三峽庫區干—支流作用下草堂河氫氧同位素時空分布的環境意義

2019-03-21 02:48:54蔡愛民王雨春胡明明包宇飛葉振亞杜鵬程

節水灌溉 2019年3期

蔡愛民，王雨春,2，胡明明,2，包宇飛,2，葉振亞，杜鵬程

(1.中國水利水電科學研究院水環境研究所，北京 100038；2.流域水循環模擬與調控國家重點實驗室，北京 100038；3.三峽大學，湖北宜昌 443000)

三峽工程建成后, 在防洪、發電、航運、旅游、供水灌溉等方面產生了巨大經濟社會效益,但同時對整個長江流域造成了廣泛而深遠的生態環境影響, 尤其對三峽庫區生態環境的影響作用巨大[1]。三峽水庫蓄水后水位上升，長江干流與支流的交匯區形成回水區。一方面，干流水體涌入支流，回水區成為物質滯留的重要場所; 另一方面，三峽工程蓄水形成的回水區內水體流速明顯減緩，水動力學條件發生顯著變化[2]。水體滯留時間變長、更新變慢，使三峽水庫逐漸由河流向湖泊轉變，庫區水體營養鹽富集而成中營養狀態甚至富營養狀態[3]，對水質狀況造成巨大影響。尤其在支流庫灣受干流回水頂托作用形成“湖沼化”的敏感水域[4],水質惡化，水華現象頻發。探究干支流水體交換模式，進一步估算干支流營養鹽的定量補給將有利于了解干支流水體富營養化進程并預測發展趨勢，進而根據具體情況進行水體水質治理及富營養化防治[5]。

目前，利用穩定同位素示蹤法來追蹤徑流來源是國際上研究的熱點。近現代同位素技術的發展，為開展徑流水量補給和可更新性、追蹤徑流水污染等方面的研究，提供了極大幫助[6]。在自然界中，氫氧同位素的分餾效應使得河流生態系統中不同水源氫氧同位素自然豐度會產生不同程度的富集與貧化[7]。伴隨水庫干支流水體相互交換會產生輕重穩定同位素的相互混摻[8]，因此可以通過對比不同來源水體氫氧同位素組成來示蹤水體的運動軌跡，進而探究庫區徑流的混合形式[9,10]據此可估算干支流水量相互貢獻關系和水體隨干流倒灌對支流的營養鹽定量補給。本文以草堂河為研究對象展開研究工作，草堂河位于三峽水庫庫腹，是典型的短窄型支流，其上游流量較小、回水區域較短、流域面積較小等特點使得對長江干流水文、水質的變化響應關系較明顯，回水區水體營養鹽組成與干流相似，非常有利于研究干支流水體相互作用及營養鹽貢獻率研究。

1 材料與方法

1.1 研究區域概況及采樣點設置

草堂河位于三峽庫區中部的重慶市奉節縣境內，是長江左岸的庫區支流，介于東經108°14′～109°25′和北緯30°35′～31°26′間，距離三峽大壩約165 km，其全長33.3 km，流域面積為395 km2，平均流量約0.7 m3/s，年徑流量2. 37 億m3。庫區蓄水后，在距河口8 km范圍內形成常年回水區[11]。

采樣點位設為長江干流斷面(CJ)、河口(CT01)、回水區中部(CT02)、回水區末端(CT03)以及草堂河源頭(CTYT)，草堂河庫灣采樣點設置如圖1所示。從2015年1-12月，每月對草堂河進行水位、水深、水溫等指標監測以及水樣采集(以備水體總氮(TN)、總磷(TP)檢測)。將各點位進行分層采樣，10 m以上按照表層、5 m、10 m采集，10 m以下則以10 m為間隔，直至底部;長江干流(CJ)、河口(CT01)、回水區中部(CT02)、回水區末端(CT03)均在斷面中垂線上;而支流源頭采樣點水深較淺，所以只采集表層。

圖1 草堂河及鄰近長江干流采樣點示意圖

1.2 分析方法

各分層水樣采用卡蓋式采水器采集，每層水樣各取兩瓶(100 mL×2)現場加酸固定，另取50 mL水樣于聚乙烯瓶中，盡量使瓶中不留氣泡，并使用封口膜封住瓶蓋外圍以保證瓶身不漏氣，對水樣進行低溫保存并同時利用YSI多參數水質分析儀[12]對各采樣點進行溫度，pH等的現場測定。第一時間進行氫氧同位素的室內上機測定。水體穩定氫氧同位素組成使用美國LGR公司液態水穩定同位素(LWIA-30d)分析，其原理為基于離軸積分腔輸出光譜(OA-IC OS)，選用LGR公司生產的：

LGR3A(δD=-96.4‰±0.5‰;δ18O =-13.10‰± 0.15‰)

LGR4A (δD=-51.0‰±0.5‰;δ18O =-7.69‰±0．15‰)

