托克逊两河流域地下水化学组分来源及同位素指示作用分析

李 宁，吴 彬，杜明亮，杨鹏年，刘 江

(新疆农业大学水利与土木工程学院，乌鲁木齐 830052)

水化学法和同位素是分析地下水循环、演化及补给关系的重要手段，通过对水化学及同位素的分析可探索地下水的赋存条件和分布特征、径流途径及补给来源等重要信息[1]。近年来，一些学者通过分析地下水化学和氢氧稳定同位素的时空变化规律，对干旱区盆地地下水的补给来源、水化学类型的分布规律(赵晓静，2017)，区域水循环特征(陈鲁，2014)，地下水环境演化(乔晓英，2008)进行了一系列的研究[2-4]。

托克逊两河流域，即西部阿拉沟流域和北部白杨河流域，位于吐鲁番盆地西部。目前已有一些学者运用水化学和同位素在盆地内开展研究工作，如：运用环境同位素以火焰山为界划分了南北盆地地下水流系统[5]；通过对吐鲁番盆地地表水和地下水进行研究，分析了水环境同位素特征，并讨论了二者间的相互关系[6]；利用模型对吐鲁番盆地南北断面方向上地下水的径流特征进行了研究[7]。对于吐鲁番盆地的研究，大多集中在南北盆地，针对吐鲁番盆地西部河沟水系的研究较少，西部河沟水系主要来自喀拉乌成山区的降雨，与北部相比，地表、地下水转化有所不同。本文的研究区位于吐鲁番盆地西部的托克逊两河流域内，区域内农业灌溉用水量较大，水资源开发利用不合理，可供利用的水资源相对紧缺，再加上水利工程设施的建设以及地下水的超采，导致地下水环境发生了改变。

对研究区地下水水化学及同位素研究，可揭示地下水化学组分及同位素组分的基本特征及分布规律，查明地下水的补给来源，为水资源的可持续开发利用和水环境的保护提供一定的指导意义，为水循环、水动力场的研究提供理论依据。

1 研究区概况

1.1 自然条件

托克逊两河流域位于吐鲁番盆地西部，区域内北部为博格达山区，西部为喀拉乌成山区，海拔在1 500 m以上，有终年积雪和冰川，是流域的主要集水区，南部为觉罗塔格山，海拔1 000 m以上，均是光秃荒山。平原区是典型的温带大陆性干旱气候，其主要特点是：酷热、干燥、多大风、降雨稀少、蒸发强烈，年平均降水量为6.33 mm，年蒸发量为1 815 mm，气温年际变化不大，而日变化较大。研究区内有共有6条河沟，即白杨河水系的柯尔碱沟、白杨河和阿拉沟水系的阿拉沟、鱼儿沟、乌斯通沟、祖鲁木图沟，白杨河水系集水面积约为3 416 km2，多年平均天然径流量为2.67 亿m3；阿拉沟水系集水面积约为3 321 km2，多年平均天然径流量为2.5 亿m3。

1.2 水文地质条件

托克逊两河流域三面环山，山前由相对隔水的新近系泥岩、砾岩及泥质砾岩构成隔水边界。依据地貌形态特征，区域可分为褶皱断块山、褶皱隆起丘陵及堆积平原三大地貌类型，而本文重点研究堆积平原。

通过地层岩性及水文地质条件，本文将堆积平原划分成了3个水文地质单元，即山前冲洪积砾质平原、细土平原和盐沼平原(图1)。

山前冲洪积砾质平原分布在西北部和南部的山前地带，高程位于200～1 500 m之间，颗粒物粒径较粗(戈壁砾石)，含水层结构以单一潜水含水层为主，富水性较强，径流条件较好；细土平原分布在中部的绿洲带，海拔在-125～200 m之间，由中粒～细粒土的堆积物构成，含水层结构以多层承压含水层为主，富水性变弱，径流条件变差，形成径流排泄带；盐沼平原带分布在东部，土颗粒相对较细，地下水径流缓慢，最终向艾丁湖方向运动，形成湖相沉积。地下水主要补给来源有山前侧向补给、河道渗漏补给、田间灌溉入渗补给及水库入渗补给，平原区降水对地下水的补给量少，可忽略不计。而地下水化学特征受地形、地貌岩性及补给源的影响，呈现明显的带状分布规律。

