2023, Vol. 44
2. 中国地质大学(北京)水资源与环境学院, 北京 100083;
3. 中国地质环境监测院, 北京 100081;
4. 中国地质调查局河北省地下水污染机理与修复重点实验室, 石家庄 050061
2. College of Water Resources and Environment, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. China Institute of Geo-Environmental Monitoring, Beijing 100081, China;
4. Hebei Key Laboratory of Groundwater Remediation, Shijiazhuang 050061, China
近年来, 全球气候变暖和区域极端气候导致中国西部高寒干旱地区山区降雨量增多而平原区减少[1]、冰川融化[2, 3]和冻土退化[4, 5]等, 进而改变水文循环过程和水资源量[6].地表水与地下水的转化是流域水循环过程的重要组成部分, 影响水资源量和水化学组分的时空分布与演化.因此, 研究极端气候下地表水与地下水的转化对于改善高原水资源可持续性和生态系统健康具有重要意义[7~9].
基于传统基本水化学参数记录水体来源、运移和转化, 是目前国内外用于判定地表水与地下水转化关系的重要技术手段之一, 然而, 水文地质条件[10]、河流特性[11]、季节性降水[12]和人类活动[13]等因素会影响基本水化学参数的指示精度, 而且传统方法在定量溯源方面存在不足.为了解决上述问题, 能够反映地表水与地下水相互转化量化关系的同位素技术被广泛应用[14].苏小四等[15]、雷义珍等[16]和聂振龙等[17]分别对马莲河、青海湖沙柳河和黑河流域河水和地下水的水化学和同位素特征进行了分析, 以确定二者的转化关系.马莲河中游河水和地下水之间存在着微弱的水力联系; 海湖沙柳河的δD和δ18O值在消融期最大, 而在冰冻期最小; 黑河流域位于祁连山区, 主要受地下水补给, 而在祁连山南麓山前戈壁, 则是由出山河水入渗转换成地下水.刘双等[18]对河流与地下水的δ18O值和水化学特征进行了定量分析, 确定了三江平原挠力河干流和地下水转换量.
本文以我国典型高寒干旱区祁连山南麓大通河流域为研究区, 基于119组基本水化学参数和38组水氘氧同位素数据, 利用Piper图、Gibbs图和同位素技术, 并结合多元统计分析方法对流域地表水与地下水的补排关系和相互转过程进行了研究, 通过揭示高寒区河流水循环过程, 以期为水资源的合理利用提供科学支撑.
1 研究区概况大通河是黄河水系——湟水的一级支流, 地处祁连山南麓.位于北纬36°30′~38°25′和东经98°30′~103°15′之间, 海拔为1 592.58~4 420.79 m, 全长为560.7 km, 流域面积为15 130 km2[19].研究区属大陆高原性气候, 多年平均气温为3.3~8.1℃, 多年平均降水量为494.1 mm[20], 多年平均径流量为28.95×108 m3[21], 流域内水资源丰富, 已建纳子峡和石头峡两座大型水库和“引大入秦”、“引硫济金”和“引大济湟”这3项大型调水工程[22], 水库和调水工程对地表径流、地下水动力场和化学场均有较大影响, 导致生态环境及地质环境恶化[23].
大通河流域以尕大滩、连城为界, 划分为上、中和下游这3个区段[23], 见图 1, 河水和地下水流向均为自西北向东南, 上游河岸两侧山地分布着碎屑岩类裂隙水, 大气降水和冰雪融水形成基岩裂隙水或补给河水, 此外, 河谷和山前平原有第四系松散孔隙水分布, 粗颗粒的冲洪积物为水循环提供良好的通道, 使地表水和地下水转化频繁; 流域中游海拔3 800 m以下非冻土区, 以基岩裂隙水为主, 因受大气降水和少量冻结层上水补给, 含水岩组为三叠系及古生界、下元古界变质岩, 侵入岩, 富水性极不均匀; 下游低山区分布着碎屑岩裂隙潜水和变质岩裂隙水, 部分丘陵台地有风化裂隙水, 泉水流量小于0.5 L·s-1 [19].该流域是一个半干旱地区, 生态系统脆弱, 区内地表水和地下水转化频繁[23].
