地下水的形成、运移、演化与大气降水和地表水密切联系，它的化学组分在循环过程样品的水化学分析由甘肃省地勘局水文地质工程地质勘察院化验室测试完成，测试方法严格按照《地质矿产部地下水标准检验方法》（DZ/T0064-93）和《饮用天然矿泉水检
验方法》（GB/T8538-1995）的要求完成，进行了Ca2+、Mg2+、Na+、K+、
、中与外来水混合作用，发生规律性变化。同时，地下水在介质中渗透过程中，与其围岩介质发生各种水文地球化学作用，其水化学特征受地下水形成过程、循环方式和更新速度影响。因此地下水水化学特征记录着地下水形成和运移的过去，示踪地下水循环途径，反映地下水流系统补给和更新特征。
一、地表水水化学分布特征
在黑河流域山区，蒸发作用相对微弱，地表水矿化度均小于1 g/L，其中冰雪融水矿化度在0.3～0.5 g/L之间，pH介于7.7～8.1之间，主要为HCO3-SO4-Ca-Mg和HCO3-SO4-Mg-Ca型水（表4-2）。干流河水矿化度为0.3～0.7 g/L，pH也介于7.7～8.1之间，水化学类型以HCO3-SO4-Ca-Mg水为主。河流出山进入盆地后，随着蒸发作用的加强，地表水的矿化度增大，pH值升高，水化学类型转化为SO4-HCO3-Mg、SO4-Na-Mg和SO4-Cl-Na-Mg型，其中南部盆地地表水（包括水库和河流）的矿化度在0.7～1.6 g/L之间，pH上升到7.8～10.2，水化学类型为SO4-HCO3-Mg、SO4-Na-Mg和SO4-Cl-Na-Mg型水。北部盆地地表水的矿化度为0.8 g/L左右，pH值大于9.0，水化学类型为SO4-Na-Mg和SO4-Na-Mg型。
表4-2 黑河流域地表水矿化度和水化学类型
在山区主要发生混合作用，由矿化度较低的干流河水与沿途的相对高矿化度冰雪融水混合（图4-3）。由上游至下游，随着冰雪融水的混入，河水中的Ca2+相对含量降低，Mg2+相对含量增加，相对含量降低，相对含量增加，在出山口形成矿化度为0.4g/L的HCO3-SO4-Ca-Mg型水。河流出山进入盆地后随着蒸发作用的加强，地表水的矿化度增大到0.7～1.6g/L，地表水中阴离子由向方向转化，阳离子由Ca2+向 Mg2+的方向转化，在蒸发强烈地带，向Cl-和Na++K+方向转化，水化学类型从HCO3-SO4-Ca-Mg型向SO4-HCO3-Mg、SO4-Na-Mg和SO4-Cl-Na-Mg型转化。
图4-3 黑河流域地表水水化学三角图
二、地下水水化学分布特征
地下水水化学组成受补给来源、径流特征、围岩性质及其与地表水和降水的相互转化关系影响。黑河流域平原区地下水主要接受出山河流渗漏补给，向下游与地表水经过多次转化，在离子交换-吸附作用和蒸发作用过程中形成的，同时受地貌、地质条件以及人类活动影响制约，其分布特征比较复杂。
（一）平面分布特征
1.浅层地下水水化学分布特征
本节浅层地下水是指山前戈壁带单一含水层中的潜水和溢出带以下多层结构含水层中100m以上的潜水和微承压水。由图4-4和表4-3可见，盆地内地下水化学分布具有明显的分带性。
图4-4 黑河流域浅层地下水矿化度分布图
（1）南部盆地
在张掖盆地，山前戈壁带到溢出带之间的地下水矿化度较低，介于0.4～0.7 g/L之间，接近或稍高于出山河水（表4-2中28号和43号采样点），平均矿化度为0.6 g/L，地下水中各离子含量高于河水，反映了河水渗漏进入含水层过程中的溶滤作用，pH值介于7.0～7.9之间，地下水化学类型与出山河水一致，为HCO3-SO4-Ca-Mg和HCO3-SO4-Mg-Ca型。地下水进入细土平原后，一方面由于地下水水位抬升，蒸发作用加强，另一方面由于农区灌溉的影响，地下水矿化度升高，在0.7～3.7 g/L之间，平均为1.4 g/L，地下水化学类型由HCO3-SO4-Ca-Mg型过渡到HCO3-SO4-Mg-Ca-Na和SO4-Ca-Mg型水。在张掖至临泽之间的农灌区，灌溉对地下水矿化度的影响不太明显，沿黑河两岸矿化度均小于1.0 g/L（图4-5），可能是河水入渗对地下水矿化度起到稀释作用的结果；而临泽到高台之间灌溉对地下水矿化度的影响明显，地下水矿化度均高于1.0 g/L，最高可达3.7 g/L。
