2024, Vol. 45
2. 内蒙古水资源保护与利用重点实验室, 呼和浩特 010018;
3. 巴彦淖尔市水利事业服务中心, 巴彦淖尔 015000
2. Inner Mongolia Key Laboratory of Water Resources Protection and Utilization, Hohhot 010018, China;
3. Water Conservancy Development Center in Bayannur, Bayannur 015000, China
地下水化学特征是生态水文学的重要研究内容[1].地下水位埋深及盐度大小直接影响生态植被的生长[2, 3], 地下水水化学特征的变化会改变整个生态系统的动态平衡[4]；因此, 地下水对于维持陆地生态系统和满足日益增长的农业生产和生活用水需求起着至关重要的作用[5, 6].浅层地下水化学组分主要由区域地质条件和气候条件决定, 水位变化受大气降水、灌溉、蒸发和植物蒸腾作用的影响.浅层地下水动态变化是影响土壤盐渍化的主要环境因子[7, 8].西北干旱区水资源缺乏且地下水咸化状况普遍存在[9], 已成为地区经济发展的限制性因素.所以研究旱区地下水化学特征、揭示地下水体的来源和成因以及质量状态[10], 对安全合理地开发利用地下水资源具有重要意义.
位于寒旱区的内蒙古河套灌区, 主要灌溉方式为引黄河水灌溉.灌溉和降水是浅层地下水的主要补给来源, 地下水化学组分主要来源于蒸发盐岩溶解和硅酸盐风化水解[1].由于蒸发强烈、降水量稀少、农业灌溉和化肥使用等因素, 导致地下水水位不断抬升、地下水不断盐化[11].在自然演化和人类活动影响下黄河流域水资源供需矛盾日益加剧, 河套灌区开始采用黄河水与地下水相结合的方式进行农业灌溉[12], 同时灌区于2000年修建配套节水工程和改造通畅排水系统工程, 以实现节约灌溉用水量, 进而控制地下水位, 减少土壤次生盐碱化.近年来, 许多学者对河套灌区地下水的研究在不同时段和不同灌域展开.李彬等[13]利用相关性分析和图解法等研究了节水改造初期河套灌区地下水化学的时空变异特征, 认为实施节水改造工程后灌溉引水量减少是浅层地下水趋于淡化的主要原因.郑能展等[14]运用多种水质评价方法分析了义长灌域灌溉对区域地下水水质的影响, 指出秋浇淋洗压盐、灌溉后排水排盐等农业措施对于提升地下水水质和改善土壤盐渍化具有重要的作用.崔佳琪等[15]基于聚类分析和因子分析等方法探讨了永济灌域地下水化学特征及其形成机制, 分析得出研究区地下水化学特征与碳酸盐岩溶解作用、地层岩性特征及人类活动密切相关.曾邯斌等[1]应用氢氧同位素分析并结合地下水径流过程模拟研究了河套灌区西部浅层地下水咸化机制, 发现蒸发盐岩的溶解是浅层地下水咸化的主要原因.基于水化学形成基础上的地下水演化研究, 可以有效揭示水化学组分的形成机制.分析气候、地质、农业活动对地下水化学的影响, 有助于了解水体化学特征的环境成因[16, 17].然而, 大规模节水改造工程使河套灌区地下水环境时空特征发生了巨大变化, 目前鲜有对灌区整体经过20 a节水改造条件下地下水环境变化规律的深入研究.
因此, 本文开展河套灌区节水改造后地下水化学特征和地下水水质状况研究, 通过揭示内蒙古引黄灌溉区地下水化学环境动态变化规律, 探究河套灌区地下水组分形成的环境驱动因素, 以期为河套灌区优化农业管理措施和合理利用地下水资源提供理论参考.
1 材料与方法 1.1 研究区概况河套灌区（106°10′~109°30′E, 40°12′~41°20′N）位于内蒙古自治区西部的巴彦淖尔市境内.灌区总土地面积为1.12万km2, 海拔高度1 007~1 050 m, 属于典型的干旱半干旱气候, 蒸发强烈, 降雨稀少且冬夏温差大. 2017~2021年多年平均降水量159.8 mm, 蒸发量2 200 mm, 气温7.6℃.
