李 寧，吳 彬，杜明亮，楊鵬年，劉 江

(新疆農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木工程學(xué)院，烏魯木齊 830052)

水化學(xué)法和同位素是分析地下水循環(huán)、演化及補(bǔ)給關(guān)系的重要手段，通過對(duì)水化學(xué)及同位素的分析可探索地下水的賦存條件和分布特征、徑流途徑及補(bǔ)給來源等重要信息[1]。近年來，一些學(xué)者通過分析地下水化學(xué)和氫氧穩(wěn)定同位素的時(shí)空變化規(guī)律，對(duì)干旱區(qū)盆地地下水的補(bǔ)給來源、水化學(xué)類型的分布規(guī)律(趙曉靜，2017)，區(qū)域水循環(huán)特征(陳魯，2014)，地下水環(huán)境演化(喬曉英，2008)進(jìn)行了一系列的研究[2-4]。

托克遜兩河流域，即西部阿拉溝流域和北部白楊河流域，位于吐魯番盆地西部。目前已有一些學(xué)者運(yùn)用水化學(xué)和同位素在盆地內(nèi)開展研究工作，如：運(yùn)用環(huán)境同位素以火焰山為界劃分了南北盆地地下水流系統(tǒng)[5]；通過對(duì)吐魯番盆地地表水和地下水進(jìn)行研究，分析了水環(huán)境同位素特征，并討論了二者間的相互關(guān)系[6]；利用模型對(duì)吐魯番盆地南北斷面方向上地下水的徑流特征進(jìn)行了研究[7]。對(duì)于吐魯番盆地的研究，大多集中在南北盆地，針對(duì)吐魯番盆地西部河溝水系的研究較少，西部河溝水系主要來自喀拉烏成山區(qū)的降雨，與北部相比，地表、地下水轉(zhuǎn)化有所不同。本文的研究區(qū)位于吐魯番盆地西部的托克遜兩河流域內(nèi)，區(qū)域內(nèi)農(nóng)業(yè)灌溉用水量較大，水資源開發(fā)利用不合理，可供利用的水資源相對(duì)緊缺，再加上水利工程設(shè)施的建設(shè)以及地下水的超采，導(dǎo)致地下水環(huán)境發(fā)生了改變。

對(duì)研究區(qū)地下水水化學(xué)及同位素研究，可揭示地下水化學(xué)組分及同位素組分的基本特征及分布規(guī)律，查明地下水的補(bǔ)給來源，為水資源的可持續(xù)開發(fā)利用和水環(huán)境的保護(hù)提供一定的指導(dǎo)意義，為水循環(huán)、水動(dòng)力場(chǎng)的研究提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

1.1 自然條件

托克遜兩河流域位于吐魯番盆地西部，區(qū)域內(nèi)北部為博格達(dá)山區(qū)，西部為喀拉烏成山區(qū)，海拔在1 500 m以上，有終年積雪和冰川，是流域的主要集水區(qū)，南部為覺羅塔格山，海拔1 000 m以上，均是光禿荒山。平原區(qū)是典型的溫帶大陸性干旱氣候，其主要特點(diǎn)是：酷熱、干燥、多大風(fēng)、降雨稀少、蒸發(fā)強(qiáng)烈，年平均降水量為6.33 mm，年蒸發(fā)量為1 815 mm，氣溫年際變化不大，而日變化較大。研究區(qū)內(nèi)有共有6條河溝，即白楊河水系的柯爾堿溝、白楊河和阿拉溝水系的阿拉溝、魚兒溝、烏斯通溝、祖魯木圖溝，白楊河水系集水面積約為3 416 km2，多年平均天然徑流量為2.67 億m3；阿拉溝水系集水面積約為3 321 km2，多年平均天然徑流量為2.5 億m3。

