韓朝輝 ，王郅睿 ，田輝 ，牛秋生 ，劉林 ，朱一龍 ，丁廉超 ，趙立磊 ，趙浩 ，趙超 ，王凡 ，李新斌 ，龔文強(qiáng)

（中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局西安礦產(chǎn)資源調(diào)查中心，陜西 西安 710100）

地下水是淡水資源和水文循環(huán)的重要組成部分，對(duì)維持自然生態(tài)系統(tǒng)和人類(lèi)發(fā)展意義重大（黨學(xué)亞等，2023）。地下水的水化學(xué)特征是地下水資源質(zhì)量評(píng)價(jià)的重要內(nèi)容（張帆等，2023），其研究對(duì)流域地下水資源利用和管理及相關(guān)生態(tài)環(huán)境保護(hù)與建設(shè)具有重要意義（Bouderbala et al.，2016；Liu et al.，2019；Yeti? et al.，2019；張俊等，2021）。

漢中盆地西起勉縣武侯鎮(zhèn)、東至洋縣龍亭鋪，地處秦嶺和大巴山之間的漢江上游，為一狹長(zhǎng)槽形山間斷陷盆地，東西長(zhǎng)約為116 km，南北寬為5～25 km，面積約為1640 km2。漢江由西向東于勉縣武侯鎮(zhèn)注入盆地，至洋縣黃安壩流出盆地，盆地范圍內(nèi)全長(zhǎng)約為130 km。地下水是盆地內(nèi)重要的供水水源，但前人對(duì)漢中盆地的地下水研究較少，尤其是水化學(xué)特征及其成因機(jī)理方面的研究較為薄弱，陜西省地質(zhì)局第一水文地質(zhì)隊(duì)于1972 年對(duì)漢中盆地的水質(zhì)情況進(jìn)行過(guò)研究，但距今已近50 年，數(shù)據(jù)亟需更新。祝虎林（2019）根據(jù)漢中盆地中5 個(gè)水源地的5 眼潛水鉆孔的水質(zhì)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)地下水水質(zhì)進(jìn)行了評(píng)價(jià)，研究認(rèn)為漢中盆地部分淺層潛水已遭受到一定程度的污染，個(gè)別地區(qū)重金屬超標(biāo)嚴(yán)重，但由于數(shù)據(jù)較少，且鉆孔分布范圍有限，缺乏對(duì)漢中盆地地下水水化學(xué)的全面了解。針對(duì)前人對(duì)漢中盆地地下水研究中存在的問(wèn)題和不足，筆者共采集56 件豐水期地下水樣品，綜合運(yùn)用數(shù)理統(tǒng)計(jì)、Piper 三線圖、吉布斯圖、離子比值分析等方法，系統(tǒng)分析漢江流域漢中盆地段的地下水水化學(xué)特征及其控制因素，旨在為漢中盆地地下水資源可持續(xù)開(kāi)發(fā)利用和管理提供依據(jù)，為南水北調(diào)中線工程和引漢濟(jì)渭工程的供水安全提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)支撐。

