劉偉坡，沙 娜，程旭學，王文祥，王雨山，李海學，張夢南

（中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心，河北保定071051）

地下水化學組分是地下水長期與周圍介質(zhì)不斷發(fā)生水巖相互作用的產(chǎn)物，地下水溶液的化學成分沿地下徑流方向不斷發(fā)生變化［1-2］，在地下水的補給、徑流和排泄區(qū)形成特有的地下水化學類型，地下水化學組分是地下水循環(huán)演化規(guī)律和地下水流系統(tǒng)特征的集中反映［3］，因此開展地下水化學特征研究對水資源合理開發(fā)利用、水資源管理及生態(tài)保護具有重要意義［4］。寧夏海原縣地處西北內(nèi)陸干旱區(qū)，水資源短缺、水質(zhì)差，嚴重制約著地方經(jīng)濟發(fā)展［5-7］，同時，受地下水過度開采和工農(nóng)業(yè)發(fā)展等人類活動影響，地下水天然水動力條件和補徑排條件發(fā)生了改變，引發(fā)了一系列環(huán)境地質(zhì)問題。海原縣松散巖類孔隙水是農(nóng)業(yè)種植和居民生活的主要供水水源，因此對海原縣地下水化學空間分布特征進行研究，揭示人類活動影響下的地下水循環(huán)演化規(guī)律，以期為海原縣地下水可持續(xù)開發(fā)利用及水資源保護提供依據(jù)。

1 研究區(qū)水文地質(zhì)概況

研究區(qū)地下水以第四系松散巖類孔隙水為主，主要分布于南、西華山北部山前古洪積扇、西安州及干鹽池斷陷盆地，受地形地貌、氣候等影響，地層巖性以黏砂土與粗砂、砂礫石互層結(jié)構(gòu)為主，含水層厚度30～100 m，富水性空間差異較大，自山前至盆地中心，富水性為300～2 000 m3／d（見圖1）。地下水化學特征空間差異大，山前傾斜平原地下徑流強度大，地下水循環(huán)快、水-巖作用強烈，地下水溶解性總固體含量小，一般小于0．5 g／L；從山前傾斜平原到低平原區(qū)，地下徑流強度變?nèi)?，以溶濾、陽離子交替吸附作用為主，水-巖作用時間長，礦物溶解充分，地下水中可溶性化學組分明顯增多，地下水溶解性總固體含量增大，為0．5～2．0 g／L；至地下水排泄區(qū)、盆地中心，地下水埋藏深度小，一般小于10 m，或直接以泉的形式溢出形成地表徑流，蒸發(fā)-濃縮作用強烈，地下水溶解性總固體含量大，為 2．0～4．0 g／L。 新近系、古近系地層巖性以砂質(zhì)泥巖、細砂巖、泥巖互層結(jié)構(gòu)為主，泥質(zhì)含量高，膠結(jié)致密，孔隙裂隙發(fā)育程度低，且埋藏深度大，地下徑流遲緩、可更新能力差，地下水溶解性總固體含量為1．5～3．0 g／L。南、西華山地層主要由前震旦系海原群變質(zhì)巖和志留系-泥盆系礫巖、砂巖組成，受區(qū)內(nèi)多期構(gòu)造演化、氣候、大氣降水等因素影響，巖石風化破碎，裂隙發(fā)育程度空間差異大，富水性分布極不均勻，為地下水主要補給區(qū)，且常以泉的形式在山前地帶出露，泉水流量為 0．5～6．0 L／s，水質(zhì)較好，溶解性總固體含量小于1．0 g／L。

圖1 研究區(qū)水文地質(zhì)圖

2 研究內(nèi)容及方法

為查明研究區(qū)地下水化學特征及空間變異規(guī)律，根據(jù)研究區(qū)地下水補徑排條件，沿地下水流向選取典型取樣剖面6條，采樣深度淺（＜50 m）、中（50～100 m）、深（100～200 m）相結(jié)合，共采集地下水化學樣品70組、氫氧同位素樣品70組、泉水5組進行分析。地下水、泉水樣品由甘肅省地質(zhì)工程實驗室采用離子色譜法進行水質(zhì)全分析測試，測試儀器設備為Dionex ICS-2500離子色譜儀，測量分析范圍為 0．001～1．000 mg／L；同位素樣品由中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心實驗室分析測試，所用儀器設備為氣體質(zhì)譜儀（MAT252），測量精度 δ18O 為±0．02%、δD為±0．10%。

