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地下水作为水资源重要组成部分,不仅是居民生活用水和工农业生产用水的主要来源,也是推动社会经济可持续发展和维持区域生态环境稳定的重要保障[1]. 在自然条件下,地下水化学组分主要受水文、气候和地质等因素控制;但随着人类活动的加剧,地下水化学组分也受到工农业生产和地下水超采等因素影响[2-3]. 开展地下水化学特征及控制因素研究,有助于揭示地下水演化过程.
目前,研究地下水化学特征及控制因素的传统方法主要有水化学类型法、图解法和离子比例关系等[4-5]. 近年来,受人类活动影响,地下水水化学组分来源趋于复杂化,仅采用传统方法难以区分自然因素和人为因素对地下水的控制作用[6]. 因此,多元统计分析、水文地球化学模拟和同位素技术等方法逐渐被应用到地下水化学特征及控制因素的研究[7-10].
重庆市万州区地处三峡库区腹心地带,是“成渝地区双城经济圈建设”在渝东北地区的经济主战场. 该区是以山地农业和农村经济为主的农业大区,浅层地下水是该区居民生活用水和工农业生产用水的主要来源. 以往关于重庆市浅层地下水的研究多集中在污染风险评价、污染源解析与环境影响因素识别等方面[11-12],而对于浅层地下水化学特征及控制因素的研究相对缺乏. 因此,本文综合运用数理统计、Piper三线图、Gibbs图、离子比例关系、Pearson相关性分析、因子分析和水文地球化学模拟等方法,对重庆市万州区浅层地下水进行系统分析,阐明该区浅层地下水化学特征及控制因素,以期为区内地下水资源的合理开发利用、生态环境保护及经济圈的建设提供科学依据.
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重庆市万州区位于107°52′22″—108°53′25″ E,30°24′25″—31°14′58″ N,地处长江中上游结合部,海拔约106—1762 m,总面积为3456.38 km²(图1). 区内地质构造由东北部大巴山褶皱带、东南部川鄂湘黔隆起褶皱带和中西部川东褶皱带组成;出露地层以侏罗纪为主,三叠纪次之,局部地区分布古生代二叠纪,并有新生代第四纪地层;该区地处扬子陆块,长江自西南—东北走向贯穿全区,长江以西地势北高南低,长江以东地势北低南高,区内山脉多呈东北—西南走向且平行延伸;境内地形较为破碎,低山、丘陵、低中山和山间平地约占全区面积的1/2,零星分布有平坝和台地. 该区属亚热带湿润季风气候,天气温和,雨量充沛,无霜期长;多年平均气温为17.7 ℃,多年平均降雨量为1243 mm,多年平均蒸发量为620 mm.
区内浅层地下水以侏罗系地层中的风化带裂隙水为主,埋深一般为2—6 m,丘坡和丘顶埋深可达17—18 m;主要补给来源为降雨入渗、水库渗漏、河流侧向入渗和农田灌溉回归入渗等;主要排泄方式为人工开采、泉水溢出和向下游侧向径流等;整体上,西部浅层地下水自西北向东南方向径流,东部浅层地下水自东南向西北方向径流.
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2021年10月,对研究区浅层地下水进行系统采集,水样均采自民用井,共采集浅层地下水样56组,其中西部25组、东部31组(图1). 取样采用500 mL聚乙烯塑料水样瓶,采样前用去离子水清洗采样瓶3次,然后再用待取水样润洗3次,所有水样用0.45 μm微孔滤膜过滤;用于阴离子测试的样品过滤后直接密封保存,用于阳离子测试的样品,添加高纯硝酸酸化至pH≤2.采样完成后用GPS记录采样点经纬度和高程.
采用pH检测计(pH818)、笔试电导率/溶解性总固体(TDS)计(AR8011)和氧化还原电位计(AZ8552)现场测定水样pH值、温度、电导率、TDS和氧化还原电位,测试精度分别为0.01、0.1 ℃、1 μS·cm−1、1 mg·L−1和1 mV.离子测定由国土资源部地下水矿泉水及环境检测中心完成,其中K+、Na+、Ca2+和Mg2+使用电感耦合等离子体发射光谱仪(iCAP6300)进行测定;Cl-、SO42-和NO3-使用离子色谱仪(ICS1100)进行测定;HCO3-采用酸碱滴定法进行测定,各离子检出限为0.01 mg·L−1.
为检验数据可靠性,采用公式(1)进行检验:
式中,
E 为相对误差;Z 为离子电荷数;ma、mc 为阴阳离子摩尔浓度,单位为mol·L-1. 经计算,所有水样阴阳离子电荷平衡误差均在±5%以内. -
研究区浅层地下水阴阳离子浓度关系分别为
HCO−3 >SO2−4 >Cl−,Ca2+>Na++K+>Mg2+(图2),其中HCO−3 、Cl-和SO2−4 浓度变化范围分别为11.98—353.90 mg·L−1、2.16—35.13 mg·L−1和2.38—88.88 mg·L−1;Na++K+、Ca2+和Mg2+浓度变化范围分别为0.30—37.04 mg·L−1、4.00—104.80 mg·L−1和0.12—23.17 mg·L−1. 浅层地下水阴离子以HCO−3 为主,占总阴离子浓度的84.0%,阳离子以Ca2+为主,占总阳离子浓度的72.0%.研究区西部浅层地下水各离子浓度普遍高于东部(图2),其中
HCO−3 和Ca2+空间分布规律相似,HCO−3 和Ca2+含量较高的浅层地下水主要分布在西部和东北部,沿地下水流向均呈增大趋势;Cl−、Na++K+和Mg2+空间分布规律相似,Cl−、Na++K+和Mg2+含量较高的浅层地下水主要分布在西部、东部和南部,在西部沿地下水流向均呈增大趋势,而在东部沿地下水流向无明显规律性;SO2−4 含量较高的浅层地下水主要分布在东部,自北向南呈递减趋势. 东部浅层地下水pH值普遍高于西部,沿地下水流向无明显规律性;TH和TDS空间分布规律基本一致,较高TH和TDS浅层地下水主要分布在东部和北部,沿浅层地下水流向均呈增大趋势. 研究区浅层地下水绝大部为淡软水,且呈弱碱性. -
Piper三线图可以直观地反映各离子的相对含量[13-14]. 研究区绝大部分水样点的阳离子趋向于Ca2+端元,阴离子趋向于HCO3-端元(图3),说明浅层地下水以HCO3-Ca型为主.
