红碱淖流域湖泊地下水系统水化学特征及成因

　　提 要： 文中基于地下水系统理论并结合 piper 三线图、矿物饱和指数、离子比例系数等水文地球化学分析方法，对红碱淖流域水化学特征进行分析。 结果表明：1)湖水与地下水呈现碱性或弱碱性。 浅层地下水的水化学类型主要是 HCO3 - Ca 型，湖水的水化学类型主要是 Cl - Na 型。 沿地下水流动路径，控制其水化学组分的作用由溶滤作用逐渐转向蒸发浓缩作用。 2)浅层地下水水化学组分的形成主要受水岩相互作用以及阳离子交换作用的控制;碳酸盐、硫酸盐、硅酸盐和岩盐等矿物的风化溶解是地下水水化学形成的重要组成部分。3)长时间的蒸发浓缩作用以及高钠低钙偏碱性的环境，是形成高氟湖水的主要原因。

　　关键词： 地下水;水化学特征;水岩相互作用;蒸发浓缩;红碱淖湖

　　在干旱半干旱的沙漠地区中，由于降水稀少，地下水常被作为周边地区主要生活及农业用水，而沙漠中的湖泊对维持区域生态环境稳定和保护生物多样性发挥重要作用[1，2]。 沙漠湖泊与地下水之间关系密切，会与地下水之间发生不同程度的水分及盐分交换[3]，古丽波斯坦·吐逊江[4] 等对鄂尔多斯盆地的木凯淖湖研究发现夏季湖水主要由降水补给，秋季主要由地下水补给;巴丹吉林沙漠湖泊群的形成也与地下水的补给有关，地下水在地形高差的作用下发生径流，而湖泊恰恰是局部地下水流系统中最低排泄点[5 - 6]。

　　因此，地下水水化学特征会在一定程度上影响湖水的水化学特征。 地下水水化学特征的形成受水文地质条件[7]、径流条件[8]、含水层岩性[9] 及人类活动[10] 等的影响，研究其水化学特征有利于揭示区域地下水的演化规律。红碱淖湖泊位于陕西省与内蒙古自治区的交界处，是我国最大的沙漠淡水湖[11]。 该湖泊是封闭性湖盆，接受周边地下水的补给[12]。

　　当前有关红碱淖流域的研究主要集中在地下水水化学[13 - 15]、红碱淖水体变化及驱动因子[16]、土地利用和土地覆被对地下水补给关系上[17]，对地下水与沙漠湖泊水质差别及湖水高氟成因的研究很少。 现有研究表明，地下水与方解石(CaCO3 )、白云石(CaMg(CO3 )2 )等矿物的水岩相互作用是形成地下水化学组分的重要原因[14，18]。 沿地下水流动方向，TDS 不断增高，地下水水化学类型表现出良好的分带性[15]。文中针对红碱淖流域地下水与湖水的水化学特征及成因进行研究，以期揭示该流域水质差异的原因及高氟湖水的成因，为沙漠型湖泊高氟水的形成探究提供参考，并为红碱淖流域水资源的保护及合理开发利用提供科学依据。

　　1 材料和方法

　　1. 1 研究区概况

　　红碱淖(109°42′E - 110°54′E，39°13′N - 39°27′N)是内蒙古自治区和陕西省的边界湖泊，位于毛乌素沙漠中。 该地区气候属温带大陆性半干旱气候，干燥少雨，风沙较大且昼夜温差大，多年平均降水量356. 4mm，多年平均蒸发量 1328. 5mm[19]。 区内主要有扎萨克河、松道沟河等七条季节性河流。研究区地形特征表现为四周高，中间低的湖盆状，地势较为平坦，平均海拔约为 1200m[20]。 整个流域大地构造属于鄂尔多斯盆地的伊盟隆起区，地质构造简单，断层不发育。

　　该区内主要的地貌类型为风沙地貌，其成因类型主要分为剥蚀 - 堆积地貌、风积地貌、流水侵蚀堆积地貌和湖(沼)堆积地貌[15]。 揭露地层主要分为白垩系、侏罗系和第四系，由侏罗系构成统一的潜水隔水底板。 第四系岩性主要有卵砾砂石，中粗砂和粘砂土，白垩系的岩性主要是长石砂岩、石英砂岩、含砾砂岩、……，分选均较差[19]。 地下水有由多孔介质含水层和孔隙裂隙含水层组成的双层结构和孔隙裂隙含水层组成的单层结构[14]。

