提 要： 文中基于地下水系統(tǒng)理論并結(jié)合 piper 三線圖、礦物飽和指數(shù)、離子比例系數(shù)等水文地球化學(xué)分析方法，對紅堿淖流域水化學(xué)特征進(jìn)行分析。 結(jié)果表明：1)湖水與地下水呈現(xiàn)堿性或弱堿性。 淺層地下水的水化學(xué)類型主要是 HCO3 - Ca 型，湖水的水化學(xué)類型主要是 Cl - Na 型。 沿地下水流動(dòng)路徑，控制其水化學(xué)組分的作用由溶濾作用逐漸轉(zhuǎn)向蒸發(fā)濃縮作用。 2)淺層地下水水化學(xué)組分的形成主要受水巖相互作用以及陽離子交換作用的控制;碳酸鹽、硫酸鹽、硅酸鹽和巖鹽等礦物的風(fēng)化溶解是地下水水化學(xué)形成的重要組成部分。3)長時(shí)間的蒸發(fā)濃縮作用以及高鈉低鈣偏堿性的環(huán)境，是形成高氟湖水的主要原因。

　　關(guān)鍵詞： 地下水;水化學(xué)特征;水巖相互作用;蒸發(fā)濃縮;紅堿淖湖

　　在干旱半干旱的沙漠地區(qū)中，由于降水稀少，地下水常被作為周邊地區(qū)主要生活及農(nóng)業(yè)用水，而沙漠中的湖泊對維持區(qū)域生態(tài)環(huán)境穩(wěn)定和保護(hù)生物多樣性發(fā)揮重要作用[1，2]。 沙漠湖泊與地下水之間關(guān)系密切，會(huì)與地下水之間發(fā)生不同程度的水分及鹽分交換[3]，古麗波斯坦·吐遜江[4] 等對鄂爾多斯盆地的木凱淖湖研究發(fā)現(xiàn)夏季湖水主要由降水補(bǔ)給，秋季主要由地下水補(bǔ)給;巴丹吉林沙漠湖泊群的形成也與地下水的補(bǔ)給有關(guān)，地下水在地形高差的作用下發(fā)生徑流，而湖泊恰恰是局部地下水流系統(tǒng)中最低排泄點(diǎn)[5 - 6]。

　　因此，地下水水化學(xué)特征會(huì)在一定程度上影響湖水的水化學(xué)特征。 地下水水化學(xué)特征的形成受水文地質(zhì)條件[7]、徑流條件[8]、含水層巖性[9] 及人類活動(dòng)[10] 等的影響，研究其水化學(xué)特征有利于揭示區(qū)域地下水的演化規(guī)律。紅堿淖湖泊位于陜西省與內(nèi)蒙古自治區(qū)的交界處，是我國最大的沙漠淡水湖[11]。 該湖泊是封閉性湖盆，接受周邊地下水的補(bǔ)給[12]。

　　當(dāng)前有關(guān)紅堿淖流域的研究主要集中在地下水水化學(xué)[13 - 15]、紅堿淖水體變化及驅(qū)動(dòng)因子[16]、土地利用和土地覆被對地下水補(bǔ)給關(guān)系上[17]，對地下水與沙漠湖泊水質(zhì)差別及湖水高氟成因的研究很少。 現(xiàn)有研究表明，地下水與方解石(CaCO3 )、白云石(CaMg(CO3 )2 )等礦物的水巖相互作用是形成地下水化學(xué)組分的重要原因[14，18]。 沿地下水流動(dòng)方向，TDS 不斷增高，地下水水化學(xué)類型表現(xiàn)出良好的分帶性[15]。文中針對紅堿淖流域地下水與湖水的水化學(xué)特征及成因進(jìn)行研究，以期揭示該流域水質(zhì)差異的原因及高氟湖水的成因，為沙漠型湖泊高氟水的形成探究提供參考，并為紅堿淖流域水資源的保護(hù)及合理開發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)。