为更直观地分析研究区西部与东部浅层地下水水化学类型差异,按照舒卡列夫分类法对地下水进行分类[15],并绘制水化学类型空间分布图(图4). 西部浅层地下水类型有HCO3、HCO3·SO4和HCO3·Cl·SO4型,分别占西部总水样数的72%、20%和8%;东部浅层地下水类型有HCO3、HCO3·SO4和Cl·SO4型,分别占东部总水样数的80.7%、16.1%和3.2%,说明西部浅层地下水水化学类型受SO42-影响较大.
由研究区中部至边缘地区,地下水阴离子类型由HCO3型向HCO3·SO4、HCO3·Cl·SO4和Cl·SO4型演变;阳离子类型由Ca型向Ca·Mg、Na·Ca和Na·Ca·Mg型演变. 经调查,研究区边缘地区分布有煤、石膏矿场以及耕地,说明浅层地下水化学演化过程可能受到人类活动影响[16].
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利用离子比例关系对研究区浅层地下水离子来源进行分析[17]. 当γ(Na++K+)与γ(Cl−)比值大于1时,地下水化学组分除了受岩盐溶滤作用影响外,还可能受到硅酸盐岩溶滤、蒸发盐岩溶滤和阳离子交换等作用影响;当比值小于1时,地下水化学组分可能受到人类活动影响[18]. 由研究区浅层地下水γ(Na++K+)与γ(Cl−)关系可知(图5a),绝大部分水样点分布在y=x上方,说明浅层地下水中Na++K+除了来源于岩盐的溶滤外,还可能来源于硅酸盐岩溶滤、蒸发盐岩溶滤以及正向阳离子交换等.
当γ(Ca2++ Mg2+)与γ(
HCO−3 )比值大于1时,地下水中Ca2+和Mg2+除了来源于碳酸盐岩溶滤外,还存在其它含Ca2+、Mg2+矿物的溶滤;当比值小于1时,Ca2+和Mg2+可能来源于蒸发盐岩溶滤[19]. 由研究浅层地下水γ(Ca2++Mg2+)与γ(HCO−3 )关系可知(图5b),绝大部分水样点分布在y=x上方,说明浅层地下水中Ca2+和Mg2+除了来源于碳酸盐岩溶滤外,还存在其它来源.当γ(Ca2+)与γ(Mg2+)比值大于2时,地下水中Ca2+和Mg2+来源于碳酸盐岩和硅酸盐岩溶滤;当比值介于1与2之间时,Ca2+来源以方解石溶滤为主;当比值等于1时,Ca2+和Mg2+来源以白云石溶滤为主;当比值小于1时,地下水中可能存在蒸发盐岩溶滤[20]. 由研究区浅层地下水γ(Ca2+)与γ(Mg2+)关系可知(图5c),所有水样点分布在y=x与y=2x之间以及y=2x上方,说明浅层地下水中Ca2+、Mg2+来源于碳酸盐岩和硅酸盐岩溶滤,其中碳酸盐岩以方解石和白云石为主. 研究区所有水样点分布在γ(Ca2+)/γ(
SO2−4 )=1线上方(图5d),且无显著线性关系,说明地下水中Ca2+来源受蒸发盐岩溶滤影响不大.利用γ(
HCO−3 )与γ(SO2−4 +Cl−)关系可以判断碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩溶滤对地下水化学组分的贡献程度[21]. 由研究区浅层地下水γ(HCO−3 )与γ(SO2−4 +Cl−)关系可知(图5e),所有水样分布在y=x上方,进一步说明地下水离子来源受蒸发盐岩溶滤影响较小.当γ(Ca2++Mg2+)与γ(
SO2−4 +HCO−3 )比值大于1时,地下水中Ca2+和Mg2+来源于碳酸盐岩和硅酸盐岩溶滤;当比值等于1时,水化学组分同时存在碳酸盐岩和蒸发盐岩溶滤;当比值小于1时,地下水中Ca2+和Mg2+来源于蒸发盐岩溶滤[22]. 结合图5b—图5f分析可知,研究区浅层地下水中SO2−4 主要来源于人类活动[23]. -
Pearson相关性分析可以揭示各化学组分来源的相似性和差异性[24]. 研究区浅层地下水Na++K+与Mg2+、Cl−、
NO−3 存在较强相关性(表1),说明Na++K+来源受硅酸盐岩溶滤、岩盐溶滤和农业活动影响,其中以硅酸盐岩和岩盐溶滤为主;Cl−与Na++K+和Mg2+存在较强相关性,说明Cl−主要来源于岩盐溶滤;Ca2+、Mg2+与HCO−3 存在较强相关性,说明Ca2+、Mg2+和HCO−3 主要来源于碳酸盐岩溶滤;SO2−4 与各离子都不存在显著相关性,进一步说明了浅层地下水中SO2−4 来源主要受人类活动影响. -
Gibbs图最初被用于判断地表水受到的蒸发浓缩、岩石溶滤和大气降雨控制作用[25-26]. 由于地下水在含水层中滞留时间长,受水岩相互作用影响明显,若将Gibbs图用于分析地下水化学演化过程,应适当增大“岩石溶滤控制”区域范围[27].
