新疆乌鲁木齐河流域北部平原区水文地球化学

殷秀兰,凤 蔚,王瑞久,蔡月梅,朱 瑾,霍传英

1)中国地质环境监测院,北京 100081;2)中国地质调查局水文地质环境地质调查中心,河北保定 071051;3)新疆维吾尔自治区地质环境监测总站,新疆乌鲁木齐 830091

受盐渍化作用影响的国家主要集中在干旱和半干旱地区,如南北美、澳大利亚、中国、独联体、印度、地中海和中东地区以及东南亚。目前全球大概每分钟要损失10 hm2的土地,其中3 hm2是由于盐渍化作用造成的(Edmunds et al.,2006;Williams et al.,2005;李文鹏等,1995)。我国西北干旱半干旱地区盐渍化现象也非常严重。盐渍化过程是由于土壤和水中盐汇集的物理和化学过程造成的,这一过程复杂,与地下水流系统中的溶质运移关系密切。表层土或较深地层中盐分的累积来自于:1)雨水带来的海洋盐分进入到高渗透地段;2)来自土壤矿物成分风化的盐分;3)来自原始海相地层中的盐分。气溶胶分布随着离海岸距离的增大而减小(Salama et al.,1999)。

地下水是维持乌鲁木齐河流域社会经济发展和生态系统的最重要水源。但这一宝贵的水资源正受到威胁,地下水过量开采,造成地下水水位急速下降,含水层贮存量剧烈消减,流域局部地区地下水污染严重,依赖于地下水的湖泊湿地明显萎缩(周仰效等,2011)。要刻画上述问题的全貌,评价这些问题对社会和环境造成的影响,并提出解决问题的对策,明确地下水的补给来源和排泄途径非常重要。本文主要对乌鲁木齐河流域北部平原的水文地球化学和环境同位素进行分析研究,将北部平原的水文地质背景与水化学和同位素的变化结合起来,提出北部平原区主要离子的变化规律和同位素演变特征,为流域水文地质条件、环境地质问题的研究奠定基础。

研究区位于新疆乌鲁木齐河流域下游,主要包括北部山前地带砾质平原和细土平原(图1a)。北部砾质平原沉积了巨厚的第四系冲洪积砂、砾、卵石,厚 400～500 m,在拗陷中心的三坪农场一带可达千米以上,含水层厚度大于 300 m。该区潜水埋深在鲤鱼山山前断裂以南为 50～60 m,以北突变为150～200 m。西部、南部水位埋深大于东部和北部,东部米泉市一带水位埋深小于90 m,而西山山前则大于 150 m,但到了北部广东庄子一带就变浅为30 m左右。潜水含水层为单一的砂砾石和卵砾石层(新疆地质矿产局第一水文地质工程大队,1988)。图1b为河谷至北部平原由南向北的典型概化剖面示意图,这条剖面代表了该区域垂向含水层的分布特征。北部细土平原是乌鲁木齐河流域的下游地段,它的西部受控于头屯河,东边受控于阜康境内的水磨沟。细土平原区广泛分布多层结构的潜水、承压水和深部自流水,是农六师 3个团场和米泉县主要的农业区,有数以百计的农业开采井,20世纪80年代成井深度多在100 m以内,潜水、承压水混合开采,90年代成井深度多在 300 m以内,潜水、承压水混合开采。承压水是本区农业主要供水水源(霍传英等,2009;新疆维吾尔自治区地质环境监测总站等,1990)。

1 取样点的分布及样品测试结果

图1 乌鲁木齐河流域区域特征及北部平原取样位置图Fig.1 Simplified hydrogeological map of the northern plain of the Urumuqi River basin,showing sampling sites

该区共采集水化学同位素样品 21组,其中包括2007年10组,2009年7组和2011年4组。取样点位置见图1c。样品采集时采用500 mL(用于测试水化学)和 100 mL(用于测试同位素)的聚乙烯瓶,先用所采水样润洗 3次,测试阳离子的样品加入HNO3后密封,用于测试阴离子与同位素的样品不加任何试剂。采样时,用Hach 156便携式参数测定仪现场测定pH、电导率、氧化还原电位和温度。为确保地下水样品的代表性,在将监测井取样前进行抽水,待电导率稳定(变化<1%)后,再采集水样。

