مقدمه

شوری منابع آب و خاک، از آشکارترین پدیدههای تنزل کیفیت آب به ویژه در مناطق خشک و نیمه خشک است. بهرهبرداری آینده از این منابع به ویژه منابع
آب زیرزمینی در خاورمیانه و در بسیاری دیگر از مناطق کمیاب آب در جهان، تا
حد زیادی به درجه شوری و میزان آن بستگی دارد ( Mehta et al., 2000;
.(Gaye 2001; Vengosh, 2005 عوامل متعددی از جمله: عدم تغذیه

مناسب، واکنش های بین آب و سنگ مانند انحلال سنگهای تبخیری و پدیدهی
تبادل کاتیونی، تبخیر از آب های زیرزمینی، اختلاط آبها مانند نفوذ آب شور دریا
به آبخوانهای ساحلی، آبهای برگشتی کشاورزی میتوانند شوری آب زیرزمینی را کنترل کنند (رضایی، ۱۳۹۰ ؛ Richter and Kreitler, 1993; Vengosh, .(2005 هیدروژئوشیمی ابزار مفیدی برای شناسایی چنین فرآیندهایی است که خصوصیات شیمیایی آبهای زیرزمینی را تعیین مینمایند ( Smil, 1987; . (Feng et al., 1999; Feng, 1999 بنابراین، با مطالعه ترکیب شمیایی منابع

آب و با استفاده از روشهای مختلف می توان به دلایل تغییرات کیفی آب و در نتیجه شناخت منشأ املاح موجود در آنها پی برد. در رابطه با عوامل مؤثر بر شوری آب زیرزمینی، تا کنون تحقیقات زیادی در داخل (کلانتری و علیجانی، ۱۳۸۷؛ کلانتری و همکاران، ۱۳۸۶ و محمدی بهزاد، ( ۱۳۸۹ و خارج ( Attia, 1994; Marie and Vengosh, 2001, Guler and Thyne, 2004; Yong-

Hong, 2007; De-montety et al., 2008; Al-Ahmadi and El-Fiky, 2009; Khodapanah , 2009; Dinelli et al., 2010; Obiefuna and Orazulike, 2011; Hofmann and Cartwright,

(۲۰۱۳; Srinivasamoorthy et al., 2013 صورت گرفته است.

منطقه مورد مطالعه آبخوان آبرفتی دشت الباج ی است که آب زیرزمینی آن
علیرغم نبود یک منبع مشخص شوری مانند حضور لایههای مخرب کیفیت آب،
شور میباشد و میزان این شوری نیز بسیار زیاد است. بنابراین، هدف از این تحقیق
شناسایی عوامل و منابع شوری و همچنین ارزیابی فرایندهای هیدروشیمیایی
حاکم بر شوری آب زیرزمینی منطقه مورد مطالعه است.

ویژگیهای عمومی و وضعیت هیدروژئولوژی منطقه مورد مطالعه

دشت الباجی در فاصله ۲۵ کیلومتری شمالغرب شهرستان اهواز و بین طول
جغرافیایی ۲۶″ ۴۸ تا ۴۸ ۴۱″ درجه شرقی و عرض جغرافیایی ۳۱ ۲۲″ تا
۳۷″ ۳۱ درجه شمالی قرار دارد. این دشت در نوار بیابانی ساحلی خلیج فارس
واقع شده است . متوسط بارندگی سالانه در منطقه ۲۴۴ میلیمتر و متوسط دمای
سالانه ۲۵ درجه سانتیگراد می باشد. بنابراین، با توجه به کمبود نزولات جوی و
بالا بودن درجه حرارت و به دنبال آن تبخیر زیاد، شوری خاک افزایش یافته و در
نتیجه پوشش گیاهی قابل توجهی در منطقه مشاهده نمیشود.

