塔里木盆地绿洲带地下水咸化机制
2023-10-26曾妍妍周金龙孙英马常莲
鲁 涵,曾妍妍,周金龙,孙英,马常莲
塔里木盆地绿洲带地下水咸化机制
鲁 涵,曾妍妍*,周金龙,孙英,马常莲
(新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆水文水资源工程技术研究中心,新疆水利工程安全与水灾害防治重点实验室,新疆 乌鲁木齐 830052)
采用Durov图、PMF模型、Gibbs图、离子比值法和饱和指数法对2016～2018年采集的1326组地下水样品进行分析,揭示研究区地下水中盐分的来源及高盐地下水形成的驱动因素.结果表明:在研究区绿洲带微咸水和咸水占比分别为37.2%和19.1%,水化学类型主要为SO4·Cl型;在微咸水、咸水、盐水和卤水中岩盐、石膏等蒸发盐岩的持续溶解是导致高盐地下水形成的主要驱动因素,Cl-、SO42-、Na+与TDS(<0.001)及岩盐、石膏的SI值与TDS(<0.001)之间均呈现出极显著的正相关性,也证实了这一点;冲积平原区较差的地下水动力条件、细粒岩性和弱碱性的水化学环境为地下水中盐分的富集创造了有利条件,蒸发浓缩作用和阳离子交换作用是形成高盐地下水的次要因素;由于人类活动的影响,导致承压水区高TDS潜水沿井壁入渗补给承压水含水层,也是加剧深层地下水咸化的潜在因素.
地下水；水化学特征；盐分来源；咸化机制；塔里木盆地绿洲带
由于用水需求、人类活动及气候变化,半干旱和干旱地区常出现地下水资源质量和数量上的恶化,其中地下水盐化是导致地下水质量下降的最重要原因之一,也是一个新型的全球性问题[1-3].当人体摄入过多的盐分将遭受各种健康问题,如高血压、腹泻、皮肤病和肝功能损伤等,对人类健康造成潜在危害[4].因此,有必要关注地下水咸化问题,特别是在干旱和半干旱环境中.如在加纳典型的半干旱普鲁盆地、突尼斯东南部干旱地区和内蒙古自治区干旱、半干旱地区等,在识别地下水中盐分的来源和地下水咸化形成的过程中,发现强烈的蒸发浓缩作用和以岩盐等为主的蒸发盐岩溶解是造成地下水咸化的主要机制[2,5-6].高盐地下水形成的主要因素往往包括离子交换过程[7]、矿物的溶解[8]、邻近含水层的盐水越流补给[9]、灌溉水的回流[10]、蒸发[11]、人为输入[12]或是这些来源的大部分组合等[13].
新疆塔里木盆地作为中国西北典型的内陆干旱盆地,盆地内地下水质量总体较差[14].地下水是支撑研究区农业灌溉、生活用水和工业生产需求的主要水源,随着社会经济迅速发展,随之而来的水资源利用与水环境保护的问题也更加突出,快速的发展节奏,使本已十分脆弱的生态环境承受了极高的压力负荷,导致局部地区土壤盐渍化和地下水咸化等问题十分突出[15],严重威胁当地用水安全.通过对塔里木盆地南缘浅层地下水的水质与健康风险进行评价,表明地下水水化学组分主要受岩石风化、蒸发浓缩和工农业活动的影响,该地区地下水水质较差,致癌风险和非致癌风险都很高,超过了可接受的健康风险水平,不宜饮用[14].
目前对整个塔里木盆地的地质、地下水赋存环境和水文地质特征已基本查清,但缺乏在自然因素和人为因素影响下地下水中盐分来源的认识,同时,对于地下水咸化的地质成因过程也缺乏细致的研究.本文结合研究区地质条件、水文地质条件和地下水水化学环境,采用Durov图对研究区高盐地下水水化学类型进行分析,采用PMF模型对研究区地下水中的盐分来源进行了解析,采用Gibbs图解法、离子比值分析法、饱和指数法揭示了研究区地下水中盐分的来源及高盐地下水(TDS>1000mg/L)形成的驱动因素.研究成果对地下水环境改善及生态系统健康具有重要现实意义,同时,对于地质、气候等条件相似地区地下水咸化机制研究具有借鉴和指导意义.