灌区东西长约250 km, 南北宽约50 km.通过渠首和总干渠自西向东引水, 退水汇入总排干沟后进入乌梁素海, 最后汇入黄河, 由各级渠沟组成一套完整的灌排系统, 多年平均引黄水量46.35亿m3, 排水7.58亿m3（2017~2021年）.种植作物品种丰富, 以小麦、玉米和葵花等为主.
河套灌区内含水系统为第四系孔隙含水层, 狼山山前洪积扇平原地带为单一结构潜水区, 无稳定连续的隔水层, 上下水力联系良好, 水位埋深在5~20 m, 补给主要来自于山区地下水由西南向东北侧向径流补给和灌溉入渗, 排泄由黄河北岸向北部山前径流排泄以及农业开采.黄河冲积湖积地带为潜水承压多层结构含水层, 含水层有连续稳定的粘土层, 水位埋深在3~10 m, 主要由黄河水灌溉入渗和降雨入渗补给, 排泄方式主要为蒸发排泄[1, 12].河套平原地质构造起源于河套盆地富含盐分的湖相沉积层, 黄河多次改道在湖相沉积层上覆盖了黄河冲积层, 经漫长的地质演化形成了河套灌区的成土母质.由于地质气候条件和长期农业灌溉的影响, 河套灌区地下水位长期处于较浅水平, 年内地下水埋深大小为：土壤封冻期 > 作物生育期 > 秋浇期.2017~2021年多年地下水埋深在0.04~12.44 m, 年平均埋深为2.23 m.浅层地下水蒸发强烈, 盐分在土壤表层聚集, 使灌区土壤产生不同程度的盐渍化.
1.2 取样方案与样品测试本研究以河套灌区的5个灌域为研究区布设采样点（图 1）.依据当地灌溉管理方案, 灌水周期分为夏灌（4~6月）、秋灌（7~9月）、秋浇（10~11月）和冻融期（11月到次年3月）, 选取冻融末期（3月）、灌溉中期（7月）和秋浇末期（11月）这3个典型时间段进行采样, 其中乌兰布和灌域、解放闸灌域、永济灌域、义长灌域和乌拉特灌域分别选择11、16、11、26和8眼共计72眼地下水长观测井, 采集地下水216个水样.于2021年的3月6~7日、7月16~17日和11月11~12日分3次野外采集水样, 同时人工测定地下水埋深.采用聚乙烯瓶取样, 用待采样品冲洗取样瓶3~4次, 采集水样需注满瓶, 并用封口膜密封, 每组样品取3个平行样, 贴好标签, 采样后24 h内进行分析测试.
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图 1 研究区地理位置及采样点示意 Fig. 1 Geographic location and sampling sites in the study area |
测定分析指标包括：pH、溶解性总固体（TDS）、电导率（EC）、总硬度（TH, 以CaCO3计）、钾（K+）、钠（Na+）、钙（Ca2+）、镁（Mg2+）、氯化物（Cl-）、硫酸盐（SO42-）、碳酸氢盐（HCO3-）和碳酸盐（CO32-）.溶解性总固体（TDS）和电导率（EC）采用雷磁DDSJ-308A电导率仪测定；pH采用赛多利斯PB-21pH计测定；TH采用EDTA滴定法进行分析；通过碱度滴定法测定HCO3-和CO32-（含量极少忽略不计）.水样经0.45 µm微孔滤膜过滤后, 用赛默飞ICS-600型离子色谱仪测定K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-和SO42-, 阴、阳离子检出限分别为0.002 mg∙L-1和1.0× 10-4 mg∙L-1.用式（1）计算离子的相对误差（E）检验数据的可靠性[18 ~ 20].
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(1) |
式中, ma和mc为阴、阳离子的毫克当量浓度（meq∙L-1）.计算结果表明, 所有水样离子平衡误差在-4.52%~4.14%之间.
1.3 水质指数（WQI）水质指数（WQI）将多种水质参数综合为一个水质评价指标, 以评估某地区地下水的整体质量及评价地下水的饮用适宜性[21].计算公式为：
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(2) |
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(3) |
式中, Wi为i参数的相对权重；wi为i参数的权重[22]；Ci为i参数的测定值, 单位为mg∙L-1；Si为i参数的饮用水标准值[23], 单位为mg∙L-1. n为水质参数的总数.
