2. 新疆水文水资源工程技术研究中心, 乌鲁木齐 830052;
3. 新疆水利工程安全与水灾害防治重点实验室, 乌鲁木齐 830052
2. Xinjiang Hydrology and Water Resources Engineering Research Center, Urumqi 830052, China;
3. Xinjiang Key Laboratory of Hydraulic Engineering Security and Water Disasters Prevention, Urumqi 830052, China
地下水对于维持陆地生态系统和满足干旱地区日益增长的农业和生活用水需求至关重要[1].在中国甘肃[2]、宁夏[3]、新疆[4]和内蒙古[5]等西北干旱地区地下水咸化已成为水资源管理中的一个主要问题, 成为地区经济发展的限制性因素[6].高盐地下水对公众健康及农作物生产构成风险, 人体摄入过多的盐, 会导致腹泻、呕吐和肝功能损害等问题[7]; 潜水盐碱化会影响土壤肥力和植被的特征, 并且由于长期过度开采地下水, 导致浅层含水层中的含盐地下水越流补给深层含水层, 威胁和减少深层含水层中的可再生新鲜地下水资源[8].以往研究表明, 导致地下水咸化的主要原因可以概括为:补给和排泄过程中的蒸发[9]、深根植物的蒸腾作用[10]、矿物溶解[11~13]、深层卤水补给[14]和人类活动影响(农业施肥、生活污水和不合理地使用地表水灌溉)[15~17]等.
依据地下水水化学测试数据, 结合水文地质条件, 综合运用多元统计分析方法、图解法和水文地球化学模拟等方法是研究地下水咸化机制的常用方法.王雨山等[3]对宁夏西部海原盆地地下水咸化的水文地球化学过程进行了研究, 发现溶滤作用是控制海原盆地地下水咸化的首要因素.张杰等[6]对新疆叶尔羌河流域平原区地下水咸化进行了分析, 因子分析和聚类分析表明, 影响地下水咸化的因素可分为水文地质条件控制、地下水化学环境影响和人为活动影响这三类.曾邯斌等[5]分析内蒙古河套灌区西部浅层地下水咸化机制, 主成分分析和水文地球化学模拟结果表明, 蒸发作用和岩盐溶解对区内浅层地下水咸化贡献最大.
喀什噶尔河发源于帕米尔与北部天山支脉阿里山, 流经乌恰、疏勒、伽师和巴楚等县, 本文选取喀什噶尔河下游平原区为研究区, 行政区隶属喀什地区巴楚县.喀什地区拥有“五口通八国, 一路连欧亚”的独特地缘优势, 是现今“一带一路”丝绸之路经济带的核心, 巴楚县作为喀什地区的东大门, 是全国人流和物流由喀什进入中亚的重要通道, 其战略地位尤为重要[18].研究区内广泛分布地下咸水[19], 但咸化程度和咸化机制研究程度略有欠缺, 若不合理开发, 则会引起农作物减产和优质含水层污染等一系列问题.因此, 查明导致地下水咸化的物理和化学过程中的相关因素显得尤为必要, 且有助于制定防治地下水咸化的措施, 对合理规划、管理和利用当地地下水资源具有重要意义.
1 研究区概况研究区位于新疆西南部, 地处天山南麓, 塔里木盆地西北缘, 地理坐标:77°19′~79°52′E, 38°47′~40°17′N(图 1).研究区总面积1.24×104 km2, 其中, 平原区面积为1.18×104 km2(绿洲灌区面积为0.28×104 km2), 山区面积为0.06×104 km2[20].由于受地理位置和水汽条件的影响, 研究区形成了降水量少、蒸发量大的温带大陆性干旱气候; 区内地形平坦, 其地势总体为西南高, 东北低, 最高海拔1 170 m, 最低海拔1 102 m, 平均坡降0.45‰; 出露地层均为第四纪冲洪积层和风积层, 厚度表现为东北薄、西南厚的特点; 地貌为典型的堆积地貌, 按成因不同可分为河流冲积平原和风积沙漠[18, 20].含水层为第四纪松散沉积物, 是地下水赋存的良好介质, 其发育方向与河流方向一致, 由于构造的影响, 含水层的厚度自西南向东北逐渐变薄, 岩性主要以中细砂、细砂及粉细砂组成, 局部地段有中粗砂分布, 其岩性在沿河流方向上变化不大, 而远离河床或古河道、古河床, 岩性的颗粒相对变细, 但仍以细砂、粉细砂和粉砂为主[20].
