崔小順，鄭昭賢，程中雙，蘇 晨，陳宗宇

（1.河北省煤田地質(zhì)局環(huán)境地質(zhì)調(diào)查院，河北石家莊 050085；2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北石家莊 050061；3.自然資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，河北正定 050803）

0 引言

塔城盆地位于我國(guó)西北端，與哈薩克斯坦國(guó)接壤，區(qū)內(nèi)設(shè)有我國(guó)西部通往中亞及歐洲的交通要道巴克圖口岸，是新疆絲綢之路經(jīng)濟(jì)帶建設(shè)的核心區(qū)［1］。塔城盆地位于溫帶干旱和半干旱氣候區(qū)，地下水是區(qū)內(nèi)水資源的最重要組成部分，是區(qū)內(nèi)社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展的基礎(chǔ)資源［2］。地下水化學(xué)演化機(jī)制是地下水化學(xué)組分及其含量形成和變化的主要驅(qū)動(dòng)因素，是控制地下水質(zhì)的內(nèi)在成因［3］?？茖W(xué)的水功能區(qū)劃依賴于對(duì)地下水化學(xué)形成及演化機(jī)制的深入了解，從而避免干旱內(nèi)陸地區(qū)的缺水從資源性進(jìn)一步向水質(zhì)性缺水發(fā)展［4］。因此，正確認(rèn)識(shí)地下水化學(xué)演化機(jī)制，可為科學(xué)管理和合理開(kāi)發(fā)地下水資源提供科學(xué)依據(jù)，促進(jìn)干旱區(qū)生態(tài)環(huán)境與社會(huì)經(jīng)濟(jì)的協(xié)調(diào)發(fā)展［5］?，F(xiàn)階段，只有少量的區(qū)域水文地質(zhì)測(cè)繪和地下水質(zhì)量評(píng)價(jià)工作涉及塔城盆地的地下水化學(xué)內(nèi)容。1979年，李慶年［6］等在1∶20萬(wàn)塔城盆地水文地質(zhì)測(cè)繪工作中，首次調(diào)查研究了盆地尺度潛水水化學(xué)特征；2019-2021 年，呂曉立［7-9］等在塔城盆地地下水質(zhì)量評(píng)價(jià)中研究了三氮、鐵錳和氟化物的分布特征和主控因素。2019年和2020年，崔小順［10］等和呂曉立［11］等分別查明了塔城盆地承壓地下水和潛水的水化學(xué)空間變化特征。上述成果為該區(qū)的地下水化學(xué)后續(xù)研究提供了良好的支撐，但當(dāng)前仍缺乏從地下水含水和流動(dòng)系統(tǒng)角度出發(fā)，以盆地地下水循環(huán)條件為基礎(chǔ)，隨徑流路徑進(jìn)行的區(qū)域尺度潛水水化學(xué)演化研究。而且，上述研究主要采用圖解法、離子組合比值法、多元統(tǒng)計(jì)分析法，定性分析和識(shí)別含水層中主要地下水化學(xué)作用，隨典型水文地質(zhì)剖面的地下水流路徑，定量模擬地下水化學(xué)演化的研究更為鮮見(jiàn)。

塔城盆地北區(qū)是該盆地內(nèi)一個(gè)完整的一級(jí)地下水系統(tǒng)，也是區(qū)內(nèi)主要人口聚集區(qū)和農(nóng)業(yè)生產(chǎn)區(qū)。區(qū)內(nèi)潛水是當(dāng)?shù)剞r(nóng)牧業(yè)的主要開(kāi)采水源。本研究基于前人研究成果，根據(jù)塔城盆地北區(qū)的水文地質(zhì)條件，計(jì)算潛水蒸發(fā)程度，之后采用反向水文地球化學(xué)模擬，定量評(píng)估地下水系統(tǒng)中發(fā)生的水文地球化學(xué)作用，從而揭示地下水化學(xué)演化機(jī)制。這對(duì)該區(qū)地下水資源的優(yōu)化配置具有重要意義。

