环境科学  2018, Vol. 39 Issue (12): 5440-5450   PDF    
引用本文
廖安然, 宋献方, 张应华, 杨丽虎, 卜红梅, 马英, 韩冬梅, 秦文婧, 杨胜天. 2017年最大降水对再生水受水河道径流组成的影响[J]. 环境科学, 2018, 39(12): 5440-5450.
LIAO An-ran, SONG Xian-fang, ZHANG Ying-hua, YANG Li-hu, BU Hong-mei, MA Ying, HAN Dong-mei, QIN Wen-jing, YANG Sheng-tian. Impact of Maximum Precipitation in 2017 on the Runoff Component of Reclaimed Water-Intaking River[J]. Environmental Science, 2018, 39(12): 5440-5450.
2017年最大降水对再生水受水河道径流组成的影响
廖安然1,2, 宋献方2,3, 张应华2, 杨丽虎2, 卜红梅2, 马英2, 韩冬梅2,3, 秦文婧1,2, 杨胜天4     
1. 中国科学院大学, 北京 100049;
2. 中国科学院地理科学与资源研究所, 陆地水循环及地表过程重点实验室, 北京 100101;
3. 中国科学院大学资源与环境学院, 北京 100049;
4. 北京师范大学地理学与遥感科学学院, 遥感科学国家重点实验室, 北京 100875
收稿日期: 2017-04-04; 修订日期: 2018-05-31
基金项目: 国家自然科学基金重点项目（4173000223）
作者简介: 廖安然(1990~), 女, 博士, 主要研究方向为流域水循环与水环境过程, E-mail:liaoar.16b@igsnrr.ac.cn
通信作者: 宋献方, E-mail:songxf@igsnrr.ac.cn
摘要: 再生水受水河道水文条件作为河流水生环境及生化反应重要控制因子，会受到丰水季降水汇入的影响.以潮白河典型受水河道——顺义段为例，通过丰水期前（2017-06-11）、降水中（2017-07-06）、降水后（2017-07-08、2017-07-09）河水中氢氧同位素特征和氯离子浓度的变化，识别地表径流组成对2017年最大日降水量（重现期3.3a）的响应，揭示河流汇水过程径流组成的时空差异及原因.结果表明，在降水初期，降水中氢氧同位素主要受雨量效应影响，后期微小变幅主要受水汽来源差异影响，整个河段接受降水的同位素值相近.降水后3 d内坡地汇流尚未停止，在各断面占比各异；坡地汇流占比沿程增加（2%~85.6%），再生水占比沿程减少（90%~67%），再生水通过优先通道到达下游断面.降水后3 d内SY01~SY05断面水量由坡地汇流、再生水、原位水组成，有明显的河网汇水过程，SY06~SY07断面水量由坡地汇流及原位水组成.
关键词: 2017最大日降水      3年一遇      再生水      氢氧同位素      径流组成      潮白河      北京     
Impact of Maximum Precipitation in 2017 on the Runoff Component of Reclaimed Water-Intaking River
LIAO An-ran1,2 , SONG Xian-fang2,3 , ZHANG Ying-hua2 , YANG Li-hu2 , BU Hong-mei2 , MA Ying2 , HAN Dong-mei2,3 , QIN Wen-jing1,2 , YANG Sheng-tian4     
1. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
2. Key Laboratory of Water Cycle and Related Surface Processes, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;
3. College of Resources and Environment, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. State Key Laboratory of Remote Sensing Science, School of Geography and Remote Sensing Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, China
Abstract: The hydrology of rivers recharged with reclaimed water is an important factor controlling its aquatic environment and biochemical processes, which change during the wet season. To understand the impacts of precipitation on hydrological conditions, water samples were collected from seven sites in three periods (before the wet season and during and after the maximum precipitation in July 2017, with 3.3 return periods) throughout a reclaimed water intake area of the Chaobai River in the Shunyi District, Beijing. The hydrogen-oxygen isotope characteristics and chloride content were measured. The results show that the hydrogen and oxygen isotopes of precipitation are mainly affected by the amount of the effect. The minor variation in the later period is due to changes in the sources of moisture. Within three days after precipitation, the slope runoff continues and the fraction of each section varies greatly. The reclaimed water reaches the downstream section through the preferred pathway. The water component ratio of the slope runoff increases from 2% to 85.6% in the direction of the flow, while the reclaimed water ratio decreases from 90% to 67%. The stream remains effluent from sections SY01 to SY05 that are recharged by the slope runoff, reclaimed water, and in-site river water, while the sections SY06 to SY07 are mainly recharged by the slope runoff and in-site river water within three days after the precipitation (the stream effluent is unremarkable).
Key words: maximum daily precipitation in 2017      3.3 return periods      reclaimed water      hydrogen and oxygen isotopes      slope runoff component      Chaobai River      Beijing     

