸化过程中, Na+的来源除岩盐的溶解提供外还有其他来源[31].若以N(Na+-Cl-+Ca2++Mg2+)表示非岩盐成因的阳离子, 图 9(b)显示该指标和N(SO42-)显著正相关(相关系数为0.963), 且所有样品点落在1 ∶1线附近, 表明硫酸盐是当地浅层地下水中Na+、Ca2+和Mg2+等阳离子的共同来源.同时利用N(Na+)/N(Cl-)来判断地下水中氯离子成因[32], 从图 9(c)分析得出, 多数Ⅰ类地下水N(Na+)/N(Cl-)多大于1, 最大可达2.87; Ⅱ类和Ⅲ类地下水的N(Na+)/N(Cl-)均值为0.87, 接近海水比值(0.85)；但结合图 9(d)进一步判断, 发现Ⅱ类和Ⅲ类地下水中N(Mg2+)/N(Cl-)值均大于0.5, 远高于海水比值(0.20), 并逐渐靠近大气降水中N(Mg2+)/N(Cl-)值, 这表明地下中盐分多来自于降水溶滤含水层中含镁矿物, 而非来自于海水入侵或残留海水[33].
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图 9 研究区浅层地下水样点离子关系 Fig. 9 Relationship between the major ions of shallow groundwater samples |
利用矿物饱和指数(SI)可以判断地下水中矿物溶解和沉淀的趋势[34].研究区浅层地下水SI岩盐和SI石膏的值域范围分别为-7.65~-3.42和-2.54~0.09, 且c(Cl-)随石膏和岩盐饱和指数变大有明显升高的趋势[图 10(a)], 表明地下水中盐分的增加主要受岩盐和石膏等蒸发岩矿物的溶解控制.同时, 浅层地下水SI白云石和SI方解石的值域范围分别为-0.62~0.63和-1.39~2.22, 其中Ⅱ类和Ⅲ地下水中的SI白云石和SI方解石均大于0[图 10(b)], 说明此类地下水溶解白云石和方解石已达饱和状态, 矿物溶解微弱, 趋于形成方解石和白云石沉淀, 而碳酸盐达饱和状态是由钙镁硫酸盐风化过程中Ca2+和Mg2+输入过量造成的[35].牛宏等[36]通过对衡水地区咸水层沉积物颗粒及孔隙水同位素研究发现, 该地区中更新世以来处于较为稳定的整体沉降环境中, 浅部地层为干旱气候条件下的河湖相及沼泽相沉积, 岩层中富含石膏和芒硝等蒸发岩, 从而造成了含水介质中可溶盐含量普遍较高, 这一点从前文钻孔易溶盐分析也可以验证.综上分析, 研究区含水介质中硫酸盐、盐岩等蒸发岩矿物的风化溶解是导致浅层地下水咸化的重要因素.
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图 10 研究区浅层地下水Cl-与矿物饱和指数关系 Fig. 10 Relationships between Cl- concentrations and calculated saturation indices of shallow groundwater |
δ18 O与Cl-的关系可以指示地下水所经历多种水文地球运移作用[6].若地下水中c(Cl-)的增加是由岩石风化溶解而导致的, 则地下水中氢氧稳定同位素变化很小, 若地下水只受到蒸发作用的影响, 则随着地下水中c(Cl-)的增加, 地下水δ18 O值会等比例增加[37].从图 11(a)中分析得出, 研究区I类地下水中c(Cl-)偏小且相对稳定, 对应的δ18 O值变化较大, 根据前文分析可知, 该类地下水补给来源是不同时期的大气降水, 地下水中盐分与所在区域地层中可溶盐本底值有关; Ⅱ类和Ⅲ类地下水样点多位于蒸发线与溶滤线之间, 此类地下水中c(Cl-)变化速率略高于δ18 O值, 应该是溶滤和蒸发共同作用的结果.此外, 利用浅层地下水δ18 O与ρ(K+)关系[图 11(b)]分析可知, Ⅱ类和Ⅲ类地下水中ρ(K+)与δ18 O值呈现正相关关系, 考虑到地下水中钾离子生物活性强, 易被沉积物颗粒或植被根系吸附, 其浓度升高多与矿物溶滤、蒸发和人为污染有关, 而通常情况下含钾矿物的风化溶解并不会造成地下水中δ18 O值的升高[38, 39], 因此Ⅱ类和Ⅲ类地下水应该是受到蒸发作用的影响; 另外HS14样点ρ(K+)=53.55 mg ·L-1, 结合该点井深(12 m)和水位埋深(5.98 m)数据, 应该是人为施用钾肥随灌溉水下渗而造成了局部地区地下水中钾离子浓度异常.
