基于同位素技术的冬奥会崇礼赛区地表水-地下水转化关系研究

2020-06-12师明川付世骞杜尚海

中国农村水利水电 2020年3期

师明川，付世骞，杜尚海

(1.河北水文工程地质勘查院，石家庄 050020；2.吉林大学建设工程学院，长春 130021)

地表水-地下水转化是区域水资源评价与管理过程中最为重要的水循环过程，深入理解地表水-地下水转化关系对建立区域水循环模式、开展区域水资源评价与管理工作具有重要意义[1-4]。水资源短缺是制约华北地区社会经济可持续发展和生态环境建设的最重要因素，开展区域地表水-地下水转化关系研究对区域水资源量和水质的精确评价具有重要意义[5,6]。

环境同位素技术逐渐发展成为水资源研究的重要手段，特别是作为水组成成分的氢氧同位素，在地表水-地下水转化、地下水的补给来源、水体的蒸发与混合等方面开展了大量研究，取得丰富的研究成果，使得氢氧同位素技术成为地表水-地下水转化关系研究过程中重要且成熟的手段[7-10]。

本次选取2022年冬奥会供水具有重要意义的崇礼区清水河流域进行研究，分别采集地表水和地下水样品，对水中氘氧同位素和222Rn分布特征进行综合分析，深入理解清水河流域地表水-地下水转化关系，为崇礼地区水资源评价与可持续开发利用提供科学依据。

1 研究区概况

崇礼区位于河北省西北部，隶属张家口市。正东、东北与赤城县、沽源县交界，西南与张家口市区、万全区毗邻，西北、正北和张北县接壤，南隔古长城与宣化区相望。崇礼区交通位置图见图1。崇礼区人民政府位于西湾子镇，全区辖2个镇、8个乡。总人口12.6 万人。

崇礼区属中山～高中山地貌，地形总体趋势东北高、西南低，自然倾斜，海拔高度820～2 129 m。区界四周群山环绕，山峦起伏连绵，东沟、正沟、西沟三条大沟呈北东南西向纵贯全区。

崇礼区属中温带亚干旱大陆性季风型山区气候，常年干旱少雨。年平均气温3.2～3.7 ℃，受山区地形的影响，崇礼区年内降水量多集中在6-9月份，时有冰雹、暴雨灾害。根据崇礼区1971-2017年的降水量和蒸发量资料，多年平均降水量为472.83 mm，多年平均蒸发量为1 416.45 mm。

崇礼区河流属两个水系。崇礼区清三营乡东部部分流域属潮白河水系，其流域面积占全区总面积的4.3%。其余皆属永定河水系，包括清水河和小清水河(盘常河)两个分支，其流域面积占全区总面积的95.7%。

崇礼区位于洋河盆地东北盆缘山地水文地质区，大部分属清水河流域水文地质单元，仅清三营乡东北部小部分属潮白河流域水文地质单元。区内地下水赋存于松散岩类孔隙、基岩裂隙和碎屑岩类孔隙裂隙中，主要接受大气降水垂直补给和少量农灌入渗补给，总体由北向南运移，地形坡度较大，地下分水岭与地表分水岭一致，边界条件清楚；在天然状态下，地下水排泄方式以泉及潜流为主，清水河为其天然排泄通道，区内地表水-地下水之间转化频繁且复杂。

2 采样测试与计算方法

2.1 水样采集

根据崇礼区的水文地质条件和前期野外调查成果，本次研究分别在东沟、正沟和西沟三条主要沟谷中选择典型地表水和地下水监测点进行同位素采样，全区共采集水样40个，其中地表水水样18个，地下水水样19个，大气降水水样3个。采样时间为2018年6月6日至6月9日，采样过程中分别记录采样点的井深、经度、纬度和周边环境等信息，采样点空间分布如图2所示。

图2 同位素取样点分布图Fig.2 Samping points distribution

从采样点分布图中可以看出：①东沟共采集水样12个，地表水水样6个，地下水水样6个；②正沟共采集水样8个，其中地表水水样4个，地下水水样4个；③西沟共采集水样8个，其中地表水水样5个，地下水水样3个；④其他监测点9个；⑤大气降水水样3个。

2.2 测试指标

同位素样品的采样方法参照我国水利部标准中同位素水文技术应用指南：抽取至少三倍于井孔中稳定水的体积且随时跟踪测量野外数据，如温度，pH和电导率。当这些数据稳定后，通过无污染的仪器并遵循相关采样要求来采集水样。为了更好地保证试验分析结果的可靠性，必须保证以下操作的进行：对采样所用仪器的清洁，和采样相同的过程采取空白样，采集平行样来确定由采样或者实验分析带来的误差。稳定同位素2H、18O样品无需经过特殊处理，直接使用螺纹盖密封，容积为50 mL的线性聚乙稀(PE)瓶取样即可；放射性同位素222Rn 样品无需经过特殊处理，直接使用螺纹盖密封，容积为500 mL的玻璃瓶取样即可，取样时间记录精确到分钟。