1.2 水文地質(zhì)條件

托克遜兩河流域三面環(huán)山，山前由相對(duì)隔水的新近系泥巖、礫巖及泥質(zhì)礫巖構(gòu)成隔水邊界。依據(jù)地貌形態(tài)特征，區(qū)域可分為褶皺斷塊山、褶皺隆起丘陵及堆積平原三大地貌類型，而本文重點(diǎn)研究堆積平原。

通過地層巖性及水文地質(zhì)條件，本文將堆積平原劃分成了3個(gè)水文地質(zhì)單元，即山前沖洪積礫質(zhì)平原、細(xì)土平原和鹽沼平原(圖1)。

山前沖洪積礫質(zhì)平原分布在西北部和南部的山前地帶，高程位于200～1 500 m之間，顆粒物粒徑較粗(戈壁礫石)，含水層結(jié)構(gòu)以單一潛水含水層為主，富水性較強(qiáng)，徑流條件較好；細(xì)土平原分布在中部的綠洲帶，海拔在-125～200 m之間，由中粒～細(xì)粒土的堆積物構(gòu)成，含水層結(jié)構(gòu)以多層承壓含水層為主，富水性變?nèi)?，徑流條件變差，形成徑流排泄帶；鹽沼平原帶分布在東部，土顆粒相對(duì)較細(xì)，地下水徑流緩慢，最終向艾丁湖方向運(yùn)動(dòng)，形成湖相沉積。地下水主要補(bǔ)給來源有山前側(cè)向補(bǔ)給、河道滲漏補(bǔ)給、田間灌溉入滲補(bǔ)給及水庫入滲補(bǔ)給，平原區(qū)降水對(duì)地下水的補(bǔ)給量少，可忽略不計(jì)。而地下水化學(xué)特征受地形、地貌巖性及補(bǔ)給源的影響，呈現(xiàn)明顯的帶狀分布規(guī)律。

圖1 水文地質(zhì)單元及采樣點(diǎn)分布示意圖

1.3 樣品采集與測(cè)試

2 測(cè)試結(jié)果及分析

2.1 地下水化學(xué)組分含量統(tǒng)計(jì)

2.1.1 主要離子含量及水化學(xué)類型

表1 托克遜兩河流域地下水主要離子組分參數(shù)統(tǒng)計(jì)

注：pH值無單位，變異系數(shù)單位為%，其他單位為mg/L。

對(duì)所采水樣進(jìn)行系統(tǒng)聚類分析，選擇個(gè)案，其聚類方法為組間連接，區(qū)間為平方Euclidean距離，繪制Q型聚類樹狀圖(圖2)。由圖2可知：采集的水樣在水平距離為25時(shí)可以分為Ⅰ、Ⅱ兩大類，其中第一大類水平距離在11左右時(shí)可分為Ⅰ-1、Ⅰ-2兩小類，第Ⅱ大類水平距離在4左右時(shí)可分為Ⅱ-1、Ⅱ-2兩小類。第Ⅰ大類樣本主要分布在鹽沼平原及過渡帶，地面較為開闊，土顆粒較細(xì)，水力坡度較大，徑流緩慢，其礦化度均高于3 g/L，水化學(xué)類型均為SO4·CL-Na型；第Ⅱ大類樣本主要分布在細(xì)土平原內(nèi)，坡度較緩，導(dǎo)水性能較弱，其礦化度絕大多數(shù)都低于1g/L，水化學(xué)類型主要以SO4·HCO3型水和HCO3· SO4型水為主。

