责任编辑: 张改侠。 第一作者简介: 冯翠娥, 女, 1963 年生。 教授级高级工程师。 长期从事水工环科技情报管理与研究工作。 E-mail: fengce@mail.cigem.gov.cn。 *通讯作者: 高存荣, 男, 1960 年生。博士, 教授级高级工程师。长期从事水文地质、环境地质调查监测和水化学研究工作。通讯地址: 100081, 北京市海淀区大慧寺 20 号。电话: 010-62171331。E-mail: gaocr@mail.cigem.gov.cn。 内蒙古河套平原浅层高铁高氟地下水分布与成因 冯翠娥1), 高存荣1)*, 王俊涛1), 刘文波1, 2), 宋建新1), 康 伟1) 1)中国地质环境监测院, 北京 100081; 2)中国地质大学(北京), 北京 100083 摘 要: 为了查明内蒙古河套平原高铁高氟地下水的分布与形成原因, 通过实地调查、监测、资料分析和试验测试等方法手段, 详细研究了地下水中铁、氟的分布、地球化学特征及其来源。结果表明: 高铁水主要分布在平原中部的冲湖积平原, 地势低洼和地下水的排泄地带含量最高; 高氟水主要以条带状分布在山前的冲洪积扇地带; 在调查研究区12510.83 km2的范围内, 深度在10~40 m的浅层地下水中, 分布有高铁水9310.66 km2, 高氟水 2308.35 km2, 分别占调查研究区总面积的 74.40%和 18.45%; 研究认为, 河套平原高铁高氟地下水的形成主要是由自然地质环境所致, 是不同地质环境条件下环境水文地球化学作用的结果; 地下水中的铁主要来源于由黄河携带来的大量的第四系沉积物, 而溶出的主要原因是地下氧化还原条件的变化; 地下水中的氟主要来源于平原周边的山区, 气候、地质构造、水文地质和水化学条件是氟富集的主要因素; 研究表明河套平原高铁水与高氟水不存在正相关关系。 关键词: 河套平原; 高铁地下水; 高氟地下水; 分布特征; 形成原因 中图分类号: P342.1; P641.11 文献标志码: A doi: 10.3975/cagsb.2015.01.08 Distribution and Causes of High-iron and High-fluoride Shallow Groundwater in the Hetao Plain of Inner Mongolia FENG Cui-e1), GAO Cun-rong1)*, WANG Jun-tao1), LIU Wen-bo1, 2), SONG Jian-xin1), KANG Wei1) 1) China Institute for Geo-environmental Monitoring, Beijing 100081; 2) China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083 Abstract: Distribution, geochemical characteristics of high-iron and high-fluoride groundwater and source of iron and fluoride in the Hetao Plain of Inner Mongolia was discussed in detail based on such means as field investigation, monitoring, data analysis and experiment test in order to find out distribution and formation cause of high-iron and high-fluoride groundwater. The results show that high-iron groundwater is mainly distributed in the alluvial and lacustrine plain areas in the middle part of the plain, and high-iron groundwater presents high content in low-lying areas and groundwater discharge zone in plane level; High-fluorine groundwater is mainly in zoning