王雨山，李 戍，李海学，程旭学，刘伟坡，张梦南

(中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，河北 保定 071051)

在干旱半干旱区，地下水是生产和生活的重要甚至是唯一水源[1]，在社会经济发展中具有重要地位。然而，由于各种天然及人为因素影响，地下水咸化十分普遍，给水资源的开发利用带来极大不便[2]。研究地下水咸化作用和控制因素，对合理规划、管理和利用地下水资源具有重要意义。长期以来，学者们对不同地区的地下水盐分来源和咸化机制开展了较多研究。Tweed等[3]通过分析澳大利亚艾尔湖盆地地下水化学和同位素特征，认为蒸腾是导致地下水咸化的主因。Cary等[4]在巴西沿海城市Recife地区研究得出浅层地下水咸化源于古海水混合和蒸发浓缩。Sun等[5]对敦煌盆地地下水的研究表明，溶滤、蒸发和蒸腾主导了地下水咸化过程。徐彦泽等[6]以沧州市浅层地下水为例，揭示了地下水盐分来源和影响咸化的地质环境因素。研究表明，地下水咸化是一个受多因素影响的复杂过程，其主要作用包括蒸发、蒸腾、溶滤、污水回灌、咸水入侵和含水层越流等。很多地区地下水咸化一般是上述几个因素共同作用的结果，准确区分地下水咸化的物质来源及主要作用过程仍然是一个较复杂的难题[7]。

海原盆地位于西北内陆，地下水是当地唯一的饮用水源，苦咸水分布，其咸化特征在干旱区具有一定的典型性。近年来，由于长期开采地下水，水位不断下降，部分地区地下水有咸化趋势，引起了有关部门的重视。为研究新阶段地下咸淡水的分布特征及咸化成因，2016—2018年基本查明了海原盆地边界条件、含水层岩性、结构以及地下水水质特征。本文用水化学和氢氧稳定同位素特征，揭示地下水的补给来源和不同水文地质单元的咸化作用，并探讨了溶滤和蒸发对地下水盐分的贡献比率。在此基础上，提出了地下水合理利用和保护建议。

1 研究区概况

海原盆地位于宁夏回族自治区西部，为宁南旋卷构造控制下的走滑拉分盆地[8]，其西南和北部边界分别为西华山—南华山东北麓断裂和鸭儿涧-郑旗断裂。盆地西南部为西华山、南华山基岩山地，其余部位均与相对隆升的黄土丘陵相接。多年平均降雨量397 mm，年均蒸发量1 973 mm，地表水不发育，水资源较为贫乏。

第四系含水层以更新统冲洪积砂砾石、细砂为主要含水介质，中间包含多层粉黏透镜体。含水层厚度200～500 m，总体规律为在山前地带厚度较大，至盆地中部因古近系、新近系隆起厚度变小。地下水埋深由山前的大于200 m降至盆地北部的小于50 m，因近年来过度开采，地下水类型已由潜水-承压水变为单一潜水。地下水流向总体为南西至北东，在山前接受大气降雨入渗补给，由山前至远离山前方向径流，在系统北东边界处遇断裂阻水以泉的形式排泄。

根据地下水所处地貌部位、包气带岩性、循环条件及流场特征，将盆地分为三个水文地质单元(图1)：(1)地下水补给区，位于西华山和南华山洪积扇部位，包气带颗粒较粗，利于接受大气降雨补给；(2)地下水径流区，位于洪积扇前缘，地势较为平坦，地下水径流通畅；(3)地下水滞留-排泄区，位于盆地北部，受构造运动影响第四系基底相对抬升，水力梯度变小，为地下水滞留区和排泄区。

图1 取样点分布示意图Fig.1 Locations of the water samples

2 研究方法

2016年10月枯水期采集水样69组，包括基岩山区泉水7组、排泄区泉水4组和地下水58组，用于水化学常量组分和氢氧稳定同位素测试。采样时现场测试pH等参数，样品经0.45 μm滤膜过滤后置于聚乙烯瓶中。阳离子样品用HNO3酸化至pH值小于2后保存，阴离子样品原样低温保存，氢氧同位素采集于50 mL聚乙烯瓶内密封保存。

