柳林泉是山西省著名的十大岩溶大泉之一, 出露于柳林镇东龙门会、寨东一带的三川河谷中, 由80多个泉点组成, 多年平均流量2.20 m³·s^-1[1~3], 成为吕梁地区六县区工农业生产和城镇居民生活用水的主要供水水源, 流域内丰富的岩溶地下水资源在保障城乡居民饮水安全、经济快速发展、生态环境平衡等方面具有重要的支撑作用^{[4, 5]}. 20世纪八九十年代, 我国很多水文地质学者对柳林泉域的地质、水文地质条件, 泉流量动态特征、泉域的保护进行了深入研究, 取得了许多重要成果, 为柳林泉的开发与保护提供了重要依据^[6~12].

近年来, 在人类活动和气候变化(降雨量的减少)的双重影响下, 岩溶地下水资源的自然平衡被打破, 导致了地下水位下降, 泉流量不断减少^{[13, 14]}; 岩溶水系统的循环条件、水动力特征、水化学特征等都发生了很大改变, 引起了有关学者的关注^[15].如臧红飞等^[16]、贾振兴等^[17]和魏晓鸥等^[18]在2011年5月在泉域内布设了一条岩溶地下水水质监测剖面, 从补给区, 到中部径流区、到排泄区、再到西部滞留区共选择了10个代表性井(泉)点进行了测试分析, 深入研究了柳林泉域岩溶地下水中主要阴阳离子的来源、典型渗流路径的水文地球化学演化规律、岩溶水的补给径流特征和滞留时间等一系列的问题.但由于受样品数量所限, 上述研究仅对一个典型剖面的水文地球化学演化规律进行了揭示.柳林泉流域面积大, 地下水系统较为复杂^[2], 上述成果对区域上的水文地球化学形成演化的研究显得有些不足.本研究于2014年8月对柳林泉域的补给区、径流区、排泄区、深埋区29个岩溶地下水进行了有针对性的系统取样, 对主要离子组分进行了测试分析, 探讨了不同径流区水化学特征、来源及影响因素, 进一步揭示流域水化学区域演化规律, 以期为流域水资源可持续利用和当地水资源综合规划提供参考.

1 研究区概况

柳林泉域属黄河水系, 位于山西省中部西侧吕梁市, 东经110°43′~111°35′, 北纬37°3′~38°18′, 流域面积6 080 km².属黄土高原区地貌, 总的地势是东高西低, 北高南低.自东北向西南倾斜, 两侧高山隆起, 中部切割下陷, 整个横断面呈“V”形状.属暖温带季风型大陆性干旱、半干旱气候.多年平均降水量为447.55 mm.多年平均蒸发量1 635.8 mm.年内降水高峰期主要出现在6~9月, 占全年降水量的71.5%~72.4%, 枯水期出现在每年的12月至次年的2月.年均气温9~10℃, 1月最低气温-23℃, 7月最高气温达38℃.

构造上处于山西吕梁山复背斜向鄂尔多斯盆地过渡地带, 总体上构成一向西倾斜的单斜构造^[2]; 东部吕梁山一带广泛出露太古界、元古界变质岩和花岗岩, 南部和中西部主要为下古生界寒武系、奥陶系碳酸盐岩, 含蒸发岩石膏夹层; 西部为石炭-二叠系砂岩及煤系地层, 覆盖于碳酸盐岩之上(图 1).岩溶水主要赋存在下古生界碳酸盐岩含水岩组中.岩性以灰岩、白云岩为主, 夹5~6层碎屑岩和泥灰岩, 碳酸盐岩总厚度330~735 m^[5].岩溶地下水接受碳酸盐岩裸露区和覆盖区大气降水直接或间接入渗补给及地表径流沿河道的渗漏补给, 受地形和含水层产状控制, 由东往西和由南、北两翼向中部三川河河谷汇集, 最后在柳林县城东侧受石炭、二叠系区域隔水顶板阻挡在三川河河谷中出露大小不等的80多个泉点, 组成柳林泉群.流域在平面上可划分为补给区、径流区、排泄区和深埋区^{[2, 4]}.