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图 1 研究区地下水类型与采样点分布示意 Fig. 1 Distribution map of groundwater types and sampling sites in the study area |
2021年6~8月于大通河流域共采集样品119组.其中, 地表水27组, 浅层地下水59组, 泉水33组(图 1).大通河流域共采集河水、地下水稳定同位素水样38组(其中河水样10组, 地下水样28组), 分别用550 mL和2 L的塑料瓶收集了水化学法和氘氧同位素分别法测定的样品, 并在取样前用0.45 μm的滤膜进行过滤.用3mol·L-1硝酸酸化阳离子至pH < 2, 采集的样品用Parafilm封口膜密封后放置于4~5℃环境中.采用便携式野外测量仪(HACH DR2800)现场测量pH、DO、水温和电导率等指标.
室内实验执行标准参照文献[24], 用电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-MS, Varian820-ms, 美国) 对水样的阳离子(K+、Na+、Ca2+和Mg2+)进行测定.使用离子色谱仪(ISC1500) 对阴离子(SO42-、NO3-)测定.NO2-和NH4+分别用紫外分光光度法和纳氏试剂光度法测定.Cl-、HCO3-和总硬度分别采用AgNO3滴定法、酸标准溶液滴定法和乙二胺四乙酸二钠滴定法测定.TDS采用烘干测量法.水样中δ18O和δD由水同位素分析仪(L2130i, 皮卡罗, 美国)测定, 精度分别为±0.1‰和±0.8‰, 测定结果均经过Vienna Standard Mean Ocean Water(V-SMOW)转化.
2.2 数据分析利用Piper图法可以有效判定水体中水化学类型及各离子含量占比[25], 故用Piper图对各河段水化学类型进行对比分析.主成分分析(PCA)是一种有效简化数据而不丢失重要信息的方法, 可以帮助识别水质变量之间的关联, 找到相同的来源并对水质参数进行分组[26, 27].若成分矩阵中PC为正相关, 通常表示相同来源或相似的地球化学行为[28, 29].因此, 本文采用主成分分析(PCA)对水化学参数分类以确定地表水、地下水的来源及贡献率.利用稳定氘氧同位素方法, 可以分析河流径流的来源、河流径流的分布、地表水与地下水的转化.采用孙从建等[29]提出的祁连山大气降水方程作为研究区大气降水线.根据同位素质量守恒和地表水补给来源的差异, 利用二端元混合模型计算了各水源对地表水量的补给比例[31].
3 结果与分析 3.1 地表水和地下水水化学特征大通河流域地表水为弱碱性水, 地下水为中性偏碱性水(表 1).地表水各河段均以HCO3-Mg·Ca型水为主, 大通河流域地下水上、中游以HCO3-Mg·Ca型水为主, 下游以Cl·SO4-Na型水为主(图 2).沿地下水流向, 上游地下水中Mg2+浓度随白云石和高镁方解石的溶解而增加, 而Ca2+浓度保持相对稳定.在门源盆地东南侧进入碳酸盐岩的深埋区, 由于径流不畅, 水中石膏溶解已达到饱和, 并出现盐岩溶解(Na+和Cl-升高)的现象, SO42-浓度随着石膏的溶解而增加.最后逐渐过渡到碎屑岩地层, 由于水位升高, 蒸发作用增强[20], 发生水岩作用导致水中Na+浓度升高, 而钙镁离子沉淀.同时, 上游地表水H148中ρ(F-)为0.13 mg·L-1, 与其周边潜水J070中F-浓度相近; 中游地表水H160的F-浓度与邻近地下水J017和下游J156、J015相近.上述表明, 研究区地表水与地下水具有相似的水化学特征, 水力联系密切[32].
