新疆烏魯木齊河流域北部平原區水文地球化學

殷秀蘭,鳳 蔚,王瑞久,蔡月梅,朱 瑾,霍傳英

1)中國地質環境監測院,北京 100081;2)中國地質調查局水文地質環境地質調查中心,河北保定 071051;3)新疆維吾爾自治區地質環境監測總站,新疆烏魯木齊 830091

受鹽漬化作用影響的國家主要集中在干旱和半干旱地區,如南北美、澳大利亞、中國、獨聯體、印度、地中海和中東地區以及東南亞。目前全球大概每分鐘要損失10 hm2的土地,其中3 hm2是由于鹽漬化作用造成的(Edmunds et al.,2006;Williams et al.,2005;李文鵬等,1995)。我國西北干旱半干旱地區鹽漬化現象也非常嚴重。鹽漬化過程是由于土壤和水中鹽匯集的物理和化學過程造成的,這一過程復雜,與地下水流系統中的溶質運移關系密切。表層土或較深地層中鹽分的累積來自于:1)雨水帶來的海洋鹽分進入到高滲透地段;2)來自土壤礦物成分風化的鹽分;3)來自原始海相地層中的鹽分。氣溶膠分布隨著離海岸距離的增大而減小(Salama et al.,1999)。

地下水是維持烏魯木齊河流域社會經濟發展和生態系統的最重要水源。但這一寶貴的水資源正受到威脅,地下水過量開采,造成地下水水位急速下降,含水層貯存量劇烈消減,流域局部地區地下水污染嚴重,依賴于地下水的湖泊濕地明顯萎縮(周仰效等,2011)。要刻畫上述問題的全貌,評價這些問題對社會和環境造成的影響,并提出解決問題的對策,明確地下水的補給來源和排泄途徑非常重要。本文主要對烏魯木齊河流域北部平原的水文地球化學和環境同位素進行分析研究,將北部平原的水文地質背景與水化學和同位素的變化結合起來,提出北部平原區主要離子的變化規律和同位素演變特征,為流域水文地質條件、環境地質問題的研究奠定基礎。

研究區位于新疆烏魯木齊河流域下游,主要包括北部山前地帶礫質平原和細土平原(圖1a)。北部礫質平原沉積了巨厚的第四系沖洪積砂、礫、卵石,厚 400～500 m,在拗陷中心的三坪農場一帶可達千米以上,含水層厚度大于 300 m。該區潛水埋深在鯉魚山山前斷裂以南為 50～60 m,以北突變為150～200 m。西部、南部水位埋深大于東部和北部,東部米泉市一帶水位埋深小于90 m,而西山山前則大于 150 m,但到了北部廣東莊子一帶就變淺為30 m左右。潛水含水層為單一的砂礫石和卵礫石層(新疆地質礦產局第一水文地質工程大隊,1988)。圖1b為河谷至北部平原由南向北的典型概化剖面示意圖,這條剖面代表了該區域垂向含水層的分布特征。北部細土平原是烏魯木齊河流域的下游地段,它的西部受控于頭屯河,東邊受控于阜康境內的水磨溝。細土平原區廣泛分布多層結構的潛水、承壓水和深部自流水,是農六師 3個團場和米泉縣主要的農業區,有數以百計的農業開采井,20世紀80年代成井深度多在100 m以內,潛水、承壓水混合開采,90年代成井深度多在 300 m以內,潛水、承壓水混合開采。承壓水是本區農業主要供水水源(霍傳英等,2009;新疆維吾爾自治區地質環境監測總站等,1990)。

1 取樣點的分布及樣品測試結果

圖1 烏魯木齊河流域區域特征及北部平原取樣位置圖Fig.1 Simplified hydrogeological map of the northern plain of the Urumuqi River basin,showing sampling sites

該區共采集水化學同位素樣品 21組,其中包括2007年10組,2009年7組和2011年4組。取樣點位置見圖1c。樣品采集時采用500 mL(用于測試水化學)和 100 mL(用于測試同位素)的聚乙烯瓶,先用所采水樣潤洗 3次,測試陽離子的樣品加入HNO3后密封,用于測試陰離子與同位素的樣品不加任何試劑。采樣時,用Hach 156便攜式參數測定儀現場測定pH、電導率、氧化還原電位和溫度。為確保地下水樣品的代表性,在將監測井取樣前進行抽水,待電導率穩定(變化<1%)后,再采集水樣。