本次野外调查的水化学常规组分测试常规现场测定指标主要为pH和DO，其中pH使用型号为PHS-3E的pH计和玻璃电极法测定，DO使用型号为JPB-607A溶解氧测定仪和电化学探头法测定；本次研究中氘氧同位素委托北京原生态测试有限公司测试，测定仪器为美国Picarro公司生产的L2130-l，使用方法为WS-CRDS技术(波长扫描光腔衰荡光谱技术)，本次研究中水体中222Rn同位素含量的测定采用美国Durridge公司RAD7型α能谱氡气检测仪。

2.3 基于D和18O的转化关系计算

根据崇礼区的水文地质条件，可知区内地下水的主要补给来源分别为大气降水入渗、河水入渗和潜水侧向流入等，根据D和18O同位素的质量守恒定律，可以建立稳定同位素的三单元混合模型，计算公式如下：

δDM=f1δD1+f2δD2+f3δD3

(1)

δ18Dm=f1δ18O1+f2δ18O2+f3δ18O3

(2)

f1+f2+f3=1

(3)

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

2.4 基于222Rn的转化关系计算

在地下水研究中，222Rn 作为环境示踪剂可以确定较短时间尺度内地下水的年龄，估算地表水入渗率，推断裂隙岩含水层水流速率以及地表水与地下水的转换关系等，其中利用222Rn 作为环境示踪剂研究地下水对河流的补给非常有效，具有其他环境示踪剂不可比拟的优势。这是由于地下水中222Rn 的浓度远大于地表水222Rn 的浓度，含有高浓度222Rn 的地下水进入地表水将使排泄处地表水的222Rn 浓度增加，同时其具有非常短的半衰期。也就是说，地下水离开含水层，222Rn 将服从放射性衰变规律迅速衰减而具有弱继承性，因此通过分析沿河地表水222Rn 浓度的变化，可确定地下水排泄的位置和补给率。

根据研究区水文地质条件和地表水测流成果，可以确定研究内地表水-地下水转化的典型区段，应用222Rn的示踪原理对地表水-地下水的转化关系进行定量计算。根据质量守恒定律，上游地表水体某断面处原有的222Rn总量与下游某断面处原有222Rn总量之间的差异来自于地下水体对地表水的补给、地表水体中222Rn的衰变以及地表水体中222Rn向空气中的扩散损失。根据这一原理，在地下水与地表水不同补给关系的区段可构造不同的质量守恒方程，来计算地表水和地下水的转换量。

对于地下水补给地表水的区段：

(4)

(5)

对于地表水补给地下水的区段：

(6)

(7)

对于地下水补给地表水和地表水补给地下水同时发生的区段：

(8)

(10)

地表水中沿河流222Rn的衰变可用下式表示：

Cu=Cdexp(αL)

(11)

(12)

3 结果与讨论

3.1 同位素测试结果分析

本次研究对崇礼区采集的水样进行了水化学和同位素的测试，测试结果见表1所示。从表中可以看出，崇礼区水体中氘氧同位素的总体分布范围相对较广，δD值在-89.16‰～-62.93‰的范围内变化，平均值为-76.11‰；δ18O值在-12.27‰～-8.10‰的范围内变化，平均值为-10.39‰。

表1 氘氧同位素测试结果Tab.1 Testing results of D and 18O

本次研究对崇礼区采集的水样进行了222Rn同位素的测试，测试结果见表2所示。从表2中可以看出，崇礼区水体中222Rn同位素的总体分布范围相对较广，活度值在3.45～44.17 Bq/L的范围内变化，平均值为16.46 Bq/L。其中地下水中222Rn同位素活度值在10.76～44.17 Bq/L的范围内变化，平均值为25.60 Bq/L；地表水中222Rn同位素活度值在3.45～13.82 Bq/L的范围内变化，平均值为7.81 Bq/L。由此可见，崇礼区地表水中222Rn同位素活度显著高于区内地下水中222Rn同位素活度。

表2 水中222Rn测试结果Tab.2 Testing results of 222Rn

3.2 基于D和18O的转化关系探讨

3.2.1 大气降水中D和18O同位素分布特征

受水汽源区、地理要素和气象因素等影响，大气降水的同位素组成变化很大，同一地区不同时间的降水，同位素组成也可能具有较大差异，但由于降水过程中氢氧稳定同位素的平行分馏作用，降水中的δ18O和δD值之间往往具有线性变化规律。Craig(1961)在研究北美大气降水时发现大气降水的氢氧同位素组成呈线性变化，降水中的δ18O和δD值都落在一条直线上，并根据这些数据拟合出的大气降水线方程，即为Craig全球降水线(GMWL)：

