師明川，付世騫，杜尚海

(1.河北水文工程地質(zhì)勘查院，石家莊 050020；2.吉林大學建設(shè)工程學院，長春 130021)

地表水-地下水轉(zhuǎn)化是區(qū)域水資源評價與管理過程中最為重要的水循環(huán)過程，深入理解地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系對建立區(qū)域水循環(huán)模式、開展區(qū)域水資源評價與管理工作具有重要意義[1-4]。水資源短缺是制約華北地區(qū)社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境建設(shè)的最重要因素，開展區(qū)域地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系研究對區(qū)域水資源量和水質(zhì)的精確評價具有重要意義[5,6]。

環(huán)境同位素技術(shù)逐漸發(fā)展成為水資源研究的重要手段，特別是作為水組成成分的氫氧同位素，在地表水-地下水轉(zhuǎn)化、地下水的補給來源、水體的蒸發(fā)與混合等方面開展了大量研究，取得豐富的研究成果，使得氫氧同位素技術(shù)成為地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系研究過程中重要且成熟的手段[7-10]。

本次選取2022年冬奧會供水具有重要意義的崇禮區(qū)清水河流域進行研究，分別采集地表水和地下水樣品，對水中氘氧同位素和222Rn分布特征進行綜合分析，深入理解清水河流域地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系，為崇禮地區(qū)水資源評價與可持續(xù)開發(fā)利用提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

崇禮區(qū)位于河北省西北部，隸屬張家口市。正東、東北與赤城縣、沽源縣交界，西南與張家口市區(qū)、萬全區(qū)毗鄰，西北、正北和張北縣接壤，南隔古長城與宣化區(qū)相望。崇禮區(qū)交通位置圖見圖1。崇禮區(qū)人民政府位于西灣子鎮(zhèn)，全區(qū)轄2個鎮(zhèn)、8個鄉(xiāng)。總?cè)丝?2.6 萬人。

崇禮區(qū)屬中山～高中山地貌，地形總體趨勢東北高、西南低，自然傾斜，海拔高度820～2 129 m。區(qū)界四周群山環(huán)繞，山巒起伏連綿，東溝、正溝、西溝三條大溝呈北東南西向縱貫全區(qū)。

崇禮區(qū)屬中溫帶亞干旱大陸性季風型山區(qū)氣候，常年干旱少雨。年平均氣溫3.2～3.7 ℃，受山區(qū)地形的影響，崇禮區(qū)年內(nèi)降水量多集中在6-9月份，時有冰雹、暴雨災(zāi)害。根據(jù)崇禮區(qū)1971-2017年的降水量和蒸發(fā)量資料，多年平均降水量為472.83 mm，多年平均蒸發(fā)量為1 416.45 mm。

崇禮區(qū)河流屬兩個水系。崇禮區(qū)清三營鄉(xiāng)東部部分流域?qū)俪卑缀铀?，其流域面積占全區(qū)總面積的4.3%。其余皆屬永定河水系，包括清水河和小清水河(盤常河)兩個分支，其流域面積占全區(qū)總面積的95.7%。

崇禮區(qū)位于洋河盆地東北盆緣山地水文地質(zhì)區(qū)，大部分屬清水河流域水文地質(zhì)單元，僅清三營鄉(xiāng)東北部小部分屬潮白河流域水文地質(zhì)單元。區(qū)內(nèi)地下水賦存于松散巖類孔隙、基巖裂隙和碎屑巖類孔隙裂隙中，主要接受大氣降水垂直補給和少量農(nóng)灌入滲補給，總體由北向南運移，地形坡度較大，地下分水嶺與地表分水嶺一致，邊界條件清楚；在天然狀態(tài)下，地下水排泄方式以泉及潛流為主，清水河為其天然排泄通道，區(qū)內(nèi)地表水-地下水之間轉(zhuǎn)化頻繁且復(fù)雜。