distribution in the piedmont alluvial fan zone. With the scope of 12510.83 km2 of the research area, there are 9310.66 km2 high-iron groundwater and 2308.35 km2 high-fluoride groundwater in shallow groundwater of 10~40 m in depth, which respectively takes 74.40% and 18.45% of the total research area. Researches indicate that the main formation cause for high-iron groundwater and high-fluoride groundwater is its natural geological environment, resulted from environmental hydrogeochemical action under different geo-environmental conditions. The iron in the groundwater mainly comes from plenty of quaternary sediments brought by the Yellow River while the major cause for dissolution is the changes of the redox conditions; the fluorine in the groundwater mainly comes from the mountainous area near the plain, and climate, geological structure, hydrogeololgy and 68 地 球 学 报 第三十六卷 hydrochemical conditions are the main factors of fluorine concentration. Researches show that there is no positive correlation relationship between high-iron groundwater and high-fluorine groundwater in the Hetao Plain. Key words: Hetao Plain; high iron groundwater; high fluoride groundwater; distribution characteristics; formation cause 铁(Fe)是地壳的主要构成元素, 广泛存在于自然界中, 其克拉克值为 4.7。铁也是人体必要元素之一, 摄入不足会产生贫血症, 过量则会产生糖尿病、铁尘肺及影响肝脏功能(谭见安等, 2004; 王晓波等, 2001), 在中华人民共和国《生活饮用水卫生标准》(GB5749—2006)中的限值是 0.3 mg/L, 虽然铁被列为感官性状和一般化学指标类, 但是, 长期饮用和使用高铁水不仅对人体有危害, 而且对人们的日常生活和工业生产都有危害(李冬等, 2011; 王晓波等, 2001)。氟也是人体不可缺少的营养元素之一, 但是过量摄入会引发氟中毒, 在我国《生活饮用水卫生标准》(GB5749—2006)中氟属于毒理指标类, 限值是 1.0 mg/L。氟中毒是由人体长期摄入过量的氟所致, 以氟骨症和氟斑牙为主要特征的一种慢性全身性疾病, 在我国(Wang et al., 1995; 李向全等, 2007; 范基姣等, 2008; 李永华等, 2002; 邢怀学等, 2014)以及世界各国, 如印度(Ayoob et al., 2006)、坦桑尼亚(Mjengera et al., 2003)、 墨西哥(Dı'az-Barrigo et al., 1997)、 阿根廷(Kruse et al., 2003)和南非(WRC, 2001)等, 都有发生。全世界已有超过 2 亿人饮用高氟水, 即饮用水中氟化物含量超过了世界卫生组织的指导值( F–>1.5 mg/L) (Manouchehr et al., 2008)。 河套平原是我国最大的引黄灌区, 也是内蒙古自治区重要的粮食生产地区之一。