其中水化學樣品送中國地質科學院國家地質實驗測試中心進行分析,K+、Na+、Mg2+、Ca2+、H2SiO3等離子采用等離子光譜儀(PE8300)進行測試,Ba2+、Br–、I–、Cl–等離子采用等離子質譜儀(X-series)進行測試;δ18O和δD穩定同位素樣品送中國地質科學院礦產資源研究所同位素實驗室分析,用氣體質譜儀(MAT252)進行測試,以VSMOW標準表示,分析精度δ18O 為±0.2‰,δD 為±1.0‰;14C 同位素樣品送北京大學考古文博學院 LA-ICP-AES實驗室,采用等離子體原子發射光譜儀(PACKARD Tri-carb 2770TR/SL)分析測試,分析平均誤差為 0.2%～0.5% pmc。樣品的分析測試結果見表1。

2 結果與討論

2.1 水文地球化學分析

Cl–離子最有用的性質是在水中高度溶解和遷移,和水分子非常相似(Herczeg et al.,1999)。所以Cl–離子不會在透水巖層中停留(Matthess,1982),Cl–離子的濃度變化完全和來源有關。在地球化學分析中可用作參照因子。由于K+在主要成分中濃度相對很低,在分析中不做考慮。

2.1.1 HCO3–和 SO42–與 Cl–離子之間的關系分析

在 HCO3–-Cl–離子之間的關系(圖2)中,不難發現,組孔樣點之間的HCO3–離子濃度相差不大,Cl–離子變化范圍大;組孔樣點z1-1和z1-2的HCO3–的濃度相對于樣點 z1-3、z1-4、z1-5偏高,表明 HCO3–濃度的差異主要源于碳酸鹽礦物的溶解,盡管溶解的量是有限的。除此之外,其它地下水樣點的HCO3–濃度趨于穩定,不隨 Cl–離子濃度的增大而增大,進一步證明 HCO3–主要源于土壤層的礦物風化。地表水樣點中HCO3–與Cl–離子同時增長,可能和不同的蒸發礦物溶解有關,例如地面的鹽霜Na3(CO3)(HCO3)·2H2O 和石鹽 NaCl。在 HCO3–/Cl–-Cl–關系圖中,不論是地表水還是地下水,隨 Cl–濃度升高,HCO3–/Cl–當量比值不斷趨小,水體正在不斷咸化,Cl–離子濃度的升高主要是由蒸發鹽溶解引起的。

圖2 HCO3–和 SO42–與 Cl–離子之間的關系圖Fig.2 Relationship between HCO3–,SO42– and Cl–

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在 SO42–-Cl–關系圖中,地表水樣點的 SO42–離子與 Cl–離子同步增長,表明這些樣品中 SO42–主要來源于蒸發鹽的溶解(楊鄖城等,2008;Edmunds et al.,2006),且硫酸鹽的溶解量大于氯化物;組孔樣點z1-1、z1-2、z1-3、z1-4、z1-5和組孔樣點z2-1、z2-2位于1:1比值線之上,Bei3和Bei5位于1:1比值線之下,均反應為SO42–離子與Cl離子同步增長。結合 SO42–/Cl–-Cl–關系圖,當 Cl–濃度小于 60 mg/L時,SO42–/Cl–當量比值的變化范圍比較大,地下水在不同位置硫酸鹽分布是不均勻的;當 Cl–濃度大于 60 mg/L 時,SO42–/Cl–的當量比值逐漸減小,表明地下水和地表水樣點蒸發巖中氯化物的比例在不斷增大。

2.1.2 Na+-Cl–和 Na+/Cl–-Cl–以 及 Mg2+-Cl–和Mg2+/Cl–-Cl–的關系

在 Na+-Cl–關系(圖 3)中,地表水樣點分布均平行分布于 1:1比值線的上方,說明地表水樣點水化學性質的變化主要是由石鹽溶解引起的,而兩線差距這部分增量來自其它鹽的溶解,結合 SO42–和 Cl–關系圖(圖2)分析,可以推斷主要是無水芒硝Na2SO4;結合 Na+/Cl–-Cl–關系圖,當 Cl–離子小于60 mg/L時,在地下水樣點的Cl–離子濃度相對穩定,Na+/Cl–的當量比值變化范圍大,說明當時水中 Na+離子主要來自于礦物的風化;當 Cl–>60 mg/L時,隨著 Cl–濃度的增大,Na+/Cl–的當量比值逐漸減小且趨向于 1,這表明在該區域地表水和地下水演化過程中,隨著Cl–離子濃度的增大,過渡到主要以石鹽溶解為主。

