奎屯河流域平原区地下水水化学特征及成因分析

张福初, 吴 彬, 高 凡, 杜明亮, 徐连统

新疆农业大学水利与土木工程学院， 新疆 乌鲁木齐 830052

地下水水化学成分是地下水循环过程中不断与周围环境(大气、地表水、岩石)长期相互作用的结果[1-3]，水化学类型、特性及成因受气候条件、地层岩性、地形地貌、地表水及人类活动等因素控制[4-5]. 识别特定流域的地下水水化学元素的迁移规律及水化学特征的演变规律有助于研究地下水的起源与形成，揭示地下水的演变规律[6-7]，对合理开发利用与保护地下水资源具有重要意义[8].

地下水是奎屯河流域农业灌溉、工业及生活供水的主要水源. 奎屯河流域是我国典型的高氟、高砷区，针对该流域已经开展了许多相关研究. 如邵琳琳等[9]针对奎屯河流域F-的空间分布特征进行了调查研究，发现F-呈现明显的径向水平分带性；李巧等[10]分析了奎屯河流域地下水中NH4+/NT(质量浓度之比，其中NT为总氮素)、Eh与砷浓度之间的相关性关系，发现砷浓度随着Eh的减小而增加，随着NH4+/NT的增加而减少；袁翰卿等[11]通过对奎屯河流域地下水中常量元素和微量元素进行分析，探讨了地下水中砷富集的影响因素，得出还原环境、干旱半干旱的气候条件、封闭的地球化学环境及交替缓慢的水文地质条件均为砷富集提供了有利条件. 已有研究成果主要集中在地下水中氟和砷富集规律方面，对于地下水水化学特征、演变规律和成因等的基础研究仍需要加强. 该文在前人研究基础上，于2017—2019年对奎屯河流域平原区水文地质进行调查，采集了大量水样，系统分析了地下水水化学组分空间分布、水化学特征，演变规律和成因，为进一步研究氟、砷富集规律夯实基础，为合理利用与有效保护地下水资源提供参考.

1 材料与方法

1.1 研究区概况

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，准噶尔盆地西南缘[12]. 流域南北最长240 km，东西最宽160 km，总面积2.83×104km2，其中山区面积1.19×104km2，平原区面积1.64×104km2. 属温带大陆性干旱气候，年均降水量162.6 mm，年均蒸发量1 208.3 mm. 平原区地形特征为南北高、中北部低、东部高、西部低，海拔由900～1 200 m降至250 m. 中生代，西、南、北三面隆起为山地，中部沉降为盆地. 新生代，在强烈的喜玛拉雅构造运动作用下，山地与盆地间断块式的升降运动增强，使中生代地层产生断裂和褶皱，形成了车西鼻隆、卡因迪克隆起、柳沟鼻隆、六十四户鼻隆、西湖隆起、独山子背斜等一系列褶皱构造和以乌苏—奎屯为中心的沉积区(见图1).

注： Ⅰ1—奎屯河冲洪积砾质平原区； Ⅰ2—奎屯河冲洪积细土平原区； Ⅰ3—奎屯河冲积细土平原区； Ⅱ1—四棵树河，古尔图河冲洪积砾质平原区； Ⅱ2—四棵树河，古尔图河冲洪积细土平原区； Ⅲ—佐顿艾力生沙漠； Ⅳ—三河汇流冲湖积平原区.

奎屯河流域被第四系广泛覆盖，从南北山区山前砾质平原至中部细土平原，第四系松散沉积物由单一的卵砾石、砂砾石渐变为多层结构的砂砾石、砂、黏性土层，地下水类型由单一结构潜水过渡到多层结构潜水—承压水(见图2). 由于南北山区山体升降幅度、侵蚀搬运强度的差异，平原区形成以南山松散岩类堆积物为主的含水层. 山区水资源(包括降水和冰雪融水)是内陆盆地平原地下水的主要补给来源[13]. 奎屯河流域平原区的地下水资源主要来自南山区，山前冲洪积砾质平原是地下水的主要补给区. 地下水在山前接受补给后，从南向北径流，直至128团、126团，受车西鼻状隆起阻挡，转向西或西北径流入艾比湖. 地下水的主要补给项为河道渗漏、渠系渗漏、田间入渗、库塘渗漏和山前侧向补给，地下水的主要排泄项有人工开采、蒸发蒸腾、泉水溢出和侧向径流.