1 材料与方法
1.1 研究区概况
塔里木盆地位于亚欧大陆的中心,是中国最大的内陆盆地,该盆地位于新疆南部的天山、昆仑山和阿尔金山之间[16].塔里木盆地行政区划包括巴音郭楞蒙古自治州(简称“巴州”)、喀什地区、阿克苏地区、和田地区和克孜勒苏柯尔克孜自治州(简称“克州”)等5个地州(图1).盆地地势西高东低,微向北倾,盆地地貌呈环状分布,边缘是与山地连接的砾石戈壁,中心是辽阔的塔克拉玛干沙漠,盆地东西长约1400.00km,南北宽约520.00km,总面积为56.00×104km2[15].塔里木盆地的气候属于典型的温带大陆性气候,其特点是常年干旱少雨,夏季炎热,冬季寒冷,最高温度42.2℃,最低温度-30.9℃,年平均气温为10.5～12.2℃,年降水量北部为50～70mm,南部为15～30mm,中部沙漠地区和东南部若羌、且末地区只有10mm,而蒸发量高达2200mm[15].
第四系松散沉积物在研究区内广泛分布,是地下水赋存的良好介质,第四系沉积物的粒度从山前到冲洪积平原前缘逐渐变细.冲洪积平原上层为卵砾石和砂砾石;中间为砂砾石和粗砂;底部为细粒砂、淤泥、砂质壤土和壤土[15].研究区内赋存较为丰富的地下水资源,单一结构潜水区主要分布在盆地的北部、南部以及西部边缘冲洪积斜坡平原;其余为承压水区,上部为潜水含水层,下部埋藏一层或多层承压含水层.依据地下水的埋藏条件,将研究区的地下水划分为单一结构潜水、承压水区潜水、浅层承压水、深层承压水.
研究区山前冲洪积平原地下水主要接受河道渗漏、河床潜流以及山区基岩裂隙水的侧向径流等补给;细土平原地下水埋深较浅,同时接受灌区渠系水渗漏、田间水入渗和水库水渗漏等补给.地下水径流方向与河流流向基本一致,径流条件由山前向平原逐渐减弱,含水层渗透性逐渐减弱,水力坡度逐渐变小.冲洪积扇前缘是潜水蒸发排泄区,地下水的排泄方式主要有潜水蒸发、渠沟排泄和人工开采等[14].
1.2 样品采集与分析
2016～2018年在塔里木盆地绿洲带共采集1326组地下水水样(单一结构潜水、承压水区潜水、浅层承压水和深层承压水水样分别为580、136、414和196组,图1),样品的采集、保存和检测严格按照《地下水环境监测技术规范(HJ/T164-2004)》[17]进行.取样前,聚乙烯瓶用所取水样润洗3～5次,水样过滤采用0.45μm的醋酸纤维滤膜,加硝酸酸化至pH值<2的水样用于阳离子分析,贴好标签,用封口膜密封,4℃冷藏保存并送检.在野外取样的同时,采集现场空白样、空白加标样和平行样来进行采样可靠性评估.
pH值、水温、溶解氧(DO)、氧化还原电位(Eh)和电导率(EC)等现场测试指标由哈纳(HANNA) HI98121笔式测定仪测定.其他水化学指标的测试由中国地质科学院水文地质环境地质研究所矿泉水检测中心完成.采用火焰原子吸收分光光度法测定K+和Na+,乙二胺四乙酸二钠滴定法测定Ca2+、Mg2+和总硬度(TH),硝酸银容量法测定Cl-,硫酸钡比浊法测定SO42-,酸碱滴定法测定HCO3-,检测限均为0.05mg/L;使用电子天平MP8-1测定溶解性总固体(TDS),检出限为0.1mg/L.利用阴阳离子平衡法对数据进行可靠性检验,经检验1326组地下水水样的阴阳离子平衡误差在±5%之间,表明所有水样数据均可靠.