1 研究區(qū)水文地質(zhì)概況

漢中盆地在大地構(gòu)造上位于勉略帶勉略區(qū)段中東部，受控于勉略構(gòu)造帶和陽(yáng)平關(guān)-寧陜斷裂帶，為新生代斷陷盆地，盆地西南和西北部分布兩個(gè)沉降中心，沉積厚度大于700 m，底部為第三系巨厚河湖相沉積層。由于新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的不均衡性，北部秦嶺地槽的活動(dòng)性較南部大巴山臺(tái)褶帶的活動(dòng)性強(qiáng)烈，使得整個(gè)盆地具有東仰西俯的掀斜性運(yùn)動(dòng)，從而導(dǎo)致第四系沉積物呈現(xiàn)出西厚東薄的特征。漢中盆地多年平均降雨量約900 mm，雨量充沛，屬溫暖濕潤(rùn)的亞熱帶氣候，盆地內(nèi)水系眾多，長(zhǎng)江最大支流漢江自西向東穿過(guò)盆地，此外還發(fā)育褒河、漾家河、堰河、沮水河等多條漢江一級(jí)支流。研究區(qū)含水層類(lèi)型分為松散巖類(lèi)孔隙潛水、松散巖類(lèi)孔隙承壓水和基巖裂隙水3 種。潛水廣泛分布于全區(qū)，含水層主要為全新統(tǒng)、上更新統(tǒng)沖洪積和中下更新統(tǒng)沖湖積砂卵（礫）石組成，漢江支流水系沿岸則主要由中細(xì)、中粗砂等組成，厚度為55～75 m。從盆地邊緣至中部富水性不斷增強(qiáng)，水位由深變淺。潛水埋深：高漫灘為3～6 m；一級(jí)階地為7～13 m；二級(jí)階地為14～20 m；三級(jí)以上階地20～35 m。富水性以漢江漫灘、一級(jí)階地及各支流漫灘最好，單位涌水量可達(dá)500～1 000 m3/d，最大可達(dá)1 900 m3/d；承壓水廣泛埋藏于各地貌單元底部的第四系中、下更新統(tǒng)沖湖積含礫中粗砂和中細(xì)砂中，層間夾3～5 層黏性土，含水層厚度為34.1～46.1 m。以接受山區(qū)基巖裂隙水、裂隙溶洞水的補(bǔ)給為主，至盆地中部漢江各級(jí)階地底部，中、下更新統(tǒng)沖積湖積層的承壓水與潛水存在著相互補(bǔ)給的關(guān)系。研究區(qū)承壓水從盆地邊緣山前地帶，順著等水壓面的坡降方向，以3‰～5‰的梯度向盆地中部運(yùn)動(dòng)。研究區(qū)第四系含水巖層（組）集中分布于150 m 深度以內(nèi)，潛水含水層一般埋深為65～80 m 以上，隔水層厚度一般為5 m，其下為承壓水層，200 m 深度承壓水含水巖層減少并呈薄層分布。基巖裂隙水主要分布于北秦嶺山前洪積扇群、階地后緣或溝谷中，基巖巖性多為片巖、砂巖和碳酸鹽巖、少量花崗巖侵入巖，在裂隙較發(fā)育地段，地下水常以泉水形式出露（圖1）。

圖1漢中盆地水文地質(zhì)簡(jiǎn)圖Fig.1 Hydrogeology sketch map of the Hanzhong basin

研究區(qū)內(nèi)漢江及其支流的高位區(qū)，一般接受地下水的排泄；僅在局部河段及河曲地帶，河水反補(bǔ)給地下水。盆地內(nèi)潛水流向由南北邊緣向中部漢江流動(dòng)，其徑流特征隨各地水力坡度、含水層巖性等的不同而存在差異。在漢江河漫灘至二級(jí)階地，地下水主要接受大氣降水入滲補(bǔ)給；在三級(jí)以上階地及山前洪積物堆積地段，地下水一般不易直接接受大氣降水入滲補(bǔ)給，而以接受山區(qū)基巖裂隙地下水的側(cè)向徑流和溝谷內(nèi)的地表水補(bǔ)給為主。

2 材料與方法

2.1 采樣點(diǎn)分布

在漢中盆地內(nèi)采集了56 件地下水樣品，所采集的樣品全部為井水，樣品沿漢中盆地內(nèi)漢江干流上、中、下游及各主要支流均有分布，采樣點(diǎn)位置見(jiàn)圖2。

圖2 漢中盆地采樣點(diǎn)分布示意圖Fig.2 Location of the samples sites in the Hanzhong basin

2.2 樣品采集與分析

樣品采集容器為5L 的聚乙烯塑料桶，先將樣品桶清洗干凈并干燥，取樣時(shí)用水樣清洗樣桶3 次，再裝入水樣，蓋上瓶蓋后用封口膜將瓶口封緊以保證水樣不會(huì)外漏。樣品采集后放入冷藏運(yùn)輸箱，在3 日內(nèi)將樣品送至中陜核工業(yè)集團(tuán)綜合分析測(cè)試有限公司實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行分析。

