殷秀蘭,鳳 蔚,王瑞久,蔡月梅,朱 瑾,霍傳英

1)中國地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院,北京 100081;2)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;3)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測總站,新疆烏魯木齊 830091

受鹽漬化作用影響的國家主要集中在干旱和半干旱地區(qū),如南北美、澳大利亞、中國、獨(dú)聯(lián)體、印度、地中海和中東地區(qū)以及東南亞。目前全球大概每分鐘要損失10 hm2的土地,其中3 hm2是由于鹽漬化作用造成的(Edmunds et al.,2006;Williams et al.,2005;李文鵬等,1995)。我國西北干旱半干旱地區(qū)鹽漬化現(xiàn)象也非常嚴(yán)重。鹽漬化過程是由于土壤和水中鹽匯集的物理和化學(xué)過程造成的,這一過程復(fù)雜,與地下水流系統(tǒng)中的溶質(zhì)運(yùn)移關(guān)系密切。表層土或較深地層中鹽分的累積來自于:1)雨水帶來的海洋鹽分進(jìn)入到高滲透地段;2)來自土壤礦物成分風(fēng)化的鹽分;3)來自原始海相地層中的鹽分。氣溶膠分布隨著離海岸距離的增大而減小(Salama et al.,1999)。

地下水是維持烏魯木齊河流域社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展和生態(tài)系統(tǒng)的最重要水源。但這一寶貴的水資源正受到威脅,地下水過量開采,造成地下水水位急速下降,含水層貯存量劇烈消減,流域局部地區(qū)地下水污染嚴(yán)重,依賴于地下水的湖泊濕地明顯萎縮(周仰效等,2011)。要刻畫上述問題的全貌,評價(jià)這些問題對社會(huì)和環(huán)境造成的影響,并提出解決問題的對策,明確地下水的補(bǔ)給來源和排泄途徑非常重要。本文主要對烏魯木齊河流域北部平原的水文地球化學(xué)和環(huán)境同位素進(jìn)行分析研究,將北部平原的水文地質(zhì)背景與水化學(xué)和同位素的變化結(jié)合起來,提出北部平原區(qū)主要離子的變化規(guī)律和同位素演變特征,為流域水文地質(zhì)條件、環(huán)境地質(zhì)問題的研究奠定基礎(chǔ)。

研究區(qū)位于新疆烏魯木齊河流域下游,主要包括北部山前地帶礫質(zhì)平原和細(xì)土平原(圖1a)。北部礫質(zhì)平原沉積了巨厚的第四系沖洪積砂、礫、卵石,厚 400～500 m,在拗陷中心的三坪農(nóng)場一帶可達(dá)千米以上,含水層厚度大于 300 m。該區(qū)潛水埋深在鯉魚山山前斷裂以南為 50～60 m,以北突變?yōu)?50～200 m。西部、南部水位埋深大于東部和北部,東部米泉市一帶水位埋深小于90 m,而西山山前則大于 150 m,但到了北部廣東莊子一帶就變淺為30 m左右。潛水含水層為單一的砂礫石和卵礫石層(新疆地質(zhì)礦產(chǎn)局第一水文地質(zhì)工程大隊(duì),1988)。圖1b為河谷至北部平原由南向北的典型概化剖面示意圖,這條剖面代表了該區(qū)域垂向含水層的分布特征。北部細(xì)土平原是烏魯木齊河流域的下游地段,它的西部受控于頭屯河,東邊受控于阜康境內(nèi)的水磨溝。細(xì)土平原區(qū)廣泛分布多層結(jié)構(gòu)的潛水、承壓水和深部自流水,是農(nóng)六師 3個(gè)團(tuán)場和米泉縣主要的農(nóng)業(yè)區(qū),有數(shù)以百計(jì)的農(nóng)業(yè)開采井,20世紀(jì)80年代成井深度多在100 m以內(nèi),潛水、承壓水混合開采,90年代成井深度多在 300 m以內(nèi),潛水、承壓水混合開采。承壓水是本區(qū)農(nóng)業(yè)主要供水水源(霍傳英等,2009;新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測總站等,1990)。

1 取樣點(diǎn)的分布及樣品測試結(jié)果

圖1 烏魯木齊河流域區(qū)域特征及北部平原取樣位置圖Fig.1 Simplified hydrogeological map of the northern plain of the Urumuqi River basin,showing sampling sites