研究区地下水的补给主要方式为河道水渗漏补给、田间浇灌水渗漏补给、山前侧向径流补给和渠系水渗漏补给等; 地形地势对地下径流方式起主要影响作用, 地下水水力坡度小于1‰, 径流比较缓慢; 地下水的排泄主要方式为蒸发、开采和侧向径流等[21].
2 材料与方法 2.1 地下水采样与测试地下水采样点布设以《区域地下水污染调查评价规范》(DZ/T 0288-2015)为依据, 以绿洲灌区为重点控制区, 在2018年9月共采集了69组地下水水样(潜水、浅层承压水和深层承压水水样分别为15、38和16组, 图 1), 井深为7~150 m, 水样采集时段内未有降水出现.取样前, 聚乙烯瓶用所取水样润洗3~5次, 水样过滤采用0.45 μm的醋酸纤维滤膜, 加硝酸酸化至pH < 2的水样用于阳离子分析, 贴好标签密闭冷藏保存.
pH、水温、溶解氧(DO)、氧化还原电位(Eh)和电导率(EC)等现场测试指标均由哈纳(HANNA)HI98121笔式测定仪测定.地下水样的水化学指标测试由新疆地矿局第二水文地质工程地质大队实验室完成.采用火焰原子吸收分光光度法测定K+和Na+, 乙二胺四乙酸二钠滴定法测定Ca2+、Mg2+、HCO3-和总硬度(TH), 硝酸银容量法测定Cl-, 硫酸钡比浊法测定SO42-, 检测限均为0.05 mg ·L-1; 采用紫外分光光度法测定NO3-, 检出限为0.2 mg ·L-1; 使用电子天平MP8-1测定溶解性总固体(TDS), 检出限为0.1 mg ·L-1.利用阴阳离子平衡法对数据进行可靠性检验, 经检验69个水样的阴阳离子平衡相对误差E在±5%之间, 表明所有数据都是可靠的.
2.2 研究方法为了进一步分析研究区地下水咸化成因, 运用主成分分析-绝对主成分-多元线性回归模型(PCA-APCS-MLR)对地下水化学组分来源进行解析, 且在回归方程中11项指标线性拟合R2在0.70~0.97之间, 预测值与实测值比值在0.90~1.11, 表明模型对研究区地下水化学组分来源的识别及对贡献的分配较为准确; 运用Gibbs图解法和离子比值法来分析地下水化学组分的来源及形成作用; 运用水文地球化学模拟软件PHREEQC对地下水流路径进行反向水文地球化学模拟, 确定模拟路径上矿物的溶解沉淀量, 分析水流路径中各水化学组分的变化特征, 探讨其形成过程的水化学环境.
3 结果与讨论 3.1 地下水水化学特征从研究区地下水化学指标统计表可以看出(表 1), 地下水中pH的变化范围为6.48~8.60, 均值为7.57, 整体呈弱碱性; 潜水TDS的变化范围为805.1~5 749.8 mg ·L-1, 均值为3 288.3 mg ·L-1; 浅层承压水TDS的变化范围为573.0~9 250.0 mg ·L-1, 均值为4 191.3 mg ·L-1; 深层承压水TDS的变化范围为597.4~16 700.0 mg ·L-1, 均值为4 852.9 mg ·L-1. Na+、Ca2+、Cl-和SO42-为地下水中的优势离子, 初步揭示岩盐和石膏等蒸发盐岩在地下水中的溶解过程[22].