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表 1 地表水和地下水水化学指标特征1) Table 1 Characteristics of surface water and groundwater hydrochemical indicators |
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SW和GW分别表示地表水和地下水; M和D分别表示上、中和下游 图 2 地表水和地下水Piper图 Fig. 2 Piper plots of surface water and groundwater |
研究区地表水TDS和EC值分布较为集中; 地下水TDS和EC值分布较离散, 具有明显的径流分区特征; 地下水中TDS值明显高于地表水[图 3(a)].地下水在径流过程中, 不断地与土壤和围岩中的溶解性盐类发生离子交换, 且在蒸发浓缩作用下, 地下水中的TDS逐渐升高[33].根据电导特性可推测地下水在河道中的停留时间[34]; 根据TDS[图 3(a)]和EC值[图 3(b)]在流域内的分布特征, 可以推断出流域内地表水与地下水的转换关系.各河段地下水TDS和EC不是单调增加的, 而在中游降低, 中游地下水可能受到TDS和EC值较低的河水的补给.
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图 3 不同区域地表水和地下水中TDS和EC值分布特征 Fig. 3 Distribution characteristics of TDS and EC values of surface water and groundwater in different regions |
基于Gibbs图分析了各区地表水和地下水针对岩石风化、降水和蒸发浓缩这3个控制因子的分布特征(图 4)[35].结果显示, 地表水当量浓度比分布比较集中, 主要落在岩石风化区; 地下水分散分布在岩石风化区和蒸发浓缩区, 其中, 下游地下水大部分落在蒸发浓缩区, 表明受蒸发浓缩因素影响较大, 可能因地下水水位抬升, 地下水排泄地表, 出露地表的泉受到地表的蒸发作用.部分地下水点落在控制区虚线外, 可能与人类活动、阳离子交换作用等因素有关[36].研究区内地表水和地下水的离子主要由岩体的自然风化和蒸发浓缩引起, 离子来源相似, 表明二者之间存在某种转换关系.
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图 4 不同区域地表水和地下水中水化学组分Gibbs图 Fig. 4 Gibbs graphs of water chemistry composition in surface water and groundwater in different regions |
通过对研究区119组水样17个水化学指标的主成分分析, 检验结果得到KMO值接近0.70, Bartlett球形检验量为2 964.49(P < 0.001), 适宜做主成分分析[37].本次共提取4个特征值大于1的公因子(PC1、PC2、PC3和PC4), 累计方差贡献率为80.47%.其中, 水化学指标特征值大于0.60的3个主成分占总荷载的76.50%.
据成分矩阵可知(表 2), 主成分1(PC1)的主要载荷指标为EC、TH、TDS、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和NO3-这9项指标, 均呈正相关.研究区地层岩性以第四系松散沉积岩为主[15], 水岩作用较强, 溶解和迁移的源生矿物, 如盐岩(Na+、Cl-)、石膏(Ca2+、SO42-)和白云石(Ca2+、Mg2+) 等, 导致水中离子浓度增加, 并使EC、TH和TDS发生变化[38].在氧化-还原反应和阳离子交换作用下, 水体中NH4+和NO2-向NO3-转变.此外, 由于强烈的蒸发作用, 使地表水和地下水中的离子富集.故将PC1定义为溶滤-迁移-富集因子.
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表 2 研究区地表水和地下水化学主要指标主成分分析1) Table 2 Principal component analysis of main chemical indexes of surface water and groundwater in the study area |
主成分2(PC2)的主要载荷指标为高锰酸盐指数和NH4+, 均呈正相关.高锰酸盐指数是反映有机物含量特征参数, NH4+属于人为活动输入指标[38], 可能由于生活污水和工业废水排入地表水中, 在地表水和地下水交换作用下, 有机物和含氮污染物渗入地下, 使地下水中高锰酸盐指数和NH4+浓度升高.故将PC2定义为人为活动因子.