該區(qū)共采集水化學(xué)同位素樣品 21組,其中包括2007年10組,2009年7組和2011年4組。取樣點(diǎn)位置見圖1c。樣品采集時(shí)采用500 mL(用于測試水化學(xué))和 100 mL(用于測試同位素)的聚乙烯瓶,先用所采水樣潤洗 3次,測試陽離子的樣品加入HNO3后密封,用于測試陰離子與同位素的樣品不加任何試劑。采樣時(shí),用Hach 156便攜式參數(shù)測定儀現(xiàn)場測定pH、電導(dǎo)率、氧化還原電位和溫度。為確保地下水樣品的代表性,在將監(jiān)測井取樣前進(jìn)行抽水,待電導(dǎo)率穩(wěn)定(變化<1%)后,再采集水樣。

其中水化學(xué)樣品送中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心進(jìn)行分析,K+、Na+、Mg2+、Ca2+、H2SiO3等離子采用等離子光譜儀(PE8300)進(jìn)行測試,Ba2+、Br–、I–、Cl–等離子采用等離子質(zhì)譜儀(X-series)進(jìn)行測試;δ18O和δD穩(wěn)定同位素樣品送中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所同位素實(shí)驗(yàn)室分析,用氣體質(zhì)譜儀(MAT252)進(jìn)行測試,以VSMOW標(biāo)準(zhǔn)表示,分析精度δ18O 為±0.2‰,δD 為±1.0‰;14C 同位素樣品送北京大學(xué)考古文博學(xué)院 LA-ICP-AES實(shí)驗(yàn)室,采用等離子體原子發(fā)射光譜儀(PACKARD Tri-carb 2770TR/SL)分析測試,分析平均誤差為 0.2%～0.5% pmc。樣品的分析測試結(jié)果見表1。

2 結(jié)果與討論

2.1 水文地球化學(xué)分析

Cl–離子最有用的性質(zhì)是在水中高度溶解和遷移,和水分子非常相似(Herczeg et al.,1999)。所以Cl–離子不會(huì)在透水巖層中停留(Matthess,1982),Cl–離子的濃度變化完全和來源有關(guān)。在地球化學(xué)分析中可用作參照因子。由于K+在主要成分中濃度相對很低,在分析中不做考慮。

2.1.1 HCO3–和 SO42–與 Cl–離子之間的關(guān)系分析

在 HCO3–-Cl–離子之間的關(guān)系(圖2)中,不難發(fā)現(xiàn),組孔樣點(diǎn)之間的HCO3–離子濃度相差不大,Cl–離子變化范圍大;組孔樣點(diǎn)z1-1和z1-2的HCO3–的濃度相對于樣點(diǎn) z1-3、z1-4、z1-5偏高,表明 HCO3–濃度的差異主要源于碳酸鹽礦物的溶解,盡管溶解的量是有限的。除此之外,其它地下水樣點(diǎn)的HCO3–濃度趨于穩(wěn)定,不隨 Cl–離子濃度的增大而增大,進(jìn)一步證明 HCO3–主要源于土壤層的礦物風(fēng)化。地表水樣點(diǎn)中HCO3–與Cl–離子同時(shí)增長,可能和不同的蒸發(fā)礦物溶解有關(guān),例如地面的鹽霜Na3(CO3)(HCO3)·2H2O 和石鹽 NaCl。在 HCO3–/Cl–-Cl–關(guān)系圖中,不論是地表水還是地下水,隨 Cl–濃度升高,HCO3–/Cl–當(dāng)量比值不斷趨小,水體正在不斷咸化,Cl–離子濃度的升高主要是由蒸發(fā)鹽溶解引起的。

圖2 HCO3–和 SO42–與 Cl–離子之間的關(guān)系圖Fig.2 Relationship between HCO3–,SO42– and Cl–

?

在 SO42–-Cl–關(guān)系圖中,地表水樣點(diǎn)的 SO42–離子與 Cl–離子同步增長,表明這些樣品中 SO42–主要來源于蒸發(fā)鹽的溶解(楊鄖城等,2008;Edmunds et al.,2006),且硫酸鹽的溶解量大于氯化物;組孔樣點(diǎn)z1-1、z1-2、z1-3、z1-4、z1-5和組孔樣點(diǎn)z2-1、z2-2位于1:1比值線之上,Bei3和Bei5位于1:1比值線之下,均反應(yīng)為SO42–離子與Cl離子同步增長。結(jié)合 SO42–/Cl–-Cl–關(guān)系圖,當(dāng) Cl–濃度小于 60 mg/L時(shí),SO42–/Cl–當(dāng)量比值的變化范圍比較大,地下水在不同位置硫酸鹽分布是不均勻的;當(dāng) Cl–濃度大于 60 mg/L 時(shí),SO42–/Cl–的當(dāng)量比值逐漸減小,表明地下水和地表水樣點(diǎn)蒸發(fā)巖中氯化物的比例在不斷增大。

