周期性供给铵态氮对沉积物硝化反应的影响

论文题目周期性供给铵态氮对沉积物硝化反应的影响Abstract：Keyword：Corrosion；karstwater；Hydrochemistry目录第一章、引言 61.1研究目的及意义 61.2国内外研究现状 61.2.2晋祠泉研究现状 71.3研究内容 81.4研究路线 8第二章、区域概况 92.1自然地理概况 92.1.1地理位置 92.1.2地形地貌 92.1.3水文气象 92.1.4泉域边界 102.2区域地质概况 102.2.1地层岩性 102.2.2地质构造 10第三章、室内实验 113.1实验名称 123.2实验器材 123.3实验步骤 123.4室内实验分析 123.4.1岩心XRD矿物分析 123.4.2水样的离子色谱仪分析 13第四章、晋祠泉域岩溶水 144.1晋祠泉域岩溶概况 144.2晋祠泉域采样点分布 154.3岩溶水水化学特征 164.3.1岩溶水水化学一般特征 164.3.2岩溶水化学类型 164.3.3岩溶水水化学分析 184.3.4岩溶水化学组分分析 264.3.5小结 28第一章、绪论1.1铵的两面性及其造成的环境污染众所周知，氮是所有生命体最重要生命元素，生命的维持离不开氮的存在。氮在自然界中以铵态氮、亚硝态氮、硝态氮的形式存在。其中，铵态氮（NH4-+N）以铵根离子（NH4+）的形态存在和流通与土壤、植物、肥料和大气中。可以与其它形式的氮元素在一定条件下相互转化。由于其溶解度大，可以被植物快速吸收，在农业中作为氮肥被广泛使用；但由于作物对NH4-+N适应性较低，剩余的铵态氮进入土壤后，一部分由于铵离子容易被土壤胶体吸附，不断进行累积，最终形成吸附性铵态氮，使得土壤中吸附性铵态氮浓度升高；另一方面由于铵态氮在一定条件下可以通过硝化作用与其它形式的氮进行转化，硝化作用使得铵态氮氧化成为硝态氮，而硝态氮又极易通过土壤的淋失作用逐步迁移，最终进入地下水系统，造成地下水污染。同时铵的硝化作用也伴随着N2O的产生，N2O会消耗臭氧层中臭氧，加剧温室效应；此外铵态氮在碱性土壤中，极易释放出氨气（NH3），导致氮元素挥发，挥发的氨气会危害植物的叶肉组织，丧失吸收水肥的功能，最终可能导致地上部分逐渐枯萎死亡。所以，铵态氮作为氮素在自然界中的一种存在形式，既是生命体不可缺少的养分，同时也是一种潜在的污染物。因此减弱或控制铵的硝化过程对减少氮的流失和保护环境具有实际意义。此外，铵态氮通过地表径流进入河流或湖泊，当其浓度过高时会引起水华，限制深层水生植物的光合作用，导致水中溶解氧减低，影响水中微生物生存，进而影响到无脊椎动物以及鱼类的生存，从而危害生态平衡，同时也直接威胁到城市的供水安全。目前，我国多个省市尤其是西北地区地下水中氨氮含量存在超标现象，污染依然严重。根据室内外实验研究，研究不同位点沉积物中铵的吸附和硝化过程及其相互作用，以及环境条件变化时铵的吸附和硝化过程，研究其形成作用及演化规律，可为地下系统中氮的环境行为提供新的认识，为防治地下水氮污染提供可靠的参考信息和科学依据。1.2铵在环境中的迁移转化铵在单一水体、土壤、沉积物或底泥中，或者在它们的界面上，通过各种途径发生转化，铵的迁移转化影响着整个生态系统中的氮循环能力。在土壤/沉积物-地下水系统中，通过农业氮肥、大气沉降、灌溉、人为污染源的排放等方式进入的铵很容易被吸附或者转化为其他形式的氮，进而造成了氮污染。氮污染的主要来源是人为输入造成的外源污染，包括生活污水排放或渗漏、城市垃圾填埋场、农业季节性施肥等。