马莲河流域下游水体222Rn特征及指示意义

2019-07-29

长江科学院院报 2019年7期

(中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，河北保定 071051)

1 研究背景

河流与地下水的相互作用是陆域水循环的重要研究内容之一[1]，准确评价其转化关系是揭示水循环机理和计算水资源量的基础[2]，也是流域水资源合理开发利用的前提。水化学组分和同位素作为水体的天然组成[3]，标记了水循环演化的历史，成为研究河水和地下水转化关系较为有效且先进的手段[4]。宋献方等[5]通过分析流域水化学和氢氧稳定同位素特征，研究了岔巴沟流域河水和地下水的转化关系。Huang等[6]以塔里木河下游水位、水化学和同位素特征为指示，分析了河水径流量减少对傍河地下水的影响，指出上游河水过度开发导致了中下游一系列生态环境问题。

目前常用的示踪指标包括Cl-，TDS，EC(电导率)，18O，2H，3H等。222Rn作为一种非传统同位素，由于其在地表水和地下水中活度差别达到1～3个数量级以及半衰期和短时间尺度的水文循环匹配良好，较传统示踪方法相比，在河水和地下水转化的定量评价方面具有较大优势。在国外，诸多学者应用222Rn探讨流域尺度河水和地下水交互作用，包括交换量评价、潜流带作用过程和小尺度水循环等方面。Yu等[7]基于222Rn和水化学指标探讨了地下水沿河排泄的时空变化，Lefebvre等[8]利用222Rn和13C建立了地下水泄流模型。在我国，由于北方大部分河流退化严重，地下水位下降，222Rn示踪河水和地下水转化的应用偏少。马莲河流域位于黄土高原腹地，大厚度白垩系含水层发育多级次地下水流系统，地下水和河水的转化关系成为研究热点[9-10]。

本文以马莲河流域下游不同类型地下水和河水为研究对象，分析了不同水体222Rn活度特征及其影响因素，进一步利用氡同位素梯度来指示河水和地下水转化关系的空间变异，以期丰富流域水循环的基础研究。

2 研究区概况

马莲河下游位于甘肃省庆阳市境内，区内属暖温带半湿润气候，多年平均气温8～12 ℃，年平均降雨量480～660 mm。马莲河为黄河二级支流，干流总长375 km，多年平均径流量4.5×108m3。地貌类型主要为黄土丘陵，河流、洪水切割侵蚀强烈。地表多被第四系黄土覆盖，仅在马莲河及较大的支流发育河谷平原，堆积第四系冲洪积物。

地下水类型包括黄土孔隙地下水、第四系松散岩类孔隙地下水和白垩系碎屑岩裂隙地下水。其中，黄土地下水和第四系地下水零星分布且水量贫乏。白垩系含水层在区内连续分布，垂向上可分为上部环河组含水层(K1h)和下部洛河组含水层(K1l)。环河组含水介质为泥质砂岩和细砂岩，总厚度约300 m，以大气降雨为补给来源，并通过河床与河水产生水力联系。

研究区取样点分布及水文地质剖面图如图1所示。从区域地下水动力场特征(图1)可以看出，环河组地下水等水位线呈现出以马莲河为轴心的向心圆状，即从两侧分水岭流向河谷，表明环河组地下水以向河水排泄为主。洛河组含水介质为粗砂岩，属深层地下水，循环交替缓慢。

图1 研究区取样点分布和水文地质剖面图Fig.1 Sampling sites and hydrological profile inthe study area

3 研究方法

2016年11月，沿马莲河下游采集河水和地下水样品，地下水分别取自黄土、第四系松散岩类和白垩系环河组细砂岩等不同含水层，共采集河水样15组(编号R01—R15)(图1)、地下水样21组，用于222Rn分析。河水取样部位为河流中部河床0.3 m以上，地下水采样时用小型蠕动泵抽取30 min后采集新鲜地下水。利用双通道便携式多参数水质分析仪(HACH HQ40D)现场测试水体温度、pH值、电导率(EC)、氧化还原电位(ORP)和溶解氧(DO)等参数。使用测氡仪RAD7在样品采集当天测试水体222Rn活度。由于222Rn半衰期较短，222Rn活度根据取样时间进行校正。

4 测试结果及分析

4.1 水化学特征

地下水样品取自不同含水层：白垩系环河组地下水样品数n=9组，井深17.2～69.4 m，水位埋深11.4～51.6 m；第四系砂砾石孔隙地下水样品数n=6组，井深12.1～45.5 m，水位埋深3.2～34.3 m；黄土孔隙裂隙地下水样品数n=6组，井深10.6～25.3 m，水位埋深9.5～23.0 m。