图2 研究区水文地质剖面图(A-A′)

1.2 采样与测试

2017年、2018年、2019年分别采集地下水样50组、134组和132组，合计316组(见图1). 其中，砾质平原区潜水水样40组、细土平原区潜水水样79组、细土平原区承压水水样196组. 地下水样品取自农业灌溉井、手压井和钻孔，采样井深5.0～500 m. 样品采集、保存、运送严格按照HJ/T 16—2004《地下水环境监测技术规范》执行. 样品测试委托新疆地矿局第二水文工程地质大队化验室完成，测试项目包括Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-的浓度以及pH、TDS(矿化度)和TH(总硬度)，其中pH采用玻璃电极法测定；Na+和K+的浓度采用火焰原子吸收分光光度法测定，检测限分别为0.01、0.05 mg/L；Ca2+、Mg2+、HCO3-的浓度和TH用乙二胺四乙酸二钠滴定法测定，检测限均为1.0 mg/L；Cl-浓度用硝酸银容量法测定，检测限为1.0 mg/L；SO42-浓度用硫酸钡比浊法测定，检测限为5.0 mg/L；TDS采用重量法测定，不确定度为±0.1 mg/L.

为保证样品测试结果的准确性，运用野外运输空白样控制样品测试，测定结果显示，各项检测数据均低于检出限. 经检验，研究区采集水样阴阳离子的平衡误差为-3.99%～3.98%，证明数据均可靠.

1.3 研究方法

该文在对地下水水化学组分进行描述性统计和主要组分空间差异分析基础上，运用AquaChem软件绘制Piper三线图，划分地下水水化学类型；采用Grapher软件绘制Gibbs图，探究水化学成分形成机制；应用离子比值法、饱和指数、阳离子交替吸附作用等方法进一步识别主要离子来源.

2 结果与分析

2.1 地下水水化学组分描述性统计特征

地下水中主要离子成分及含量可用来分析地下水水化学控制因素及物质来源. 由表1可知，砾质平原区潜水、细土平原区潜水及承压水pH范围分别为6.8～8.2、6.7～8.7、6.3～9.6，平均值分别为7.5、7.6、7.9，整体呈弱碱性.

表1 研究区水化学参数统计

砾质平原区潜水TDS范围为109～1 277 mg/L，平均值为348 mg/L，其中淡水占比为95%，微咸水占比为5%；细土平原区潜水TDS范围为149～7 860 mg/L、平均值为 2 070 mg/L，其中淡水占比为41%，微咸水比占为31.7%，咸水占比为27.3%；细土平原区承压水TDS范围为93.8～905 mg/L，平均值为245 mg/L，均为淡水.

砾质平原区潜水TH范围为60.1～773 mg/L，平均值为206 mg/L，水样以软水和微硬水为主，合计占比为33.3%；细土平原区潜水TH范围为18.1～3 410 mg/L，平均值为681 mg/L，水样以微硬水、极硬水为主，合计占比为70.6%；细土平原区承压水TH范围为2.8～535 mg/L，平均值为89.7 mg/L，水样以极软水和软水为主，合计占比为87.6%.

砾质平原区潜水中阳离子相对丰度为Ca2+>Na+>Mg2+>K+，细土平原区潜水及承压水中阳离子相对丰度为Na+>Ca2+>Mg2+>K+；砾质平原区潜水中阴离子相对丰度为SO42->HCO3->Cl-，细土平原区潜水中阴离子相对丰度为SO42->Cl->HCO3-，细土平原区承压水中阴离子相对丰度为HCO3->SO42->Cl-.

沿着地下水流向，细土平原区潜水各项水化学组分含量相较于砾质平原区潜水呈升高趋势，各分区水化学组分除pH外，其余指标的变异系数均大于10%，为中等或强变异性，表明各化学组分在空间分布上存在较大的离散型和波动性特征. 在细土平原区中，潜水及承压水中的Na+及潜水中的SO42-平均值、标准差及变异系数较砾质平原区偏高，表明它们在细土平原区中的绝对含量较大，且空间分布不均匀，局部富集程度高.

2.2 地下水水化学主要参数空间分布特征

研究区SO42-、Na+的浓度及变异系数较高，绘制空间分布图以分析其空间分布特征. 由图3可知，SO42-、Na+浓度空间分布变化趋势基本一致，均为由南向北逐渐升高. 研究区东北部离子浓度最高，这是由于研究区地势由南向北逐渐变低，在接受北山区补给后，受到车西鼻隆及东部奎屯河平原区上游从南向北径流影响，潜水溢出带的地下水蒸发浓缩作用增强所致. 此外，研究区中南部离子浓度出现小幅度升高，受卡因迪克隆起及柳沟隆起阻挡，地下水位较高，导致离子富集，使离子浓度呈小幅度升高现象.