2.1.2 Na+-Cl–和 Na+/Cl–-Cl–以 及 Mg2+-Cl–和Mg2+/Cl–-Cl–的關(guān)系

在 Na+-Cl–關(guān)系(圖 3)中,地表水樣點(diǎn)分布均平行分布于 1:1比值線的上方,說明地表水樣點(diǎn)水化學(xué)性質(zhì)的變化主要是由石鹽溶解引起的,而兩線差距這部分增量來自其它鹽的溶解,結(jié)合 SO42–和 Cl–關(guān)系圖(圖2)分析,可以推斷主要是無水芒硝Na2SO4;結(jié)合 Na+/Cl–-Cl–關(guān)系圖,當(dāng) Cl–離子小于60 mg/L時(shí),在地下水樣點(diǎn)的Cl–離子濃度相對穩(wěn)定,Na+/Cl–的當(dāng)量比值變化范圍大,說明當(dāng)時(shí)水中 Na+離子主要來自于礦物的風(fēng)化;當(dāng) Cl–>60 mg/L時(shí),隨著 Cl–濃度的增大,Na+/Cl–的當(dāng)量比值逐漸減小且趨向于 1,這表明在該區(qū)域地表水和地下水演化過程中,隨著Cl–離子濃度的增大,過渡到主要以石鹽溶解為主。

在 Mg2+/Cl–-Cl–關(guān)系圖上,當(dāng) Cl–離子濃度小于60 mg/L時(shí),Mg2+/Cl–的當(dāng)量比值變化范圍較大,表明地下水中 Mg2+離子主要來自礦物的風(fēng)化;當(dāng) Cl–離子大于60 mg/L時(shí),該當(dāng)量比值隨Cl–離子濃度增大不斷減小,表明礦物風(fēng)化提供的 Mg2+是有限的,正不斷被蒸發(fā)礦物中氯化物的溶解所稀釋(郭高軒等,2014)。

2.1.3 Br–/Cl–和 Cl–之間的關(guān)系分析

圖4中,樣點(diǎn) W48-3、Bei1、Bei4、Bei2f、Bei2z和z1-4的Br–/Cl–比值靠近海水比值線,且該組樣點(diǎn)隨Cl–離子濃度增大,Br–/Cl–的比值有輕微減小趨勢,表明在 Cl–離子濃度比較低時(shí),該組樣點(diǎn)主要來源于降水補(bǔ)給,其 Br–/Cl–比值的降低主要存在兩個(gè)原因:一個(gè)是入滲過程中 Br–有選擇地被轉(zhuǎn)移走,相當(dāng)于有機(jī)質(zhì)吸附(Edmunds,1996);另一個(gè)是存在其它形式的低 Br–/Cl–比值的氯化物溶解;在地表水樣點(diǎn)中,同一取樣位置樣點(diǎn)的 Br–/Cl–比值其 2007年與 2011年差異較大,表明不同年份水庫輸入水的Br–/Cl–比值存在差異;其它組孔樣點(diǎn)基本上隨 Cl–離子濃度增大,Br–/Cl–比值處于減小趨勢。當(dāng) Cl–離子大于60 mg/L時(shí),所有樣點(diǎn)均位于石鹽溶解線之下,相當(dāng)于天然石鹽溶解的 Br–/Cl–=1×10–3～1×10–4的范圍(Davis et al.,1998),表明隨Cl–離子增大,石鹽溶解量不斷在增大,因?yàn)槭}等蒸發(fā)礦物在蒸發(fā)不同階段沉淀,所以 Br–/Cl–比值是有變化的(郭高軒等,2014;翟遠(yuǎn)征等,2011;Alcala et al.,2008)。

圖 3 Na+、Mg2+與Cl–之間的關(guān)系圖Fig.3 Relationship between Na+,Mg2+ and Cl–

圖4 Br–/Cl–與 Cl–離子之間的關(guān)系圖Fig.4 Relationship between Br–/Cl– and Cl–

圖5 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之間的關(guān)系圖Fig.5 Relationship between Na++Mg2+and Cl–+SO42–

