魯 涵,曾妍妍,周金龍,孫英,馬常蓮

塔里木盆地綠洲帶地下水咸化機制

魯 涵,曾妍妍*,周金龍,孫英,馬常蓮

(新疆農(nóng)業(yè)大學水利與土木工程學院,新疆水文水資源工程技術(shù)研究中心,新疆水利工程安全與水災害防治重點實驗室,新疆 烏魯木齊 830052)

采用Durov圖、PMF模型、Gibbs圖、離子比值法和飽和指數(shù)法對2016～2018年采集的1326組地下水樣品進行分析,揭示研究區(qū)地下水中鹽分的來源及高鹽地下水形成的驅(qū)動因素.結(jié)果表明:在研究區(qū)綠洲帶微咸水和咸水占比分別為37.2%和19.1%,水化學類型主要為SO4·Cl型;在微咸水、咸水、鹽水和鹵水中巖鹽、石膏等蒸發(fā)鹽巖的持續(xù)溶解是導致高鹽地下水形成的主要驅(qū)動因素,Cl-、SO42-、Na+與TDS(<0.001)及巖鹽、石膏的SI值與TDS(<0.001)之間均呈現(xiàn)出極顯著的正相關(guān)性,也證實了這一點;沖積平原區(qū)較差的地下水動力條件、細粒巖性和弱堿性的水化學環(huán)境為地下水中鹽分的富集創(chuàng)造了有利條件,蒸發(fā)濃縮作用和陽離子交換作用是形成高鹽地下水的次要因素;由于人類活動的影響,導致承壓水區(qū)高TDS潛水沿井壁入滲補給承壓水含水層,也是加劇深層地下水咸化的潛在因素.

地下水；水化學特征；鹽分來源；咸化機制；塔里木盆地綠洲帶

由于用水需求、人類活動及氣候變化,半干旱和干旱地區(qū)常出現(xiàn)地下水資源質(zhì)量和數(shù)量上的惡化,其中地下水鹽化是導致地下水質(zhì)量下降的最重要原因之一,也是一個新型的全球性問題[1-3].當人體攝入過多的鹽分將遭受各種健康問題,如高血壓、腹瀉、皮膚病和肝功能損傷等,對人類健康造成潛在危害[4].因此,有必要關(guān)注地下水咸化問題,特別是在干旱和半干旱環(huán)境中.如在加納典型的半干旱普魯盆地、突尼斯東南部干旱地區(qū)和內(nèi)蒙古自治區(qū)干旱、半干旱地區(qū)等,在識別地下水中鹽分的來源和地下水咸化形成的過程中,發(fā)現(xiàn)強烈的蒸發(fā)濃縮作用和以巖鹽等為主的蒸發(fā)鹽巖溶解是造成地下水咸化的主要機制[2,5-6].高鹽地下水形成的主要因素往往包括離子交換過程[7]、礦物的溶解[8]、鄰近含水層的鹽水越流補給[9]、灌溉水的回流[10]、蒸發(fā)[11]、人為輸入[12]或是這些來源的大部分組合等[13].

新疆塔里木盆地作為中國西北典型的內(nèi)陸干旱盆地,盆地內(nèi)地下水質(zhì)量總體較差[14].地下水是支撐研究區(qū)農(nóng)業(yè)灌溉、生活用水和工業(yè)生產(chǎn)需求的主要水源,隨著社會經(jīng)濟迅速發(fā)展,隨之而來的水資源利用與水環(huán)境保護的問題也更加突出,快速的發(fā)展節(jié)奏,使本已十分脆弱的生態(tài)環(huán)境承受了極高的壓力負荷,導致局部地區(qū)土壤鹽漬化和地下水咸化等問題十分突出[15],嚴重威脅當?shù)赜盟踩?通過對塔里木盆地南緣淺層地下水的水質(zhì)與健康風險進行評價,表明地下水水化學組分主要受巖石風化、蒸發(fā)濃縮和工農(nóng)業(yè)活動的影響,該地區(qū)地下水水質(zhì)較差,致癌風險和非致癌風險都很高,超過了可接受的健康風險水平,不宜飲用[14].

目前對整個塔里木盆地的地質(zhì)、地下水賦存環(huán)境和水文地質(zhì)特征已基本查清,但缺乏在自然因素和人為因素影響下地下水中鹽分來源的認識,同時,對于地下水咸化的地質(zhì)成因過程也缺乏細致的研究.本文結(jié)合研究區(qū)地質(zhì)條件、水文地質(zhì)條件和地下水水化學環(huán)境,采用Durov圖對研究區(qū)高鹽地下水水化學類型進行分析,采用PMF模型對研究區(qū)地下水中的鹽分來源進行了解析,采用Gibbs圖解法、離子比值分析法、飽和指數(shù)法揭示了研究區(qū)地下水中鹽分的來源及高鹽地下水(TDS>1000mg/L)形成的驅(qū)動因素.研究成果對地下水環(huán)境改善及生態(tài)系統(tǒng)健康具有重要現(xiàn)實意義,同時,對于地質(zhì)、氣候等條件相似地區(qū)地下水咸化機制研究具有借鑒和指導意義.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

塔里木盆地位于亞歐大陸的中心,是中國最大的內(nèi)陸盆地,該盆地位于新疆南部的天山、昆侖山和阿爾金山之間[16].塔里木盆地行政區(qū)劃包括巴音郭楞蒙古自治州(簡稱“巴州”)、喀什地區(qū)、阿克蘇地區(qū)、和田地區(qū)和克孜勒蘇柯爾克孜自治州(簡稱“克州”)等5個地州(圖1).盆地地勢西高東低,微向北傾,盆地地貌呈環(huán)狀分布,邊緣是與山地連接的礫石戈壁,中心是遼闊的塔克拉瑪干沙漠,盆地東西長約1400.00km,南北寬約520.00km,總面積為56.00×104km2[15].塔里木盆地的氣候?qū)儆诘湫偷臏貛Т箨懶詺夂?其特點是常年干旱少雨,夏季炎熱,冬季寒冷,最高溫度42.2℃,最低溫度-30.9℃,年平均氣溫為10.5～12.2℃,年降水量北部為50～70mm,南部為15～30mm,中部沙漠地區(qū)和東南部若羌、且末地區(qū)只有10mm,而蒸發(fā)量高達2200mm[15].

