随着人类活动加剧及全球气候变迁,水资源供需的紧张关系日趋严峻
[1],高溶解性总固体(total dissolved solids,TDS)的地下微咸水对地表植被分布及生物栖息地稳定性会产生一定影响
[2]。鉴于西北干旱区域独特的自然条件、地质构造和水文循环特征,微咸水在山间盆地低洼地带以及内陆河下游广泛分布
[3]。
微咸水的划分标准通常以TDS作为主要依据
[4]。依据《中华人民共和国地质矿产行业标准》(DZ/T 469—2024)中的地下水资源调查评价规范,将TDS介于2~5 g/L的地下水界定为微咸水。国内外学者多采用Piper三线图
[5]、Durov图
[6]等方法来分析微咸水水化学特征;在微咸水空间分布特征上,多利用地下水采样数据与空间插值法相结合的方式分析得到微咸水、水化学类型的空间分布特征
[7];在内陆干旱区域,微咸水的成因主要由蒸发浓缩、水岩相互作用以及人类活动等多重因素相互影响,在不同地区影响程度差异显著
[8]。为揭示微咸水的形成机制及其演化规律,Gibbs图
[9]、离子比值法
[10]、矿物饱和指数分析
[11]、环境同位素
[12]以及水文地球化学模拟
[13]等方法,在干旱区地下水的水化学类型、特征、成分的形成与演化、离子来源及主要影响因素的研究中被广泛应用。
和田河流域水资源总量较为丰富,不仅维系着和田河流域及塔里木河流域的生态平衡,而且是南疆地区的重要农产品生产基地之一,近年来,和田河流域的用水量逐渐超过用水总量指标,水资源供需矛盾日益突出
[14]。微咸水作为非常规水源,其合理利用将在一定程度上缓解这一矛盾
[15]。然而,和田河流域微咸水的空间分布及其形成机制尚不明确,针对该流域微咸水的研究较少且局限性较大。李军等
[16]采用水文地球化学方法揭示了地下水咸化的主控因素,但仅限于定性分析。李小等等
[17]采用水文地球化学反向模拟对和田河中下游流域水化学特征、主要溶质组分来源和演化规律进行了定量分析,但未对该区域内微咸水分布特征进行探析。现采用多种方法确定和田河流域微咸水空间分布特征,通过水文地球化学反向模拟法进行定量分析,厘清主要化学组分的来源及成因机制。在继承前人研究成果的基础上,最大限度地弥补现有研究中的不足,以期对该流域合理开发利用微咸水资源、缓解水资源供需矛盾具有重要意义。
1 数据来源与研究方法
1.1 研究区概况
研究区位于和田河流域的平原区范围,总面积为1.59万km
2,涵盖绿洲区和部分荒漠区,涉及和田市、和田县、墨玉县和洛浦县。该区地处欧亚大陆腹地,地势南高北低,南依中昆仑山脉,北接塔克拉玛干大沙漠南缘,整体地貌单元依次表现为低山丘陵区、砾质平原区、细土平原区和风积沙漠区,气候干燥,蒸发量大、降水稀少且季节性变化较大,属典型的内陆干旱区
[18]。
研究区的水文地质条件较为简单,主要为第四系孔隙潜水,该地区覆盖了较厚的第四纪松散堆积物,主要的地层岩性由砂砾石、中粗砂、细砂等组成,在地表水与地下水之间有较好的水力联系。从上游至下游地层岩性结构由卵砾石、砂砾石层逐步过渡到中粗砂、粉细砂等多种岩层交替分布。下伏地层为古近纪至新近纪,主要由透水性较低的砂质、粉砂质及泥质岩组成,构成隔水基底。地下水径流方向大体上由南向北。地下水类型以第四系松散岩类孔隙潜水为主,其埋深从山前冲洪积松散砂卵砾石平原区的大值逐渐向下游的细土平原区和沙漠绿洲区递减
[19]。地下水主要补给来源有大气降水入渗和绿洲灌溉水入渗及少量的地下水侧向径流补给,最终多以蒸发蒸腾、地下水侧向径流以及农业开发等方式排泄。绿洲南部地势相对较高,位于沉积颗粒较粗的砾质平原区的中上部,地下水水力坡度为1%~4%;北部地势较为平缓,水力坡度小于1‰,位于沉积颗粒较细的冲洪积细土平原尾部,沿河呈条带状分布
[20],分别如
图1和
图2所示。
1.2 数据来源
2023年7—8月采集样本114组,均为潜水样,地下水采样点分布如
图1所示。在取样前备好500 mL已灭菌的塑料瓶,使用蒸馏水清洗样品瓶,再用样品源的水清洗3次,以避免外来污染。取样时,每眼样品井至少抽水3 min,以确保管道中的积水已经排除。取样后将瓶盖封紧并将样品冷藏保存。所有水样在一周内送至化验室进行水质检测。测试项目包括钾离子(K
+)、钠离子(Na
+)、钙离子(Ca
2+)、镁离子(Mg
2+)、氯离子(Cl
-)、硫酸根离子(
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$)、碳酸根离子(