在 Mg2+/Cl–-Cl–關系圖上,當 Cl–離子濃度小于60 mg/L時,Mg2+/Cl–的當量比值變化范圍較大,表明地下水中 Mg2+離子主要來自礦物的風化;當 Cl–離子大于60 mg/L時,該當量比值隨Cl–離子濃度增大不斷減小,表明礦物風化提供的 Mg2+是有限的,正不斷被蒸發礦物中氯化物的溶解所稀釋(郭高軒等,2014)。

2.1.3 Br–/Cl–和 Cl–之間的關系分析

圖4中,樣點 W48-3、Bei1、Bei4、Bei2f、Bei2z和z1-4的Br–/Cl–比值靠近海水比值線,且該組樣點隨Cl–離子濃度增大,Br–/Cl–的比值有輕微減小趨勢,表明在 Cl–離子濃度比較低時,該組樣點主要來源于降水補給,其 Br–/Cl–比值的降低主要存在兩個原因:一個是入滲過程中 Br–有選擇地被轉移走,相當于有機質吸附(Edmunds,1996);另一個是存在其它形式的低 Br–/Cl–比值的氯化物溶解;在地表水樣點中,同一取樣位置樣點的 Br–/Cl–比值其 2007年與 2011年差異較大,表明不同年份水庫輸入水的Br–/Cl–比值存在差異;其它組孔樣點基本上隨 Cl–離子濃度增大,Br–/Cl–比值處于減小趨勢。當 Cl–離子大于60 mg/L時,所有樣點均位于石鹽溶解線之下,相當于天然石鹽溶解的 Br–/Cl–=1×10–3～1×10–4的范圍(Davis et al.,1998),表明隨Cl–離子增大,石鹽溶解量不斷在增大,因為石鹽等蒸發礦物在蒸發不同階段沉淀,所以 Br–/Cl–比值是有變化的(郭高軒等,2014;翟遠征等,2011;Alcala et al.,2008)。

圖 3 Na+、Mg2+與Cl–之間的關系圖Fig.3 Relationship between Na+,Mg2+ and Cl–

圖4 Br–/Cl–與 Cl–離子之間的關系圖Fig.4 Relationship between Br–/Cl– and Cl–

圖5 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之間的關系圖Fig.5 Relationship between Na++Mg2+and Cl–+SO42–

2.1.4 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之間的關系分析

圖5中,地表水樣點近似的位于 1:1比值線上,表明影響地表水樣點水化學性質變化的主要是Na2SO4、MgSO4、NaCl和 MgCl2;組孔樣點 z1-1和z1-2位于1:1比值線上,而樣點z1-4、z1-5位于1:1比值線的上方,表明前者淺層水和現代的地表水一樣受地面蒸發鹽的影響比較大;同理,組孔樣點z2-1位于1:1比值線之下,z2-2位于1:1比值線之上,且樣點z2-1的TDS大于z2-2,表明蒸發鹽中含有一定量的鈣鹽,例如該芒硝 Na2Ca(SO4)2;地下水樣點Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei4、Bei3和 W48-3位于 1:1比值線的上方,表明在這些樣點中還存在其它形式的鈉鹽溶解,主要是天然堿(Na3(CO3)(HCO3)·H2O),相當干旱地區土壤表層形成的鹽霜。

2.2 環境同位素分析

2.2.1δD和δ18O關系

根據新疆奎屯河流域南洼地、烏魯木齊河流域柴窩堡盆地的地下水穩定同位素δD和δ18O關系,當地降水的大氣水線為δD=8δ18O+15(殷秀蘭等,2010;李亞民等,2008),顯然與新疆當地的地理位置和氣候干旱有關。在圖6上,No1樣品為2011年在一號冰川取到的(δD= –68‰,δ18O= –9.9‰),代表了烏魯木齊河流域山區降水的穩定同位素值。地下水Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei3等4件樣品在圖6上和 No1樣品分布在一起,它們的 HCO3–含量在73.2～109.8 mg/L,非常接近地表水的含量,證明這4件樣品來自烏魯木齊河的河水補給,因為河水所含 CO2和大氣圈 CO2平衡(P CO2≈10–3.5Pa)時,僅能溶解90 mg/L的CaCO3,二水所含的HCO3–濃度僅為 70 mg/L(Dakin et al.,1983)。

圖6 地下水和地表水的δD和δ18O之間的關系圖Fig.6 Relationship between δD and δ18O of groundwater and surface water

z1-3、z1-4 兩件樣品(δD= –68‰,δ18O= –10.3‰～ –10.4‰)位于當地大氣水線上,它們的 HCO3–含量在188～190 mg/L。說明存在土壤CO2的輸入,證明這二件樣品為當地降雨入滲補給。當地平原降水和烏魯木齊河的區別在于后者處在當地大氣水線的下方,存在蒸發效應,如果消去蒸發回歸到當地大氣水線上,明顯比當地平原降水值要低,反映出降水的高程效應。