这些进入土壤或者沉积物环境中的铵极易被土壤中的黏土、有机质等成分吸附而长期存在；另外，铵态氮经过硝化作用生成硝态氮，硝态氮会经过土壤的淋失作用逐步迁移，从而最终进入地下水系统，造成地下水污染，而硝化作用过程中的中间产物亚硝态氮会对生物体或人体健康造成严重威胁。一般认为，铵态氮迁移转化的方式具有吸附作用、硝化作用、矿化作用以及异化成氨作用等。吸附作用自然环境中，吸附是按迁移的一种重要方式，而沉积物对按吸附-解吸的过程是一个复杂的物理化学过程，受许多因素影响。其中，黏土矿物和有机质是土壤环境中最为活跃的两个组分，被认为是制约沉积物对铵吸附-解吸过程的关键因素。作为矿物载体，黏土颗粒相较于其他组分具有更大的比表面积、独特的层状结构和丰富的表面电荷，能够提供更多的吸附位点，使其具有较强的吸附和离子交换能力。而黏土矿物还具有良好的移动性能，在一定情况下会作为铵态氮的载体加速其迁移，为吸附和离子交换提供更优越的条件。而沉积物有机质中存在着许多具有极性的官能团，这些官能团使沉积物颗粒表面带有大量的负电荷，极易吸附带正电的离子或官能团，从而对铵具有较强的吸附能力。然而，NH4+与不同组分的结合存在差异，吸附作用存在优先选择性，黏土矿物提供的吸附位点使NH4+更容易发生离子交换作用，也因此水溶液中阳离子的浓度也是影响吸附-解吸附的重要因素。一般来说，溶液中阳离子浓度的增加会促进NH4+的解吸附，它们不仅仅与NH4+竞争吸附土壤介质外表面吸附点位，还会按等量平衡的原则竞争层位间的固定吸附位，以二元阳离子位例，交换过程遵循反应式（1-1）：bAXa(s)+aBb+(aq)⇔aBXb(s)+bAa+(aq)(1-1)式中，X-交换相或固相a、b-阳离子A、B的价位，mol/Laq、s-液相和固相而有机质对铵的吸附作用则呈现一个较为复杂的特征。有机质对铵的吸附能力不仅受有机质含量制约，还受有机质的成分和存在形态影响。一方面，有机质的主要成分为腐殖质，不同的腐殖质成分对铵的吸附能力不同；另一方面，腐殖质会与黏土矿物形成有机矿质复合体，不同的腐殖质组分与矿物成分形成的复合体吸附能力也不相同。另外，由于有机矿质复合体之间存在更大的间隙用于提供交换位点，所以相比于有机质和黏土矿物，有机矿质复合体与阳离子交换量之间存在更为显著的关联性。1.2.2晋祠泉研究现状晋祠泉是我国著名的岩溶大泉，从上世纪70年代开始，在人类活动的影响下，晋祠泉的流量逐渐减小，于1994年断流，为了使晋祠泉可以实现自然复流，许多专家学者针对晋祠泉从水科学的各个角度对晋祠泉域进行了调查分析与研究。殷丹[44]等（2006）通过神经网络技术方法（ANN）建立晋祠泉域地下水位与补排项之间的数学模型，并计算了不同保证率下的地下水可开采量。束龙仓[45]等（2000）通过晋祠泉域地下水位与地下水开采量以及汾河对晋祠泉域的渗漏补给量，建立晋祠泉域地下水位模拟模型，并分析不同条件下晋祠泉发生断流的概率。邹峡青[46]等（1992）通过Q型聚类分析法对晋祠泉的水化学成分进行了分类。赵伟丽[47]（2014）分析和研究了晋祠泉域地下水位与水质的变化情况。石桂萍[48]（2014）分析泉域断流的原因主要有降水减少、汾河渗漏量减少、岩溶水开采、孔隙水开采等。晋华[49]等（2005）综合分析晋祠泉流量衰减原因，结果表明人工开采岩溶水是最主要的原因。李砚阁[50]等（1998）建立晋祠泉域年均流量、开采总量、煤矿排水总量和降水之间的联系方程，并以此制定合理开采量与煤矿排水量，对晋祠泉水资源优化管理提供了依据。