${\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{2-}$)、重碳酸根离子(
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$)、pH以及总硬度(total hardness,TH)。阴离子和阳离子的检出限分别为2.0×10
-3 mg/L和1.0×10
-4 mg/L。为确保结果的准确性,分析时加入了野外运输空白样、实验室空白样、空白加标样和平行密码样作为质量控制样品。
1.3 研究方法
应用数据统计法分析地下水化学组分,通过Durov图与箱式图初步确定影响地下微咸水的主要离子成分与数据特征。通过Arcgis软件分析研究区内微咸水与其相应的化学类型分布情况,结合地下水流场及埋深情况等特征,判断影响微咸水形成的主要物理机制。运用Pearson相关分析各离子组分的相关程度,采用Gibbs图、端元图、矿物饱和指数、离子比值法分析水文地球化学控制因素,识别控制不同TDS区间地下水水化学成分的主要地球化学过程,定性分析微咸水的成因和演化机制。最后采用PHREEQC在剖面渗流路径上进行水文地球化学反向模拟,定量分析微咸水的成因机制。
2 结果和分析
2.1 微咸水水化学特征及分布规律
2.1.1 微咸水水化学组分特征值统计
对研究区内114组地下水样品主要水化学指标特征值进行分析(
表1),水样的pH范围在7.98~8.77,平均值为8.37,变异系数为0.02,整体较稳定且呈弱碱性环境;TDS介于0.520~4.826 g/L,总硬度(TH)处于0.182~1.373 g/L,地下水样品中K
++Na
+、Mg
2+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$的空间变异系数均大于0.6,标准差相对较大,表明这几种离子是受环境因素影响较大的敏感因子,且在微咸水中K
++Na
+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$几种离子的含量较大(
表2),是决定微咸水水化学类型和地下水咸化的主要变量。
注:pH无量纲,其他统计指标的单位均为mg/L。
2.1.2 微咸水化学类型与分布情况
从Durov图与箱式图可知,淡水主要以Ca
2+和Mg
2+为主,表明其主要来源于碳酸盐岩的溶解作用。随着TDS的增加,地下水中Na
++K
+的比例显著增加。淡水水样的阴离子以
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$为主,微咸水中
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$含量较低,表明微咸水的形成与
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$的关联并不大,而微咸水水样中Cl
-和
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$的比例显著增加,结合
图4的矿TDS与化学类型分布规律可知,随着微咸水TDS的升高,Na
+、Cl
-含量显著增加,逐步占据主导地位
[22](如
图3所示)。
采用舒卡列夫分类法计算各样品的水化学类型,并依据《第三次全国水资源调查评价技术细则》将49种水化学类型归并为
表2中的12个分区(
表3)。水化学类型的分区示意图如
图4(b)所示,水化学类型主要以7~9区为主,在靠近喀拉喀什河与玉龙喀什河出山口附近水质较好,该区域水化学类型主要是以4~6区为主,在TDS较高的绿洲-荒漠过渡带及下游细土平原区,基本上以7区(Cl·SO
4-Na·Ca型、Cl·SO
4-Na·Mg型、Cl·SO
4-Na型、Cl-Na·Ca型、Cl-Na·Mg型、Cl-Na型)及以上的水化学类型分布,与矿化度分区图的规律相符。
微咸水(2~5 g/L)面积共4 124.18 km
2,占总面积(10 639.50 km
2)的38.76%(如
表4所示)。微咸水整体上由南向北呈带状分布,主要分布于绿洲-荒漠过渡带与下游细土平原区。在绿洲-荒漠过渡带附近,微咸水主要分布在远离河道的区域,而在下游细土平原区域,越靠近下游微咸水TDS值越高。微咸水的分布特征与水化学类型分区特征基本吻合,即微咸水的TDS值越高,其水化学分区值也越高(