K+、Na+、Ca2+、Mg2+采用ICAP 6 300 電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀進(jìn)行測(cè)定，精度分別為0.05 mg/L、0.12 mg/L、0.02 mg/L、0.003 mg/L；Cl—、SO42—采用ICS-1100 離子色譜儀進(jìn)行測(cè)定，精度分別為0.007 mg/L、0.018 mg/L；CO3-和HCO3—由25 mL 酸式滴定管方法分析測(cè)定；溶解性總固體利用烘干法由BSA224S-CW電子天平進(jìn)行測(cè)定；pH 由pHS-3CpH 計(jì)進(jìn)行測(cè)定。

3 結(jié)果與討論

3.1 水化學(xué)組成特征及水化學(xué)類(lèi)型

沿漢中盆地漢江上游至下游選取9 件地下水樣品研究地下水水化學(xué)的空間變化特征，所有樣品的水化學(xué)參數(shù)統(tǒng)計(jì)見(jiàn)表1。

表1 主要離子質(zhì)量濃度統(tǒng)計(jì)表（mg/L）Tab.1 Statistics of major irons in groundwater (mg/L)

3.1.1 主要離子組成特征

漢中盆地地下水中主要陽(yáng)離子的質(zhì)量濃度由大到小依次為Ca2+＞Na+＞Mg2+＞K+，而陰離子則表現(xiàn)為HCO3—＞SO42—＞Cl—。另 外 從 主 要 離 子 濃 度 箱 圖（圖3）可以看出，Ca2+和HCO3—的質(zhì)量濃度占明顯優(yōu)勢(shì)，其中Ca2+占陽(yáng)離子總量的質(zhì)量濃度百分比為42%～87%，平均為68%，HCO3—占陰離子總量的質(zhì)量濃度百分比為48%～99%，平均為82%。

圖3 漢中盆地地下水主要離子濃度箱圖Fig.3 The major ions concentrations in groundwater of the Hanzhong basin

3.1.2 主要離子的空間變化特征

分析地下水主要離子濃度空間變化特征（圖4），可以看出從上游至下游，各離子含量波動(dòng)明顯，其中K+波動(dòng)最為劇烈，且從中、下游開(kāi)始呈逐漸降低的趨勢(shì)；Cl—和Na+呈現(xiàn)出較為一致的變化規(guī)律，從上游至下游波動(dòng)明顯；HCO3—、Ca2+、Mg2+以及SO42—的變化規(guī)律一致，從中上游至中下游含量逐步降低，至下游含量增加。

圖4 漢中盆地地下水主要離子濃度空間變化特征圖Fig.4 Spatial variations of the major ions concentrations in groundwater of the Hanzhong basin

3.1.3 pH 及TDS 空間變化特征

TDS 值為128.5～590 mg/L，平均值為282.67 mg/L，高于世界河流的平均值（115 mg/L）（張艷等，2015）。隨著徑流路徑的增長(zhǎng)，從上游到下游TDS 波動(dòng)劇烈，且在中下游含量明顯增加，整體與HCO3—、Ca2+、Mg2+、Cl—、Na+和SO42—變化規(guī)律一致（圖5），說(shuō)明這6 個(gè)離子對(duì)TDS 的貢獻(xiàn)較大。究其原因可能是由于漢江南北兩側(cè)存在多條支流，匯集了大量的地表水，造成TDS明顯的波動(dòng)變化，漢中盆地整體呈西厚東薄的沉積特征，在中下游，地下水埋深淺，受蒸發(fā)作用影響強(qiáng)烈，蒸發(fā)量大于降水量，導(dǎo)致離子濃度增大，進(jìn)而引起TDS 含量升高；pH 值為6.94～7.72，平均值為7.23，呈弱堿性，其變化波動(dòng)性大，在中游出現(xiàn)3 個(gè)峰值，然后至下游逐漸降低。

圖5 漢中盆地地下水pH 及TDS 空間變化情況圖Fig.5 Spatial variation of pH and TDS of groundwater in the Hanzhong basin