由于受人类活动——岩溶水开采的影响，晋祠泉出现断流现象。孙才志[51][52]等（2001）采用模糊线性回归与自回归滑动平均法建立晋祠泉域流量动态模型，根据改进的人工神经网络方法对晋祠泉流量进行模拟，预测泉域复流时间。从晋祠泉域的研究现状来看，前人的研究多集中在通过研究晋祠泉的水位、流量、补径排关系及人类活动等因素分析晋祠泉断流原因，在此基础上对晋祠泉复流的可能性进行预测，但是近年来对晋祠泉域岩溶地下水水化学方面的研究鲜有报道，在地下水化学组分的时空分布特征及其形成演化、地下水中主要阴阳离子的来源及影响其含量的主要水文地球化学过程等方面的研究成果较为缺乏。1.3研究内容本文以晋祠泉域岩溶水为研究对象，分析岩溶溶蚀及岩溶水水化学演化，主要内容如下：1.进行室内溶蚀实验，并进行矿物与水化学分析；2.根据晋祠泉岩溶水水样数据，进行水化学分析；3.分析对比岩溶溶蚀及水化学演化过程。1.4研究路线查阅文献查阅文献室内实验野外调查室内实验野外调查数据分析对比数据分析对比结论结论第二章、区域概况2.1自然地理概况2.1.1地理位置晋祠泉域地处山西省中部、太原盆地的西北侧，行政区划以太原市的古交市、清徐县、晋源区、万柏林区所辖范围为主，局部涉及尖草坪区、娄烦县和交城、静乐等九县（区），泉域东西最大宽度49.5km，南北最大长度84.5km，总面积2030km2，其中裸露可溶岩面积391km2。按区域水文地质单元，泉域划分为后山径流补给区、前山径流排泄区及冲积洪积平原区，其中山丘区面积1771km2，平原区面积259km2。2.1.2地形地貌晋祠泉域所在地属剥蚀构造中低山，平均海拔标高1300m；地形总体上为西北部高，东南部低。以汾河干流古交段为界，汾河北岸的石灰岩土石山区为典型的北方岩溶地貌，岩溶裂隙发育，土地贫瘠，植被稀少，平均海拔标高1500m左右，最高为北部边缘静乐县的玉石窑山，海拔标高2041.1m；汾河南岸为砂页岩土石山区，平均海拔标高1100m左右，以庙前山最高，海拔标高为1865m。东南部为太原断陷盆地，地势平坦，土地肥沃，平均海拔标高780m，平均地面坡降0.2%。山区以较大落差与盆地直接接触，形成泉域地形地貌的基本格局。2.1.3水文气象气象 本区属典型的温带半干旱大陆性季风气候，干旱多风、雨量集中、蒸发强烈、四季分明、昼夜温差大及无霜期短为其典型特征。区内多年(1956～2012年)平均降水量为462.4mm。降水量的年际、年内及地域分布极不均匀，最丰水年的降水量是最枯水年的三倍多，年内60%的雨量集中在汛期6~9月份。降水量的地域分布特征一般为山区大于盆地，西部大于东部，中部大于北部和南部。石千峰至庙前山一带为暴雨中心。区内多年平均蒸发量为1871.8mm（20cm观测皿观测值）。多年平均气温8.1℃，七月份最高，平均为22.8℃，极端最高气温39.4℃，一月份最低，平均为-6.3℃，极端最低气温-25.5℃。平均相对湿度60%，最大冻土层厚1.1m，无霜期160天左右。主导风向冬春为西北风，夏秋为东南风。河流区内河流水系较为发育，汾河是流经本区最大的河流，还分布有天池河、屯兰川、狮子河、原平川、大川河、梵石沟、磨石沟、玉门沟、虎玉沟、冶峪沟、风峪沟、柳子沟、白石沟等多条季节性河流，均为汾河的一级支流。据汾河水库水文站1959～2012年实测流量资料统计，汾河河道多年平均来水量为9.16m3/s，最大年平均流量为27.2m3/s（1967年），最小年平均流量为2.35m3/s（2007年）。