再生水补给干涸河道水体通常具有较高环境风险[1], 丰水季藻类等微生物活性较高, 易发生强烈生化过程造成水体污染, 而河水生化反应受控于河流水文条件[2].由再生水维持的河流, 降水是唯一的稀释源, 降水-径流与河水的混合过程是其水文条件变化的关键, 是揭示河流生化反应过程的基础, 也是城市雨洪调控的重点[3].反应溶质示踪剂如氢氧同位素, 为揭示降雨径流过程提供重要手段[4].河水氢氧同位素时空分布受到地形、地貌[5]和人为活动的制约, 是对流域内降水[6]、冰雪融水[7]、地下水[8]等补给源的氢氧同位素特征以及河水所受蒸发影响[9]的综合响应.在大流域范围内, 一场降水前后河水氧同位素变幅较大[6], 无论是老水(土壤水)、新水(径流)同位素值均有空间差异[10], 老水的差异主要与蒸发过程相关, 而新水取决于降水同位素、气象因素[11]; 而在小流域内降水同位素出现较大差异主要由于降水类型不同[12].同位素暴雨径流分割方法是基于5大假设[13], 对于大流域来说, 造成径流分割出现较大误差的原因主要是认为老水、新水为时空常量, 而对于小流域河流来说, 误差的原因主要是不考虑渗出面[14].许多小流域降雨径流实验[15]得到暴雨径流较大部分由老水组成[14], 与传统的产汇流机制相悖[16]. 1950年全球城市居住人口占总人口30%, 至2014年达到54%, 将在2050年增长至66%[17], 城市人口的扩张伴随着城市覆盖、用地的变化(如不透水面增加[18]、管网系统铺设[19]).城市降水-径流机制不同于自然流域[20], 主要受控于降水量大小、不透水面积比例[17]、降水前流域湿度条件[18], 目前较多结合流量、稳定示踪剂的时程变化研究降水事件前后的径流路径、储水量的变化[18, 21], 而对于无径流观测地区, 稳定示踪剂在降水事件前后的变化规律对研究城市降水-径流机制有重要意义.在中国北方典型缺水城市北京, 再生水大量补给干涸河道, 通常只能维持数十至几十km河段[22], 较少受地下水补给, 另外, 再生水、降水中δD、δ18O值及Cl-浓度相差较大, 为径流分割提供有利条件.因此, 以典型再生水受水河道——潮白河顺义段为例, 根据丰水季前、降水中、降水后河水氢氧同位素、氯离子, 阐明各断面在降水后汇水的时空差异性, 量化不同水源比例, 以期为以再生水为补给源的城市型河流径流识别、汇流过程提供阈值参考.

1 材料与方法 1.1 研究区概况

研究区为北京市顺义区城北减河段(SY01~SY04, Ⅰ河段)、潮白河下游段(SY05~SY07, Ⅱ河段)及潮白河上游段(SY08~SY10, Ⅲ河段)(图 1), 该区域为“引温济潮”工程主要受水区. I河段约4 km, 宽约50~90 m, 属于人工型河道, 两侧砌边坡, 自然河底, 平均流速在0.015 m·s-1左右. Ⅱ河段约3.1 km, 宽度在200~450 m之间, 流速为0.001 49 m·s-1, I河段平均水深1.11 m, Ⅱ河段平均水深2.45 m, 整个受水区蓄水量约600×104 m3[23].利用GIS技术将河道矢量化, 进行地理校准后估算其受水面积(表 1).由于潮白河上游(SY08~SY10)在受水初始阶段为蓄水状态, 而目前上游段干涸, Ⅲ与Ⅰ、Ⅱ河段均无水力联系, 其中SY08~SY10各断面均无水力联系, 只在河谷区形成片段水面, 其河水δD、δ18O不作讨论.

图 1 采样点分布示意 Fig. 1 Location of the study area and sampling sites

表 1 基于GIS的受水河段面积及地形特征 Table 1 Water-receiving area and topographic features based on GIS data

本研究区(WMO ID 54416)1959~2017年共59a年均降水量为644.76 mm, 最大日降水量为157.6 mm(2012-07-21), 月均降水量最大为7月, 59 a中6月、7月、8月的月均降水量分别为86.51、207.65、178.05 mm, 7月降水量占全年降水量平均为32%.日最大降水量有33 a发生在7月, 其中19 a日最大降水量超过100 mm. 59 a内日降水量超过100 mm共22 d, 其中13场日降水发生在7月[24](表 2).根据1959~2017年日最大降水量降水频率分布(图 2), 出现100 mm暴雨天气的重现期为3.3 a.

表 2 2017年对应日期及当日最大降水量 Table 2 Daily maximum precipitations and its date from 1959-2017

图 2 受水区年最大降水量频率曲线 Fig. 2 Annual maximum precipitation frequency curve for the study area

1.2 样品采集与数据处理 1.2.1 样品采集与测试

为分析次降水前后河水径流组成变化, 在受水河段均匀布设10个河水采样点, 采集时间为丰水季前(2017-06-11T15:18~20:06)、降水中(2017-07-06)、降水后(2017-07-08、2017-07-09)，见表 3. 7月6日降水分为沿程降水(along-precipitaion, AP)、定点降水(station-precipitaion, SP)采集与降水量测量(12:58~18:08, 位于SP采集处), AP、SP各采集10个降水样品.点位见图 1, 采样时间见表 3.