研究区绝大部分水样点分布在“岩石溶滤控制”区域(图6),说明浅层地下水化学组分主要受岩石溶滤作用控制,同时部分水样点有向“大气降雨控制”区域移动的趋势,说明浅层地下水化学组分除了受岩石溶滤作用控制外,还受到一定的大气降雨影响. 其中西部水样点相对于东部水样点在“岩石溶滤控制”区域分布更集中,这是由于西部大部分区域地势平缓(图1),浅层地下水在含水层中的运移速度较慢,有助于水岩相互作用的进行,而东部大部分区域地势较陡,浅层地下水在含水层中的运移速度较快,水岩相互作用相对于西部较弱[28].
地下水化学组分一般来源于蒸发盐岩、硅酸盐岩和碳酸盐岩溶滤,通过离子端元图可分析地下水受到的岩石溶滤作用[29-30]. 由研究区浅层地下水γHCO3-/γNa+与γCa2+/γNa+端元图可知(图7a),水样点均分布在硅酸盐岩和碳酸盐岩端元之间,而在蒸发盐岩端元附近无水样点分布,说明浅层地下水化学组分主要受硅酸盐岩和碳酸盐岩溶滤控制,并且西部与东部水样点在端元图中的分布规律无明显差异,说明西部与东部含水层岩性相似.
在γMg2+/γNa+与γCa2+/γNa+端元图中(图7b),水样点有偏离碳酸盐岩端元的趋势,可能与浅层地下水阳离子交换作用有关.
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通过γ(Ca2++Mg2+-
HCO−3 -SO2−4 )与γ(Na+-Cl−)关系可以判断地下水是否发生阳离子交换作用,若两者比值接近−1,说明存在阳离子交换作用[31]. 由研究区浅层地下水γ(Ca2++Mg2+-HCO−3 -SO2−4 )与γ(Na+-Cl−)关系图可知(图8),西部水样点分布在y=−1.14x+0.37附近,并且存在较强的相关性(R2=0.91),说明西部浅层地下水发生了较强的阳离子交换作用;而东部水样点分布在y=−0.73x+0.02附近,相关性较弱(R2=0.60),说明阳离子交换作用相对弱于西部.利用氯碱指数(CAI-1和CAI-2)可进一步判断地下水阳离子交换作用进行的方向[32]. 若CAI-1和CAI-2为负值时,发生正向阳离子交换作用;若CAI-1和CAI-2为正值时,发生逆向阳离子交换作用[33]. 研究区绝大部分水样点的CAI-1和CAI-2为负值(图9),说明浅层地下水以正向阳离子交换作用为主,即水中Ca2+和Mg2+与含水层岩石吸附的Na+和K+发生交换.
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利用γ(Na++K+-Cl-)/γ(
HCO−3 )与γ(Ca2++Mg2+-SO2−4 )/γ(HCO−3 )关系可以判断岩石风化作用和人类活动作用对地下水化学组分的贡献程度[34]. 研究区浅层地下水样点在“岩石风化作用”和“人类活动作用”区域均有分布(图10a),说明浅层地下水化学组分同时受岩石风化作用和人类活动作用影响,但以岩石风化作用为主.利用γ(
SO2−4 )/γ(Ca2+)与γ(NO−3 )/γ(Ca2+)关系,可以进一步判断工矿业活动和农业活动对地下水化学组分的贡献程度[35]. 由研究区浅层地下水γ(SO2−4 )/γ(Ca2+)与γ(NO−3 )/γ(Ca2+)关系可知(图10b),水样点明显趋向于“工矿业活动”,说明工矿业活动在人类活动作用中占主导地位.因子分析能在损失较少信息的基础上对水化学参数进行综合分析,提取影响地下水化学组分的主要因子[36-37]. 通过对研究区浅层地下水TDS、TH、Na++K+、Ca2+、Mg2+、
HCO−3 、Cl−、SO2−4 和NO−3 进行因子分析,得到旋转成分矩阵(表2).西部共提取3个主因子,东部共提取2个主因子. 其中西部与东部第一主因子F1中TDS、TH、Ca2+、Mg2+和HCO3-载荷较高,主要反映碳酸盐岩和硅酸盐岩溶滤对地下水化学组分的影响;西部与东部第二主因子F2中Na++K+和Cl-载荷较高,主要反映岩盐溶滤对地下水化学组分的影响;西部第三主因子F3与东部第二主因子F2中SO42-和NO3-载荷较高,主要反映工矿业活动和农业活动对地下水化学组分的影响.
整体上,研究区浅层地下水化学组分主要受碳酸盐岩溶滤控制,其次为硅酸盐岩和岩盐溶滤;除矿物溶滤载荷外,西部SO42-载荷最大,NO3-载荷次之,而东部NO3-载荷最大,SO42-载荷次之,说明工矿业活动和农业活动对研究区浅层地下水均有较大影响,但西部工矿业活动较强,东部农业活动较强.
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PHREEQC软件可定量模拟地下水受到的水岩相互作用[38]. 沿浅层地下水流向A—A'和B—B'(图1),分别在研究区西部与东部选择一条路径进行水文地球化学模拟,路径1:G45→G39→G60;路径2:G24→G18→G12. 根据前文分析结果,选取岩盐、方解石、白云石、CO2(g)和阳离子交换(NaX、CaX2)作为“可能矿物相”.