根据污染物对人类健康的影响, wi的值在1~5之间[22], 研究参数及其取值详见表 1.水质指数（WQI）综合评价分级见表 2[24, 25].
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表 1 水质参数的wi、Wi和Si取值 Table 1 Values of wi, Wi, and Si of different parameters |
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表 2 水质指数（WQI）综合评价分级 Table 2 Classification of water quality grades |
1.4 灌溉水水质评价
采用USSL图与Wilcox图综合分析地下水盐碱害对土壤和作物的影响, 进行灌溉水水质分类[12, 26].USSL图和Wilcox图分别为钠吸附比（SAR）和钠百分比（SSP）与EC的相关关系.计算如公式（4）和公式（5）, 式中各离子浓度单位为meq∙L-1.
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(4) |
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(5) |
表 3列出了河套灌区地下水样本的描述性统计参数.河套灌区地下水的pH值在6.5~8.7之间变化, 98%的地下水pH均在6.5~8.5的推荐限值范围内[23], 且冻融末期、灌溉中期、秋浇末期3个时段地下水pH值变化较小, 平均值分别为7.61、7.63和7.61, 呈现弱碱性环境.pH变异系数在0.05~0.06之间, 在各参数统计中最小, 说明研究区pH值比较稳定.
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表 3 研究区地下水理化指标统计分析1） Table 3 Statistical parameters of physical and chemical indices of groundwater in the study area |
灌区地下水ρ（TDS）变幅较大, 变化范围为0.54~29.00 g∙L-1, 平均值高于4 g∙L-1, 所采集水样中没有符合Ⅰ、Ⅱ类水TDS标准的样品.冻融末期、灌溉中期、秋浇末期地下水样本中符合Ⅲ类水ρ（TDS）标准（≤1 000 mg∙L-1）[23]的所占比例分别为4.2%、5.6%和6.9%, 说明研究区地下水普遍咸化.空间分布特点是灌区上游比中游、下游低, 高值集中出现在解放闸、永济灌域北部和义长、乌拉特灌域南部区域.
不同时段地下水阴、阳离子总浓度排序均为：灌溉中期 > 秋浇末期 > 冻融末期.阳离子浓度大小顺序为：Na++K+ > Mg2+ > Ca2+, 阴离子浓度大小顺序为：Cl- > SO42- > HCO3-；其中, Na+浓度最大, 占阳离子总量的14.5%~96%.阴离子中Cl-浓度最高, 占阴离子总量的5.6%~91%.表明Na+和Cl-是水化学的主要贡献离子.
冻融末期、灌溉中期和秋浇末期Na+超过地下水质量Ⅲ类标准值（200 mg∙L-1）的分别90.28%、88.89%和87.5%；Cl-超过地下水质量Ⅲ类标准值（250 mg∙L-1）的分别为87.5%、69.44%和73.61%.比较各离子变异系数, Na++K+和Cl-变异系数最大, 范围为1.33~1.49和1.61~1.80, 说明Na+和Cl-易受环境因素影响, 是地下水咸化的主要影响因子[15].
ρ（HCO3-）变化范围为0.12~5.80 g∙L-1, 其变异系数相对较小, 表明HCO3-在地下水离子组分中相对稳定. ρ（TH）变化范围为0.08~8.57 g∙L-1, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期TH没有明显差异, 地下水样本72.68%超过标准限值[23]（Ⅲ类标准值450 mg∙L-1）, 不适合饮用.
2.2 地下水水化学类型Piper三线图能很好地解释水体的化学类型, 进而可以根据水化学组成特征来评估含水层中由于沉积和流动而产生的化学过程和地下水的演变[27].
如图 2所示, 对于阳离子, 所有样品几乎都绘制在左三角形的钠型区域, 对于阴离子, 样品大多绘制在右三角形的氯化物类型与硫酸盐类型区域.表明Na+和K+超过Ca2+和Mg2+优势明显, 强酸Cl-和SO42-优势超过弱酸HCO3-, 阴离子比阳离子分布相对均匀.根据舒卡列夫分类灌区地下水化学类型主要为Cl-Na型和Cl·SO4-Ca·Mg型.冻融末期、灌溉中期、秋浇末期Cl-Na型样品占比分别为63.9%、72.2%和61.1%, Cl·SO4-Ca·Mg型样品占比分别为23.6%、15.3% 和23.6%.虽然3个典型时间段的各离子浓度含量均有一定的变化, 但灌区冻融末期和秋浇末期地下水水化学类型基本一致, 而灌溉中期的水化学类型表现出较明显改变.这可能是因为7月中旬处于灌溉期和汛期, 通过灌溉和雨水入渗, 地下水中的Na和K与含水层物质中的Ca或Mg发生置换而发生地下水水化学类型的改变[28].
