基巖海島地下水與海水相互作用研究

張 康，韓冬梅，曹天正,3，宋獻方，王 威，曹艷玲

（1.中國科學院地理科學與資源研究所陸地水循環及地表過程重點實驗室，北京 100101；2.中國科學院大學資源與環境學院，北京 100049；3.中國科學院大學中丹學院，北京 101400；4.山東省第一地質礦產勘查院山東省富鐵礦勘查技術開發工程實驗室，山東 濟南 250109）

地下水與海水的相互作用主要包括海水入侵（Seawater Intrusion，SWI）和海底地下水排泄[1]（Submarine Groundwater Discharge，SGD）2個同時存在且互補的地下水文過程[2?3]。不合理的地下水開采引發的SWI已對全球諸多含水層的地下水資源構成嚴重威脅[4?10]。SGD營養鹽通量可顯著影響海岸帶營養鹽收支和生物地球化學循環，過量營養鹽排泄可能引起沿海富營養化[11?14]?？茖W管理海島地下水資源，查明地下水-海水相互作用模式和程度，已成為亟需解決的重要問題。

近年來針對基巖海島地下水與海水相互作用的研究有了長足的進步。山東長島之北長山島中部和北部低地均有SWI發生，入侵范圍占全島面積的17%～19%[15]。龐忠和等[16]利用氫氧同位素證明長島的基巖裂隙水起源于大氣降水，受到海水影響地下水Cl?濃度高于內陸地區。國際上對SWI的研究主要集中在松散沉積物中的含水層，但在人口密集的大型基巖群島也曾報道過SWI造成鉆孔報廢的情況[17]。近年來，有的研究者建立了用于估算渤海灣、萊州灣、大亞灣和膠州灣SGD通量的鐳（Ra）和氡（Rn）同位素質量平衡模型[12,18?19]。汪遷遷[20]利用鐳氡同位素證明SGD輸入是渤海灣水體營養鹽的主要來源。Ma等[21]利用達西定律估計了在海潮作用下萊州灣東岸淤泥質海灘的SGD。然而，以往的SWI與SGD研究大多是針對河口、潮灘、海灣和大陸架的臨近海域[22?26]，很少有關于基巖海島的相關研究。作為中國北方地區典型的基巖群島，該島在地下水與海水的相互作用方面一直以來缺乏系統性的定量認識。鑒于此，本文分析了該島地下水位及水質的變化，探討了基巖海島地下水與海水相互作用的特征和影響因素，進行了SWI和SGD的研究，運用插值方法識別了海水入侵嚴重區域，基于達西定律估算了水分交換速率、水量和NO3-N通量。研究可為海島地下水資源科學管理，保護和修復海島水生態環境提供科學參考。

1 研究區概況

該基巖群島位于膠東、遼東半島之間，黃渤海交匯處，有居民島10個，最大島面積12.8 km2。該島的氣候類型屬于亞洲東部季風區大陸性氣候，因受冷暖空氣交替影響，加之四周海水的調溫作用，四季溫度呈現滯后性，春季多風升溫晚、夏季多雨氣候涼、秋季干燥降溫慢、冬季風頻寒潮多。年平均氣溫為11.9 °C，年平均降水量為560 mm，地下水全部為大氣降水補給。

島上的基巖主要是由石英巖、板巖和千枚巖組成，長期風化剝蝕作用使得巖石破碎，丘陵頂部比較平緩。島上出露地層主要為第四系松散巖類和蓬萊群變質巖，地下水類型主要有松散巖類孔隙水和基巖裂隙水。第四系沉積物厚度為6～15 m，孔隙水埋深一般在3～10 m，含水層富水性較差，單井涌水量多在60 m3/d以下；構造裂隙的發育深度一般小于100 m，地下水埋深在10～35 m之間，含水層富水性較強，單井涌水量一般在100～250 m3/d[27?29]。低洼谷地在由陸變島的過程中曾被海水浸沒，谷地中有海相沉積，且局部低洼谷地有海相沉積層分布。