模拟结果表明(表3),路径1上岩盐、方解石和白云石均发生溶解作用,随着方解石和白云石的溶解,浅层地下水Ca2+浓度增加,使方解石首先沉淀,对比路径G46→G39→G54上Na+浓度2.39 mg·L−1→4.21 mg·L−1→18.99 mg·L−1,Ca2+浓度11.35 mg·L−1→75.82 mg·L−1→87.74 mg·L−1,Mg2+浓度4.20 mg·L−1→7.00 mg·L−1→15.67 mg·L−1,符合实际. 路径2上岩盐、方解石和白云石均发生溶解作用,随着岩盐、方解石和白云石的溶解,浅层地下水Na+、Ca2+和Mg2+浓度会逐渐增加,对比路径G24→G18→G12上Na+浓度2.42 mg·L−1→7.06 mg·L−1→9.94 mg·L−1,Ca2+浓度9.12 mg·L−1→20.26 mg·L−1→67.57 mg·L−1,Mg2+浓度1.14 mg·L−1→4.22 mg·L−1→12.15 mg·L−1,符合实际. 且路径1上阳离子交换摩尔转移量大于路径2,说明研究区西部浅层地下水发生的阳离子交换作用强于东部,与前文分析结果一致.
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(1)研究区浅层地下水主要为淡软水,且呈弱碱性;地下水阴阳离子分别以
HCO−3 、Ca2+为主;水化学类型以HCO3-Ca型为主. 由研究区中部至边缘地区,地下水阴离子类型由HCO3型向HCO3·SO4、HCO3·Cl·SO4和Cl·SO4型演变;阳离子类型由Ca型向Ca·Mg、Na·Ca和Na·Ca·Mg型演变.(2)研究区浅层地下水中Na++K+主要来源于硅酸盐岩和岩盐溶滤,其次还受到一定农业活动影响;Ca2+和Mg2+主要来源于碳酸盐岩溶滤,且以方解石和白云石溶滤为主,其次为硅酸盐岩溶滤;
HCO−3 主要来源于碳酸盐岩溶滤;Cl−主要来源于岩盐溶滤;SO2−4 主要来源于工矿业活动.(3)研究区浅层地下水化学组分受岩石溶滤作用、正向阳离子交换作用和人类活动作用控制. 其中,岩石溶滤作用以碳酸盐岩溶滤为主,其次为硅酸盐岩和岩盐溶滤;在阳离子交换作用中,西部地下水的阳离子交换作用强于东部;在人类活动对地下水的影响作用中,西部工矿业活动作用较强,东部农业活动作用较强.
(4)研究区浅层地下水水文地球化学模拟结果表明,沿地下水流向,地下水离子浓度呈递增趋势,岩盐、方解石和白云石均发生溶解.
重庆市万州区浅层地下水化学特征及控制因素
Hydrochemical characteristics and possible controls of shallow groundwater in Wanzhou District, Chongqing
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摘要: 浅层地下水作为重庆市万州区居民生活用水和工农业生产用水的主要来源,是推动该区社会经济可持续发展和维持区域生态环境稳定的重要保障. 为研究重庆市万州区浅层地下水化学特征及控制因素,于2021年10月采集浅层地下水样品56组. 综合运用数理统计、Piper三线图、Gibbs图、离子比例关系、Pearson相关性分析、因子分析和水文地球化学模拟等方法,对万州区浅层地下水化学特征、离子来源和控制因素进行分析. 结果表明,研究区浅层地下水以淡软水为主,且呈弱碱性,阴阳离子以
HCO−3 、Ca2+为主,浅层地下水类型以HCO3-Ca为主;由研究区中部至边缘地区,阴离子类型由HCO3型向HCO3·SO4、HCO3·Cl·SO4和Cl·SO4型演变,阳离子类型由Ca型向Ca·Mg、Na·Ca和Na·Ca·Mg型演变;浅层地下水离子主要来源于碳酸盐岩、硅酸盐岩和岩盐溶滤;浅层地下水化学组分受岩石溶滤作用、正向阳离子交换作用和人类活动作用控制;水文地球化学模拟结果表明,沿浅层地下水流向,浅层地下水离子浓度呈递增趋势,岩盐、方解石和白云石均发生溶解,西部浅层地下水的阳离子交换作用强于东部. 研究结果可为重庆市万州区浅层地下水资源的合理开发利用、生态环境保护和经济圈的建设提供科学依据.Abstract: Shallow groundwater, as the main source of domestic water and industrial and agricultural production water for residents in Wanzhou District, Chongqing, is an important guarantee for promoting the sustainable socio-economic development of the area and maintaining the stability of the regional eco-environment. In order to study the hydrochemical characteristics and control factors of shallow groundwater in Wanzhou District, Chongqing, 56 sets of shallow groundwater samples were collected in October 2021. Comprehensive use of mathematical statistics, Ternry diagram, Gibbs diagram, ion proportional relationship, Pearson correlation analysis, factor analysis methods and hydrogeochemical simulation are used to analyze the hydrochemical characteristics, ion sources and control factors of shallow groundwater in Wanzhou. The results showed that: The shallow groundwater in the study area are dominated by fresh and soft water, and it was weakly alkaline, the anions and anions are dominated byHCO−3 and Ca2+, and the type of shallow groundwater is dominated by HCO3-Ca; From the middle to the edge of the study area, the types of anions evolve from HCO3 to HCO3·SO4, HCO3·Cl·SO4 and Cl·SO4, and the types of cations evolve from Ca to Ca·Mg, Na·Ca and Na·Ca·Mg; The ions of shallow groundwater are mainly originated from filtration of carbonate rocks, silicate rocks and halite; The chemical components of shallow groundwater are controlled by rock dissolution, positive cation exchange and human activities; The results of hydrogeochemical simulation showed that along the flow direction of shallow groundwater, the ion concentration in shallow groundwater was increasing, halite, calcite and dolomite were dissolved, the cation exchange effect of shallow groundwater in the west was stronger than in the east. The research results can provide a scientific basis for the rational development and utilization of shallow groundwater resources, eco-environmental protection and the construction of economic circles in Wanzhou District, Chongqing. -
水华(algal bloom)是在一定的营养、气候和水文条件下藻类等浮游生物大量繁殖并在水体表面聚集,使水体颜色发生变化的现象[1]. 水华的发生可能引起严重的生态环境问题,大量繁殖的藻类死亡后耗氧分解会造成水体缺氧,这严重威胁了水体中其他生物的生存,从而导致生态失衡,而如果饮用水源发生水华则会影响饮用水安全,造成严重的经济损失[2]. 一直以来,水华都是国内外研究学者重点关注的生态环境问题之一.