图3 主要离子浓度空间分布

2.3 地下水水化学类型

Piper三线图(见图4)可以直观反映水体的化学组分和水化学类型[14-15]. 研究区水化学类型共有29种，其中山前砾质平原区潜水有11种，以HCO3·SO4-Ca和HCO3·SO4-Ca·Na型为主，分别占总样品的14.0%、23.3%. 细土平原区潜水有17种，以SO4·Cl-Na和SO4·Cl-Na·Ca·Mg型为主，分别占总样品的20.2%、15.5%. 细土平原区承压水有22种，以HCO3-Ca·Na、HCO3·SO4-Ca·Na和HCO3·SO4·Cl-Na型为主，分别占总样品的15.2%、23.0%、12.6%.

图4 研究区地下水水化学Piper三线图

沿地下水流方向，砾质平原区潜水由HCO3·SO4-Ca、HCO3·SO4-Na·Ca型过渡到HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，细土平原区潜水由HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·Cl-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Ca型转变为SO4·Cl-Na·Ca、SO4·Cl-Na型，在研究区西北部有部分Cl-Na型. 细土平原区承压水自南向北由HCO3-Na·Ca型转变为HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·SO4-Na·Ca型，最终转变为HCO3·SO4·Cl-Na型，其中HCO3·Cl-Na型在研究区北部分布较广.

2.4 地下水水化学特征影响因素

Gibbs图[16]通过绘制TDS与γ(Na+)/γ(Na++Ca2+)的相关关系以反映大气降水、蒸发浓缩及岩石风化溶解作用所控制的水化学过程[17-18]. 由图5可知，研究区潜水及承压水主要分布在蒸发浓缩与岩石溶滤端元，其中，砾质平原区潜水与细土平原区承压水主要分布在岩石风化端元，细土平原区潜水在岩石风化和蒸发浓缩端元均有分布，表明砾质平原区潜水及细土平原区承压水水化学成分主要来源于岩石风化，细土平原区潜水则受岩石风化和蒸发浓缩双重作用影响.

图5 研究区地下水Gibbs图

通过不同岩性端元间的对比可以判别流域不同岩石风化类型对天然水溶质的影响[19-20]. 由图6可知，样点主要落在蒸发岩和硅酸盐岩之间，较为集中分布在蒸发岩端元，反映了研究区主要离子来源于蒸发岩溶解. 砾质平原区潜水在3种岩性端元均有分布，主要分布于蒸发岩和碳酸岩端元，说明其离子来源由2种岩性共同作用. 细土平原区地下水部分水样点靠近硅酸盐岩端元，表明其受硅酸盐风化作用的影响；部分水样点靠近碳酸岩端元，说明碳酸盐矿物亦有一定贡献.

图6 研究区不同含水层岩性端元比值

2.4.1岩石风化与溶滤作用

地下水流经土壤或岩石时，溶滤作用会导致部分化学成分进入地下水，水文地球化学研究常采用地下水溶质主离子间的比值关系指示水岩相互作用[21-22]，反映水化学形成的控制因素.

γ(K++Na+)/γ(Cl-)关系可以反映K+和Na+的主要来源[23]，为排除阳离子交换和人类活动影响，该文选取砾质平原区顶端样品进行分析〔见图7(a)〕，可以看出，砾质平原区潜水水化学离子γ(K++Na+)/γ(Cl-)均大于1.0，表明研究区K+和Na+的来源主要为岩盐溶解.

γ(SO42-+Cl-)/γ(HCO3-)关系可以判断SO42-、Cl-的主要来源[24-26]. 潜水水样点主要分布在Y=X上侧，表明SO42-、Cl-主要受蒸发岩溶解影响〔见图7(b)〕；承压水水样点大部分分布于Y=X的上侧，少量水样点分布于Y=X下侧，上侧点多分布于研究区的北部，SO42-、Cl-主要受蒸发岩溶解控制，下侧点多分布于研究区的南部，主要受碳酸盐矿物溶解控制.