2 采樣測試與計算方法

2.1 水樣采集

根據(jù)崇禮區(qū)的水文地質(zhì)條件和前期野外調(diào)查成果，本次研究分別在東溝、正溝和西溝三條主要溝谷中選擇典型地表水和地下水監(jiān)測點進行同位素采樣，全區(qū)共采集水樣40個，其中地表水水樣18個，地下水水樣19個，大氣降水水樣3個。采樣時間為2018年6月6日至6月9日，采樣過程中分別記錄采樣點的井深、經(jīng)度、緯度和周邊環(huán)境等信息，采樣點空間分布如圖2所示。

圖2 同位素取樣點分布圖Fig.2 Samping points distribution

從采樣點分布圖中可以看出：①東溝共采集水樣12個，地表水水樣6個，地下水水樣6個；②正溝共采集水樣8個，其中地表水水樣4個，地下水水樣4個；③西溝共采集水樣8個，其中地表水水樣5個，地下水水樣3個；④其他監(jiān)測點9個；⑤大氣降水水樣3個。

2.2 測試指標

同位素樣品的采樣方法參照我國水利部標準中同位素水文技術(shù)應(yīng)用指南：抽取至少三倍于井孔中穩(wěn)定水的體積且隨時跟蹤測量野外數(shù)據(jù)，如溫度，pH和電導率。當這些數(shù)據(jù)穩(wěn)定后，通過無污染的儀器并遵循相關(guān)采樣要求來采集水樣。為了更好地保證試驗分析結(jié)果的可靠性，必須保證以下操作的進行：對采樣所用儀器的清潔，和采樣相同的過程采取空白樣，采集平行樣來確定由采樣或者實驗分析帶來的誤差。穩(wěn)定同位素2H、18O樣品無需經(jīng)過特殊處理，直接使用螺紋蓋密封，容積為50 mL的線性聚乙稀(PE)瓶取樣即可；放射性同位素222Rn 樣品無需經(jīng)過特殊處理，直接使用螺紋蓋密封，容積為500 mL的玻璃瓶取樣即可，取樣時間記錄精確到分鐘。

本次野外調(diào)查的水化學常規(guī)組分測試常規(guī)現(xiàn)場測定指標主要為pH和DO，其中pH使用型號為PHS-3E的pH計和玻璃電極法測定，DO使用型號為JPB-607A溶解氧測定儀和電化學探頭法測定；本次研究中氘氧同位素委托北京原生態(tài)測試有限公司測試，測定儀器為美國Picarro公司生產(chǎn)的L2130-l，使用方法為WS-CRDS技術(shù)(波長掃描光腔衰蕩光譜技術(shù))，本次研究中水體中222Rn同位素含量的測定采用美國Durridge公司RAD7型α能譜氡氣檢測儀。

2.3 基于D和18O的轉(zhuǎn)化關(guān)系計算

根據(jù)崇禮區(qū)的水文地質(zhì)條件，可知區(qū)內(nèi)地下水的主要補給來源分別為大氣降水入滲、河水入滲和潛水側(cè)向流入等，根據(jù)D和18O同位素的質(zhì)量守恒定律，可以建立穩(wěn)定同位素的三單元混合模型，計算公式如下：

δDM=f1δD1+f2δD2+f3δD3

(1)

δ18Dm=f1δ18O1+f2δ18O2+f3δ18O3

(2)

f1+f2+f3=1

(3)

式中：δDM代表不同端元水體混合后的氘同位素值；δD1、δD2和δD3分別表示不同混合端元的氘同位素值；δ18OM代表不同端元水體混合后的氧同位素值；δ18O1、δ18O2和δ18O3分別表示不同混合端元的氧同位素值；f1，f2和f3分別表示不同混合端元的混合比例。

2.4 基于222Rn的轉(zhuǎn)化關(guān)系計算

在地下水研究中，222Rn 作為環(huán)境示蹤劑可以確定較短時間尺度內(nèi)地下水的年齡，估算地表水入滲率，推斷裂隙巖含水層水流速率以及地表水與地下水的轉(zhuǎn)換關(guān)系等，其中利用222Rn 作為環(huán)境示蹤劑研究地下水對河流的補給非常有效，具有其他環(huán)境示蹤劑不可比擬的優(yōu)勢。這是由于地下水中222Rn 的濃度遠大于地表水222Rn 的濃度，含有高濃度222Rn 的地下水進入地表水將使排泄處地表水的222Rn 濃度增加，同時其具有非常短的半衰期。也就是說，地下水離開含水層，222Rn 將服從放射性衰變規(guī)律迅速衰減而具有弱繼承性，因此通過分析沿河地表水222Rn 濃度的變化，可確定地下水排泄的位置和補給率。