　　1 材料和方法

　　1. 1 研究區(qū)概況

　　紅堿淖(109°42′E - 110°54′E，39°13′N - 39°27′N)是內(nèi)蒙古自治區(qū)和陜西省的邊界湖泊，位于毛烏素沙漠中。 該地區(qū)氣候?qū)贉貛Т箨懶园敫珊禋夂颍�干燥少雨，風(fēng)沙較大且晝夜溫差大，多年平均降水量356. 4mm，多年平均蒸發(fā)量 1328. 5mm[19]。 區(qū)內(nèi)主要有扎薩克河、松道溝河等七條季節(jié)性河流。研究區(qū)地形特征表現(xiàn)為四周高，中間低的湖盆狀，地勢較為平坦，平均海拔約為 1200m[20]。 整個(gè)流域大地構(gòu)造屬于鄂爾多斯盆地的伊盟隆起區(qū)，地質(zhì)構(gòu)造簡單，斷層不發(fā)育。

　　該區(qū)內(nèi)主要的地貌類型為風(fēng)沙地貌，其成因類型主要分為剝蝕 - 堆積地貌、風(fēng)積地貌、流水侵蝕堆積地貌和湖(沼)堆積地貌[15]。 揭露地層主要分為白堊系、侏羅系和第四系，由侏羅系構(gòu)成統(tǒng)一的潛水隔水底板。 第四系巖性主要有卵礫砂石，中粗砂和粘砂土，白堊系的巖性主要是長石砂巖、石英砂巖、含礫砂巖、……，分選均較差[19]。 地下水有由多孔介質(zhì)含水層和孔隙裂隙含水層組成的雙層結(jié)構(gòu)和孔隙裂隙含水層組成的單層結(jié)構(gòu)[14]。

　　地下水的補(bǔ)給來源主要有大氣降水、地表徑流、側(cè)向補(bǔ)給以及地下水的回滲等;排泄途徑主要有蒸發(fā)、地下水開采以及向地表水體的補(bǔ)給和側(cè)向徑流。紅堿淖湖是一個(gè)內(nèi)陸封閉湖盆[12]，其水源補(bǔ)給主要來自于大氣降水，地表河流以及周邊地下水的匯入，其中地下水及地表河流的補(bǔ)給來源也來自大氣降水，因而大氣降水對湖水的補(bǔ)給起著主要作用[16]。紅堿淖的湖水位高低與當(dāng)?shù)貧夂蛱卣鳌⒑恿饕约暗叵滤�的補(bǔ)給有關(guān)。 研究區(qū)周邊分水嶺是地下水的補(bǔ)給區(qū)，紅堿淖湖是整個(gè)流域的最低點(diǎn)，也是地下水排泄的基準(zhǔn)面，地下水位總體與地形趨于一致[21]。 在整個(gè)流域內(nèi)，地下水最終均排泄于紅堿淖湖中。

　　1. 2 樣品采集與分析

　　根據(jù)研究區(qū)淺層地下水流動(dòng)系統(tǒng)特征和區(qū)域水文地質(zhì)條件，對紅堿淖流域地下水和湖水樣品進(jìn)行了布點(diǎn)和采集工作。 在研究區(qū)均勻布置了 48 個(gè)采樣點(diǎn)，包括 44 個(gè)淺層地下水樣點(diǎn)和 4 個(gè)湖水樣點(diǎn)。

　　地下水樣品的采集和分析方法采用《地下水環(huán)境監(jiān)測技術(shù)規(guī)定》 (2004 年)中的具體方法，選取具有代表性的居民水井進(jìn)行采樣，使用 GPS 全球定位系統(tǒng)對研究區(qū)采樣點(diǎn)位置進(jìn)行精確測定。 水樣的 pH 值運(yùn)用便攜式 pH 計(jì)在現(xiàn)場監(jiān)測，經(jīng)過不斷的抽水直到各參數(shù)讀數(shù)穩(wěn)定后進(jìn)行記錄。取樣后用真空泵通過 0. 45μm 的濾膜對水樣進(jìn)行抽濾，并分別裝入經(jīng)預(yù)清洗并滅菌的 5L 聚乙烯瓶中。