表4-3 黑河流域平原区浅层地下水矿化度和水化学类型
图4-5 黑河干流浅层地下水水化学演化三角图
酒泉东盆地浅层地下水化学特征与张掖盆地不同，山前戈壁带地下水矿化度变化较大，在0.4～1.0 g/L之间，平均0.8 g/L，主要有SO4-HCO3-Mg-Ca和SO4-Mg-Ca型水。矿化度大于1.0 g/L的水主要分布在马营河和丰乐河之间地带，可能是受山前基岩裂隙水补给的影响，山前第三纪地层出露的泉水的矿化度高达1.8～5.7 g/L，主要为SO4-Ca-Mg-Na和Cl-SO4-Na型水（表4-3），所以，推测这一地带地下水可能是汛期洪水与山前基岩裂隙水混合补给形成的。酒泉东盆地溢出带以下地形低洼，在盐池—莲花—明海一带曾一度形成盐沼，地表由沙丘覆盖，地下水径流缓慢，蒸发成为地下水的主要排泄途径。前人研究表明，在盐池一带蒸发强烈地区，地下水矿化度可达到50 g/L以上，水化学类型为Cl-Na型水。本次在这一带没有采到地下水样，只在靠近黑河的罗城一带（31号点）采到一个潜水样，其矿化度为1.3 g/L，水化学类型为SO4-HCO3-Cl-Na-Mg型水。从矿化度分布图上可见（图4-4），在盐池—莲花—明海—高台一带地下水矿化度均大于10 g/L，反映了地下水径流缓慢的水动力特征。
（2）北部盆地
在金塔-花海子盆地，矿化度介于0.7～3.3 g/L之间，平均1.7 g/L，高矿化水主要集中在正义峡到鼎新一带的灌区（图4-4），地下水中和 Mg2+占有优势，Cl-和Na+浓度增加，水化学类型为SO4-HCO3-Mg-Ca、SO4-HCO3-Mg-Na、SO4-HCO3-Na-Mg和SO4-Cl-Mg-Na水。蒸发作用对下游额济纳盆地浅层地下水的影响更加明显，矿化度在0.8～2.8 g/L之间，其中矿化度大于1.0 g/L的地下水分布面积占盆地面积的一半以上（图4-4），水化学类型有SO4-HCO3-Na-Mg、SO4-Cl-Mg-Na、SO4-Mg-Na-Ca和Cl-SO4-Na型。其中两个蒸发中心分布于盆地南部的古日乃和盆地北部的东居延海一带，在古日乃草原一带地下水水位埋深小，蒸发强烈，矿化度为0.8～1.1 g/L，水化学类型为Cl-SO4-Na型水。东居延海为黑河的末端湖，采样时已干涸无水，蒸发是该区地下水的主要排泄途径，矿化度在1.0～2.8 g/L之间，水化学类型主要为SO4-HCO3-Na-Mg和SO4-Cl-Mg-Na型水。
总体而言，各盆地中潜水由山前戈壁带—溢出带—细土平原，地下水矿化度逐渐增加，由矿化度小于1 g/L的淡水过渡为矿化度大于1 g/L的微咸水。在潜水滞留区（如酒泉东盆地的盐池一带和额济纳旗的尾闾湖一带）和农灌区（如张掖-高台灌区和金塔-鼎新灌区），由于蒸发作用强烈，矿化度可达3 g/L以上，水化学类型由HCO3-SO4型渐变为SO4-HCO3型或SO4型。在蒸发强烈地带，水化学类型为SO4-Cl型或Cl-SO4型水。这种水化学分布特征反映了浅层地下水的补给、径流、排泄特征。在山前戈壁带地下水接受河流渗漏补给，水化学作用以溶滤作用为主。由戈壁带到扇缘溢出带，地下水以水平径流为主，沿径流途径地下水不断溶滤介质，水中各离子浓度增加，矿化度逐渐增大。溢出带以下的细土平原带，地下水径流相对变缓，水位埋深接近地表，地下水以垂向交替为主，蒸发浓缩作用明显，矿化度增加的同时水化学类型也发生改变。在农灌区，由于受灌溉水反复蒸发入渗的影响，蒸发作用对地下水水化学特征的影响更加明显。
（3）黑河干流浅层水水化学演化过程