其中水化学样品送中国地质科学院国家地质实验测试中心进行分析,K+、Na+、Mg2+、Ca2+、H2SiO3等离子采用等离子光谱仪(PE8300)进行测试,Ba2+、Br–、I–、Cl–等离子采用等离子质谱仪(X-series)进行测试;δ18O和δD稳定同位素样品送中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室分析,用气体质谱仪(MAT252)进行测试,以VSMOW标准表示,分析精度δ18O 为±0.2‰,δD 为±1.0‰;14C 同位素样品送北京大学考古文博学院 LA-ICP-AES实验室,采用等离子体原子发射光谱仪(PACKARD Tri-carb 2770TR/SL)分析测试,分析平均误差为 0.2%～0.5% pmc。样品的分析测试结果见表1。

2 结果与讨论

2.1 水文地球化学分析

Cl–离子最有用的性质是在水中高度溶解和迁移,和水分子非常相似(Herczeg et al.,1999)。所以Cl–离子不会在透水岩层中停留(Matthess,1982),Cl–离子的浓度变化完全和来源有关。在地球化学分析中可用作参照因子。由于K+在主要成分中浓度相对很低,在分析中不做考虑。

2.1.1 HCO3–和 SO42–与 Cl–离子之间的关系分析

在 HCO3–-Cl–离子之间的关系(图2)中,不难发现,组孔样点之间的HCO3–离子浓度相差不大,Cl–离子变化范围大;组孔样点z1-1和z1-2的HCO3–的浓度相对于样点 z1-3、z1-4、z1-5偏高,表明 HCO3–浓度的差异主要源于碳酸盐矿物的溶解,尽管溶解的量是有限的。除此之外,其它地下水样点的HCO3–浓度趋于稳定,不随 Cl–离子浓度的增大而增大,进一步证明 HCO3–主要源于土壤层的矿物风化。地表水样点中HCO3–与Cl–离子同时增长,可能和不同的蒸发矿物溶解有关,例如地面的盐霜Na3(CO3)(HCO3)·2H2O 和石盐 NaCl。在 HCO3–/Cl–-Cl–关系图中,不论是地表水还是地下水,随 Cl–浓度升高,HCO3–/Cl–当量比值不断趋小,水体正在不断咸化,Cl–离子浓度的升高主要是由蒸发盐溶解引起的。

图2 HCO3–和 SO42–与 Cl–离子之间的关系图Fig.2 Relationship between HCO3–,SO42– and Cl–

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在 SO42–-Cl–关系图中,地表水样点的 SO42–离子与 Cl–离子同步增长,表明这些样品中 SO42–主要来源于蒸发盐的溶解(杨郧城等,2008;Edmunds et al.,2006),且硫酸盐的溶解量大于氯化物;组孔样点z1-1、z1-2、z1-3、z1-4、z1-5和组孔样点z2-1、z2-2位于1:1比值线之上,Bei3和Bei5位于1:1比值线之下,均反应为SO42–离子与Cl离子同步增长。结合 SO42–/Cl–-Cl–关系图,当 Cl–浓度小于 60 mg/L时,SO42–/Cl–当量比值的变化范围比较大,地下水在不同位置硫酸盐分布是不均匀的;当 Cl–浓度大于 60 mg/L 时,SO42–/Cl–的当量比值逐渐减小,表明地下水和地表水样点蒸发岩中氯化物的比例在不断增大。

2.1.2 Na+-Cl–和 Na+/Cl–-Cl–以 及 Mg2+-Cl–和Mg2+/Cl–-Cl–的关系

在 Na+-Cl–关系(图 3)中,地表水样点分布均平行分布于 1:1比值线的上方,说明地表水样点水化学性质的变化主要是由石盐溶解引起的,而两线差距这部分增量来自其它盐的溶解,结合 SO42–和 Cl–关系图(图2)分析,可以推断主要是无水芒硝Na2SO4;结合 Na+/Cl–-Cl–关系图,当 Cl–离子小于60 mg/L时,在地下水样点的Cl–离子浓度相对稳定,Na+/Cl–的当量比值变化范围大,说明当时水中 Na+离子主要来自于矿物的风化;当 Cl–>60 mg/L时,随着 Cl–浓度的增大,Na+/Cl–的当量比值逐渐减小且趋向于 1,这表明在该区域地表水和地下水演化过程中,随着Cl–离子浓度的增大,过渡到主要以石盐溶解为主。

在 Mg2+/Cl–-Cl–关系图上,当 Cl–离子浓度小于60 mg/L时,Mg2+/Cl–的当量比值变化范围较大,表明地下水中 Mg2+离子主要来自矿物的风化;当 Cl–离子大于60 mg/L时,该当量比值随Cl–离子浓度增大不断减小,表明矿物风化提供的 Mg2+是有限的,正不断被蒸发矿物中氯化物的溶解所稀释(郭高轩等,2014)。