1.3 数据处理与分析
1.3.1 PMF模型 PMF受体模型是一种多变量因子分析工具,它从观察数据的内在联系出发,将多变量因子样本分解为两个矩阵,即因子贡献()和因子分布().PMF模型根据样本残差e和不确定度u获得最小化目标函数,从而确定合适的和,计算公式如下:
式中:X为第个样品中第个指标的含量;g是因子对第个样本的相对贡献;f是因子中指标的含量.
在样品测定结果中,由于实验室未报告化学指数的不确定性,使用Ito等人提出的方法估算不确定性[18]:
=0.05´X+MDL(3)
式中:MDL是指标的方法检测限,如果样品指标含量低于MDL,则含量替换为1/2MDL[19].本研究为地下水额外选择了10%的建模不确定性,以获得物理解释和统计考虑方面的最佳解决方案[20].
1.3.2 矿物饱和指数依据研究区地层岩性条件,通过计算研究区主要存在的方解石、白云石等碳酸盐岩矿物和石膏、岩盐等蒸发盐岩矿物的矿物饱和指数(SI),来进一步分析矿物的溶解沉淀作用对研究区高盐地下水的影响,计算公式如下:
式中:IAP是指离子活度积;sp代表矿物的平衡常数;SI值反映了地下水中矿物的平衡状态(SI>0,过饱和状态;SI=0,平衡状态;SI<0,欠饱和状态).应用水文地球化学模拟软件PHREEQC计算SI值.
2 结果与分析
2.1 地下水化学特征
单一结构潜水和承压水区地下水(承压水区潜水、浅层承压水和深层承压水)pH值分别介于6.39～ 10.50和6.30～9.05,平均值分别为7.89和7.71,总体呈弱碱性;承压水区地下水中的K++Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和HCO3-等主要水化学组分含量及TDS明显高于单一结构潜水(表1).单一结构潜水和承压水区地下水的TDS分别介于192.2～ 107112.3mg/L和186.0～358694.0mg/L,其中淡水(TDS£1000mg/L)、微咸水(1000mg/L
表1 地下水化学指标特征值
注:标准值为《地下水质量标准(GB/T 14848-2017)》中Ⅲ类水限值[17],“-”表示指标未有对应标准值,pH值为无量纲,其余指标单位为mg/L.
2.2 地下水水化学类型
图2 地下水Durov图
Durov图能够体现出地下水的化学组成特征,还能进一步揭示影响地下水形成的水文化学过程[22-23].从地下水Durov图可以看出(图2),简单溶解和阳离子交换是影响研究区地下水形成的两个主要水化学过程;在单一结构潜水和承压水区地下水中,地下水水化学类型均主要为SO4·Cl-Na·Ca、SO4·Cl-Na·Mg和SO4·Cl-Na型,咸水、盐水、卤水的水化学类型主要为Cl型和Na型,初步表明地下水咸化主要受蒸发盐岩风化作用的影响.
3 讨论
3.1 地质条件
研究区第四纪成因类型主要为风积物、冲积物,厚度较大的第四系松散堆积物为地下水储存提供了有利的含水层.第四纪沉积物的粒度从山前到冲积平原变得更细,冲积平原第四纪沉积物的岩性为细砂、粉砂、砂壤土和亚黏土[15].在单一结构潜水中,高盐地下水水样点主要分布在风积物、冲积物,冲洪积物、冰水-洪积物也有少量的分布;在承压水区地下水中,高盐地下水水样点主要分布在风积物、冲积物、冲积-湖积物,洪积-湖积物、冲洪积物、湖积物也有少量的分布(图3a).因此,风积物、冲积物和冲积-湖积物对地下水盐分的富集影响较大.