由测试结果(表1)可知，地下水电导率448.6～3 316.9 μS/cm，均值1 129.2 μS/cm，环河组地下水、第四系地下水和黄土地下水均值分别为1 648.7，860.7，618.4 μs/cm，以环河组地下水最高。pH值为7.5～8.3，均值7.9，呈中性偏弱碱性，不同类型地下水差别较小。氧化还原电位为16.5～341.3 mV，均值177.9 mV。各类地下水氧化还原电位皆为正值，反映出研究区含水层的氧化背景，环河组地下水略小于其他2类地下水。溶解氧含量0.4～2.1 mg/L，均值1.4 mg/L，同样以环河组地下水浓度为低。

表1 不同水体水化学指标和222Rn活度统计Table 1 Indicators of hydrochemistry and 222Rn activity of water samples

马连河下游河水电导率1 258.9～3 298.6 μS/cm，均值2 464.1 μS/cm，远高于长江、黄河的电导率，这与马莲河上游河水背景值较高有关。据文献[11]的研究成果，马莲河上游河水受高矿化度地下水补给，电导率>5 000 μS/cm，受此影响，下游河水电导率也较高。pH值为7.7～8.8，均值8.3。氧化还原电位为322.3～498.6 mV，均值410.1 mV。溶解氧含量4.4～5.8 mg/L，均值5.1 mg/L。总体上，河水各指标值均大于地下水，沿着河水流向，电导率呈降低趋势，其他指标变化不明显。

4.2 222Rn特征

根据测试结果，地下水222Rn活度552.6～6 173.3 Bq/m3，均值2 267.6 Bq/m3。河水222Rn活度56.5～920.9 Bq/m3，均值316.8 Bq/m3。地下水222Rn活度远高于河水，两者几乎相差1个数量级。其原因是由于水体中的222Rn主要来自围岩铀系矿物衰变[12]，地下水赋存于孔隙、裂隙中，环境相对封闭，和含水介质接触充分，有利于水岩作用进行，促进铀系矿物释放的222Rn进入地下水中，因而222Rn活度较高。河水和大气相通，222Rn易于逸散，且较短的半衰期使得222Rn沿途消耗，因而222Rn活度较低。

不同类型地下水222Rn活度分布呈现出差异性，表现在：环河组地下水222Rn活度914.7～6 173.3 Bq/m3，均值3 683.4 Bq/m3；第四系地下水222Rn活度552.6～1 613.3 Bq/m3，均值890.4 Bq/m3；黄土地下水222Rn活度824.5～3 094.6 Bq/m3，均值1 521.1 Bq/m3(如图2)。从图2可以看出，地下水中222Rn活度以环河组含水层最高，黄土次之，第四系最低。潘峰等[13]研究表明，222Rn活度在岩浆岩和侵入岩中含量最高，沉积岩和变质岩次之。

图2 不同水体222Rn活度分布箱图Fig.2 Box plot of 222Rn activity in different water samples

研究区环河组碎屑岩物源一部分来自周边岩浆岩，对环河组地下水中222Rn活度贡献较多。黄土由于次生碳酸盐化作用，铀元素形成极为活泼的UO2K4(CO3)3等络合物迁移[14]，而钍元素更趋于固定在土壤颗粒中，因此黄土地下水中222Rn活度高于第四系地下水。由此可见，岩性对地下水中222Rn活度分布具有显著的控制作用。除此之外，水体中222Rn活度还受到构造条件的影响，在黄土地下水样品中发现1处222Rn异常点，位于板桥乡附近的样品222Rn活度达到了3 094.6 Bq/m3，远大于黄土地下水均值及附近地下水样品。分析地质构造条件可知，该处分布一个NE向断层。该断层具有张性、扭性特征，破碎带发育，具有较强的导水性，地层深部的放射性气体(包括222Rn)可以通过断裂通道进入浅层土壤和地下水中，这可能是该区地下水222Rn活度较高的原因。

图3 地下水222Rn活度与井深、水位埋深、电导率、pH值、溶解氧和氧化还原电位关系Fig.3 Relationship of 222Rn activity against well depth, groundwater depth,conductivity, pH value,dissolvedoxygen, and redox conditions in groundwater