地下水 z1-5、z2-2 兩件樣品(δD= –77‰,δ18O=–11.4‰～ –11.6‰)位于當地大氣水線上,明顯要低于當地平原降水值和烏魯木齊河水的值,證明這兩件樣品是在非現代氣候條件下補給的水,或者稱為古水(Fontes,1981)。z1-3和z1-4兩件樣品的14C測定為 59.43～69.94 pmc,而 z1-5、z2-2兩件樣品為13.48～16.48 pmc,我們可以通過衰變公式估算兩組樣品的平均滯留時間的相差年數:

式中,t為測定年齡,t0為初始年齡,/ln2為放射性同位素平均壽命,N0為t0時14C的濃度,N為14C測定濃度。對14C而言平均壽命為8267 a。計算得到兩組平均滯留時間的年數差為10603～13575 a。根據全球海面變化,最低海面出現在距今 15000年前(Fontes,1981),相當于晚更新世末次大冰期。

若按 z1-1、z1-2樣品的14C測定為 91.22～94.27 pmc(相當現代水),它們和z1-3、z1-4兩件樣品相比,兩組平均滯留時間的年數差,也就是后者的平均滯留時間,為距今2227—3815年。在上述數據分析基礎上,余下的樣點,除了 z2-1外,基本上都處在一條蒸發線上,蒸發前的原水收到當地平原降水和烏魯木齊河河水的補給,其中z1-1、z1-2兩件樣品(21～65 m)的蒸發效應代表地表水在地面蒸發后入滲補給到地下,它們在穩定同位素和溶解的鹽份都和當地地表水體類同(圖2,圖3)。Bei5、Bei4、W48三件樣品沿老龍河一線分布(圖1),都存在δD值向下輕微漂移(圖6),可能受到有機質中水的交替影響(Horita,2005),Bei5水樣取自芒硝廠的位置,Cl–濃度達到 957.2 mg/L,Na濃度達 1008.9 mg/L,明顯受到鹽化工企業的污染影響。余下的z2-1樣品溶解較多的蒸發鹽,在圖6上處在一個單獨的位置,存在明顯的δD漂移,本次研究限于資料不足,暫不討論。

2.2.2 地下水分層

本次研究中組孔z1共有5個監測層位,據上文研究,烏魯木齊河沖洪積層的地下水可劃分為3層:

(1)埋深～353 m 的地下水為晚更新世末次大冰期的降水補給,水體中平均滯留時間為 15000—17390年,當時地貌位置處在河谷的階地,地下水為淡水,Cl–濃度為56 mg/L。

(2)埋深 259～179 m 的地下水平均滯留時間為2227—3815年,相當全新世濕潤期結束,晚全新世干旱期開始階段的降水補給,地下水為淡水,Cl–濃度在23～55 mg/L,當時地貌位置處于河谷的階地。

(3)埋深65～21 m的地下水為現代水,水質微咸,Cl–濃度在 260～274 mg/L,當時地貌位置處在沖洪積河谷的河床上,主要接受了河水的入滲補給,地下水的化學和同位素特征與現今地表水類同,溶解相當量的蒸發鹽和水體經受過蒸發。

3 結論

(1)烏魯木齊河流域平原區的地表水普遍溶解有蒸發鹽,導致 Cl–和 SO42–、Na+濃度同步增大,說明蒸發鹽主要產生于地表,和晚全新世(近4000年)以來我國西北地區氣候不斷變得干旱有關。尤其是近百年來烏魯木齊河平原區不斷開墾徒弟和農業灌溉更加劇了水體的蒸發。

(2)在Cl–濃度低于60 mL/L的地下水中土層有機質包括地面植被會從降水中選擇性吸附 Br–,而且 Cl–濃度越低,地下水 Br–/Cl–比值,隨 Cl–濃度增大進入天然石鹽的溶解域(1×10–3～1×10–4)。

(3)組孔 z1的地下水分層自上而下出現三層不同水體:現代水(埋深21～65m)是烏魯木齊河河水經蒸發后入滲補給的,而下面二層水為晚全新世初期(埋深 179～259 m)和晚更新世末次冰期(埋深～353 m)補給的水都是原地的降水入滲。因為補給時段地貌位置不同,入滲水來源也會不同,所以推測在烏魯木齊河平原區剖面的水平方向上因為河流變遷出現就地降水或者烏魯木齊河河水入滲的不同補給。

致謝:本成果在研究過程中得到了新疆地質環境監測院的支持和幫助,在此表示衷心感謝！

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