第四系松散沉積物在研究區(qū)內(nèi)廣泛分布,是地下水賦存的良好介質(zhì),第四系沉積物的粒度從山前到?jīng)_洪積平原前緣逐漸變細.沖洪積平原上層為卵礫石和砂礫石;中間為砂礫石和粗砂;底部為細粒砂、淤泥、砂質(zhì)壤土和壤土[15].研究區(qū)內(nèi)賦存較為豐富的地下水資源,單一結(jié)構(gòu)潛水區(qū)主要分布在盆地的北部、南部以及西部邊緣沖洪積斜坡平原;其余為承壓水區(qū),上部為潛水含水層,下部埋藏一層或多層承壓含水層.依據(jù)地下水的埋藏條件,將研究區(qū)的地下水劃分為單一結(jié)構(gòu)潛水、承壓水區(qū)潛水、淺層承壓水、深層承壓水.

研究區(qū)山前沖洪積平原地下水主要接受河道滲漏、河床潛流以及山區(qū)基巖裂隙水的側(cè)向徑流等補給;細土平原地下水埋深較淺,同時接受灌區(qū)渠系水滲漏、田間水入滲和水庫水滲漏等補給.地下水徑流方向與河流流向基本一致,徑流條件由山前向平原逐漸減弱,含水層滲透性逐漸減弱,水力坡度逐漸變小.沖洪積扇前緣是潛水蒸發(fā)排泄區(qū),地下水的排泄方式主要有潛水蒸發(fā)、渠溝排泄和人工開采等[14].

1.2 樣品采集與分析

2016～2018年在塔里木盆地綠洲帶共采集1326組地下水水樣(單一結(jié)構(gòu)潛水、承壓水區(qū)潛水、淺層承壓水和深層承壓水水樣分別為580、136、414和196組,圖1),樣品的采集、保存和檢測嚴格按照《地下水環(huán)境監(jiān)測技術(shù)規(guī)范(HJ/T164-2004)》[17]進行.取樣前,聚乙烯瓶用所取水樣潤洗3～5次,水樣過濾采用0.45μm的醋酸纖維濾膜,加硝酸酸化至pH值<2的水樣用于陽離子分析,貼好標簽,用封口膜密封,4℃冷藏保存并送檢.在野外取樣的同時,采集現(xiàn)場空白樣、空白加標樣和平行樣來進行采樣可靠性評估.

pH值、水溫、溶解氧(DO)、氧化還原電位(Eh)和電導率(EC)等現(xiàn)場測試指標由哈納(HANNA) HI98121筆式測定儀測定.其他水化學指標的測試由中國地質(zhì)科學院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所礦泉水檢測中心完成.采用火焰原子吸收分光光度法測定K+和Na+,乙二胺四乙酸二鈉滴定法測定Ca2+、Mg2+和總硬度(TH),硝酸銀容量法測定Cl-,硫酸鋇比濁法測定SO42-,酸堿滴定法測定HCO3-,檢測限均為0.05mg/L;使用電子天平MP8-1測定溶解性總固體(TDS),檢出限為0.1mg/L.利用陰陽離子平衡法對數(shù)據(jù)進行可靠性檢驗,經(jīng)檢驗1326組地下水水樣的陰陽離子平衡誤差在±5%之間,表明所有水樣數(shù)據(jù)均可靠.

1.3 數(shù)據(jù)處理與分析

1.3.1 PMF模型 PMF受體模型是一種多變量因子分析工具,它從觀察數(shù)據(jù)的內(nèi)在聯(lián)系出發(fā),將多變量因子樣本分解為兩個矩陣,即因子貢獻()和因子分布().PMF模型根據(jù)樣本殘差e和不確定度u獲得最小化目標函數(shù),從而確定合適的和,計算公式如下:

式中:X為第個樣品中第個指標的含量;g是因子對第個樣本的相對貢獻;f是因子中指標的含量.

在樣品測定結(jié)果中,由于實驗室未報告化學指數(shù)的不確定性,使用Ito等人提出的方法估算不確定性[18]:

=0.05′X+MDL(3)

式中:MDL是指標的方法檢測限,如果樣品指標含量低于MDL,則含量替換為1/2MDL[19].本研究為地下水額外選擇了10%的建模不確定性,以獲得物理解釋和統(tǒng)計考慮方面的最佳解決方案[20].

1.3.2 礦物飽和指數(shù)依據(jù)研究區(qū)地層巖性條件,通過計算研究區(qū)主要存在的方解石、白云石等碳酸鹽巖礦物和石膏、巖鹽等蒸發(fā)鹽巖礦物的礦物飽和指數(shù)(SI),來進一步分析礦物的溶解沉淀作用對研究區(qū)高鹽地下水的影響,計算公式如下:

式中:IAP是指離子活度積;sp代表礦物的平衡常數(shù);SI值反映了地下水中礦物的平衡狀態(tài)(SI>0,過飽和狀態(tài);SI=0,平衡狀態(tài);SI<0,欠飽和狀態(tài)).應用水文地球化學模擬軟件PHREEQC計算SI值.