綜合應用水化學、同位素、線性擬合等方法，利用AqQA軟件繪制研究區(qū)地下水化學Piper三線圖，以了解地下水化學特征及空間變異規(guī)律［8-10］；利用地下水氫氧同位素空間分布規(guī)律，揭示研究區(qū)地下水補給來源及補給區(qū)［11-12］；應用Origin8．0軟件繪制研究區(qū)地下水化學Gibbs分布圖、離子比例系數(shù)圖，并進行線性擬合［13］。在綜合分析前人已有地質(zhì)及水文地質(zhì)研究成果的基礎上，揭示研究區(qū)地下水化學特征、循環(huán)演化規(guī)律及主要形成作用。

3 研究區(qū)地下水化學特征

3．1 山前—鴨兒澗地下水化學特征

從南、西華山地下水補給區(qū)經(jīng)低平原至北部鴨兒澗地下水集中排泄區(qū)，地下水化學類型由HCO3-Ca·Mg 漸變?yōu)?HCO3·SO4-Ca·Mg、SO4·Cl-Na·Mg·Ca、SO4·Cl-Na·Mg（見圖 2），優(yōu)勢陰離子由漸變?yōu)?，?yōu)勢陽離子由 Ca2+漸變?yōu)?Na+，K+含量基本不變，符合干旱區(qū)盆地地下水水化學演化規(guī)律；南、西華山接受大氣降水入滲補給后，在山前沖洪積卵礫石地段多以泉的形式就近排泄，地下水徑流途徑短、水循環(huán)交替快，優(yōu)勢陰離子為，濃度百分比達70%，優(yōu)勢陽離子為 Ca2+、Mg2+，濃度百分比均超過40%，水化學類型主要為HCO3-Ca·Mg，以碳酸鹽、硫酸鹽礦物溶解為主，溶解性總固體含量為0．30～0．35 g／L；向北至海原縣城—堡子梁一帶為古洪積扇中部，地層主要為卵礫石層與黏土層互層，多層結(jié)構(gòu)，第四系厚度300～500 m，含水層厚度60～100 m，地下水多表現(xiàn)為承壓性質(zhì)，水位埋深250～150 m，地下水化學類型主要為 HCO3-Ca·Mg、HCO3·SO4-Ca·Mg，優(yōu)勢陰離子濃度降低，百分比含量降至70%以下，濃度百分比略有增大，最高分別為 27%、14%，溶解性總固體含量為 0．37～0．50 g／L；海原縣城—堡子梁一線為第三系隆起帶，近東西向展布，從地下水取樣剖面Ⅰ—Ⅰ′、Ⅱ—Ⅱ′地下水化學組分含量可以看出，第三系隆起帶地下水中各離子含量均出現(xiàn)不同幅度升高，形成波峰，經(jīng)過第三系隆起帶后，各離子含量呈現(xiàn)不同幅度降低，與隆起帶北部地下水各離子含量大致相等；至鴨兒澗地下水排泄區(qū)，受溶濾作用及蒸發(fā)濃縮作用影響，地下水各陰陽離子含量均呈現(xiàn)不同幅度增加，離子含量達到最大，地下水溶解性總固體含量達 3．0～5．0 g／L。 地下水各離子含量中，Cl-、Na+含量變化幅度最大，見圖3。取樣剖面Ⅰ—Ⅰ′中，地下水流經(jīng)第三系隆起帶后含量由 111．90 mg／L 升高至 1 194．00 mg／L，升高了近 10 倍，Cl-含量由 43．59 mg／L 升高至1 094．00 mg／L，升高了 24 倍，Na+含量由 58．91 mg／L 升高至 797．80 mg／L，升高了 12倍；取樣剖面Ⅱ—Ⅱ′中，地下水流經(jīng)第三系隆起帶后含量由 70．67 mg／L 升高至 487．50 mg／L，升高了近 6 倍，Cl-含量由20．34 mg／L 升高至382．10 mg／L，升高了近 18 倍，Na+含量由 29．51 mg／L 升高至 256．20 mg／L，升高了近8倍。出現(xiàn)這一水文地質(zhì)現(xiàn)象的主要原因是，新近系、古近系地層以粉砂巖、砂質(zhì)泥巖為主，膠結(jié)程度高，孔隙、裂隙發(fā)育程度低，且含有大量鹽巖和石膏層，地下水徑流緩慢，地下水溶濾作用充分，以鹽巖、石膏等礦物溶解作用為主，致使地下水中、Cl-、Na+含量不同幅度增大。向北至鴨兒澗，地下水以泉群形式溢出，形成地表徑流，受蒸發(fā)-濃縮作用影響，地下水化學類型主要為SO4·Cl-Na·Mg，優(yōu)勢離子為、Cl-、Na+，其中含量最高達 1 463．00 mg／L、濃度百分比為 50%，Cl-含量最高達 928．83 mg／L、濃度百分比為 43%，Na+含量最高達 566．90 mg／L、濃度百分比為42%。