2 材料与方法 2.1 取样点基本情况及分布

2014年8月19~23日对柳林泉域内29个岩溶水点进行了取样分析.地下水主要分布于补给区、径流区、排泄区、深埋区.补给区取样点主要位于流域南部、东部裸露岩溶区一带, 类型以泉水为主(7个), 并对3个村屯深度较浅的机井进行了取样, 机井深30~100 m; 径流区取样点主要分布于中部离石覆盖岩溶区一带, 均为机井, 井深200~500 m.排泄区取样点主要分布于柳林县城三川河两岸的泉群, 泉群出口多, 但大多位于三川河床中, 无法取样, 本次仅对南岸的上青龙泉和北岸的杨家港泉、刘家疙瘩泉进行取样; 深埋区的取样点主要位于柳林泉群西侧和北侧, 均为机井, 由于岩溶含水层被深埋于石炭系和二叠系地层之下, 机井深度均大于500 m(550~1 000 m).取样点详细信息如表 1, 取样点位置如图 1所示.

2.2 样品分析测试

样品的测试指标为常规指标.主要包括：水温、电导率、pH值、K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-、SO₄^2-、NO₃^-、Cl^-.主要采用仪器现场测试、现场滴定和样品室内测试相结合的研究方法.野外现场利用德国WTW公司生产pH/Cond340i测试仪测试各水点的水温、pH值和电导率, 分辨率分别为0.1℃、0.1pH单位和1 μS·cm^-1; 使用德国Aquamerck公司生产的碱度计和硬度计测定河水的HCO₃^-和Ca²⁺质量浓度, 分辨率分别为6mg·L^-1和1mg·L^-1.样品在现场进行过滤(0.45 μm Millipore滤膜)后再装入100 mL聚乙烯瓶中.用于阳离子(Ca²⁺、Mg²⁺、K⁺和Na⁺)测定的样品立即加入超纯盐酸酸化至pH < 2, 密封于暗箱中保存; 用于测定阴离子的样品直接密封于暗箱中保存.

样品带回实验室后, 用原子吸收光谱法(atomic absorption spectroscopy, AAS)测定阳离子(Mg²⁺、K⁺和Na⁺)质量浓度.阴离子质量浓度(SO₄²⁺、Cl^-和NO₃^-)用高效液相色谱(HPLC)仪测定.阴阳离子电荷平衡之差 < 5%.测试结果如表 2.其中: TZ⁺=Na⁺+K⁺+2Mg²⁺+2Ca²⁺; TZ^-=HCO₃^-+Cl^-+NO₃^-+2SO₄^2-; NICB=(TZ⁺-TZ^-)×100/(TZ⁺+TZ^-).

3 结果与分析 3.1 综合性指标特征 3.1.1 pH值

岩溶水点的pH值变化范围在7.24~8.20之间, 平均为7.75, 所有样点的pH值均大于7, 呈碱性, 与我国西南岩溶地下水的特征相一致^[19~23], 主要受控于碳酸盐岩溶解.但pH平均值大于我国乌江流域^[21]和重庆地区岩溶地下水^[22]的值, 这反应出不同气候条件、地理环境及地下水运动过程对岩溶水化学的控制作用^{[24, 25]}.

3.1.2 水温

水温变化范围较大(9.1~28.4℃), 平均值为16.6℃.从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区地下水温呈不断升高(图 2).补给区样点的温度整体较低, 平均值基本接近于当地平均气温(10℃).补给区主要位于研究区南部、东部和北部的裸露岩溶山区, 样点的高程在1 166~1 797 m之间, 3个机井的深度均不超过100 m(表 1), 其水温主要受当地平均气温控制; 虽然研究区气温的最小值与大最值相差30~40℃, 但补给区样点保持在年均气温值附近, 反映出地下水对气温较好地调蓄作用.与补给区相比, 径流区的机井水温升高(图 2).径流区的机井分布于中部黄土覆盖区, 井深在200~500 m之间, 其水温主要反映年均气温(10℃)与地温梯度增温(3℃/100 m)之和.不同位置的机井, 水温又有所差异, 这可能是受机井的深度不同所控制, 从水温与井深的相关关系来看(图 3), 两者呈较好的正相关系(R²=0.73), 显示出机井深度对水温的控制作用.排泄区的3个泉水水温高于径流区, 表明循环深度大于径流区.但三川河南岸的上青龙泉L02的水温明显小于北岸的刘家疙瘩泉L22和杨家港泉L29, 表明南岸泉水循环深度小于北岸, 这与前人的研究结果基本一致.高宝玉等^[2]的研究证实与南岸相比, 北岸岩溶水径流途径远, 水循环深度大, 并造成了南、北两岸的泉点水化学“北咸南淡”, 水温“北高南低”的特征.深埋区的机井深度大于550 m, 水的径流途径远、循环深度大, 受地温梯度增温影响, 水温最高.

