黃劍鋒， 吳 攀， 張依章

(1.貴州省水利投資(集團)有限責任公司， 貴陽 550002; 2.貴州大學資源與環(huán)境工程學院， 貴陽 550001；3.中國環(huán)境科學研究院環(huán)境基準與風險評估國家重點實驗室，流域水生態(tài)保護技術(shù)研究室， 北京 100012)

水分子由氫原子與氧原子所構(gòu)成，由于氫元素存在2種、氧元素存在3種穩(wěn)定同位素，所以水分子有著9種不同的同位素組合。由于質(zhì)量不同，其展現(xiàn)出的熱力學性質(zhì)也有所不同，在凝聚、降落、徑流、滲透、蒸發(fā)的水循環(huán)當中的進行速率有差異，從而產(chǎn)生同位素的分餾效應(yīng)。因為該效應(yīng)的存在，水體中的氫氧同位素的含量可以用于水的循環(huán)過程的研究[1]。因為自然界中穩(wěn)定同位素組成的變化很微小，國際上一般用δ值表示元素的同位素含量。

氫氧同位素技術(shù)在水文學中的天然降水同位素分布、水體蒸發(fā)過程中同位素的變化、地下水補給來源的判定、地下水年齡的測定、流域產(chǎn)流機制的研究、流量過程線劃分等方面都得到了好的運用[2]。如：利用水體中氫氧同位素的組成來區(qū)分水分的來源[3]；Craig在中性、弱堿性地熱水研究中發(fā)現(xiàn)地熱區(qū)噴出的熱水及蒸汽的δD基本保持不變，δ18O卻變化不定，紅海地區(qū)中部裂谷的鹵水的氫氧同位素落在紅海海水的同位素組成線上，從而確定了該地區(qū)鹵水的來源[4]；Clayton[5]研究了海灣地區(qū)水體中的氫氧同位素，發(fā)現(xiàn)這些鹵水的來源是更新世時期的降水，而非海水衍生物。

氫氧同位素不僅可以用于地熱水和鹵水的來源研究，還可以用于淺層地表水的研究當中。Payne等人[6]研究厄瓜多爾地區(qū)淺層地下水中氫氧同位素的組成，并推算出了河水補給地下水的比例和范圍；Morgante等[7]研究了意大利Isonzo河流對Gorizia平原地區(qū)的地下水的補給作用； Brown和Taylor研究[8]了新西蘭Kaikoura平原河流對地下水的側(cè)向補給，并評價了山洪對地下水的補給作用。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域背景

西苕溪流域(E119°14′～120°29′，N30°23′～31°11′)位于太湖上游地區(qū)，東臨嘉興，西依天目山，南抵余杭，西接皖南。發(fā)源于海拔1 587 m的龍王山，流經(jīng)安吉縣、長興縣和湖州市后匯入太湖，是太湖上游的重要來水支流。干流全長逾165 km，多年平均流量52 m3/s[10]，流域內(nèi)土地面積約1 873 km2，約占太湖流域總面積的6 %[11]。流域地勢總體為西南高，東北低，依次呈現(xiàn)山地、丘陵、平原的地形分布，西南部最高海拔1 587.4 m，中部丘陵區(qū)海拔50～500 m，是流域內(nèi)最主要的地貌類型，至湖州市郊，海拔一般為1.6～3.1 m，是主要的?；~塘區(qū)[12]。西苕溪流域地處亞熱帶，受太平洋季風影響，氣候溫暖濕潤，雨量充沛，四季分明，水熱同期，日照充足，熱量豐富。平均氣溫15.5 ℃，多年平均降水量為1 465.8 mm[13]。汛期在6～9月，降水量約占全年的50 %。干旱期為11、12月，降水量僅占全年的7 %。多年平均陸上水面蒸發(fā)量在800～900 mm之間。蒸發(fā)量最大發(fā)生在5～8月，約占全年的50 %[12]。西苕溪流域內(nèi)支流眾多，但大多較為短小，上游主要是西溪和南溪，在安吉縣匯合后流入長興平原，與北部泗安塘水系、烏溪水系和箬溪水系連接形成水網(wǎng)。西苕溪干流在安城馬家渡斷面以上為山溪河道，橫塘以下為平原河道，由于流域產(chǎn)流快，匯流時間短，干流在雨季暴漲暴落，水文過程線峰值大，歷時短。徑流流量主要取決于降雨，其年內(nèi)變化基本與降水相一致，呈雙峰型，峰值位于5、6和9月，5～9月徑流量占全年總流量的45 %～54 %[14]。