3 结果和分析

3.1 地下水咸化特征

溶解性总固体(TDS)是地下水中各离子质量浓度的总体反映[9]，用来指示地下水咸化特征。研究区地下水TDS值198.2～6 436.4 mg/L，69.6%的样品大于1 000 mg/L，具有干旱内陆盆地地下水水质特征。不同水文地质单元地下水TDS分布呈现出差异性(表1)，基岩区泉水TDS值198.2～506.3 mg/L，均值310.2 mg/L，均为淡水。补给区地下水TDS值381.7～598.1 mg/L，均值482.1 mg/L。径流区地下水TDS值580.2～3 360.5 mg/L，均值1 852.7 mg/L。滞留-排泄区地下水TDS值865.5～6 436.4 mg/L，均值2 587.4 mg/L。沿着地下水流向，地下水TDS呈增加趋势，咸化明显。根据农村饮用水标准，适宜饮用(TDS低于1 500 mg/L)的地下水主要分布在基岩区、补给区和海原县城以北的径流区。目前基岩泉水利用较少，可在适宜地区建成分散式供水水源。

图2 研究区水文地质剖面图Fig.2 Hydrogeological profile of the study area

表1 地下水主要化学组分和氢氧稳定同位素统计Table 1 Average hydrochemistry composstions and hydrogen and oxygen isotopes of the water samples

图3 地下水样品Piper三线图Fig.3 Piper diagrams of the groundwater samples

3.2 氢氧同位素特征

根据测试结果(表1)，基岩区泉水δD值和δ18O 值分别为-78.91‰～-68.97‰、-11.26‰～-10.23‰，地下水δD值和为δ18O 值分别为-90.25‰～-67.32‰、-12.95‰～-9.10‰。可以看出，地下水氢氧同位素组分变异较大，这可能是由于地下水样品取自不同水文地质单元，具有各自的补给和循环过程。由于缺少降雨同位素数据，地区大气降雨线采用位于研究区以北300 km的银川降雨线，δD=7.28δ18O+5.76[10]，从δD—δ18O关系图(图4)可以看出，所有样品均分布在全球降雨线两侧、地区降雨线之下。基岩区泉水、补给区和径流区地下水基本沿地区降雨线分布，表明受蒸发影响较小。滞留-排泄区部分地下水样品偏离地区降雨线，重同位素显著富集，表明该区地下水经历了蒸发作用。

图4 地下水氢氧同位素图Fig.4 Plots of δD- δ18O of the water samples

4 讨论

4.1 地下水补给来源

揭示地下水补给来源是查明其咸化机制的基础，为此根据氢氧稳定同位素特征的指示作用分析研究区地下水可能的补给来源。图4显示，大部分地下水样品沿着地区降雨线分布，表明以大气降雨为主要补给来源。进一步，利用中国大气降雨同位素的高程效应估算地下水补给高程[11]：δD=-0.02h-27，δ18O=-0.003h-4.3(h为高程)。考虑到含水层和地下水可能存在18O交换，用其估算高程存在误差，而含水层中氢元素一般含量较低[12]，因此利用δD估算，得出补给区高程2 016～3 162 m，平均2 490 m。结合研究区地形特征可知，地下水补给区主要位于西华山、南华山基岩山区和山前冲洪积扇。基岩山区泉水来自前寒武变质岩裂隙含水层，基岩地下水具有就近补给、就近排泄的浅循环特征，泉水同位素特征在一定程度上反映了地区降雨同位素特征。从图4可以看出，大部分补给区样品和泉水分布具有一致性，与两区地下水化学特征也具有相似性，因此认为盆地地下水除受大气降雨补给外，还接受基岩地下水侧向补给，即基岩裂隙水通过浅部导水的西华山-南华山东北麓断裂补给盆地地下水。另外发现，部分地下水样品分布在地区降雨线左下侧，δ18O值和δD值显示出贫化特征，这些样品均取自深井，这表明深层地下水可能并非来自现代降雨补给[13]。通过分析可知，海原盆地第四系地下水补给来源主要为大气降雨和基岩地下水侧向径流。

4.2 溶滤作用

图6 Na+与Cl-(a)、非岩盐来源阳离子与关系Fig.6 Plots of Na+ vs.Cl- and non-halite sources cations vs.

图7 TDS与方解石饱和指数(a)、白云石饱和指数(b)、岩盐饱和指数与Cl-(c)、石膏饱和指数与关系Fig.7 Plots of SI of calcite vs.TDS,SI of dolomite vs.TDS,SI of halite vs.Cl-and SI of gypsum vs.

