提 要： 文中基于地下水系統理論并結合 piper 三線圖、礦物飽和指數、離子比例系數等水文地球化學分析方法，對紅堿淖流域水化學特征進行分析。 結果表明：1)湖水與地下水呈現堿性或弱堿性。 淺層地下水的水化學類型主要是 HCO3 - Ca 型，湖水的水化學類型主要是 Cl - Na 型。 沿地下水流動路徑，控制其水化學組分的作用由溶濾作用逐漸轉向蒸發濃縮作用。 2)淺層地下水水化學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化溶解是地下水水化學形成的重要組成部分。3)長時間的蒸發濃縮作用以及高鈉低鈣偏堿性的環境，是形成高氟湖水的主要原因。

　　關鍵詞： 地下水;水化學特征;水巖相互作用;蒸發濃縮;紅堿淖湖

　　在干旱半干旱的沙漠地區中，由于降水稀少，地下水常被作為周邊地區主要生活及農業用水，而沙漠中的湖泊對維持區域生態環境穩定和保護生物多樣性發揮重要作用[1，2]。 沙漠湖泊與地下水之間關系密切，會與地下水之間發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現夏季湖水主要由降水補給，秋季主要由地下水補給;巴丹吉林沙漠湖泊群的形成也與地下水的補給有關，地下水在地形高差的作用下發生徑流，而湖泊恰恰是局部地下水流系統中最低排泄點[5 - 6]。

　　因此，地下水水化學特征會在一定程度上影響湖水的水化學特征。 地下水水化學特征的形成受水文地質條件[7]、徑流條件[8]、含水層巖性[9] 及人類活動[10] 等的影響，研究其水化學特征有利于揭示區域地下水的演化規律。紅堿淖湖泊位于陜西省與內蒙古自治區的交界處，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給[12]。

　　當前有關紅堿淖流域的研究主要集中在地下水水化學[13 - 15]、紅堿淖水體變化及驅動因子[16]、土地利用和土地覆被對地下水補給關系上[17]，對地下水與沙漠湖泊水質差別及湖水高氟成因的研究很少。 現有研究表明，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組分的重要原因[14，18]。 沿地下水流動方向，TDS 不斷增高，地下水水化學類型表現出良好的分帶性[15]。文中針對紅堿淖流域地下水與湖水的水化學特征及成因進行研究，以期揭示該流域水質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及合理開發利用提供科學依據。

　　1 材料和方法

　　1. 1 研究區概況

　　紅堿淖(109°42′E - 110°54′E，39°13′N - 39°27′N)是內蒙古自治區和陜西省的邊界湖泊，位于毛烏素沙漠中。 該地區氣候屬溫帶大陸性半干旱氣候，干燥少雨，風沙較大且晝夜溫差大，多年平均降水量356. 4mm，多年平均蒸發量 1328. 5mm[19]。 區內主要有扎薩克河、松道溝河等七條季節性河流。研究區地形特征表現為四周高，中間低的湖盆狀，地勢較為平坦，平均海拔約為 1200m[20]。 整個流域大地構造屬于鄂爾多斯盆地的伊盟隆起區，地質構造簡單，斷層不發育。

　　該區內主要的地貌類型為風沙地貌，其成因類型主要分為剝蝕 - 堆積地貌、風積地貌、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，由侏羅系構成統一的潛水隔水底板。 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含水層和孔隙裂隙含水層組成的雙層結構和孔隙裂隙含水層組成的單層結構[14]。

　　地下水的補給來源主要有大氣降水、地表徑流、側向補給以及地下水的回滲等;排泄途徑主要有蒸發、地下水開采以及向地表水體的補給和側向徑流。紅堿淖湖是一個內陸封閉湖盆[12]，其水源補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給來源也來自大氣降水，因而大氣降水對湖水的補給起著主要作用[16]。紅堿淖的湖水位高低與當地氣候特征、河流以及地下水的補給有關。 研究區周邊分水嶺是地下水的補給區，紅堿淖湖是整個流域的最低點，也是地下水排泄的基準面，地下水位總體與地形趨于一致[21]。 在整個流域內，地下水最終均排泄于紅堿淖湖中。