20世紀80年代，由于地下水資源的不合理開采，該島部分水井的地下水TDS明顯升高[16]。地下水資源均衡的破壞和開采強度的空間不均加速了海水入侵的進程。有資料顯示[16]，大多數臨岸大口徑井受咸水入侵影響已廢棄。過量開采改變了地下水的水動力條件，咸淡水之間形成向陸方向的水力梯度，地下水天然平衡狀態被破壞，最終導致海水入侵災害發生[15]。為了修復地下水環境，2019年7月份通過的《海洋生態保護條例》[30]第二十條規定，“在城市公共供水管網覆蓋區域內，禁止取用地下水”，自此該島進入禁采時代，島上居民用水改用自來水、跨海工程引水和海水/苦咸水淡化水。但因為島上苦咸水淡化工程仍舊是抽取已咸化的地下水，所以對地下水的取用仍然存在。

2 數據資料與研究方法

2.1 地下水觀測井位置

為了解研究區的地下水動態特征，本文選取了南島的7個井和北島的3個井進行地下水觀測（W1——W10）。從 2012年 1月——2015年 2月、2016年 1——12月，每隔5 d觀測1次水位，每口井有300個水位數據，共計3 000個。觀測井位置如圖1所示，通過地圖測算得出各觀測井離最近海岸的距離（表1）。降水量數據來自該島氣象局提供的逐月降水量資料。

圖1 研究區地下水觀測井位置圖Fig.1 Location map of groundwater observation wells in study area

表1 觀測井離最近海岸的距離及水井基本情況Table 1 The distance of the observation wells from the nearest shore and the informations of the observation wells

根據地形圖、地下水觀測井所在的巖性分布、地質剖面資料[31?32]，及地水水位監測數據，繪制了典型區域水文地質剖面圖（圖2）。該島出露的地層巖性較簡單，主要為元古界石英巖，厚度大于2 000 m，上覆薄層第四系松散沉積物，厚度約6～15 m。

圖2 北島（A-A’）和南島（B-B’）水文地質剖面圖Fig.2 Hydrogeologic cross-section of the North Island (A-A’) and South Island (B-B’)

2.2 水分交換速率的計算

基巖裂隙含水層滲透系數為10～30 m/d[33]；分布在緩坡地段的殘積-坡積物較為致密，透水性較差，含水層厚度2～5 m，滲透系數為5～10 m/d；分布在濱海地區的海積物較為松散，透水性較好，滲透系數為10～20 m/d[34]。根據觀測井的地面高程、井深和年平均水位數據，計算得W2、W7、W9地下水埋深小于2 m，認為其地下水來源于上部松散巖土含水層，滲透系數為5～10 m/d；其余7口井地下水埋深11～35 m，認為其地下水來源于下部基巖裂隙含水層，滲透系數為10～30 m/d。

利用野外觀測的地下水水位數據，基于達西定律可以計算出每口井垂直海岸線方向的水力梯度，定量化計算地下水與海水的水分交換速率[35?36]。計算中取多年平均水位計算平均水力梯度，取月平均最高和最低水位計算最大和最小水力梯度，結合水文地質條件確定滲透路徑。根據地下水中NO3-N的濃度，可進一步估算出地下水向海排泄的NO3-N通量。

2.3 地統計插值方法

基于協同克里金（Cokriging）插值方法，可以將DEM數據作為協變量，對2013年1月地下水水位實測數據進行插值，并根據水庫、溝渠等的分布對插值結果進行核實，以提高水位插值的準確性。