圖2 山前—鴨兒澗Piper三線圖

圖3 地下水化學組分空間分布（剖面Ⅱ-Ⅱ′）

3．2 西安州盆地地下水化學特征

受北西向海原斷裂影響，西安州盆地空間展布形態(tài)似菱形，地層巖性主要為灰色礫石、粗砂、淺灰黃色砂礫石，局部地段夾不等厚黏土層，基底為古近系-新近系砂質(zhì)泥巖、粉砂巖；山前北側(cè)及西側(cè)第四系厚度大，最厚達230 m，向東、北第四系厚度漸薄，地下水化學作用主要受硫酸鹽礦物溶解作用控制，除個別水樣點外，地下水化學類型主要為SO4·Cl-Na·Mg、Cl·SO4-Na·Mg（見圖4），表現(xiàn)為排泄區(qū)地下水化學特含量為 494．00 ～ 1 162．00 mg／L，Cl-含量為244．10～ 690．10 mg／L，含量為 189．30 ～ 260．90 mg／L，Na+含量為 175．20～467．80 mg／L，地下水溶解性總固體含量為 1．1～3．0 g／L。

圖4 西安州Piper三線圖

西安州盆地為相對封閉水文地質(zhì)單元，含水層多為砂礫石與黏土互層，表現(xiàn)為多層結(jié)構(gòu)，地下水具有徑流遲緩、滯留時間長、水巖作用充分、可更新能力差等特點，同時，受硫酸鹽、巖鹽礦物溶解作用及陽離子交替吸附作用影響，地下水中化學成分以SO42-、Cl-、Na+為主，地下水化學類型主要為SO4·Cl-Na·Mg、Cl·SO4-Na·Mg，礦化度較高，表現(xiàn)為排泄區(qū)地下水化學特征。

3．3 干鹽池盆地地下水化學特征

干鹽池盆地為一相對獨立水文地質(zhì)單元，盆地邊緣出露前寒武紀石英片巖到漸新世紫紅色砂巖，受沖洪積與淺湖相交替沉積作用影響，從盆地邊緣至盆地中心，含水層由單一結(jié)構(gòu)漸變?yōu)槎鄬咏Y(jié)構(gòu)，第四紀沉積地層具有很好的韻律性，地下水化學水平分帶特征明顯。由盆地邊緣至盆地中心，地下水徑流速度逐漸減小，地下水滯留時間變長，致使水巖作用不斷增強，地下水化學類型由HCO3·SO4-Ca·Mg漸變?yōu)镠CO3·SO4-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Mg、Cl·SO4-Na·Mg（見圖 5），含量逐漸減小，、Cl-、Na+含量逐漸增大。近山前地下水補給區(qū)，地下水中、Cl-、Na+含量平均值分別為 85．71、27．60、29．71 mg／L，地下水流至盆地中心、Cl-、Na+含量平均值依次增大為 765．50、601．50、410．70 mg／L，分別增加了近 8、21、13倍，其中Cl-含量增加21倍，Na+次之，增加量最小，符合干旱區(qū)盆地地下水化學演化規(guī)律。