2 結(jié)果與分析

2.1 地下水化學特征

單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水(承壓水區(qū)潛水、淺層承壓水和深層承壓水)pH值分別介于6.39～ 10.50和6.30～9.05,平均值分別為7.89和7.71,總體呈弱堿性;承壓水區(qū)地下水中的K++Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和HCO3-等主要水化學組分含量及TDS明顯高于單一結(jié)構(gòu)潛水(表1).單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水的TDS分別介于192.2～ 107112.3mg/L和186.0～358694.0mg/L,其中淡水(TDS￡1000mg/L)、微咸水(1000mg/L 50000mg/L)水樣占比分別為45.3%、41.0%、11.0%、2.2%、0.5%和32.3%、34.2%、25.3%、5.8%、2.4%.Cl-、SO42-和K++Na+均作為研究區(qū)不同含水層中的優(yōu)勢陰陽離子.此外,一些具有高TDS的水樣含有高含量的SO42-和Na+,這表明了強烈的蒸發(fā)濃縮效應以及水-巖相互作用[21].

表1 地下水化學指標特征值

注:標準值為《地下水質(zhì)量標準(GB/T 14848-2017)》中Ⅲ類水限值[17],“-”表示指標未有對應標準值,pH值為無量綱,其余指標單位為mg/L.

2.2 地下水水化學類型

圖2 地下水Durov圖

Durov圖能夠體現(xiàn)出地下水的化學組成特征,還能進一步揭示影響地下水形成的水文化學過程[22-23].從地下水Durov圖可以看出(圖2),簡單溶解和陽離子交換是影響研究區(qū)地下水形成的兩個主要水化學過程;在單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水中,地下水水化學類型均主要為SO4·Cl-Na·Ca、SO4·Cl-Na·Mg和SO4·Cl-Na型,咸水、鹽水、鹵水的水化學類型主要為Cl型和Na型,初步表明地下水咸化主要受蒸發(fā)鹽巖風化作用的影響.

3 討論

3.1 地質(zhì)條件

研究區(qū)第四紀成因類型主要為風積物、沖積物,厚度較大的第四系松散堆積物為地下水儲存提供了有利的含水層.第四紀沉積物的粒度從山前到?jīng)_積平原變得更細,沖積平原第四紀沉積物的巖性為細砂、粉砂、砂壤土和亞黏土[15].在單一結(jié)構(gòu)潛水中,高鹽地下水水樣點主要分布在風積物、沖積物,沖洪積物、冰水-洪積物也有少量的分布;在承壓水區(qū)地下水中,高鹽地下水水樣點主要分布在風積物、沖積物、沖積-湖積物,洪積-湖積物、沖洪積物、湖積物也有少量的分布(圖3a).因此,風積物、沖積物和沖積-湖積物對地下水鹽分的富集影響較大.

地質(zhì)構(gòu)造形態(tài)決定了地下水的補、徑、排特征,塔里木盆地是一個封閉的干旱內(nèi)陸盆地,四周都是山,河流形成的各種大小的沖積扇相互重疊,形成山前斜坡平原.流域內(nèi)地下水的補給、徑流和排泄處于一個獨立的系統(tǒng),周邊的山區(qū)是水資源的源區(qū),而山前沖洪積平原是地下水的補給-徑流區(qū),盆地中部的塔克拉瑪干沙漠是地下水排泄區(qū)[15]. γCa2+/ γCl-是表征地下水動力特點的重要參數(shù)[24],在克州(圖3b)、喀什地區(qū)(圖3c)、巴州(圖3d)、和田地區(qū)(圖3e)和阿克蘇地區(qū)(圖3f)均呈現(xiàn)出TDS隨γCa2+/γCl-增大而減小的規(guī)律,尤其在喀什地區(qū)和巴州顯著的負相關(guān)性更為明顯,較差的地下水徑流條件往往對應著高TDS的咸水、鹽水,甚至是鹵水,這表明地下水徑流條件較差,越有利于鹽分的富集.其中喀什地區(qū)高鹽地下水占比最高,為66.5%,這主要是由于喀什地區(qū)西高東低,在地形條件的影響下,地下水由北、西、南三面流向,在沖積平原區(qū)地下水力梯度較小(為0.25%)[25],地下水徑流遲緩,利于地下水中鹽分的富集.

從山前傾斜平原到?jīng)_積平原含水層巖性逐漸由砂礫石→砂、粗砂→細粒沙、粉砂、沙質(zhì)壤土逐漸進行過渡[15].由此可見相對較差的地下水動力條件、細粒巖性和平緩的地勢有利于地下水中鹽分的富集,也是導致地下水咸化的主要因素之一.

3.2 地下水鹽分來源解析

為了有效識別自然因素和人為因素對研究區(qū)地下水水化學組分的影響,使用 EPA PMF 5.0軟件對pH值、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-、NO3-和TDS等10項指標的潛在來源進行分配和量化(圖4a-b和圖5a-b),并結(jié)合Pearson相關(guān)性分析提高對地下水水化學組分來源的識別精度(圖4c和圖5c)[26].所有指標的S/N都遠高于1,且所有水樣的絕大部分殘差在-3～3之間,表明模型結(jié)果具有一定可信度[20].

F1因子分別解釋了單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水中47.8%和50.3%的水化學組分來源,而影響單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水的F1因子主要荷載為K+、Na+、Mg2+、Cl-、SO42-、TDS,貢獻率分別為76.5%、89.2%、67.2%、89.1%、72.1%、74.6%和57.8%、94.6%、70.2%、95.4%、79.7%、86.3%(圖4a-b和圖5a-b).從相關(guān)性熱圖(圖4c和圖5c)可以看出,在F1因子中K+、Na+、Mg2+、Cl-、SO42-與TDS均呈現(xiàn)出極顯著的正相關(guān)性,表明高TDS的咸水、鹽水、鹵水的形成與K+、Na+、Mg2+、Cl-和SO42-有直接的關(guān)系.研究區(qū)第四紀松散巖類沉積物為地下水水化學組分的溶濾、富集創(chuàng)造了有利條件,從山前傾斜平原到?jīng)_積平原地下水徑流條件逐漸變差,地下水滯留時間變長,強烈的水-巖相互作用引起研究區(qū)巖鹽(NaCl)和石膏(CaSO4·2H2O)等蒸發(fā)鹽巖礦物、白云石(CaMg(CO3)2)等碳酸鹽巖礦物和鉀長石(KAlSi3O8)等硅酸鹽巖礦物的溶解富集.并且在不同含水層中均呈現(xiàn)出Na+含量遠高于Ca2+、Mg2+,Cl-、SO42-含量遠高于HCO3-的特點(表1),Cl-與Na+也呈現(xiàn)出極顯著的正相關(guān)性(圖4c和圖5c),由此可見蒸發(fā)鹽巖礦物的溶解對地下水中鹽分富集的貢獻.此外,研究區(qū)屬于典型溫帶大陸性氣候,強烈的蒸發(fā)濃縮作用也是導致淺層地下水中鹽分不斷積累的因素之一.因此,將F1因子歸結(jié)為主要與水-巖相互作用有關(guān)的自然影響源.