3.1.4 地下水的水化學(xué)類(lèi)型

Piper 三線圖可以用來(lái)分析地下水化學(xué)成分的演化規(guī)律，也是分析水化學(xué)組分的常用方法，其優(yōu)點(diǎn)是不受人為因素的影響，在三線圖中可以看出各種離子的相對(duì)含量（周嘉欣等，2014；張艷等2015；杜金龍，2022）。研究區(qū)主要離子的piper 三線圖顯示（圖6），在陽(yáng)離子圖中，大部分水樣點(diǎn)落在Ca2+端元及Mg2+中部，說(shuō)明地下水中陽(yáng)離子以Ca2+為主，其次為Mg2+；在陰離子圖中，大部分水樣點(diǎn)落在HCO3—端元，遠(yuǎn)離SO42—和Cl—端元，說(shuō)明地下水中陰離子以HCO3—占優(yōu)。研究區(qū)內(nèi)地下水水化學(xué)類(lèi)型以HCO3-Ca 和HCO3-Ca·Mg 型為主。根據(jù)舒卡列夫分類(lèi)法，結(jié)合本次樣品的陰陽(yáng)離子的毫克當(dāng)量，繪制了漢中盆地地下水水化學(xué)類(lèi)型分布圖（圖7）?？梢钥闯觯嗽谖髂喜垦液雍蜄|部溢水河以及南鄭區(qū)東部有少量地下水水化學(xué)類(lèi)型為HCO3·Cl-Ca 型和HCO3·Cl-Na 型外，研 究區(qū)地下水水化學(xué)類(lèi)型整體以HCO3-C a 和HCO3-Ca·Mg 型為主，水質(zhì)較好。從漢江南北兩側(cè)中低山區(qū)至漢江，沿地下水徑流方向水化學(xué)類(lèi)型變化規(guī)律不明顯。

圖6 漢中盆地地下水主要離子piper 三線圖Fig.6 Piper diagram showing major iron composition in groundwater within the Hanzhong basin

圖7 漢中盆地地下水水化學(xué)類(lèi)型空間分布圖Fig.7 Hydrochemical type of groundwater water within the Hanzhong basin

研究區(qū)地下水主要接受大氣降水的入滲以及山區(qū)基巖裂隙地下水的側(cè)向徑流補(bǔ)給，再沿盆地南北邊緣向中部流動(dòng)，最終排泄于漢江及其他支流，說(shuō)明地下水的水化學(xué)類(lèi)型主要受大氣降水及所流經(jīng)的巖石及介質(zhì)控制。漢中盆地南北兩側(cè)寬為5～25 km，地下水徑流距離較短，沿徑流方向水化學(xué)類(lèi)型整體變化不大，這與韓朝輝等（2022a）的研究結(jié)果一致。此外，韓朝輝等（2022b）對(duì)漢中盆地西側(cè)山區(qū)的泉水水化學(xué)類(lèi)型進(jìn)行了分析，認(rèn)為該山區(qū)地下水的水化學(xué)類(lèi)型多為HCO3-Ca·Mg 型，與本次研究中漢中盆地西部勉縣周邊地下水的水化學(xué)類(lèi)型吻合，進(jìn)一步說(shuō)明研究區(qū)地下水水化學(xué)類(lèi)型與大氣降水及其與流經(jīng)巖石發(fā)生的水巖相互作用密切相關(guān)。

3.1.5 各水化學(xué)參數(shù)間的相關(guān)性分析

研究區(qū)各水化學(xué)參數(shù)的Pearson 相關(guān)系數(shù)（表2）顯示，TDS 與Na+、Ca2+和Cl—之間具有良好的相關(guān)性（均大于0.5），其中與Ca2+的相關(guān)性最好。Ca2+與TDS的回歸方程為：

表2 各常規(guī)指標(biāo)之間相互關(guān)系表Tab.2 Correlation coefficients between major irons in groundwater

式中：ρTDS和 ρCa2+分別為T(mén)DS 和Ca2+的質(zhì)量 濃度（mg/L）；R2為回歸方程的相關(guān)系數(shù)，無(wú)量綱。