2.1.4 Na++Mg2+和 Cl–+SO42–之間的關(guān)系分析

圖5中,地表水樣點(diǎn)近似的位于 1:1比值線上,表明影響地表水樣點(diǎn)水化學(xué)性質(zhì)變化的主要是Na2SO4、MgSO4、NaCl和 MgCl2;組孔樣點(diǎn) z1-1和z1-2位于1:1比值線上,而樣點(diǎn)z1-4、z1-5位于1:1比值線的上方,表明前者淺層水和現(xiàn)代的地表水一樣受地面蒸發(fā)鹽的影響比較大;同理,組孔樣點(diǎn)z2-1位于1:1比值線之下,z2-2位于1:1比值線之上,且樣點(diǎn)z2-1的TDS大于z2-2,表明蒸發(fā)鹽中含有一定量的鈣鹽,例如該芒硝 Na2Ca(SO4)2;地下水樣點(diǎn)Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei4、Bei3和 W48-3位于 1:1比值線的上方,表明在這些樣點(diǎn)中還存在其它形式的鈉鹽溶解,主要是天然堿(Na3(CO3)(HCO3)·H2O),相當(dāng)干旱地區(qū)土壤表層形成的鹽霜。

2.2 環(huán)境同位素分析

2.2.1δD和δ18O關(guān)系

根據(jù)新疆奎屯河流域南洼地、烏魯木齊河流域柴窩堡盆地的地下水穩(wěn)定同位素δD和δ18O關(guān)系,當(dāng)?shù)亟邓拇髿馑€為δD=8δ18O+15(殷秀蘭等,2010;李亞民等,2008),顯然與新疆當(dāng)?shù)氐牡乩砦恢煤蜌夂蚋珊涤嘘P(guān)。在圖6上,No1樣品為2011年在一號冰川取到的(δD= –68‰,δ18O= –9.9‰),代表了烏魯木齊河流域山區(qū)降水的穩(wěn)定同位素值。地下水Bei1、Bei2z、Bei2f、Bei3等4件樣品在圖6上和 No1樣品分布在一起,它們的 HCO3–含量在73.2～109.8 mg/L,非常接近地表水的含量,證明這4件樣品來自烏魯木齊河的河水補(bǔ)給,因?yàn)楹铀?CO2和大氣圈 CO2平衡(P CO2≈10–3.5Pa)時(shí),僅能溶解90 mg/L的CaCO3,二水所含的HCO3–濃度僅為 70 mg/L(Dakin et al.,1983)。

圖6 地下水和地表水的δD和δ18O之間的關(guān)系圖Fig.6 Relationship between δD and δ18O of groundwater and surface water

z1-3、z1-4 兩件樣品(δD= –68‰,δ18O= –10.3‰～ –10.4‰)位于當(dāng)?shù)卮髿馑€上,它們的 HCO3–含量在188～190 mg/L。說明存在土壤CO2的輸入,證明這二件樣品為當(dāng)?shù)亟涤耆霛B補(bǔ)給。當(dāng)?shù)仄皆邓蜑豸斈君R河的區(qū)別在于后者處在當(dāng)?shù)卮髿馑€的下方,存在蒸發(fā)效應(yīng),如果消去蒸發(fā)回歸到當(dāng)?shù)卮髿馑€上,明顯比當(dāng)?shù)仄皆邓狄?反映出降水的高程效應(yīng)。

地下水 z1-5、z2-2 兩件樣品(δD= –77‰,δ18O=–11.4‰～ –11.6‰)位于當(dāng)?shù)卮髿馑€上,明顯要低于當(dāng)?shù)仄皆邓岛蜑豸斈君R河水的值,證明這兩件樣品是在非現(xiàn)代氣候條件下補(bǔ)給的水,或者稱為古水(Fontes,1981)。z1-3和z1-4兩件樣品的14C測定為 59.43～69.94 pmc,而 z1-5、z2-2兩件樣品為13.48～16.48 pmc,我們可以通過衰變公式估算兩組樣品的平均滯留時(shí)間的相差年數(shù):

式中,t為測定年齡,t0為初始年齡,/ln2為放射性同位素平均壽命,N0為t0時(shí)14C的濃度,N為14C測定濃度。對14C而言平均壽命為8267 a。計(jì)算得到兩組平均滯留時(shí)間的年數(shù)差為10603～13575 a。根據(jù)全球海面變化,最低海面出現(xiàn)在距今 15000年前(Fontes,1981),相當(dāng)于晚更新世末次大冰期。