主成分3(PC3)的主要载荷指标为As和F-, 均呈正相关.含氟矿物在碱性条件下的溶解为F-的富集提供了条件, 硫化物氧化、铁氧化物还原是As的主要来源, 而研究区存在含硫、铁等多金属硫化物矿床[39].煤炭工业基地建在流域中上游, 煤炭中含As和F-矿物经溶滤作用进入地表水和地下水[40, 41].故将PC3定义为原生沉积环境因子.
综上所述, 溶滤-迁移-富集因子(PC1)、人为活动因子(PC2)和原生沉积环境因子(PC3)对研究区地表水和地下水离子的平均贡献率分别为39.1%、15.0%和12.6%, 阳离子交替吸附(PC4)和其他离子平均贡献率分别为13.8%和19.5%.结果与Gibbs图得出的主要控制因素一致.
4 讨论由于本文未采集降水样, 在考虑降雨频次、观测距离等条件的情况下, 以刘芳等[42]所确定的3组大气降水点作为参考.不同水体δ18O值和δD值变化范围较大(表 3), δ18O值变化幅度为5.62‰, 标准差为0.61; δD值变化幅度为30.01‰, 标准差为4.85.由此看出, δ18O值较δD值更稳定, 因此以水体δ18O值进行补给来源分析.所有水体d-excess均值为13.75‰, 大于全球均值(10‰), 表明夏季流域受强烈的蒸发作用[43].
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表 3 大通河流域稳定氘氧同位素取值/‰ Table 3 Values of stable hydrogen and oxygen isotopes in Datong River Basin/‰ |
4.1 同位素端元混合模型
河水δ18OSW均值(-7.57‰)介于地下水δ18OGW(-7.86‰) 值和降水δ18OPW(-6.92‰)值之间, 表现河水由降水和地下水混合补给特征, 故利用二端元混合模型计算河水不同补给源的贡献率.结果显示, 流域上游降水贡献率为77.57%, 地下水贡献率为22.43%.此河段地下水同位素较贫化(δ18OGW=-8.72‰), 降水同位素较富集(δ18OPW=-6.9‰), 因此, 该河段河水δ18OSW值较高的主要原因是受到稳定同位素值较大的降水补给, 且降水补给比例也较大.中游降水量占73.46%, 地下水占26.54%, 作为该河段河水的主要补给源, 降水对河水补给速率快, 使河水δ18OSW值较高.下游降水和地下水对河水的补给比例分别为38.91%和61.09%, 此外, 与中游相比, 下游地下水的稳定同位素值水平降低(δ18OGW=-8.31‰), 降水同位素值升高(δ18OPW=-6.52‰), 而河流δ18OSW值下降, 故下游地下水是河流主要的补给源.
4.2 稳定同位素特征及沿程变化大通河河水氘氧同位素关系线斜率小于当地大气降水线(LMWL)和全球大气降水线(GMWL), 表明河流不仅受大气降水的补给, 且受蒸发影响(图 5).河水与地下水大多位于降水线方程上方, 这是因为降水的补给作用, 虽会受到蒸发的影响, 但其补给速度更快.流域河水点与地下水点沿LMWL两侧分布, 表明地表水和地下水总补给来源为当地降水.除受降水补给外, 流域河水氘氧同位素关系线更靠近地下水线, 显示河水更易受地下水影响.
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图 5 研究区δ18O和δ D的关系 Fig. 5 Relationship between δ18O and δ D in the study area |
河水自上而下流动的过程中, 由于受其他水源补给和环境等因素的影响, 造成了不同的补排关系, 从而使河流中的稳定氘氧同位素值发生了变化.由图 6 (a)可知, 不同河段河水δ18OSW值随着流程(至河源的距离)的增大而有显著差异：流域δ18OSW值以点H028为界, 先增大, 随后以点H151为界起伏减小, 其δ18OSW值呈富集到贫化的变化趋势.上游点H32~H28受偏正降水δ18OPW值的补给较大, 而靠近下游的点H149受贫化地下水(δ18OGW均值-7.7‰)补给较大, 结果表明河水最初补给源为降水, 流动过程中经历了蒸发作用, 最后因受地下水补给, δ18OSW呈贫化特征.此外, H151为纳子峡水库水, 与库前河水相比, 水库水由于蒸发作用δ18OSW同位素富集, 由TDS计算得出蒸发损失可达2.7%~14.8%, 故水库蓄水会导致地表水分的大量蒸发, 在干旱地区是一种极大的水资源浪费.下游低海拔区地势平坦开阔, 地下水以泉的方式补给河水, 但由于水电站蓄水致使区内部分河段断流[44], 河水与地下水之间转化较弱[图 6(c)].