3.1.3 饱和指数

表 2显示方解石和白云石的饱和指数(SIC和SID)变化范围分别为0.07~0.99和-0.32~1.68, 平均值分别为0.48和0.66, 说明这2种矿物均处于较强的过饱和状态.与臧红飞等在柳林泉的研究结果一致^[15].柳林泉为典型的半干旱区岩溶水系统, 地下水赋存于溶蚀孔隙和溶蚀裂隙中, 以扩散流为主, 从补给区到深埋区经过了较长的径流途径, 径流时间长, 进行了充分的水-岩-气相互作用而达到饱和状态. 图 4显示从补给区、到径流区、到排泄区、再到深埋区SIC和SID的变化无明显的趋势性规律.这可能与不同径流区内岩溶地下水中Ca²⁺和HCO₃^-的来源比较复杂有关.

石膏饱和指数(SIG)均小于0, 变化范围为-1.28~-1.09, 平均值为-1.67, 说明石膏一直处于溶解状态. 图 4显示从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, 石膏的饱和指数不断升高, 表明随着地下水的径流石膏层不断溶解.在深埋区SIG仍小于-1, 说明石膏仍处于较强的非饱和状态, 地下水对石膏仍有溶蚀能力^[26].

3.2 离子组分特征 3.2.1 主要阳离子

岩溶水中K⁺总体上处于低质量浓度水平, 变化范围为0.39~7.8mg·L^-1, 平均值为2.91 mg·L^-1. 图 5显示从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, 质量浓度变化不显著, 规律性变化趋势并不明显. Na⁺质量浓度变化范围大(7.82~390.77mg·L^-1), 平均值为95.41mg·L^-1, 最大值为最小值的50倍. 图 5显示出补给区的Na⁺质量浓度低, 到径流区、排泄区、深埋区随着径流途径增加, 质量浓度不断增加, 尤其是在深埋区, Na⁺质量浓度明显超过了Ca²⁺和Mg²⁺质量浓度, 成为地下水中最主要的阳离子.

Ca²⁺质量浓度较高, 但变化范围较小(58.80~113.60mg·L^-1), 平均值为82.86mg·L^-1, 最大值为最小值的2倍. 图 5显示从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, Ca²⁺质量浓度有所增加, 但增加的量不及Na⁺.在补给区、径流区中, Na⁺质量浓度较少, Ca²⁺为地下水中主要阳子, 但在排泄区和深埋区, 由于Na⁺的显著增加, 造成Ca²⁺质量浓度比例减少. Mg²⁺质量浓度变化范围为11.52~78mg·L^-1, 平均值为30.08mg·L^-1, 最大值为最小值的7倍. 图 5显示从补给区、到径流区、到排泄区、再到深埋区, Mg²⁺质量浓度不断增加.

3.2.2 主要阴离子

NO₃^-质量浓度总体上较低, 变化范围为2.48~59.52mg·L^-1, 平均值为15.87mg·L^-1. 图 6显示从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, 质量浓度变化不显著. Cl^-质量浓度变化范围大, 为6.39~512.26mg·L^-1, 平均值为110.22mg·L^-1, 最大值为最小值的80倍. 图 6也显示补给区的Cl^-质量浓度低, 随着径流途径增加, 质量浓度不断增加, 尤其是在深埋区, Cl^-质量浓度明显超过了HCO₃^-和SO₄^2-质量浓度, 成为地下水中最主要的阴离子.

岩溶水中HCO₃^-质量浓度较高, 变化范围为248.88~566.69mg·L^-1, 平均值为329.37mg·L^-1, 最大值是最小值的2.3倍. 图 6显示从补给区, 到径流区、到排泄区、到深埋区, 质量浓度有所增加, 但增加的量并不大, 在补给区、径流区中, HCO₃^-为地下水中主要阴离子, 但在排泄区和深埋区, 由于Cl^-的显著增加, 造成HCO₃^-质量浓度比例明显减少.岩溶水中SO₄^2-质量浓度的变化范围比较大, 最小值为14.40 mg·L^-1, 最大值为456.96 mg·L^-1, 最大值是最小值的32倍. 图 6也显示补给区的SO₄^2-质量浓度最低, 随着径流途径增加, 质量浓度不断增加, 尤其是在深埋区, 增加更为显著.