若按 z1-1、z1-2樣品的14C測定為 91.22～94.27 pmc(相當(dāng)現(xiàn)代水),它們和z1-3、z1-4兩件樣品相比,兩組平均滯留時(shí)間的年數(shù)差,也就是后者的平均滯留時(shí)間,為距今2227—3815年。在上述數(shù)據(jù)分析基礎(chǔ)上,余下的樣點(diǎn),除了 z2-1外,基本上都處在一條蒸發(fā)線上,蒸發(fā)前的原水收到當(dāng)?shù)仄皆邓蜑豸斈君R河河水的補(bǔ)給,其中z1-1、z1-2兩件樣品(21～65 m)的蒸發(fā)效應(yīng)代表地表水在地面蒸發(fā)后入滲補(bǔ)給到地下,它們在穩(wěn)定同位素和溶解的鹽份都和當(dāng)?shù)氐乇硭w類同(圖2,圖3)。Bei5、Bei4、W48三件樣品沿老龍河一線分布(圖1),都存在δD值向下輕微漂移(圖6),可能受到有機(jī)質(zhì)中水的交替影響(Horita,2005),Bei5水樣取自芒硝廠的位置,Cl–濃度達(dá)到 957.2 mg/L,Na濃度達(dá) 1008.9 mg/L,明顯受到鹽化工企業(yè)的污染影響。余下的z2-1樣品溶解較多的蒸發(fā)鹽,在圖6上處在一個(gè)單獨(dú)的位置,存在明顯的δD漂移,本次研究限于資料不足,暫不討論。

2.2.2 地下水分層

本次研究中組孔z1共有5個(gè)監(jiān)測層位,據(jù)上文研究,烏魯木齊河沖洪積層的地下水可劃分為3層:

(1)埋深～353 m 的地下水為晚更新世末次大冰期的降水補(bǔ)給,水體中平均滯留時(shí)間為 15000—17390年,當(dāng)時(shí)地貌位置處在河谷的階地,地下水為淡水,Cl–濃度為56 mg/L。

(2)埋深 259～179 m 的地下水平均滯留時(shí)間為2227—3815年,相當(dāng)全新世濕潤期結(jié)束,晚全新世干旱期開始階段的降水補(bǔ)給,地下水為淡水,Cl–濃度在23～55 mg/L,當(dāng)時(shí)地貌位置處于河谷的階地。

(3)埋深65～21 m的地下水為現(xiàn)代水,水質(zhì)微咸,Cl–濃度在 260～274 mg/L,當(dāng)時(shí)地貌位置處在沖洪積河谷的河床上,主要接受了河水的入滲補(bǔ)給,地下水的化學(xué)和同位素特征與現(xiàn)今地表水類同,溶解相當(dāng)量的蒸發(fā)鹽和水體經(jīng)受過蒸發(fā)。

3 結(jié)論

(1)烏魯木齊河流域平原區(qū)的地表水普遍溶解有蒸發(fā)鹽,導(dǎo)致 Cl–和 SO42–、Na+濃度同步增大,說明蒸發(fā)鹽主要產(chǎn)生于地表,和晚全新世(近4000年)以來我國西北地區(qū)氣候不斷變得干旱有關(guān)。尤其是近百年來烏魯木齊河平原區(qū)不斷開墾徒弟和農(nóng)業(yè)灌溉更加劇了水體的蒸發(fā)。

(2)在Cl–濃度低于60 mL/L的地下水中土層有機(jī)質(zhì)包括地面植被會(huì)從降水中選擇性吸附 Br–,而且 Cl–濃度越低,地下水 Br–/Cl–比值,隨 Cl–濃度增大進(jìn)入天然石鹽的溶解域(1×10–3～1×10–4)。

(3)組孔 z1的地下水分層自上而下出現(xiàn)三層不同水體:現(xiàn)代水(埋深21～65m)是烏魯木齊河河水經(jīng)蒸發(fā)后入滲補(bǔ)給的,而下面二層水為晚全新世初期(埋深 179～259 m)和晚更新世末次冰期(埋深～353 m)補(bǔ)給的水都是原地的降水入滲。因?yàn)檠a(bǔ)給時(shí)段地貌位置不同,入滲水來源也會(huì)不同,所以推測在烏魯木齊河平原區(qū)剖面的水平方向上因?yàn)楹恿髯冞w出現(xiàn)就地降水或者烏魯木齊河河水入滲的不同補(bǔ)給。

致謝:本成果在研究過程中得到了新疆地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院的支持和幫助,在此表示衷心感謝！

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