从地下水Durov图可以看出(图 2), 在阴离子三角图中水样点主要分布在SO42-轴, 在阳离子三角图中水样点主要分布在Na++K+轴与Mg2+轴之间, 并更偏向于Na++K+轴; pH和TDS均呈现出深层承压水>浅层承压水>潜水的规律.采用舒卡列夫分类法划分地下水化学类型, 潜水中地下水化学类型共有4类, 分别为HCO3 · SO4、HCO3 · SO4 · Cl、SO4和SO4 · Cl型, 分别占水样总数的6.7%、26.6%、20.0%和46.7%, 地下水化学类型主要为HCO3 · SO4 · Cl、SO4和SO4 · Cl型, 占比为93.3%; 浅层承压水中地下水化学类型共有4类, 分别为HCO3 · SO4、HCO3 · SO4 · Cl、SO4和SO4 · Cl型, 分别占水样总数的5.3%、5.3%、5.3%和84.1%, 地下水化学类型主要为SO4 · Cl型, 占比为84.1%; 深层承压水中地下水化学类型共有3类, 分别为HCO3 · SO4、HCO3 · SO4 · Cl和SO4 · Cl型, 分别占水样总数的6.3%、12.4%和81.3%, 地下水化学类型主要为HCO3 · SO4 · Cl和SO4 · Cl型, 占比为93.7%.
TDS常用来指示地下水咸化特征, 按TDS将地下水划分为淡水(< 1 g ·L-1)、微咸水(1~3 g ·L-1)、咸水(3~10 g ·L-1)、盐水(10~50 g ·L-1)和卤水(>50 g ·L-1)[23].从不同类型地下水按TDS分区面积和占比统计(表 2)和地下水TDS空间分布特征(图 3)可以看出, 研究区不存在卤水, 潜水TDS从南向北呈逐渐增加的分布规律, 主要以微咸水和咸水分布为主, 面积占比分别为54.1%和45.8%, 淡水仅零星分布于研究区的西南部; 浅层承压水中广泛分布咸水, 面积占比为91.1%, 微咸水和淡水分布于研究区的西南部和中部; 深层承压水中主要以咸水的分布为主, 面积占比为77.8%, 盐水分布于研究区的中部, 微咸水和淡水分布于研究区的西南部.在潜水、浅层承压水和深层承压水中微咸水和咸水的总面积占比均超过了85.0%以上.
通过计算地下水咸化系数(salinization coefficient, SC)确定地下水咸化程度, SC范围为≤1、1~2和>2, 分别表示未咸化水、微咸化水和咸化水[6].公式如下:
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式中, cCl-、cHCO3-和cCO32-分别为地下水水样中的Cl-、HCO3-和CO32-浓度, mg ·L-1.
由地下水咸化系数结果可知(表 3), 研究区主要分布咸化水, 其次为微咸化水和未咸化水.其中潜水中未咸化水占比最高为46.6%, 其次为微咸化水(26.7%)和咸化水(26.7%); 浅层承压水中咸化水占比最高为60.5%, 其次为微咸化水(23.7%)和未咸化水(15.8%); 深层承压水中咸化水占比最高为62.4%, 其次为微咸化水(18.8%)和未咸化水(18.8%).咸化水样本占比深层承压水>浅层承压水>潜水.从研究区TDS与井深关系也可以看出(图 4), 随井深的增大, TDS呈现出逐渐增大的趋势(深层承压水>浅层承压水>潜水).
对研究区69组水样中的pH、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-、NO3-、TDS和TH共11项指标进行主成分分析, 检验结果得到KMO值为0.67, 接近0.70, Bartlett球形检验显著性水平小于0.01, 表明数据具有较强的相关性, 可以做主成分分析[24].选取了3个特征值大于1的公因子(F1、F2和F3), 累计方差贡献率为84.393%, 公因子特征值和成分矩阵如表 4所示.
在主成分分析的基础上, 得到各水化学指标贡献率.从成分矩阵(表 4)和指标贡献率(图 5)可以看出, 第一主成分F1的主要荷载为K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、TDS和TH, 其贡献率分别为27.4%、66.0%、48.7%、78.0%、63.9%、59.0%、77.9%和70.4%.在地下水径流的过程中, 溶滤作用使白云石(Ca2+、Mg2+)、钾长石(K+)、石膏(Ca2+、SO42-)和岩盐(Na+、Cl-)等矿物发生溶解, 此外, 研究区属于温带大陆性干旱气候, 强烈的蒸发浓缩作用导致浅层地下水中盐分不断积累, 从而为形成高矿化度的氯化物水提供了基本条件[4].因此, 将第一主成分F1归结为溶滤-富集因子[25].
第二主成分F2的主要荷载为pH, 贡献率为89.0%, 表明地下水酸碱度对地下水咸化具有一定的影响[6], HCO3-与第二主成分F2具有较强的负相关性, 贡献率为84.5%, 碳酸盐岩的溶解是地下水中HCO3-的主要来源, 对地下水酸碱度具有调节作用[25].因此, 将第二主成分F2归结为地下水酸碱度因子.
