奎屯河流域平原區地下水水化學特征及成因分析

張福初, 吳 彬, 高 凡, 杜明亮, 徐連統

新疆農業大學水利與土木工程學院， 新疆 烏魯木齊 830052

地下水水化學成分是地下水循環過程中不斷與周圍環境(大氣、地表水、巖石)長期相互作用的結果[1-3]，水化學類型、特性及成因受氣候條件、地層巖性、地形地貌、地表水及人類活動等因素控制[4-5]. 識別特定流域的地下水水化學元素的遷移規律及水化學特征的演變規律有助于研究地下水的起源與形成，揭示地下水的演變規律[6-7]，對合理開發利用與保護地下水資源具有重要意義[8].

地下水是奎屯河流域農業灌溉、工業及生活供水的主要水源. 奎屯河流域是我國典型的高氟、高砷區，針對該流域已經開展了許多相關研究. 如邵琳琳等[9]針對奎屯河流域F-的空間分布特征進行了調查研究，發現F-呈現明顯的徑向水平分帶性；李巧等[10]分析了奎屯河流域地下水中NH4+/NT(質量濃度之比，其中NT為總氮素)、Eh與砷濃度之間的相關性關系，發現砷濃度隨著Eh的減小而增加，隨著NH4+/NT的增加而減少；袁翰卿等[11]通過對奎屯河流域地下水中常量元素和微量元素進行分析，探討了地下水中砷富集的影響因素，得出還原環境、干旱半干旱的氣候條件、封閉的地球化學環境及交替緩慢的水文地質條件均為砷富集提供了有利條件. 已有研究成果主要集中在地下水中氟和砷富集規律方面，對于地下水水化學特征、演變規律和成因等的基礎研究仍需要加強. 該文在前人研究基礎上，于2017—2019年對奎屯河流域平原區水文地質進行調查，采集了大量水樣，系統分析了地下水水化學組分空間分布、水化學特征，演變規律和成因，為進一步研究氟、砷富集規律夯實基礎，為合理利用與有效保護地下水資源提供參考.

1 材料與方法

1.1 研究區概況

奎屯河流域(83°30′E～85°11′E、44°06′N～45°20′N)位于新疆天山北坡中部，準噶爾盆地西南緣[12]. 流域南北最長240 km，東西最寬160 km，總面積2.83×104km2，其中山區面積1.19×104km2，平原區面積1.64×104km2. 屬溫帶大陸性干旱氣候，年均降水量162.6 mm，年均蒸發量1 208.3 mm. 平原區地形特征為南北高、中北部低、東部高、西部低，海拔由900～1 200 m降至250 m. 中生代，西、南、北三面隆起為山地，中部沉降為盆地. 新生代，在強烈的喜瑪拉雅構造運動作用下，山地與盆地間斷塊式的升降運動增強，使中生代地層產生斷裂和褶皺，形成了車西鼻隆、卡因迪克隆起、柳溝鼻隆、六十四戶鼻隆、西湖隆起、獨山子背斜等一系列褶皺構造和以烏蘇—奎屯為中心的沉積區(見圖1).

注： Ⅰ1—奎屯河沖洪積礫質平原區； Ⅰ2—奎屯河沖洪積細土平原區； Ⅰ3—奎屯河沖積細土平原區； Ⅱ1—四棵樹河，古爾圖河沖洪積礫質平原區； Ⅱ2—四棵樹河，古爾圖河沖洪積細土平原區； Ⅲ—佐頓艾力生沙漠； Ⅳ—三河匯流沖湖積平原區.

奎屯河流域被第四系廣泛覆蓋，從南北山區山前礫質平原至中部細土平原，第四系松散沉積物由單一的卵礫石、砂礫石漸變為多層結構的砂礫石、砂、黏性土層，地下水類型由單一結構潛水過渡到多層結構潛水—承壓水(見圖2). 由于南北山區山體升降幅度、侵蝕搬運強度的差異，平原區形成以南山松散巖類堆積物為主的含水層. 山區水資源(包括降水和冰雪融水)是內陸盆地平原地下水的主要補給來源[13]. 奎屯河流域平原區的地下水資源主要來自南山區，山前沖洪積礫質平原是地下水的主要補給區. 地下水在山前接受補給后，從南向北徑流，直至128團、126團，受車西鼻狀隆起阻擋，轉向西或西北徑流入艾比湖. 地下水的主要補給項為河道滲漏、渠系滲漏、田間入滲、庫塘滲漏和山前側向補給，地下水的主要排泄項有人工開采、蒸發蒸騰、泉水溢出和側向徑流.