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图 11 研究区浅层地下水δ18 O与Cl-和K+关系 Fig. 11 Relationship between δ18 O and Cl-, K+ concentrations of shallow groundwater samples |
氧化还原过程控制着地下水中许多组分的迁移转化, 其主要影响因素有地下水系统开放程度、微生物活动强度和有机物质多寡[40~42].通过图 12(a)分析得出, 除了少数Ⅰ类地下水样点外, 其它地下水的二氧化碳分压均高于大气中二氧化碳分压(pCO2=10-3.5Pa), 从前文分析可知当地含水介质中黏性沉积物分布厚度大, 地下水在径流过程中溶解了黏土相沉积物中微生物分解产生的CO2, 所以造成了水中二氧化碳浓度的增高; 同时, 从Ⅱ类和Ⅲ类地下水中Cl-浓度与高锰酸盐指数关系来看[图 12(b)], 两者有明显的正相关关系(R2=0.708); 说明浅层地下水中还原性物质的增加会加速盐岩、硫酸盐等矿物的风化溶解, 从而导致地下水盐度的升高.
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图 12 研究区浅层地下水中Cl-与pCO2和高锰酸盐指数之间关系 Fig. 12 Relationship between concentrations of Cl- and pressure of carbon dioxide and permanganate index in shallow groundwater |
研究区地处华北平原中部, 第四纪以来岩相结构以河湖相泥质和砂质沉积为主.据高业新[43]对衡水地区地层时代的划分, 35 m以浅为全新世(Q4)地层, 35~100 m为晚更新世(Q3)地层.区内晚更新世晚期属于第四纪末次冰期, 此时全球气候变冷, 海平面下降, 中国大陆的范围向东延伸, 本地出现大陆干旱草原性气候, 具备了大陆盐渍化发生的外部条件; 进入全新世以来, 当地气候回暖, 水动力条件减弱, 蒸发作用增强, 促进了大陆盐渍化的进一步发展[16, 44].从本次钻孔沉积物岩性及水溶性离子垂向分布特征分析(图 6), 全盐量和氯离子浓度最大值出现在20~40 m处的全新世黏性土地层, 而n(Na+)/n(Cl-)和n(Mg2+)/n(Cl-)等相关指标具有典型的大陆盐渍化特征[45].同时, 地下水氢氧同位素也显示地下水咸化阶段发生在湿度较大、气温较高的内陆湿地环境, 咸化过程主要与不同时期降雨长期溶滤地层中岩盐和硫酸盐矿物有关.此外, 据扬子庚等[46]统计的华北平原海侵记录, 华北平原自老至新有渤海、海兴、津西、黄骅、青县、沧西、献县和沧东这8次海进, 以上海进大多局限在华北平原东部, 最远达到沧州献县一带, 研究区内第四纪时期没有发生海侵活动, 其中距离最近的献县海进最少40~50 km, 据此判断当地浅部地下水咸化过程受到海侵影响不大.
4 结论(1) 研究区浅层地下水pH值范围为6.82~8.18, TDS范围为176.06~17 569.65 mg ·L-1.随着地下水咸化程度的增加, 水化学类型由HCO3 ·Cl-Na ·Ca型逐渐转化为SO4 ·Cl-Na ·Mg型.沉积物全盐量为1.830~6.509g ·kg-1, 其水化学特征与浅层水化学组分相似, 含水介质中盐分与细颗粒沉积物吸附的芒硝和岩盐矿物有关.
(2) 浅层地下水主要补给来源是不同地质时期的大气降雨, 同时在入渗补给时受到蒸发作用的影响.氘盈余分析表明, 湿润温暖的气候条件对于浅层咸水的形成具有促进作用.
(3) 溶滤作用是控制研究区浅层地下水咸化的首要因素, 地下水中盐分主要来源于含水层介质中岩盐及硫酸盐矿物的溶解; 同时蒸发作用和还原性环境也加剧了浅层地下水中盐分的积累, 但地下水咸化过程受到人类活动及海水入侵的影响较小.
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