2.1.3 Br–/Cl–和 Cl–之间的关系分析

图4中,样点 W48-3、Bei1、Bei4、Bei2f、Bei2z和z1-4的Br–/Cl–比值靠近海水比值线,且该组样点随Cl–离子浓度增大,Br–/Cl–的比值有轻微减小趋势,表明在 Cl–离子浓度比较低时,该组样点主要来源于降水补给,其 Br–/Cl–比值的降低主要存在两个原因:一个是入渗过程中 Br–有选择地被转移走,相当于有机质吸附(Edmunds,1996);另一个是存在其它形式的低 Br–/Cl–比值的氯化物溶解;在地表水样点中,同一取样位置样点的 Br–/Cl–比值其 2007年与 2011年差异较大,表明不同年份水库输入水的Br–/Cl–比值存在差异;其它组孔样点基本上随 Cl–离子浓度增大,Br–/Cl–比值处于减小趋势。当 Cl–离子大于60 mg/L时,所有样点均位于石盐溶解线之下,相当于天然石盐溶解的 Br–/Cl–=1×10–3～1×10–4的范围(Davis et al.,1998),表明随Cl–离子增大,石盐溶解量不断在增大,因为石盐等蒸发矿物在蒸发不同阶段沉淀,所以 Br–/Cl–比值是有变化的(郭高轩等,2014;翟远征等,2011;Alcala et al.,2008)。

图 3 Na+、Mg2+与Cl–之间的关系图Fig.3 Relationship between Na+,Mg2+ and Cl–

图4 Br–/Cl–与 Cl–离子之间的关系图Fig.4 Relationship between Br–/Cl– and Cl–

图5 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之间的关系图Fig.5 Relationship between Na++Mg2+and Cl–+SO42–

2.1.4 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之间的关系分析

图5中,地表水样点近似的位于 1:1比值线上,表明影响地表水样点水化学性质变化的主要是Na2SO4、MgSO4、NaCl和 MgCl2;组孔样点 z1-1和z1-2位于1:1比值线上,而样点z1-4、z1-5位于1:1比值线的上方,表明前者浅层水和现代的地表水一样受地面蒸发盐的影响比较大;同理,组孔样点z2-1位于1:1比值线之下,z2-2位于1:1比值线之上,且样点z2-1的TDS大于z2-2,表明蒸发盐中含有一定量的钙盐,例如该芒硝 Na2Ca(SO4)2;地下水样点Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei4、Bei3和 W48-3位于 1:1比值线的上方,表明在这些样点中还存在其它形式的钠盐溶解,主要是天然碱(Na3(CO3)(HCO3)·H2O),相当干旱地区土壤表层形成的盐霜。

2.2 环境同位素分析

2.2.1δD和δ18O关系

根据新疆奎屯河流域南洼地、乌鲁木齐河流域柴窝堡盆地的地下水稳定同位素δD和δ18O关系,当地降水的大气水线为δD=8δ18O+15(殷秀兰等,2010;李亚民等,2008),显然与新疆当地的地理位置和气候干旱有关。在图6上,No1样品为2011年在一号冰川取到的(δD= –68‰,δ18O= –9.9‰),代表了乌鲁木齐河流域山区降水的稳定同位素值。地下水Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei3等4件样品在图6上和 No1样品分布在一起,它们的 HCO3–含量在73.2～109.8 mg/L,非常接近地表水的含量,证明这4件样品来自乌鲁木齐河的河水补给,因为河水所含 CO2和大气圈 CO2平衡(P CO2≈10–3.5Pa)时,仅能溶解90 mg/L的CaCO3,二水所含的HCO3–浓度仅为 70 mg/L(Dakin et al.,1983)。

图6 地下水和地表水的δD和δ18O之间的关系图Fig.6 Relationship between δD and δ18O of groundwater and surface water

z1-3、z1-4 两件样品(δD= –68‰,δ18O= –10.3‰～ –10.4‰)位于当地大气水线上,它们的 HCO3–含量在188～190 mg/L。说明存在土壤CO2的输入,证明这二件样品为当地降雨入渗补给。当地平原降水和乌鲁木齐河的区别在于后者处在当地大气水线的下方,存在蒸发效应,如果消去蒸发回归到当地大气水线上,明显比当地平原降水值要低,反映出降水的高程效应。