LGR5A(δD=-9.5‰±0.5‰;δ18O=-2.8‰±0.15‰)

3種標樣[13]。所測D，18O含量(ND，N18O)相對V-SMOW表示：δ值是指樣品中兩種穩定同位素的比值相對于標準樣品同位素比值的千分差值,即δ=[(R樣品-R標準)/R標準]×1 000,式中R為同位素比值,是一種元素的稀有的與富含的同位素豐度之比，例：RD= ND/N1H,R18O=N18O/N16O;δ值的正負分別表明樣品較標準富含重同位素和輕同位素，測定精度為δD<0.6‰、δ18O<0.2‰。氫氧同位素的上機檢測的同時參考《水和廢水分析方法》(第四版)對各水樣進行營養鹽TN、TP的檢測[14]。

通過對比流域的氫氧同位素值，可估算水體中這些水源的混合比例，計算所用二元線性混合模型公式如下:

δD=F1δD1+F2δD2

(1)

δD=F1δ18O1+F2δ18O2

(2)

F1+F2=1

(3)

式中：δD、δ18O為所研究水體中δD、δ18O的平均值；δD1、δD2分別為不同端元水體中δD的值；δ18O1、δ18O2分別為不同端元水體中δ18O的值；F1、F2分別為不同端元對所研究水體水量的貢獻率。

通常估算河流營養鹽輸送的通量時，用河流流量與營養鹽的平均濃度相乘得到，則計算營養鹽貢獻量可以按照下列公式計算:

f=10-3Mqc

(4)

式中：f表示營養鹽的輸送通量，g/s；q表示流入或流出水團的流量，m3；c表示各種營養鹽的平均濃度，μmol/L；M表示各營養鹽的摩爾質量，g/mol[15,16]。

結合氫氧同位素對于干支流水體水量的交換估算，則可利用估算水量和各營養鹽平均濃度定量估算干支流營養鹽的貢獻量[17]。

2 結果與分析

2.1 氫氧同位素時空分布

對樣品氫氧同位素室內上機結果顯示長江干流δD大致分布范圍為-7.940 26%～-5.598 07%，平均值為-7.279 94%，與河口(δD-7.991 15%～-5.711 97%，平均值-7.4676 4%)分布狀況基本一致。回水區(δD-8.360 61%～-5.342 75%，平均值-7.484 86%)與長江干流和草堂河河口在最低值上相差較多，即回水區較長江干流和草堂河河口δD貧化。與長江干流、河口和回水區氫氧同位素的分布來比草堂河源頭(δD-5.019 06%～-4.822 83%，平均-4.912 56%)的水體更富集δD。從時間上來看源頭的δD分布全年維持在較穩定水平，到5月份隨著水位的降低δD含量上升至全年最高-5.717 2%，在低水位運行期和蓄水期δD逐漸貧化，且在此過程中長江干流與草堂河河口變化趨勢一致，呈現出明顯的季節性效應，具體見圖2。δ18O的分布也有相同規律如圖3，這種較大的端元差異說明在水團混合過程中以干-支流水團混合作用為主，支流-源頭水團混合作用較弱。草堂河回水區水體作為長江干流與支流源頭水團混合的結果，在端元差異較大的條件下，適用二元線性混合模型[18]估算不同端元混合比例，估算得出2015年長江干流對草堂河回水區的水量補給率約為96.4%，每月補給率不低于85.77%，庫灣水體在較大程度上受干流倒灌影響的支配。

圖2 2015年全年草堂河及其毗鄰長江干流水體δD平均值變化曲線

圖3 2015年各采樣區域δD、δ18O最大值、最小值、平均值柱狀分布

2.2 營養鹽時空分布

取各點位TP、TN平均濃度逐月變化如圖4，結果顯示長江干流與草堂河河口的TP隨月份變化趨勢基本一致，且含量相近，均介于0.10～0.15 mg/L，呈現出消落期水體TP先降低后升高，3月份達消落期最低值。而源頭TP濃度要比長江干流和河口底30%到80%，4月份含量差距最大相差84%之多；低水位運行期長江干流水位日變化大[17]，支流水體存在一個滯后反應期，導致長江干流TP要高于河口，但水體最終趨于摻混均勻，長江干流和河口TP濃度也必趨于一致。而源頭水體TP含量升高比較平穩，每月漲約40%；而在蓄水期和高水位運行期長江干流TP含量和河口TP含量呈現出比較激烈的相互混摻，而源頭水體TP含量十分穩定，平均單月變化不到5.5%。對于TN而言，從時間上來看長江干流和河口變化趨勢很相近，總體表現為春夏比秋冬高出約0.1 mg/L。而源頭的TN含量較長江干流和河口變化較大，分別在6月(3.5 mg/L)、10月(3.1 mg/L)出現峰值，且TN含量全年偏高，有利于藻類水華的發生[19]。