圖5 干鹽池盆地Piper三線圖

4 研究區(qū)地下水同位素特征

研究區(qū)地下 δD 為-9．3%～-6．6%，δO 為-1．31%～-0．98%，大部分分布于全球雨水線（GMWL）附近（見圖6），表明研究區(qū)地下水主要來源于大氣降水入滲補給。研究區(qū)部分水樣點位于全球雨水線上方，主要原因是研究區(qū)氣候干燥，降水量小，蒸發(fā)比較強烈，表明研究區(qū)地下水補給來源曾經(jīng)歷了較強的蒸發(fā)作用而引起δD富集。H5為研究區(qū)地下水溢出形成的泉水，由于直接暴露于大氣，蒸發(fā)作用十分強烈，因此位于全球雨水線頂端。研究區(qū)深層地下水（Q1）大都位于全球雨水線下方，推測為古大氣降水入滲補給，由于當時氣溫較現(xiàn)代偏低，地下水δD、δO貧乏，因此地下水δD、δO含量偏低。

圖6 地下水δD—δO關系

按照中國大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素的“高程效應”，δD＝-0．02ALT-27，δ18O＝-0．003ALT-4．3（ALT 為高程，單位m）［14-15］，根據(jù)研究區(qū)氫氧同位素實測數(shù)據(jù)計算，研究區(qū)地下水補給區(qū)高程為1 700～2 900 m，補給區(qū)平均高程為2 200 m。從研究區(qū)地貌類型分析，黃土丘陵區(qū)平均海拔為2 000 m左右，南、西華山海拔為2 600～3 000 m，因此研究區(qū)地下水主要補給區(qū)為南、西華山基巖山區(qū)。

5 研究區(qū)地下水化學成分形成機制

5．1 水解作用

礦物溶解作用在控制地下水主要離子成分的形成過程中起著至關重要的作用。離子含量比）值可以對硅酸鹽礦物溶解作用的強弱程度進行估算。從圖7（a）可以看出，研究區(qū)取樣點值基本位于1∶1線下方，說明需要由硅酸巖礦物的溶解來保持離子平衡。此外，Na+作為礦物分解的指示因子，應用（Na++K+）／Cl-（離子含量比）值可以進一步確定是否存在硅鋁酸鹽或巖鹽溶解［16-18］。 從圖7（b）可以看出，研究區(qū)部分取樣點（Na++K+） ／Cl-值位于（Na++K+）＝ Cl-線附近，大部分取樣點（Na++K+）／Cl-值位于1∶1線上，表明研究區(qū)地下水化學成分的形成硅酸鹽礦物的溶解作用占主導地位，同時可能存在碳酸鹽礦物、巖鹽的溶解。

圖7 不同離子含量關系

5．2 陽離子交替吸附作用

黏土顆粒表面帶有負電荷，地下水流經(jīng)黏土層時，黏土顆粒會吸附水溶液中某些陽離子，從而將原來吸附的陽離子釋放到水溶液中，發(fā)生陽離子交替吸附作用，改變地下水化學組分。陽離子交替吸附作用典型反應方程式：

地下水徑流過程中，是否與圍巖發(fā)生陽離子交替吸附作用，可用氯化物堿性指數(shù)CAI—1、CAI—2來確定：當CAI—1、CAI—2均大于0時，陽離子交替吸附發(fā)生正向反應，即地下水中Ca2+、Mg2+置換含水層中的Na+、K+；當 CAI—1、CAI—2 均小于 0 時，陽離子交替吸附發(fā)生逆向反應，即地下水中Na+、K+置換含水層中的 Ca2+、Mg2+［19-20］。