表 3 沿程、定点降水及河水的采样时间 Table 3 Time of along-precipitation, station precipitation, and river sample collection

降水、河水水样均用50 mL高密度聚乙烯塑料瓶进行保存, 取样前用水样冲洗取样瓶3次并过0.22 μm滤膜后迅速装瓶密封, 所有河水样品在河道断面中心取样, 利用漏斗采集降水样品至采样瓶中.降水、河水δD、δ18O采用Los Gatos Research公司的液态水同位素分析仪(IWA-35d-EP)分析, δD、δ18O测量精度分别为±1‰和±0.1‰[25].测量结果均以相对于维也纳标准平均海水(Vienna standard mean ocean water, VSOMW)的千分偏差表示为：

式中, Rsample为水样中的δD或δ18O的浓度; RVSOMW为VSOMW中δD或δ18O的浓度.

Cl-用离子色谱仪(ICS-2100, Dionex, USA)分析, 检出限为0.007mg·L-1, 测量精度下限为1.2%[26], 所有水样的阴阳离子平衡误差 < 10%.降水量利用翻斗式雨量计放置周边无高楼屋顶进行测量.

1.2.2 气象数据获取

由于7月6日降水量测量并未覆盖所有降水时段, 降水总量采用中国气象数据网中国地面气候资料日值数据集(V3.0)[24]北京密云站点(54416)(距河段最近, 位于河段上游约30 km)地面监测值, 利用实测降水量(SP)对降水δD、δ18O进行分析, 氘盈余d-excess的计算公式为:

采用HYSPLIT模型(hybrid single particle lagrangian integrated trajectory model)的后向轨迹法(backwards trajectory)对翻斗式雨量计所在位置不同降水阶段1 500 m(850 hPa)、3 000 m(750 hPa)、5 500 m(500 hPa)高度的水汽轨迹进行后向反演[27], 追踪96 h水汽块的运动轨迹, 辨认不同高度的水汽来源, 辨别降水δD、δ18O变化原因.

1.2.3 多元线性混合模型(IsoSource)

IsoSource模型是建立在质量守恒模型基础上的多源线性混合模型, 基本原理是将各源的组成比例之和定为100%, 通过预先定制增量(source increment, 通常为1%), 计算得到每种来源潜在贡献的所有可能的组合.基于质量守恒方程基础上的线性混合模型计算各种组合, 得到混合物的预期稳定同位素值, 与实测值相比, 在容差(tolerance)范围之内, 计算所得的组合来反映各源在混合水中所占比例[28].本文主要利用IsoSource模型确定各潜在源贡献比例的上、下限值.

不同来源所有可能的百分比组合的计算公式：

式中, N表示组合数量, i表示增量参数, s表示水样中示踪剂来源的数量.

2 结果与分析 2.1 降水量与δ18O、δD、d-excess、Cl-时空分布特征

北京7月6日08:00~20:00累积降水量为102.8 mm [24], 属暴雨天气, 为2017年最大日降水量(重现期为3.3 a), 6月22日降水量为67.1 mm.随着气候变暖, 极端降水出现频率增高, 在华北地区, 暴雨降水占整个夏季降水量的主要部分[29].

此次SP测量的累积降水量为45.6 mm, 测量时间为12:58~18:08, 根据采样记录, 7月6日抵达研究区采样时(10:00~11:00)无降水, 而11:00~18:08历经了从初期小降水至降水峰值, 最后逐渐停止, 经历了较为完整的降水过程, 期间持续停雨最久为22 min 25 s, 其余停雨时间未超过4min[图 3(a)].降水δ18O、δD、d-excess、Cl-变化范围见表 4, 初始降水阶段δ18O、δD、Cl-较高, d-excess较低, 随着降水量增大, δ18O、δD、Cl-值减小, d-excess值增大[图 3(b)~图 3(d)].

图 3 降水δ18O、δD、d-excess、Cl-与降水量时间的分布 Fig. 3 Variation of δ18O, δD, d-excess, and Cl- during precipitaion

表 4 各采样时段的特征值分布1) Table 4 Statistical description of the water quality parameters during sampling

其中, δ18O、δD变化趋势较为一致(r2=0.99)[图 3(b)、3(c)], δ18O、δD、Cl-均表现出明显的时程效应[30]. δ18O、δD、d-excess主要由二次蒸发强度及水汽来源控制[25], 城市降水中Cl-离子除了来自于海洋外[31], 还与降水气团途径地区的污染排放源有关[32], 并且Cl-非海盐部分的比例在总降水与初期降水过程中有明显不同[33].次降水(SP、AP共20个降水水样)所形成的当地大气降水线(local meteoric water lines, LMWLs)为：δD=7.4×δ18O+2.7 (r2=0.99, n=20)(表 4), 与北京其他地区大气降水线的斜率、截距有一定的差异[25], 相比于全球大气降水线(global meteoric water line, GMWL)斜率、截距均偏小, 表明经历平衡分馏、动力分馏过程.

SP降水量有明显的3个峰值, 降水δ18O、δD在降水初期12:36~14:18时段内发生较大变幅, 为了分析这种变化是否由水汽来源差异造成, 分别进行12:36、14:18的水汽后向轨迹模拟[图 4(a)、4(c)].结果表明：3层水汽来源并无较大的差异, 降水在1 500 m(850 hPa)、3 000 m(750 hPa)水汽来源于远源大气水汽和局地大陆水汽, 5 500 m(500 hPa)来源于西向水汽输送[25].