圖2 Q型聚類樹狀圖

圖3 研究區(qū)地下水piper圖

沿地下水徑流方向剖面(A-A)從出山口到細(xì)土平原地下水中陽離子含量變化不大，其中Mg2+基本趨于穩(wěn)定狀態(tài)，而Na+(含K+)含量在細(xì)土平原有所波動(dòng)，但幅度較小；細(xì)土平原下游到鹽沼平原的過渡帶Na+(含K+)含量突然增大，而Ca2+含量沒有明顯的減少，這說明引起這一變化的主導(dǎo)因素不是陽離子交替吸附作用(釋放Na+，吸附Ca2+)，而是地下水在流動(dòng)過程中受蒸發(fā)濃縮作用的影響，產(chǎn)生了大量的Na+(含K+)，到鹽沼平原Na+(含K+)含量有所降低，但明顯比細(xì)土平原地下水中的Na+(含K+)含量要大(圖4)。陰離子含量在鹽沼平原過渡邊界變化較大，且地下水化學(xué)類型從山前洪積礫質(zhì)平原到細(xì)土平原上游區(qū)由HCO3型水變成HCO3·SO4型水，從細(xì)土平原中下游區(qū)到細(xì)土平原下游—鹽沼平原過渡邊界由SO4·HCO3型水變成了SO4·Cl型水；地表水均為HCO3·SO4型水；泉水由細(xì)土平原區(qū)的HCO3型水轉(zhuǎn)換成鹽沼平原區(qū)的HCO3·SO4型水；坎兒井水處于鹽沼平原過渡處，為SO4·Cl·HCO3型水(圖5)。

圖4 A-A剖面陽離子含量變化圖

圖5 A-A剖面陰離子含量變化圖

2.1.2 地下水化學(xué)組分及來源

利用Gibbs圖定性地判斷大氣降水、巖石風(fēng)化、蒸發(fā)濃縮作用對(duì)研究區(qū)地下水化學(xué)的影響，從圖6中可以看出：所有水樣點(diǎn)均遠(yuǎn)離大氣降水控制區(qū)，說明大氣降水對(duì)研究區(qū)地下水化學(xué)組分幾乎沒有影響；地表水Na+/(Na++Ca2+)的比值均小于等于0.5，說明其離子主要來源于巖石的風(fēng)化釋放；地下水Na+/(Na++Ca2+)的比值大部分水樣大于0.5，且個(gè)別比值接近1，小部分水樣小于0.5，說明離子同時(shí)受巖石風(fēng)化和蒸發(fā)濃縮作用的影響，且蒸發(fā)濃縮作用的影響要大于巖石風(fēng)化的影響。

圖6 水化學(xué)Gibbs分布圖

通過對(duì)地下水中主要離子比例特征分析，可判斷地下水中的化學(xué)組分來源及其形成過程[8]，不同成因或不同環(huán)境下的地下水，某些離子百分比在其數(shù)值上差異比較明顯[9]。

通常用地下水成因系數(shù)來說明水中Na+離子的富集程度，其比值γNa/γCl則是作為鹽分淋溶與積累強(qiáng)度的標(biāo)志[9]。由圖7(a)可以看出：研究區(qū)各類水樣均位于γ(Na++K+)/γCl-=1的上方，說明研究區(qū)Na+和K+來自含有鈉鹽、鉀鹽等礦物的溶解。

2.2 同位素對(duì)地下水化學(xué)的指示作用

托克遜兩河流域地下水的δ18O值在-1.009%～-0.785%之間，平均值為-0.889%；δD值在-6.260%～-5.193%之間，平均值為-5.668%；淺表層水的δ18O值在-1.038%～-0.863%之間，平均值為-0.938%；δD值在-6.946%～-5.193%之間，平均值為-6.005%。具體數(shù)據(jù)(表2)。

根據(jù)所采集的同位素?cái)?shù)據(jù)繪制氫氧同位素關(guān)系圖(圖8)。圖8中全球大氣降水線[6]：δD=8δ18O+10，當(dāng)?shù)卮髿饨邓€[6]：δD=8δ18O+15。從圖8中可以看出，采樣點(diǎn)只有極少數(shù)落于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€上，大部分都落于該線附近，甚至有個(gè)別點(diǎn)遠(yuǎn)離當(dāng)?shù)卮髿饨邓€，這說明當(dāng)?shù)卮髿饨邓畬?duì)地下水和淺表層水有一定的影響，但關(guān)系并不是十分密切，推斷其原因是采樣點(diǎn)大部分在綠洲區(qū)，大氣降水較少，而西部喀拉烏成山和北部博格達(dá)山山區(qū)降水較多，大氣降水經(jīng)過二次轉(zhuǎn)換補(bǔ)給地下水，使大氣降水成為間接補(bǔ)給源，當(dāng)然也有冰川融水對(duì)地下水和地表水的補(bǔ)給。遠(yuǎn)離當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的地下水主要分布在細(xì)土平原及邊界處，受人工開采及不同水系補(bǔ)給等因素的影響，使得氫氧同位素遠(yuǎn)離大氣降水線。