地下水是该区广 大居民主要供水水源, 但是水质状况令人担忧, 该平原不仅是一个高砷地下水的分布区(高存荣, 1999; 高存荣等, 2010, 2014a), 同时也是一个有大量地下咸水(内蒙古自治区水文队, 1982; 高存荣等, 2014b)和高铁、高氟地下水分布的地区(高存荣等, 2014c; 刘文波等, 2014)。 不良地下水体的存在, 严重影响着当地居民的身体健康和生活水平的提高, 也是制约该地区经济、社会发展的重要因素之一。 为了查明该平原地下水的水质状况, 掌握其分布规律, 提升对该平原地下水水质形成演化机理的认识, 2006—2013 年, 在中国地质调查局地质调查项目和国家财政专项的资助下, 作者在该区域开展了较为广域的区域水文地质与地下水水质专项调查、 监测工作, 其中, 采集和分析各类地下水水质样品总计达932件, 岩土样品320余件, 钻探取样调查总进尺 1944 m, 调查研究总面积 12510.83 km2。本文将以这些调查与水质检测数据资料为依据, 对河套平原高铁、高氟地下水的分布特征和地质环境背景进行分析研究, 从而揭示其成生规律。 1 研究区概况研究区概况 1.1 自然地理地貌 河套平原位于内蒙古自治区西部, 地理坐标为北纬 40°10′—41°20′, 东经 106°15′—109°30′, 行政区划属于巴彦淖尔市, 东西长约 250 km, 南北宽约 60 km, 总面积约 13000 km2(图 1)。平原的东、北、西分别接乌拉山、阴山山脉和狼山, 南临黄河与库布齐沙漠。 该平原属于典型的大陆性干旱半干旱气候区, 降雨量小、 蒸发量大, 多年平均降雨量为100~220 mm, 蒸发量为 1900~2500 mm, 年平均气温为 5.6~7.8℃。 图 1 研究区地理位置图 Fig. 1 Geological location of the study area 第一期 冯翠娥等: 内蒙古河套平原浅层高铁高氟地下水分布与成因 69 河套平原地势平坦开阔, 总体呈现西高东低, 南高北低的倾向, 局部有一定的起伏, 形成岗丘和洼地, 区内大的地貌类型主要表现为以下 3 种。 山前冲洪积扇形倾斜平原山前冲洪积扇形倾斜平原: 宽约 5~10 km, 面积约 900 km2, 地面标高为 1030~1060 m, 微向南倾, 南部为扇前平原, 包括扇裙前缘洼地和扇间地带, 由于岩性变细, 地势较低, 常构成地下水的溢出带, 形成由地下水补给的湖泊和湿地景观。 黄河冲湖积平原黄河冲湖积平原: 位于平原中部, 面积约 9600 km2, 地面标高为 1052~1018 m, 地势平坦开阔, 地形自西向东, 由南向北逐渐降低, 总的地势向东北倾斜, 区内由于黄河多次改道泛滥和残留湖泊的退缩, 形成许多微地貌景观, 如古河道、牛轭湖、带状沙丘和湖沼湿地等。 乌兰布和近代风积沙地乌兰布和近代风积沙地: 分布于磴口—太阳庙一 线 以 西 , 面 积 约 2500 km2, 地 面 标 高 为1070~1030 m, 总体地形呈现东南高西北低, 沙地的下部为冲湖积相堆积物, 为就地起沙形成, 目前大部分为固定与半固定沙丘。 1.2 水文地质条件 河套平原为一形成于侏罗纪晚期的中新生代断 陷盆地, 在构造形态上, 呈现北深南浅, 西深东浅不对称的箕状拗陷。特殊的沉积构造条件, 形成了以细粒相为主的冲湖积含水层系统, 按其埋藏条件和含水层的水文地质特点及开发利用价值, 划分为上更新统—全新统含水岩组即第一含水岩组, 和中更新统含水岩组即第二含水岩组。第一含水岩组厚度最大可达240 m, 分布广, 供水意义较大; 第二含水岩组在山前和平原南部的地下隆起区分布较广, 埋藏较浅, 有一定的供水意义, 其他地区埋藏较深供水意义不大。 河套平原地下水总的流向是自西向东, 但是大部分的浅层地下水靠区内数条自南而北的排水干渠, 汇入北部由西向东的总排水干渠, 然后再经总排水干渠流入东部的乌梁素海, 由于乌梁素海的作用, 东部地区往往又受到乌梁素海回水的补给, 使地下水水位不断抬升, 产生了大量的土壤次生盐渍化。 河套平原是一个以垂直水交替为主的封闭的地下水盆地, 由于降雨量少, 除了北部山前洪积扇的部分地下水是来自山区的洪水和基岩裂隙水补给外, 大部分的地下水是由引黄灌溉水的补给入渗形成, 在 非 灌 溉 期 的 8 月 份 , 地 下 水 的水 位 埋 深 在1.5~4.26 m 之间, 而在 10 月份的冬灌期, 地下水水位可上升到 0.5~3.28 m。 