图1 水文地质单元及采样点分布示意图

1.3 样品采集与测试

2 测试结果及分析

2.1 地下水化学组分含量统计

2.1.1 主要离子含量及水化学类型

表1 托克逊两河流域地下水主要离子组分参数统计

注：pH值无单位，变异系数单位为%，其他单位为mg/L。

对所采水样进行系统聚类分析，选择个案，其聚类方法为组间连接，区间为平方Euclidean距离，绘制Q型聚类树状图(图2)。由图2可知：采集的水样在水平距离为25时可以分为Ⅰ、Ⅱ两大类，其中第一大类水平距离在11左右时可分为Ⅰ-1、Ⅰ-2两小类，第Ⅱ大类水平距离在4左右时可分为Ⅱ-1、Ⅱ-2两小类。第Ⅰ大类样本主要分布在盐沼平原及过渡带，地面较为开阔，土颗粒较细，水力坡度较大，径流缓慢，其矿化度均高于3 g/L，水化学类型均为SO4·CL-Na型；第Ⅱ大类样本主要分布在细土平原内，坡度较缓，导水性能较弱，其矿化度绝大多数都低于1g/L，水化学类型主要以SO4·HCO3型水和HCO3· SO4型水为主。

图2 Q型聚类树状图

图3 研究区地下水piper图

沿地下水径流方向剖面(A-A)从出山口到细土平原地下水中阳离子含量变化不大，其中Mg2+基本趋于稳定状态，而Na+(含K+)含量在细土平原有所波动，但幅度较小；细土平原下游到盐沼平原的过渡带Na+(含K+)含量突然增大，而Ca2+含量没有明显的减少，这说明引起这一变化的主导因素不是阳离子交替吸附作用(释放Na+，吸附Ca2+)，而是地下水在流动过程中受蒸发浓缩作用的影响，产生了大量的Na+(含K+)，到盐沼平原Na+(含K+)含量有所降低，但明显比细土平原地下水中的Na+(含K+)含量要大(图4)。阴离子含量在盐沼平原过渡边界变化较大，且地下水化学类型从山前洪积砾质平原到细土平原上游区由HCO3型水变成HCO3·SO4型水，从细土平原中下游区到细土平原下游—盐沼平原过渡边界由SO4·HCO3型水变成了SO4·Cl型水；地表水均为HCO3·SO4型水；泉水由细土平原区的HCO3型水转换成盐沼平原区的HCO3·SO4型水；坎儿井水处于盐沼平原过渡处，为SO4·Cl·HCO3型水(图5)。

图4 A-A剖面阳离子含量变化图

图5 A-A剖面阴离子含量变化图

2.1.2 地下水化学组分及来源

利用Gibbs图定性地判断大气降水、岩石风化、蒸发浓缩作用对研究区地下水化学的影响，从图6中可以看出：所有水样点均远离大气降水控制区，说明大气降水对研究区地下水化学组分几乎没有影响；地表水Na+/(Na++Ca2+)的比值均小于等于0.5，说明其离子主要来源于岩石的风化释放；地下水Na+/(Na++Ca2+)的比值大部分水样大于0.5，且个别比值接近1，小部分水样小于0.5，说明离子同时受岩石风化和蒸发浓缩作用的影响，且蒸发浓缩作用的影响要大于岩石风化的影响。

图6 水化学Gibbs分布图

通过对地下水中主要离子比例特征分析，可判断地下水中的化学组分来源及其形成过程[8]，不同成因或不同环境下的地下水，某些离子百分比在其数值上差异比较明显[9]。

通常用地下水成因系数来说明水中Na+离子的富集程度，其比值γNa/γCl则是作为盐分淋溶与积累强度的标志[9]。由图7(a)可以看出：研究区各类水样均位于γ(Na++K+)/γCl-=1的上方，说明研究区Na+和K+来自含有钠盐、钾盐等矿物的溶解。