۱

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته

از نظر زمینشناسی دشت الباجی بخشی ا ز یک حوضه بسته ناودیسی است که از شمال به رودخانه کرخه، از جنوب به رودخانه کارون و از غرب به سازند آغاجاری محدود می شود (شکل .( ۱ هر چند که رودخانه کرخه در تغذیه آب زیرزمینی دشت نقش محدودی دارد، ولی رودخانه کارون بالعکس آب زیرزمینی دشت را تخلیه مینماید. با توجه به اینکه جنس بستر رودخانه کرخه و کارون در محدوده

دشت الباجی مخلوطی از ماسه ریزدانه، سیلت و رس می باشد، بنابراین، میزان تبادل هیدرولیکی خیلی زیادی را نباید انتظار داشت. بخش قابل توجهی از تغذیه لایه آبدارعمدتاً ناشی از بارندگی است، ولی علاوه بر بارندگی و تغذیه از رودخانه کرخه، تغذیه از آب برگشتی کشاورزی نیز وجود دارد. جهت جریان عمومی آب زیرزمینی در منطقه از شمال به جنوب است (شکل .(۲ همانطور که مشاهده میشود، خطوط هم پتانسیل در قسمت شمالی و نزدیک به محل تغذیه فشردهترند
که نشاندهنده شیب هیدرولیکی بیشتر است.

شکل .۱ نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه (اصلاح شده از شرکت ملی نفت ایران،
(۱۹۶۷
سازند عمده در منطقه مورد مطالعه، سازند آغاجاری است ولی ارتفاعات قابل
توجهی را در منطقه ایجاد نکرده است و متشکل از لایههای مارن قرمز، ماسهسنگ و میان لایههایی از ژیپس میباشد . نقش این سازند بر وضعیت هیدروژئولوژی منطقه حائز اهمیت است، چون سنگ کف لایه آبدار دشت الباجی را در عمق ۳۰
تا ۷۰ متر، تشکیل میدهد و همچنین بخشی از مواد سازنده لایه آبدار، مواد
آبرفتی حاصل از فرسایش بادی- آبی سازند آغاجاری هستند . منشأ دیگر مواد
آبرفتی در منطقه مورد مطالعه، رسوبات رودخانهای میباشند که در نتیجه
طغیانها، تغییر جهتها و شاخههای فرعی رودخانههای کارون و کرخه در گذر
زمان نهشته شدهاند و بخش وسیعی از رسوبات را در شرق و مرکز دشت شامل میشوند . با توجه به بسته بودن حوضه و مهیا بودن شرایط تبخیر، همزمان با رسوبگذاری رسوبات نمکی و ژیپسی نیز در لابلای مواد آبرفتی مذکور نهشته شده است. بطور کلی مواد آبرفتی سازنده لایه آبدار، از نظر اندازه اغلب دانهریز و در حد

پاییز ۹۲، شماره ۹

ماسه ریز تا متوسط و لای و رس میباشند. وجود این رسوبات دانهریز سبب
کاهش نفوذپذیری و افزایش ارتفاع مویینگی و درنتیجه افزایش اثر تبخیر بر آب
زیرزمین ی میگردد. بر روی این مواد آبرفتی، ماسه های بادی در اندازه خیلی ریز تا متوسط گسترده شدهاند که دارای نفوذپذیری سطحی زیادی می باشند و به همین

دلیل هیچگونه اثری از تشکیل روانابهای سطحی دیده نمیشود.

شکل .۲ نقشه سطح آب زیرزمینی دشت الباجی در فروردین ۱۳۹۰

روش کار

به منظور بررسی کیفیت آب زیرزمینی منطقه مورد مطالعه، از ۱۵ چاهک با عمق ۲۰ تا ۴۵ متر، در دو دوره فروردین و آبان ماه سال ۱۳۹۰ نمونهبرداری به عمل آمد. همچنین برای مقایسه کی فیت آب رودخانه کرخه و آب زیرزمینی، از آب رودخانه کرخه نیز در سه ایستگاه نمونهبرداری گردید. نمونه ها پس از جمع آوری جهت تعیین غلظت عناصر عـمده ( Ca, Mg , Na, K, HCO3, SO4,Cl) به آزمایشگاه سازمان آب و برق استان خوزستان ارسال شدند. همزمان با نمونهبرداری