2 调查研究方法调查研究方法 2.1 水文地质调查 调查内容主要包括地下水的形成条件, 含水层类型、产状、岩性、厚度、埋深、水量、水质、水力特征和地下水开发利用状况等。调查方法主要是在收集和分析研究前人资料的基础上, 结合当地实际情况, 采用实地踏勘、遥感与物探资料分析、水文地质钻探等技术方法手段。 钻探岩心取样是利用美国进口的小型快速钻进设备 Geoprobe(6620DT), 采集的所有岩土样品, 即地表土壤样品和岩心样品全部发送到国土资源部地球化学勘查监督检测中心试验室进行分析, 样品中Fe2O3/%的分析是采用压片法-X 射线荧光光谱(XRF)法, 检出限为 0.1%; 氟含量的分析是采用离子选择性电极(ISE), 检出限为 100 μg/g, 一级标准物质, 重复样合格率为 100%。 2.2 专项水质调查 初次水质调查的主要对象是以当地居民的压水井为主, 包括部分地表水体和机井, 其中压水井深度为 10~40 m, 机井为 50~80 m, 水质调查取样是以线路法和网格法相结合的原则。取样点的间距为2~4 km。在取样过程中除了现场测定和记录地下水的常规物理化学指标外, 还记录以下要素: 采样井状况(机、民井等)、取水地点、位置(经纬度)、采水时间、地形标高、井深、水位埋深、主要用途等。pH、电导率(EC)、氧化还原电位分别用日本制造的RKC DP-300·TOA, HM-12P·TOA, EC CM-14P·TRX- 90 在实地进行了测定。当天采集的水质样品当天送到有水质分析资质的巴彦淖尔市水利科学研究所, 在 24 h 之内对铁(总铁)、氟等化学元素进行了分析测定。在初次调查的基础上, 选择有代表性的井孔开展了水质监测工作。 铁含量的分析方法是依据中华人民共和国国家标准(GB/5750.6—2006)中的直接火焰原子吸收分光光度法, 精密度为: 低浓度(0.01~0.015 mg/L)、中浓度(0.04 mg/L)和高浓度(0.05 mg/L 以上)的相对标准偏差分别为 6.7%~18%、3.9%~16%和 0.9%~15%。氟含量的分析方法是依据中华人民共和国国家标准(GB/7483—1987)中的氟试剂分光光度法, 最低检出浓度为含氟化物(以 F-计)0.05 mg/L。 3 调查结果调查结果 野外和室内测定地表水的各项物理化学指标见表 1, 测定地下水的各项指标如下。 pH 值值: 野外实测的地下水的 pH 值范围大部分在 7~8.50 之间, 最高的达到 8.88, 属于中性-弱碱性水。 电导率电导率(EC): 地下水电导率的范围变化比较大, 一般在 0.53~20 ms/cm。实测盐分浓度(以 NaCl 计)范围一般为 0.02%~1.3%, 个别样品最高达到 11%, 70 地 球 学 报 第三十六卷 为苦咸水。 氧化还原电位氧化还原电位(ORP): 从实地测定的结果看有正负值两区间, 显示正值的范围是 4~120 mV, 显示负值的范围是–10 ~ –162 mV, 负值区主要分布在平原的西部和中部区, 多呈片状和条带状分布。 水温水温(): ℃℃野外调查与采样水井的深度一般为10~40 m, 现场实测的水温大多是在 10~13℃之间, 由于采样井较浅, 所以深度与水温的关系不是很明显。 铁含量铁含量(Fe): 本文中的铁含量均指总铁含量。 河套平原浅层地下水(深度在 10~40 m)中的铁含量平均值为 1.22 mg/L(n=757), 最大值为 15.09 mg/L, 最小值为无检出; 在757个水样中有466个超标, 超标率达 61.56%(表 1, 表 2)。 氟含量氟含量(F–): 文中氟含量指氟离子含量(以 F–计 ) 。 平 均 值 为 0.68 mg/L(n=757), 最 大 值 为 5.05 mg/L, 最小值为无检出; 在757个水样中有156个超标, 超标率为 20.61%(表 2)。 高铁高氟水分布面积高铁高氟水分布面积: 运用 MapGis 将浅层地下水 Fe、F–含量分别制作成水质单要素图, 求得各类水的面积见表 3, 表 3 中 Fe、F–的分类依据为 GB/T 14848—1993, 各类水在区域上的分布见图 2、图 3。 计算结果表明: 河套平原浅层高铁地下水(Fe> 0.3 mg/L)的分布面积为 9310.66 km2, 占调查区总面积的 74.40%, 其中 Fe>1.5 mg/L 的Ⅴ类水的分布面积达 3050.63 km2。