2.2 同位素对地下水化学的指示作用

托克逊两河流域地下水的δ18O值在-1.009%～-0.785%之间，平均值为-0.889%；δD值在-6.260%～-5.193%之间，平均值为-5.668%；浅表层水的δ18O值在-1.038%～-0.863%之间，平均值为-0.938%；δD值在-6.946%～-5.193%之间，平均值为-6.005%。具体数据(表2)。

根据所采集的同位素数据绘制氢氧同位素关系图(图8)。图8中全球大气降水线[6]：δD=8δ18O+10，当地大气降水线[6]：δD=8δ18O+15。从图8中可以看出，采样点只有极少数落于当地大气降水线上，大部分都落于该线附近，甚至有个别点远离当地大气降水线，这说明当地大气降水对地下水和浅表层水有一定的影响，但关系并不是十分密切，推断其原因是采样点大部分在绿洲区，大气降水较少，而西部喀拉乌成山和北部博格达山山区降水较多，大气降水经过二次转换补给地下水，使大气降水成为间接补给源，当然也有冰川融水对地下水和地表水的补给。远离当地大气降水线的地下水主要分布在细土平原及边界处，受人工开采及不同水系补给等因素的影响，使得氢氧同位素远离大气降水线。

图7 各类水离子比值相关图

表2 氢氧同位素测试结果 %

注：其中J-地下水，K-坎儿井水，ZL-泉水，DB-地表水。

图8 水环境氢氧同位素关系图

图9 阿拉沟流域δ18O、d、δD值的变化图

根据氢氧稳定同位素，计算出氘过量参数(d)，即d=δD-8δ18O(1984年Dansgaard W)。地下水氘过量参数可反映某一区域范围内水/岩作用，由图9可以看出，沿阿拉沟由西至东，地下水观测井除J-10外,δ18O值变化浮动不大，过量氘的变化范围为0.783%～2.309%，而全球降水中过量氘值为1.0%，阿拉沟流域氘盈余值除J-Q9，其余值均高于全球降水氘盈余值，且流域北面氘盈余值比南面氘盈余值大，这说明南面水岩作用导致的氧同位素交换较北面易进行，且地下水补给量较多，该补给量主要来自白杨河水。

图10 δ18O-Cl-关系图

从δ18O-Cl-关系图(图10)中可以看出：托克逊两河流域采集的数据可大致分为2个集中区域，区域Ⅰ：δ18O浓度变化范围相对较大，而Cl-的含量变化较小，这是由于该区域的采样点绝大部分分布在绿洲灌区，灌溉水会下渗补给地下水，使蒸发作用减弱；区域Ⅱ：δ18O浓度变化范围相对较小，而Cl-的含量变化较大，这是由于该区域的采样点分布在盐沼平原附近，冲积扇扇缘地带排水不畅，潜水受蒸发作用强烈，使土地发生次生盐碱化，导致Cl-含量不同程度增加。

3 结 语

(2)沿阿拉沟从出山口山前砾质洪积平原到细土平原中部地下水化学类型由HCO3型水变成HCO3·SO4型水；从细土平原下部到盐沼平原的过渡带由SO4·HCO3型水变成SO4·Cl型水。

(3)研究区地下水化学主要受溶滤作用、蒸发浓缩作用和阳离子交替吸附作用的影响，地下水化学组分来自盐类矿物的溶解。

(4)研究区地下水的δ18O值在-1.009%～-0.785%之间，δD值在-6.260%～-5.193%之间；浅表层水的δ18O值在-1.038%～-0.863%之间，δD值在-6.946%～-5.193%之间，氢氧稳定同位素数据大部分落于当地大气降水线附近，表明该区域地下水、地表水的补给受降雨影响不大，主要补给来自山区河流水系；少部分水样因受人工开采和补给源的影响而远离当地大气降水线。

(5)阿拉沟流域氘含量高，北面比南面水岩作用明显，且地下水补给量较多。