地下水222Rn活度不仅与地质背景有关，还与水动力、水化学条件有关，为此考察了地下水中222Rn活度和井深、埋深、电导率、pH值、溶解氧和氧化还原电位的关系(图3)。通过分析图3发现222Rn活度与地下水埋深、pH值及溶解氧关系不明显，与电导率呈正相关，与氧化还原电位呈负相关。Kluge等[15]研究表明，地下水中222Rn活度和盐度关系不大，本区两者呈现正相关可能是因为环河组地下水电导率较高，同时222Rn活度也较高导致，两者之间的关系还需要进一步研究和论证。222Rn活度随着氧化还原电位的增加而降低，表明还原环境有利于222Rn的富集。这是因为一些元素如铁、锰等氧化生成沉淀可以将镭同位素(226Ra)移除[16]，地下水中226Ra活度会降低，从而影响其子体222Rn的生成。

河水222Rn活度远低于地下水，沿着流向变化规律不明显(图4)。

图4 河水222Rn活度沿途变化Fig.4 Variation of 222Rn activity alongflow path in river

从图4可以看出：R01—R04段，222Rn活度呈增加趋势，由106.8 Bq/m3增至689.4 Bq/m3，随后沿途不断降低，至R09点降至最低值56.5 Bq/m3。R10—R13段，222Rn活度为75.7～171.2 Bq/m3，呈轻微波动，先增加后降低。R13—R14段，222Rn活度急剧增至920.9 Bq/m3，随后略有降低。222Rn活度沿途出现2个峰值，分别位于R04和R14点。由于马莲河下游河床均为白垩系基岩，因而地质环境背景并非控制河水中222Rn活度差异的主要因素。进一步分析发现，河水222Rn活度与电导率、pH值、溶解氧和氧化还原电位相关性不明显，表明水化学条件对地表水222Rn活度影响不大。天然情况下，河水中的222Rn易逸散到空气中且不断发生衰变，因而活度较低。在缺少222Rn活度较高的水体补给情况下，沿着流向应当不断降低。但在马莲河下游这一规律不明显，并存在2处222Rn高值异常，反映了在高值点附近可能接受了222Rn活度较高的地下水补给。

4.3 指示意义

由前述分析可知，河水222Rn活度分布受地下水补给影响，因而可以通过分析河水222Rn活度变化指示河水和地下水转化关系及程度。尽管在这方面已开展了一些定量研究，但河水222Rn活度受衰变、逸散、226Ra生成、潜流带补给和地下水补给等复杂地球化学过程控制，222Rn通量模型通常需要大量参数，非本次研究所能提供。为获取马莲河流域下游河水和地下水转化的概略信息，这里引入了河水氡同位素梯度，其定义为

I=dc/dx。

(1)

式中：I为222Rn同位素梯度，无量纲；c为222Rn活度(Bq/m3)；x为沿河相对距离(km)。

若I>0，即下游河水222Rn活度大于上游活度，由于河水中222Rn以逸散到空气和衰变消耗为主，考虑到研究区地下水222Rn活度比河水高出一个数量级，沿途222Rn活度不减反增表明该段地下水补给河水，I值越高，地下水补给强度越大。若I<0，情况较为复杂。一种情况是地下水补给强度较低，评价段河水222Rn收入不足以抵消通过逸散和衰变的消耗，I为负但接近于0；另一种情况是无地下水补给或河水补给地下水，河水沿途222Rn降低，I偏负较多。

各取样段I值分布见表2。由表2可知，有7个取样段I值为正，表明这些区段内地下水补给河水。其中，R02—R03，R03—R04，R13—R14段I值为44.6～83.8，地下水补给强度较大；R01—R02，R09—R010，R10—R11，R12—R13段I值为2.1～15.4，地下水补给强度较低。另外7个取样段I值为负，其中R04—R05，R05—R06，R06—R07，R07—R08，R14—R15段I值为-68.0～-15.6，地下水无补给；R08—R09，R11—R12段I值为-8.7～-1.9，地下水可能微弱补给河水。

表2 各取样段I值Table 2 Values of 222Rn gradient of all sampling segments

这种河水和地下水补排强度的变化规律与研究区地质、水文地质条件有关，马莲河河床岩性为白垩系环河组砂岩、泥质砂岩，环河组地下水通过河床泄流补给河水。在砂岩分布区，河床渗透系数较大，有利于地下水补给河水；而在泥质砂岩出露区，河床渗透系数较低，地下水和河水水力联系较弱，地下水补给强度的分布和河床岩性分布具一致性。