衢江流域地表水與地下水的轉化關系

王廣昊， 張 瑩， 徐亮亮， 姜紀沂， 李春歡

(1.防災科技學院生態環境學院， 三河 065201; 2.中國冶金地質總局浙江地質勘查院， 衢州 324000)

生態文明建設作為中國“五位一體”的重要內容，其戰略地位更加明確，作為全國首批“金山銀山就是綠水青山”試驗基地的衢州市也把生態建設放在了首位，因此對地下水和地表水生態資源的開發利用、管理及保護提出了更高要求。衢江是衢州市重要的地表水資源，具有總量豐富但人均占有量低、空間分布與耕地、人口、經濟發展不匹配的特點[1]。受該區域地理位置、氣候等影響，降水量年內分配極不均勻，降水集中且多為暴雨，豐枯季節相差懸殊，造成梅雨時多發洪災，伏季易發旱災，旱季供水短缺，加劇了水資源的供需矛盾。隨著衢州市現代化建設和經濟的迅速發展，用水量激增，水污染日趨嚴重，水資源短缺與水環境惡化已成為制約當地生態環境建設的重要因素。在自然變化和人類活動的影響下，水循環過程和水資源量分配發生了改變，而查清地表水與地下水的轉化關系有利于了解自然和人類影響下的生態及水循環問題，為地表水和地下水污染防治提供參考依據[2-5]。衢江作為錢塘江流域的源頭之一，在地表水流經金衢盆地時流速相對緩慢，造成了地表水與地下水間轉換十分頻繁[6-8]，但前人對于該流域地表水與地下水的關系并沒有取得定量的認識，導致流域水資源問題的不確定性和多解性，因此開展衢江流域地表水與地下水相互轉化關系的研究對該流域水資源管理、保護及合理利用，維持河流系統基本功能及生態健康具有重要意義。

目前，對于地表水與地下水之間轉化關系的研究方法主要有調查分析法、水量平衡法、模擬計算法和環境示蹤法等[9]。環境示蹤法具有原理簡單、實用有效、可結合多種信息源數據進行分析推算等優點，得到了廣泛運用，并取得了很好的應用效果[10]，而環境示蹤法中的環境同位素和水化學技術是描述地表水與地下水轉化關系的有效手段[11-16]。

在地表水與地下水轉換的過程中，伴隨著物質和能量的轉換，而環境同位素和水化學等環境示蹤劑作為地表水和地下水的重要組成部分，在一定程度上可以指示兩者的轉換關系。如王希義等[17]利用同位素技術研究了塔里木河下游河水對地下水的轉換關系。孫從建[18]研究了海河源區不同季節的地下水與地表水轉換關系。Blarasin等[19]、蘇小四等[20]、陳彭等[21]、郭亞文等[22]利用氫、氧穩定同位素和水化學指示了不同地區地表水和地下水的相互作用。然而，有關地下水與地表水的研究大多集中在平原區或地形地貌變化不大的區域，針對地質地形復雜的基巖區特別是在衢江流域分布廣泛的紅層區研究比較少。

在查明衢江游流域水工環綜合地質條件的基礎上，對地表水和地下水進行取樣，然后在室內對水化學和同位素D、18O進行分析測定，最后結合采樣現場測試數據，定性揭示出研究區水化學和氫氧同位素空間分布規律，定量地計算出地表水與地下水的轉化關系，為衢江流域地表水和地下水資源管理、保護及合理利用，維持河流系統基本功能及生態健康提供一定的參考。

1 研究區概況

衢江是錢塘江流域的主要支流和源頭之一，起源于安徽省休寧市，在浙江省內流域面積為1.11×104km2。本次評價區所屬流域為衢江區域，研究區包括開化縣、常山縣、衢江區、柯城區、龍游縣等。