由公式（1）得知，Ca2+與TDS 的相關(guān)系數(shù)大于0.5，說(shuō)明TDS 的增加更多是Ca2+濃度的貢獻(xiàn)；Cl—和Na+也與TDS 具有較高的pearson 相關(guān)系數(shù)，說(shuō)明Cl—和Na+對(duì)TDS 的貢獻(xiàn)也較大，這與圖4 和圖5 中4 個(gè)離子的變化特征一致。此外，Cl—、Na+和Ca2+也具有顯著的相關(guān)性，說(shuō)明其存在著相似的來(lái)源；SO42—和Mg2+、Ca2+同樣存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，這說(shuō)明它們可能存在共同的物質(zhì)來(lái)源；HCO3—與Ca2+和Mg2+的pearson 相關(guān)系數(shù)較低（R分別為0.219、0.341），且質(zhì)量濃度高于后兩者，說(shuō)明三者來(lái)源有差異。

3.2 水化學(xué)控制因素分析

3.2.1 水巖作用分析

由于地下水與含水層礦物之間發(fā)生反應(yīng)，探討含水層礦物水巖作用對(duì)了解地下水化學(xué)成因有著重要作用。Gibbs 圖常用來(lái)研究水巖作用對(duì)地下水化學(xué)的影響（Gibbs，1970，1972；Chen et al.，2002；Chetelat et al.，2008）。根據(jù)世界河流、湖泊及主要海洋的TDS、Na+、Ca2+、Cl-和HCO3—等的關(guān)系，將河水主要離子來(lái)源分為蒸發(fā)結(jié)晶作用、大氣降水作用和巖石風(fēng)化作用控制3 個(gè)類(lèi)型。

所有地下水樣品均落在Gibbs 分布模型內(nèi)（圖8），反映了河水受人為干擾較少，且所有水樣的Na+/（Na++Ca2+）和Cl—/（Cl—+ HCO3—）比值均小于0.5，落在巖石風(fēng)化作用控制端元，說(shuō)明研究區(qū)地下水的主要離子組成是受巖石風(fēng)化作用控制。所采集的樣品遠(yuǎn)離“大氣降水”和“蒸發(fā)結(jié)晶”作用控制區(qū)域，說(shuō)明這兩者對(duì)研究區(qū)地下水主要離子組成貢獻(xiàn)較小，不是主要控制因素，而巖石風(fēng)化是控制河流離子組成的主要因素。

圖8 漢中盆地地下水Gibbs 圖Fig.8 Gibbs plot of in groundwater within the Hanzhong basin

河流匯水區(qū)母巖（如碳酸鹽、硅酸鹽、蒸發(fā)巖）類(lèi)型的不同組合造成不同河流的陰陽(yáng)離子組成差異（Hu et al.，1982；Chen et al.，2002）。例如，Ca2+和Mg2+來(lái)源于碳酸鹽、硅酸鹽和蒸發(fā)巖的風(fēng)化或溶解；Na+和K+來(lái)源于蒸發(fā)巖或硅酸鹽風(fēng)化；HCO3—來(lái)源于碳酸鹽和硅 酸 鹽；SO42—和Cl—來(lái) 自 蒸 發(fā) 巖 的 溶 解。Ca2+/Na+、Mg2+/Na+、HCO3—/Na+不受流速、稀釋和蒸發(fā)作用的影響（Thomas et al.，2015），用其關(guān)系可揭示水化學(xué)成因，即主要離子來(lái)源于何種礦物的溶解。將研究區(qū)樣品全部投點(diǎn)發(fā)現(xiàn)，所有樣品均落在碳酸鹽巖與硅酸鹽巖之間（圖9），且靠近碳酸鹽巖，說(shuō)明研究區(qū)地下水水化學(xué)受碳酸鹽巖和硅酸鹽巖的風(fēng)化溶解共同控制，且主要受碳酸鹽巖溶解控制。所有樣品點(diǎn)均遠(yuǎn)離蒸發(fā)鹽巖控制單元，則說(shuō)明地下水主要離子受蒸發(fā)鹽巖的作用較小。