(a)和(b)分别为12:36~14:18、15:30~17:30时段的水汽来源变化, (c)和(d)分别为(a)和(b)主要水汽区域的放大 图 4 定点降水(SP)水汽轨迹 Fig. 4 Moisture source for the station precipitation event classified by 96h back trajectories

因此, 降水前期δD、δ18O发生较大变化的原因主要是二次蒸发引起的平衡、动力分馏[27], 并且δD、δ18O的贫化与降水量强度峰值呈较好的对应关系, 主要由于随降水量的增加, 空气中湿度较大, 减少了二次蒸发强度所致[25], d-excess随降水量增加而增加也证明了二次蒸发的减少[34].

由于降水δ18O、δD在降水后期15:30~17:30之间出现极低值(此时降水量较小), 随后升高, 分别追踪15:30、17:30时刻的水汽来源[图 4(b)、4(d)], 较低高度两层水汽主要来源由远源大气水汽和局地大陆水汽控制演变为局地大陆水汽控制, 而高层水汽来源无变化, 均为西向水汽输送.后期降水δD、δ18O没有随着雨量的减少而大幅增加, δD、δ18O值微小变幅主要由于水汽输送差异, 连续暴雨后期, 降水δD、δ18O蒸发分馏影响有限.

此次监测的降水过程较完整, 作为河道输入水量, 降水δD、δ18O受水汽来源差异的影响较小, 可以认为河道各断面所接受该场降水雨量加权后的δD、δ18O值相近.

2.2 河水δ18O、δD、d-excess、Cl-时空分布特征

降水初期降水中δD、δ18O接近于河水, 而降水后期差异变大[图 3(f)].降水前后河水δD、δ18O均分布于大气降水线下方偏右, 降水后河水δD、δ18O的斜率、截距经历了一个先增加后减少的过程(表 4).河水δD、δ18O在Ⅰ河段呈现随时间向左下方偏移的趋势, 并且沿程逐渐贫化, 在Ⅱ河段呈现随时间向右上方偏移的趋势, 并且沿程逐渐富集[图 5(g)、5(h)].

图 5 河水、降水δD、δ18O、Cl-时空分布及δD、δ18O关系 Fig. 5 Temporal and spatial variation of δD and the δ18O and δD-δ18O relationship for river and precipitation samples

在丰水季前(6月11日), 各断面δD、δ18O值分布集中; Ⅱ河段整体较Ⅰ河段富集重同位素[图 5(h)], 主要由于Ⅱ河段水流较缓, 形成水力滞时较长的湖区导致河水δD、δ18O表现为蒸发效应[35], 6月11日河水蒸发线斜率(s)低于LMWL斜率也可证实(表 4)[36].河水δD、δ18O在降水中(7月6日)、降水后(7月8日、7月9日)较丰水季前的空间差异性较大(标准偏差大)(表 4).河水δD、δ18O值在降水中分布范围较丰水季前变大, 主要由于河水与降水混合程度不同所致, 降水后第2d(7月8日)河水δD、δ18O较降水中(7月6日)贫化[图 5(b)、5(d)], 主要由于降水、坡地汇流与河水混合导致.降水后河水δD、δ18O在各断面时间变化趋势不同：SY01~SY05河水δD、δ18O表现为7月8日小于7月9日, 而SY06~SY10河水δD、δ18O表现为7月8日大于7月9日[图 5(a)、5(c)].整个河段Cl-随时间逐渐减少[图 5(f)], 主要由于坡地汇流稀释导致.

降水中(7月6日)河水采样分为: ①降水前采样(SY07); ②降水时采样(SY01~SY06).因此, 降水中(7月6日)河水δD、δ18O、Cl-值取决于采样时间先后, 另外与汇水过程有关.研究区在6月22日经历一场降水(67.1 mm)[24], SY07河水δD、δ18O在降水后(7月6日)较降水前(6月11日)富集, 表明在降水后14 d, SY07河水δD、δ18O未呈现被降水稀释的特征; 有研究表明, 对城市流域的降水量、蒸发量及径流中的δD进行了长达一年的日尺度观测, 蒸发最强时期发生在高温季节降水前后(6月初期), 此时伴随着径流中δD的富集, 径流量在降水后明显减小. 6月末期经历年最大降水量, 此时, 径流中的δD出现明显的贫化随后呈富集趋势, 该变化过程时间尺度为7月1~15日的15 d以内, 与6月22日的降水后河水δD值变化一致.

3 讨论 3.1 河水水量对降水响应的空间差异性

天然流域接受一场降水形成地面径流与地下径流, 包括坡地汇流、河网汇流两个过程[37].而再生水受水河道位于平原城区, 坡地汇流由于不均匀的下垫面分布较为复杂[38], 由于研究区地下水位较深, 不考虑地下水补给河水的情况.一场降水及其形成的汇流导致河道水体的稀释程度在各断面异同, 主要分为降水中直接稀释、降水后汇流的稀释.稀释程度主要取决于直接进入河道的降水量及雨停之后坡地、河网汇流过程, 其主要影响因素有流速、河道断面形态、边坡处理方式及再生水补给程度.