將各觀測井的SGD速率在海岸線上進行IDW插值[37]，再對海岸線上的SGD速率求和，可以計算出SGD水量。

2.4 海水入侵程度的劃分

收集了2018年5月26眼監測井的水化學分析結果，由山東省地質環境監測總站實驗室測試分析得到。根據《海水入侵監測與評價技術規程》[38]，采用 Cl?質量濃度 250 mg/L 指示 SWI，Cl?質量濃度大于250 mg/L則證明發生了海水入侵，海水入侵程度等級劃分見表2。

表2 海水入侵的現狀評價等級劃分[38]Table 2 Classification of status evaluation of seawater intrusion

3 結果

3.1 地下水水位分布特征

地下水水位和降水量的變化見圖3。整體來看，地下水水位波動較小的井分布在南島的W5、W7和W9，北島的W2和W4。其中，南島的W7和W9地下水水位最為穩定，W7地下水水位一直維持在5 m左右，W9維持在2 m左右。

圖3 2012——2016年地下水水位與降水量變化Fig.3 Variations of groundwater levels and precipitation from 2012 to 2016

地下水水位波動較大的井主要在南島的W1、W6和北島的W8。這3個水位監測點的水位不僅波動很大，而且常年低于海平面。從圖1可以看出，W1、W6距離較近，都是在海拔低、地形平緩的城鎮集中建設區域，即使距離海岸較遠，仍然有很大的海水入侵風險。

在降水豐富的7、8月份，W7地下水平均埋深與地表面十分接近，地下水水位較高且保持穩定，水位保持在5 m左右。說明當地的地下水受人為干擾和大氣降水的影響很小，地下水存在穩定的補給來源。

研究區降水量的年度、年內變化很大，2013年7月份降水量達560.4 mm，而同年9月份降水量僅0.1 mm。降水大多集中在每年的7——8月份，地下水水位和大氣降水都呈現出明顯的季節性特征：夏季降水充足，地下水水位較高；冬春季降水稀少，地下水水位低。2013年夏季的集中降水大幅度提高了南島的W3、W6和W10的地下水水位，特別是W6對降水量增加的正向響應特別明顯。

在2012、2013、2016年的7——8月份的3次集中降水事件后，大部分監測井水位波動存在滯后，波峰出現在降水峰值之后10 d左右。其中，南島的W1、W6滯后時間較短，對降水的響應十分敏感；W3、W10滯后時間較長。

3.2 水分交換速率和SGD水量的定量估算

本研究計算了10個地下水觀測井水分交換速率及NO3-N通量，見表3。

表3 地下水觀測井的SWI和SGD計算結果Table 3 SWI and SGD calculation results of groundwater observation wells

從表3的計算結果中，可以大體判斷出南、北島的SGD和SWI主導區域。南島東北岸、南岸的大部分地區沒有發生海水入侵，地下水向海排泄過程較穩定，2012——2016年SGD速率均值為0.2 m/d，向海NO3-N 通量均值為 81.8 mmol/（m2·d）。北島東南地區是海水入侵的嚴重區域，地下水水位長期低于海平面且逐年下降，2012——2016年SWI速率均值為0.3 m/d，向陸NO3-N 通量均值為 69.6 mmol/（m2·d）。

通過ArcGIS的反距離權重法插值工具對南、北島枯水季（2014年4月）、豐水季（2013年9月）和月平均SGD水量分別計算，北島SGD水量為3.5×104～4.5×104m3/d，南島 SGD 水量為 0.4×104～1.1×104m3/d?；?012——2016年監測井的月平均SGD速率進行插值，北島SGD水量平均值為2.7×104m3/d，南島SGD水量平均值為 0.8×104m3/d。

3.3 地下水水位分布、Cl?和NO3-N濃度分布

2013年1月份地下水水位等值線分布圖（圖4）顯示，地下水水位負值區主要分布在北島南岸和南島西岸，高值區主要分布在南島東北岸和南岸。北島地下水主要流向為由北向南，南島地下水主要流向為由東向西。

圖4 2013年1月地下水水位等值線分布圖Fig.4 Distribution of groundwater-table contour in January 2013