80年代以前年平均流量为12.1m3/s，80年代以后年平均流量为7.28m3/s，2000年以后年平均流量为5.01m3/s，充分说明上世纪80年代之后河道来水量呈减少态势。2.1.4泉域边界东部边界：沿柳林河与狮子河的分水岭向南至王封村，折向三给村，沿汾河至汾河二坝。南部边界：从汾河二坝经清徐县西高白村，沿古交市与交城县的行政分界线至郭家梁村。西部边界：沿娄烦县、古交市、静乐县的交界处往南经牛头山、罗家曲村、白家滩村、康庄村至郭家梁村。北部边界：古交市与静乐县的行政分界线。泉域总面积2030km2，其中裸露可溶岩面积391km2。2.2区域地质概况2.2.1地层岩性泉域地层出露比较齐全。新生界地层除在太原盆地大面积出露外，山区则多零星分布于山坡和山间河谷，太原盆地堆积厚度可达3000m。中生界地层出露于西山石千峰以西，面积不大，厚度90～100m。古生界二叠系砂页岩广泛出露于西山中南部地带，厚度1074～1227m；石炭系为一套海陆交互相沉积建造，出露于中部汾河河谷及边山地带，厚度85～172m；寒武系及奥陶系碳酸盐岩大面积出露于北部山区及西部边缘地带，厚度680～910m。元古界震旦系出露于娄烦县白家滩—交城县东社一带，沿狐爷山山字型构造走向呈条带状分布。本区最古老的地层为一套变质岩系，厚度大于1000m，出露于本区的北部及西部地带。2.2.2地质构造晋祠泉域在各构造运动时期，遭受强烈的构造变动，形成不同规模，不同形态的褶曲和断裂，这些褶曲和断裂纵横交错，彼此切割，构成复杂的裂隙岩溶网络，为地下水运动、储存和排泄提供了良好的条件。区内主要较大的控制性构造是马兰向斜、石千峰向斜和孤偃山隆起带。主要断裂构造有龙尾头构造带、古交断层带、山前大断裂、王封地垒等。龙尾头构造带位于策马村至龙尾头一带，由为数不多的张性正断层和褶皱组成的南北向构造带，横切汾河河谷，使得奥陶系中统峰峰组灰岩出露于地表，为地表水入渗补给岩溶地下水提供了良好的条件。古交断层带呈组出现，共计有五条断层，均呈NE—SW向，其中两条构成地垒形式，位于梁庄村经古交镇至河口村，穿越汾河。其断距一般为25～50m，属张性正断层。该断层组是地表水补给地下水的良好通道。王封地垒展布于随老母村、王封镇、下水峪村一线，由两条近于平行的正断层组成，走向NE60°～70°，延长16km，断距一般为20～65m。王封地垒直接波及到奥陶系灰岩，这给大气降水入渗补给岩溶水创造了良好的条件。山前大断裂由一系列NNE向和NEE向的压性、压扭性断裂组成，延伸长达82km，构成了太原断陷盆地的西界，该断裂至少有三级，呈阶梯状，一般断距100～800m，最大断距可达3000余米，该断裂带为一侧阻水，其内侧为富水地段。同时该断裂带为太原西山岩溶水排泄边界。图2-1太原西山构造纲要图第三章、室内实验3.1实验名称岩溶溶蚀实验3.2实验器材离子色谱仪、X射线衍射仪、平流泵、养鱼泵、自动部分收集器、岩心机岩样、去离子水、3.3实验步骤1.岩样钻取岩心，并保留2mm初始岩心。用养鱼泵向去离子水中通24小时CO2，，同保留5ml初始水样。2.架沟溶蚀通道，并持续向去离子水中通CO2。3.用自动部分收集器收集样品，持续20天。4.用离子色谱仪测定收集的样品水样与初始水样的离子含量。5.用X射线衍射仪测定初始岩心与实验20天后岩心的矿物含量。6.根据测定的实验数据分析水化学过程。3.4室内实验分析3.4.1岩心XRD矿物分析根据实验数据及晋祠泉域岩溶地层，得出岩样主要包含以下成分：灰岩；白云岩；盐岩；泥质；微量元素。CO2在水中有下列化学平衡：CO2+H2O→H2CO3H2CO3⇋H++HCO3-HCO3-⇋H++CO32-1.