图4)。
2.1.3 微咸水空间分布特征分析
在地下水的运动和演化过程中,地下水埋深、径流特征与更新速率、蒸发浓缩与补给排泄等因素对微咸水的分布与成因产生的影响较为显著。这些物理过程通过控制影响地下水的流动路径、迁移速率和累积模式,影响着地下水中盐分变化及微咸水的分布特征。
在西北干旱区少雨强蒸发的气候条件下,蒸发浓缩作用是导致地下水咸化的主要驱动力之一
[23]。研究区内地下水径流总体呈南向北流动,主要由南部山前冲积平原径流至北部细土平原区。地下水径流速度由南向北逐渐减缓,地下水埋深逐渐变小,地下水由侧向排泄逐步转为垂向排泄的方式。如
图5所示,在微咸水分布的区域,地下水埋深大多在6 m以内,使该区域地下水化学性质更易受到地表蒸发的影响。
研究区地下水流场未显现出显著的人为开采扰动迹象,其稳态特征主要受控于天然补排条件与含水层渗透性优势。水动力分析表明,等水位线呈连续平滑分布,展布方向与地形坡度变化趋势基本一致,且未出现区域性降落漏斗或水力梯度陡变带,反映地下水系统仍维持自然动态平衡
[24]。此现象可归因于两方面机制:其一,研究区以空间分散式农业灌溉开采为主,未形成工业集中开采区典型的高强度排水源,使局部水力扰动强度较低;其二,含水层渗透系数较高(1.45~67.92 m/d,均值8.35 m/d),高渗透性介质通过增强水动力弥散效应,使开采地下水产生的水位波动被快速均衡
[25],故该区域地下水开发利用对于微咸水空间分布特征的影响并不大。
结合
图1与
图5来看,在微咸水大量分布的区域地下水埋深较浅,地表引水较为困难,灌溉用水以地下水为主。此区域适当加大开采力度不仅能够提高水资源配置效率,有利于沙漠锁边工程的顺利推进,同样也能适当降低该区域地下水水位,对治理区域盐碱地的治理有着积极的正反馈作用。
2.2 微咸水化学成因分析
2.2.1 化学组分来源分析
通常来说Na
+和K
+主要来源是蒸发盐岩(如岩盐)的溶解及阳离子交换作用,Ca
2+和Mg
2+主要由碳酸盐岩(如石灰岩、白云岩)及含镁矿物(如橄榄石、辉石)的溶解贡献,Cl
-的来源以蒸发岩盐的溶解为主,
$\mathrm{ }{\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$通常源于硫酸盐矿物(如石膏)的溶解及硫化物的氧化过程,而
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$主要由碳酸盐矿物溶解、土壤中CO
2释放或有机物污染引起的微生物降解产生
[26]。
结合 Pearson 相关分析图来看
[27](
图6),TDS与Na
++K
+、Mg
2+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$呈较明显的相关性,微咸水的形成与浓度变化受这几种离子的影响程度较大,其中Na
++K
+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$占主导因素。Na
++K
+与Cl
-相关性较高,推测Na
+与Cl
-可能来源于盐岩的溶解,Mg
2+和
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$可能来源于蒸发岩(白云石、石膏)的溶解。
2.2.2 水文地球化学控制因素分析
Gibbs图基于阳离子质量浓度
γ(Na
+)/γ(Na
++Ca
2+)比值、阴离子
γ[Cl
-/(Cl
-+
$\mathrm{ }{\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$)]比值和TDS之间的关系,可以直接反映水化学成分的形成机制。Gibbs图可以定性评估降雨、岩石风化和蒸发对水化学的影响
[28]。
如
图7所示,
γ(Na
+)/
γ(Na
++Ca
2+)和
γ(Cl
-)/
γ(Cl
-+
$\mathrm{ }{\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$)的比值分别介于0.13~0.92和0.29~0.96,微咸水主要分布在Gibbs图的偏右上区域,表明蒸发浓缩和岩石风化是微咸水化学性质的主要调控因素,其中蒸发浓缩起主导作用,而岩石风化次之。少量数据点分散于Gibbs图的边界之外,说明微咸水的形成除了受上述因素影响外,还可能受到阳离子交替吸附作用等其他因素的干扰。