降水后Cl-在各断面均降低[图 5(e)、5(f)], 说明坡地汇流过程尚未结束; Ⅰ河段Cl-降低幅度较Ⅱ河段低, 由于Ⅰ河段为水泥边坡, 而Ⅱ河段为自然边坡, 接受坡地汇流较Ⅰ河段多. SY01~SY05河水δD、δ18O在降水后逐渐富集, 根据是否受再生水影响, 可分为两种情况：①再生水(为富集δD、δ18O的水体)通过河网汇流补给各断面; ②坡地汇流带来富集的δD、δ18O水体.有研究表明, 河水δD、δ18O较地表径流、降水富集[30].因此, 降水后河水δD、δ18O逐渐富集主要为情况①. SY06~SY07河水δD、δ18O在降水后逐渐贫化, 主要由于坡地汇流影响, 根据Ⅱ河段平均流速, SY06~SY07均未受到上一段面影响(表 3).

SY01~SY05、SY06~SY07为降水后两类不同的汇水类型, SY01~SY05各断面7月9日河水由7月8日原位水(Is)、再生水(Up)、坡地汇流(R)组成, 属于三端元混合. 7月9日SY06~SY07河水由7月8日原位水(Is)、坡地汇流(R)组成, 属于二端元混合.

综上, 河道各断面对一场降水的响应过程具有空间差异, 主要受河道形态、再生水补给程度不同影响, 雨停后3 d内各断面仍旧在接受坡地汇流, Ⅰ河段河网汇流过程明显.

3.2 河水水量对降水响应的时间持续性

为确定不同断面降水后第3 d(7月9日)较降水后第2 d(7月8日)河水汇水差异, 结合3.1节分析的降水后汇水概念模型, 利用δD和Cl-(δ18O和Cl-有较强相关性)值计算SY02~SY05三端元混合比例[39](SY01为再生水出口, 不计算其混合比例), 分别利用δ18O、δD、Cl-值计算二端元混合比例, 得出R端元占断面水量的比例[40](表 5).

表 5 端元分析计算的坡地汇流占比结果 Table 5 Results calculated for the fraction of stormwater based on hydrograph separation

再生水出水口δD、δ18O在7月8日、7月9日这两天不稳定, 7月9日δD、δ18O值更为接近再生水真实值, 因此利用7月9日SY01 δD、δ18O作为Up端元值; R端元为降水量加权平均δD、δ18O值.城市坡地汇流在雨后汇入河水中, 经过不同用地类型的径流水化学组分不同, 取其流量加权平均浓度能代表径流污染负荷的平均值[41], 同理, 利用降水量加权平均δD、δ18O值作为降水后坡地径流的平均δD、δ18O值, 非本次降水加入和以降水端元代替径流端元均会导致计算结果有偏差[38], 降水后地表径流δD、δ18O值变化与经历的不透水面类型[38]、气象条件相关[42], 此假设条件下导致计算结果的误差将在后文讨论.

由于Up端元、R端元δD、δ18O为估计值, 利用IsoSource估算SY02~SY05的三端元混合比例范围(表 6), 与三端元混合模型结果对比.

表 6 基于IsoSource计算的新水占比1) Table 6 Results calculated for the fraction of runoff based on IsoSource

SY02~SY05利用δ18O、δD值进行二端元分析时, R端元所占比例均大于1, 而SY06~SY07小于1(表 5), 证实在SY01~SY05断面有再生水的补给.

利用Cl-进行二端元分析时, SY01~SY07断面R端元占比均小于1, 除SY05 R端元占比较小(0.41), 其余断面R端元占比在67%~82%之间; 对于二端元假设不合理的是, 在SY01~SY05断面没有考虑再生水汇入, SY06~SY07未考虑非本次降水-径流的汇入, 以及径流冲刷地表污染物的影响, 因此Cl-计算所得的R端元占比为各断面上限.

根据三端元混合模型计算结果可知, SY02、SY03 R端元占比(37%~43%)大于SY04、SY05 R端元占比(19%~20%), 而SY05 Cl-降低幅度较SY02~SY04大, 推断SY05同时受到SY04、SY10断面河水补给, 不能简单利用三端元混合模型估算.利用IsoSource进行混合比例估算时(表 6), SY02~SY04呈现Up端元占比沿程减少, Is端元占比沿程增加, R端元占比沿程减少的趋势, 符合三端元混合模型的推断, 对于R端元占比, SY02~SY04三端元混合模型计算结果较IsoSource估算结果偏大(表 5和表 6), 推断主要由于低估了R端元中δ18O、δD值.

根据二端元分析可知, SY06~SY07沿程R端元占比逐渐增加(77.2%~85.6%), δ18O、δD、Cl-均得出了一致的结论.丰水季前δ18O、δD、Cl-值在SY06~SY07较接近, 降水后河水δ18O、δD、Cl-呈明显的沿程升高趋势[图 5(a)、5(c)、5(e)], 且7月8~9日变幅为SY06大于SY07.主要由于：①SY06河宽较SY07大, 直接进入河道降水量较大; ②SY05~SY06断面间距离较SY06~SY07大(表 1), SY06接受汇入水量较SY07大(与R端元占比的概念不同).