灰岩灰岩以方解石为主（CaCO3），与CO2、H2O的反应：CaCO3+CO2+H2O=Ca(HCO3)2Ca(HCO3)2⇋Ca2++2HCO3-2.白云岩白云岩以白云石为主（CaMg(CO3)2），与CO2、H2O的反应：CaMg(CO3)2+2CO2+2H2O=Ca(HCO3)2+Mg(HCO3)2Ca(HCO3)2⇋Ca2++2HCO3-Mg(HCO3)2⇋Mg2++2HCO3-3.石膏石膏主要成分为(CaSO4∙2H2O):CaSO4∙2H2O=Ca2++SO42-+2H2O4.盐岩盐岩主要成分为（NaCl、KCl）：NaCl=Na++Cl-KCl=K++Cl-5.微量元素参与溶蚀过程，溶解于岩溶水中。6.泥质不参与溶蚀过程，但可能存在覆盖在可溶岩石表面阻碍溶蚀过程，也可能会被冲刷沉淀。3.4.2水样的离子色谱仪分析

第四章、晋祠泉域岩溶水4.1晋祠泉域岩溶概况岩溶水主要赋存于中奥陶系上、下马家沟和峰峰组石灰岩地层中，下奥陶系及寒武系的白云岩。白云质灰岩为次要含水岩组，其中中奥陶系分布面积广，地层厚度大，质纯，岩溶发育程度较高，汾河河谷及西边山断裂带是其主要排泄区。晋祠泉域岩溶地下水的主要补给区为晋祠北部以及西部岩溶裸露区，水流路径总的来说有两条，主要为从北部补给区到渗漏—径流去再到排泄区（径流—人工排泄区、天然排泄区），另一条为西部补给区经过深埋—径流区再到排泄区。图3-2晋祠泉域分布图4.2晋祠泉域采样点分布采样点分布岩溶水补给区、径流区、掩埋区、排泄区，共48个。图4-3晋祠泉域岩溶水采样图4.3岩溶水水化学特征4.3.1岩溶水水化学一般特征通过对岩溶水样的温度、pH、电导率等指标的现场测试以及宏量组分的室内测定，发现其特征如下：水温值在12.5-32℃，平均值为18.4℃；泉域岩溶水均呈中性至碱性，pH值在7.01-8.81之间，平均值为7.56；TDS值在241.57-1313.17mg/L之间，平均值为706.54mg/L。泉域内主要阴离子Cl-、HCO3-、NO3-和SO42-的含量分别在0.0-79.39mg/L、212.93-344.01mg/L、0.0-59.44mg/L、11.22-905.40mg/L之间，平均值分别为29.68mg/L、248.04mg/L、9.34mg/L、329.31mg/L。泉域内岩溶水的主要阳离子Na+、K+、Ca2+和Mg2+的含量分别在9.19-105.28mg/L、0.0-19.61mg/L、50.62-324.54mg/L、14.74-83.59mg/L之间，平均值分别为72.19mg/L、5.74mg/L、148.25mg/L、41.29mg/L。表4-1晋祠泉域岩溶水水化学特征表项目统计特征最大值最小值平均值水温3212.518.4pH8.817.017.56TDS1313.17241.57706.54Cl-79.390.029.68HCO3-344.01212.93248.04NO3-59.440.09.34SO42-905.411.22329.31Ca2+102.289.1972.19Mg2+19.610.05.74Na+325.5450.62148.25K+83.5914.7441.294.3.2岩溶水化学类型根据舒卡列夫分类方法，对晋祠泉域内所采集的岩溶水样进行水化学分类，结果如下：表4-2晋祠泉域西部补给区水化学类型表点位毫克当量百分数meq%水化学类型ClSO4HCO3Na+KMgCa西部补给区睦联坡8.6