從圖8可以看出，研究區(qū)水樣點CAI—1＞0的占80．7%，CAI—2＞0 的占 98．9%，表明研究區(qū)陽離子交替吸附作用以地下水中Ca2+、Mg2+置換含水層中的Na+、K+為主，致使從補給區(qū)到排泄區(qū)，地下水中Ca2+、Mg2+含量逐漸減少，Na+含量逐漸增加。

圖8 氯化物堿性指數(shù)與TDS散點圖

5．3 蒸發(fā)濃縮作用

通過對世界地表水化學組分的分析，Gibbs［23］將天然水組分的控制因素劃分為3個端元，即大氣降水主控端元、巖石風化主控端元和蒸發(fā)-濃縮主控端元。利用TDS與Na+／（Na++Ca2+）（離子含量比）的關系圖和 TDS 與 Cl-／（Cl-+HCO3-）（離子含量比）的關系圖劃分出3個主控端元下天然水體的特征區(qū)域。目前Gibbs圖已成為定性判斷大氣降水、蒸發(fā)濃縮作用及區(qū)域巖石風化作用對河水化學影響的一種重要手段，Gibbs圖解法不但可以分析河水的離子起源，而且可以分析地下水的離子起源［21-23］。

Gibbs分布圖采用半對數(shù)坐標繪制，其中橫坐標為地下水 Na+／（Na++Ca2+）、Cl-／（Cl-+值，縱坐標為地下水溶解性總固體含量（TDS），為分度不均勻的對數(shù)值。從圖9可以看出，研究區(qū)大部分水樣點分布于圖的中部及右上部，表明研究區(qū)地下水以蒸發(fā)-濃縮作用為主，從補給區(qū)經(jīng)徑流區(qū)至排泄區(qū)，表現(xiàn)出漸變的過程。在南、西華山地下水補給區(qū)，降水量豐富，裂隙發(fā)育程度高，地下水徑流條件好，地下水化學演化以巖石風化和水-巖作用為主；地下水徑流區(qū)，沿徑流方向地下水徑流條件逐漸變差，徑流速度相對遲緩，受補給區(qū)巖石風化及水-巖作用影響，地下水溶解性總固體含量逐漸增大，地下水化學組分濃度增大，巖石風化作用及水-巖作用能力逐漸減弱；地下水排泄區(qū)，地下水埋藏深度達到最淺，在深切溝谷中常以侵蝕下降泉的形式出露地表，形成地表徑流，地下水溶解性總固體含量區(qū)域上表現(xiàn)為最大，達7．8 g／L，地下水主要分布于圖的右上角，地下水化學演化以蒸發(fā)-濃縮作用為主。

圖9 海原縣地下水Gibbs圖

6 結(jié) 論

（1）海原縣山前古洪積扇從山前至地下水集中排泄區(qū)，地下水溶解性總固體含量呈現(xiàn)逐漸增大趨勢，地下水化學類型由HCO3-Ca·Mg漸變?yōu)镠CO3·SO4-Ca·Mg、SO4·Cl-Na·Mg·Ca、SO4·Cl-Na·Mg，符合干旱區(qū)盆地地下水化學演化規(guī)律。

（2）西安州盆地地下水化學類型主要為SO4·Cl-Na·Mg、Cl·SO4-Na·Mg，表現(xiàn)為排泄區(qū)地下水化學特征；干鹽池盆地為相對獨立水文地質(zhì)單元，從盆地邊緣至盆地中心，地下水化學類型由HCO3·SO4-Ca·Mg 漸變?yōu)?HCO3·SO4-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Mg、Cl·SO4-Na·Mg，優(yōu)勢陰離子由漸變?yōu)镃l-，優(yōu)勢陽離子由Ca2+漸變?yōu)镹a+。

（3）研究區(qū)地下水化學組分硅酸鹽礦物溶解占主導作用，地下水徑流過程中，水中Ca2+、Mg2+置換含水層中的Na+、K+，發(fā)生陽離子交替吸附作用，至排泄區(qū)地下水化學組分主要受蒸發(fā)-濃縮作用影響。

（4）研究區(qū)地下水補給區(qū)平均高程為2 200 m，地下水主要補給區(qū)為南、西華山基巖山區(qū)。