利用降水量加权平均δ18O、δD、Cl-作为坡地径流端元, 低估了δ18O、δD、Cl-值, 因此R端元占比均偏大.将R端元作为常量将产生误差[13], 由于7月8~9日两天河水取样相隔时间约18 h, 并且经历时段为夜间, 推断由于蒸发分馏引起的δ18O、δD变幅不大.有研究证实, 6月降水后对城市流域径流中δ18O、δD值进行观测, 在1 d之内变幅较小[18]; 因此, 其作为常量产生的误差可以忽略.以往研究中利用稳定示踪剂进行径流分割主要针对自然流域暴雨径流过程, 新水(降水)、老水(地下水或土壤水)共同组成径流, 各端元示踪剂浓度相差较大能够提高结果的精确度[43].而将降水后第2 d作为“老水”端元, 降水后第3d河水作为“混合”端元, 再生水出口作为补给端元之一, 三者之间δ18O、D值差异不显著将影响计算的精确性.这种情况也出现在以往研究中, Bazemore等[44]基于多次采样数据, 利用Monte Carlo方法分析了端元值接近、δ18O、D存在测试误差条件下, 径流分割的结果的不确定性及其误差范围.

4 结论

(1) 经历一场典型暴雨后3 d内, 整个河段仍在接受坡地汇流, 坡地汇流在不同断面水量的占比各异, 在人工水泥边坡的Ⅰ河段(SY01~SY04)坡地汇流占比较低(2%~5%), 而在下游自然边坡河段(SY06、SY07)坡地汇流占比77.2%~85.6%, 在两河交汇处(SY05)占比为15%~21%; Ⅰ、Ⅱ河段坡地汇流所占比例沿程增加(2%~85.6%), 再生水占比沿程减少(90%~67%), 再生水所能影响河道断面至SY04断面, 其通过优先通道补给达到SY04断面处, 并未完全取代上游河水.

(2) 降水3 d后Ⅰ河段有较明显的河网汇水过程, SY01~SY05接受坡地汇流、上游水源的补给, SY06~SY07主要接受坡地汇流补给.

(3) 对于夏季102.8 mm的降水, 河水δD、δ18O在3 d之内受控于混合过程, 而对于67.1 mm的降水, 河水14 d后已经无明显被稀释的特征, 河水δD、δ18O主要受控于蒸发过程.

(4) 城市河道汇水范围以及汇水时间较难确定, 利用δD、δ18O、Cl-为示踪再生水受水河道径流组成提供了有力手段.降水事件后城市产汇流过程河水δD、δ18O、Cl-在丰枯季节存在不同的变化规律, 若要追踪整个退水过程, 揭示该类河道地表径流组分对降水事件的响应机制, 需要获取不同雨量条件下的河水稳定示踪剂更密集的变化趋势, 并结合径流量分析其城市径流量与稳定示踪剂之间的关系.