مقدا ر pH و دمای آب هر نمونه نیز جهت محاسبه نمایه های اشباع و تجزیه و
تحلیل های بعدی، در محل اندازهگیری شد. موقعیت نقاط نمونهبرداری از آب
زیرزمینی و رودخانه کرخه در (شکل( ۳ ، و نتایج آنالیز نمونهها در (جدول (۱ ارائه شده است. با توجه به اینکه غلظت یون های اصلی آبهای سطحی و زیرزمینی
منطقه در دو دوره نمونه برداری تفاوت ناچیزی نشان میدهند، فقط از نتایج
سنجش شیمیایی یکی از دوره ها (فروردین ماه ( ۹۰ جهت تجزیه و تحلیلها
استفاده شده است. در این راستا نقش منابع شوری و فرایندهای هیدروشیمیایی
تأثیر گذار بر کیفیت آب زیرزمین ی دشت الباجی با استفاده از نمودارهای پایپر، ترکیبی، نمایههای اشباع و تبادل یونی و نقشه های هم ارزش نمایه اشباع ژیپس و هالیت، تبخیر و هدایت الکتریکی مورد بررسی قرار گرفته است. برای تهیه
نمودارهای فوق از نرم افزارهای Microsoft Excel 2007 ، RockWare,
۱٫۱٫۱[۱٫۱٫۵٫۱] (Inc.1999) AqQa و PHREEQC 2.8 ، و برای تهیه
نقشههای یاد شده از نرم افزار ۱۰ ArcGIS استفاده شده است.

۲

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته پاییز ۹۲، شماره ۹

شکل -۳ نقشه موقعیت ایستگاههای نمونهبرداری

بحث

هدایت الکتریکی ( EC) آب زیرزمین ی دشت الباجی بسیار زیاد است و میزان آن در قسمت های مختلف دشت از حدود ۲۰۰۰ تا بیش از ۷۵۰۰۰ میکرو موس برسانتیمتر متغیر است (شکل .( ۴ عوامل و فرایندهای هیدروشیمیایی گوناگونی در این مسئله دخالت دارند که مهمترین آنها مورد بحث قرار گرفته است.

واکنش آب و مواد سازنده لایه آبدار

تمایل نمونه ها به رأس کلر د ر مثلث سمت راست نمودار پایپر ( شکل (۵، نشان میدهد که سکانس سولفاته در منطقه بارز نبوده و به طور کلی در بخشهای وسیعی از دشت آخرین سکانس تکاملی آنیونی مشاهده میشود. این بدان معنی است که در سیستم آب زیرزمینی منطقه قبل از اینکه یون سولفات آنیون اصلی گردد ، آب زیرزمینی شور و غنی از کلرید گردید ه است. این امر در اثر تماس آبهای ورودی به آبخوان با آبهای شور کلروره موجود رخ میدهد . بر اساس
نتایج حاصل از نمودارهای ترکیبی، الگوی خطی بین یونهای Na و Cl در مقابل TDI (شکل -۶ الف و ب ) و در برابر یکدیگر (شکل -۶ ج) مشاهده میشود که هالیت نقش مهمی در تولید یون Na دارد. نقشه پهنه بندی نمایه اشباع هالیت به خوبی افزایش این یون را در جهت جریان آشکار می سازد ( شکل .( ۷ الگوی خطی نسبتاً ضعیف ی بین یون SO4 با TDI (شکل- ۶ ن) و یون SO4 و Ca با یکدیگر (شکل -۶ ی ) وجود دارد، که نشان دهنده انحلال ژیپس در لایه آبدار است. همبستگی قویتر بی ن یون SO4 و Mg (شکل -۶ ه) بیان میکند که علت همبستگی ضعیف SO4 و Ca میتواند ناشی از وجود سولفات منیزیم در آبخوان باشد. همچنین نمایه اشباع کلسیت در اکثر نقاط آبخوان دارای مقادیر مثبت است که نشان می دهد یون Ca احتمالاً به صورت کلسیت رسوبگذاری نموده است( جدول .(۱ طبق بررسی نمودارهای تبادل یونی، این احتمال نیز وجود دارد که در برخی نقاط مقداری از یون Ca در اثر تعویض با یون Na از محیط خارج شده باشد. مقدار نمایه اشباع ژیپس نیز بطور کلی در جهت جریان افزایش مییابد (شک ل .(۸ چون نمایه های اشباع ژیپس و هالیت در همه نقاط دشت دارای مقادیر منفی است، بنابراین، شرایط انحلال آنها در تمام نقاط و حتی در منطقه تخلیه فراهم میباشد. به دلیل محلول بودن دو کانی یاد شده، الگوی مشخصی بین یونهای HCO3 و Ca با یکدیگر (شکل-۶ و) مشاهده نمی شود و از همین رو،