δD= 8δ18O+ 10

(13)

降水δ18O和δD之间的这种线性关系为对比地下水和地表水的同位素成分、推断地下水补给条件、揭示各种水体的蒸发损失和彼此间混合作用提供了理论依据，而且降水δ18O和δD之间的这种线性关系对于研究水循环过程中稳定同位素的变异规律也具有重要意义。受局部地区气候、水汽来源等因素影响，各个地区的雨水线方程并不相同，主要反映在雨水线的斜率和截距的差异上。为获取崇礼区大气降水的D和18O同位素含量特征，本次研究采集区内大气降水水样3个，测试结果表明，大气降水中δD的变化范围介于-75.16‰ ～ -46.05‰，均值为-58.99‰，δ18O的变化范围介于-9.86‰ ～ -4.56‰，均值为-7.28‰。

根据崇礼区大气降水的D和18O同位素含量特征，可以绘制大气降水中D和18含量的相关关系图如图3所示，并采用最小二乘法得到崇礼区的大气降水线为：

Y=5.4422X-19.37

(14)

从崇礼区大气降水线可以看出，斜率与截距均明显小于全球降水线(Y=8X+10)、中国大气降水线(Y=7.9X+8.2)和北京地区的大气降水线(Y=6.467X-7.553)，由此说明崇礼区大气降水主要来源海洋季风带来的水汽，但海洋水汽在向崇礼区运移的过程中发生了显著的分馏过程；氘盈余d为-9.52‰～3.70‰，平均值为-0.75‰，该数据表明崇礼区处于半干旱与半湿润区过渡区。

图3 地表水-地下水中D和18O相关关系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

本次研究分别在东沟、正沟和西沟中上游、中游和下游分别采集了地表水同位素样品，测试结果表明，地表水中δ18O的变化范围介于-11.92‰～-8.12‰，均值为-10.21‰，δD的变化范围介于-85.84‰～-64.04‰，均值为-75.38‰。根据地表水中D和18O测试结果，绘制二者之间的相关关系图，根据最小二乘法同样可以得到线性回归方程：

Y=5.7844X-16.204

(15)

从地表水中D和18O的回归公式可知，崇礼区地表水线的斜率和截距均大于崇礼区的大气降水线的斜率和截距，表明崇礼区的地表水受到了显著的蒸发作用影响。

3.2.3 地下水中D和18O同位素分布特征

为了对比分析地表水-地下水之间的转化关系，本次研究中与地表水同位素取样对应，分别在东沟、正沟和西沟取地下水同位素样品，测试结果表明，地下水中δ18O值范围为-12.27‰～-8.09‰，平均值-10.56‰；δD值范围为-89.16‰～-62.93‰，平均值为-76.84‰。根据地下水中D和18O测试结果，绘制二者之间的相关关系图，根据最小二乘法同样可以得到线性回归方程：

Y=6.3329X-9.9384

(16)

从地下水中D和18O的回归公式可知，地下水线的斜率和截距明显大于地表水线的斜率和截距，表明当地地下水在接受地表水入渗补给的同时，受到显著的蒸发作用影响。

3.2.4 基于D和18O的地表水-地下水转化定量分析

根据崇礼区大气降水、地表水和地下水中D和18O测试结果，可以得到各典型水体的同位素含量特征，由此可以根据同位素守恒，计算出各典型断面地表水-地下水转化关系和混合比例。

根据崇礼区的水文地质条件和同位素分布特征可知，区内地下水主要受到大气降水入渗补给、地表水的入渗补给和地下水的侧向流入补给，地表水主要接受上游河水补给和地下水泄流补给。考虑到大气降水中的同位素含量受到显著的高程效应影响，因此选择典型控制点时需要与此次研究中采样高程接近；由于河水入渗补给地下水后受到蒸发作用影响，因此需要选择距离较近的地表水和地下水监测点，最大限度地降低蒸发作用的影响。基于上述原则，结合本次野外工作采样点分布，选定东沟作为此次研究的重点区域。

根据崇礼区东沟的测流结果可知，在东沟的上游地区，主要表现为地下水溢出补给地表水，地下水中D和18O同位素特征以J05点为代表，地表水中D和18O同位素特征以H02为代表、大气降水中D和18O测试以P1为代表，地下水的侧向补给源中D和18O测试以J01和J03的平均值为代表，由此可以计算出，东沟上游地区地下水接受大气降水的贡献比例为26%，接受上游地下水的侧向流入补给的贡献比例为70%，接受地表水入渗补给的贡献比例仅为4%。由此可见，崇礼区东沟上游地区地下水主要接受侧向流入补给和当地大气降水入渗补给，地表水的入渗补给几乎没有。