第三主成分F3的主要荷载为NO3-, 其贡献率为90.5%, NO3-反映人类活动对地下水的影响[17], 表明研究区地下水咸化受人类活动的影响.研究区农户为了提高作物产量, 使用各种肥料增加土壤养分、不合理地使用地表水灌溉和生活污水处理不当等对研究区地下水化学组分造成不同程度的污染[20, 26].因此, 将第三主成分F3归结为人类活动因子.
3.4.2 溶滤作用 3.4.2.1 离子比值法地下水中的溶解离子主要来源有大气输入、岩石风化作用和人类活动输入等[27, 28].为进一步分析研究区地下水中主要离子的来源, 应用水体中各种离子比值关系分析其水文地球化学过程[29].不同岩石的风化会产生不同的离子, Ca2+和Mg2+主要来源于碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩的风化溶解, Na+和K+主要来自于硅酸盐岩和蒸发盐岩的风化溶解, HCO3-主要来源于碳酸盐岩和硅酸盐岩的风化溶解, SO42-和Cl-主要来源于蒸发盐岩的风化溶解, 通常用混合图来揭示化学风化作用产生的离子来源[30].
地下水中主要的离子成分主要受碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩等矿物溶解的控制, 利用Cl-+SO42-与HCO3-和SO42-+HCO3-与Ca2++Mg2+(毫克当量浓度的比值, 下同)关系来识别碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩风化对研究区地下水咸化的贡献[31, 32].如图 6(a)所示, 地下水采样点主要分布在蒸发盐岩控制区, 且从潜水至深层承压水地下水水样点逐渐远离1 ∶1直线.若Ca2+、Mg2+、SO42-和HCO3-是碳酸盐岩(方解石和白云石)和蒸发盐岩(石膏)溶解的产物, 那么在阳离子和阴离子之间, 就应该存在电荷平衡[33].如图 6(b)所示, 地下水采样点主要分布在1 ∶1等值线附近, 且部分地下水样品SO42-+HCO3-的含量高于Ca2++Mg2+, 说明SO42-和HCO3-多余的负电荷就将需要另一种主要阳离子来平衡(如Na+)[33].结合图 6(a)和图 6(b), 研究区地下水咸化主要是碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩风化溶解的贡献, 且蒸发盐岩的溶解占主导地位.由研究区地下水化学指标统计表可知(表 1), SO42-和Cl-的平均含量从潜水至深层承压水逐渐增加, 而HCO3-的平均含量在逐渐减小, 且在深层地下水中SO42-和Cl-的平均含量是HCO3-的7.55和6.38倍, 间接表明深层地下水主要受蒸发盐岩溶解的控制.
地下水中的Na+和K+主要来源于大气降水、硅酸盐矿物和蒸发盐矿物溶解[34], 盐水和岩盐溶解的Na+/Cl-比值分别为0.86和1左右[29].Ca2+/Mg2+的比值常用来揭示Ca2+和Mg2+的来源, 如果Ca2+/Mg2+=1, 则表示Ca2+和Mg2+来源于白云石的溶解; 若是1<Ca2+/Mg2+<2, 则表示有更多方解石的溶解; 当Ca2+/Mg2+>2时, 则表示有硅酸盐岩或石膏的溶解来提供Ca2+[30].如图 7(a)所示, 从潜水至深层承压水Na+/Cl-的比值呈现出逐渐减小的趋势, 且Na+/Cl-的平均比值分别为1.47、1.22和1.15, 表明在研究区潜水中的Na+除了来源于大气降水和岩盐的溶解外, 还受到含钠硅酸盐矿物的溶解和阳离子交换作用的影响[17]; 在浅层承压水和深层承压水中Na+/Cl-的平均比值更接近1, 表明Na+和Cl-主要受岩盐溶解的影响, 间接表明蒸发盐岩的溶解逐渐加强, 硅酸盐岩风化溶解和阳离子交换作用逐渐减弱; 此外, 个别水样点落在Na+/Cl-=1线下方, 由于Cl-在地下水中较为稳定, 不易受到物理、化学和微生物的影响, 其浓度一般只在Cl-浓度不同的水体发生混合的情况下才会改变[35], 研究区长期使用一些未经处理的劣质井和报废井, 使隔水层遭到破坏, 导致高矿化度的浅层地下水沿井壁下渗补给深层承压水[4], 相邻含水层之间咸水的越流补给是导致研究区地下水咸化的次要因素[36].如图 7(b)所示, 潜水、浅层承压水和深层承压水中Ca2+/Mg2+的平均比值分别为1.16、1.34和1.29, 大部分地下水采样点分布在1<Ca2+/Mg2+<2之间, 表明地下水中的Ca2+和Mg2+主要来源于方解石的溶解, 潜水的Ca2+/Mg2+值接近1, 表明潜水中的Ca2+和Mg2+除了来源于方解石的溶解外, 还可能来源于白云石等的溶解.