在水岩相互作用过程中,地下水通过与土壤、沉积物或岩石接触,吸收其中的离子。利用地下水三端元图可以分析出地下水中离子浓度受控的矿物类型(硅酸盐岩、碳酸盐岩或蒸发岩)的自然风化或溶解机制。通过计算
γ(
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$)
γ(/Na
+)和
γ(Ca
2+)/
γ(Na
+)的比值,可以表征地下水成分所受的岩性端元控制
[29]。
如
图8所示,地下水样品数据呈现出明显的端元分布特征。大部分地下水样品集中分布于硅酸盐岩端元附近,表明研究区地下水主要受到硅酸盐岩风化作用的控制。随着TDS的升高,部分样品逐渐向蒸发盐岩端元靠近,表明蒸发盐岩对微咸水的化学成分起到了显著的影响,验证了前文中化学组分来源分析的推论。
采用PHREEQC软件计算研究区地下水中白云石、方解石、石膏和岩盐几种矿物的饱和指数(saturation index,SI)。由
图9可知,白云石、方解石、石膏和岩盐的SI范围分别为0.30~3.64、0.27~1.66、-1.92~-0.42和-7.46~-4.54,均值分别为2.39、1.23、-1.32和-5.87。石膏和岩盐的SI都小于0(
图9),表明石膏和岩盐这两种矿物在地下水中会持续溶解。从饱和指数来看,石膏和岩盐的饱和指数随着TDS的增加显著上升,尤其是岩盐表现出最明显的变化趋势(相关系数为6×10
-4),表明在水-岩相互作用中,石膏和岩盐等蒸发盐岩对地下水成因影响较大,其中盐岩占主导因素。
据研究区地下水化学组分来源分析可知,地下水咸化主要受到Na
+、Mg
2+、Cl
-和
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$几种离子的相互作用影响。采用离子比值法可进一步探讨微咸水的离子来源及其成因机制
[30]。
如
图10(a)所示,样品数据全部位于1∶1线下方,随着TDS越高,样品点偏离此线的程度愈加明显,表明微咸水中的
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$和Cl
-主要来自石膏和盐岩等蒸发盐类矿物。根据石膏和盐岩的化学特性,Cl
-主要由盐岩溶解提供,
$\mathrm{ }{\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$则源于石膏的溶解,进一步验证了化学组分来源分析的推测结论的准确性
[31]。
如
图10(b)所示,大多数地下水样品数据位于1∶1线附近,其中大部分样点分布在该线的上方。表明地下水中的Ca
2+和Mg
2+主要来源于白云石、方解石等碳酸盐岩以及石膏等蒸发盐岩的溶解。少量样点分布在1∶1线的下方,说明Ca
2+和Mg
2+还受到矿物岩石分布的影响,可能部分源于长石、角闪石及黑云母等硅酸盐岩的风化和溶解过程
[32]。
当
γ(Na
++K
+)/
γ(Cl
-)>1时,意味着Na
+的来源不仅局限于岩盐的溶解过程,还与水解和碳酸化反应有关,这些反应促进了岩石矿物的风化与溶解,释放出Na
+离子。当该值等于或小于1时,则表明水样的化学特性主要受到含盐岩矿物风化与溶滤作用的主导。如
图10(c)所示,大部分样品数据分布在
γ(Na
++K
+)/
γ(Cl
-)=1线附近或下方,小部分分布于此线上方,说明Na
+的主要来源于含盐岩矿物的风化-溶滤作用,小部分来源于水解和碳酸化作用
[33]。
阳离子交换作用是地下水化学成分形成的重要机制之一。
γ(Na
++K
+-Cl
-)表示岩盐和钾盐溶解之外导致的
γ(Na
++K
+)浓度变化,而
γ(Ca
2++Mg
2+-
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$-
$\mathrm{ }{\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$)则反映了除白云石、方解石及石膏溶解以外其他因素引起的
γ(Ca
2++Mg
2+)浓度变化。如
图10(d)所示,地下水样品在0~2 g/L、2~3 g/L和3~5 g/L范围内的线性拟合斜率分别为-1.02(
R2=0.978 2)、-1.09(
R2=0.988 3)和-0.88(