　　TDS 的含量采用重量法測定;K+ 和 Na+ 的含量使用火焰發(fā)射光譜法測定;Ca2 + 和 Mg2 + 的含量使用乙二胺四乙酸二鈉滴定法測定;Cl- 的含量采用銀量滴定法測定;SO2 -4 的含量采用乙二胺四乙酸二鈉 - 鋇滴定法測定;HCO-3 的含量使用酸堿指示劑滴定法測定;F- 的含量采用茜素絡(luò)合劑比色法測定。 利用陰陽離子平衡對水質(zhì)分析結(jié)果的可靠性進(jìn)行檢驗(yàn)，計(jì)算結(jié)果誤差小于 5% ，說明數(shù)據(jù)測定結(jié)果可靠[22]。

　　根據(jù)各采樣點(diǎn)的離子濃度，使用 AqQa 軟件對紅堿淖流域的水質(zhì)類型進(jìn)行具體分析并繪制 Piper 三線圖;利用 PHREEQC 軟件對淺層地下水中的 44 個(gè)采樣點(diǎn)進(jìn)行計(jì)算，判斷地下水離子存在是否與礦物溶解有關(guān);利用 origin 2018 繪制離子比例關(guān)系圖進(jìn)行描述性統(tǒng)計(jì)分析;利用 SPSS 軟件進(jìn)行相關(guān)性分析判斷各離子相關(guān)性及氟存在的相關(guān)環(huán)境。

　　2 結(jié)果與分析

　　2. 1 地下水和湖水水化學(xué)特征

　　2. 1. 1 水化學(xué)參數(shù)統(tǒng)計(jì)

　　據(jù)描述性統(tǒng)計(jì)結(jié)果，紅堿淖流域淺層地下水的 pH 值在 7. 75 ～ 8. 92 之間，湖水的 pH 值在 9. 63左右，分別呈弱堿性或堿性。 地下水宏量離子含量排序?yàn)殛栯x子：Ca2 +> Na+> Mg2 +> K+，陰離子：HCO-3> SO2 -4 > Cl-;湖水宏量離子含量排序?yàn)殛栯x子：Na+> Mg2 +> K+> Ca2 +，陰離子：Cl-> HCO-3 > SO2 -4 。淺層地下水中離子的變異程度約在 20% ～ 100% 之間，表現(xiàn)出明顯的空間差異分布性;湖水中除 F-外，各離子含量均表現(xiàn)為低等變異，F(xiàn)- 的變異系數(shù)為 32. 81% ，表現(xiàn)為中等變異。

　　淺層地下水與湖水 TDS值相差極大，淺層地下水的 TDS 在 179. 72mg / L ～ 1191. 31mg / L 之間，平均值為 484. 81mg / L，湖水的 TDS在 4212. 37mg / L ～ 4886. 76mg / L 之間，平均值為 4685. 07mg / L。2. 1. 2 水化學(xué)類型統(tǒng)計(jì)Piper 三線圖是不受人為因素影響的表征水體主要離子組成變化并體現(xiàn)水化學(xué)特征的重要方法[23 - 24]。

　　研究區(qū)內(nèi)淺層地下水中共有 28 個(gè)水樣點(diǎn)分布在Ⅰ區(qū)，其水化學(xué)類型是 Ca·HCO3 型;有 10 個(gè)水樣點(diǎn)分布在Ⅳ區(qū)，為混合 Ca·Mg·Cl 型水;有 4 個(gè)水樣點(diǎn)分布在Ⅲ區(qū)，其水化學(xué)類型為混合 Ca·Na·HCO3 型;HG - 24 和 HG - 22 樣點(diǎn)各分布在Ⅱ和Ⅴ區(qū)，分別是 Na·Cl 型和 Ca·Cl 型水;湖水的 4 個(gè)采樣點(diǎn)水化學(xué)類型均為 Na·Cl 型。在研究區(qū)內(nèi)沿地下水的流動(dòng)路徑(圖 1)，以淺層地下水采樣點(diǎn) HG - 40，HG - 39，HG - 38，HG - 36，HG - 24 為研究對象，水化學(xué)類型由 HCO3 - Ca 型—混合 HCO3 - Ca·Na 型—Cl - Na 型演化。2. 2 水化學(xué)成因分析2. 2. 1 礦物飽和指數(shù)法分析利用礦物飽和指數(shù) SI 來判斷地下水中礦物的溶解沉淀狀態(tài)[25]。 當(dāng) SI > 0. 5，說明某種礦物在地下水中處于飽和狀態(tài)，會(huì)從水中析出沉淀，反之則處于溶解狀態(tài);當(dāng) SI 在 - 0. 5 ～ 0. 5 之間時(shí)處于溶解平衡狀態(tài)。