圖9 Ca2+/Na+與Mg2+/Na+、HCO3-/Na+關(guān)系圖Fig.9 Plots of HCO3—/Na+ versus Ca2+/Na+ and Mg2+/Na+ versus Ca2+/Na+

除了碳酸鹽巖礦物的風(fēng)化溶解外，在變質(zhì)巖地區(qū)，HCO3—主要來(lái)自鋁硅酸鹽礦物如鈉長(zhǎng)石（2NaAlSi3O8）和鈣長(zhǎng)石（CaO·Al2O3·2Si2O2）的風(fēng)化溶解；考慮到研究區(qū)地質(zhì)背景條件，在研究區(qū)西側(cè)，分布有大面積大安巖群（Pt1-2D）的變玄武巖、綠簾鈉長(zhǎng)陽(yáng)起片巖和絹云鈉長(zhǎng)片巖以及茂縣巖群（SMx）的板巖和千枚巖等變質(zhì)巖，在這些巖石中存在大量的鋁硅酸鹽礦物，當(dāng)水中存在有適量的CO2時(shí)，會(huì)分解產(chǎn)生大量的HCO3—，化學(xué)反應(yīng)見(jiàn)公式（2）。

此外，在研究區(qū)西側(cè)還分布有大量上震旦統(tǒng)燈影組（Z2dy）的白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r和灰?guī)r，北側(cè)分布有早石炭世展坡組（C1z）的中厚層狀灰?guī)r，相對(duì)于硅酸鹽巖，碳酸鹽巖更易風(fēng)化，受水巖相互作用影響，對(duì)研究區(qū)的地下水的主要離子組成也起了主要控制作用。

3.2.2 陽(yáng)離子交替吸附作用

（Na+-Cl—）與（HCO3—+SO42—-Mg2+-Ca2+）的關(guān)系常用來(lái)判斷研究區(qū)是否發(fā)生陽(yáng)離子交替作用，若存在陽(yáng)離 子 交 換 過(guò) 程，則（Na+-Cl—）與（HCO3—+SO42—-Mg2+-Ca2+）的比值應(yīng)該接近于1（Xiao et al.，2015）。研究區(qū)地下水樣品只有部分點(diǎn)位落在1∶1 線附近，大部分點(diǎn)都遠(yuǎn)離1∶1 線（圖10a），說(shuō)明在漢江流域上游漢中盆地段，陽(yáng)離子交替吸附作用對(duì)地下水水化學(xué)特征的影響較為微弱，這也與研究區(qū)內(nèi)主要離子空間變化特征規(guī)律一致，從上游至下游Ca2+和Mg2+變化規(guī)律一致，含量總體未出現(xiàn)明顯變化；Na+含量總體呈波動(dòng)上升趨勢(shì)，在中游局部地段波動(dòng)明顯，可能受陽(yáng)離子交替吸附作用影響，但不明顯。

圖10 離子比值相關(guān)圖Fig.10 Hydrochemical relaitionships between the rates of the selected ions of water samples