利用SO42-/HCO3-与(Ca2++Mg2+)/HCO3-的比值关系可以进一步分析碳酸盐岩和石膏溶解对地下水化学组分的贡献[37, 38], 通常情况下, 碳酸盐岩矿物溶解所产生的(Ca2++Mg2+)/HCO3-值为2, 当发生阳离子交换作用时, 比值会发生改变, 且(Na++K+-Cl-)/(Ca2++Mg2+-SO42--HCO3-)的值接近1, 这可以验证阳离子交换作用是否盛行; 若硫酸参与碳酸盐岩矿物溶解过程, 则SO42-/HCO3-的比值为1, (Ca2++Mg2+)/HCO3-的值为2[37, 38], 如图 8(a)所示, 地下水采样点主要分布在石膏溶解线附近, 个别水样受到了硫酸参与碳酸盐岩溶解的影响, 表明地下水中的Ca2+主要来源于石膏的溶解, 而少部分Ca2+和Mg2+来源于碳酸盐岩的溶解.因此, 石膏等蒸发盐岩的风化溶解是导致研究区地下水咸化的主要原因.
阳离子交换作用主要发生在Na+、Ca2+和Mg2+之间, 地下水和岩石长期的相互作用过程中, 岩石表面颗粒带有的负电荷在一定条件下将吸附地下水中的某些阳离子, 而将原先吸附的部分阳离子释放到地下水中[39], 如图 8(b)显示, 地下水采样点主要分布在第四象限, 个别采样点分布在第一象限, 表明地下水中主要发生了反向的阳离子交换作用, 由3.4.1节可知, 地下水酸碱环境对研究区地下水咸化具有一定的影响作用, 研究区地下水pH值变化范围为6.48~8.60, 弱碱性的地下水环境有利于阳离子交换作用, 同时, Ca2+/Mg2+的吸附亲和力高于Na+, 使得地下水中Ca2+和Mg2+置换出了岩石表面吸附的Na+[式(2)和式(3)], 导致地下水中Na+升高, 使地下水趋于咸化[40].潜水、浅层承压水和深层承压水的水样分别分散在斜率为-0.89(R2为0.959 3)、-0.77(R2为0.794 2)和-0.75(R2为0.655 5)的直线附近, 结合图 8(a), 潜水、浅层承压水和深层承压水的(Ca2++Mg2+)/HCO3-平均比值分别为5.25、6.54及13.67, 逐渐远离(Ca2++Mg2+)/HCO3-=2的直线, 表明从潜水至深层承压水阳离子交换作用逐渐减弱.
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综上所述, 在研究区潜水、浅层承压水和深层承压水中均受到碳酸盐岩、硅酸盐岩、蒸发盐岩的风化溶解和阳离子交换作用的影响, 且从潜水至深层承压水蒸发盐岩的风化溶解逐渐加强, 而碳酸盐岩、硅酸盐岩风化溶解和阳离子交换作用逐渐减弱.
3.4.2.2 饱和指数法为进一步了解研究区地下水中主要矿物的溶解情况, 利用PHREEQC软件计算研究区地下水中不同矿物的饱和指数(saturation index, SI), 分析地下水中各矿物的沉淀、平衡和溶解状态[41].饱和指数SI>0, 水溶液处于过饱和(沉淀); SI=0, 水溶液处于饱和(平衡); SI < 0, 水溶液处于不饱和(溶解)[42].