根據(jù)研究區(qū)水文地質(zhì)條件和地表水測流成果，可以確定研究內(nèi)地表水-地下水轉(zhuǎn)化的典型區(qū)段，應(yīng)用222Rn的示蹤原理對地表水-地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系進行定量計算。根據(jù)質(zhì)量守恒定律，上游地表水體某斷面處原有的222Rn總量與下游某斷面處原有222Rn總量之間的差異來自于地下水體對地表水的補給、地表水體中222Rn的衰變以及地表水體中222Rn向空氣中的擴散損失。根據(jù)這一原理，在地下水與地表水不同補給關(guān)系的區(qū)段可構(gòu)造不同的質(zhì)量守恒方程，來計算地表水和地下水的轉(zhuǎn)換量。

對于地下水補給地表水的區(qū)段：

(4)

(5)

對于地表水補給地下水的區(qū)段：

(6)

(7)

對于地下水補給地表水和地表水補給地下水同時發(fā)生的區(qū)段：

(8)

(10)

地表水中沿河流222Rn的衰變可用下式表示：

Cu=Cdexp(αL)

(11)

(12)

3 結(jié)果與討論

3.1 同位素測試結(jié)果分析

本次研究對崇禮區(qū)采集的水樣進行了水化學和同位素的測試，測試結(jié)果見表1所示。從表中可以看出，崇禮區(qū)水體中氘氧同位素的總體分布范圍相對較廣，δD值在-89.16‰～-62.93‰的范圍內(nèi)變化，平均值為-76.11‰；δ18O值在-12.27‰～-8.10‰的范圍內(nèi)變化，平均值為-10.39‰。

表1 氘氧同位素測試結(jié)果Tab.1 Testing results of D and 18O

本次研究對崇禮區(qū)采集的水樣進行了222Rn同位素的測試，測試結(jié)果見表2所示。從表2中可以看出，崇禮區(qū)水體中222Rn同位素的總體分布范圍相對較廣，活度值在3.45～44.17 Bq/L的范圍內(nèi)變化，平均值為16.46 Bq/L。其中地下水中222Rn同位素活度值在10.76～44.17 Bq/L的范圍內(nèi)變化，平均值為25.60 Bq/L；地表水中222Rn同位素活度值在3.45～13.82 Bq/L的范圍內(nèi)變化，平均值為7.81 Bq/L。由此可見，崇禮區(qū)地表水中222Rn同位素活度顯著高于區(qū)內(nèi)地下水中222Rn同位素活度。

表2 水中222Rn測試結(jié)果Tab.2 Testing results of 222Rn

3.2 基于D和18O的轉(zhuǎn)化關(guān)系探討

3.2.1 大氣降水中D和18O同位素分布特征

受水汽源區(qū)、地理要素和氣象因素等影響，大氣降水的同位素組成變化很大，同一地區(qū)不同時間的降水，同位素組成也可能具有較大差異，但由于降水過程中氫氧穩(wěn)定同位素的平行分餾作用，降水中的δ18O和δD值之間往往具有線性變化規(guī)律。Craig(1961)在研究北美大氣降水時發(fā)現(xiàn)大氣降水的氫氧同位素組成呈線性變化，降水中的δ18O和δD值都落在一條直線上，并根據(jù)這些數(shù)據(jù)擬合出的大氣降水線方程，即為Craig全球降水線(GMWL)：

δD= 8δ18O+ 10

(13)