高氟地下水(F–>1.0 mg/L)的分布面积为 2308.35 km2, 占调查区总面积的 18.45%, 其中 F–>2.0 mg/L 的Ⅴ类水的分布面积为 104.3 km2。 3.1 高铁地下水分布特征 从图 2 和表 3 可以看出, 河套平原地下水铁含量普遍较高, 总体呈现出以下特征: 在平面上, Fe 含量超标区除个别地段外, 主要分布在黄河冲湖积平原, Fe 含量大于生活饮用水卫生标准 5 倍(Fe>1.5 mg/L)的Ⅴ类水主要分布在西部的蛮会、白脑包、团结一带, 中部的海子堰、塔尔湖, 东部的新安、德岭山、苏独仑等地带, 这些地带地势较为低洼, 均为地下水排泄区。 在垂向上, 从全区看(图 4)同一深度地下水中的Fe 含量各不相同, 但是在平原中部的典型钻探调查 表 1 河套平原地表水水质调查结果 Table 1 Investigation results of surface water quality in the Hetao Plain 编号 取水地点 经度 纬度 氟化物/(mg/L) 0.59 0.475 0.89 0.560 1.09 0.48 0.61 0.077 0.55 0.54 0.59 0.52 0.919 1.38 0.71 0.954 1.018 总铁/ (mg/L) N.D. N.D. 0.45 N.D. 0.00 0.03 0.05 N.D. 0.20 0.15 0.12 0.48 0.294 2.14 0.65 N.D. N.D. 水温/ ℃ - 9.6 12.8 13.9 30.9 27.5 27.6 11.7 4.92 5.25 25.2 28.4 - 12.3 15.1 - - EC/ (ms/cm) - 7.33 2.57 3.17 30.2 1.83 22.2 3.01 0.26 0.28 5.31 7.19 - 0.63 1.05 - - NaCl/ % - - 0.13 - 1.6 0.09 1.25 - 8.6 8.7 0.28 0.37 - 0.40 0.60 - - pH ORP/mV- 10 75 57 21 54 15257 - - 90 99 - 54 148- - db1 B47 db7 A27 db2 db3 db10 B29 db4 db5 db6 db8 db2-09 Q01 Q02 A40 A44 黄河水 灌溉水 公路桥边 湖水 东海子 熊家海子 路边水溏 总排干 总排干 总排干 总排干 总排干 泉水 泉水 泉水 河水 河水 107°08'57" 107°06'22" 107°10'38" 107°52'57" 107°00'07" 107°17'57" 107°05'41" 107°50'58" 107°11'22" 107°14'01" 107°16'45" 107°08'22" 107°10'38" 108°53'21" 108°48'34" 107°01'25" 106°52'31" 40°30'24" 40°25'47" 41°11'34" 41°06'59" 40°37'55" 40°55'48" 40°56'34" 41°10'55" 41°06'50" 41°08'47" 40°09'51" 41°07'28" 41°11'36" 40°53'23" 41°11'30" 41°04'17" 40°59'13" - 8.108.809.03- 9.449.508.199.007.808.609.30- 8.297.40- - 注: “N.D.”为未检出, “-”为未检测。 表 2 河套平原地下水 Fe、、F–含量分析结果统计 Table 2 Statistics of Fe and F– concentrations of groundwater in the Hetao Plain 统计项目 Fe/(mg/L) 水样数(个) 均值 最大值 最小值 超标样品数/个 超标率/% 标准 GB/T5749—2006 限值 F–/(mg/L) 757 1.22 15.09 N.D. 466 61.56 ≤0.3 757 0.68 5.05 N.D. 156 20.61 ≤1.0 注: “均值”为算术平均值, “N.D.”为未检出。 