　　80% 的水樣點(diǎn)中方解石處于溶解平衡狀態(tài)，可能會(huì)發(fā)生微量沉淀;大約 20% 水樣點(diǎn)白云石處于溶解平衡狀態(tài)，其余 80% 均處于溶解狀態(tài);全部水樣點(diǎn)巖鹽的 SI 值在 -8. 69 ～ - 6. 46 之間，均處于未飽和狀態(tài)，礦物會(huì)發(fā)生溶解，可以判定水中 Na+ 和 Cl- 的存在與巖鹽有極大關(guān)系;全部水樣點(diǎn)中石膏的 SI 值在 - 2. 87 ～ - 0. 9 之間，表明石膏均處于溶解狀態(tài)，是地下水中 Ca2 + 和SO2 -4 的來源之一;11% 水樣點(diǎn)的石英飽和指數(shù)在 0 ～ 0. 5 之間，處于平衡狀態(tài)，其余 89% 水樣點(diǎn)的石英飽和指數(shù)大于 0. 5，處沉淀狀態(tài);地下水中螢石的飽和指數(shù) SI 值在 - 4. 81 ～ - 1. 34 之間，全部水樣點(diǎn)的螢石均處于溶解狀態(tài)，說明地下水中的氟的來源與螢石的溶解有關(guān)。

　　2. 2. 2 離子比例系數(shù)法分析進(jìn)一步利用離子之間的比值對地下水中離子的來源進(jìn)行反推[26]。 一般來說，Cl 在自然界中很穩(wěn)定，不會(huì)與其他離子發(fā)生反應(yīng)，當(dāng) γ(Na+) / γ(Cl-)為 1 時(shí)，說明水中的 Na+ 全部來自于巖鹽。 圖 4(a)所示，大部分水樣點(diǎn)的鈉氯比集中在 1：1 線之下，說明水樣中的 Na+ 除了來自于巖鹽外，可能還有硅酸鹽或芒硝等其他外源鈉的輸入。

　　3 討論

　　地下水自流域邊界向湖盆徑流排泄過程中，會(huì)發(fā)生一系列水文地球化學(xué)反應(yīng)。 區(qū)內(nèi)流域邊緣含水層巖性主要為砂巖，砂礫巖等顆粒較粗的物質(zhì)，單井涌水量 10 ～ 100m3/ d，地下水的水質(zhì)良好，TDS 含量較低，溶濾作用較強(qiáng)，含水層中的巖鹽、方解石、白云石等礦物發(fā)生水 - 巖相互作用使得地下水水化學(xué)組分發(fā)生改變;湖盆邊緣主要是含水層顆粒較細(xì)的粉細(xì)砂、亞粘土、亞砂土，當(dāng)?shù)叵滤�進(jìn)入到排泄區(qū)時(shí)，地下水位埋深變淺，徑流速度變慢，受蒸發(fā)濃縮作用影響相對較強(qiáng)。

　　在研究路徑上，地下水流動(dòng)特征由“鹽隨水走”變?yōu)?ldquo;水走鹽留”，水化學(xué)類型由 HCO3 - Ca 型水向 Cl - Na 型演化。富氟巖層的存在是含氟水形成的物源和地質(zhì)基礎(chǔ)[32 - 33]，湖水中的氟離子來源于地下水中螢石的溶解，受蒸發(fā)濃縮的影響，湖水中的氟離子進(jìn)行積累，再加之近些年湖面積的萎縮，加劇氟離子濃度升高。該區(qū)域整體受人類活動(dòng)干預(yù)較小，因此其水化學(xué)演化呈現(xiàn)漸變過程，水質(zhì)總體良好。 地下水與居民的生活息息相關(guān)，要建立起長期的地下水水質(zhì)監(jiān)測系統(tǒng)，加強(qiáng)對地下水資源的保護(hù)。