圖4 單一結(jié)構(gòu)潛水水化學組分來源解析

圖5 承壓水區(qū)地下水水化學組分來源解析

F2因子分別解釋了單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水中32.8%和35.6%的水化學組分來源,而影響單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水的F2因子主要荷載為pH值、Ca2+、HCO3-,貢獻率分別為82.8%、56.7%、89.4%和83.4%、88.3%、84.7%(圖4a-b和圖5a-b).研究區(qū)單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水pH值分別介于6.39～10.50和6.30～9.05,弱堿性的地下水環(huán)境有利于陽離子交換作用,Ca2+的吸附親合力高于Na+,使得地下水中Ca2+置換出了巖石表面吸附的Na+,導致地下水中Na+升高,使地下水趨于咸化[27].Ca2+、HCO3-主要來源于方解石(CaCO3)等碳酸鹽巖礦物的溶解,但在單一結(jié)構(gòu)潛水中Ca2+與HCO3-之間基本不存在相關(guān)性(圖4c),在承壓水區(qū)地下水中Ca2+與HCO3-之間相關(guān)性也較弱(圖5c),表明Ca2+與HCO3-的來源存在差異,在研究區(qū)不同含水層中Ca2+可能更多來源于石膏(CaSO4·2H2O)的溶解,在弱堿性的環(huán)境下,更有利發(fā)生陽離子交換作用,使得地下水中Ca2+含量貧化,SO42-富集.因此,將F2因子歸結(jié)為水環(huán)境影響源.

F3因子分別解釋了單一結(jié)構(gòu)潛水和承壓水區(qū)地下水19.4%和14.1%的地下水水化學組分來源,影響單一結(jié)構(gòu)地下水和承壓水區(qū)地下水的F3因子主要荷載為NO3-,貢獻率分別為98.3%和93.4%(圖4a-b和圖5a-b),NO3-可反映人類活動對地下水的影響,表明研究區(qū)地下水水化學組分受到了人類活動的影響.研究區(qū)農(nóng)戶為了提高作物產(chǎn)量,使用各種肥料增加土壤養(yǎng)分,并使用深層地下水進行灌溉,導致土壤顆粒表面會吸附大量的水溶性鹽分,在入滲-淋溶-蒸發(fā)濃縮的作用下,大量的水溶性鹽分進入到地下水中,加劇了研究區(qū)地下水咸化,此外,農(nóng)戶長期使用一些未經(jīng)處理的劣質(zhì)井和報廢井,使隔水層遭到破壞,研究區(qū)存在淺層地下水沿井壁入滲補給深層地下水[28-29].因此,將F3因子歸結(jié)為人類活動影響源.

3.3 蒸發(fā)濃縮作用

利用Gibbs圖分析研究區(qū)地下水化學組分形成的主要機制.從地下水Gibbs圖可以看出(圖6a-b),地下水采集點主要分布在巖石風化控制區(qū)和蒸發(fā)濃縮控制區(qū),表明巖石風化作用為研究區(qū)不同含水層地下水水化學組分提供來源,而蒸發(fā)濃縮作用則是研究區(qū)地下水水化學組分濃縮富集的重要過程[30],蒸發(fā)濃縮作用可導致地下水中各主要離子含量升高以及pH值和TDS明顯升高,引起方解石和白云石飽和沉淀,地下水中Ca2+含量也隨之降低[31].大部分咸水、鹽水和鹵水的采樣點分布在蒸發(fā)濃縮控制區(qū),這是由于研究區(qū)地屬典型的溫帶大陸性氣候,在強烈的蒸發(fā)濃縮作用下,淺層地下水沿著包氣帶土壤毛細管不斷上升蒸發(fā),水走鹽留,在入滲-淋溶-蒸發(fā)濃縮反復的作用下,土壤中可溶性的鹽分被帶入地下水中,導致了研究區(qū)地下水咸化.此外,在承壓含水層中,一些高TDS采樣點出現(xiàn)在蒸發(fā)濃縮控制區(qū),這主要是由于部分區(qū)域高度密集和持續(xù)的地下水開采,使隔水層遭到破壞,并且在部分區(qū)域存在地下水位降落漏斗,導致高TDS的潛水沿井壁入滲補給承壓含水層所致[32-35],這也驗證了3.2小節(jié)F3人類活動影響源對研究區(qū)高鹽地下水形成的影響.