1 研究區(qū)概況

塔城盆地的地勢(shì)整體北高南低，自北緣地形最高處的塔爾哈巴臺(tái)山向南緣地形最低處的額敏河，地貌類型呈東西向帶狀分布，依次為冰水臺(tái)地、強(qiáng)傾斜洪積平原、黃土崗地、弱傾斜洪積平原和沖積平原。研究區(qū)潛水主要為第四系松散巖類孔隙水，自北向南主要賦存于強(qiáng)傾斜洪積平原的上更新統(tǒng)洪積砂礫石和中更新統(tǒng)冰水堆積礫石層；黃土崗地的上更新統(tǒng)含礫亞砂土層和砂質(zhì)亞黏土層；弱傾斜洪積平原的上更新統(tǒng)及全新統(tǒng)洪積砂卵礫石層；沖積平原的全新統(tǒng)沖積礫質(zhì)砂及含土礫石層。潛水主要在山前冰水臺(tái)地及洪積平原接收山區(qū)地表潛流及裂隙水的側(cè)向徑流補(bǔ)給和少量大氣降水入滲補(bǔ)給，大致由北向南先后流經(jīng)黃土崗地和沖積平原至額敏河階地，隨后排泄至該河。塔城盆地的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)較為強(qiáng)烈。喀拉哈巴克鄉(xiāng)以東，發(fā)育東西向延伸的斷裂翹起，該區(qū)石炭—二疊系及新近系基巖埋藏不深，上覆第四系黃色砂質(zhì)亞黏土，從而在區(qū)內(nèi)形成黃土崗地地貌。由于該斷裂翹起對(duì)地下水循環(huán)的影響，以黃土崗地西緣為界，可將研究區(qū)分為東區(qū)地下水子系統(tǒng)和西區(qū)地下水子系統(tǒng)（以下簡(jiǎn)稱東區(qū)和西區(qū)）。東區(qū)和西區(qū)的第四系沉積特征有所差異，即整體上東區(qū)的第四系沉積物相比西區(qū)包含較多的細(xì)顆粒物質(zhì)，西區(qū)的顆粒分選性相比東區(qū)較差，這使東區(qū)的地下水徑流條件相比西區(qū)較差。西區(qū)地下水埋深自山前大于90 m逐漸向額敏河呈平穩(wěn)減小趨勢(shì)，基本從也門勒鄉(xiāng)起，下游地下水埋深普遍小于5 m；東區(qū)地下水埋深也與西區(qū)呈現(xiàn)相似的特征，但受斷裂翹起影響，東區(qū)地下水位在黃土崗地北緣明顯上升，水位埋深小于5 m，地下水徑流通過(guò)黃土崗地后，隨導(dǎo)水?dāng)鄬涌焖傧陆担谂c之相連的洪積弱傾斜平原形成“跌水”現(xiàn)象，水位埋深再一次大于30 m，之后向下游呈平穩(wěn)上升趨勢(shì)，自博孜達(dá)克農(nóng)場(chǎng)南部起，地下水埋深小于5 m（圖1）。雖然“跌水”現(xiàn)象使黃土崗地南北測(cè)的地下水埋深突變，但南北側(cè)的第四系松散巖類孔隙地下水在導(dǎo)水?dāng)鄬拥目焖傧碌^(guò)程中仍具有統(tǒng)一流面，保證了地下水流系統(tǒng)的連續(xù)性。

2 研究方法

2.1 樣品采集與分析測(cè)試

根據(jù)地下水流場(chǎng)，本研究分別在東區(qū)和西區(qū)的典型地下水流路徑的始末點(diǎn)取樣。地下水樣品的采集時(shí)間為2015 年8 月，主要采自農(nóng)田灌溉機(jī)井和鄉(xiāng)村供水民井。西區(qū)模擬路徑的始末點(diǎn)地下水均采自上更新統(tǒng)洪積層；東區(qū)模擬路徑始末點(diǎn)地下水分別采自上更新統(tǒng)洪積層和全新統(tǒng)沖積層，雖然始末點(diǎn)地下水源自不同的含水層，但從東區(qū)典型水文地質(zhì)剖面（圖1）可知，以上兩個(gè)含水層中地下水屬同一地下水流系統(tǒng)，始末點(diǎn)地下水源自同一地下水流。

圖1 研究區(qū)水文地質(zhì)簡(jiǎn)圖、典型水文地質(zhì)剖面圖及反向地球化學(xué)模擬水流路徑始末點(diǎn)位置圖Fig.1 The hydrogeological map，typical hydrogeological sections and groundwater path simulated in inverse modeling at study area