圖2 研究區水文地質剖面圖(A-A′)

1.2 采樣與測試

2017年、2018年、2019年分別采集地下水樣50組、134組和132組，合計316組(見圖1). 其中，礫質平原區潛水水樣40組、細土平原區潛水水樣79組、細土平原區承壓水水樣196組. 地下水樣品取自農業灌溉井、手壓井和鉆孔，采樣井深5.0～500 m. 樣品采集、保存、運送嚴格按照HJ/T 16—2004《地下水環境監測技術規范》執行. 樣品測試委托新疆地礦局第二水文工程地質大隊化驗室完成，測試項目包括Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-的濃度以及pH、TDS(礦化度)和TH(總硬度)，其中pH采用玻璃電極法測定；Na+和K+的濃度采用火焰原子吸收分光光度法測定，檢測限分別為0.01、0.05 mg/L；Ca2+、Mg2+、HCO3-的濃度和TH用乙二胺四乙酸二鈉滴定法測定，檢測限均為1.0 mg/L；Cl-濃度用硝酸銀容量法測定，檢測限為1.0 mg/L；SO42-濃度用硫酸鋇比濁法測定，檢測限為5.0 mg/L；TDS采用重量法測定，不確定度為±0.1 mg/L.

為保證樣品測試結果的準確性，運用野外運輸空白樣控制樣品測試，測定結果顯示，各項檢測數據均低于檢出限. 經檢驗，研究區采集水樣陰陽離子的平衡誤差為-3.99%～3.98%，證明數據均可靠.

1.3 研究方法

該文在對地下水水化學組分進行描述性統計和主要組分空間差異分析基礎上，運用AquaChem軟件繪制Piper三線圖，劃分地下水水化學類型；采用Grapher軟件繪制Gibbs圖，探究水化學成分形成機制；應用離子比值法、飽和指數、陽離子交替吸附作用等方法進一步識別主要離子來源.

2 結果與分析

2.1 地下水水化學組分描述性統計特征

地下水中主要離子成分及含量可用來分析地下水水化學控制因素及物質來源. 由表1可知，礫質平原區潛水、細土平原區潛水及承壓水pH范圍分別為6.8～8.2、6.7～8.7、6.3～9.6，平均值分別為7.5、7.6、7.9，整體呈弱堿性.

表1 研究區水化學參數統計

礫質平原區潛水TDS范圍為109～1 277 mg/L，平均值為348 mg/L，其中淡水占比為95%，微咸水占比為5%；細土平原區潛水TDS范圍為149～7 860 mg/L、平均值為 2 070 mg/L，其中淡水占比為41%，微咸水比占為31.7%，咸水占比為27.3%；細土平原區承壓水TDS范圍為93.8～905 mg/L，平均值為245 mg/L，均為淡水.

礫質平原區潛水TH范圍為60.1～773 mg/L，平均值為206 mg/L，水樣以軟水和微硬水為主，合計占比為33.3%；細土平原區潛水TH范圍為18.1～3 410 mg/L，平均值為681 mg/L，水樣以微硬水、極硬水為主，合計占比為70.6%；細土平原區承壓水TH范圍為2.8～535 mg/L，平均值為89.7 mg/L，水樣以極軟水和軟水為主，合計占比為87.6%.

礫質平原區潛水中陽離子相對豐度為Ca2+>Na+>Mg2+>K+，細土平原區潛水及承壓水中陽離子相對豐度為Na+>Ca2+>Mg2+>K+；礫質平原區潛水中陰離子相對豐度為SO42->HCO3->Cl-，細土平原區潛水中陰離子相對豐度為SO42->Cl->HCO3-，細土平原區承壓水中陰離子相對豐度為HCO3->SO42->Cl-.

沿著地下水流向，細土平原區潛水各項水化學組分含量相較于礫質平原區潛水呈升高趨勢，各分區水化學組分除pH外，其余指標的變異系數均大于10%，為中等或強變異性，表明各化學組分在空間分布上存在較大的離散型和波動性特征. 在細土平原區中，潛水及承壓水中的Na+及潛水中的SO42-平均值、標準差及變異系數較礫質平原區偏高，表明它們在細土平原區中的絕對含量較大，且空間分布不均勻，局部富集程度高.