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图 2 地下水化学Piper三线图 Fig. 2 Piper trilinear diagram of groundwater chemistry |
水质指数（WQI）是一个数学模型, 用于将许多水参数转换为代表水质水平的单一指标值[29].WQI的参数取决于用水的目的.根据数据的可用性和影响人类消费因素的相对重要性来选择参数[27].本研究中, 选取影响地下水咸化程度的9个主要水质参数计算每个采样点的WQI进行水质评估.WQI计算的分配权重基于水质参数的相对重要性[27, 30], 如表 1.表 4给出了基于WQI值的地下水分类, 河套灌区浅层地下水的水质指数在48~2 096之间.根据WQI分类, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期这3个时段地下水水质变化较小.水质良好样品均为23.6%, 水质较差至极差的样品分别为45.8%、45.8%和47.2%, 表明地下水主要为Ⅳ类、Ⅴ类质量的水, 水质较差.
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表 4 基于WQI的地下水分类 Table 4 Classification of groundwater based on WQI |
研究区域地下水WQI的空间分布如图 3所示.从中可以看出, 良好水主要分布在乌兰布和灌域南部区域, 永济灌域中部、义长灌域北部分布有少量的良好水.中等水主要分布于乌兰布和灌域北部和解放闸、永济灌域南部区域.解放闸、永济灌域北部和义长、乌拉特灌域南部水质极差.河套灌区上游地下水水质较好, 这主要与河套盆地的地形和农业有关.乌兰布和、解放闸和永济灌域地势呈西南向东北倾斜, 地下水流自南向北汇入总排水干渠, 因此灌域北部区域水质较差.研究区基本水流方向为由西向东、由北向南方向, 但内陆断陷盆地湖沉积物透水性差流动滞缓, 使浅层地下水埋深浅矿化度高, 导致灌区中、下游地下水水质较差.
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图 3 地下水样品WQI的空间分布 Fig. 3 Spatial distribution of WQI of groundwater samples |
地下水是否适合灌溉取决于水的矿物成分对植物和土壤的影响.灌溉水中溶解离子过多会对植物和农业土壤产生物理和化学影响, 从而降低生产力.电导率是衡量盐度危害的一个很好的指标, 因为它反映了地下水中的TDS.钠浓度在评估灌溉地下水质量方面起着重要作用, 因为高钠会使土壤变硬并降低其渗透性[31].
USSL图与Wilcox图是常用的综合反映灌溉水适宜性的2种图解方法[32], 既能反映灌溉水水质对土壤的影响, 还能反映水质对植物的影响[33]. USSL图根据SAR和EC值划分为16个区域（如图 4）, EC值越大, C代表的灌溉水盐化级别越高, SAR值越大, S代表的灌溉水碱化级别越高.
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图 4 USSL图指示的地下水的灌溉水等级 Fig. 4 Irrigation water grade of groundwater indicated by USSL diagram |
河套灌区冻融末期、灌溉中期和秋浇末期这3个时段地下水USSL图显示结果相似, 地下水样品均分布在C3-S1、C3-S2、C4-S1、C4-S2、C4-S3和C4-S4这6个区域.冻融末期地下水在C3-S1、C3-S2、C4-S1、C4-S2、C4-S3和C4-S4区域中分别占比19.4%、3%、16.4%、29.9%、11.9%和19.4%；灌溉中期地下水在各区域占比分别为23.9%、1.5%、13.4%、25.4%、11.9%和23.9%；秋浇末期地下水在各区域占比分别为22.4%、1.5%、20.9%、19.4%、17.9%和17.9%.只有C3-S1区域的地下水适宜灌溉, 其他区域均不宜用于灌溉, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期这3个时段适宜灌溉水样占比分别为19.4%、23.9%和22.4%；不适宜灌溉水样占比分别为80.6%、76.1%和77.6%.