3.3 水化学类型

Piper三线图是水文地质学中应用最为广泛的一种水化学分析方法, 通过Piper三线图可以将一个地区的大量的水化学分析资料点绘到图上, 从水样在图中所处的位置判断水样的一般化学特征, 可直观地显示一个区内地下水化学成分的空间演变规律^[27].

样点在Piper三线图中的位置较为分散, 但具有一定的规律性(图 7).补给区主要位于5区, 碳酸盐硬度超过50%; Ca²⁺+Mg²⁺毫克当量所占百分比大于85%, 为主要阳离子; 阴离子中HCO₃^-所占比例大于58%, SO₄^2-+Cl^-+NO₃^-比例均小于30%, 地下水化学类型为HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg和HCO₃·SO₄-Ca·Mg, 以HCO₃-Ca·Mg为主(表 2).径流区的样点从5区向9区过渡, 阳离仍是以Ca²⁺+Mg²⁺为主, Na⁺所占比例上升; 阴离子中HCO₃^-所占比例下降, 而SO₄^2-、Cl^-所占比例上升, 地下水化学类型有HCO₃-Ca·Na·Mg、HCO₃·SO₄-Ca·Na·Mg、HCO₃·Cl·Ca·Na, 但仍以HCO₃-Ca·Mg为主.排泄区基本位于9区, 阳离子中除K⁺所占比例较小外, Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺所占比例较均匀, 并无明显占优势的阳离子, 阴离子中HCO₃^-比例稍高, Cl^-、SO₄^2-之间的优势不明显; 地下水化学类型为HCO₃-Ca·Na·Mg、HCO₃·SO₄-Ca·Na·Mg、HCO₃·Cl·Ca·Na.深埋区的样点除L08外, 主要位于7区, 非碳酸盐碱超过50%. Na⁺比例进一步增大, 明显超过Ca²⁺+Mg²⁺的比例成为水中主要阳离子; 阴离子中Cl^-比例也明显增大, 超过HCO₃^-, 同时SO₄^2-所占的比例也增加, 地下水化学类型有HCO₃·Cl·SO₄-Na·Ca、Cl·HCO₃·SO₄-Na·Ca、Cl·Na·Ca、Cl·HCO₃-Na、HCO₃-Na·Mg、SO₄·HCO₃-Na·Mg、Cl·HCO₃-Na·Ca.

总体上, 从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, 阳离子沿Ca²⁺、Mg²⁺所占比例逐渐减小、Na⁺所占比例不断增加的趋势变化; 阴离子先是沿着HCO₃^-比例减小、SO₄^2-比例增大的方向变化, 随后沿Cl^-比例增加的方向变化(图 7).水化学类型由HCO₃-Ca·Mg型转化为HCO₃·SO₄-Ca·Mg型和HCO₃·SO₄-Ca·Na·Mg型, 最终演变为Cl·HCO₃-Na·Ca、Cl·HCO₃-Na型和Cl-Na·Ca型.

4 讨论 4.1 K⁺、Na⁺和Cl^-的主要来源

K⁺、Na⁺和Cl^-主要来源于大气降水、人类活动排放和盐岩的溶解^{[17, 28]}. 图 8显示Cl^-与K⁺、Na⁺具有较好的正相关关系, 表明这3种离子具有相同的来源.补给区为裸露岩溶山区, 植被较好, 以乔木和灌丛为主, 人口稀少, 人类活动对补给区地下水中K⁺、Na⁺和Cl^-贡献较少, 其主要来源于大气降水.而在径流区、排泄区和深埋区人口较为密集, 有柳林、离石、中阳等大中型县城, 但这些县城均位于覆盖岩溶区或埋藏岩溶区之上, 岩溶含水层深埋在200~300 m以下, 人类活动来源的污水要经过如此厚的覆盖层才能到达岩溶含水层中, 加之上覆黄土层对各种离子的吸附作用极强.因此, 人类活动来源的K⁺、Na⁺和Cl^-对岩溶地下水的影响十分有限.径流区、排泄区、深埋区这3种离子主要来源于大气降水和盐岩的溶解.