2018年5月地下水中Cl?和NO3-N質量濃度分布見圖5。Cl?質量濃度較高的區域和地下水水位低的區域基本重合，南島南岸的大部分地區和東北岸局部地區沒有發生海水入侵，海水入侵從西南岸和西岸（港口以南約1.5 km處）向島內發展，入侵程度為輕度，Cl?質量濃度250～1 000 mg/L；北島東南岸海水入侵程度為嚴重入侵，Cl?質量濃度大于1 000 mg/L。

圖5 研究區地下水Cl? 和NO3-N質量濃度分布圖Fig.5 Distribution of groundwater Cl? and NO3-N concentrations in study area

NO3-N濃度高值區位于南島中部及北島北部區域。

3.4 水化學組成

地下水樣的pH值介于7.0～8.5之間（表4），整體呈弱堿性，變異系數小。TDS介于25.5～6 979.0 mg/L之間，平均值為1 093.5 mg/L，按照TDS進行分類[39]，大部分地下水是淡水（<1 g/L）和微咸水（1～3 g/L），只有北島的W4、W8的地下水是咸水（3～10 g/L）。有將近一半的地下水水樣菌落總數遠遠大于1 000 CFU/mL，屬Ⅴ類地下水[40]。菌落總數過高表明原生地下水環境可能存在污染，不宜作為生活飲用水水源。除pH以外，其余各水化學參數的變異系數均超過了0.15，氯化物和總硬度（以CaCO3計）均存在極端超標值。

表4 地下水水樣的水化學特征統計Table 4 Statistics on hydrochemical characteristics of groundwater samples

4 討論

4.1 SWI和SGD的特征分析

海底地下水排泄（SGD）由2部分組成，一是來自內陸的地下水，另一個是海水循環量（又叫“再循環海水”），即海水在潮汐、波浪等各種因素作用下通過海-陸界面進入近海含水層后又流回到海洋的水[1]。SGD受陸地和海洋驅動力的雙重作用，因為“再循環海水”只發生在近岸含水層和海底沉積物的小范圍內[41]，故本文估算的主要是受陸地驅動力的地下水的向海排泄。

研究區海島受陸地驅動力的SGD水量巨大，北島 SGD水量為 3.5×104～4.5×104m3/d，南島 SGD 水量為 0.4×104～1.1×104m3/d?；?2012——2016 年監測井的月平均SGD速率，北島SGD水量平均值為2.7×104m3/d，南島SGD水量平均值為0.8×104m3/d。

以往的水井水質調查結果表明，除少數靠近海邊且開采量較大的水井水質咸化以外，絕大部分井水TDS小于 1 g/L，水化學類型以 Cl·HCO3——Ca·Na、Cl·HCO3——Na·Ca 和 HCO3·Cl——Na·Ca 類型為主[42]。水化學特征的統計結果顯示，該研究區的地下水水質分布不均勻，結合以往的研究結果，氯化物濃度較高的地下水監測點與海水入侵、井水咸化的分布范圍有密切聯系。

基巖海島的咸-淡水界面分布受地質構造控制，具有顯著的非均質性。海拔低、地形平緩的城鎮集中建設區域海水入侵風險較高，人為持續開采地下水會顯著降低地下水水位，導致地下水漏斗、井水咸化等災害。但基巖海島沿岸的基巖山區可以有效阻擋海水入侵，補充和更新山谷地下水，這一特性在南島東南海岸得到了驗證。

4.2 地下水-海水相互作用的影響因素

降水對地下水-海水相互作用的影響主要是對水力梯度的變化產生影響，降水充足的7、8月份，地下水水頭升高，井水位上升，表現為向海排泄的水力梯度，發生海水入侵的可能性小，地下水在含水層中參與一系列復雜的水巖相互作用和生物地球化學作用，排泄到海水中對近海岸水環境產生影響。而在幾乎沒有降水的冬春季，人類活動的參與就會顯著影響水力梯度的變化。1970——1981年間，機井數量從12眼增加到54眼[29]，單井抽水量普遍高于自身的出水能力，地下水水量連年虧損，演變成向陸方向的水力梯度，導致海水入侵。