东沟中游地区典型断面表现为地下水溢出补给地表水，因此选择中游地下水中D和18O含量以J07为代表，当地地表水中D和18O含量以H04为代表，上游地表水中D和18O含量以H04为代表。计算结果表明，地表水H04接受地下水泄流补给的贡献里为56%，接受上游河水补给为44%。

3.3 基于222Rn的转化关系探讨

根据崇礼区地表水和地下水中222Rn同位素的测试结果可知，地下水中222Rn同位素活度平均值为25.60 Bq/L，地表水中222Rn同位素活度平均值为7.81 Bq/L，对比分析地表水和地下水监测点处同位素变化趋势，即可分析出监测段的地表水-地下水转化关系。

3.3.1 东沟地表水中222Rn沿程分布特征

根据东沟地表水中222Rn同位素活度监测结果绘制沿程变化规律如图4所示，从图中可以看出，东沟地表水中222Rn同位素活度在上两间房村(H25)的4.81 Bq/L到清三营村的(H01)的12.61 Bq/L之间变化，平均值为7.20 Bq/L。从清三营村(H01)开始，地表水中222Rn 同位素活度由于衰变作用表现出逐渐降低的趋势，在西土城村(H02)地表水中222Rn 同位素活度降低至5.29 Bq/L，远低于东土城村(J05)地下水中地表水中222Rn 同位素活度(30.97 Bq/L)，说明该段地表水补给地下水，地表水中222Rn 同位素发生自然衰减作用；但在西土城村(H02)至头道营村(H24)河段，222Rn 同位素活度值略有增大，表明地表水进入西土城村之后开始接受地下水的泄流补给；头道营村之后的清水河接受东部太子城河的汇入影响和222Rn同位素自然衰减作用影响，地表水中的222Rn 同位素活度再次降低。

图4 东沟地表水中222Rn 活度变化规律Fig.4 The distribution of 222Rn activities of surface water in Donggou River

3.3.2 正沟地表水中222Rn沿程分布特征

根据正沟地表水中222Rn同位素活度监测结果绘制沿程变化规律如图5所示，从图中可以看出，正沟地表水中222Rn同位素活度值在后中山村(H10)的7.06 Bq/L到海流图村(H06)的15.55 Bq/L之间变化，平均值为12.23 Bq/L。从板申图村(H05)到海流图村(H06)地表水中222Rn同位素活度值从13.82 Bq/L增加到15.55 Bq/L，说该段河水接受了地下水的泄流补给，海流图村(H06)之后的补给强度逐渐降低，地下水中补给至地表水中222Rn同位素活度增加值小于地表水中222Rn同位素活度自身衰变速度。

图5 正沟地表水中222Rn 活度变化规律Fig.5 The distribution of 222Rn activities of surface water in Zhenggou River

3.3.3 西沟地表水中222Rn沿程分布特征

根据西沟地表水中222Rn同位素活度监测结果绘制沿程变化规律如图6所示，从图中可以看出，西沟222Rn同位素活度值在石嘴子村(H15)的3.60 Bq/L和寒清坝村(H14)的12.94 Bq/L之间变化，平均值为6.29 Bq/L。地表水中222Rn同位素活度值从两间房村(H12)和三岔口村(H13)到寒清坝村(H14)显著增大，从两间房村的6.53 Bq/L和三岔口村的4.57 Bq/L增大到寒清坝村的12.94 Bq/L，说明该段地表水接受显著的地下水泄流补给，寒清坝村(H14)之后到石嘴子村(H15)和啕来庙(H17)222Rn同位素活度值显著下降，说明该段地表水接受地下水补给的强度逐渐下降，222Rn同位素的自然衰减成为主要控制作用。

图6 西沟地表水中222Rn 活度变化规律Fig.6 The distribution of 222Rn activities of surface water in Xigou River

3.3.4 基于222Rn的地表水-地下水转化定量分析

根据以上分析确定的地下水与地表水相互转化的区段，选择有河水流量监测数据的几个区段，应用222Rn的示踪原理对地下水与地表水的转化关系进行定量计算。根据质量守恒定律，上游地表水体某断面处原有的222Rn总量与下游某断面处原有222Rn总量之间的差异来自于地下水体对地表水的补给、地表水体中222Rn的衰变以及地表水体中222Rn向空气中的扩散损失。根据这一原理，在地下水与地表水不同补给关系的区段可构造不同的质量守恒方程计算地表水和地下水的转换量。

根据前文所述河流沿程222Rn同位素特征结合各采样点河流流量关系验证得到各个计算区段上地下水与地表水间的转化关系：H01～H02段地表水向地下水转化，在H02～H04段地下水向地表水转化。将各点相关参数(表3)代入到对应公式中计算并得到结果(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，地下水向地表水补给平均速率为17.6 m3/(d·m)，这与前文所初步判断的地表水-地下水补排关系保持一致。