流域内大气降雨的K⁺+Na⁺和Cl^-的质量浓度范围为1.56~14.04mg·L^-1和0.36~6.04mg·L^-1[15], 补给区的地下水基本位于该范围内, 证实其K⁺、Na⁺和Cl^-主要来源于大气降水.而径流区、排泄区、深埋区的地下水的K⁺+Na⁺和Cl^-的质量浓度明显大于大气降水, 说明岩盐的溶解是其主要来源, 高宝玉等^[2]和臧红飞^[15]的研究均已证实岩盐的溶解是中国北方岩溶水中Na⁺和Cl^-主要来源之一.岩盐的溶解化学式为^[17]：

(1)

(2)

图 8显示K⁺的浓度与Na⁺相比, 小一个数量级, 表明钾盐的溶解对地下水中离子贡献不大.地下水中Na⁺和Cl^-主要来源于钠盐的溶解贡献.由式(1)可见钠盐溶解时会产生相同摩尔数量的Na⁺和Cl^-. 图 9显示径流区、排泄区、深埋区岩溶地下水基本位于Na⁺:Cl^-等于1的当量线上, 进一步证实钠盐的溶解对地下水中Na⁺和Cl^-的重要贡献.但在深埋区, 除L09、L13外, 大部分样点位于1:1的线上方, Na⁺相对于Cl^-过量, 说明还有其他来源对Na⁺有贡献.而L09、L13位于1:1线的下方, Cl^-相对于Na⁺过量.

阳离子交换吸附是岩溶水中Na⁺的来源之一, 发生最常见的阳离子交换是Ca-Na和Mg-Na^[15].根据质量交换平衡定律, 阳离子交换反应的化学式如下：

(3)

(4)

以上离子交换反应是可逆过程, 2个Na⁺交换1个Ca²⁺或Mg²⁺.当岩溶水Na⁺浓度远高于Ca²⁺浓度时, Na⁺交换吸附在固体颗粒表面的Ca²⁺, 式(3)的反应向右进行; 当Ca²⁺浓度显著高于Na⁺时, Ca²⁺交换吸附在固体颗粒表面的Na⁺, 反应向左进行.由此, 由于流域内岩溶地下水中Ca²⁺浓度较高, 较容易发生Ca²⁺交换吸附在固体颗粒表面的Na⁺的反应, 造成水中的Na⁺浓度升高, 这可能是大部分水点Na⁺相对于Cl^-过量的重要原因.而深埋区L09和L13样点的Cl^-相对于Na⁺过量, 可能是由于该2个水样Na⁺浓度高(分别为12.69 mmol·L^-1和12.90mmol·L^-1), 而发生Na⁺交换吸附Ca²⁺, 消耗了部分Na⁺所致.

4.2 Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-和SO₄^2-来源

Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-和SO₄^2-是北方岩溶地下水中主要的离子, 主要来源于碳酸盐岩溶解作用、石膏溶解作用和去白云岩化作用^[15].各种作用过程在地下水的径流过程中存在较大差异, 因而造成这4种离子在补给区、径流区、排泄区、深埋区具有明显不同.

4.2.1 碳酸盐岩溶解和石膏溶解

岩溶地下水中的Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-主要来源于方解石和白云石的溶解^[15].但北方岩溶地下水较高的SO₄^2-质量浓度主要来源于石膏层的溶解^[29]. 3种矿物的溶解方程如下：

(5)

(6)

(7)

由式(7)可知, 石膏溶解会造成岩溶地下水中Ca²⁺和SO₄^2-同步上升. 图 9显示流域内岩溶地下水的Ca²⁺、SO₄^2-具有较好的正相关关系, 表明石膏溶解对Ca²⁺、SO₄^2-具有重要贡献.除深埋区2个样点外, 补给区、径流区、排泄区和深埋区大部分样点均位于[Ca²⁺]:[SO₄^2-]=1等当量线上方, Ca²⁺浓度大于SO₄^2-, 说明Ca²⁺除来源于石膏溶解外, 还有一部分来源于方解石或白云石的溶解.从补给区、到径流区、排泄区和深埋区样点越来越靠近[Ca²⁺]:[SO₄^2-]=1等当量线, 表明Ca²⁺与SO₄^2-的浓度差值随着径流途径的增加而不断减少, 说明随着地下水的径流途径增长, 石膏溶解来源的Ca²⁺和SO₄^2-所占比例不断增加. 图 9显示深埋区有2个点位于[Ca²⁺]:[SO₄^2-]=1等当量线下方, Ca²⁺浓度小于SO₄^2-, 这可能是由于发生了Ca-Na阳离子交换反应, 水样中Ca²⁺被大量消耗所导致.