地下水樣品依照樣品采集技術(shù)指南，經(jīng)過(guò)洗井、現(xiàn)場(chǎng)理化指標(biāo)監(jiān)測(cè)后進(jìn)行采集，并密封冷藏保存于聚乙烯瓶。重碳酸根和游離二氧化碳采用滴定法測(cè)定；硫酸根、氯離子采用離子色譜儀（IC）測(cè)定；鉀、鈉、鈣、鎂等離子采用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀（ICP-OES）測(cè)定；H2SiO3采用分光光度計(jì)測(cè)定，并檢驗(yàn)水中主要離子的電荷平衡誤差小于5%，以此保障測(cè)試精度。水中氫、氧穩(wěn)定同位素采用激光同位素光譜儀測(cè)定，其測(cè)試誤差均小于0.1‰。

2.2 反向水文地球化學(xué)模型

基于電荷平衡和質(zhì)量平衡構(gòu)建的反向水文地球化學(xué)模型，主要計(jì)算反應(yīng)相和生成相之間的摩爾轉(zhuǎn)移量，即氣體組分或礦物組分離開(kāi)或進(jìn)入水溶液的毫摩爾質(zhì)量，從而確定地下水在同一水流路徑上發(fā)生的水文地球化學(xué)作用［12］。反向水文地球化學(xué)概念模型為：

路徑起點(diǎn)地下水的水化學(xué)組分+反應(yīng)相=路徑終點(diǎn)的地下水的水化學(xué)組分+生成相

反應(yīng)相和生成相主要為參與或形成自水文地球化學(xué)反應(yīng)的礦物、可交換態(tài)離子和氣體。概念模型可基于電荷平衡和質(zhì)量平衡的數(shù)學(xué)模型表達(dá)［13］：

式中：m為水文地球化學(xué)反應(yīng)中反應(yīng)相和生成相的總數(shù)；MT，i為地下水中第i種元素的總摩爾濃度；MT，i為地下水中第i種元素的總摩爾濃度；an為第n種礦物或氣體離開(kāi)或進(jìn)入水溶液的摩爾濃度；bn，i為第n種礦物或氣體中第i種元素的化學(xué)計(jì)量系數(shù)；k為模型中包含的元素總數(shù)；ΔRS為地下水的氧化還原狀態(tài)；un為第n個(gè)相中的有效價(jià)態(tài)。

3 結(jié)果與分析

3.1 模擬水流路徑的選取

為提高模擬結(jié)果反映的地下水化學(xué)演化機(jī)制的代表性，反向水文地球化學(xué)建模首先要選取一條典型水流路徑。該水流路徑需從地下水的補(bǔ)給區(qū)橫跨至排泄區(qū)，而且水流路徑上的含水層結(jié)構(gòu)、礦物組成具有區(qū)域代表性。按照以上原則，西區(qū)選取的路徑為QS1→QS2；東區(qū)選取路徑為QS3→QS4（圖1）。模擬路徑起始點(diǎn)的地下水化學(xué)分析測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表1。

表1 水文地球化學(xué)模擬路徑始末點(diǎn)的地下水化學(xué)分析測(cè)試結(jié)果Tab.1 The hydrochemical and isotopic results of the initial and final point for groundwater flow simulated by inverse modeling

3.2 反應(yīng)/生成相的確定

反應(yīng)∕生成相是水文地球化學(xué)作用的直接參與者，設(shè)定準(zhǔn)確的反應(yīng)相對(duì)于模型求解十分重要。首先，選取含水介質(zhì)的主要礦物組分（石鹽、石膏、方解石、白云石、石英、鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、云母、蒙脫石、伊利石、高嶺石）為本次模型的第一類反應(yīng)∕生成相［6，14，15］。其次，選取吸附于黏土礦物表面的可交換態(tài)陽(yáng)離子（KX、NaX、MgX2、CaX2）為第二類反應(yīng)∕生成相。最后，由于潛水處于開(kāi)放體系，選取可參與水文地球化學(xué)反應(yīng)的游離CO2為第三類反應(yīng)∕生成相。