地质构造形态决定了地下水的补、径、排特征,塔里木盆地是一个封闭的干旱内陆盆地,四周都是山,河流形成的各种大小的冲积扇相互重叠,形成山前斜坡平原.流域内地下水的补给、径流和排泄处于一个独立的系统,周边的山区是水资源的源区,而山前冲洪积平原是地下水的补给-径流区,盆地中部的塔克拉玛干沙漠是地下水排泄区[15]. γCa2+/ γCl-是表征地下水动力特点的重要参数[24],在克州(图3b)、喀什地区(图3c)、巴州(图3d)、和田地区(图3e)和阿克苏地区(图3f)均呈现出TDS随γCa2+/γCl-增大而减小的规律,尤其在喀什地区和巴州显著的负相关性更为明显,较差的地下水径流条件往往对应着高TDS的咸水、盐水,甚至是卤水,这表明地下水径流条件较差,越有利于盐分的富集.其中喀什地区高盐地下水占比最高,为66.5%,这主要是由于喀什地区西高东低,在地形条件的影响下,地下水由北、西、南三面流向,在冲积平原区地下水力梯度较小(为0.25%)[25],地下水径流迟缓,利于地下水中盐分的富集.
从山前倾斜平原到冲积平原含水层岩性逐渐由砂砾石→砂、粗砂→细粒沙、粉砂、沙质壤土逐渐进行过渡[15].由此可见相对较差的地下水动力条件、细粒岩性和平缓的地势有利于地下水中盐分的富集,也是导致地下水咸化的主要因素之一.
3.2 地下水盐分来源解析
为了有效识别自然因素和人为因素对研究区地下水水化学组分的影响,使用 EPA PMF 5.0软件对pH值、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-、NO3-和TDS等10项指标的潜在来源进行分配和量化(图4a-b和图5a-b),并结合Pearson相关性分析提高对地下水水化学组分来源的识别精度(图4c和图5c)[26].所有指标的S/N都远高于1,且所有水样的绝大部分残差在-3～3之间,表明模型结果具有一定可信度[20].
F1因子分别解释了单一结构潜水和承压水区地下水中47.8%和50.3%的水化学组分来源,而影响单一结构潜水和承压水区地下水的F1因子主要荷载为K+、Na+、Mg2+、Cl-、SO42-、TDS,贡献率分别为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%(图4a-b和图5a-b).从相关性热图(图4c和图5c)可以看出,在F1因子中K+、Na+、Mg2+、Cl-、SO42-与TDS均呈现出极显著的正相关性,表明高TDS的咸水、盐水、卤水的形成与K+、Na+、Mg2+、Cl-和SO42-有直接的关系.研究区第四纪松散岩类沉积物为地下水水化学组分的溶滤、富集创造了有利条件,从山前倾斜平原到冲积平原地下水径流条件逐渐变差,地下水滞留时间变长,强烈的水-岩相互作用引起研究区岩盐(NaCl)和石膏(CaSO4·2H2O)等蒸发盐岩矿物、白云石(CaMg(CO3)2)等碳酸盐岩矿物和钾长石(KAlSi3O8)等硅酸盐岩矿物的溶解富集.并且在不同含水层中均呈现出Na+含量远高于Ca2+、Mg2+,Cl-、SO42-含量远高于HCO3-的特点(表1),Cl-与Na+也呈现出极显著的正相关性(图4c和图5c),由此可见蒸发盐岩矿物的溶解对地下水中盐分富集的贡献.此外,研究区属于典型温带大陆性气候,强烈的蒸发浓缩作用也是导致浅层地下水中盐分不断积累的因素之一.因此,将F1因子归结为主要与水-岩相互作用有关的自然影响源.