在潜水、浅层承压水和深层承压水中方解石、白云石和文石的平均饱和指数分别为0.57、0.61和0.95; 1.23、1.27和1.85; 0.43、0.47和0.77.石膏、硬石膏和岩盐的平均饱和指数分别为-0.51、-0.42和-0.45; -0.72、-0.64和-0.70; -5.19、-5.09和-5.06.从研究区TDS与SI关系可以看出(图 9), 方解石和文石的饱和指数呈现出与x轴保持水平的关系, 仅个别白云石的饱和指数呈现出随TDS增大而增大的趋势; 石膏、硬石膏和岩盐的饱和指数呈现出随TDS的增大而增大的变化趋势, 且岩盐的增大趋势大于石膏和硬石膏的增大趋势.这说明石膏、硬石膏和岩盐等蒸发盐岩的溶解对于研究区地下水咸化的贡献最大, 与前文结论一致, 蒸发盐岩溶解始终占据主导地位.
PHREEQC软件可定量模拟各种自然过程和人为活动影响下的水-岩相互作用[43].研究区地势平缓, 地下水水力坡度较小, 地下水水径流速度缓慢[44], 沿地下水流方向, 从潜水、浅层承压水和深层承压水中各选取一条水流路径进行模拟, 路径分别为B8→B15、B40→B35和B57→B67(图 1).研究区含水层中主要矿物有方解石、白云石、石膏和岩盐等[40].故将方解石和白云石等两种碳酸盐矿物、石膏和岩盐等两种蒸发盐矿物和阳离子交换等作为“可能矿物相”; 考虑潜水处于开放状态, 所以在潜水路径中, 将CO2也作为“可能矿物相”.
反向模拟结果如表 5所示, 沿地下水水流运动方向, 在潜水、浅层承压水和深层承压水中方解石一直处于沉淀状态; 白云石和石膏一直处于溶解状态; 岩盐也由沉淀状态转为溶解状态.白云石一直处于溶解状态, 这是由于石膏的溶解使地下水中的Ca2+浓度增大, 导致方解石先沉淀下来, 使释放出来的Ca2+被再次沉淀, 间接促使白云石进一步溶解(方解石的沉淀量大于白云石的溶解量)[45]; 在浅层承压水和深层承压水中石膏和岩盐的溶解量进一步增强, 并且Cl-、SO42-、Na+和Ca2+作为研究区地下水中的优势阴阳离子, 是TDS的主导因素, 从而使TDS呈现出深层承压水>浅层承压水>潜水(图 4).在潜水、浅层承压水和深层承压水中, 矿物的溶解沉淀量大于阳离子交换量, 表明研究区地下水溶解沉淀作用强于阳离子交换作用, 因此, 石膏和岩盐等蒸发岩类的溶解对研究区地下水咸化起主要控制作用, 与前文分析结果一致.
4 结论
(1) 研究区内地下水总体呈弱碱性, TDS的变化范围为573.0~16 700.0 mg ·L-1, 地下水化学类型主要为HCO3 ·SO4 ·Cl、SO4和SO4 ·Cl型.根据研究区TDS分布和咸化系数结果, 在潜水、浅层承压水和深层承压水中微咸水和咸水的总面积均超过了85%, 且在深层承压水中出现盐水, 浅层承压水和深层承压水咸化程度大于潜水.
(2) 研究区地下水咸化受蒸发浓缩作用、溶滤作用、阳离子交换作用和人类活动的共同影响, 其中蒸发浓缩作用和溶滤作用是影响和控制研究区地下水咸化的主要因素.从潜水至深层承压水蒸发盐岩的风化溶解呈现出持续增强的规律, 而碳酸盐岩、硅酸盐岩风化溶解和阳离子交换作用呈现出逐渐减弱的规律; 相邻含水层咸水的越流补给加剧了研究区地下水咸化.
(3) Cl-、SO42-、Na+和Ca2+作为研究区地下水中的优势阴阳离子, 主要来源于石膏和岩盐的风化溶解.在潜水、浅层承压水和深层承压水中石膏和岩盐的饱和指数均与TDS呈现出显著的正相关关系, 且沿地下水流动运动方向, 在浅层承压水和深层承压水中石膏和岩盐的溶解量进一步增强, 是导致深层地下水咸化程度大于浅层地下水的首要因素.
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