衢州市總體地勢特征為“簸箕”狀，即南部、北部和西部較高，中部和東部較低，中部為金衢盆地的西半部，自西向東逐漸展寬[23]。研究區上游位于盆地邊緣多為低山、高丘、崗地等地貌，中下游在金衢盆地內，以紅色丘陵盆地、殘丘及沖積平原為主體?！叭姝h山夾一川，盆地錯落涵三江"是金衢盆地的基本地貌特征，地面高程一般為50～300 m。

研究區多年平均降水量為1 424 mm，降水量較充沛，但是從降水分布的時間上來看極其不均衡。其中大部分的降水是從5月初持續到6月底，總降雨量在500～610 mm，雨量大的影響因素將會造成洪澇災害。夏季臺風很難進入衢江流域，因此多炎熱天氣。

研究區上游出露地層主要是早古生代奧陶紀、寒武紀地層，中下游地層為白堊系上統地層，第四系地層為中上更新統沖積層、沖洪積以及全新統沖積層。根據含水介質和賦存形式，研究區地下水類型主要為松散巖類孔隙潛水及紅層碎屑巖類孔隙裂隙水和基巖裂隙水，紅層碎屑巖類孔隙裂隙水上部往往發育松散巖類孔隙潛水，衢州市水文地質圖如圖1所示。

圖1 研究區水文地質圖Fig.1 Hydrogeological zoning of the study area

2 樣品的采集和分析方法

2.1 樣品的采集

河流交匯處一般河水面比較開闊，水流量比較大，地表水與地下水的轉化關系也比較強烈，而且此區域人流量比較大，對于研究地表水與地下水的轉化關系更為迫切，所以本文采樣點布設原則為：在衢江流域主要二級支流匯入一級支流前及匯入一級支流后，一級支流匯入干流前及匯入干流后布設采樣斷面，對地表水、井水、泉水進行采樣，地表水與地下水之間距離不超過1 km。在2019年9—10月期間共采集地表水樣67 個，地下水樣61 個，泉水樣8 個，取樣點位置和交通位置圖如圖2所示。

圖2 研究區位置和采樣點Fig.2 Location and sampling points of the study area

2.2 樣品測定

在采樣現場用哈希公司便攜式水質儀(HQ40d，HACH)測定了水樣的pH、氧化還原電位Eh、溶解性總固體TDS、溶解氧DO、電導率Ec等指標；水樣的陰陽離子送往浙江中一檢測研究院股份有限公司檢測；水樣的δD和δ18O值采用美國LGR(Los Gatos Research)公司生產的同位素分析儀(DLT-100)進行測定，δD和δ18O的精度分別達到0.3‰和0.1‰。測定結果用VSMOW進行校正表示。數據使用儀器配套軟件(LWIA Post Analysis v3.1.0.9 Installer)進行分析處理。

2.3 水化學分析方法

運用ArcGIS10.6 軟件中的反權重距離插值法對研究區地表河水及地下水的總固體溶解物(total dissowed solids, TDS)、pH以及δD和δ18O做空間插值分析，以分析地表水及地下水TDS、pH、δD和δ18O的時空分布特征。Piper三線圖是目前研究和判斷水體水化學類型及各離子組分含量比例關系的重要手段[24]，運用Aq·QA軟件繪制出Piper三線圖，對研究區水化學空間特征分析做了比較。通過Gibbs法判讀水體的水化學特征是受控于巖石風化影響、降水影響、蒸發富集中的哪幾種類型[25]。

2.4 地表水與地下水轉化定量分析

在氧的同位素當中，以16O 和18O的豐度較高，彼此間的質量差也較大，因此人們大都使用18O/16O 比值來表示δ18O[26]，即

δ18O=[(18O/16O)m-(18O/16O)s]/(18O/16O)s×1 000/‰

(1)

式(1)中: m為樣品; s為標準樣。

根據質量守恒原理利用氫氧穩定同位素可建立質量均衡模型來估算地表水與地下水之間的轉化強度[27]。

δ18O 在水體轉化中的質量守恒方程為

CsQs=CgQg+Cb(Qs-Qg)

(2)