在模擬水流路徑上，除了反應(yīng)∕生成相的選取，準(zhǔn)確設(shè)置水文地球化學(xué)反應(yīng)方向（“溶解”或“沉淀”）可提高模型求解的精度，避免模型輸出偏離實(shí)際情況的解。采用PHREEQC 軟件中SOLUTION 模塊，計(jì)算模擬水流路徑始末點(diǎn)的地下水中礦物飽和指數(shù)（SI），以此判定路徑上水巖反應(yīng)方向。從地下水SI 計(jì)算表（表2）可知，所有模擬路徑的起、終點(diǎn)地下水中鈉長(zhǎng)石、鈣長(zhǎng)石、鹽巖和石膏的SI均小于0，反映上述礦物組分在地下水中處非飽和態(tài)，故在模型中設(shè)定上述礦物在模擬路徑上始終處于“溶解”；所有模擬路徑的起點(diǎn)地下水中鉀長(zhǎng)石、白云石和方解石的SI均小于0，但在模擬路徑的終點(diǎn)地下水中上述礦物的SI均大于0，反映上述礦物在模擬路徑的上游區(qū)處于非飽和溶解態(tài)，但在下游區(qū)逐漸飽和轉(zhuǎn)變?yōu)槌恋響B(tài)，故在模型中設(shè)定鉀長(zhǎng)石、白云石和方解石設(shè)為“溶解”或“沉淀”；所有模擬路徑起始點(diǎn)高嶺石、伊利石、鈣蒙脫石和云母的SI均大于0，反映上述礦物在地下水流路徑上始終處于飽和沉淀態(tài)，故在模型中設(shè)定上述黏土礦物和云母為“沉淀”。另外，根據(jù)崔小順［16］對(duì)塔城盆地潛水陽(yáng)離子交替吸附作用的研究結(jié)果，設(shè)定NaX、KX為“溶解”，將相應(yīng)的陽(yáng)離子交替吸附產(chǎn)物，即CaX2、MgX2設(shè)定為“沉淀”。

表2 模擬路徑起始點(diǎn)地下水的礦物飽和指數(shù)（SI）Tab.2 Saturation indices data of the initial and final point for simulating groundwater flow

3.3 模擬路徑上潛水蒸發(fā)程度定量評(píng)估

除了水巖作用，研究區(qū)潛水的水化學(xué)組分在徑流路徑上還受蒸發(fā)濃縮作用的影響，有必要在模型中設(shè)定水流路徑上地下水的蒸發(fā)倍數(shù)。地下水中氫氧穩(wěn)定同位素可表征蒸發(fā)作用和水巖作用引起的同位素交換［17］。郝愛(ài)兵等［18］指出在我國(guó)西北的含水介質(zhì)和第四系孔隙水之間基本不產(chǎn)生由水巖作用引發(fā)的氫氧穩(wěn)定同位素交換。因此，地下水中氫氧同位素只受蒸發(fā)作用影響?；谌鹄逐s推演的氘盈余定量蒸發(fā)模型［19，20］，定量評(píng)估模擬路徑始末點(diǎn)的地下水蒸發(fā)度，即經(jīng)蒸發(fā)作用后地下水與地下水補(bǔ)給來(lái)源—大氣降水的體積比。地下水點(diǎn)蒸發(fā)度和模擬路徑蒸發(fā)倍數(shù)的具體數(shù)學(xué)公式如下：

式中：f、ffinal、finitial為地下水蒸發(fā)度、模擬路徑終點(diǎn)和起點(diǎn)地下水蒸發(fā)度；dL0、dL為蒸發(fā)后大氣降水和地下水的氘盈余；α1、α2為開(kāi)放系統(tǒng)中非平衡分流條件下的氣相對(duì)液相的2H、18O 分餾系數(shù)；k為當(dāng)?shù)卮髿饨邓男甭?；e為模擬路徑的地下水蒸發(fā)倍數(shù)。

參數(shù)α1、α2依賴于地下水溫度和大氣濕度，具體參數(shù)賦值見(jiàn)參考文獻(xiàn)［20］。

根據(jù)研究區(qū)大氣降水的算數(shù)平均氫氧同位素比值（-13.3‰、-92.5‰；n=131）、塔城盆地地下水年均溫度（13.3 ℃）和年均大氣濕度（50%）、當(dāng)?shù)卮髿饨邓€（y=7.2x+3.2；n=131、R2=0.98）［10］，經(jīng)計(jì)算得出模擬路徑始末點(diǎn)地下水的蒸發(fā)度分別為95.9%（QS1）、89.8%（QS2）、98.8%（QS3）和90.8%（QS4）；模擬路徑1、2的地下水蒸發(fā)倍數(shù)分別為0.936和0.919。