R2=0.946 6),呈现负相关关系,样品点大致沿
y=-
x标准线分布,表明不同TDS的地下水均存在一定程度的阳离子交换作用
[34]。
2.2.3 剖面水文地球化学反向模拟
为进一步定量分析研究区微咸水成因,采用PHREEQC对剖面A-A'路径上选取BGQ01、WZX03、SGZKL06、YSLMAWT03共4个样点按照由上游到下游的原则,确定BGQ01→WZX03、WZX03→SGZKL06、SGZKL06→YSLMAWT03三条路径进行模拟。参与反应的可能矿物相选用白云石、方解石、岩盐、石膏、CaX
2、NaX等,平衡因子选用Ca
2+、Mg
2+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$,考虑到模拟路径属于开放的水流系统环境,故模拟中需考虑CO
2参与反应
[35]。
由
表5、
表6可知,在所设计模拟路径BGQ01→WZX03→SGZKL06→YSLMAWT03上,微咸水主要离子组分含量整体呈增大趋势,表明地下水在该渗流过程中受水岩相互作用和蒸发浓缩影响。Na
++K
+、Cl
-、
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$含量增大较为明显(
表5)。在此渗流过程中,蒸发岩盐的矿物转移量普遍高于碳酸盐岩矿物。在蒸发岩盐中,盐岩的矿物转移量相较于石膏高出一个数量级,表明盐岩矿物的溶解起着主导作用,与前文推论一致(
图9)。阳离子交换作用相较水岩相互作用的影响程度低了一个数量级,其作用强度明显小于水岩相互作用。
在BGQ01→WZX03的路径上,岩盐的矿物转移量与阳离子交换量相当,表明在此过程中水岩相互作用与阳离子交换作用均显著,且影响程度相近。在WZX03→SGZKL06的路径上,阳离子交换作用相较于水岩相互作用低两个数量级,表明在该渗流过程中水岩相互作用的影响程度远高于阳离子交换作用。在靠近下游细土平原区的模拟路径SGZKL06→YSLMAWT03上,水岩相互作用的影响程度依然明显高于阳离子交换作用,且在水岩相互作用中,蒸发岩盐(岩盐)的矿物转移量的数量级达到了10
-2,比碳酸盐岩高一个数量级,表明在水岩相互作用中蒸发岩盐类占据主导地位,与前文推论一致(
图8)。此外,阳离子交换量的数量级为10
-3,与蒸发岩盐类相比低了一个数量级,表明在咸水成因中水岩相互作用强于阳离子交换作用。综合前文所述(
图7),微咸水成因的控制因素排序为:蒸发浓缩作用>水岩相互作用>阳离子交换作用。
3 结论
(1)研究区地下水样品pH平均值在8.37,整体呈稳定弱碱性环境,TDS范围在0.520~4.826 g/L,最大值出现在玉龙喀什河与喀拉喀什河交汇处附近。淡水以Ca2+、Mg2+和${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$为主,主要来源于碳酸盐矿物(如方解石和白云石)的溶蚀作用。微咸水以Na+、Cl-和${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$为主,其中Na+和Cl-主要来源于岩盐的溶解,${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$则来自石膏等硫酸盐矿物的溶解。随着微咸水TDS的升高,Na+、Cl-含量显著增加,逐步占据主导地位。
(2)研究区微咸水面积共4 124.18 km2,占总面积的38.76%。微咸水整体上由南向北呈带状分布,山前冲积平原区以淡水为主;微咸水主要分布在绿洲-荒漠过渡带与下游细土平原区,水化学类型以Cl·SO4-Na·Ca型、Cl·SO4-Na·Mg型、Cl·SO4-Na型、Cl-Na·Ca型、Cl-Na·Mg型为主。
(3)研究区地下水开发利用对微咸水分布特征的影响并不明显,在分布于绿洲边缘且远离河道处的区域微咸水开发潜力较大,适度增加开采力度降低这类区域地下水水位,对治理区域盐碱地的治理有着积极的正反馈作用。
(4)研究区微咸水的成因以蒸发浓缩作用为主导,其次为水岩相互作用,而阳离子交换作用的影响相对较弱。空间分异特征表明:山前冲积平原区水岩相互作用与阳离子交换作用的贡献基本相当;而在中下游细土平原区,水岩相互作用的主导性更为显著,其中又以岩盐溶解为主。
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