湖光岩玛珥湖(以下简称湖光岩)是距今14—16万年前由平地火山喷发后火山口下沉形成的湖泊,是世界上最大且保存最完整的玛珥湖[3]. 湖光岩是封闭性湖泊,四周被火山碎屑岩包围,且没有河流的注入与流出,湖水水位的变化主要取决于大气降水和地下水位的变化[4]. 前人有关湖光岩生态问题的研究主要集中在水体营养盐的时空分布[3]、浮游植物对溶解态氮的吸收[5]以及浮游植物种属的季节性变化[6]等方面,而有关湖光岩水华问题的研究尚未有过报道. 早在2009年以及2011年便有新闻报道关于湖光岩的湖面漂浮着蓝藻,但当时却未引起各学界的重视[7]. 2021年12月—2022年3月,笔者注意到湖光岩的湖面漂浮着大量的浮游藻类,东、北部水域的湖水浑浊且湖滩被一层绿色的藻泥所覆盖,此外在东、北部湖滩也发现了不少已经死亡的乌龟(图1),经观察确认湖光岩暴发了水华. 鉴于有关湖光岩水华现象的研究尚未有过报道,故本文对湖光岩的水华现象开展初步的研究分析,以期为认识湖光岩水华发生的机理提供科学依据.
湖光岩为封闭性湖泊,是研究认识较为单纯的水文条件下水华形成与发展的理想场所,对研究封闭性湖泊水华的发生具有独特的科学意义. 此外,湖光岩为国家4A级旅游景点,水华的发生必然对湖泊水体及周围的生态环境有所影响,因此分析和探讨湖光岩发生水华的原因具有积极的理论与实际意义. 本研究通过对湖光岩水华暴发的主要藻种鉴定以及水体样品的水质分析等,试图从营养盐、水文条件以及气象因素等方面探讨分析湖光岩发生水华的原因,以期认识玛珥湖水华发生的影响控制因素,同时也为湖光岩水华的治理与预防提供科学依据.
1. 材料与方法(Materials and methods)
1.1 研究区域与采样点布设
湖光岩(21°09′N,110°17′E)位于中国广东省湛江市,其外形呈心形形状,由紧邻的两个火山喷发口组合而成,在水下被火山岩壁分割成东、西两湖,东湖小且浅,西湖较大且深,湖泊水位较低时可看见东西两湖之间不连续的火山石出落于水中. 湖泊总面积为 2.3 km2,水深最深处约为 22 m[8]. 水华藻类样品及水样的采集主要是结合湖光岩的地形环境以及水华发生的位置进行采样点的布设,如图2所示,其中S1、S2站点位于浅滩区域,水深约1—2 m,该区域发生水华现象,湖水中漂浮着大量的浮游藻类并且湖滩有藻泥沉积覆盖,在S1、S2站点采集水华藻类样品和水样,S3站点位于西湖区域,S4站点位于东湖区域,由于S3、S4站点的区域没有发生水华,故在这两个样点只采集了水样.
1.2 样品采集与处理
样品的采集时间为2022年3月,使用采水器取水面以下约 0.5 m深处的水样1 L,完成后立即带回实验室,使用0.45 μm的醋酸纤维滤膜过滤,过滤后的水样冷冻保存于-20 ℃的冰箱,用于开展营养盐(硝态氮(NO3−-N)、亚硝态氮(NO2−-N)、铵态氮(NH4+-N)、磷酸盐(PO43−-P)和硅酸盐(SiO32−-Si))的分析. 另采集250 mL水样,加入3—5 mL的鲁哥试剂固定液,带回实验室经沉淀浓缩后进行镜下观察拍照,用于水华主要藻种的分析与鉴定.
1.3 测定与分析方法
湖水理化性质的测定包括现场水体的水温、pH值、盐度的测定,均使用便捷式多参数分析仪(上海雷磁有限公司,DZB—718L)进行现场测定. 营养盐的测定根据《水和废水监测分析方法》[9]进行测定,其中氨氮采用纳氏试剂分光光度法,亚硝酸盐采用萘乙二胺分光光度法,硝酸盐采用紫外分光光度法,磷酸盐采用磷钼蓝分光光度法,硅酸盐采用硅钼黄法分光光度法. 水华主要藻种的鉴定通过光学显微镜对采集的浮游藻类进行镜下观察和拍照,并参照《中国淡水藻类》[10]、《淡水微型生物图谱》[11]进行鉴定.