图4 单一结构潜水水化学组分来源解析
图5 承压水区地下水水化学组分来源解析
F2因子分别解释了单一结构潜水和承压水区地下水中32.8%和35.6%的水化学组分来源,而影响单一结构潜水和承压水区地下水的F2因子主要荷载为pH值、Ca2+、HCO3-,贡献率分别为82.8%、56.7%、89.4%和83.4%、88.3%、84.7%(图4a-b和图5a-b).研究区单一结构潜水和承压水区地下水pH值分别介于6.39～10.50和6.30～9.05,弱碱性的地下水环境有利于阳离子交换作用,Ca2+的吸附亲合力高于Na+,使得地下水中Ca2+置换出了岩石表面吸附的Na+,导致地下水中Na+升高,使地下水趋于咸化[27].Ca2+、HCO3-主要来源于方解石(CaCO3)等碳酸盐岩矿物的溶解,但在单一结构潜水中Ca2+与HCO3-之间基本不存在相关性(图4c),在承压水区地下水中Ca2+与HCO3-之间相关性也较弱(图5c),表明Ca2+与HCO3-的来源存在差异,在研究区不同含水层中Ca2+可能更多来源于石膏(CaSO4·2H2O)的溶解,在弱碱性的环境下,更有利发生阳离子交换作用,使得地下水中Ca2+含量贫化,SO42-富集.因此,将F2因子归结为水环境影响源.
F3因子分别解释了单一结构潜水和承压水区地下水19.4%和14.1%的地下水水化学组分来源,影响单一结构地下水和承压水区地下水的F3因子主要荷载为NO3-,贡献率分别为98.3%和93.4%(图4a-b和图5a-b),NO3-可反映人类活动对地下水的影响,表明研究区地下水水化学组分受到了人类活动的影响.研究区农户为了提高作物产量,使用各种肥料增加土壤养分,并使用深层地下水进行灌溉,导致土壤颗粒表面会吸附大量的水溶性盐分,在入渗-淋溶-蒸发浓缩的作用下,大量的水溶性盐分进入到地下水中,加剧了研究区地下水咸化,此外,农户长期使用一些未经处理的劣质井和报废井,使隔水层遭到破坏,研究区存在浅层地下水沿井壁入渗补给深层地下水[28-29].因此,将F3因子归结为人类活动影响源.
3.3 蒸发浓缩作用
利用Gibbs图分析研究区地下水化学组分形成的主要机制.从地下水Gibbs图可以看出(图6a-b),地下水采集点主要分布在岩石风化控制区和蒸发浓缩控制区,表明岩石风化作用为研究区不同含水层地下水水化学组分提供来源,而蒸发浓缩作用则是研究区地下水水化学组分浓缩富集的重要过程[30],蒸发浓缩作用可导致地下水中各主要离子含量升高以及pH值和TDS明显升高,引起方解石和白云石饱和沉淀,地下水中Ca2+含量也随之降低[31].大部分咸水、盐水和卤水的采样点分布在蒸发浓缩控制区,这是由于研究区地属典型的温带大陆性气候,在强烈的蒸发浓缩作用下,浅层地下水沿着包气带土壤毛细管不断上升蒸发,水走盐留,在入渗-淋溶-蒸发浓缩反复的作用下,土壤中可溶性的盐分被带入地下水中,导致了研究区地下水咸化.此外,在承压含水层中,一些高TDS采样点出现在蒸发浓缩控制区,这主要是由于部分区域高度密集和持续的地下水开采,使隔水层遭到破坏,并且在部分区域存在地下水位降落漏斗,导致高TDS的潜水沿井壁入渗补给承压含水层所致[32-35],这也验证了3.2小节F3人类活动影响源对研究区高盐地下水形成的影响.