　　地下水的补给来源主要有大气降水、地表径流、侧向补给以及地下水的回渗等;排泄途径主要有蒸发、地下水开采以及向地表水体的补给和侧向径流。红碱淖湖是一个内陆封闭湖盆[12]，其水源补给主要来自于大气降水，地表河流以及周边地下水的汇入，其中地下水及地表河流的补给来源也来自大气降水，因而大气降水对湖水的补给起着主要作用[16]。红碱淖的湖水位高低与当地气候特征、河流以及地下水的补给有关。 研究区周边分水岭是地下水的补给区，红碱淖湖是整个流域的最低点，也是地下水排泄的基准面，地下水位总体与地形趋于一致[21]。 在整个流域内，地下水最终均排泄于红碱淖湖中。

　　1. 2 样品采集与分析

　　根据研究区浅层地下水流动系统特征和区域水文地质条件，对红碱淖流域地下水和湖水样品进行了布点和采集工作。 在研究区均匀布置了 48 个采样点，包括 44 个浅层地下水样点和 4 个湖水样点。

　　地下水样品的采集和分析方法采用《地下水环境监测技术规定》 (2004 年)中的具体方法，选取具有代表性的居民水井进行采样，使用 GPS 全球定位系统对研究区采样点位置进行精确测定。 水样的 pH 值运用便携式 pH 计在现场监测，经过不断的抽水直到各参数读数稳定后进行记录。取样后用真空泵通过 0. 45μm 的滤膜对水样进行抽滤，并分别装入经预清洗并灭菌的 5L 聚乙烯瓶中。

　　TDS 的含量采用重量法测定;K+ 和 Na+ 的含量使用火焰发射光谱法测定;Ca2 + 和 Mg2 + 的含量使用乙二胺四乙酸二钠滴定法测定;Cl- 的含量采用银量滴定法测定;SO2 -4 的含量采用乙二胺四乙酸二钠 - 钡滴定法测定;HCO-3 的含量使用酸碱指示剂滴定法测定;F- 的含量采用茜素络合剂比色法测定。 利用阴阳离子平衡对水质分析结果的可靠性进行检验，计算结果误差小于 5% ，说明数据测定结果可靠[22]。

　　根据各采样点的离子浓度，使用 AqQa 软件对红碱淖流域的水质类型进行具体分析并绘制 Piper 三线图;利用 PHREEQC 软件对浅层地下水中的 44 个采样点进行计算，判断地下水离子存在是否与矿物溶解有关;利用 origin 2018 绘制离子比例关系图进行描述性统计分析;利用 SPSS 软件进行相关性分析判断各离子相关性及氟存在的相关环境。

　　2 结果与分析

　　2. 1 地下水和湖水水化学特征

　　2. 1. 1 水化学参数统计

　　据描述性统计结果，红碱淖流域浅层地下水的 pH 值在 7. 75 ～ 8. 92 之间，湖水的 pH 值在 9. 63左右，分别呈弱碱性或碱性。 地下水宏量离子含量排序为阳离子：Ca2 +> Na+> Mg2 +> K+，阴离子：HCO-3> SO2 -4 > Cl-;湖水宏量离子含量排序为阳离子：Na+> Mg2 +> K+> Ca2 +，阴离子：Cl-> HCO-3 > SO2 -4 。浅层地下水中离子的变异程度约在 20% ～ 100% 之间，表现出明显的空间差异分布性;湖水中除 F-外，各离子含量均表现为低等变异，F- 的变异系数为 32. 81% ，表现为中等变异。

　　浅层地下水与湖水 TDS值相差极大，浅层地下水的 TDS 在 179. 72mg / L ～ 1191. 31mg / L 之间，平均值为 484. 81mg / L，湖水的 TDS在 4212. 37mg / L ～ 4886. 76mg / L 之间，平均值为 4685. 07mg / L。2. 1. 2 水化学类型统计Piper 三线图是不受人为因素影响的表征水体主要离子组成变化并体现水化学特征的重要方法[23 - 24]。

　　研究区内浅层地下水中共有 28 个水样点分布在Ⅰ区，其水化学类型是 Ca·HCO3 型;有 10 个水样点分布在Ⅳ区，为混合 Ca·Mg·Cl 型水;有 4 个水样点分布在Ⅲ区，其水化学类型为混合 Ca·Na·HCO3 型;HG - 24 和 HG - 22 样点各分布在Ⅱ和Ⅴ区，分别是 Na·Cl 型和 Ca·Cl 型水;湖水的 4 个采样点水化学类型均为 Na·Cl 型。在研究区内沿地下水的流动路径(图 1)，以浅层地下水采样点 HG - 40，HG - 39，HG - 38，HG - 36，HG - 24 为研究对象，水化学类型由 HCO3 - Ca 型—混合 HCO3 - Ca·Na 型—Cl - Na 型演化。2. 2 水化学成因分析2. 2. 1 矿物饱和指数法分析利用矿物饱和指数 SI 来判断地下水中矿物的溶解沉淀状态[25]。 当 SI > 0. 5，说明某种矿物在地下水中处于饱和状态，会从水中析出沉淀，反之则处于溶解状态;当 SI 在 - 0. 5 ～ 0. 5 之间时处于溶解平衡状态。