1.2 樣品采集與分析

分別于2012年10月與2013年8月沿河流流向，采集了西苕溪流域地表水、附近地下水降雨等樣品(圖1)。

水樣中的氫氧同位素氘和氧-18分別用Zn還原法和CO2平衡法通過Delta S plus氣體源穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測定，測定結(jié)果相對于VSMOW標準的千分差表示，測定精度分別為±0.20 ‰和±0.10 ‰。水樣的氫氧同位素在中國科學院地理研究所進行測定。

圖1 研究區(qū)采樣點分布

2 結(jié)果與討論

2.1 電導(dǎo)率(EC)

EC值反映了水中溶解的離子濃度的大小，在一定程度上反映了水在流域水循環(huán)過程中的徑流路徑和滯留時間的長短。水在運移過程中，水流路徑和滯留時間的延長，不斷溶解周圍巖石和土壤中的可溶性鹽類，在不與電導(dǎo)較小的水體混合、沒有氣體析出和固體沉淀的情況下，水體的EC應(yīng)該是逐漸上升的。根據(jù)流域內(nèi)不同水體的EC的空間分布，可以大致推斷出水的運移路徑，進而估計流域內(nèi)地表水和地下水的補給、排泄關(guān)系[15]。西苕溪流域平水期地表、地下水體電導(dǎo)率見圖2。

由圖2可見，平水期，西苕溪流域內(nèi)地表水的EC值沿徑流方向呈現(xiàn)出明顯的增長趨勢，而地下水中的EC值普遍高于附近地表水的EC值，其平均值是地表水體EC平均值的2.52倍。豐水期西苕溪流域地表水的EC變化范圍為80.7～358.0 μs/cm，地下水的EC變化范圍為107.5～971.0 μs/cm(圖 3)。豐水期地下水的EC值高于周圍地表水，約為地表水的2.04倍。

圖2 西苕溪流域平水期地表、地下水體電導(dǎo)率

上游賦石水庫支流(10號、2號樣點一支)的地表、地下水EC值比較接近，豐水期時地表水略高于地下水，平水期時地下水略高于地表水，這表明地表水接受降雨和地下水的雙重補給，并且豐水期時降雨帶來了更多的溶解性離子。而老石坎水庫一支(11號、1號樣點一支)，地下水經(jīng)運移之后EC上升較多，豐水期、平水期時地表水與地下水的EC值差別都比較大，表明地下水與地表水相互補給量有限。在3號點匯流之后地下水系統(tǒng)的EC值有所中和，而地表水則比匯合之前更低，表明此階段地表水還接受離子含量較低的水源補給。中游地區(qū)，對比豐水期與平水期的數(shù)據(jù)和變化形式可以看出，4號、6號采樣點，兩個時期內(nèi)地下水的變化形式和實際測量值都比較固定，而地表水則因降雨的原因豐水期EC較平水期略有下降，這表明此段流域內(nèi)地表水接受地下水和降雨的雙重補給。下游平原區(qū)，地表水與地下水的EC上升都比較大，由土壤性質(zhì)和相對高程差決定了淺層地下水會受到地表水的補給，其更高的地下水EC值或許與較強的人類活動有關(guān)。豐水期農(nóng)田水中的EC值在250～270 μs/cm左右，高于附近地表水，略低于地下水。進入城市河段以后，地表、地下水的EC增幅都比較大，這表明水體受城市人類活動的影響比較大。

圖3 西苕溪流域豐水期地表、地下水體電導(dǎo)率

圖4 平水期派帕三線圖

圖5 豐水期派帕三線圖

2.2 δD和δ18O

地表水中δD和δ18O變化范圍介于-32.4 ‰～-60.9 ‰和-5.92 ‰～-10.50 ‰之間，平均值為-7.84 ‰和-46.4 ‰。地下水中δD和δ18O范圍為-37.9 ‰～-58.6 ‰和-7.08 ‰～-8.50 ‰，平均值為-7.80 ‰和-48.9 ‰(圖6)。相似的δD和δ18O組成說明西苕溪地表水與地下水有著密切的聯(lián)系。當?shù)亟邓€數(shù)據(jù)來源于全球降水同位素監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)，該數(shù)據(jù)基于江蘇省南京站的月降水數(shù)據(jù)分析，其表達式為：δ(D)=8.51δ(18O)+17.9[16]，西苕溪流域地表水δD和δ18O的關(guān)系表達式為：δD=7.75δ18O+11.7 (R2=0.68, n=7)，地下水中δD和δ18O的關(guān)系表達式為：δD=9.27δ18O+23.4 (R2=0.28, n=8)，二者都很接近當?shù)亟邓€，說明西苕溪流域地表、地下水體起源于大氣降水的補給。沿河水流動方向，西苕溪流域地表水體δD、δ18O明顯增加，入湖口附近的S8與S9點的水體中δD (-32.4 ‰～-39.9 ‰)、δ18O (-5.92 ‰～-0.60 ‰) 值最高，表明了河水在流動的過程中存在著蒸發(fā)作用而不斷富集重同位素。地表水同位素δD、δ18O直線方程與LMWL交匯點的同位素組成特征為：δ18O =-8.16 ‰、δD=-51.5 ‰。理論上，交點的同位素代表未受到蒸發(fā)分餾作用而直接補給地表水的大氣降水最初的同位素值，其值略小于該流域地表水平均同位素組成δ18O=-7.50 ‰、δD=-46.1 ‰，這也說明了補給到地表水體的大氣降水在流動過程中受到蒸發(fā)分餾作用而逐漸富集重同位素。