降水δ18O和δD之間的這種線性關(guān)系為對比地下水和地表水的同位素成分、推斷地下水補給條件、揭示各種水體的蒸發(fā)損失和彼此間混合作用提供了理論依據(jù)，而且降水δ18O和δD之間的這種線性關(guān)系對于研究水循環(huán)過程中穩(wěn)定同位素的變異規(guī)律也具有重要意義。受局部地區(qū)氣候、水汽來源等因素影響，各個地區(qū)的雨水線方程并不相同，主要反映在雨水線的斜率和截距的差異上。為獲取崇禮區(qū)大氣降水的D和18O同位素含量特征，本次研究采集區(qū)內(nèi)大氣降水水樣3個，測試結(jié)果表明，大氣降水中δD的變化范圍介于-75.16‰ ～ -46.05‰，均值為-58.99‰，δ18O的變化范圍介于-9.86‰ ～ -4.56‰，均值為-7.28‰。

根據(jù)崇禮區(qū)大氣降水的D和18O同位素含量特征，可以繪制大氣降水中D和18含量的相關(guān)關(guān)系圖如圖3所示，并采用最小二乘法得到崇禮區(qū)的大氣降水線為：

Y=5.4422X-19.37

(14)

從崇禮區(qū)大氣降水線可以看出，斜率與截距均明顯小于全球降水線(Y=8X+10)、中國大氣降水線(Y=7.9X+8.2)和北京地區(qū)的大氣降水線(Y=6.467X-7.553)，由此說明崇禮區(qū)大氣降水主要來源海洋季風帶來的水汽，但海洋水汽在向崇禮區(qū)運移的過程中發(fā)生了顯著的分餾過程；氘盈余d為-9.52‰～3.70‰，平均值為-0.75‰，該數(shù)據(jù)表明崇禮區(qū)處于半干旱與半濕潤區(qū)過渡區(qū)。

圖3 地表水-地下水中D和18O相關(guān)關(guān)系Fig.3 The correlation of D and 18O between surface water and groundwater

3.2.2 地表水中D和18O同位素分布特征

本次研究分別在東溝、正溝和西溝中上游、中游和下游分別采集了地表水同位素樣品，測試結(jié)果表明，地表水中δ18O的變化范圍介于-11.92‰～-8.12‰，均值為-10.21‰，δD的變化范圍介于-85.84‰～-64.04‰，均值為-75.38‰。根據(jù)地表水中D和18O測試結(jié)果，繪制二者之間的相關(guān)關(guān)系圖，根據(jù)最小二乘法同樣可以得到線性回歸方程：

Y=5.7844X-16.204

(15)

從地表水中D和18O的回歸公式可知，崇禮區(qū)地表水線的斜率和截距均大于崇禮區(qū)的大氣降水線的斜率和截距，表明崇禮區(qū)的地表水受到了顯著的蒸發(fā)作用影響。

3.2.3 地下水中D和18O同位素分布特征

為了對比分析地表水-地下水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系，本次研究中與地表水同位素取樣對應(yīng)，分別在東溝、正溝和西溝取地下水同位素樣品，測試結(jié)果表明，地下水中δ18O值范圍為-12.27‰～-8.09‰，平均值-10.56‰；δD值范圍為-89.16‰～-62.93‰，平均值為-76.84‰。根據(jù)地下水中D和18O測試結(jié)果，繪制二者之間的相關(guān)關(guān)系圖，根據(jù)最小二乘法同樣可以得到線性回歸方程：

Y=6.3329X-9.9384

(16)

從地下水中D和18O的回歸公式可知，地下水線的斜率和截距明顯大于地表水線的斜率和截距，表明當?shù)氐叵滤诮邮艿乇硭霛B補給的同時，受到顯著的蒸發(fā)作用影響。

3.2.4 基于D和18O的地表水-地下水轉(zhuǎn)化定量分析

根據(jù)崇禮區(qū)大氣降水、地表水和地下水中D和18O測試結(jié)果，可以得到各典型水體的同位素含量特征，由此可以根據(jù)同位素守恒，計算出各典型斷面地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系和混合比例。

根據(jù)崇禮區(qū)的水文地質(zhì)條件和同位素分布特征可知，區(qū)內(nèi)地下水主要受到大氣降水入滲補給、地表水的入滲補給和地下水的側(cè)向流入補給，地表水主要接受上游河水補給和地下水泄流補給。考慮到大氣降水中的同位素含量受到顯著的高程效應(yīng)影響，因此選擇典型控制點時需要與此次研究中采樣高程接近；由于河水入滲補給地下水后受到蒸發(fā)作用影響，因此需要選擇距離較近的地表水和地下水監(jiān)測點，最大限度地降低蒸發(fā)作用的影響?；谏鲜鲈瓌t，結(jié)合本次野外工作采樣點分布，選定東溝作為此次研究的重點區(qū)域。