参考文献
[1] Rice J, Westerhoff P. High levels of endocrine pollutants in US streams during low flow due to insufficient wastewater dilution[J]. Nature Geoscience, 2017, 10(8): 587-591. DOI:10.1038/ngeo2984
[2] Carey R O, Migliaccio K W. Contribution of wastewater treatment plant effluents to nutrient dynamics in aquatic systems:a review[J]. Environmental Management, 2009, 44(2): 205-217. DOI:10.1007/s00267-009-9309-5
[3] Risch E, Gasperi J, Gromaire M C, et al. Impacts from urban water systems on receiving waters-How to account for severe wet-weather events in LCA?[J]. Water Research, 2018, 128: 412-423. DOI:10.1016/j.watres.2017.10.039
[4] 刘彦广.基于水化学和同位素的高寒山区雨季径流过程示踪[D].北京: 中国地质大学, 2013.
Liu Y G. Using hydrochemical and isotope tracers analying to delineate hydrologic process in cold alpine watershed in rainy season[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2013.
[5] 姚檀栋, 周行, 杨晓新. 印度季风水汽对青藏高原降水和河水中δ18O高程递减率的影响[J]. 科学通报, 2009, 54(15): 2124-2130.
Yao T D, Zhou H, Yang X X. Indian monsoon influences altitude effect of δ18O in precipitation/river water on the Tibetan Plateau[J]. Chinese Science Bulletin, 2009, 54(16): 2724-2731.
[6] Sklash M G, Farvolden R N, Fritz P. A conceptual model of watershed response to rainfall, developed through the use of oxygen-18 as a natural tracer[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1976, 13(2): 271-283. DOI:10.1139/e76-029
[7] McGlynn B L, McDonnell J J, Shanley J B, et al. Riparian zone flowpath dynamics during snowmelt in a small headwater catchment[J]. Journal of Hydrology, 1999, 222(1-4): 75-92. DOI:10.1016/S0022-1694(99)00102-X
[8] 宋献方, 李发东, 于静洁, 等. 基于氢氧同位素与水化学的潮白河流域地下水水循环特征[J]. 地理研究, 2007, 26(1): 11-21.
Song X F, Li F D, Yu J J, et al. Characteristics of groundwater cycle using deuterium, oxygen-18 and hydrochemistry in Chaobai River Basin[J]. Geographical Research, 2007, 26(1): 11-21. DOI:10.3321/j.issn:1000-0585.2007.01.002
[9] Simpson H J, Herczeg A L. Stable isotopes as an indicator of evaporation in the river murray, australia[J]. Water Resources Research, 1991, 27(8): 1925-1935. DOI:10.1029/91WR00941
[10] Kendall C. Impact of isotopic heterogeneity in shallow systems on modeling of stormflow generation[D]. College Park: University of Maryland (College Park, Md), 1993.
[11] 苏小四, 林学钰, 廖资生, 等. 黄河水δ18O、δD和3H的沿程变化特征及其影响因素研究[J]. 地球化学, 2003, 32(4): 349-357.
Su X S, Lin X Y, Liao Z S, et al. Variation of isotopes in the Yellow River along the flow path and its affecting factors[J]. Geochimica, 2003, 32(4): 349-357. DOI:10.3321/j.issn:0379-1726.2003.04.007
[12] 张应华, 仵彦卿, 温小虎, 等. 环境同位素在水循环研究中的应用[J]. 水科学进展, 2006, 17(5): 738-747.
Zhang Y H, Wu Y Q, Wen X H, et al. Application of environmental isotopes in water cycle[J]. Advances in Water Science, 2006, 17(5): 738-747. DOI:10.3321/j.issn:1001-6791.2006.05.025
[13] Sklash M G, Farvolden R N. The role of groundwater in storm runoff[J]. Journal of Hydrology, 1979, 43(1-4): 45-65. DOI:10.1016/0022-1694(79)90164-1
[14] Crouzet E, Hubert P, Olive P, et al. Le tritium dans les mesures d'hydrologie de surface. Determination experimentale du coefficient de ruissellement[J]. Journal of Hydrology, 1970, 11(3): 217-229. DOI:10.1016/0022-1694(70)90063-6
[15] 顾慰祖, 陆家驹, 唐海行, 等. 水文实验求是传统水文概念——纪念中国水文流域研究50年、滁州水文实验20年[J]. 水科学进展, 2003, 14(3): 368-378.
Gu W Z, Lu J J, Tang H X, et al. Challenges of basin study to traditional hydrological conceptions:the 50 years anniversary of hydrological basin study of PRC and the 20 years anniversary of Chuzhou Hydrological Laboratory[J]. Advances in Water Science, 2003, 14(3): 368-378. DOI:10.3321/j.issn:1001-6791.2003.03.023
[16] Horton R E. The R?le of infiltration in the hydrologic cycle[J]. Eos, Transactions American Geophysical Union, 1933, 14(1): 446-460. DOI:10.1029/TR014i001p00446
[17] Bhaskar A S, Welty C. Analysis of subsurface storage and streamflow generation in urban watersheds[J]. Water Resources Research, 2015, 51(3): 1493-1513. DOI:10.1002/2014WR015607
[18] Jefferson A J, Bell C D, Clinton S M, et al. Application of isotope hydrograph separation to understand contributions of stormwater control measures to urban headwater streams[J]. Hydrological Processes, 2015, 29(25): 5290-5306. DOI:10.1002/hyp.10680
[19] 李立青, 尹澄清, 孔玲莉, 等. 2次降雨间隔时间对城市地表径流污染负荷的影响[J]. 环境科学, 2007, 28(10): 2287-2293.
Li L Q, Yin C Q, Kong L L, et al. Effect of antecedent dry weather period on urban storm runoff pollution load[J]. Environmental Science, 2007, 28(10): 2287-2293. DOI:10.3321/j.issn:0250-3301.2007.10.024
[20] Konrad C P, Booth D B, Burges S J. Effects of urban development in the Puget Lowland, Washington, on interannual streamflow patterns:consequences for channel form and streambed disturbance[J]. Water Resources Research, 2005, 41(7): 07009.
[21] Soulsby C, Birkel C, Tetzlaff D. Assessing urbanization impacts on catchment transit times[J]. Geophysical Research Letters, 2014, 41(2): 442-448. DOI:10.1002/2013GL058716
[22] 于一雷.河道景观再生水对地下水影响研究——以潮白河北京段为例[D].北京: 中国科学院大学, 2013.