Wilcox图是根据SSP和EC的值将灌溉水划分为水质优秀区（Ⅰ区）、水质良好区（Ⅱ区）、水质适宜区（Ⅲ区）、怀疑保留区（Ⅳ区）和水质不适宜区（Ⅴ区）这5类区域（如图 5）.冻融末期地下水在各区域分别占比0%、9.7%、15.3%、20.8%和54.2%；灌溉中期地下水分别占比0%、8.6%、14.3%、18.6%和58.6%；秋浇末期地下水分别占比0%、9.7%、15.3%、18.1%和56.9%.水质优秀、水质良好和水质适宜区为可以灌溉区域, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期这3个时段水样占比分别为25%、22.9%和25%；怀疑保留和水质不适宜区为不可以灌溉区域, 3个时段水样占比分别为75%、77.1%和75%；与USSL图解评价结果相近.
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图 5 Wilcox图指示的地下水的灌溉水等级 Fig. 5 Irrigation water grade of groundwater indicated by Wilcox diagram |
河套灌区浅层地下水中盐度、钠浓度普遍偏高, 过量的盐度可能会通过改变渗透过程限制水分和营养物质的吸收, 从而在物理上损害植物生长[34, 35].当灌溉水中的钠浓度高时, 钠离子往往会被黏土颗粒吸收, 取代镁和钙离子.水中Na+与土壤中Ca2+和Mg2+的交换过程降低了渗透性, 甚至导致土壤内部排水不良[36].过量的Na+与碳酸盐结合会形成碱性土壤, 而与Cl-结合则会形成盐渍土, 这两种土壤都不能支持植物生长.
2.5 地下水化学组分的源解析相关系数是揭示变量之间关系的常用度量.通过相关性分析可以判断地下水各化学组分的同源性和差异性[37].如表 5, TDS与阳、阴离子均存在较强正相关, 相关系数排序为：Na++K+ > Mg2+ > Ca2+；Cl- > SO42- > HCO3-, 且冻融末期、灌溉中期和秋浇末期各化学组分具有相同的相关规律性.TDS与Na+和Cl-呈高度正相关, 相关系数均超过0.95（仅秋浇末期Na+与TDS的相关系数为0.941）.表明研究区地下水Na+、Cl-是TDS的主要影响因素, 是地下水普遍咸化控制因素.Na+-Cl-、Na+-Mg2+、Ca2+-Mg2+和Mg2+-Cl-是比较显著的相关对, 表明这些离子有相同的水盐来源.
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表 5 地下水主要离子相关性1） Table 5 Correlated coefficients of groundwater ions |
因子分析是对原始数据进行分类的多元统计方法.因子分析可以得出化学变量之间的一般关系, 可以合理地解释地下水各组分的来源及地质演化的主要过程[35].对研究区不同时段地下水的水化学指标和浅层地下水水位10个变量进行主成分分析（表 6）.经过KMO和Bartlett球型度检验（3、7和11月样本显著性均为0）, 通过主成分和最大方差正交旋转因子分析, 找到变量中具有代表性的因子[38].
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表 6 地下水主要离子旋转成分矩阵 Table 6 Rotated component matrix of groundwater ions |
分别提取得到冻融末期、灌溉中期和秋浇末期的3个主因子如表6, 个时段的主因子F1的因子载荷基本相同, 主因子F2和F3的因子载荷略有差异.主因子F1包括Na++K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、TH和TDS, 说明主因子F1主要代表盐化作用, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期方差贡献率分别为57.368%、53.740%和57.395%.其中Na+、Mg2+和Cl-的因子载荷较大, 且与F1均呈正相关关系, 代表盐岩蒸发浓缩作用、石膏的溶解作用及人类活动的影响[16].冻融末期、灌溉中期和秋浇末期F2的方差贡献率分别为13.885%、15.153%和13.112%, 其中pH的因子载荷均最大, 说明3个时段的主因子F2代表研究区弱碱性环境下碳酸盐的溶滤作用对地下水化学成分的影响.冻融末期F3的方差贡献率为10.653%, HCO3-和地下水水位的因子载荷较大；灌溉中期F3的方差贡献率为10.415%, HCO3-的因子载荷较大；秋浇末期F3的方差贡献率为10.624%, HCO3-和地下水水位的因子载荷较大；其中HCO3-的因子载荷均显示出较高的负相关性, 而地下水水位的因子载荷均呈现出较好的正相关性. HCO3-可能来源于碳酸盐矿物的溶解、土壤CO2或有机污染物的细菌降解, 进而形成的弱碱性环境对地下水化学组分产生影响[35].浅水位的变化会直接影响蒸发对浅层地下水的作用程度, 在蒸发作用下, 溶解于地下水中的盐分通过毛管上升运移, 从而影响浅层地下水化学特征[1].因此3个时段的主因子F3代表农业灌排水、土壤肥料溶滤作用等人类活动和干旱的环境对地下水化学成分的影响.冻融末期、灌溉中期和秋浇末期累计方差贡献率分别为81.906%、79.308%和81.131%, 灌溉中期最小说明灌溉中期地下水化学主要离子来源比冻融末期和秋浇末期更复杂[16].