2. 结果与讨论(Results and discussion)
2.1 水华藻种鉴定
显微镜观察显示,构成湖光岩水华的藻种主要有两种,分别显示于图3a、b和图3c、d. 其中图3a、b显示的藻类为球形单细胞体,呈黄绿色,细胞壁薄,细胞直径5—10 μm;参照《中国淡水藻类》[10]和《淡水微型生物图谱》[11]进行鉴定,确定该藻种为绿藻门(Chlorophyta)、绿藻纲(Chlorophyceae)、绿球藻目(Chlorococcales)、小球藻科(Chlorellaceae)、小球藻属(Chlorella)中的小球藻(Chlorella vulgaris). 图c、d显示的藻类为多数细胞组成的群体,成熟的群体明显裂开,胶被的某些区域破裂或穿孔;群体中的细胞呈球形或椭圆形,直径3—7 μm,呈蓝绿色;经图谱鉴定该藻种为蓝藻门(Cyanophyceae)、蓝藻纲(Cyanophyceae)、色球藻目(Chroococcales)、色球藻科(Chroococcaceae)、微囊藻属(Microcystis)中的铜绿微囊藻(Microcystis aeruginosa)[12]. 因此,引起湖光岩水华暴发的主要藻类为绿藻和蓝藻,且以绿藻占据优势,通过显微镜观察小球藻的数量占比可达60%.
张才学等[6]于2006年对湖光岩的浮游藻类进行周年的调查,结果检出湖光岩水体中浮游藻类260种,以绿藻门、蓝藻门、硅藻门为主,其中绿藻门占45%,硅藻门占30.4%,蓝藻门占16.5%,绿藻门的小球藻以及蓝藻门的小型色球藻、水华微囊藻、煤黑厚皮藻为全年广布优势种;2013年张国维等[13]检出湖光岩水体中浮游藻类135种,其中绿藻门占33.3%,蓝藻门占30.4%,硅藻门占22.2%,绿藻门的小球藻、蓝藻门的水华微囊藻、铜绿微囊藻以及硅藻门的颗粒直链藻为全年广布优势种. 可见,由于环境理化因子以及水质营养条件的改变,水华期间与没有发生水华期间浮游藻类的组成结构发生改变.
2.2 水华暴发期间湖水理化性质分析
2.2.1 湖水表层温度
表1为2022年3月份湖光岩各站点理化状态的测定结果. 由表1可看出,湖光岩各站点的温度变化范围为25.10—29.20 ℃,平均温度为26.72 ℃,且水华发生区域的S1、S2站点的水温要比S3、S4站点的水温高2—4 ℃,这与湖光岩的地理环境有关,S3、S4站点位于湖光岩的南部,南部的植被较高且密集分布,阳光易被遮挡,因此湖泊的南部日照时间较短,接收的阳光较少,而S1、S2站点位于湖光岩的东北部,在一天中能接收更充足的阳光,因而S1、S2站点的水温更高[14].
表 1 湖光岩不同采样站点理化因子的测定结果Table 1. Determination results of physical and chemical factors at various stations of the Huguangyan站点 Stations T/℃ pH S/% NH4+-N/ (mg·L−1) NO3--N/ (mg·L−1) NO2--N/ (mg·L−1) PO43--P/ (mg·L−1) SiO32--Si/ (mg·L−1) N:P S1 27.4 8.601 0.006 0.137 0.192 0.003 0.004 4.140 83 S2 29.2 8.665 0.006 0.136 0.139 0.003 0.003 1.700 93 S3 25.2 7.980 0.006 0.091 0.133 0.003 0.001 0.164 227 S4 25.1 8.017 0.006 0.097 0.143 0.003 0.002 0.141 122 温度是水体环境中最为重要的参数,也是诱发水华暴发的重要因素之一. 温度通过影响藻类的代谢强度和光合作用,控制着藻类的生长、发育和分布等[15]. 此次构成湖光岩水华暴发的两种主要藻种中,小球藻对温度的适应范围较广,而铜绿微囊藻在28—32 ℃的水温条件下生长速率最高,更适宜在较高温的条件下生长[16-17]. 由于湖光岩水华的暴发主要发生于冬春季节,冬季的湖水温度相对偏低,更适合小球藻的生长繁殖,这应是湖光岩水华暴发的主要藻种中小球藻占据优势的主要原因. 而发生水华区域的S1、S2站点位于湖光岩的北部,冬季期间能接收更充足的阳光,水温比位于日照少的南部区域的S3、S4站点要高,更有利于藻类进行光合作用.
2.2.2 酸碱度
表1显示湖光岩各站点的pH值变化范围为7.98—8.67,水质偏弱碱性,其中S2站点的pH值最高为8.67,而且S1、S2站点的pH值要比S3、S4站点的pH值高,这与浮游藻类在生长过程中吸收水体中的CO2进行光合作用有关,使得水体中的氢离子浓度降低,pH值升高. 一般情况下,藻类适宜生长在中性或者弱碱性的环境中,而水体的pH值也会随着藻类的增多而升高[18]. 小球藻对pH值的适应范围较广,适应能力较强. 而铜绿微囊藻在pH值为8.0—9.5的环境条件下生长繁殖能力较强,pH值过低或过高都会对铜绿微囊藻的生长有所影响[19]. 总体上看,湖光岩的酸碱度条件有利于小球藻和铜绿微囊藻的生长繁殖.
2.2.3 营养盐条件
由表1可见,湖光岩各站点不同营养盐的含量中,SiO32−-Si的平均含量最高。4个站点的SiO32−-Si含量变化较大,范围为0.141—4.140 mg·L−1,S1站点的SiO32−-Si含量最高,为4.140 mg·L−1. PO43−-P的含量最低,含量范围为0.001—0.004 mg·L−1,其中S1站点的PO43−-P含量最高为0.004 mg·L−1. 在4个站点中NO2−-N的含量最稳定,4个站点的NO2−-N含量都为0.003 mg·L−1. NO3−-N的含量在4个站点中基本稳定,其中S1站点的NO3−-N含量最高,为0.192 mg·L−1. NH4+-N的含量变化在4个站点变化不大,变化范围为0.097—0.137 mg·L−1,其中S1站点的NH4+-N含量最高,为0.137 mg·L−1.