　　4 結(jié)論

　　淺層地下水與湖水聯(lián)系密切，但其水化學(xué)類型呈現(xiàn)很大的差異，這與二者分別受不同的水文地球化學(xué)作用影響有關(guān)。 對此得出以下主要結(jié)論：(1)研究區(qū)淺層地下水的平均 pH 值為 8. 05，湖水的平均 pH 值為 9. 63，表現(xiàn)為堿性或弱堿性。 根據(jù)研究區(qū)變異系數(shù)發(fā)現(xiàn)，地下水離子濃度在空間分布上存在一定的變化，湖水中不同采樣點(diǎn)同一離子濃度相差不大。 淺層地下水的優(yōu)勢陽離子為 Ca2 +，優(yōu)勢陰離子為 HCO-3 ;湖水優(yōu)勢陽離子為 Na+，優(yōu)勢陰離子為Cl-。(2)淺層地下水水化學(xué)組分形成主要受水巖相互作用和陽離子交換作用的影響。 其中，Na+ 和 Cl- 主要來源于含水層中巖鹽等含鈉礦物的溶解，Ca2 + 和 Mg2 + 主要來源于方解石、白云石等的溶解，SO2 -4 主要來源于石膏的溶解。(3)研究區(qū)湖水的水化學(xué)組分主要受蒸發(fā)濃縮的影響。 湖水高鈉低鈣以及弱堿性環(huán)境有利于氟的存在。

　　參考文獻(xiàn)：

　　[1]任昱. 內(nèi)蒙古沙漠濕地動(dòng)態(tài)變化研究[D]. 呼和浩特：內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)，2010：1 - 7.

　　[2]許靜. 榆林紅堿淖風(fēng)景區(qū)規(guī)劃研究[D]. 咸陽：西北農(nóng)林科技大學(xué)，2013：11 - 12.

　　[3]鞏艷萍. 巴丹吉林沙漠地下水對湖泊水均衡及其鹽分變化的影響[D]. 北京：中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，2017：32 - 42.

　　[4]古麗波斯坦·吐遜江，龐忠和，尚彥軍. 從同位素和水化學(xué)成分對比看沙漠地區(qū)湖泊水補(bǔ)給來源 - 以鄂爾多斯盆地木凱淖湖為例[J]. 新疆地質(zhì)，2020，38(4)：546 - 551.

　　[5]張文強(qiáng). 巴丹吉林沙漠湖泊與地下水主要特征及成因機(jī)理分析[D]. 北京：中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，2018：24 - 31.

　　[6]JIN K，RAO W B，TAN H B，et al. H - O isotopic and chemical characteristics of a precipitation - lake water - groundwater system in a desert area[J]. Journal of Hydrology，2018，559：848 - 860.

　　[7]馮國平，高宗軍，蔡五田，等. 豫北山前修武地區(qū)地下水水化學(xué)特征及水質(zhì)評價(jià)[J]. 長江科學(xué)院院報(bào)，2021，38(1)：27 - 34.

　　[8]宋晨，馬斌，梁杏，等. 瑪納斯河流域山前平原地下水水化學(xué)特征與補(bǔ)給來源[J]. 干旱區(qū)資源與環(huán)境，2021，35(1)：160 - 168.

　　[9]侯慶秋，董少剛，張旻瑋. 內(nèi)蒙古四子王旗淺層地下水水化學(xué)特征及其成因[J]. 干旱區(qū)資源與環(huán)境，2020，34(4)：116 - 121.

　　作者：張敏1，2， 董少剛1，2， 張文琦1， 馬銘言1， 趙鎮(zhèn)1