3.3 主要物質(zhì)來(lái)源

Na+主要來(lái)源于鹽巖和硅酸鹽巖的溶解，其中，鹽巖的溶解一般會(huì)釋放出等濃度的Na+和Cl—（Fu et al.，2018），而漢江流域上游漢中盆地段大部分地下水樣品落在Na+和Cl—的1∶1 比值線的下方，部分樣品在1∶1 線附近（圖10b），說(shuō)明Na+濃度高于Cl—濃度；除了鹽巖的溶解外，硅酸鹽的溶解應(yīng)該是水樣中Na+的主要來(lái)源。（Na++K+）/Cl—的相互關(guān)系可以用于進(jìn)一步確定是否存在硅鋁酸鹽礦物的溶解（Gibbs，1970）。研究區(qū)大多數(shù)樣品落在了（Na++K+）與Cl—的1∶1 線附近及上方（圖10c），說(shuō)明該區(qū)不僅發(fā)生了鹽巖的溶解，同時(shí)發(fā)生了硅鋁酸鹽礦物的溶解。γ（HCO3—+SO42—）與γ（Mg2++Ca2+）常用于研究流域尺度的水文地球化學(xué)過(guò)程，可以判斷該區(qū)水化學(xué)是否是碳酸鹽巖或者 石 膏 的 溶 解 控 制（Ayadi et al.，2018；Maurya et al.，2019）。若（HCO3—+SO42—）/（Mg2++Ca2+）的 當(dāng) 量 濃 度 比值為1，表示該區(qū)水化學(xué)受碳酸鹽巖或石膏的溶解控制。研究區(qū)地下水樣品落在1∶1 線的兩側(cè)（圖10d），說(shuō)明漢江流域上游漢中盆地段地下水的水化學(xué)的形成主要受碳酸鹽巖或石膏的溶解控制，但據(jù)地質(zhì)資料顯示，研究區(qū)未有石膏發(fā)育，因此地下水水化學(xué)主要受碳酸鹽巖控制。γHC與γ（SO42—+Cl—）的關(guān)系圖常用來(lái)反映水體溶解碳酸鹽的情況（王曉曦等，2014）。

研究區(qū)大部 分 樣 品 位于γHCO3—與γ（SO42—+Cl—）的1∶1 線的上方，少數(shù)點(diǎn)位于該線的下方（圖10e），表明漢江上游漢中盆地段地下水水化學(xué)來(lái)自碳酸鹽的溶解，部分來(lái)自蒸發(fā)鹽巖的溶解。Ca2+/Mg2+值常用來(lái)揭示Ca2+和Mg2+的來(lái)源。若Ca2+/Mg2+=1，表示來(lái)源于白云巖的溶解（Xiao et al.，2012），1＜Ca2+/Mg2+＜2，表示有更多方解石的溶解；若Ca2+/Mg2+＞2，則說(shuō)明有硅酸鹽或石膏的溶解來(lái)提供Ca2+。研究區(qū)的地下水樣品大部分落在Ca2+/Mg2+=2 的上方（圖10f），部分點(diǎn)位于1＜Ca2+/Mg2+＜2 區(qū)域，且該區(qū)未發(fā)育石膏，說(shuō)明在該區(qū)除碳酸鹽巖的溶解外，還有大量硅酸鹽的溶解提供Ca2+。

4 結(jié)論

（1）漢中盆地地下水中主要陽(yáng)離子的質(zhì)量濃度由大到小依次為Ca2+＞Na+＞Mg2+＞K+，以Ca2+為主，其占陽(yáng)離子總量的質(zhì)量濃度百分比為42%～87%，平均值為68%；陰離子則表現(xiàn)為HCO3—＞SO42—＞Cl—，以HCO3—為主，其占陰離子總量的質(zhì)量濃度百分比為48%～99%，平均為82%。

（2）從離子空間變化規(guī)律上來(lái)看，K+波動(dòng)最為劇烈，且從中下游開(kāi)始逐漸降低，Cl—和Na+變化規(guī)律一致，呈波動(dòng)變化；HCO3—、Ca2+、Mg2+以及SO42—的 從中上游至中下游含量逐步降低，至下游含量增加；TDS值為128.5～590 mg/L，平均值為282.67 mg/L，在中下游含量明顯增加；pH 平均值為7.17，為弱堿性，在中上游波動(dòng)劇烈，至下游逐漸降低。

（3）漢中盆地地下水水化學(xué)類(lèi)型以HCO3-Ca 和HCO3-Ca·Mg 型為主，受碳酸鹽巖和硅酸鹽巖的溶解共同控制，陽(yáng)離子交替吸附作用較弱，地下水化學(xué)成分中Na+和K+主要來(lái)源于鉀長(zhǎng)石、鈉長(zhǎng)石等硅鋁酸鹽的礦物的溶解和部分鹽巖的風(fēng)化溶解；Ca2+除來(lái)自碳酸鹽巖的溶解外，還有大量硅酸鹽巖的溶解；方解石及少量白云石等碳酸鹽巖的風(fēng)化溶解對(duì)Mg2+和HCO3—貢獻(xiàn)較大。