第一期 冯翠娥等: 内蒙古河套平原浅层高铁高氟地下水分布与成因 71 表 3 河套平原不同类型(Fe、、F–)地下水样品数量与面积统计(n=757) Table 3 Statistics of numbers and areas of groundwater samples with different concentrations of Fe and F– in the Hetao Plain 样品与面积比率 含量/(mg/L) Fe≤0.3 1.5≥Fe>0.3 3≥Fe >1.5 样品数 /个 占总样品比例 /% 38.44 32.89 25.76 2.91 79.39 17.83 2.78 面积 /km2 3200.17 6260.03 2254.67 795.96 10202.48 2204.05 104.30 占调查面积比例 /% 25.58 50.03 18.02 6.36 81.57 17.62 0.83 水质类型 291 249 195 22 601 135 21 Ⅰ-Ⅲ类 Ⅳ类 Fe>3 F–≤1.0 2.0≥F->1.0 F– >2 Ⅴ类 Ⅰ-Ⅲ类 Ⅳ类 Ⅴ类 注: 水质分类依据 GB/T 14848—1993。 图 2 河套平原浅层地下水 Fe 含量分布图 Fig. 2 Distribution of total Fe concentrations in shallow groundwater in the Hetao Plain 图 3 河套平原浅层地下水 F-含量分布图 Fig. 3 Distribution of F- concentrations in shallow groundwater in the Hetao Plain 地段, 同一地点采集的不同深度的地下水样品中, Fe 含量随着深度的增加而增大(表 4)。 在时间上, 通过对同一井孔的地下水水质监测表明, Fe 含量的变化呈现出低水位期(4 月)含量低, 高水位期(11 月)含量高的变化规律(图 5)。 3.2 高氟地下水分布特征 在平面上, 高氟地下水的分布表现出与地形地貌非常密切的关系, F–>1.0 mg/L 的地下水主要分布 72 地 球 学 报 第三十六卷 在山前冲洪积扇形倾斜平原, 该区域属于山前地下水的径流与蒸发排泄区, 在平原中部大面积的黄河冲湖积平原和乌兰布和近代风积沙地只有零星小片状分布(图 3)。 在垂向上, 由于受采样井深度的限制, 在不同地点采集的地下水水质样品中, 即使取样深度相同, 地下水中的氟含量各异, 但是F–>1.0 mg/L的地下水几乎都分布在 40 m 以上(图 6)。在个别地点同一钻孔采集的不同深度样品, 地下水中的氟含量随着深度的增加有增大的倾向, 但是变化较小(表 4) 在时间上, 通过对同一井孔不同时间的调查, 表 4 A、、B、、C 地点不同深度地下水中 Fe 和 F– (位置见图 1) Table 4 Fe and F– concentrations of groundwater at different depths at location A, B, and C 水质分析结果/(mg/L) 样品编号 采样深度/m Fe F– A 1 A2 B 1 B2 17 75 45 54 17 35 39 1.490 3.570 0.440 3.660 0.301 1.510 3.132 0.311 0.372 0.358 0.280 0.271 0.311 0.338 C1 C2 C3 图 4 河套平原地下水 Fe 含量与取样深度关系(n=536) Fig. 4 Relation between Fe content of groundwater and sampling depth in the Hetao Plain (n=536) 图 5 各监测井不同监测时间地下水水位与 Fe 含量 (监测井位置见图 1) Fig. 5 Fe concentrations and groundwater levels in different periods of monitoring wells (see Fig. 1 for locations of the monitoring wells) 结果表明不同的地貌单元表现出不同的变化特征,在山前的冲洪积扇区, 即高氟区, 10 月份的高水位期, 地下水的氟含量急剧增大(图 7 中的 B6、B31、B40、B42), 但是在 8 月份, 地下水水位相对较低时, 氟含量也较低; 在平原中部的冲湖积平原, 即低氟区, 无论是水位高或水位低, 这一规律不是特别明显, 但总体也呈现出高水位期氟含量高的变化规律。 