　　80% 的水样点中方解石处于溶解平衡状态，可能会发生微量沉淀;大约 20% 水样点白云石处于溶解平衡状态，其余 80% 均处于溶解状态;全部水样点岩盐的 SI 值在 -8. 69 ～ - 6. 46 之间，均处于未饱和状态，矿物会发生溶解，可以判定水中 Na+ 和 Cl- 的存在与岩盐有极大关系;全部水样点中石膏的 SI 值在 - 2. 87 ～ - 0. 9 之间，表明石膏均处于溶解状态，是地下水中 Ca2 + 和SO2 -4 的来源之一;11% 水样点的石英饱和指数在 0 ～ 0. 5 之间，处于平衡状态，其余 89% 水样点的石英饱和指数大于 0. 5，处沉淀状态;地下水中萤石的饱和指数 SI 值在 - 4. 81 ～ - 1. 34 之间，全部水样点的萤石均处于溶解状态，说明地下水中的氟的来源与萤石的溶解有关。

　　2. 2. 2 离子比例系数法分析进一步利用离子之间的比值对地下水中离子的来源进行反推[26]。 一般来说，Cl 在自然界中很稳定，不会与其他离子发生反应，当 γ(Na+) / γ(Cl-)为 1 时，说明水中的 Na+ 全部来自于岩盐。 图 4(a)所示，大部分水样点的钠氯比集中在 1：1 线之下，说明水样中的 Na+ 除了来自于岩盐外，可能还有硅酸盐或芒硝等其他外源钠的输入。

　　3 讨论

　　地下水自流域边界向湖盆径流排泄过程中，会发生一系列水文地球化学反应。 区内流域边缘含水层岩性主要为砂岩，砂砾岩等颗粒较粗的物质，单井涌水量 10 ～ 100m3/ d，地下水的水质良好，TDS 含量较低，溶滤作用较强，含水层中的岩盐、方解石、白云石等矿物发生水 - 岩相互作用使得地下水水化学组分发生改变;湖盆边缘主要是含水层颗粒较细的粉细砂、亚粘土、亚砂土，当地下水进入到排泄区时，地下水位埋深变浅，径流速度变慢，受蒸发浓缩作用影响相对较强。

　　在研究路径上，地下水流动特征由“盐随水走”变为“水走盐留”，水化学类型由 HCO3 - Ca 型水向 Cl - Na 型演化。富氟岩层的存在是含氟水形成的物源和地质基础[32 - 33]，湖水中的氟离子来源于地下水中萤石的溶解，受蒸发浓缩的影响，湖水中的氟离子进行积累，再加之近些年湖面积的萎缩，加剧氟离子浓度升高。该区域整体受人类活动干预较小，因此其水化学演化呈现渐变过程，水质总体良好。 地下水与居民的生活息息相关，要建立起长期的地下水水质监测系统，加强对地下水资源的保护。

　　4 结论

　　浅层地下水与湖水联系密切，但其水化学类型呈现很大的差异，这与二者分别受不同的水文地球化学作用影响有关。 对此得出以下主要结论：(1)研究区浅层地下水的平均 pH 值为 8. 05，湖水的平均 pH 值为 9. 63，表现为碱性或弱碱性。 根据研究区变异系数发现，地下水离子浓度在空间分布上存在一定的变化，湖水中不同采样点同一离子浓度相差不大。 浅层地下水的优势阳离子为 Ca2 +，优势阴离子为 HCO-3 ;湖水优势阳离子为 Na+，优势阴离子为Cl-。(2)浅层地下水水化学组分形成主要受水岩相互作用和阳离子交换作用的影响。 其中，Na+ 和 Cl- 主要来源于含水层中岩盐等含钠矿物的溶解，Ca2 + 和 Mg2 + 主要来源于方解石、白云石等的溶解，SO2 -4 主要来源于石膏的溶解。(3)研究区湖水的水化学组分主要受蒸发浓缩的影响。 湖水高钠低钙以及弱碱性环境有利于氟的存在。

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　　作者：张敏1，2， 董少刚1，2， 张文琦1， 马铭言1， 赵镇1