圖6 地下水Gibbs圖

3.4 溶濾作用

3.4.1 離子比值法 在研究區(qū)地下水化學組分中Na+、Cl-、SO42-含量占據(jù)絕對優(yōu)勢(表1),為了確定地下水中鹽分的來源,采用γCl-與γNa+/γCl-和γCa2+與γSO42-的比值關(guān)系來進一步識別.大部分淡水和微咸水的水樣點γNa+/γCl-遠大于1(圖7a),表明在淡水、微咸水水樣中高含量的Na+除受巖鹽溶解的影響外,還受到硅酸鹽巖的溶解或陽離子交換作用對更高含量Na+的貢獻;當Cl-濃度增加時,咸水、鹽水和鹵水的水樣點主要分布在γNa+/γCl-=1附近,表明高鹽地下水中的鹽分主要來源于巖鹽的溶解[36];少部分微咸水、咸水和鹽水水樣點γNa+/γCl-<1,Cl-在地下水中較為穩(wěn)定,其濃度一般只在Cl-濃度不同的水體發(fā)生混合的情況下才會改變,而在研究區(qū)只有巖鹽礦物含有Cl-,因此,高含量Cl-是由于農(nóng)戶長期使用一些未經(jīng)處理的劣質(zhì)井和報廢井,使隔水層遭到破壞,高TDS的潛水沿井壁入滲補給深層地下水,從而導致Cl-富集[34-35],這也驗證了3.2小節(jié)F3人類活動影響源對研究區(qū)高鹽地下水形成的影響.此外,在研究區(qū)不同含水層中K+含量僅為Na+含量的十分之一左右,進一步表明硅酸鹽巖的溶解以鈉長石(NaAlSi3O8)為主.微咸水的水樣點主要分布在1:1等值線附近,而咸水、鹽水和鹵水水樣點的分布偏離1:1等值線(圖7b),SO42-含量遠高于Ca2+含量,這主要是由于在高鹽地下水中發(fā)生了方解石等碳酸鹽巖的沉淀和陽離子交換作用,導致Ca2+含量減小,SO42-含量增加[37],這也進一步證實3.2小節(jié)F2水環(huán)境影響源的分析.

圖7 γCl-與γNa+/γCl-、γCa2+與γSO42-離子比值關(guān)系

圖8 γ(SO42-+HCO3-)與γ(Ca2++Mg2+)、γHCO3-與γ(Ca2++Mg2+)離子比值關(guān)系

考慮到研究區(qū)含水層中普遍分布方解石、白云石、石膏等礦物[15],從γ(HCO3-+SO42-)與γ(Ca2++ Mg2+)離子比值可以看出(圖8a),微咸水、咸水、鹽水和鹵水水樣點基本上均分布在1:1等值線附近,表明在微咸水、咸水、鹽水和鹵水中Ca2+、Mg2+主要來源于方解石、白云石等碳酸鹽巖和石膏等蒸發(fā)鹽巖的溶解,在不同含水層中Ca2+和Mg2+平均含量較為接近(表1),這也進一步說明碳酸鹽巖的溶解以白云石為主[38];少部分咸水、鹽水和鹵水的水樣點偏向于鈉長石(NaAlSi3O8)等硅酸鹽巖的風化溶解,鈉長石的風化將會引起Na+和HCO3-含量的升高,導致γNa+/γ(Na++Ca2+)的比值增大,γCl-/γ(Cl-+HCO3-)的比值變小,這也是造成部分采樣點分布在Gibbs圖控制區(qū)外的主要因素之一(圖6)[39].從γHCO3-與γ(Ca2++Mg2+)離子比值可以看出(圖8b),微咸水、咸水、鹽水和鹵水水樣點均分布在1:1等值線之上,這也進一步證實了碳酸鹽巖、蒸發(fā)鹽巖的溶解對高鹽地下水中高Ca2+含量、高Mg2+含量的貢獻.此外,微咸水、咸水、鹽水和鹵水水樣點的分布更偏離1:1等值線,γHCO3-的含量遠小于γ(Ca2++Mg2+)的含量,這意味著在微咸水、咸水、鹽水和鹵水中HCO3-主要來源于碳酸鹽巖的溶解[40].

3.4.2 飽和指數(shù)法 為進一步了解研究區(qū)地下水中主要礦物的溶解情況,利用礦物的飽和指數(shù)分析地下水中各礦物的沉淀、平衡和溶解狀態(tài).在理論上,SI值為零,礦物處于平衡狀態(tài);SI值為負值,表示礦物處于溶解狀態(tài),SI值為正值,表示礦物處于沉淀狀態(tài)[27].研究區(qū)不同含水層中礦物的飽和指數(shù)如表2所示.

在研究區(qū)內(nèi)巖鹽、石膏等蒸發(fā)鹽巖礦物SI值基本上都為負(表2),表明這些礦物處于溶解狀態(tài).SI巖鹽、SI石膏均隨著TDS的增大而增加(圖9a-b),尤其是SI巖鹽與TDS呈現(xiàn)出顯著的相關(guān)關(guān)系,這意味著巖鹽可能發(fā)生大量的溶解,形成較高鹽分的高鹽地下水,也再次證明在研究區(qū)內(nèi)以巖鹽、石膏為主的蒸發(fā)巖礦物溶解是造成高鹽地下水形成的主要原因.SI方解石、SI白云石與TDS并沒有呈現(xiàn)出顯著的相關(guān)性(圖9(c)～圖9(d),大多數(shù)采樣點處于過飽和狀態(tài),這也可以解釋SO42-含量相對于Ca2+含量過剩(圖7b),但考慮到方解石、白云石等碳酸鹽巖在區(qū)內(nèi)含水層普遍分布[15],碳酸鹽巖的溶解很可能在地下水水化學演化的初始階段就已經(jīng)完成[37].因此,碳酸鹽巖溶解仍然是研究區(qū)高鹽地下水中Ca2+、Mg2+、HCO3-的主要來源,與前文所述一致.

表2 不同含水層中礦物的飽和指數(shù)

3.5 陽離子交換作用

由前文分析可知,陽離子交換作用也是高鹽地下水形成的重要過程,因此,采用γ(Ca2++Mg2+? SO42-?HCO3-)與γ(Na++K+?Cl-)之間的線性關(guān)系和氯堿指數(shù)(CAI-1和CAI-2,單位:meq/L,式(5)～(6)來進一步探討陽離子交替吸附的方向和強度[6].