4 高铁高氟地下水成因分析高铁高氟地下水成因分析 河套平原地下水的补给在冲洪积扇区, 主要是来自山区洪水的入渗和基岩裂隙水的侧向补给, 在平原中部的冲湖积平原, 降雨和黄河灌溉水的入渗是地下水的主要补给源, 经取样测试黄河灌溉水的Fe2+含量未检出, F–含量为 0.59 mg/L, 因此认为, 河套平原高铁、高氟地下水的形成主要是由自然地质环境所致。 从图 2 和图 3 可以看出, 河套平原高铁地下水主要分布在平原中部的冲湖积平原, 而高氟地下水主要分布在山前的冲洪积扇平原, 同时地下水中的Fe 与 F–不存在正相关关系(图 8), 因此认为河套平原目前存在的高铁与高氟地下水, 主要是由不同地 图 6 河套平原地下水 F–含量与取样深度(n=536) Fig. 6 Relation between F– content of groundwater and sampling depth in the Hetao Plain (n=536) 图 7 不同监测时间地下水水位与 F–含量 (监测井位置见图 1) Fig. 7 Relation between groundwater levels and F– concentrations in different monitoring periods (see Fig. 1 for locations of the monitoring wells) 第一期 冯翠娥等: 内蒙古河套平原浅层高铁高氟地下水分布与成因 73 质环境条件下环境水文地球化学作用的结果。 4.1 高铁地下水的成因分析 铁的来源铁的来源: 河套平原为一形成于侏罗纪晚期的中新生代断陷盆地, 沉积了巨厚的第四纪沉积物, 除了山前的部分沉积物是来自于山区的风化碎屑物外, 大部分沉积物是由黄河搬运而来, 其主要特征是颗粒细而均匀, 黄河水中大量的胶体物质, 特别是以[Fe(OH)3]n或[Fe(OH)]+Fe3+形式存在的胶体, 连同黄河携带的泥沙在进入古河套湖时, 由于两种介质所带胶体电荷的不同, 从而发生中和凝聚沉淀, 形成了河套冲湖积平原富含大量 Fe2O3的地层沉积物。 钻探取样分析结果表明(表 5), Fe2O3的平均含量在 粘 土 中 为 5.88%(n=32), 淤 泥 质 粘 土 中 为4.47%(n=19), 粉 砂 中 为 3.66%(n=13), 细 砂 中 为3.06%(n=11), 中砂中为 2.53%(n=6)。沉积物中这些铁的氧化物或氢氧化物, 为高铁地下水的形成提供了物质来源。 铁的溶出铁的溶出: 地下水的酸碱度(pH)和氧化还原条件是影响铁从沉积物中溶出的主要因素。众所周知, 随着还原性的增强, 即氧化还原电位 Eh 的下降, 地层中以 Fe3+形式存在的铁, 很容易被还原成易溶解的 Fe2+形式。河套平原是一个较封闭的地下水盆地, 地层中又均含有一定量的有机质(表 5), 其氧化还原电位(ORP)显示出几乎为负值的还原环境(图 9), 从而使沉积物中大量的 Fe3+还原成 Fe2+, 进入地下水 图 8 河套平原浅层地下水中的 Fe 与 F–关系 Fig. 8 Relation between Fe and F– in shallow groundwater in the Hetao Plain 形成高铁水。 利用能斯特方程(何燧源等, 1989), 假定在水体所含配位体(OH–、S2–、SO4OH–配位体的作用, 同时体系中的铁只有 Fe2+、 Fe3+、Fe(OH)2、Fe(OH)3 四种存在形态, 铁的浓度为1.0×10–5 mol/L, 在 这 样 的 假 定 基 础 上 , 依 据Fe2+-Fe3+氧化还原反应和沉淀溶解反应, 求得铁离子的 pH-pE 图(图 10), 从图 10 可以看出, 河套平原地下水中的铁主要是以 Fe2+和 Fe(OH)3的形式存在(pH 值为 7~9), 这样在还原条件下, 由于 pE 较低, 会有相当的 Fe2+存在, 这种水一旦接触空气, pE 升高, 就会有 Fe(OH)3沉淀生成, 这在野外取样过程中 经 常 可 以 看 到 , 一 些 样 品 中 Fe2+氧 化 生 成Fe(OH)3沉淀的颜色变化过程。 另外, 本区每年大量的引黄灌溉, 使地下水位和地下水压力发生显著的变化, 一方面地下水位的上升进一步促进了还原作用, 另一方面地下水压力的变化促进了铁从沉积物颗粒表面向地下水的迁移2–、CO32–等)中只考虑与转化, 这也是高水位期铁含量高, 低水位期铁含量低的主要原因。 4.2 高氟地下水的成因分析 氟在地下水中的富集是长期地质作用和地球化学演变的结果, 主要与区域地质环境即矿物、岩石类型、地质构造、地形地貌、水文地质条件和气候等因素有关。