3.4 模型參數(shù)設(shè)置

設(shè)定完模擬地下水流路徑、模擬路徑上反應(yīng)礦物相的種類及反應(yīng)方向和模擬路徑上地下水的蒸發(fā)倍數(shù)之后，可用PHREEQC 軟件建立反向水文地球化學(xué)模型。本次模型只選取模擬路徑始末點(diǎn)之間濃度變化較大的Na+、Mg2+、Ca2+、HCO3-、Cl-和設(shè)為模型收斂的變量條件，并設(shè)置實(shí)測(cè)值和模擬值的誤差小于5.0%。模擬水流路徑上的地下水溫均小于20℃，故該模型選擇適用于該溫度區(qū)間水巖反應(yīng)體系的熱力學(xué)數(shù)據(jù)庫(kù)phree‐qc.dat。

3.5 模型最優(yōu)解篩選

由于模擬選取的潛在反應(yīng)∕生成相大于實(shí)際參與水巖反應(yīng)的相，基于PHREEQC 的反向水文地球化學(xué)模型，經(jīng)過(guò)求解模擬路徑上反應(yīng)∕生成相的質(zhì)量平衡方程和電荷平衡方程［公式（1）、（2）］，輸出所有符合平衡方程及反應(yīng)熱力學(xué)規(guī)律的可行解，但其中包含不符合實(shí)際水文地質(zhì)條件的無(wú)效解，有必要篩選最優(yōu)解。模擬路徑1 的反向水文地球化學(xué)模型共輸出了5 個(gè)可行解，見(jiàn)表3?？尚薪?和5中表明在水流路徑上發(fā)生了大量的鈉長(zhǎng)石的不全等溶解（鈉長(zhǎng)石的高嶺石化），其反應(yīng)量甚至大于易溶的石膏。另外，可行解4 和5 中未發(fā)生正向陽(yáng)離子交換（Na-X+Ca2+=Ca-X+2Na+），這在產(chǎn)生大量石膏溶解而釋放鈣離子的地下水中不合理。另外，作者在前期研究中對(duì)135 組均勻分布于研究區(qū)潛水的氯堿指數(shù)（CAI）、溶解性總固體（TDS）和地下水化學(xué)類型的相關(guān)性進(jìn)行了定性分析，結(jié)果表明潛水自補(bǔ)給區(qū)至排泄區(qū)均發(fā)生正向陽(yáng)離子交換［16］。因此，判定可行解4、5 不符合模擬路徑上實(shí)際水文地球化學(xué)過(guò)程。可行解1、2、3 中石膏、石鹽、白云石、方解石、長(zhǎng)石的溶解量，陽(yáng)離子交換量和高嶺石的沉淀量基本相同，只區(qū)別于發(fā)生不全等溶解的長(zhǎng)石種類。從反應(yīng)熱力學(xué)角度，在0.1 MPa、25 ℃的環(huán)境條件下，鈉長(zhǎng)石高嶺石化反應(yīng)的吉布斯自由能量增量（ΔG）（-77.84 kJ∕mol）小于鉀長(zhǎng)石高嶺石化反應(yīng)的相應(yīng)值（-43.48 kJ∕mol）［21］。這反映地下水系統(tǒng)中鈉長(zhǎng)石相比鉀長(zhǎng)石更易發(fā)生不全等溶解，但可行解3 中鉀長(zhǎng)石的高嶺石化反應(yīng)優(yōu)先于鈉長(zhǎng)石相應(yīng)反應(yīng)發(fā)生，這在鈉長(zhǎng)石和鉀長(zhǎng)石同時(shí)存在的含水介質(zhì)中不合理。綜上，可行解1 和2 的結(jié)果符合野外實(shí)際情況，可將其確定為模擬路徑1 模型的最優(yōu)解。