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图 6 稳定同位素沿流程变化 Fig. 6 Variation in stable isotopes along the distance |
由图 6(b)可知, 大通河流域河水d-excess值随海拔升高而波动降低的特点, 采样时间段为夏季(6~8月), 该区河水d-excess值均高于全球雨水d-excess均值(10‰), 夏季气温较高, 河流蒸发强烈, 因此, 当地蒸发的水汽会对降水补给产生一定的影响.此外, 由于河流自高海拔向低海拔区流动, 地下水与河流间存在着紧密的补排关系, 从而导致了d-excess值在沿程发生了明显的变化.
5 地表水与地下水的转化关系大通河上游分布海拔3 000 m以上的高山, 区内冰雪融水、降水和基岩裂隙水形成的地表径流在山前补给地下水, 氘氧稳定同位素结果表明降水是河段地表水和地下水总的补给来源, 补给比例为77.57%.而中游地下水TDS和EC值沿程减小, 表明地下水受到了地表水的补给稀释, 这与二端元模型结果一致, 河段地表水和地下水均为HCO3-Mg·Ca型.冲洪积扇区降水和基岩裂隙水入渗补给地下水, 由于中新世中晚期祁连山地区进入了隆升期, 盆山高差较大[45], 山前地下水因构造影响, 径流受阻, 地下水位升高, 以泉的形式溢出补给河水, 使河水TDS值增加, 氘氧同位素值贫化.下游由于水电站蓄水使区内部分河段断流, 河水与地下水之间转化较弱, 河水为HCO3-Mg·Ca型, 地下水为Cl·SO4-Na型.此外, 随着路径的增长, 河水和地下水的蒸发浓缩作用强烈, 河水在下游蒸发比例达2.7%~14.8%.根据二端元模型结果显示, 流域上、中游地区河水主要受大气降水补给, 平均补给比例分别为77.57%和73.46%; 下游河段主要为潜水和泉水溢出补给河水, 平均补给比例为61.09%.河流自上游至下游, 降雨补给比例减小, 地下水补给比例增加, 除受构造运动影响外, 可能与海拔变化有关, 高海拔山区地下水埋深大于海拔低的地区, 地下水在高海拔区更易形成山间径流, 低海拔区易溢出地表.根据地表水和地下水的水文地球化学特征可知, 上、中游为地表水补给径流区, 下游为地下水的排泄区.
6 结论(1) 大通河流域地表水为偏碱性淡水, 以HCO3-Mg·Ca型为主; 地下水为偏碱性微咸水, 上游和中游主要为HCO3-Mg·Ca型, 下游为Cl·SO4-Na型.溶滤-迁移-富集因子、人类活动因子和原生地质因子对地表水和地下水中离子的平均贡献率分别为39.1%、15.0%、12.6%.上游地下水存在少量钙、镁长石的溶解, 中游地表水和地下水主要来自碳酸盐岩的溶解, 下游地下水消耗有机物产生较多的CO2溶解到水里使碳酸盐含量升高, 导致碳酸钙较多的溶解.
(2) 大通河河水氘氧同位素含量沿地下水流向呈富集到贫化的变化趋势, 中上游δD和δ18O较下游富集; 大通河上、中游地区河水主要受大气降水补给, 平均补给比例分别为77.57%和73.46%, 均为地表水补给区; 下游河段受地质构造和水文地质条件等影响, 主要为潜水和泉水溢出补给河水, 平均补给比例为61.09%, 为地下水排泄区.
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