在單一結(jié)構(gòu)潛水、承壓水區(qū)潛水、淺層承壓水和深層承壓水中γ(Ca2++Mg2+?SO42-?HCO3-)與γ(Na++K+?Cl-)均呈現(xiàn)出顯著負相關(guān)關(guān)系(圖10a),2分別為0.911、0.997、0.981和0.916,表明陽離子交換作用也是影響高鹽地下水形成的重要因素之一[41].由氯堿指數(shù)分析可知(圖10b),大部分咸水、鹽水水樣點呈現(xiàn)出負值較高的CAI-1值和CAI-2值,這也進一步證實了高水平的陽離子交換作用會促進地下水中鹽分的富集.這主要是由于從山前淋溶遷移帶到地下水徑流緩慢的平原區(qū),含水介質(zhì)的顆粒變細,比表面積增大,交替吸附能力逐漸增強,滯留時間增長,使得地下水向貧鈣富鈉的類型轉(zhuǎn)換,同時,研究區(qū)地下水環(huán)境整體處于弱堿性,有利于沉積物富含的吸附性Na+易發(fā)生陽離子交替吸附作用,導致地下水中鹽分不斷富集,這也驗證了3.2小節(jié)F2水環(huán)境影響源對研究區(qū)高鹽地下水形成的影響.因此,陽離子交換作用引起的地下水中Ca2+含量減小,Na+含量增加,在微咸水、咸水、鹽水和鹵水中Na+含量占據(jù)絕對優(yōu)勢也證實了這一結(jié)論.

圖10 γ(SO42-+HCO3-?Ca2+?Mg2+)與γ(Cl-?Na+?K+)、CAI-2與CAI-1比值關(guān)系

4 結(jié)論

4.1 研究區(qū)高鹽地下水中Cl-、SO42-和Na+主要來源于巖鹽、石膏等蒸發(fā)鹽巖的溶解,Ca2+和Mg2+主要來源于白云石等碳酸鹽巖和石膏等蒸發(fā)鹽巖的溶解.高鹽地下水水化學類型主要為SO4·Cl型.

4.2 從山前傾斜平原到?jīng)_積平原地下水動力條件逐漸變差、細粒巖性和弱堿性的水化學環(huán)境均為研究區(qū)高鹽地下水的形成創(chuàng)造了有利條件.

4.3 以巖鹽、石膏等為主的蒸發(fā)鹽巖溶解是研究區(qū)形成高鹽地下水的直接原因,強烈的蒸發(fā)濃縮作用和陽離子交換作用是研究區(qū)形成高鹽地下水的次要原因.此外,研究區(qū)存在高TDS的潛水沿井壁入滲補給承壓含水層,也是加劇深層地下水咸化的潛在因素.

[1] Mthembu P P, Elumalai V, Brindha K, et al. Hydrogeochemical processes and trace metal contamination in groundwater: Impact on human health in the Maputaland coastal aquifer, South Africa [J]. Exposure and Health, 2020,12(3):403-426.

[2] Sunkari E D, Abu M, Zango M S. Geochemical evolution and tracing of groundwater salinization using different ionic ratios, multivariate statistical and geochemical modeling approaches in a typical semi-arid basin [J]. Journal of Contaminant Hydrology, 2021,236:103742.

[3] Qian H, Chen J, Howard K. Assessing groundwater pollution and potential remediation processes in a multi-layer aquifer system [J]. Environmental Pollution, 2020,263:114669.

[4] Chen X, Jiang C L, Zheng L G, et al. Evaluating the genesis and dominant processes of groundwater salinization by using hydrochemistry and multiple isotopes in a mining city [J]. Environmental Pollution, 2021,283(4):117381.

[5] Dhaoui O, Antunes I M H R, Agoubo B, et al. Geochemical processes of groundwater salinization in an arid area, southeastern Tunisia [J]. Arabian Journal of Geosciences, 2021,14:1-16.

[6] 曾邯斌,蘇春利,謝先軍,等.河套灌區(qū)西部淺層地下水咸化機制 [J]. 地球科學, 2021,46(6):2267-2277. Zeng H B, Su C L, Xie X J, et al. Mechanism of salinization of shallow groundwater in Western Hetao irrigation area [J]. Earth Science, 2021,46(6):2267-2277.

[7] Pratheepa V, Ramesh S, Sukumaran N, et al. Identification of the sources for groundwater salinization in the coastal aquifers of Southern Tamil Nadu, India [J]. Environmental Earth Sciences, 2015, 74(4):2819-2829.

[8] Bagheri R, Nosrati A, Jafar H, et al. Overexploitation hazards and salinization risks in crucial declining aquifers, chemo-isotopic approaches [J]. Journal of Hazardous Materials, 2019,369:150-163.

[9] Egbi C D, Anornu G, Appiah-adjei E K, et al. Evaluation of water quality using hydrochemistry, stable isotopes, and water quality indices in the Lower Volta River Basin of Ghana [J]. Environment Development and Sustainability, 2019,21(6):3033-3063.

[10] 侯國華,高 茂,葉思源,等.黃河三角洲淺層地下水鹽分來源及咸化過程研究[J]. 地學前緣, 2022,29(3):145-154. Hou G H, Gao M, Ye S Y, et al. Source of salt and the salinization process of shallow groundwater in the Yellow River Delta [J]. Earth Science Frontiers, 2022,29(3):145-154.

[11] Carol E S, Alvarez M D P, Tanjal C, et al. Factors controlling groundwater salinization processes in coastal aquifers in semiarid environments of north Patagonia, Argentina [J]. Journal of South American Earth Sciences, 2021,110(4):103356.

[12] Sunkari E D, Abu M, Zango M S. Geochemical evolution and tracing of groundwater salinization using different ionic ratios, multivariate statistical and geochemical modeling approaches in a typical semi-arid basin [J]. Journal of Contaminant Hydrology, 2022,236:103742.