式(2)中:Cs為取樣點河水的δ18O 值;Cg為取樣點地下水的δ18O值;Cb為取樣點上游來水中δ18O值;Qs為取樣點的河水流量;Qg為向地下水的排泄量。則由式(2)可以導出河水向地下水的排泄量占河水流量的百分比，即

f=(Qg/Qs)×100%=

(Cs-Cb)/(Cg-Cb)×100%

(3)

當僅靠一種示蹤劑無法計算出其中一種混合來源的百分比時，必須還要借助另外一種示蹤劑，即分析水中另外一種同位素或水化學離子等。本研究借助氫同位素(δD) 按照三相混合來計算[28]，式( 4) 擴展成三相混合質量均衡方程，即

CsQs=CgQg+CcQa+Cm(Qs-Qg-Qa)

(4)

式(4)中：Cc為取樣點上游主干流水樣中δD值；Cm為取樣點上游匯入支流水樣中δD值。

3 結果與討論

3.1 溶解性總固體和pH變化特征

溶解性總固體(total dissolved solids，TDS)是指水中溶質的總量，其濃度變化可以反映水的運移路徑和滯留長短。水在運移過程中會不斷地與土壤和圍巖中的溶解性鹽類發生離子交換，在沒有與TDS較小的水體混合、蒸散發強烈等情況下，水體的TDS是逐漸升高的[29]。因此，根據TDS在流域內的分布情況，可以在一定程度上推斷流域內地表水與地下水的轉換關系[30]。

研究區地表水TDS變化范圍是32～329 mg/L，地下水的TDS變化范圍是16～368 mg/L[圖3(a)、圖3(b)]。在研究區上游地下水溶解性總固體比地表水小，說明在此區域主要是地下水對地表水進行補給；中下游河段地表水和地下水的電導率較為接近，但總體上來看地表水的溶解性總固體要比地下水的溶解性總固體略小，表明在中下游區域主要是地表水補給地下水的。進一步分析其沿程變化可以看出，池淮溪和馬金溪上游河段的TDS緩慢變高，這是由于上游區地質結構比較復雜，且大部分河段區河床基巖出露，河水不斷沖刷溶解巖體中的溶解性離子并與其發生交換，造成了TDS的不斷累積；河流位于中下游區域時，TDS迅速升高，這是由于河道變得平緩，且中游區基本位于衢州市中心部位，受人為因素影響比較大，造成了區域性TDS迅速升高的現象，中下游的地下水TDS升高明顯，這是由于江山港、烏溪江等中下游區域地下水類型主要為紅層孔隙裂隙水，此區域人口密集，對于地下水的開采量比較大，使得地表水對地下水的轉化更為強烈，而紅層巖土體中的可溶解性離子更易溶解，這就造成了此區域地下水中的TDS明顯升高。

圖3 研究區地表水、地下水TDS和pH空間分布圖Fig.3 Spatial distribution of surface water, groundwater TDS and pH in the study area

研究地表水和地下水pH的變化范圍均為7.0～8.5，整體上看兩者的變化趨勢也比較相似[圖3(c)、圖3(d)]，尤其在中下游河流入匯口處，進一步驗證了此區域的地下水與地表水的轉換比較頻繁。總體上看，人為因素對本研究區的pH更為顯著，凡是人口密集處或有大型工廠處pH均變化顯著，比如江山港、烏溪江河段分布數個大型化學企業，且人口相對密集，衢江段下游區分布數個造紙廠等，這些都說明了研究區的人類活動是影響pH變化的主要因素。