根據(jù)崇禮區(qū)東溝的測流結(jié)果可知，在東溝的上游地區(qū)，主要表現(xiàn)為地下水溢出補給地表水，地下水中D和18O同位素特征以J05點為代表，地表水中D和18O同位素特征以H02為代表、大氣降水中D和18O測試以P1為代表，地下水的側(cè)向補給源中D和18O測試以J01和J03的平均值為代表，由此可以計算出，東溝上游地區(qū)地下水接受大氣降水的貢獻比例為26%，接受上游地下水的側(cè)向流入補給的貢獻比例為70%，接受地表水入滲補給的貢獻比例僅為4%。由此可見，崇禮區(qū)東溝上游地區(qū)地下水主要接受側(cè)向流入補給和當?shù)卮髿饨邓霛B補給，地表水的入滲補給幾乎沒有。

東溝中游地區(qū)典型斷面表現(xiàn)為地下水溢出補給地表水，因此選擇中游地下水中D和18O含量以J07為代表，當?shù)氐乇硭蠨和18O含量以H04為代表，上游地表水中D和18O含量以H04為代表。計算結(jié)果表明，地表水H04接受地下水泄流補給的貢獻里為56%，接受上游河水補給為44%。

3.3 基于222Rn的轉(zhuǎn)化關(guān)系探討

根據(jù)崇禮區(qū)地表水和地下水中222Rn同位素的測試結(jié)果可知，地下水中222Rn同位素活度平均值為25.60 Bq/L，地表水中222Rn同位素活度平均值為7.81 Bq/L，對比分析地表水和地下水監(jiān)測點處同位素變化趨勢，即可分析出監(jiān)測段的地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系。

3.3.1 東溝地表水中222Rn沿程分布特征

根據(jù)東溝地表水中222Rn同位素活度監(jiān)測結(jié)果繪制沿程變化規(guī)律如圖4所示，從圖中可以看出，東溝地表水中222Rn同位素活度在上兩間房村(H25)的4.81 Bq/L到清三營村的(H01)的12.61 Bq/L之間變化，平均值為7.20 Bq/L。從清三營村(H01)開始，地表水中222Rn 同位素活度由于衰變作用表現(xiàn)出逐漸降低的趨勢，在西土城村(H02)地表水中222Rn 同位素活度降低至5.29 Bq/L，遠低于東土城村(J05)地下水中地表水中222Rn 同位素活度(30.97 Bq/L)，說明該段地表水補給地下水，地表水中222Rn 同位素發(fā)生自然衰減作用；但在西土城村(H02)至頭道營村(H24)河段，222Rn 同位素活度值略有增大，表明地表水進入西土城村之后開始接受地下水的泄流補給；頭道營村之后的清水河接受東部太子城河的匯入影響和222Rn同位素自然衰減作用影響，地表水中的222Rn 同位素活度再次降低。

圖4 東溝地表水中222Rn 活度變化規(guī)律Fig.4 The distribution of 222Rn activities of surface water in Donggou River

3.3.2 正溝地表水中222Rn沿程分布特征

根據(jù)正溝地表水中222Rn同位素活度監(jiān)測結(jié)果繪制沿程變化規(guī)律如圖5所示，從圖中可以看出，正溝地表水中222Rn同位素活度值在后中山村(H10)的7.06 Bq/L到海流圖村(H06)的15.55 Bq/L之間變化，平均值為12.23 Bq/L。從板申圖村(H05)到海流圖村(H06)地表水中222Rn同位素活度值從13.82 Bq/L增加到15.55 Bq/L，說該段河水接受了地下水的泄流補給，海流圖村(H06)之后的補給強度逐漸降低，地下水中補給至地表水中222Rn同位素活度增加值小于地表水中222Rn同位素活度自身衰變速度。