[13] Keesari T, Dauji S. Groundwater salinization processes: pitfalls of inferences from Na+/Cl-versus Cl-correlation plots [J]. Environmental Geochemistry and Health, 2020,43(2):949-969.

[14] Fan W, Zhou J L, Zhou Y Z, et al. Water quality and health risk assessment of shallow groundwater in the southern margin of the Tarim Basin in Xinjiang, P. R. China [J]. Human and Ecological Risk Assessment, 2020,27(2):483-503.

[15] Li Q, Zhou J L, Zhou Y Z, et al. Variation of groundwater hydrochemical characteristics in the plain area of the Tarim Basin, Xinjiang Region, China [J]. Environmental Earth Sciences, 2014, 72(11):4249-4263.

[16] Wang W H, Chen Y N, Wang W R. Groundwater recharge in the oasis-desert areas of northern Tarim Basin, Northwest China [J]. Hydrology Research, 2020,51(6):1506-1520.

[17] HJ/T164-2004 地下水環(huán)境監(jiān)測技術(shù)規(guī)范 [S]. HJ/T164-2004 Technical specifications for environmental monitoring of groundwater [S].

[18] Ito K, Xue N, Thurston G D. Spatial variation of PM2.5-chemical species and source-apportioned mass concentrations in New York City [J]. Atmospheric Environment, 2004,38(31):5269-5282.

[19] Su Y C, Chen W H, Fan C L, et al. Source apportionment of volatile organic compounds (VOCs) by Positive Matrix Factorization (PMF) supported by model simulation and source markers-Using petrochemical emissions as a showcase [J]. Environmental Pollution, 2019,254:112848.

[20] Taghvaee S, Sowlat M H, Mousavi A, et al. Source apportionment of ambient PM2.5in two locations in central Tehran using the Positive Matrix Factorization (PMF) model [J]. Science of the Total Environment, 2018,628-629:672-686.

[21] Liu L N, Wu J H, He S, et al. Occurrence and distribution of groundwater fluoride and manganese in the Weining Plain (China) and their probabilistic health risk quantification [J]. Exposure and Health, 2022,14(2):263-279.

[22] Chegbeleh L P, Akurugu B A, Yidan S M. Assessment of groundwater quality in the Talensi District, Northern Ghana [J]. The Scientific World Journal, 2020,4:1-24.

[23] 房麗晶,高瑞忠,賈德彬,等.草原流域地下水化學時空特征及環(huán)境驅(qū)動因素-以內(nèi)蒙古巴拉格爾河流域為例[J]. 中國環(huán)境科學, 2021,41(5):2161-2169. Fang L J, Gao R Z, Jia D B, et al. Spatial-temporal characteristics of groundwater quality and its environmental driving factors of Steppe Basin—taken Balaguer river basin of Inner Mongolia for instance [J]. China Environmental Science, 2021,41(5):2161-2169.

[24] 孫 英,周金龍,楊方源,等.塔里木盆地南緣綠洲帶地下水砷氟碘分布及共富集成因 [J]. 地學前緣, 2022,29(3):99-114. Sun Y, Zhou J L, Yang F Y, et al. Distribution and co-enrichment genesis of arsenic, fluorine and iodine ingroundwater of the oasis belt in the southern margin of Tarim Basin [J]. Earth Science Frontiers, 2022,29(3):99-114.

[25] 陳勁松,周金龍,陳云飛,等.新疆喀什地區(qū)地下水氟的空間分布規(guī)律及其富集因素分析 [J]. 環(huán)境化學, 2020,39(7):1800-1808. Chen J S, Zhou J L, Chen Y F, et al. Spatial distribution and enrichment factors of groundwater fluoride in Kashgar Region, Xinjiang [J]. Environmental Chemistry, 2020,39(7):1800-1808.

[26] Huang J L, Wu Y Y, Sun J X, et al. Health risk assessment of heavy metal(loid)s in park soils of the largest megacity in China by using Monte Carlo simulation coupled with Positive matrix factorization model [J]. Journal of Hazardous Materials, 2021,415:125629.

[27] 魯 涵,曾妍妍,周金龍,等.喀什噶爾河下游平原區(qū)地下水咸化特征及成因分析[J]. 環(huán)境科學, 2022,43(10):4460-4469. Lu H, Zeng Y Y, Zhou J L, et al. Characteristics and causes of groundwater salinization in the plain area of the lower Kashgar River [J]. Environmental Science, 2022,43(10):4460-4469.

[28] 納麥提·托合提,張 峰,師慶東.克里雅河流域水中氟離子的空間分布特征[J]. 干旱區(qū)研究, 2016,33(5):1125-1131. Namet T, Zhang F, Shi Q D. Spatial distribution of fluorion in water in the Keriya River Basin [J]. Arid Zone Research, 2016,33(5):1125- 1131.

[29] Wu J H, Li P Y, Qian H. Hydrochemical characterization of drinking groundwater with special reference to fluoride in an arid area of China and the control of aquifer leakage on its concentrations [J]. Environmental Earth Sciences, 2015,73(12):8575-8588.

[30] 李 華,文 章,謝先軍,等.貴陽市三橋地區(qū)巖溶地下水水化學特征及其演化規(guī)律[J]. 地球科學, 2017,42(5):804-812. Li H, Wen Z, Xie X J, et al. Hydrochemical characteristics and evolution of karst groundwater in Sanqiao district of Guiyang city [J]. Earth Science, 2017,42(5):804-812.

[31] Li C C, Gao X B, Wang Y X. Hydrogeochemistry of high-fluoride groundwater at Yuncheng Basin, northern China [J]. Science of the Total Environment, 2015,508:155-165.

[32] Adeyeye O A, Xiao C L, Zhang Z H, et al. Groundwater fluoride chemistry and health risk assessment of multi-aquifers in Jilin Qianan, Northeastern China [J]. Ecotoxicology and Environmental Safety, 2021,211(10):111926.