727.7663.589.1121.2769.62HCO3•SO4-Ca曲坪村6.9134.358.7911.0821.8367.09HCO3•SO4-Ca台盘村3.4425.9770.5913.127.9658.95HCO3•SO4-Ca•Mg顺道村10.0933.656.3214.6326.4558.91HCO3•SO4-Ca•Mg上雁门8.7636.3654.8810.9826.5462.48HCO3•SO4-Ca•Mg义里沟4.9541.0154.0412.325.1862.52HCO3•SO4-Ca•Na岩家窊1.7233.3164.985.4628.1466.4HCO3•SO4-Ca表4-3晋祠泉域北部补给区水化学类型表点位毫克当量百分数meq%水化学类型ClSO4HCO3Na+KMgCa北部补给区嘉乐泉深水井9.1129.7961.119.4534.5945.96HCO3•SO4-Ca•Mg娄子条供水井2.696.0591.2611.1224.4364.44HCO3-Ca洞沟村深水井4.2716.5779.1615.3724.9859.65HCO3-Ca冶元村供水井3.8310.1985.9914.8626.4258.72HCO3-Ca•Mg表4-4晋祠泉域渗漏-径流区水化学类型表点位毫克当量百分数meq%水化学类型ClSO4HCO3Na+KMgCa渗漏—径流区强家庄25.7631.4842.7735.9222.8541.22HCO3•SO4-Cl•Ca•Na策马村24.5331.1444.3331.4722.2646.26HCO3•SO4-Ca•Na第二加油站10.833.6655.5422.9624.8552.18HCO3•SO4-Ca河口村18.9943.9337.0833.3422.1544.51SO4•HCO3-Ca•Na银角村18.1847.4134.4126.7522.3750.88SO4•HCO3-Ca•Na王家庄8.5638.5552.8828.8438.1133.05HCO3•SO4-Mg•Ca•Na上庄村9.543.8846.6215.3525.8858.77HCO3•SO4-Ca•Mg小卧龙村8.9153.7437.3516.0629.2954.65SO4•HCO3-Ca•Mg北头村10.7945.9643.2516.4525.4758.09SO4•HCO3-Ca•Mg冀家沟13.5547.0239.4221.9923.9754.04SO4•HCO3-Ca王封村路旁9.8149.3740.8215.9525.3858.68SO4•HCO3-Ca•Mg表4-5晋祠泉域人工排泄-径流区水化学类型表点位毫克当量百分数meq%水化学类型ClSO4HCO3Na+KMgCa人工排泄—径流区西铭村7.153.5739.3214.5829.4655.95SO4•HCO3-Ca•Mg小西铭8.5654.2237.2215.3225.858.88SO4•HCO3-Ca•Mg河龙湾村13.6457.0429.3322.0820.3757.55SO4•HCO3-Ca西峪村8.3954.9336.6812.9729.457.63SO4•HCO3-Ca•Mg冶峪村10.0962.1727.7412.1229.558.38SO4•HCO3-Ca•Mg寺底村西3.6967.0729.2412.327.7959.91SO4•HCO3-Ca•Mg王家坟村3.9266.083010.430.3959.21SO4•HCO3-Ca•Mg地震