不同时期下湖光岩表层水营养盐含量的对比分析表明(表2),SiO32−-Si的含量在不同时期测定的营养盐组分中都是最高的,变化的范围为0.2674—1.5360 mg·L−1,PO43−-P含量最低,变化范围为0.0006—0.0030 mg·L−1. 图4为不同时期湖光岩表层水营养盐含量以及本研究不同采样点营养盐含量柱形图. 由图4中可明显看出,除了NO3−-N之外,本研究测定的NH4+-N、NO2−-N、PO43−-P、SiO32−-Si含量远高于前人测定的数值. 此外,从图4中可看出,除NO2−-N之外,水华发生区域S1、S2站点测定的NH4+-N、NO3−-N、PO43−-P、SiO32−-Si含量均高于S3、S4站点的含量. 营养盐是影响水体中藻类生长发育的重要条件,并在一定程度上导致水体中的优势藻类群落发生改变. 由此可见,相对较高的营养盐含量是引起湖光岩水华暴发的主要原因.
表 2 湖光岩表层水营养盐含量历史对比分析表Table 2. Table for historical comparison and analysis of nutrient content determination in the surface water of the Huguangyan时间Time T/℃ pH NH4+-N/(mg·L−1) NO3--N/(mg·L−1) NO2--N/(mg·L−1) PO43--P/(mg·L−1) SiO32--Si/(mg·L−1) N:P 参考文献References 2007春季 27.00 8.40 0.0885 0.7295 0.0026 0.0009 0.2674 912 [6] 2013.03 20.30 7.88 0.0290 0.2500 0.0020 — — — [20] 2016春季 — 6.85—8.44 0.0410 0.0470 0.0006 0.0006 0.4460 148 [3] 2022.03 26.70 8.32 0.1150 0.1510 0.0030 0.0030 1.5360 89 本研究 在分析的5种营养盐中,SiO32−-Si的含量最高,一方面这可能是由于湖泊底层沉积物中的有机质氧化分解产生的,另一方面可能是因为湖光岩四周为火山碎屑岩,火山碎屑岩的硅元素含量较高,岩石中的可溶性物质经雨水冲刷被带入水体中,从而使水体中的SiO32−-Si含量背景值较高[3]. 已有研究发现在浮游藻类中蓝藻和绿藻对磷有较高的需求,对硅没有明显的需求,而硅藻则对硅的需求较高[21-22]. 引发湖光岩水华暴发的两种主要藻类属于蓝藻和绿藻,因此,较高含量的SiO32−-Si对水华的形成没有明显的促进作用,其含量也可能没有达到让湖光岩水体暴发硅藻水华的浓度门限.
在本研究分析的5种营养盐中,PO43−-P含量最低,贝格最小值定律指出,植物生长取决于外界提供给它的所需养料中数量最少的一种[2]. Redfield[23]指出浮游藻类吸收利用氮、磷营养盐的最适宜比例为16:1,在研究中一般认为水体中的氮磷比大于16:1存在磷限制,而小于16:1则存在氮限制. 由表1可见,本研究中4个站点的N:P变化范围为83—227(N = DIN,P = PO43−-P),其中S3站点的氮磷比值最高为227,S1站点的氮磷比值最低为83,表现出明显的磷限制,这一分析结果与前人的研究结果一致[3, 6]. 且由表2及图4可见,相比于前人的研究,本研究的氮磷比相对较低. 因此,相比于氮营养盐含量的增加,磷营养盐含量的增加更有利于浮游藻类的生长繁殖. 由图4可见,相比于前人的研究,本研究的PO43−-P含量相对偏高,且水华发生区域的S1、S2站点的PO43−-P含量要比S3、S4站点的PO43−-P含量高. 因此,PO43−-P含量增加是导致湖光岩发生水华的重要因子之一.
张国维等[5]利用15N 稳定同位素示踪技术研究湖光岩浮游藻类对氮的吸收速率,结果发现湖光岩的浮游藻类对NH4+-N的吸收速率最高,更偏好利用NH4+-N,而对NO3−-N、NO2−-N则具有一定的亲和力. 由此推测,NH4+-N 也是调控湖光岩浮游藻类生长的重要营养盐因子之一. 由图4可知,相比于之前没有发生水华现象的研究,本研究中NH4+-N的含量相对较高,而且相比于S3、S4站点,水华发生区域的S1、S2站点的NH4+-N含量也是相对偏高的. 根据以上分析可见,水体中PO43−-P、NH4+-N含量的增加是造成水华现象发生的主要原因.
湖光岩为封闭性湖泊,其营养物质的循环主要是生态系统的内部循环,而外源营养物质的输入较少[6]. 湖光岩的营养物质内部循环受水体温度变化的影响较大,湖光岩的水体温度在垂向上具有季节性分层的现象,夏季表层水的温度高,表层水与较冷的深层水出现分层,阻碍了表层水与深层水及底层沉积物的营养盐循环交换,而到了冬春季节表层水的温度开始下降,水体的分层被破坏,水体发生混合,表层水的营养盐会有所增加[3, 24]. 此次湖光岩水华的暴发正值冬春季节,推测PO43−-P、NH4+-N等营养盐含量的增加主要是由于表层水与深层水发生垂直混合,从而使表层水的营养盐含量增加. 且S1、S2站点位于湖光岩浅滩区域,水深较浅,在冬季风的作用下其水体垂直混合更充分,因而其营养盐含量比S3、S4站点的高,更有利于水华的暴发.