從模擬路徑1 的最優(yōu)解可知，方解石在整體徑流路徑上發(fā)生了沉淀，這是由于下游徑流區(qū)和排泄區(qū)含水介質(zhì)中石膏發(fā)生了大量溶解，使該段地下水中Ca2+濃度顯著升高，并引發(fā)了同離子效應(yīng)，導(dǎo)致地下水中CaCO3達(dá)到過(guò)飽和態(tài)，并沉淀析出方解石。這結(jié)果也反映在整個(gè)模擬路徑的水巖相互相互作用體系中方解石的沉淀量大于溶解量。正向陽(yáng)離子交換作用發(fā)生于研究區(qū)潛水的整個(gè)徑流路徑，并降低地下水中Mg2+濃度［16］，因此白云石溶解是地下水中Mg2+濃度升高的主控作用，該作用對(duì)潛水相應(yīng)水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量為1.45 mmol∕L。潛水的蒸發(fā)濃縮在整個(gè)模擬路徑上對(duì)水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)有限，潛水中Cl-和的上升主要來(lái)自鹽巖和石膏溶解，對(duì)地下水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量分別為0.86 mmol∕L 和2.48 mmol∕L。模擬路徑上還發(fā)生Na+與Ca2+之間的正向陽(yáng)離子交換，該做用對(duì)相應(yīng)地下水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量為2.54 mmol∕L（以Na 為計(jì)）；另外，由于鈉長(zhǎng)石的不全等溶解量有限，其對(duì)地下水化學(xué)演化的貢獻(xiàn)也較小。

模擬路徑2 的反向水文地球化學(xué)模型共輸出了4 個(gè)可行解，見(jiàn)表3。依照模擬路徑1 的最優(yōu)解篩選原則，排除只發(fā)生鉀長(zhǎng)石不全等溶解反應(yīng)的可行解3、4，確定可行解1和2為模擬路徑2 的最優(yōu)解。模擬路徑2 上對(duì)水化學(xué)組分貢獻(xiàn)量較大的水文地球化學(xué)作用與模擬路徑1基本一致，主要為石膏、石鹽和白云石溶解、方解石沉淀和Na+-Ca2+之間的正向陽(yáng)離子交換，而且以上作用對(duì)水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量均大于模擬路徑1。

表3 反向水文地球化學(xué)模型輸出可行解統(tǒng)計(jì)表 mmol∕LTab.3 The models produced from the inverse modeling

4 討論

塔城盆地作為我國(guó)西北干旱-半干旱區(qū)的典型內(nèi)陸盆地，盆地內(nèi)降水稀少，缺少自山前向盆地腹地的常年性河流，盆地內(nèi)地下水在空間上較少受到降水和河水的入滲稀釋作用，使地下水化學(xué)組分在空間上呈明顯的水平分帶規(guī)律，即潛水的TDS和主要離子自山前向額敏河呈遞增特征，潛水水化學(xué)類型則從山前HCO3-Ca 型水逐漸過(guò)渡為SO4-Na 型水和SO4?Cl-Na 型水［16］。因此，通過(guò)本研究中兩個(gè)地下水子系統(tǒng)典型水流路徑上發(fā)生的地下水化學(xué)作用，可定量揭示塔城盆地北區(qū)一級(jí)地下水系統(tǒng)的水化學(xué)演化機(jī)制。

由于研究區(qū)地下水幾乎不受降水和河水的稀釋作用，主要地下水化學(xué)作用為蒸發(fā)作用和水巖作用。模擬路徑1 和2 的蒸發(fā)度分別為0.936 和0.919，表明地下水在徑流過(guò)程中受到的蒸發(fā)作用有限。這是由于潛水在以洪積平原為主的補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)埋深較大，通常大于10 m，從而幾乎不發(fā)生地下水蒸發(fā)作用。另外，雖然潛水在以沖積平原為主的下游徑流區(qū)和排泄區(qū)的埋深小于5 m，滿足發(fā)生地下水蒸發(fā)作用的極限埋深條件，但該區(qū)的包氣帶巖性主要為砂質(zhì)亞黏土和亞黏土，其垂向滲透系數(shù)較低，從而降低了蒸發(fā)量。以綜合體現(xiàn)地下水中主要離子的水化學(xué)指標(biāo)TDS 為例，僅在以上蒸發(fā)程度下模擬路徑1和2 的TDS 分別增加11.86 mg∕L 和10.30 mg∕L，只占實(shí)際地下水TDS 增量的1.78%和0.60%。因此，研究區(qū)蒸發(fā)作用對(duì)地下水化學(xué)組分的影響較小，也反映水巖作用對(duì)研究區(qū)潛水的水化學(xué)演化起到了主控作用。