2.2 地下水水化學主要參數空間分布特征

研究區SO42-、Na+的濃度及變異系數較高，繪制空間分布圖以分析其空間分布特征. 由圖3可知，SO42-、Na+濃度空間分布變化趨勢基本一致，均為由南向北逐漸升高. 研究區東北部離子濃度最高，這是由于研究區地勢由南向北逐漸變低，在接受北山區補給后，受到車西鼻隆及東部奎屯河平原區上游從南向北徑流影響，潛水溢出帶的地下水蒸發濃縮作用增強所致. 此外，研究區中南部離子濃度出現小幅度升高，受卡因迪克隆起及柳溝隆起阻擋，地下水位較高，導致離子富集，使離子濃度呈小幅度升高現象.

圖3 主要離子濃度空間分布

2.3 地下水水化學類型

Piper三線圖(見圖4)可以直觀反映水體的化學組分和水化學類型[14-15]. 研究區水化學類型共有29種，其中山前礫質平原區潛水有11種，以HCO3·SO4-Ca和HCO3·SO4-Ca·Na型為主，分別占總樣品的14.0%、23.3%. 細土平原區潛水有17種，以SO4·Cl-Na和SO4·Cl-Na·Ca·Mg型為主，分別占總樣品的20.2%、15.5%. 細土平原區承壓水有22種，以HCO3-Ca·Na、HCO3·SO4-Ca·Na和HCO3·SO4·Cl-Na型為主，分別占總樣品的15.2%、23.0%、12.6%.

圖4 研究區地下水水化學Piper三線圖

沿地下水流方向，礫質平原區潛水由HCO3·SO4-Ca、HCO3·SO4-Na·Ca型過渡到HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，細土平原區潛水由HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·Cl-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Ca型轉變為SO4·Cl-Na·Ca、SO4·Cl-Na型，在研究區西北部有部分Cl-Na型. 細土平原區承壓水自南向北由HCO3-Na·Ca型轉變為HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·SO4-Na·Ca型，最終轉變為HCO3·SO4·Cl-Na型，其中HCO3·Cl-Na型在研究區北部分布較廣.

2.4 地下水水化學特征影響因素

Gibbs圖[16]通過繪制TDS與γ(Na+)/γ(Na++Ca2+)的相關關系以反映大氣降水、蒸發濃縮及巖石風化溶解作用所控制的水化學過程[17-18]. 由圖5可知，研究區潛水及承壓水主要分布在蒸發濃縮與巖石溶濾端元，其中，礫質平原區潛水與細土平原區承壓水主要分布在巖石風化端元，細土平原區潛水在巖石風化和蒸發濃縮端元均有分布，表明礫質平原區潛水及細土平原區承壓水水化學成分主要來源于巖石風化，細土平原區潛水則受巖石風化和蒸發濃縮雙重作用影響.

圖5 研究區地下水Gibbs圖

通過不同巖性端元間的對比可以判別流域不同巖石風化類型對天然水溶質的影響[19-20]. 由圖6可知，樣點主要落在蒸發巖和硅酸鹽巖之間，較為集中分布在蒸發巖端元，反映了研究區主要離子來源于蒸發巖溶解. 礫質平原區潛水在3種巖性端元均有分布，主要分布于蒸發巖和碳酸巖端元，說明其離子來源由2種巖性共同作用. 細土平原區地下水部分水樣點靠近硅酸鹽巖端元，表明其受硅酸鹽風化作用的影響；部分水樣點靠近碳酸巖端元，說明碳酸鹽礦物亦有一定貢獻.

圖6 研究區不同含水層巖性端元比值

2.4.1巖石風化與溶濾作用

地下水流經土壤或巖石時，溶濾作用會導致部分化學成分進入地下水，水文地球化學研究常采用地下水溶質主離子間的比值關系指示水巖相互作用[21-22]，反映水化學形成的控制因素.

γ(K++Na+)/γ(Cl-)關系可以反映K+和Na+的主要來源[23]，為排除陽離子交換和人類活動影響，該文選取礫質平原區頂端樣品進行分析〔見圖7(a)〕，可以看出，礫質平原區潛水水化學離子γ(K++Na+)/γ(Cl-)均大于1.0，表明研究區K+和Na+的來源主要為巖鹽溶解.

γ(SO42-+Cl-)/γ(HCO3-)關系可以判斷SO42-、Cl-的主要來源[24-26]. 潛水水樣點主要分布在Y=X上側，表明SO42-、Cl-主要受蒸發巖溶解影響〔見圖7(b)〕；承壓水水樣點大部分分布于Y=X的上側，少量水樣點分布于Y=X下側，上側點多分布于研究區的北部，SO42-、Cl-主要受蒸發巖溶解控制，下側點多分布于研究區的南部，主要受碳酸鹽礦物溶解控制.