图7 地下水离子比值相关关系

γ(Mg2++Ca2+)/γ(HCO3-+SO42-)可以反映地下水中Mg2+和Ca2+的来源[27-28]〔见图7(c)〕. 潜水水样点多数落在Y=X的上侧，表明潜水中Mg2+和Ca2+的来源主要是碳酸盐溶解，承压水水样点大部分落于Y=X下侧，表明承压水中Mg2+和Ca2+的来源主要是硅酸盐和蒸发岩的溶解. 由于研究区地下水化学作用主要来自蒸发岩溶解，因此，蒸发岩溶解为Mg2+和Ca2+的主要来源，其次来自硅酸盐和碳酸盐溶解，这也是Ca2+、HCO3-含量高但变异系数小的原因.

2.4.2蒸发浓缩作用

研究区南部新近系泥岩含有CaSO4(石膏)、CaCO3(方解石)和CaMg(CO3)2(白云石)等矿物，可利用PHREEQC软件计算主要矿物的饱和指数(SI)，用以判定矿物的溶解程度，以反映蒸发浓缩作用对地下水化学形成的过程[29]. 矿物SI用离子活度积与溶解度比值以10为底的对数来表示，方便显示溶液各组分与对应的固相是否处于平衡状态. 考虑到样品在采集、检测等环节误差的存在，因此在实际过程中当SI在0±0.5之间时，即可认为水溶液与矿物达到准平衡状态.

水样点中CaCO3及CaMg(CO3)2在细土平原区潜水绝大部分呈饱和状态〔见图7(e)〕，在细土平原区承压水与砾质平原区潜水部分未饱和〔见图7(d)(f)〕，由此得出在细土平原区承压水及砾质平原区潜水中CaCO3、CaMg(CO3)2还可以继续溶解；CaSO4在研究区地下水中均未达到饱和状态，也可继续溶解.

2.4.3阳离子交替吸附作用

阳离子交替吸附作用对含高浓度TDS的地下水形成具有重要意义，利用氯碱指数(CAI)[30]可以识别判断阳离子交替吸附强度关系，阳离子交换作用越强，CAI1与CAI2的绝对值越大，阳离子交换作用越易发生[31]，公式如下：

(1)

(2)

由图7(g)(h)可知，研究区各区均发生了不同程度的阳离子交替吸附作用，其强弱程度按照氯碱指数大小排序依次为细土平原区承压水>细土平原区潜水>砾质平原区潜水. 潜水CAI1集中在-1～1，CAI2集中在-0.05～0.05，变异系数较小；承压水CAI1集中在-1～1，CAI2集中在-0.05～0.05,但波动范围大，阳离子交替吸附作用最强. 当地下水中TDS浓度增大时，CAI负值随之减小，即绝对值愈大，阳离子交换吸附作用越强. 所以阳离子来源主要为地下水中的Ca2+、Mg2+与围岩矿物中吸附态的K+、Na+进行交换时从围岩中释出.

3 结论

a) 研究区地下水整体呈弱碱性；不同区域地下水化学组分含量变化较大. 砾质平原区潜水中阳离子主要为Ca2+，阴离子主要为HCO3-、SO42-；细土平原区潜水中阳离子主要为Na+，阴离子主要为SO42-、Cl-；细土平原区承压水中阳离子主要为Na+、Ca2+，阴离子主要为HCO3-.

b) 由南向北沿着地下水流向，各项水化学组分含量呈升高趋势，各分区水化学组分除pH外，其余指标变异系数均大于10%，在空间分布上存在较大的离散型和波动性特征. 离子浓度高的区域集中在研究区东北部，中南部有小幅度升高.

c) 研究区水化学类型共有29种. 沿地下水流方向，砾质平原区潜水由HCO3·SO4-Na·Ca型过渡到HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，细土平原区潜水由HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型转变为SO4·Cl-Na·Ca型，细土平原区承压水由HCO3-Na·Ca型最终转变为HCO3·SO4·Cl-Na型，HCO3·Cl-Na型在研究区北部分布较广.

d) 研究区地下水主要受蒸发浓缩与岩石溶滤作用，离子组分主要来源于蒸发岩溶解，CaCO3及CaMg(CO3)2在细土平原区潜水呈饱和状态，在细土平原区承压水及砾质平原区潜水中未饱和，CaSO4地下水中未达到饱和状态；各区均发生了不同程度的阳离子交替吸附作用，作用的强弱程度表现为细土平原区承压水>细土平原区潜水>砾质平原区潜水.