地下水 z1-5、z2-2 两件样品(δD= –77‰,δ18O=–11.4‰～ –11.6‰)位于当地大气水线上,明显要低于当地平原降水值和乌鲁木齐河水的值,证明这两件样品是在非现代气候条件下补给的水,或者称为古水(Fontes,1981)。z1-3和z1-4两件样品的14C测定为 59.43～69.94 pmc,而 z1-5、z2-2两件样品为13.48～16.48 pmc,我们可以通过衰变公式估算两组样品的平均滞留时间的相差年数:

式中,t为测定年龄,t0为初始年龄,/ln2为放射性同位素平均寿命,N0为t0时14C的浓度,N为14C测定浓度。对14C而言平均寿命为8267 a。计算得到两组平均滞留时间的年数差为10603～13575 a。根据全球海面变化,最低海面出现在距今 15000年前(Fontes,1981),相当于晚更新世末次大冰期。

若按 z1-1、z1-2样品的14C测定为 91.22～94.27 pmc(相当现代水),它们和z1-3、z1-4两件样品相比,两组平均滞留时间的年数差,也就是后者的平均滞留时间,为距今2227—3815年。在上述数据分析基础上,余下的样点,除了 z2-1外,基本上都处在一条蒸发线上,蒸发前的原水收到当地平原降水和乌鲁木齐河河水的补给,其中z1-1、z1-2两件样品(21～65 m)的蒸发效应代表地表水在地面蒸发后入渗补给到地下,它们在稳定同位素和溶解的盐份都和当地地表水体类同(图2,图3)。Bei5、Bei4、W48三件样品沿老龙河一线分布(图1),都存在δD值向下轻微漂移(图6),可能受到有机质中水的交替影响(Horita,2005),Bei5水样取自芒硝厂的位置,Cl–浓度达到 957.2 mg/L,Na浓度达 1008.9 mg/L,明显受到盐化工企业的污染影响。余下的z2-1样品溶解较多的蒸发盐,在图6上处在一个单独的位置,存在明显的δD漂移,本次研究限于资料不足,暂不讨论。

2.2.2 地下水分层

本次研究中组孔z1共有5个监测层位,据上文研究,乌鲁木齐河冲洪积层的地下水可划分为3层:

(1)埋深～353 m 的地下水为晚更新世末次大冰期的降水补给,水体中平均滞留时间为 15000—17390年,当时地貌位置处在河谷的阶地,地下水为淡水,Cl–浓度为56 mg/L。

(2)埋深 259～179 m 的地下水平均滞留时间为2227—3815年,相当全新世湿润期结束,晚全新世干旱期开始阶段的降水补给,地下水为淡水,Cl–浓度在23～55 mg/L,当时地貌位置处于河谷的阶地。

(3)埋深65～21 m的地下水为现代水,水质微咸,Cl–浓度在 260～274 mg/L,当时地貌位置处在冲洪积河谷的河床上,主要接受了河水的入渗补给,地下水的化学和同位素特征与现今地表水类同,溶解相当量的蒸发盐和水体经受过蒸发。

3 结论

(1)乌鲁木齐河流域平原区的地表水普遍溶解有蒸发盐,导致 Cl–和 SO42–、Na+浓度同步增大,说明蒸发盐主要产生于地表,和晚全新世(近4000年)以来我国西北地区气候不断变得干旱有关。尤其是近百年来乌鲁木齐河平原区不断开垦徒弟和农业灌溉更加剧了水体的蒸发。

(2)在Cl–浓度低于60 mL/L的地下水中土层有机质包括地面植被会从降水中选择性吸附 Br–,而且 Cl–浓度越低,地下水 Br–/Cl–比值,随 Cl–浓度增大进入天然石盐的溶解域(1×10–3～1×10–4)。

(3)组孔 z1的地下水分层自上而下出现三层不同水体:现代水(埋深21～65m)是乌鲁木齐河河水经蒸发后入渗补给的,而下面二层水为晚全新世初期(埋深 179～259 m)和晚更新世末次冰期(埋深～353 m)补给的水都是原地的降水入渗。因为补给时段地貌位置不同,入渗水来源也会不同,所以推测在乌鲁木齐河平原区剖面的水平方向上因为河流变迁出现就地降水或者乌鲁木齐河河水入渗的不同补给。

致谢:本成果在研究过程中得到了新疆地质环境监测院的支持和帮助,在此表示衷心感谢！

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