YU Y L. A research of the impact of reclaimed water as scenic water on the groundwater in water channel-a case study of Beijing segment of Chaobai River[D]. Beijing: The University of Chinese Academy of Sciences, 2013.
[23] He B N, He J T, Wang J, et al. Characteristics of GHG flux from water-air interface along a reclaimed water intake area of the Chaobai River in Shunyi, Beijing[J]. Atmospheric Environment, 2018, 172: 102-108. DOI:10.1016/j.atmosenv.2017.10.060
[24] 中国气象局气象数据中心.中国地面气候资料日值数据集(V3.0)[EB/OL]. http://data.cma.cn/data/detail/dataCode/SURF_CLI_CHN_MUL_DAY_V3.0/keywords/3.0.html, 2012-08-04.
[25] 宋献方, 唐瑜, 张应华, 等. 北京连续降水水汽输送差异的同位素示踪[J]. 水科学进展, 2017, 28(4): 488-495.
Song X F, Tang Y, Zhang Y H, et al. Using stable isotopes to study vapor transport of continuous precipitation in Beijing[J]. Advances in Water Science, 2017, 28(4): 488-495.
[26] 中华人民共和国环境保护部. HJ 84-2016水质无机阴离子(F-、Cl-、NO2-、Br-、NO3-、PO43-、SO32-、SO42-)的测定离子色谱法[S].北京: 中国标准出版社, 2016.
[27] Liu J R, Song X F, Fu G B, et al. Precipitation isotope characteristics and climatic controls at a continental and an island site in-Northeast Asia[J]. Climate Research, 2011, 49(1): 29-44. DOI:10.3354/cr01013
[28] Phillips D L, Koch P L. Incorporating concentration dependence in stable isotope mixing models[J]. Oecologia, 2002, 130(1): 114-125. DOI:10.1007/s004420100786
[29] 梁萍, 何金海, 陈隆勋, 等. 华北夏季强降水的水汽来源[J]. 高原气象, 2007, 26(3): 460-465.
Liang P, He J H, Chen L X, et al. Anomalous mositure sources for the severe precipitation over North China during summer[J]. Plateau Meteorology, 2007, 26(3): 460-465. DOI:10.3321/j.issn:1000-0534.2007.03.004
[30] 王轶凡, 瞿思敏, 李代华, 等. 小流域降雨径流氢氧同位素特征分析及其对径流分割的指示意义[J]. 河海大学学报(自然科学版), 2017, 45(4): 365-371.
Wang Y F, Qu S M, Li D H, et al. Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes in rainfall-runoff in small watershed and their implications for runoff separation[J]. Journal of Hohai University (Natural Sciences), 2017, 45(4): 365-371.
[31] Kulshrestha U C, Kulshrestha M J, Sekar R, et al. Chemical characteristics of rainwater at an urban site of south-central India[J]. Atmospheric Environment, 2003, 37(21): 3019-3026. DOI:10.1016/S1352-2310(03)00266-8
[32] Fujita S I, Takahashi A, Weng J H, et al. Precipitation chemistry in East Asia[J]. Atmospheric Environment, 2000, 34(4): 525-537. DOI:10.1016/S1352-2310(99)00261-7
[33] 张泽锋, 沈利娟, 朱彬, 等.南京市降水化学特征及其来源研究[J].大气科学学报, 2015, 38(4): 473-482.
Zhang Z F, Shen L J, Zhu B, et al. Chemical characteristics and potential sources of precipitation in Nanjing[J]. Transactions of Atmospheric Sciences, 38(4): 473-482.
[34] Merlivat L, Jouzel J. Global climatic interpretation of the deuterium-oxygen 18 relationship for precipitation[J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1979, 84(C8): 5029-5033. DOI:10.1029/JC084iC08p05029
[35] 杨永刚, 胡晋飞, 肖洪浪, 等. 景观带尺度高寒区水文特征时空变化规律研究[J]. 环境科学, 2013, 34(10): 3797-3803.
Yang Y G, Hu J F, Xiao H L, et al. Spatial and temporal variations of hydrological characteristic on the landscape zone scale in alpine cold region[J]. Environmental Science, 2013, 34(10): 3797-3803.
[36] 徐敬争, 肖薇, 肖启涛, 等. 湖水氢氧同位素组分的时间变化特征及影响因子分析[J]. 环境科学, 2016, 37(7): 2470-2477.
Xu J Z, Xiao W, Xiao Q T, et al. Temporal dynamics of stable isotopic composition in lake taihu and controlling factors[J]. Environmental Science, 2016, 37(7): 2470-2477.
[37] 芮孝芳. 水文学原理[M]. 北京: 高等教育出版社, 2013.
[38] 顾慰祖, 尚熳廷, 翟劭燚, 等. 天然实验流域降雨径流现象发生的悖论[J]. 水科学进展, 2010, 21(4): 471-478.
Gu W Z, Shang M T, Zhai S Y, et al. Rainfall-runoff paradox from a natural experimental catchment[J]. Advances in Water Science, 2010, 21(4): 471-478.
[39] Hinton M J, Schiff S L, English M C. Examining the contributions of glacial till water to storm runoff using two-and three-component hydrograph separations[J]. Water Resources Research, 1994, 30(4): 983-993. DOI:10.1029/93WR03246
[40] 宋献方, 刘相超, 夏军, 等. 基于环境同位素技术的怀沙河流域地表水和地下水转化关系研究[J]. 中国科学D辑:地球科学, 2006, 49(1): 102-110.
Song X F, Liu X C, Xia J, et al. A study of interaction between surface water and groundwater using environmental isotope in Huaisha River basin[J]. Science in China Series D:Earth Sciences, 2006, 49(12): 1299-1310.
[41] 李立青, 朱仁肖, 郭树刚, 等. 基于源区监测的城市地表径流污染空间分异性研究[J]. 环境科学, 2010, 31(12): 2896-2904.
Li L Q, Zhu R X, Guo S G, et al. Research on spatial differentiation of urban stormwater runoff quality by source area monitoring[J]. Environmental Science, 2010, 31(12): 2896-2904.
[42] 孙力, 安刚, 高枞亭, 等. 中国东北地区地表水资源与气候变化关系的研究[J]. 地理科学, 2004, 24(1): 42-49.
Sun L, An G, Gao Z T, et al. Relationship between climate variation and surface water resources in Northeast China[J]. Scientia Geographica Sinica, 2004, 24(1): 42-49. DOI:10.3969/j.issn.1000-0690.2004.01.008
[43] Genereux D. Quantifying uncertainty in tracer-based hydrograph separations[J]. Water Resources Research, 1998, 34(4): 915-919. DOI:10.1029/98WR00010
[44] Bazemore D E, Eshleman K N, Hollenbeck K J. The role of soil water in stormflow generation in a forested headwater catchment:synthesis of natural tracer and hydrometric evidence[J]. Journal of Hydrology, 1994, 162(1-2): 47-75. DOI:10.1016/0022-1694(94)90004-3