圖6 平水期氫氧同位素組成

地下水同位素相關(guān)曲線與LMWL交匯點的同位素組成特征為：δ18O=-7.24‰、δD=-43.7 ‰，表現(xiàn)出顯著的富集重同位素的特征。根據(jù)前期對江蘇省大氣降水穩(wěn)定同位素分布研究結(jié)果，1～5月降水中明顯富集重同位素δ18O、D，而6～12月降水則貧化重同位素。由于采樣時間為10月與8月，因此受降水影響，此時西苕溪的地表水可能表現(xiàn)為貧化重同位素的特點。因此，對地下水而言，可以認為1～5月份的降水為西苕溪流域淺層地下水的重要補給源。而本次采樣測得的地下水平均同位素組成δ18O與δD分別為-7.80 ‰和-49.0 ‰，接近但略輕于地表水平均同位素組成，而且地表、地下水同位素δ18O、δD的關(guān)系曲線相交處的同位素δ18O、δD是-7.70‰與-48.0‰，該值介于地表、地下水平均同位素組成點之間(圖6)，反映了地表水與地下水交換時的平均同位素組成特征，同時也表明了西苕溪流域地下水與地表水有著密切的水力聯(lián)系。西苕溪流域雨季主要集中在6～9月份，可以推斷雨季含有較輕同位素的大量降雨不僅能夠補給到流域淺層地下水系統(tǒng)還能夠蓄滿產(chǎn)流，使得地表水由于蒸發(fā)分餾作用使得水體重同位素逐漸富集，而地下水則由于新、舊地下水混合作用而表現(xiàn)出重同位素貧化的趨勢，從而使其平均同位素含量較地表水輕。從流域的上游到下游，地下水的δ18O和δD值逐漸升高，而地下水平均埋深卻由上游的3.6 m降到下游的0.9 m，導(dǎo)致西苕溪流域的地下水可能經(jīng)歷了不同程度的蒸發(fā)作用，特別是地下水G1，G2和G7。G1位于西苕溪上游山區(qū)老石坎水庫附近，G2和G7緊鄰河流，受到強烈蒸發(fā)的地表水體在下滲補給淺層地下水的過程中δ18O不斷富集，使得該地區(qū)淺層地下水呈現(xiàn)出明顯的重同位素特征。

地表水的δD、δ18O變化范圍介于-43.9 ‰～-61.3 ‰和-7.16 ‰～-9.75 ‰，平均值為-8.73 ‰和-56.2 ‰。地下水中δD、δ18O范圍為-47.8 ‰～-72.0 ‰和-7.87 ‰～-11.49 ‰，其平均值為-9.09 ‰和-60.0 ‰(圖7)。由于降水量比較大，使得地表、地下水體的δD和δ18O均向當?shù)卮髿饨邓€靠近。同時，相對于平水期來說，豐水期的氫氧同位素組成更貧化重同位素。地下水中一些離河流較遠的樣點(G13，G14，G15)呈現(xiàn)出貧化重同位素的特點，而離河流較近的地下水(G3和G6)在豐水期的補給關(guān)系則表現(xiàn)為地下水補給地表水。位于圖6右上角的是一些山泉或接受山泉補給的地下水 (G4，G10，G11)，由于水體滯留時間較長，蒸發(fā)或其他作用使得水樣中重同位素富集。而離太湖較近的地下水G16，也呈現(xiàn)出富集重同位素特點，可能是受到久經(jīng)蒸發(fā)作用的太湖水影響所致。

圖7 豐水期西苕溪各類水體的氫氧同位素組成

3 結(jié)論

總體來說，沿著河流流向，地表水和地下水的EC呈上升趨勢。

西苕溪地表、地下水體δD和δ18O的分析表明，西苕溪流域地表、地下水體主要接受降雨補給。西苕溪流域上、中游丘陵地區(qū)地表、地下水體相互聯(lián)系緊密，補排作用明顯，具體補排關(guān)系為3號、4號、6號樣點處地表水接受地下水補給，其余樣點處為地表水補給地下水。在下游，農(nóng)田密集區(qū)地下水接受河水補給較少，而沿河的地下水中，無論是豐水期還是平水期，部分表現(xiàn)出富集重同位素的特征。

參 考 文 獻

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