台3.7866.9829.2411.6228.3860SO4•HCO3-Ca•Mg赤桥村3.7466.5929.6711.7328.6359.64SO4•HCO3-Ca•Mg工疗院10.0662.3727.5814.1927.2758.55SO4•HCO3-Ca•Mg晋阳供水点4.2966.2929.429.1728.8561.98SO4•HCO3-Ca•Mg明仙沟口2.8767.2929.8413.7326.260.08SO4•HCO3-Ca•Mg表4-6晋祠泉域天然排泄区水化学类型表点位毫克当量百分数meq%水化学类型ClSO4HCO3Na+KMgCa天然排泄区平泉村080.4619.542.8828.0969.03SO4-Ca•Mg东于多管西5.9765.2628.7727.0222.9450.04SO4•HCO3-Ca•Na南峪村南棱地1.8179.8918.316.1626.6857.15SO4-Ca•Mg洞儿沟村1.7976.4421.7819.3825.5855.04SO4-Ca•Mg仁义热水井4.9580.1114.957.4927.1965.32SO4-Ca•Mg东于村2.0780.1417.812.9627.7959.25SO4-Ca•Mg不老池旁2.1378.5519.329.4628.9161.63SO4-Ca•Mg黄楼村2.4884.3313.1927.6522.1850.17SO4-Ca牛家口1.877.9220.285.2827.267.52SO4-Ca•Mg泉域内岩溶地下水的水化学类型中，北区补给区以HCO3-Ca•Mg、HCO3•SO4-Ca•Mg为主，西部补给区以HCO3•SO4-Ca•Mg为主，径流—人工排泄区以SO4•HCO3-Ca•Mg为主，天然排泄区以SO4-Ca•Mg为主，渗漏—径流区HCO3•SO4-Ca•Na、HCO3-SO4•Ca•Mg等。4.3.3岩溶水水化学分析图4-4晋祠泉域Ca浓度分布图图4-5晋祠泉域Mg离子浓度分布图根据Ca2+、Mg2+离子浓度分布图分析，Ca2+、Mg2+在北部与西部补给区浓度较低分别为Ca2+<70mg/L、Mg2<20mg/L，Ca2+在渗漏—径流区的浓度一般小于120mg/L，沿水流方向有增大的趋势。到径流—人工排泄区和天然排泄区Ca2+浓度继续增大，径流—人工排泄区的Ca2+浓度为140-240mg/L，到了天然排泄区Ca2+浓度达到260-325mg/L。同比，Mg2+浓度在渗漏—径流区的浓度一般小于50mg/L，到了到径流—人工排泄区和天然排泄区Mg2+浓度增大，径流—人工排泄区的Mg2+浓度为37-60mg/L，到了天然排泄区Mg2+浓度达到68-83mg/L。Ca2+、Mg2+浓度表现出这种趋势可能主要与含水层中方解石、白云石的溶解有关。图4-6晋祠泉域Na离子浓度分布图根据Na+离子浓度分布图分析，Na+在北部与西部补给区浓度较低（<20mg/L），到径流—人工排泄区和天然排泄区Na+浓度有增大趋势，到天然排泄区Na+浓度为42-105mg/L。Na+在径流区—人工排泄区浓度变化不大，在天然排泄区浓度较大。图4-7Cl离子浓度分布图天然地下水中Cl-主要来源于地下水对流经地层中岩盐的溶解。在埋藏较浅的地下水中Cl-因蒸发浓缩而富集，在地下水埋藏较深的地区，Cl-浓度变化主要受控于水岩作用时间的长短。岩溶地区在漫长的地质过程中，地下水溶滤作用使碳酸岩层具有极低的岩盐含量，因此岩溶水中Cl-浓度的上升主要与补给水源的输入有关。