3 讨论 3.1 地下水化学成分来源的自然因素分析Gibbs图通过分析天然水化学的演化机制, 揭示水体的水化学组成的多种成因.通过分析TDS与Na+/（Na++Ca2+）（毫克当量比, 下同）和Cl-/（Cl-+HCO3-）的关系, 吉布斯图将主要机制分为3类：蒸发优势、岩石优势和降水优势[39].
如图 6所示, ρ（TDS）范围在0.54~22 g∙L-1, Cl-/（Cl-+HCO3-）值处于0.13~0.96, Na+ /（Na++Ca2+）值范围在0.26~0.98.研究区所有地下水样品均绘制在图的上部和上部偏右部分, 无样本点落在降水控制区, 表明水化学组成主要受蒸发浓缩和岩石风化的共同控制[40], 且年内不同月份无明显差异.
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图 6 研究区地下水Gibbs分析图 Fig. 6 Gibbs plots of groundwater in the study area |
河套灌区为内陆断陷盆地, 是南、北双向的地下水径流聚集区, 含水层以湖积细粒相为主, 透水性差.在干旱的气候条件下, 蒸发作用强烈, 蒸发浓缩作用在天然水体水化学组成的形成过程中扮演着重要的角色[41].西南部的乌拉山隆起带, 下部承压水头较高, 因地质断裂和发育的影响, 溶滤侵染, 导致浅层地下水矿化度较高, 形成带状分布的咸卤水带[42].地下水与其接触的各类岩石发生溶解、离子交换等物理和化学反应, 从而改变天然水体原有的化学组成[43].
绘制河套灌区冻融末期、灌溉中期和秋浇末期3个时段浅层地下水（HCO3-）/（Na+）（量浓度比, 下同）与（Ca2+）/（Na+）、（Mg2+）/（Na+）与（Ca2+）/（Na+）端元图（图 7）, 研究地下水化学组分的来源.水样点主要分布在蒸发盐岩和硅酸盐岩端元之间, 在碳酸盐岩控制区域附近无水样点分布, 并且冻融末期、灌溉中期和秋浇末期水样点分布规律无明显差异, 说明浅层地下水化学组分主要受蒸发盐岩和硅酸盐岩溶滤控制.因此地处干旱半干旱的河套灌区, 在强烈的蒸发浓缩作用下, 形成了以Na+、Cl-为主的矿化度普遍较高的地下水, 同时随着硅酸盐岩矿物的风化溶解作用, 使Ca2+和Mg2+的含量增多, 进而导致地下水的总硬度增大[44].
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图 7 研究区地下水离子端元图 Fig. 7 Ion end-member diagram of groundwater in the study area |
地下水化学的成因和地球化学过程可以通过离子比值法来确定[45].（Na++K+）/（Cl-）（当量浓度比, 下同）可以反映Na+和K+的来源, 当比值大于1时, 表示发生岩盐溶解, 比值小于1时, 表示发生硅酸盐的溶解.如图 8（a）所示, 研究区地下水样本的数据点沿1∶1线两边分布, 说明研究区地下水Na+、K+来源于岩盐溶解、硅酸盐矿物风化和离子交换[46].