圖7 地下水離子比值相關關系

γ(Mg2++Ca2+)/γ(HCO3-+SO42-)可以反映地下水中Mg2+和Ca2+的來源[27-28]〔見圖7(c)〕. 潛水水樣點多數落在Y=X的上側，表明潛水中Mg2+和Ca2+的來源主要是碳酸鹽溶解，承壓水水樣點大部分落于Y=X下側，表明承壓水中Mg2+和Ca2+的來源主要是硅酸鹽和蒸發巖的溶解. 由于研究區地下水化學作用主要來自蒸發巖溶解，因此，蒸發巖溶解為Mg2+和Ca2+的主要來源，其次來自硅酸鹽和碳酸鹽溶解，這也是Ca2+、HCO3-含量高但變異系數小的原因.

2.4.2蒸發濃縮作用

研究區南部新近系泥巖含有CaSO4(石膏)、CaCO3(方解石)和CaMg(CO3)2(白云石)等礦物，可利用PHREEQC軟件計算主要礦物的飽和指數(SI)，用以判定礦物的溶解程度，以反映蒸發濃縮作用對地下水化學形成的過程[29]. 礦物SI用離子活度積與溶解度比值以10為底的對數來表示，方便顯示溶液各組分與對應的固相是否處于平衡狀態. 考慮到樣品在采集、檢測等環節誤差的存在，因此在實際過程中當SI在0±0.5之間時，即可認為水溶液與礦物達到準平衡狀態.

水樣點中CaCO3及CaMg(CO3)2在細土平原區潛水絕大部分呈飽和狀態〔見圖7(e)〕，在細土平原區承壓水與礫質平原區潛水部分未飽和〔見圖7(d)(f)〕，由此得出在細土平原區承壓水及礫質平原區潛水中CaCO3、CaMg(CO3)2還可以繼續溶解；CaSO4在研究區地下水中均未達到飽和狀態，也可繼續溶解.

2.4.3陽離子交替吸附作用

陽離子交替吸附作用對含高濃度TDS的地下水形成具有重要意義，利用氯堿指數(CAI)[30]可以識別判斷陽離子交替吸附強度關系，陽離子交換作用越強，CAI1與CAI2的絕對值越大，陽離子交換作用越易發生[31]，公式如下：

(1)

(2)

由圖7(g)(h)可知，研究區各區均發生了不同程度的陽離子交替吸附作用，其強弱程度按照氯堿指數大小排序依次為細土平原區承壓水>細土平原區潛水>礫質平原區潛水. 潛水CAI1集中在-1～1，CAI2集中在-0.05～0.05，變異系數較小；承壓水CAI1集中在-1～1，CAI2集中在-0.05～0.05,但波動范圍大，陽離子交替吸附作用最強. 當地下水中TDS濃度增大時，CAI負值隨之減小，即絕對值愈大，陽離子交換吸附作用越強. 所以陽離子來源主要為地下水中的Ca2+、Mg2+與圍巖礦物中吸附態的K+、Na+進行交換時從圍巖中釋出.

3 結論

a) 研究區地下水整體呈弱堿性；不同區域地下水化學組分含量變化較大. 礫質平原區潛水中陽離子主要為Ca2+，陰離子主要為HCO3-、SO42-；細土平原區潛水中陽離子主要為Na+，陰離子主要為SO42-、Cl-；細土平原區承壓水中陽離子主要為Na+、Ca2+，陰離子主要為HCO3-.

b) 由南向北沿著地下水流向，各項水化學組分含量呈升高趨勢，各分區水化學組分除pH外，其余指標變異系數均大于10%，在空間分布上存在較大的離散型和波動性特征. 離子濃度高的區域集中在研究區東北部，中南部有小幅度升高.

c) 研究區水化學類型共有29種. 沿地下水流方向，礫質平原區潛水由HCO3·SO4-Na·Ca型過渡到HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，細土平原區潛水由HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型轉變為SO4·Cl-Na·Ca型，細土平原區承壓水由HCO3-Na·Ca型最終轉變為HCO3·SO4·Cl-Na型，HCO3·Cl-Na型在研究區北部分布較廣.

d) 研究區地下水主要受蒸發濃縮與巖石溶濾作用，離子組分主要來源于蒸發巖溶解，CaCO3及CaMg(CO3)2在細土平原區潛水呈飽和狀態，在細土平原區承壓水及礫質平原區潛水中未飽和，CaSO4地下水中未達到飽和狀態；各區均發生了不同程度的陽離子交替吸附作用，作用的強弱程度表現為細土平原區承壓水>細土平原區潛水>礫質平原區潛水.