3.2 陰陽離子組成分析

研究區水中離子不僅受沿途地區土壤和巖性的影響，與離子間的水化學作用也有很大關系，結合流域內的地形地貌條件，可以大致判斷出地表水和地下水轉化路徑[31]。

從圖4中可以看出，衢江流域上游主要為HCO3-Ca、HCO3·Cl-Ca類型水，中下游主要為HCO3-Ca類型水，均屬于低礦化度水，說明了流域內大氣降水是最終補給源。地下水與地表水的水化學類型相似，在一定程度上表明了兩者緊密的水力聯系。研究區上游水化學類型相對分散[圖4(a)]，是由于上游地勢地貌、地質和水文地質情況比較復雜，地表水和地下水中的離子在運移過程中受到了一定的影響，到中下游河段時，地勢變的平坦，地下水水力坡度也變低，離子在此時滯留的時間也比較長，使得水化學類型相對集中。紅層裂隙的各向異性和不均勻性造成了含水系統的復雜性，但此區域的地下水類型基本相似，這進一步說明了此區域地表水與地下水之間轉換關系密切。

圖4 研究區Piper三線圖Fig.4 Trigraph of Piper in the study area

圖5 衢江流域水化學Gibbs圖Fig.5 Chemical Gibbs map of Qu River Basin water

3.3 氫氧穩定同位素空間分布規律和特征分析

3.3.1 氫氧穩定同位素空間分布規律

研究區地表水穩定同位素δD的范圍是-75.45‰～-37.35‰，均值為-46.52‰，氘盈余的范圍是0.41‰～25.79‰，均值為12.47‰，地表水穩定同位素δ18O的范圍是-10.89‰～5.89‰，均值為-7.37‰，地下水中穩定同位素δD的范圍是-57.08‰～-28.99‰，均值為-39.45‰，地下水穩定同位素δ18O的范圍是-8.94‰～-4.25‰，均值為-6.51‰，區域內地表水與地下水流向基本一致。

從研究區氫氧同位素空間分布數據來看(圖6)，研究區上游(池淮溪—馬金溪段)地表水的δ18O隨著河流流向不斷增高，這是由于河流在運移過程中不斷受到蒸發作用，使得同位素富集造成的；流域中游(常山江段)有眾多支流的匯入，匯入的支流δ18O含量相對較低，造成了地表水的δ18O突變式降低，但仍呈現出地表水的δ18O值在沿程方向逐漸富集的規律[圖6(c)]。衢江流域上游和中下游的地下水氫氧同位素空間分布特征[圖6(b)、圖6(d)]表明研究區地表水和地下水的交換比較強烈，但是在其相互轉換過程中受到了一定的蒸發作用，此現象在中下游的紅層區也比較顯著，雖然紅層巖體具有各向異性等特征，但其同位素含量變化特征與地表水變化特征相似，這也在一定程度上說明此區域主要是地表水補給地下水，且兩者水力聯系比較密切。

圖6 研究區地表水、地下水δD和δ18O空間分布Fig.6 Spatial distribution of δD and δ18O of surface water and groundwater in the study area

3.3.2 氫氧穩定同位素特征分析

水循環過程中，因為氫、氧同位素的平行分餾作用，大氣降水中的δD和δ18O之間具有一定的線性關系。本次采樣時間為9月份，處于研究區的枯水季，無法獲取降雨數據，故本文利用了雷明等[32]的大氣降水同位素數據，降水線方程為

δD=8.31δ18O+15.96

(5)

從衢江流域的大氣降水線可以看出：當地大氣降水線(local mean water level，LMWL)斜率為8.31，比全球大氣降水線(global mean water wevel，GMWL)的斜率8大；大氣降水氘盈余值15.96‰，大于10‰。當地大氣降水線的斜率與截距相對于全球大氣降水線的偏大，這與研究區的地理位置有關，研究區位于浙江省西部，距海僅200 km左右，氣候溫暖濕潤，其降水受太平洋季風影響大，海洋水汽是研究區大氣降水的主要來源。

從研究區水樣δD-δ18O來看(圖7)，地下水和地表水同位素數據主要集中于當地大氣降水線右下方，這說明其主要補給來源是大氣降水，且受到了一定的蒸發作用，且由于不同地勢地形的影響，蒸發程度也不一樣；部分上游地區地表水位于當地大氣降水線的左上方，這可能由于上游山區中發生了水汽凝結過程，貧化了大氣降水中的同位素值。大部分氫氧同位素分布比較集中，但也有小部分點位的氫氧同位素組成差異表較大，這是由于地表水