　　1. 2 樣品采集與分析

　　根據研究區淺層地下水流動系統特征和區域水文地質條件，對紅堿淖流域地下水和湖水樣品進行了布點和采集工作。 在研究區均勻布置了 48 個采樣點，包括 44 個淺層地下水樣點和 4 個湖水樣點。

　　地下水樣品的采集和分析方法采用《地下水環境監測技術規定》 (2004 年)中的具體方法，選取具有代表性的居民水井進行采樣，使用 GPS 全球定位系統對研究區采樣點位置進行精確測定。 水樣的 pH 值運用便攜式 pH 計在現場監測，經過不斷的抽水直到各參數讀數穩定后進行記錄。取樣后用真空泵通過 0. 45μm 的濾膜對水樣進行抽濾，并分別裝入經預清洗并滅菌的 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- 的含量采用茜素絡合劑比色法測定。 利用陰陽離子平衡對水質分析結果的可靠性進行檢驗，計算結果誤差小于 5% ，說明數據測定結果可靠[22]。

　　根據各采樣點的離子濃度，使用 AqQa 軟件對紅堿淖流域的水質類型進行具體分析并繪制 Piper 三線圖;利用 PHREEQC 軟件對淺層地下水中的 44 個采樣點進行計算，判斷地下水離子存在是否與礦物溶解有關;利用 origin 2018 繪制離子比例關系圖進行描述性統計分析;利用 SPSS 軟件進行相關性分析判斷各離子相關性及氟存在的相關環境。

　　2 結果與分析

　　2. 1 地下水和湖水水化學特征

　　2. 1. 1 水化學參數統計

　　據描述性統計結果，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為陽離子：Ca2 +> Na+> Mg2 +> K+，陰離子：HCO-3> SO2 -4 > Cl-;湖水宏量離子含量排序為陽離子：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，各離子含量均表現為低等變異，F- 的變異系數為 32. 81% ，表現為中等變異。

　　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 水化學類型統計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水化學特征的重要方法[23 - 24]。

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

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

　　2. 2. 2 離子比例系數法分析進一步利用離子之間的比值對地下水中離子的來源進行反推[26]。 一般來說，Cl 在自然界中很穩定，不會與其他離子發生反應，當 γ(Na+) / γ(Cl-)為 1 時，說明水中的 Na+ 全部來自于巖鹽。 圖 4(a)所示，大部分水樣點的鈉氯比集中在 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，會發生一系列水文地球化學反應。 區內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，單井涌水量 10 ～ 100m3/ d，地下水的水質良好，TDS 含量較低，溶濾作用較強，含水層中的巖鹽、方解石、白云石等礦物發生水 - 巖相互作用使得地下水水化學組分發生改變;湖盆邊緣主要是含水層顆粒較細的粉細砂、亞粘土、亞砂土，當地下水進入到排泄區時，地下水位埋深變淺，徑流速度變慢，受蒸發濃縮作用影響相對較強。

　　在研究路徑上，地下水流動特征由“鹽隨水走”變為“水走鹽留”，水化學類型由 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基礎[32 - 33]，湖水中的氟離子來源于地下水中螢石的溶解，受蒸發濃縮的影響，湖水中的氟離子進行積累，再加之近些年湖面積的萎縮，加劇氟離子濃度升高。該區域整體受人類活動干預較小，因此其水化學演化呈現漸變過程，水質總體良好。 地下水與居民的生活息息相關，要建立起長期的地下水水質監測系統，加強對地下水資源的保護。

　　4 結論

　　淺層地下水與湖水聯系密切，但其水化學類型呈現很大的差異，這與二者分別受不同的水文地球化學作用影響有關。 對此得出以下主要結論：(1)研究區淺層地下水的平均 pH 值為 8. 05，湖水的平均 pH 值為 9. 63，表現為堿性或弱堿性。 根據研究區變異系數發現，地下水離子濃度在空間分布上存在一定的變化，湖水中不同采樣點同一離子濃度相差不大。 淺層地下水的優勢陽離子為 Ca2 +，優勢陰離子為 HCO-3 ;湖水優勢陽離子為 Na+，優勢陰離子為Cl-。(2)淺層地下水水化學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)研究區湖水的水化學組分主要受蒸發濃縮的影響。 湖水高鈉低鈣以及弱堿性環境有利于氟的存在。

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　　作者：張敏1，2， 董少剛1，2， 張文琦1， 馬銘言1， 趙鎮1