4.3 蒸发作用

在干旱半干旱地区，蒸发浓缩对地下水咸化有重要影响[18]。由于蒸发会导致地下水中重同位素的富集，在δD-δ18O关系图中会偏离大气降雨线[19]，偏离程度越高，蒸发作用越强。图4显示，海原盆地滞留-排泄区部分样品偏离地区大气降雨线，显示出蒸发特征。为定量分析蒸发对地下水TDS的贡献，根据地区大气降雨线方程δD=7.28δ18O+5.76，引入了区域氘盈余dL表征样品偏离地区降雨线的程度：

dL=δD-7.28δ18O

(1)

根据计算结果，基岩区泉水dL值3.1～5.5，接近大气降雨氘盈余5.76，蒸发微弱。海原盆地地下水dL值-6.1～5.2，空间变化较大，滞留排泄区部分样品dL值小于0，显示经历了较强的蒸发作用。地下水TDS—dL关系图(图8)显示，随着dL的降低，TDS呈增加趋势。地下水咸化主要受溶滤和蒸发两种因素控制，溶滤作用导致地下水TDS增加，但dL值不变，蒸发作用导致地下水TDS增加，dL值降低。

图8 TDS-dL关系图Fig.8 Plot of TDS vs.dL

根据前人研究成果[20]，蒸发程度和dL存在定量关系：

(2)

式中：f——蒸发度(剩余水和初始水体积比)；

dL0——区域氘盈余初始值，研究区取5.76；

α1、α2——开放系统非平衡分馏条件下气态相对液态的D、18O分馏系数；

k——地区大气降水线斜率，取7.28；

地下水在补给区接受基岩裂隙水侧向径流补给和大气降雨入渗补给，在径流过程中发生溶滤作用，TDS不断增加，由于补给区和径流区地下水埋深较大，蒸发作用较弱。至滞留-排泄区，随着地下水埋深降低，蒸发作用增强，此时地下水TDS受溶滤作用和蒸发浓缩共同影响。假设补给区地下水TDS为S0，至排泄区增至S1，发生蒸发后变为S：

S=S1/f

(3)

据此得出蒸发作用对地下水TDS的贡献为S(1-f)，贡献比率为1-f，补给源水对地下水TDS的贡献比率为S0/S，则剩余溶滤作用对地下水TDS贡献比率为f-S0/S。由此，根据地下水dL值可定量计算蒸发和溶滤作用对地下水咸化的贡献比率。

式(2)中的参数α1、α2和温度、相对湿度有关[21]，取研究区多年平均相对湿度50%，地下水平均温度12℃，求得α1=0.908,α2=0.983。补给源水包括基岩裂隙水侧向径流和大气降雨，考虑到研究区降雨量较小且大气降水TDS较低，本次研究中S0取基岩区泉水TDS平均值310.2 mg/L。根据式(2)计算蒸发度f以及补给水、蒸发和溶滤对地下水TDS的贡献。结果表明(图9)，补给水贡献比率4.8%～81.2%，蒸发作用贡献比率1.7%～29.5%，溶滤作用贡献比率11.9% ～85.9%。从补给区、径流区到滞留-排泄区，补给水贡献比率降低，溶滤作用和蒸发贡献比率逐渐增高。在补给区，地下水TDS较低，基岩裂隙水侧向径流对地下水咸化的贡献比率大于50%，溶滤和蒸发作用贡献较小。在径流区和滞留-排泄区，溶滤作用贡献比率多大于50%，大部分地下水样品蒸发作用贡献小于10%，仅有滞留-排泄区的7组地下水样品蒸发作用贡献大于15%，这表明，尽管受到蒸发影响，但溶滤作用是控制海原盆地地下水咸化的首要因素。近年来，西安镇和海原县城附近出现地下水TDS增高现象，可能是由于该地区为地下水强开采区，造成了地下水流场改变，增强了对可溶盐的溶滤作用所致。

图9 补给水(a)、溶滤作用(b)和蒸发作用(c)对地下水咸化贡献比率Fig.9 Plots of contributions of dissolution and evaporationto TDS

5 结论

(1)研究区地下水TDS值198.2～6 436.4 mg/L，沿着地下水流向咸化程度增加。水化学特征具分带规律，基岩区泉水化学类型为HCO3—Ca·Mg型，补给区为HCO3·SO4—Ca·Mg型。径流区和滞留-排泄区多为SO4·Cl—Na·Mg型。

(2)第四系地下水补给来源主要为大气降雨和基岩地下水侧向径流，深层地下水可能并非来自现代降雨补给。

(3)不同水文地质单元溶滤作用具差异性，基岩区和补给区以碳酸盐、硅酸盐风化为主，径流区和滞留-排泄区主要为蒸发岩风化。补给水、溶滤和蒸发作用对第四系地下水TDS的贡献比率分别为4.8%～81.2%、11.9% ～85.9%、1.7%～29.5%，溶滤作用是控制海原盆地地下水咸化的首要因素。

当地相关部门应优化地下水开发格局，加大对南华山基岩泉水的开发利用，作为饮用水的重要补充；在地下水集中开采区控制开采量，防止因局部流场改变造成地下水咸化；在微咸水分布区引进地下水去除硫酸盐技术，提高微咸水利用程度。