黑河干流浅层地下水水化学演化，始于出山河水在山前戈壁带入渗补给（图4-5）。山前戈壁带地下水中以Ca2+和占优势，水化学类型为HCO3-SO4-Ca-Mg水。向下游沿径流途径，在图4-6中地下水阳离子由Ca2+一端向Mg2+和Na+、K+方向演化，阴离子由一端向和Cl-方向演化，地下水的优势离子由Ca2+和逐渐转化为Mg2+和，水化学类型为SO4-HCO3-Mg-Ca型。在蒸发强烈的地区（图4-5中古日乃）优势离子转化为Na+和Cl-，水化学类型为Cl-SO4-Na型水。从水化学演化趋势看，盆地地下水演化开始于戈壁带的地表水补给，终止于平原区地表水体（如水库或河流）或湿地（如古日乃草原），反映了地下水的补给来源和排泄去向。由图4-5可见，源于山前河水入渗补给的地下水，向下游排向河流或水库。古日乃地下水来源于鼎新—狼地段的侧向径流补给，蒸发排泄。
图4-6是沿径流途径的地下水和地表水矿化度及各主要离子演化图。南部盆地地下水接受出山河水补给后，在戈壁—溢出带之间地下水化学作用以溶滤为主，沿径流途径矿化度缓慢增大，水中各主要离子浓度也缓慢增加（图4-6中29、45号点）。向下游进入细土平原带后，地下水沿两条途径演化，一是在非灌溉区地下水仍以溶滤作用为主，矿化度和主要离子浓度在径流方向上缓慢增加（图4-6中46、41号点），二是在农灌区蒸发作用对地下水的化学组成影响明显，矿化度和主要离子沿径流方向浓度快速增加（图4-6中36、47、25号点）。
在高台至正义峡之间，地下水矿化度和主要离子浓度与河水相当（图4-6中31、32、33号点），而且地下水矿化度低于上游地下水矿化度，说明在汛期河水对地下水有侧渗补给，入渗的低矿化水与地下水发生混合作用。在枯水季节（采样时间为6月份），地下水向河流排泄，而且这一时期河水主要接受地下水补给。根据Cl-浓度计算，在采样期（2001年6月），正义峡河水中（33号点）地下水补给量占86%，上游来水补给占14%。
图4-6 黑河干流地下水矿化度和主要离子变化
进入北部盆地后，地下水在金塔-花海子盆地的矿化度和主要离子浓度都远高于南部盆地地下水和河水（图4-6中30号点），这反映了金塔灌区的反复蒸发-入渗作用的影响。至狼心山一带，地下水矿化度和主要离子浓度快速下降（图4-6中30、22、12、11号点），反映了沿途河水入渗稀释作用。根据Cl-浓度计算，采样期在鼎新附近的22号点，地下水中河水入渗量占85%，上游地下水径流补给仅占15%左右，这反映了鼎新盆地地下水主要来自河水入渗补给，同时也反映了该地段地下水径流十分缓慢。到东湾梁（12号点）和狼心山附近（11号点），地下水矿化度和主要离子浓度均低于北部盆地地下水和河水，存在西部山区的洪水补给。过狼心山后，地下水矿化度和主要离子浓度快速增大（图4-6中10、5、3、1号点），反映蒸发作用对地下水水化学组分影响成为主导。
通过上述地下水水化学演化途径分析可知：①在南部盆地，山前戈壁带出山河水入渗转化为地下水，地下水化学作用主要是溶滤作用。进入细土平原后，汛期河水补给地下水、非汛期地下水补给河水，地下水水化学组成受混合作用、溶滤作用和蒸发作用控制；②南、北部盆地浅层地下水化学演化具有不连续性，说明南、北部盆地之间地下水没有直接水力联系，两盆地之间通过河流发生联系；③北部盆地，在金塔灌区，地下水主要接受引水灌溉入渗补给，蒸发作用是地下水化学组成的主控因素。在金塔灌区到鼎新之间，地下水接受河流入渗补给，混合作用成为地下水化学组分的控制因素。鼎新到狼心山段，地下水接受河流入渗补给和西部山区洪水补给，仍以混合作用为主。狼心山以下地区，地下水沿途蒸发排泄或排向末端湖泊，蒸发作用是地下水化学组分的主要控制作用。
2.深层地下水水化学分布特征
这里的深层地下水是指埋深100 m以下的深层承压水。由于深层承压水埋藏深，不受蒸发影响，水循环径流缓慢，其水化学组成主要受水岩相互作用的影响。