人為污染會使地下水向海排泄的營養鹽濃度升高，龐忠和等[16]、付兆堂等[43]的研究中提到的硝酸鹽污染來源主要包括：（1）農村居民院內菜地的施肥及滲坑、廁所等生活污水來源；（2）島嶼水產品加工業相對較多，各個水產品加工企業基本上都有自備水井，漁養物資、海產品貝殼垃圾的無序堆放，也是地下水中硝酸鹽污染的來源之一。例如南島地下水觀測井W3的NO3-N質量濃度由1.15 mg/L增大至21 mg/L，超過了世界衛生組織（WHO）飲用水水質準則的最大污染水平（11.3 mg/L）[44]，甚至超過了我國生活飲用水標準20 mg/L。過量的NO3-N通過地下過程向海排泄，使得近海地區成為富營養化或藻類爆發性繁殖的潛在風險區。

4.3 NO3-N的通量變化

由于地下水中硝酸鹽濃度升高，導致NO3-N通量有所升高。例如，南島觀測井W3地下水向海排泄的NO3-N 通量顯著增大，由 2016 年 10 月的 17.37 mmol/（m2·d）增大到 2018 年 5 月的 317.19 mmol/（m2·d），增大為原來的18倍。2016年10月——2018年5月，南島觀測井W10地下水NO3-N通量有所增加，增幅為原來的1.8倍。

北島的W2與W4相比，W2受人類活動影響更大，NO3-N質量濃度在35～40 mg/L，而我國生活飲用水衛生標準[45]規定，地下水水源限制時，NO3-N質量濃度超過20 mg/L則不適合作為生活飲用水。W4的水文地質條件更利于地下水向海排泄，SGD速率更大。

5 結論

（1）北島的海水入侵程度普遍高于南島，且北島東南岸有嚴重海水入侵，局部地下水Cl?質量濃度大于2 000 mg/L。南島的海水入侵狀況相對較輕，但由于基巖含水層存在導水裂隙，海水入侵會沿著特定的路徑發生，如南島西岸的低緩居民區的海水入侵，就有東西連接成線的趨勢。

（2）北島東南沿海地區受到高山丘陵地形阻隔，形成天然的隔水屏障，西北部丘陵地區賦存的地下水無法提供補給，該地區地下水主要依靠大氣降水，且距離海岸較近，地下水開采后容易誘發海水入侵。北島東南地區是海水入侵的嚴重區域，地下水咸化明顯，地下水水位長期低于海平面且逐年下降，2012——2016年海水入侵速率均值為0.3 m/d，向陸NO3-N通量均值為 69.6 mmol/（m2·d）。而在南島東北岸、南岸的大部分地區，巖石中的微孔隙和微裂隙以及層間錯動裂隙起到了一定的儲水作用，能夠保持地下水維持一定的水頭高度而不受到海水入侵影響。因此南島東北岸、南岸的大部分地區沒有發生海水入侵，地下水向海排泄過程較穩定，2012——2016年地下水向海排泄速率均值為 0.2 m/d，向海 NO3-N 通量均值為 81.8 mmol/（m2·d）。

（3）研究區受陸地驅動力的SGD水量巨大，北島SGD 水量為 3.5×104～4.5×104m3/d，南島 SGD 水量為0.4×104～1.1×104m3/d?；?2012——2016 年監測井的月平均SGD速率，北島SGD水量平均值為2.7×104m3/d，南島SGD水量平均值為0.8×104m3/d。

未來的研究需要結合潮汐、營養鹽、海平面上升、同位素示蹤等數據進行島嶼地下水全面評估，結合物探等手段定量識別基巖島嶼海水入侵的優先通道。