图6 地下水Gibbs图
3.4 溶滤作用
3.4.1 离子比值法 在研究区地下水化学组分中Na+、Cl-、SO42-含量占据绝对优势(表1),为了确定地下水中盐分的来源,采用γCl-与γNa+/γCl-和γCa2+与γSO42-的比值关系来进一步识别.大部分淡水和微咸水的水样点γNa+/γCl-远大于1(图7a),表明在淡水、微咸水水样中高含量的Na+除受岩盐溶解的影响外,还受到硅酸盐岩的溶解或阳离子交换作用对更高含量Na+的贡献;当Cl-浓度增加时,咸水、盐水和卤水的水样点主要分布在γNa+/γCl-=1附近,表明高盐地下水中的盐分主要来源于岩盐的溶解[36];少部分微咸水、咸水和盐水水样点γNa+/γCl-<1,Cl-在地下水中较为稳定,其浓度一般只在Cl-浓度不同的水体发生混合的情况下才会改变,而在研究区只有岩盐矿物含有Cl-,因此,高含量Cl-是由于农户长期使用一些未经处理的劣质井和报废井,使隔水层遭到破坏,高TDS的潜水沿井壁入渗补给深层地下水,从而导致Cl-富集[34-35],这也验证了3.2小节F3人类活动影响源对研究区高盐地下水形成的影响.此外,在研究区不同含水层中K+含量仅为Na+含量的十分之一左右,进一步表明硅酸盐岩的溶解以钠长石(NaAlSi3O8)为主.微咸水的水样点主要分布在1:1等值线附近,而咸水、盐水和卤水水样点的分布偏离1:1等值线(图7b),SO42-含量远高于Ca2+含量,这主要是由于在高盐地下水中发生了方解石等碳酸盐岩的沉淀和阳离子交换作用,导致Ca2+含量减小,SO42-含量增加[37],这也进一步证实3.2小节F2水环境影响源的分析.
图7 γCl-与γNa+/γCl-、γCa2+与γSO42-离子比值关系
图8 γ(SO42-+HCO3-)与γ(Ca2++Mg2+)、γHCO3-与γ(Ca2++Mg2+)离子比值关系
考虑到研究区含水层中普遍分布方解石、白云石、石膏等矿物[15],从γ(HCO3-+SO42-)与γ(Ca2++ Mg2+)离子比值可以看出(图8a),微咸水、咸水、盐水和卤水水样点基本上均分布在1:1等值线附近,表明在微咸水、咸水、盐水和卤水中Ca2+、Mg2+主要来源于方解石、白云石等碳酸盐岩和石膏等蒸发盐岩的溶解,在不同含水层中Ca2+和Mg2+平均含量较为接近(表1),这也进一步说明碳酸盐岩的溶解以白云石为主[38];少部分咸水、盐水和卤水的水样点偏向于钠长石(NaAlSi3O8)等硅酸盐岩的风化溶解,钠长石的风化将会引起Na+和HCO3-含量的升高,导致γNa+/γ(Na++Ca2+)的比值增大,γCl-/γ(Cl-+HCO3-)的比值变小,这也是造成部分采样点分布在Gibbs图控制区外的主要因素之一(图6)[39].从γHCO3-与γ(Ca2++Mg2+)离子比值可以看出(图8b),微咸水、咸水、盐水和卤水水样点均分布在1:1等值线之上,这也进一步证实了碳酸盐岩、蒸发盐岩的溶解对高盐地下水中高Ca2+含量、高Mg2+含量的贡献.此外,微咸水、咸水、盐水和卤水水样点的分布更偏离1:1等值线,γHCO3-的含量远小于γ(Ca2++Mg2+)的含量,这意味着在微咸水、咸水、盐水和卤水中HCO3-主要来源于碳酸盐岩的溶解[40].
3.4.2 饱和指数法 为进一步了解研究区地下水中主要矿物的溶解情况,利用矿物的饱和指数分析地下水中各矿物的沉淀、平衡和溶解状态.在理论上,SI值为零,矿物处于平衡状态;SI值为负值,表示矿物处于溶解状态,SI值为正值,表示矿物处于沉淀状态[27].研究区不同含水层中矿物的饱和指数如表2所示.