[33] Yan J H, Chen J S, Zhang W Q, et al. Determining fluoride distribution and influencing factors in groundwater in Songyuan, Northeast China, using hydrochemical and isotopic methods [J]. Journal of Geochemical Exploration, 2020,217:106605.

[34] Li Q, Zhou J L, Zhou Y Z, et al. Variation of groundwater hydrochemical characteristics in the plain area of the Tarim Basin, Xinjiang Region, China [J]. Environmental Earth Sciences, 2014, 72(11):4249-4263.

[35] Bian J M, Nie S Y, Wang R, et al. Hydrochemical characteristics and quality assessment of groundwater for irrigation use in central and eastern Songnen Plain, Northeast China [J]. Environmental Monitoring and Assessment an International Journal, 2018,190(7):1-16.

[36] 崔玉環(huán),王 杰,劉友存,等.升金湖河湖交匯區(qū)地表-地下水水化學特征及成因分析[J]. 環(huán)境科學, 2021,42(7):3223-3231. Cui Y H, Wang J, Liu Y C, et al. Hydrochemical characteristics and ion origin analysis of surface groundwater at the Shengjin Lake and Yangtze River Interface [J]. Environmental Science, 2021,42(7):3223- 3231.

[37] 張景濤,史浙明,王廣才,等.柴達木盆地大柴旦地區(qū)地下水水化學特征及演化規(guī)律 [J]. 地學前緣, 2021,28(4):194-205. Zhang J T, Shi Z M, Wang G G, et al. Hydrochemical characteristics and evolution of groundwater in Dachaidan area, Qaidam Basin [J]. Earth Science Frontiers, 2021,28(4):194-205.

[38] 鄒嘉文,劉 飛,張靖坤.南水北調(diào)典型受水區(qū)淺層地下水水化學特征及成因[J]. 中國環(huán)境科學, 2022,42(5):2260-2268. Zou J W, Liu F, Zhang J K. Hydrochemical characteristics and formation mechanism of shallow groundwater in typical water- receiving areas of the South-to-North Water Diversion Project [J]. China Environmental Science, 2022,42(5):2260-2268.

[39] 王 建,張華兵,許君利,等.鹽城地區(qū)地下水溶質(zhì)來源及其成因分析[J]. 環(huán)境科學, 2022,43(4):1908-1919. Wang J, Zhang H B, Xu J L, et al. Provenance of groundwater solute and its controlling factors in Yancheng area [J]. Environmental Science, 2022,43(4):1908-1919.

[40] 李海明,李夢娣,肖 瀚,等.天津平原區(qū)淺層地下水水化學特征及碳酸鹽風化碳匯研究[J]. 地學前緣, 2022,29(3):167-178. Li H M, Li M D, Xiao H, et al. Hydrochemical characteristics of shallow groundwater and carbon sequestration in the Tianjin Plain [J]. Earth Science Frontiers, 2022,29(3):167-178.

[41] Rashid A, Guan D X, Farooqi A, et al. Fluoride prevalence in groundwater around a fluorite mining area in the flood plain of the River Swat, Pakistan [J]. Science of the Total Environment, 2018, 635:203-215.

Mechanism of groundwater salinization in the oasis zone of the Tarim Basin.

LU Han, ZENG Yan-yan*, ZHOU Jin-long, SUN Ying, MA Chang-lian

(Xinjiang Key Laboratory of Hydraulic Engineering Security and Water Disasters Prevention, Xinjiang Hydrology and Water Resources Engineering Research Center, College of Water Conservancy and Civil Engineering, Xinjiang Agricultural University, Urumqi 830052, China)., 2023,43(10)：5377～5388

Durov diagram, PMF model, Gibbs diagram, ion ratio and saturation index method were used to analyze 1326 groundwater samples collected from 2016 to 2018, revealing the sources and driving forces of high salinity groundwater formation. The results showed that the proportion of brackish water and saline water in the oasis zone was 37.2% and 19.1%, respectively, and the hydrochemical type of groundwater was mainly SO4-Cl. The continuous dissolution of evaporate rock such as halite and gypsum in brackish water, saline water, salt water and brine was the main driving factor for the formation of high salinity groundwater, which was also confirmed by the extremely significant positive correlation between Cl-, SO42-, Na+and TDS (<0.001), and between SI values of halite, gypsum and TDS(<0.001). The poor groundwater dynamic conditions, fine-grained lithology and weakly alkaline hydrochemical environment in the alluvial plain area created favorable conditions for the enrichment of salts in groundwater, evaporation concentration and cation exchange were secondary factors in the formation of highly salinity groundwater. Due to the influence of human activities, high TDS phreatic water in confined groundwater areas infiltrated and recharged confined groundwater along the well wall, which was also a potential factor to intensify the salinization of deep groundwater.

groundwater；hydrochemical characteristics；salinity source；salinization mechanism；the oasis zone of the Tarim Basin

X523

A

1000-6923(2023)10-5377-12

2023-02-22

新疆維吾爾自治區(qū)自然科學基金資助項目(2022D01A190);新疆水利工程安全與水災害防治自治區(qū)重點實驗室2021年開放課題項目(ZDSYS-JS-2021-10);國家自然科學基金資助項目(42067035)

* 責任作者, 副教授, 644257818@qq.com

魯 涵(1996-),男,新疆阜康人,新疆農(nóng)業(yè)大學碩士研究生,主要從事水文地球化學及地下水保護方面研究.發(fā)表論文3篇. 1625547591@qq.com.

魯 涵,曾妍妍,周金龍,等.塔里木盆地綠洲帶地下水咸化機制 [J]. 中國環(huán)境科學, 2023,43(10):5377-5388.

Lu H, Zeng Y Y, Zhou J L L, et al.Mechanism of groundwater salinization in the oasis zone of the Tarim Basin [J]. China Environmental Science, 2023,43(10):5377-5388.