3 討論

3.1 水庫各運行期草堂河干流倒灌模式探討

根據三峽大壩壩前水位及水位日變幅將研究對象分為消落期(1-5月)，干流水位降低，水位日變化的時間差異顯著、低水位運行期(6-8月)水位在145～155 m之間，水位日變化大、蓄水期(9-10月)水位上升，水位日變化僅次于低水位運行期、高水位運行期(11-12月)三峽水庫以175 m左右高水位運行，水位日變化小，4個時期[20]。

消落期[圖5(a)、(b)]水體氫氧同位素分布表從水平方向上來看從河口到源頭表現出δD，δ18O的逐漸富集，由中底層的重同位素富集狀態可知，源頭富重同位素水體對回水區甚至河口水體存在從底層的輸入補給。相應的中表層水體氫氧同位素偏負，且偏負水體占比面積較大，說明長江干流水體主要從中上層倒灌對草堂河進行水量補給[21]。低水位運行期[圖5(c)、(d)]時水庫處于全年最低水位，δD平均值為-5.850%較消落期富集程度高出約30%[22]，但是源頭依然為重同位素貢獻率最高的地方，由圖5(c)、(d)顯示水平方向上中層和表層水體δD、δ18O均為先減小后增大，且長江干流(δD=-5.666%、δ18O=-0.854%)較回水區(δD=-5.878%、δ18O=-0.867%)更富集重同位素，說明在低水位運行期水位日變幅過大導致干流和源頭水體對回水區水體均有補給，但仍以干流補給為主。水庫蓄水期[圖5(e)、(f)]，水庫水體主要由降雨補充且在長時間的低水位運行過程中水體混合比較均勻，受季風氣候的影響干流水體表現出富集重同位素現象，沿草堂河河口到源頭，氫氧同位素表現為先貧化后富集。干流水體對草堂河支流水體主要從底層和中層進行補給，由于回水區末端的阻滯，草堂河源頭水體趨于穩定且表現為從干流放射狀貧化氫氧同位素。高水位運行期[圖5(g)、(h)]經過蓄水期水位的抬升，干支流均處于較高水位，水位日變幅也較小，從水平向來看表底層均存在富重同位素的水團，這可能是長江干流水體與源頭水體在對回水區同時進行水量補給的時候兩方水流相互作用形成的水團。從垂直向來看，氫氧同位素豐度的變化基本是先減小后增大，這是由于長江干流水體基本由中下層補給草堂河是與回水區水體作用產生的水動力現象[24]。

圖4 草堂河及毗鄰長江干流采樣區域TP、TN分布曲線

圖5 不同水庫運行期庫灣δD、δ18O空間分布

3.2 水庫干流水量及營養鹽貢獻總量估算及意義分析

利用二元線性混合模型估算出干流對草堂河各時期的水量補給:消落期、低水位運行期、高水位運行期長江干流對草堂河回水區的平均水量補給率相差不大分別為96.09%、97.20%、97.35%，蓄水期為85.77%相對較低。表1列出了長江干流、源頭對草堂河回水區水體δD的貢獻量的估算，干流全年貢獻率在93.28%～98.41%之間浮動，且全年平均貢獻率為96.40%。源頭全年貢獻相比干流貢獻較小僅為3.6%。由公式(1)～(4)可估算出干流對草堂河水體營養鹽貢獻量：草堂河全年水量2.37 億m3其中96.40%水量來源于干流倒灌補給，實測干流TP全年平均濃度0.112 mg/L，即干流對于草堂河水體TP補給量約為25.59 t。實測干流TN全年平均濃度2.101 mg/L，同理可估算干流對草堂河TN年貢獻量為479.57 t。由表2可知，長江干流水體TP、TN平均貢獻估算誤差均在15%以下。

表1 長江干流、源頭水體對草堂河回水區水體δD貢獻估算 %

表2 長江干流水體TP、TN平均貢獻估算及誤差分析

夏季水體溫度較高，太陽輻射增強有利于藻類大量繁殖，夏季過后的9、10月份藻類逐步死亡分解導致水體營養鹽含量增高，加之漲水期間兩岸污染物受水體浸泡直接進入水體，導致蓄水期水質富營養化嚴重。若將干流水體營養鹽補給量定量估測，將十分有利于兩岸入水污染物評價，為水庫水質污染控制提供有效參考[25,26]。相比較而言草堂河全年水量基本來自于干流倒灌水體所貢獻，水體營養鹽除干流水體和源頭來水貢獻外，仍有內源和外源貢獻，內源可通過沉積物采樣進行定量估算；外源分為點源和面源,點源可對具體營養鹽源采樣估測，面源貢獻則可通過相差比較估算；綜上利用水體氫氧同位素對水體營養鹽貢獻和水體面源營養鹽貢獻均為有效可行的估測方法。