李 寧，吳 彬，杜明亮，楊鵬年，劉 江

(新疆農業(yè)大學水利與土木工程學院，烏魯木齊 830052)

水化學法和同位素是分析地下水循環(huán)、演化及補給關系的重要手段，通過對水化學及同位素的分析可探索地下水的賦存條件和分布特征、徑流途徑及補給來源等重要信息[1]。近年來，一些學者通過分析地下水化學和氫氧穩(wěn)定同位素的時空變化規(guī)律，對干旱區(qū)盆地地下水的補給來源、水化學類型的分布規(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。目前已有一些學者運用水化學和同位素在盆地內開展研究工作，如：運用環(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]；通過對吐魯番盆地地表水和地下水進行研究，分析了水環(huán)境同位素特征，并討論了二者間的相互關系[6]；利用模型對吐魯番盆地南北斷面方向上地下水的徑流特征進行了研究[7]。對于吐魯番盆地的研究，大多集中在南北盆地，針對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，區(qū)域內農業(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緊缺，再加上水利工程設施的建設以及地下水的超采，導致地下水環(huán)境發(fā)生了改變。

對研究區(qū)地下水水化學及同位素研究，可揭示地下水化學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)境的保護提供一定的指導意義，為水循環(huán)、水動力場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)域內北部為博格達山區(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，其主要特點是：酷熱、干燥、多大風、降雨稀少、蒸發(fā)強烈，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 水文地質條件

托克遜兩河流域三面環(huán)山，山前由相對隔水的新近系泥巖、礫巖及泥質礫巖構成隔水邊界。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，而本文重點研究堆積平原。

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

山前沖洪積礫質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)，含水層結構以單一潛水含水層為主，富水性較強，徑流條件較好；細土平原分布在中部的綠洲帶，海拔在-125～200 m之間，由中?！毩Ｍ恋亩逊e物構成，含水層結構以多層承壓含水層為主，富水性變弱，徑流條件變差，形成徑流排泄帶；鹽沼平原帶分布在東部，土顆粒相對較細，地下水徑流緩慢，最終向艾丁湖方向運動，形成湖相沉積。地下水主要補給來源有山前側向補給、河道滲漏補給、田間灌溉入滲補給及水庫入滲補給，平原區(qū)降水對地下水的補給量少，可忽略不計。而地下水化學特征受地形、地貌巖性及補給源的影響，呈現(xiàn)明顯的帶狀分布規(guī)律。

圖1 水文地質單元及采樣點分布示意圖

1.3 樣品采集與測試

2 測試結果及分析

2.1 地下水化學組分含量統(tǒng)計

2.1.1 主要離子含量及水化學類型

表1 托克遜兩河流域地下水主要離子組分參數(shù)統(tǒng)計

注：pH值無單位，變異系數(shù)單位為%，其他單位為mg/L。

對所采水樣進行系統(tǒng)聚類分析，選擇個案，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時可以分為Ⅰ、Ⅱ兩大類，其中第一大類水平距離在11左右時可分為Ⅰ-1、Ⅰ-2兩小類，第Ⅱ大類水平距離在4左右時可分為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，水力坡度較大，徑流緩慢，其礦化度均高于3 g/L，水化學類型均為SO4·CL-Na型；第Ⅱ大類樣本主要分布在細土平原內，坡度較緩，導水性能較弱，其礦化度絕大多數(shù)都低于1g/L，水化學類型主要以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+)含量在細土平原有所波動，但幅度較?。患毻疗皆掠蔚禁}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+)，而是地下水在流動過程中受蒸發(fā)濃縮作用的影響，產生了大量的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，且地下水化學類型從山前洪積礫質平原到細土平原上游區(qū)由HCO3型水變成HCO3·SO4型水，從細土平原中下游區(qū)到細土平原下游—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；泉水由細土平原區(qū)的HCO3型水轉換成鹽沼平原區(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 地下水化學組分及來源

利用Gibbs圖定性地判斷大氣降水、巖石風化、蒸發(fā)濃縮作用對研究區(qū)地下水化學的影響，從圖6中可以看出：所有水樣點均遠離大氣降水控制區(qū)，說明大氣降水對研究區(qū)地下水化學組分幾乎沒有影響；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化釋放；地下水Na+/(Na++Ca2+)的比值大部分水樣大于0.5，且個別比值接近1，小部分水樣小于0.5，說明離子同時受巖石風化和蒸發(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化的影響。

圖6 水化學Gibbs分布圖

通過對地下水中主要離子比例特征分析，可判斷地下水中的化學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度的標志[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 同位素對地下水化學的指示作用

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

圖7 各類水離子比值相關圖

表2 氫氧同位素測試結果 %

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)域范圍內水/巖作用，由圖9可以看出，沿阿拉溝由西至東，地下水觀測井除J-10外,δ18O值變化浮動不大，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致的氧同位素交換較北面易進行，且地下水補給量較多，該補給量主要來自白楊河水。

圖10 δ18O-Cl-關系圖

從δ18O-Cl-關系圖(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個集中區(qū)域，區(qū)域Ⅰ：δ18O濃度變化范圍相對較大，而Cl-的含量變化較小，這是由于該區(qū)域的采樣點絕大部分分布在綠洲灌區(qū)，灌溉水會下滲補給地下水，使蒸發(fā)作用減弱；區(qū)域Ⅱ：δ18O濃度變化范圍相對較小，而Cl-的含量變化較大，這是由于該區(qū)域的采樣點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)作用強烈，使土地發(fā)生次生鹽堿化，導致Cl-含量不同程度增加。

3 結 語

(2)沿阿拉溝從出山口山前礫質洪積平原到細土平原中部地下水化學類型由HCO3型水變成HCO3·SO4型水；從細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)定同位素數(shù)據(jù)大部分落于當?shù)卮髿饨邓€附近，表明該區(qū)域地下水、地表水的補給受降雨影響不大，主要補給來自山區(qū)河流水系；少部分水樣因受人工開采和補給源的影響而遠離當?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，且地下水補給量較多。