圖7 氫氧同位素組成Fig.7 Hydrogen and oxygen isotopic composition

和地下水的氫氧同位素組成與其在流域中的空間位置有一定關系，在一定程度上反映了地表水與地下水的轉換關系。

同位素地表水線(surface water level，SWL)和同位素地下水線(ground water level，GWL)斜率基本一致，說明研究區地表水和地下水的交換比較強烈，但比當地大氣降水線(LMWL)斜率低，這說明大氣降水補給地表水和地下水的過程中受到了一定的蒸發作用，使得同位素含量發生了變化。

3.4 地表水與地下水的轉化關系

依據式(2)和式(3) ，可以得出各測點上河水對地下水的貢獻百分比f如表1所示。

表1 研究區各河段地表水對地下水的轉化率Table 1 Conversion rate of surface water to groundwater in each reach of the study area

可見研究區上游池淮溪和馬金溪部分的貢獻百分比大于100%，說明此區域主要是地下水補給地表水，同理取其倒數可得池淮溪、馬金溪河段地下水對地表水的貢獻百分比為19.97%和19.36%；其他河段均為地表水補給地下水，其中江山港河段的地表水對地下水貢獻率最低，是由于此區域大型工廠繁多，對于地表水的需求量比較大，造成了此河段流量較小，地表水與地下水的轉換速率變慢。從表1中可知常山江河段地表水對地下水的貢獻率高達40.96%，主要原因是常山江由池淮溪和馬金溪交匯形成，而依據式(3)僅考慮了池淮溪河段，僅靠一種示蹤劑無法計算出其中一種混合來源的百分比，必須還要借助另外一種示蹤劑，即分析水中另外一種同位素或水化學離子等。本研究利用式(4)，借助氫同位素(δD)按照三相混合來計算，其中，Cc表示常山江上游池淮溪水樣中氫同位素值，Cm表示常山江上游馬金溪水樣中氫同位素值。將氫同位素值代入式(4)得出常山江實際地表水對地下水的轉化率為25.18%，明顯小于按兩項混合計算的40.96%。

利用地表水對地下水的轉化率，結合實測各河段斷面流量(表1中Qs)和式(3)、式(4)可進一步得出衢江流域與周邊地下水的轉化量，計算結果表明：衢江流域上游地下水對地表水的平均貢獻率為19.7%、日均補給量為2.73×106m3/d；中下游地表水對地下水的平均貢獻率為22.77%、日均補給量為3.49×106m3/d。

4 結論

(1)TDS、pH指標的空間分布規律顯示，研究區地表水與地下水變化特征相似，兩者轉換頻繁；流域上游主要是地下水補給地表水，中下游則主要是地表水補給地下水。

(2)陰陽離子組成顯示，研究區水化學類型主要是HCO3-Ca、HCO3·Cl-Ca類型水，屬于低礦化度水，說明流域內水的最終來源為大氣降水；地表水與地下水的水化學類型基本相似，說明兩者之間存在一定的水利聯系。Gibbs圖表明研究區水中離子含量主要受巖石風化影響，上游部分河段同時受降水因素影響。

(3)氫氧穩定同位素空間分布規律和特征顯示，在少有支流匯入的上游，氫氧同位素含量是沿著河水流向不斷富集的；依據氫氧同位素與大氣降水線之間的關系，進一步說明了研究區地下水和地表水均受大氣降水補給，且相互補給過程中均受蒸發作用的影響。

(4)依據δ18O在水體轉化中的質量守恒方程，算出了地表水對地下水的貢獻率，定量反映了地表水與地下水的轉化關系，結果顯示，研究區上游主要是地下水補給地表水，地下水對地表水的平均貢獻率為19.67%，日均補給量為2.73×106m3/d；中下游主要是地表水補給地下水，地表水對地下水的平均貢獻率為22.77%，日均補給量為3.49×106m3/d。