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图 8 研究区地下水离子比值 Fig. 8 Groundwater ion ratio in the study area |
（SO42-+HCO3-）/（Ca2++Mg2+）值如图 8（b）所示, 大多数样品绘制在1∶1线下方, 表明Ca2+和Mg2+来源于方解石和白云石的溶解[21].理论上, 如果方解石和白云石溶解是Ca2+和Mg2+的唯一来源, 则（SO42-+HCO3-）/（Ca2++Mg2+）值应为1∶1至2∶1之间[46, 47].如图研究区有部分地下水样本点分布在2∶1线以下, 这表明Ca2+和Na+之间可能发生了离子交换[21].
利用（SO42-+Cl-）/（HCO3-）值可以判断碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩溶滤对地下水化学组分的贡献程度[48].当比值大于1时, 地下水的化学组成主要来源于蒸发岩盐的溶解, 小于1时, 主要来源于碳酸盐的溶解.如图 8（c）研究区地下水绝大部分样本点分布于1∶1线上方, 说明蒸发岩盐溶解占主导作用.
通过（Na++K+-Cl-）/[（Ca2++Mg2+）-（SO42-+HCO3-）]值可以判断地下水是否发生阳离子交换作用, 若比值接近-1, 说明存在阳离子交换作用[49]. 由图 8（d）可知, 河套灌区冻融末期、灌溉中期和秋浇末期3个时段浅层地下水所有样本点线性拟合极好, 水样点均分布在y=-0.991x-0.347附近, 并且相关性很强（R2=0.998）, 说明研究区浅层地下水发生了较强的阳离子交换作用.研究区潜水含水层沉积物颗粒较细, 地下水动力条件差, 河套盆地相对封闭的地下水基本属于停滞状态, 所以更加容易发生阳离子交换 [42, 50].在今后的研究中, 将应用同位素技术等方法, 对地下水成因进行深入探讨.考虑到地层岩性的复杂性, 将应用软件Phreeqc进行水-岩作用过程及水文地球化学模拟.
3.2 农业活动和气候因素对地下水化学的影响河套灌区地下水水质在时空上呈现不同的规律, 水平方向上, 沿上中下游方向呈现由北向南, 由西向东地下水水质逐渐变差的规律.年内冻融末期、灌溉中期和秋浇末期地下水水质变化较小, 水质较差至极差的样品分别占总样品的45.8%、45.8%和47.2%.由于灌区引黄灌溉, 渠道田间的渗漏水和大气降水, 为上游山前砾质倾斜平原的潜水提供了补给来源, 水质相对较好.而灌区东南的乌拉山隆起带从西山咀潜入平原地下, 形成一阻水坝, 使地下水向外排泄十分困难, 潜水受到强烈的蒸发浓缩作用, 水质相对较差.由灌溉适宜性评价结果可知, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期不可灌溉水样分别为80.6%、76.1%和77.6%, 说明研究区浅层地下水多数样品不适宜灌溉.
如图 9（a）所示, 乌兰布和灌域东部、解放闸灌域西部、义长灌域中部和乌拉特灌域西部地区地下水埋深较浅, 基本在2 m以下, 而灌区西部、西北部和东北部沿狼山地带埋深相对较深, 部分区域可达10 m以上.TDS较高的区域在灌区北部沿总排干沟附近及中南部、东南部局部地区分布, 灌区西部、西南及中部局部地区地下水TDS较低.结合图 3地下水WQI的空间分布, 可以看出TDS分布区域与WQI值分布区域相似, 地下水WQI值较小的乌兰布和灌域南部、永济灌域中部和义长灌域北部地区是TDS的低值区, 解放闸、永济灌域北部和义长、乌拉特灌域南部水质极差地区是地下水TDS的高值区.比较图 9（a）中地下水埋深和TDS的空间分布可以看出, 地下水TDS较高的区域地下水埋深相对较浅, 地下水TDS较低的区域地下水埋深相对较深, 浅层地下水TDS在年内随地下水埋深的增加而减小[如图 9（b）], 这与姚玲等[51]研究结果一致.因为受气候、土壤类型、灌溉和农业措施等多种复杂因素的影响, 所以浅层地下水埋深和TDS之间的线性关系不明显.