在研究区内岩盐、石膏等蒸发盐岩矿物SI值基本上都为负(表2),表明这些矿物处于溶解状态.SI岩盐、SI石膏均随着TDS的增大而增加(图9a-b),尤其是SI岩盐与TDS呈现出显著的相关关系,这意味着岩盐可能发生大量的溶解,形成较高盐分的高盐地下水,也再次证明在研究区内以岩盐、石膏为主的蒸发岩矿物溶解是造成高盐地下水形成的主要原因.SI方解石、SI白云石与TDS并没有呈现出显著的相关性(图9(c)～图9(d),大多数采样点处于过饱和状态,这也可以解释SO42-含量相对于Ca2+含量过剩(图7b),但考虑到方解石、白云石等碳酸盐岩在区内含水层普遍分布[15],碳酸盐岩的溶解很可能在地下水水化学演化的初始阶段就已经完成[37].因此,碳酸盐岩溶解仍然是研究区高盐地下水中Ca2+、Mg2+、HCO3-的主要来源,与前文所述一致.
表2 不同含水层中矿物的饱和指数
3.5 阳离子交换作用
由前文分析可知,阳离子交换作用也是高盐地下水形成的重要过程,因此,采用γ(Ca2++Mg2+− SO42-−HCO3-)与γ(Na++K+−Cl-)之间的线性关系和氯碱指数(CAI-1和CAI-2,单位:meq/L,式(5)～(6)来进一步探讨阳离子交替吸附的方向和强度[6].
在单一结构潜水、承压水区潜水、浅层承压水和深层承压水中γ(Ca2++Mg2+−SO42-−HCO3-)与γ(Na++K+−Cl-)均呈现出显著负相关关系(图10a),2分别为0.911、0.997、0.981和0.916,表明阳离子交换作用也是影响高盐地下水形成的重要因素之一[41].由氯碱指数分析可知(图10b),大部分咸水、盐水水样点呈现出负值较高的CAI-1值和CAI-2值,这也进一步证实了高水平的阳离子交换作用会促进地下水中盐分的富集.这主要是由于从山前淋溶迁移带到地下水径流缓慢的平原区,含水介质的颗粒变细,比表面积增大,交替吸附能力逐渐增强,滞留时间增长,使得地下水向贫钙富钠的类型转换,同时,研究区地下水环境整体处于弱碱性,有利于沉积物富含的吸附性Na+易发生阳离子交替吸附作用,导致地下水中盐分不断富集,这也验证了3.2小节F2水环境影响源对研究区高盐地下水形成的影响.因此,阳离子交换作用引起的地下水中Ca2+含量减小,Na+含量增加,在微咸水、咸水、盐水和卤水中Na+含量占据绝对优势也证实了这一结论.
图10 γ(SO42-+HCO3-−Ca2+−Mg2+)与γ(Cl-−Na+−K+)、CAI-2与CAI-1比值关系
4 结论
4.1 研究区高盐地下水中Cl-、SO42-和Na+主要来源于岩盐、石膏等蒸发盐岩的溶解,Ca2+和Mg2+主要来源于白云石等碳酸盐岩和石膏等蒸发盐岩的溶解.高盐地下水水化学类型主要为SO4·Cl型.
4.2 从山前倾斜平原到冲积平原地下水动力条件逐渐变差、细粒岩性和弱碱性的水化学环境均为研究区高盐地下水的形成创造了有利条件.
4.3 以岩盐、石膏等为主的蒸发盐岩溶解是研究区形成高盐地下水的直接原因,强烈的蒸发浓缩作用和阳离子交换作用是研究区形成高盐地下水的次要原因.此外,研究区存在高TDS的潜水沿井壁入渗补给承压含水层,也是加剧深层地下水咸化的潜在因素.
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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
新疆维吾尔自治区自然科学基金资助项目(2022D01A190);新疆水利工程安全与水灾害防治自治区重点实验室2021年开放课题项目(ZDSYS-JS-2021-10);国家自然科学基金资助项目(42067035)
* 责任作者, 副教授, 644257818@qq.com
鲁 涵(1996-),男,新疆阜康人,新疆农业大学硕士研究生,主要从事水文地球化学及地下水保护方面研究.发表论文3篇. 1625547591@qq.com.
鲁 涵,曾妍妍,周金龙,等.塔里木盆地绿洲带地下水咸化机制 [J]. 中国环境科学, 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.