泉域内岩溶水Cl-的浓度范围在西部补给区和北部补给区为小于20mg/L，从整体上看，Cl-是地下水中最稳定的离子，Cl-浓度的变化不是十分明显，在个别区域比如河龙湾、红沟、明仙洞等地方Cl-浓度大于40mg/L可能是受到人为活动的影响。在汾河渗漏段处岩溶水中Cl-浓度较高可能是受到地表水的补给输入影响。图4-8晋祠泉域SO4离子浓度分布图根据SO42-离子浓度分布图分析，在北部补给区，岩溶水SO42-含量较低（<50mg/L），在渗漏—径流区，SO42-浓度在150-250mg/L之间，到径流—人工排泄区和天然排泄区SO42-浓度有增大趋势，到天然排泄区SO42-浓度有680-900mg/L。岩溶水SO42-浓度变化与岩溶地层中奥陶系峰峰组中石膏的溶解有一定关系。图4-9晋祠泉域TDS分布图泉域内岩溶水TDS值表现出较为明显的变化规律。从北部补给区到渗漏—径流区再到排泄区（径流—人工排泄区、天然排泄区）TDS的值表现出明显的升高趋势。在北部补给区TDS值小于300mg/L，在到渗漏去TDS值也有明显增加，但其中靠近汾河一库与二库的几个采样点TDS值要偏低，可能因为渗漏原因。排泄区岩溶水的TDS值较高，主要是由于岩溶水在向排泄区径流的过程中发生水岩相互作用，有大量矿物的溶解所造成的，到了牛家口往东于方向，成高TDS咸水区。类似的，在西部补给区，TDS的值小于400mg/L，沿着水流方向，随着水岩相互作用，到了郝家庄等地TDS逐渐升高，最后到达排泄区，TDS逐渐升高到1.2g/L，甚至到达1.5g/L，成为高TDS岩溶咸水。图4-10晋祠泉域水样三线图4.3.4岩溶水化学组分分析对于复杂的水化学成分，通常借助不同类型及不同成因条件下形成的地下水中的各组分的比值，来研究某些水文地球化学问题，判断地下水的成因。但是，地下水形成过程中，含水层和地下水流经历了很多地质和地球化学作用，纯粹的某种原因形成的水很少，所以在分析过程中，应该综合考虑各种地质作用、水文地质条件、地球化学作用，结合地下水中的各离子组分进行综合分析，做出综合判断与评价。1）γCl-/γCa2+值图4-11晋祠泉域水样γCl-/γCa2+值图γCl-/γCa2+值是用来描述地下水水动力特征的重要参数，Cl-在水动力条件滞缓的区域富集，Ca2+是低矿化度地下水中的主要离子，γCl-/γCa2+值的大小表明当地的水动力条件的强弱，γCl-/γCa2+值越大，则当地的水动力条件越差。从图可以看出，补给区γCl-/γCa2+值较排泄区较大，渗漏段处γCl-/γCa2+值由于地表水的入渗携带部分Cl-进入岩溶水中而显得较高，排泄区的γCl-/γCa2+值较小，说明排泄区的玉龙山公园、黄龙村、东于村等地的水动力条件相对较好。2）γCa2+/γMg2+、γCa2+/γHCO3-值图4-12晋祠泉域水样γCa2+/γMg2+值图图4-13晋祠泉域水样γCa2+/γHCO3-值图γCa2+/γMg2+值能够反映地下水中矿化度的变化，低矿化度的地下水中Ca2+是主要阳离子，随着矿化度增大，地下水中的主要阳离子也随之变化，Mg2+含量不断增加，Ca2+开始不断沉淀，γCa2+/γMg2+值还能作为地下水中离子来源的判断依据，γCa2+/γMg2+值大于1时主要来自石灰岩，若γCa2+/γMg2+值接近1，则主要来自白云岩。从图中可以看出γCa2+/γMg2+值在远程高山补给区娄子条村处最高，补给区从北往南，洞沟村、冶元村、白家沟等地γCa2+/γMg2+值与娄子条村处相比明显有所下降，表明存在着白云岩矿物的溶解，由于补