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图 9 地下水埋深与TDS分布图 Fig. 9 Distribution map of groundwater level and TDS |
河套灌区整体地势是西南较高, 向西北、东南逐渐变低, 基本地下水水流方向为由西向东、由北向南方向流动.灌区西南部, 受地形影响地下水水力梯度较大, 水循环交替作用强烈[51], 地下水水质较好.灌区东部地形变缓, 乌拉特灌域西部含水层底板隆起带阻碍了地下水的流动, 导致地下水埋深较浅, 地下水离子组分逐渐富集, 使水质变差.地下水埋深受灌溉和降水影响呈周期性波动.灌溉期埋深较浅, 在蒸发作用下盐分易聚集在浅层地下水中和累积于土壤表层, 使地下水TDS增大水质变差, 加重盐渍化现象.
研究区地下水主要补给源为引黄灌溉和降雨入渗, 蒸发是主要的排泄途径.因为降雨补给量很少, 所以对地下水化学影响较小.夏灌、秋灌和秋浇为整个灌溉补给期, 由图 10（a）可知, 随着灌水量的累计增加, 秋灌和秋浇期的TDS较夏灌期均有不同程度的增大, 主要是因为在作物生育期中, 研究区多次灌水, 引水量大排水量小, 且同期蒸发强烈[图 10（b）], 研究区土壤水分处于灌溉-补给-蒸发的循环过程[15], 导致大量盐分聚集在土壤和浅层地下水中, 而11月秋浇后, 聚集在土壤中的大量盐分被淋洗到浅层地下水中, 使浅层地下水盐分升高.说明农业生产过程中, 引黄灌溉带来了大量的盐分离子, 强烈的蒸发使溶质浓缩, 导致TDS增加, 加重研究区地下水盐化.因此, 农业灌溉和干旱, 是研究区地下水盐化的主要驱动因素.
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图 10 研究区地下水化学参数和影响因素 Fig. 10 Groundwater chemistry parameters and influencing factors in the study area |
灌区总干渠引水TDS和主要排干沟排水TDS如图 10（c）.引水ρ（TDS）为0.51 g∙L-1, 排水ρ（TDS）为1.20~13.39 g∙L-1, 排水TDS是引水TDS的2.35~26.25倍.大量的引黄灌溉水将土壤中的盐分淋洗到地下水中, 使地下水中离子组分含量增加水质变差、地下水埋深变浅.各级排水沟将高TDS地下水排出灌区, 带走地下水中的盐分, 对地下水起到淡化作用改善了地下水水质.河套灌区的灌溉排水工程影响了灌区水循环过程, 改变了灌区盐分的补排规律. 2017~2021年引排水量对TDS年际变化的影响如图 10（d）所示.引水量因各年农业耕种情况及水文气候原因而变化, 2021年最大为50.03亿m3, 排水量呈逐年增大趋势, 且TDS的变化呈现出2020年、2021年地下水加重盐化的趋势.有研究表明, 排盐负荷量随排水量的增加而增加[52], 说明目前排水量不足以淡化地下水, 因此研究区需要合理调整农业灌溉水量, 进一步完善排水系统进而改善地下水化学环境.
4 结论（1）河套灌区地下水呈现弱碱性环境, 研究区地下水普遍咸化.地下水阴、阳离子总浓度排序均为：冻融末期 < 秋浇末期 < 灌溉中期, Na+和Cl-是水化学的主要贡献离子, 空间分布整体呈现出由西向东从灌区上游到中游到下游逐渐增高的特点.
（2）河套灌区地下水水化学类型以Cl-Na型占主导, Cl·SO4-Ca·Mg型次之, SO4-Ca·Mg、HCO3·Cl-Na、HCO3-Na和HCO3-Ca·Mg型多种共存. 灌区冻融末期、灌溉中期和秋浇末期地下水水化学类型差异较小.
（3）河套灌区浅层地下水基于WQI值分类, 主要为Ⅳ类和Ⅴ类, 总体地下水水质较差.灌区浅层地下水中盐度、钠浓度普遍偏高, USSL图与Wilcox图图解综合评价结果表明, 冻融末期、灌溉中期和秋浇末期分别有80.6%、76.1%、77.6%的水样不适宜灌溉.
（4）河套灌区地下水化学自然条件下的主要控制因素为蒸发浓缩作用和岩石风化作用, 其中Na+、Cl-主要来自盐岩的溶解和阳离子交换作用, Ca2+、Mg2+主要来源于硅酸盐岩矿物的风化溶解作用.农业灌溉和干旱是河套灌区地下水水化学演化的主要驱动因素.
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