由式(5)~(7)可见, 若Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-和SO₄^2-均来源于方解石、白云石和石膏的溶解, 4种离子满足如下化学计量关系：

(8)

图 10显示补给区、径流区和排泄区基本位于2[Ca²⁺]+2[Mg²⁺][HCO₃^-]+2[SO₄^2-]的等当量线上, 即HCO₃^-+SO₄^2-的毫克当量等于Ca²⁺+Mg²⁺毫克当量, 说明在补给区、径流区和排泄区这4种离子主要来源于方解石、白云石和石膏的溶解的贡献.但图 11还显示径流区有2个水样和深埋区的大部分样点位于2[Ca²⁺]+2[Mg²⁺][HCO₃^-]+2[SO₄^2-]的等当量线的下方, Ca²⁺+Mg²⁺浓度不足以平衡HCO₃^-+SO₄^2-浓度, 这可能是发生了Ca-Na阳离子交换反应造成地下水中部分Ca²⁺被消耗.

4.2.2 去白云岩化作用

流域内奥陶系石膏夹层的大量溶解使得地下水中Ca²⁺质量浓度显著增加.由于CaSO₄的溶解度大于CaCO₃和CaMg(CO₃)₂的溶解度, 在同离子效应的作用下, 导致CaCO₃发生沉淀以维持溶液中Ca²⁺质量浓度平衡.然而, 由于CaCO₃的沉淀从溶液中带走了部分HCO₃^-, 为了维持溶液中的HCO₃^-质量浓度平衡而造成白云石的溶解, 此过程即为去白云岩化作用^[5].其反应可简化下列方程式：

(9)

由式(9)可知, 去白云岩作用会造成岩溶地下水中的SO₄^2-和Mg²⁺质量浓度持续同步增加, 并不断有方解石晶体沉积生成, 从而使溶液中的HCO₃^-和Ca²⁺质量浓度保持不变.因此, 虽然流域内地下水的白云石的饱和指数(SID)均大于0, 由于去白云岩化作用仍可使白云石不断溶解.这就很好地解释了从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区HCO₃^-和Ca²⁺质量浓度变化不明显, 而SO₄^2-和Mg²⁺质量浓度不断增加的现象[式(9)]. 图 11中SO₄^2-和Mg²⁺具有较好的相关关系(R²=0.773 1), 证实去白云岩化作用是Mg²⁺来源的主要过程.

5 结论

(1) 流域岩溶地下水化学受水文地质条件的控制, 水温、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-、HCO₃^-和SO₄^2-质量浓度从补给区、到径流区、到排泄区、再到深埋区, 随着径流途径增加不断升高.其中Na⁺、Cl^-和SO₄^2-质量浓度变化范围大, 最大值分别为最小值的50、80和32倍.而Ca²⁺和HCO₃^-变化范围相对较小, 最大值是最小值的2~3倍.在补给区、径流区中, Na⁺和Cl^-质量浓度较小, Ca²⁺和HCO₃^-为地下水中主要阴阳子, 但在排泄区和深埋区, Cl^-和Na⁺质量浓度明显超过了HCO₃^-、Ca²⁺和Mg²⁺质量浓度, 成为地下水中最主要的阴阳离子; 水化学类型由HCO₃-Ca·Mg型转化为HCO₃·SO₄-Ca·Mg型和HCO₃·SO₄-Ca·Na·Mg型, 最终演变为Cl·HCO₃-Na·Ca、Cl·HCO₃-Na和Cl-Na·Ca型.

(2) 方解石和白云石的饱和指数均大于0, 这2种矿物均处于较强的过饱和状态.石膏的饱和指数均小于0, 一直处于溶解状态.从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区, 石膏的饱和指数不断升高, 随着地下水的径流石膏层不断溶解.

(3) K⁺、Na⁺和Cl^-在补给区的质量浓度低, 主要来源于大气降水; 在径流区、排泄区和深埋区中质量浓度高, 主要来源于盐岩的溶解.补给区、径流区、排泄区Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-和SO₄^2-主要来源于方解石、白云石的溶解的贡献; 深埋区石膏溶解和去白云化作用造成HCO₃^-和Ca²⁺质量浓度变化不明显, 而SO₄^2-和Mg²⁺质量浓度不断增加.