在地下水流路徑上，地下水補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)的潛水水力坡度較大，含水層滲透性較好，徑流條件相比下游徑流區(qū)和排泄區(qū)較好（圖1）。即使補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)的含水層中賦存石鹽、石膏等易溶鹽，經(jīng)過(guò)長(zhǎng)期充分溶濾，易遷移的離子淋洗比較充分，地下水化學(xué)組分主要受碳酸鹽和硅酸鹽等難溶鹽淋濾作用和陽(yáng)離子交換的影響。由于潛水徑流至下游徑流區(qū)和排泄區(qū)時(shí)其中碳酸鹽處于溶解平衡或飽和狀態(tài)，該區(qū)的地下水化學(xué)組分主要受易溶鹽溶解的影響。另外，由于下游徑流區(qū)和排泄區(qū)的地下水徑流滯緩，水巖反應(yīng)時(shí)間較長(zhǎng)，從而使易溶鹽溶解對(duì)地下水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量也明顯比補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)難溶鹽的溶濾作用大。雖然補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)的含水介質(zhì)普遍比下游徑流區(qū)和排泄區(qū)顆粒粗大，但受碎屑顆粒的分選影響，在整個(gè)徑流路徑上普遍存在黏性土顆粒，具有可發(fā)生陽(yáng)離子交替吸附作用的物質(zhì)基礎(chǔ)。作者的前期研究結(jié)果表明潛水的CAI 在整個(gè)徑流路徑上均為負(fù)值，反映自補(bǔ)給區(qū)至排泄區(qū)的地下水中Ca2+、Mg2+持續(xù)置換巖土所吸附的Na+、K+，即發(fā)生正向陽(yáng)離子交替吸附作用，而且CAI的絕對(duì)值與TDS呈負(fù)相關(guān)，表明隨著地下水流路徑陽(yáng)離子交替吸附作用的驅(qū)動(dòng)力逐漸減弱，反映相比于下游徑流區(qū)和排泄區(qū)，補(bǔ)給區(qū)和上游徑流區(qū)發(fā)生較為顯著的正向陽(yáng)離子交替吸附作用。這種規(guī)律也符合下游徑流區(qū)和排泄區(qū)石鹽溶解引發(fā)的地下水中Na+含量快速上升下的水文地球化學(xué)環(huán)境對(duì)陽(yáng)離子交換作用的約束。在空間上，模擬路徑2 代表的東區(qū)地下水子系統(tǒng)相比模擬路徑1 代表的西區(qū)地下水子系統(tǒng)，受斷裂翹起形成的黃土崗地影響，其含水介質(zhì)顆粒整體較細(xì)，徑流相對(duì)滯緩，水巖反應(yīng)時(shí)間的拉長(zhǎng)使相同礦物的溶濾對(duì)地下水化學(xué)組分的貢獻(xiàn)量較大。

5 結(jié)論

基于定量蒸發(fā)程度計(jì)算及反向水文地球化學(xué)模擬結(jié)果的綜合分析及討論，可獲得以下結(jié)論：

（1）研究區(qū)地下水化學(xué)演化主要受水巖作用控制，僅受少量蒸發(fā)作用影響，幾乎不受降水和河水的稀釋作用。

（2）從補(bǔ)給區(qū)至排泄區(qū)的徑流路徑上，地下水系統(tǒng)中主要發(fā)生方解石沉淀，白云石、石膏、鹽巖溶解和Na+-Ca2+間的正向陽(yáng)離子交換，并發(fā)生少量斜長(zhǎng)石的不全等溶解。

（3）由于西區(qū)地下水子系統(tǒng)的徑流條件相比東區(qū)較好，地下水循環(huán)速率較快，溶濾作用、陽(yáng)離子交替吸附作用對(duì)地下水化學(xué)演化的貢獻(xiàn)量較小，而且在西區(qū)地下水子系統(tǒng)基本不發(fā)生鹽巖溶解作用，這使西區(qū)地下水子系統(tǒng)的水質(zhì)相比東區(qū)較好。