روند خطی بین یون HCO3 با TDI شکل نگرفته است (شکل-۶ د). به عبارت دیگر هالیت و ژیپس محلول یک مانع جنبشی برای یون HCO3 به حساب می آیند و در شوریهای زیاد بیکربنات رسوب می نماید. البته دلیل دیگر در تشکیل روند غیر خطی فوق، عامل تولید کننده یون بی کربنات است که در نقاط

مختلف دشت توزیع یکسانی ندارد.

تبخیر از سطح آب زیرزمینی

به علت شرایط بیابانی دشت الباجی و عمق کم سطح ایستابی در این دشت، در بسیاری از نقاط تبخیر از سطح آب زیرزمینی رخ می دهد و در نتیجه شوری آن زیاد است. بررسی نقشه همعمق آب زیرزمینی نشان میدهد که در محدوده قابل ملاحظه ای از دشت عمق برخورد به سطح آب زیرزمینی کمتر از ۴ متر میباشد (شکل .( ۹ این پهنه ها سطوحی با قابلیت زیاد تبخیر را در منطقه مورد مطالعه مشخص می نمایند. به علت تبخیر شدید در منطقه شورهزارههایی از لایههای ژیپسی و هالیتی با ضخامتهای چند میلیمتر تا چند سانتیمتر در سطح زمین به وجود است. این پدیده، اثر مهمی بر شوری آب های سطحی و در نتیجه آب نفوذی به آبخوان از طریق بارندگی و ماندابهای سطحی اعمال مینماید. ماندابهای سطحی در واقع پهنههای تبخیری و سبخاگونهای هستند که در منطقه مورد

مطالعه بصورت پراکنده به چشم میخورند و با آب زیرزمینی در ارتباط میباشند (شکل .( ۱۰ این فرو رفتگی های بسته که معمولاً در زمستان پوشیده از آب شور میباشند باعث در معرض تبخیر قرار گرفتن آب زیرزمینی شده و تغلیظ و تمرکز هر چه بیشتر نمک ها را د ر لایه آبدار دشت الباجی سبب میشوند. بررسی نمودار

Gibbs (1970) یا TDS در مقابل نسبت کاتیونی Na+/(Na++Ca2+) نیز نشان می دهد که تبخیر نقش مهمی در شوری آب زیرزمین ی دشت الباجی داشته است (شکل .( ۱۱ درحالیکه با نزدیکتر شدن به رودخانه کرخه به دلیل اختلاط آب آن با آب زیرزمینی، نقش تبخیر در شوری آب زیرزمینی کم رنگتر میشود.
بنابراین، با توجه به مطالب فوق، به دلیل وفور مقدار هالیت محلول و نیز تبخیر فراوان، سکانس سولفاته در منطقه بارز نبوده و بطور کلی در بخشهای وسیعی از دشت آخرین سکانس تکاملی آنیونی چیبوتارو مشاهده میشود (شکل .(۵ یعنی آب زیرزمینی با عبور سریع از مرحله آنیون سولفات به آب غنی از کلرید تکامل یافته است.

۳

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته پاییز ۹۲، شماره ۹

شکل .۴ نقشه هم مقدار EC آب زیرزمینی دشت الباجی
شکل .۵ نمودار پایپر نمونههای آب سطحی و زیرزمینی دشت الباجی

شکل .۶ نمودارهای ترکیبی نمونههای آب زیرزمینی دشت الباجی

۴

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته
پاییز ۹۲، شماره ۹

جدول .۱ نتایج سنجش شیمیایی نمونههای آب زیرزمینی دشت الباجی