圖7 各類水離子比值相關(guān)圖

表2 氫氧同位素測(cè)試結(jié)果 %

注：其中J-地下水，K-坎兒井水，ZL-泉水，DB-地表水。

圖8 水環(huán)境氫氧同位素關(guān)系圖

圖9 阿拉溝流域δ18O、d、δD值的變化圖

根據(jù)氫氧穩(wěn)定同位素，計(jì)算出氘過量參數(shù)(d)，即d=δD-8δ18O(1984年Dansgaard W)。地下水氘過量參數(shù)可反映某一區(qū)域范圍內(nèi)水/巖作用，由圖9可以看出，沿阿拉溝由西至東，地下水觀測(cè)井除J-10外,δ18O值變化浮動(dòng)不大，過量氘的變化范圍為0.783%～2.309%，而全球降水中過量氘值為1.0%，阿拉溝流域氘盈余值除J-Q9，其余值均高于全球降水氘盈余值，且流域北面氘盈余值比南面氘盈余值大，這說明南面水巖作用導(dǎo)致的氧同位素交換較北面易進(jìn)行，且地下水補(bǔ)給量較多，該補(bǔ)給量主要來自白楊河水。

圖10 δ18O-Cl-關(guān)系圖

從δ18O-Cl-關(guān)系圖(圖10)中可以看出：托克遜兩河流域采集的數(shù)據(jù)可大致分為2個(gè)集中區(qū)域，區(qū)域Ⅰ：δ18O濃度變化范圍相對(duì)較大，而Cl-的含量變化較小，這是由于該區(qū)域的采樣點(diǎn)絕大部分分布在綠洲灌區(qū)，灌溉水會(huì)下滲補(bǔ)給地下水，使蒸發(fā)作用減弱；區(qū)域Ⅱ：δ18O濃度變化范圍相對(duì)較小，而Cl-的含量變化較大，這是由于該區(qū)域的采樣點(diǎn)分布在鹽沼平原附近，沖積扇扇緣地帶排水不暢，潛水受蒸發(fā)作用強(qiáng)烈，使土地發(fā)生次生鹽堿化，導(dǎo)致Cl-含量不同程度增加。

3 結(jié) 語

(2)沿阿拉溝從出山口山前礫質(zhì)洪積平原到細(xì)土平原中部地下水化學(xué)類型由HCO3型水變成HCO3·SO4型水；從細(xì)土平原下部到鹽沼平原的過渡帶由SO4·HCO3型水變成SO4·Cl型水。

(3)研究區(qū)地下水化學(xué)主要受溶濾作用、蒸發(fā)濃縮作用和陽離子交替吸附作用的影響，地下水化學(xué)組分來自鹽類礦物的溶解。

(4)研究區(qū)地下水的δ18O值在-1.009%～-0.785%之間，δD值在-6.260%～-5.193%之間；淺表層水的δ18O值在-1.038%～-0.863%之間，δD值在-6.946%～-5.193%之間，氫氧穩(wěn)定同位素?cái)?shù)據(jù)大部分落于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€附近，表明該區(qū)域地下水、地表水的補(bǔ)給受降雨影響不大，主要補(bǔ)給來自山區(qū)河流水系；少部分水樣因受人工開采和補(bǔ)給源的影響而遠(yuǎn)離當(dāng)?shù)卮髿饨邓€。

(5)阿拉溝流域氘含量高，北面比南面水巖作用明顯，且地下水補(bǔ)給量較多。