圖5 正溝地表水中222Rn 活度變化規(guī)律Fig.5 The distribution of 222Rn activities of surface water in Zhenggou River

3.3.3 西溝地表水中222Rn沿程分布特征

根據(jù)西溝地表水中222Rn同位素活度監(jiān)測結(jié)果繪制沿程變化規(guī)律如圖6所示，從圖中可以看出，西溝222Rn同位素活度值在石嘴子村(H15)的3.60 Bq/L和寒清壩村(H14)的12.94 Bq/L之間變化，平均值為6.29 Bq/L。地表水中222Rn同位素活度值從兩間房村(H12)和三岔口村(H13)到寒清壩村(H14)顯著增大，從兩間房村的6.53 Bq/L和三岔口村的4.57 Bq/L增大到寒清壩村的12.94 Bq/L，說明該段地表水接受顯著的地下水泄流補給，寒清壩村(H14)之后到石嘴子村(H15)和啕來廟(H17)222Rn同位素活度值顯著下降，說明該段地表水接受地下水補給的強度逐漸下降，222Rn同位素的自然衰減成為主要控制作用。

圖6 西溝地表水中222Rn 活度變化規(guī)律Fig.6 The distribution of 222Rn activities of surface water in Xigou River

3.3.4 基于222Rn的地表水-地下水轉(zhuǎn)化定量分析

根據(jù)以上分析確定的地下水與地表水相互轉(zhuǎn)化的區(qū)段，選擇有河水流量監(jiān)測數(shù)據(jù)的幾個區(qū)段，應(yīng)用222Rn的示蹤原理對地下水與地表水的轉(zhuǎn)化關(guān)系進行定量計算。根據(jù)質(zhì)量守恒定律，上游地表水體某斷面處原有的222Rn總量與下游某斷面處原有222Rn總量之間的差異來自于地下水體對地表水的補給、地表水體中222Rn的衰變以及地表水體中222Rn向空氣中的擴散損失。根據(jù)這一原理，在地下水與地表水不同補給關(guān)系的區(qū)段可構(gòu)造不同的質(zhì)量守恒方程計算地表水和地下水的轉(zhuǎn)換量。

根據(jù)前文所述河流沿程222Rn同位素特征結(jié)合各采樣點河流流量關(guān)系驗證得到各個計算區(qū)段上地下水與地表水間的轉(zhuǎn)化關(guān)系：H01～H02段地表水向地下水轉(zhuǎn)化，在H02～H04段地下水向地表水轉(zhuǎn)化。將各點相關(guān)參數(shù)(表3)代入到對應(yīng)公式中計算并得到結(jié)果(表4)。在H01～H02段上，地表水向地下排泄27.8 m3/(d·m)；在H02～H04段上，地下水向地表水補給平均速率為17.6 m3/(d·m)，這與前文所初步判斷的地表水-地下水補排關(guān)系保持一致。

表3 各取樣點計算參數(shù)Tab.3 Calculation parameters in sampling points

4 結(jié) 論

通過對崇禮區(qū)清水河流域地表水和地下水中環(huán)境同位素的研究，得到以下結(jié)論：

(1) 東溝中游地區(qū)典型斷面表現(xiàn)為地下水溢出補給地表水，因此選擇中游地下水中D和18O含量以J07為代表，當?shù)氐乇硭蠨和18O含量以H04為代表，上游地表水中D和18O含量以H04為代表。計算結(jié)果表明，地表水H04接受地下水泄流補給貢獻為56%，接受上游河水補給為44%；

表4 各區(qū)段地下水與地表水轉(zhuǎn)化量計算結(jié)果Tab.4 Calculation results in different sections between surface water and groundwater

(2) 根據(jù)前文所述河流沿程222Rn同位素特征結(jié)合各采樣點河流流量關(guān)系驗證得到各個計算區(qū)段上地下水與地表水間的轉(zhuǎn)化關(guān)系：H01～H02段地表水向地下水轉(zhuǎn)化，地表水向地下排泄27.8 m3/(d·m)；在H02～H04段地下水向地表水轉(zhuǎn)化，地下水向地表水補給平均速率為17.6 m3/(d·m)。

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