在张掖盆地细土平原，深层承压水的矿化度在0.2～0.7 g/L之间，平均为0.4 g/L，低于上部浅层地下水，水化学类型主要为HCO3-SO4型水。在酒泉盆地，深层承压水矿化度在0.3～1.0 g/L之间，平均为0.5 g/L，水化学类型为HCO3-SO4型水、HCO3-Cl型水和SO4型水。在下游额济纳盆地，深层承压水矿化度升高，在0.5～1.5 g/L之间，平均为1.0 g/L，反映了深层承压水径流速度十分缓慢，水-岩作用时间加长，水化学类型以SO4-Cl型水为主（表4-4）。
由图4-7可见，南部盆地深层承压水化学演化起始于上游戈壁带地下水，水化学类型为HCO3-SO4-Ca-Mg型水，沿径流途径深层水中阳离子向Na+、K+方向演化，阴离子向方向演化，水化学类型向HCO3-Na型转化；北部盆地深层承压水化学演化途径与南部盆地完全不同，地下水矿化度大于1 g/L，水化学类型为SO4-Cl-Na-Mg型水，水化学特征与上游地表水接近，可能来源于地表水入渗补给，经过长期水岩作用形成，同位素年龄（＞5000年）也显示出为过去补给的古水。
表4-4 黑河流域深层地下水矿化度和水化学类型
图4-7 黑河流域深层承压水水化学三角图
图4-8 黑河流域不同地带、不同深度地下水矿化度和主要离子浓度变化剖面
图4-9 黑河流域南部盆地地下水矿化度（g/L）剖面分布
图4-10 黑河流域北部盆地地下水矿化度（g/L）剖面分布
（二）垂向特征
黑河流域地下水水化学垂向特征表现为，随深度的增加，地下水矿化度和主要离子浓度减小（图4-8），反映了蒸发浓缩作用对浅层水化学组分的影响。在南部盆地非灌溉区，深部地下水（150 m以下）中以和Na+占优势，矿化度为0.2 g/L左右，水化学类型为HCO3-Na型水。在50～150 m段地下水中，和Ca2+占有优势，矿化度为0.5g/L左右，为HCO3-SO4-Ca-Mg型水。在上部50 m以内，由于蒸发浓缩作用，为HCO3-SO4-Mg-Ca型水，矿化度为1～2 g/L。在农灌区，深层水矿化度小于0.3 g/L，为HCO3-SO4-Ca-Mg离子型水。在50～150 m段，优势离子为和Mg2+，而且Na+浓度超过Ca2+，矿化度为1～2g/L，说明在农灌区有浅层水的补给。在浅部50m以内，由于受灌溉蒸发水的影响，浓度剧增，浓度相对减小，而阳离子中Ca2+浓度增加，可能与阳离子交换吸附作用有关。在北部盆地，深部地下水的优势离子为和 Mg2+，不同于南部盆地深层水，与河水化学组成相似，这反映了北部盆地深层水来源于河水的入渗补给。浅层水离子浓度顺序为＞Cl-＞、Mg2+＞Na+＞Ca2+，为典型的潜水蒸发效应。
在南部盆地南北向剖面上（图4-9a），山前接受河水补给，地下水矿化度较低；向下游，浅层局部地下水流受蒸发影响矿化度升高。深层承压地下水流不受蒸发影响，沿径流途径矿化度变化不大，到溢出带有向上排泄的迹象。溢出带以下地段，浅部地下水流系统受灌溉入渗和蒸发作用影响矿化度增大，深部承压地下水流系统不受影响，继续向下游径流。南部盆地东西向剖面上（图4-9b），在张掖盆地反映出3个局部浅层地下水流系统，即张掖以东局部水流系统、张掖-双泉局部水流系统和双泉-高台局部水流系统。局部水流系统受蒸发影响明显，矿化度大于0.5 g/L，其中双泉-高台局部水流系统受灌溉水影响较大，地下水矿化度在1～3 g/L之间。区域深部承压地下水流系统的矿化度小于0.5 g/L，在双泉和高台一带均有向上排泄的迹象。由图4-9b还可看出，在张掖盆地和酒泉盆地之间的地下隆起带两侧，地下水矿化度发生突变，说明两系统之间没有直接地下水交换关系，地下隆起构成两盆地地下水系统的天然分界。
在北部盆地，由于缺乏分层观测孔，地下水垂向分异特性没有显示出来，但就所采到的地下水样看，其垂向变化趋势与南部盆地一致（参见图4-8c、d和图4-10）。图4-10b中主要反映了由南到北不同盆地之间的地下水化学特征受河水补给、灌溉水入渗和蒸发作用控制的特点。