2.2.4 水位变化
浮游藻类的生长不仅受温度、光照、pH、营养盐、微量元素等影响因子的控制,水位的变化对藻类的生长也具有重要的调节作用[25]. 水位下降所引起的垂向轻微扰动能够使水体中的营养盐获得重新分配,激发底层水体和沉积物中营养盐的活性,为浮游藻类的生长提供了更持久的营养盐支撑条件[26]. 此外,水位的下降增强了水体的透光性,有利于浮游藻类进行光合作用,为浮游藻类的生长提供了有利的条件.
根据湛江市水文局的水文记录显示,在没有发生水华的年份湖光岩的平均水位多保持在20—21 m,而2021年以来湖光岩的水位在持续走低,2021—2022年最低水位出现在2022年4月中旬,为18.93 m,这表明在水华发生期间湖光岩的水位下降了近2 m. 湖光岩为封闭性湖泊,没有河流的注入与流出,水位的变化主要是取决于降雨和地下水位的变化. 湖光岩的气候属于典型的热带季风气候,干湿季分明,降雨主要集中在夏秋季节,冬春季节降雨量少,偏干旱[3]. 可见在冬春季节,水华发生期间降雨量偏少,减少了湖水的主要来源,长时间的干旱加快了湖水的蒸发速率,造成水位降低. 水位的下降使得水体中的营养盐得以重新分配,增强水体的透光性,为藻类的生长创造有利的条件. 此外,湖光岩为封闭性湖泊,在水位下降的条件下,水体中的营养盐得以富集,且更有利于水体的垂直混合,使表层的营养盐含量增加,加剧水华的暴发进程.
3. 结 论(Conclusion)
(1)引发2021—2022年湖光岩水华暴发的主要藻种为绿藻门中的小球藻以及蓝藻门中的铜绿微囊藻,其中小球藻的数量占比可达60%.
(2)2021—2022年湖光岩水华暴发的主要原因是在冬春季节,表层水体的温度下降,水体的分层被破坏,表层水体与深层水及底层沉积物的营养盐发生内部循环,导致表层水营养盐浓度增高,特别是PO43−-P和NH4+-N的增加,再加上适宜的水温、pH、光照条件以及水位的下降,为藻类的生长创造有利的条件,造成水华的发生. 因此,2021—2022年湖光岩水华的暴发是营养盐、水体环境因子以及气候因子等影响因子综合作用的结果.
致谢:感谢广东省湛江市水文局提供湖光岩水位数据资料和罗涛在藻类样品采集中给予的帮助,特别感谢广东海洋大学张才学教授和南宁师范大学徐轶肖教授对论文提出的宝贵修改意见,在此向他们表示衷心的感谢!
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表 1 重庆市万州区浅层地下水离子间相关系数
Table 1. Correlation coefficients between ions of shallow groundwater in Wanzhou District, Chongqing
Na++K+ Ca2+ Mg2+ HCO−3 Cl− SO2−4 NO−3 Na++K+ 1 Ca2+ 0.245 1 Mg2+ 0.616** 0.577* 1 HCO−3 0.265* 0.937* 0.691** 1 Cl− 0.652** 0.284* 0.520** 0.201 1 SO2−4 0.448** 0.471** 0.369** 0.294* 0.325* 1 NO−3 0.534** 0.035 0.184 −0.141 0.474** 0.266* 1 注:** 表示在0.01水平上线性相关,* 表示在0.05水平上线性相关. Note: ** P<0.01; * P<0.05. 表 2 重庆市万州区浅层地下水旋转成分矩阵
Table 2. Rotational component matrix of shallow groundwater in Wanzhou District, Chongqing
水化学组分 Hydrochemical compositions 西部 West 东部 East F1 F2 F3 F1 F2 TDS 0.970 0.213 0.086 0.907 0.159 TH 0.972 0.133 0.134 0.984 0.138 Na++K+ 0.336 0.769 −0.073 0.120 0.943 Ca2+ 0.951 −0.064 0.203 0.968 0.056 Mg2+ 0.584 0.684 −0.143 0.736 0.376 HCO−3 0.975 0.053 −0.192 0.985 −0.105 Cl− 0.041 0.868 0.185 0.343 0.816 SO42- 0.325 0.020 0.828 0.460 0.628 NO−3 −0.219 0.581 0.635 −0.028 0.880 贡献率/% 48.320 24.674 13.905 50.939 32.488 累计贡献率/% 48.320 72.994 86.889 50.939 83.427 表 3 重庆市万州区浅层地下水路径反向模拟结果
Table 3. Reverse simulation results of routes of shallow groundwater in Wanzhou District, Chongqing
矿物相Mineral phase 化学式Chemical formula 路径1 / (mmol·L−1)Routes1 路径2/ (mmol·L−1) Routes2 G46→G39 G39→G54 G24→G18 G18→G12 岩盐 NaCl 2.010×10−4 5.478×10−4 2.146×10−5 1.129×10−4 方解石 CaCO3 1.696×10−3 −1.049×10−4 2.352×10−4 8.438×10−4 白云石 CaMg(CO3) 2 1.809×10−4 3.568×10−4 1.220×10−4 3.263×10−4 CO2 CO2 2.818×10−3 2.504×10−4 5.880×10−4 2.001×10−3 阳离子交换 NaX 3.195×10−4 9.546×10−4 1.699×10−4 1.249×10−5 CaX2 −1.597×10−4 −4.773×10−4 −8.494×10−5 −6.246×10−6 注:表内数值为摩尔转移量,正值表示溶解,负值表示沉淀. Note: The values in the table are molar transfer amount, positive value indicates dissolution, and negative value indicates precipitation. -
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