伊犁河支流大西沟河水与地下水转化关系研究

张 琛，段 磊，刘明明，李 瑛,3，宋 浩

(1.长安大学环境科学与工程学院,陕西 西安 710061；2.教育部旱区地下水与生态效应教育部重点实验室/长安大学,陕西，西安 710061；3.中国地质调查局西安地质调查中心,陕西，西安 710054)

自然界中河流与地下水之间存在着密切的水力联系和频繁的转化关系，尤其在干旱及半干旱地区，河水渗漏是地下水的主要补给来源[1]。近几十年来,受自然因素和人类活动的影响，河流与地下水之间的转化关系趋于复杂化，诱发了一系列生态环境负效益，使水资源开发利用及生态问题突显。很多学者通过数值仿真模拟、水化学和环境同位素示踪等方法，深入研究了地表水与地下水的演化关系及影响因素。王文科[2]等在对河流与地下水转化关系类型划分的基础上，分析了各类型的渗流特征和影响河流与地下水关系演化的因素，为定量模拟和评价河流与地下水的演化关系提供了科学依据。刘睿翀[3]、段东伟[4]等利用Modflow与Swat软件，通过建立数值仿真模型分析了河流与地表水转换关系。Chen Wenfu[5]等通过温度示踪的方法确定一次洪水过程中，脱节性河流的河床入渗率的变化，结果表明由洪水带来的颗粒很快阻塞了河床空隙导致渗透率降低，但是河床湿周的增大在一定程度上导致入渗量增加。但是，由于地表—地下水转换关系的复杂性，受到数据条件、模拟计算量、不同水文尺度融合和多参数率定、模型结构的不确定性等诸多问题影响，其可靠性与模拟精度很难保证[6-7]。由于地表水与地下水的水质与水量的交换，使两者相互转化过程中水体阴阳离子、同位素呈现出一定的规律性，使得水化学与同位素成为解决地下水与地表水相互作用过程中一种有效的技术手段[8-10]。很多学者对此进行了研究和讨论，如苏小四[11]等通过对马莲河流域水化学与18O、D、T等同位素分析了马莲河河水与地下水的转换关系，研究表明马莲河河水主要接受地下水补给，仅在中游个别河段与地下水的水力联系较弱。聂振龙[12]在分析黑河干流地表水与地下水水化学特征的基础上，分析了黑河干流不同地带地表水与地下水的补排关系：南部盆地在山前戈壁带出山，河水入渗转化为地下水；溢出带地下水以泉的形式转化为地表水；进入细土平原后，汛期河水补给地下水，非汛期地下水补给河水。王雨山[13]在西北内陆马莲河流域下游开展氡同位素示踪，利用河水222Rn 通量模型评价了地下水沿河排泄强度。结果表明马莲河下游均为白垩系环河组地下水排泄补给河水，累计排泄量4.5 m3/s，占河流流量的73.2%，排泄强度存在空间变异，上段及下段为地下水强排泄区，中段作用强度较低。宋献方[14]、孙从建[15]等研究了河水与地下水中的同位素的演化与特征，得出不同含水层与河水的水力联系以及地下水的补给来源、以及查明不同地点与丰枯季对转换关系具有影响。张应华[16]等应用氧的稳定同位素研究旱区黑河中游灌溉水影响下的地下水对河水的补给，结果表明农田灌溉改变了地下水和地表水之间的转化方式和转化量,农田灌溉使得地下水对河流的径流量贡献量超过50%。

伊犁河谷地区作为“一带一路”经济战略的核心地带，水资源开发利用与管理是该区社会经济发展的重要制约因素。由于受该地区地形地貌和水文条件等因素影响，河流与地下水转换频繁。本文以伊犁河典型支流—大西沟河为研究区，在野外调查和河流流量测定的基础上，结合水化学和环境同位素技术，定量研究河水与地下水的转换关系与转换强度，为该区域地下水资源评价与水资源优化配置提供技术支撑。

1 研究区概况

大西沟河位于伊犁州霍城县境内，起源于北部中高山区，是伊犁河北山水系中较大的一条支流，河流全长约80 km，其流量季节变化明显，每年6—8月为丰水期，12月—次年2月为枯水期。河流自南向北依次流经山前冲洪积砾质平原区、细土平原区、风成沙漠区等地貌单元(图1)。研究区平均气温为9.3 ℃，多年平均降水量和蒸发量分别为218.9 mm和1 404.3 mm，随着地表高程的增加气温降低、降水量增大、融雪期增长，有明显的垂直分带现象。

图1 研究区地貌图及采样点分布图Fig.1 Landform and location of the sampling pointsin the study area

平原区含水层为第四系松散岩类孔隙含水层。从霍尔果斯北部、伊车嘎善锡伯乡至果子沟一带，含水层岩性主要为砂砾石和卵砾石，形成单一结构的孔隙潜水含水层，其厚度较大，渗透性能较好。由北向南随着地面坡降的变缓，在清水河镇以南地区，含水层顶板埋深开始逐渐加大，含水层结构由单一结构变为多层结构；其岩性主要为粗砂、砂砾石并出现不连续的黏土夹层，渗透性能变差，地下水力坡度变缓，深部第四系含水层承压性逐渐显现，表现为平原区西南大部分区域上覆潜水含水层和下伏承压含水层的多层结构(图2)。同时本地区含水层受到地质结构的控制作用，地层的隆起导致砂质黏土层抬升(图3)，从而改变了地下水动力学条件，对河流和地下水转换关系、地下水循环模式具有控制作用。

图2 研究区综合水文地质图Fig.2 Comprehensive hydrogeological mapof the study area

图3 南北向地质结构剖面Fig.3 North-South geological structure profile

2 数据及方法

2.1 数据来源

由于河流与地下水转换关系频繁且具有明显的分段性，故本次研究在不同地貌单元上均布置水样采集点，水化学和同位素数据来自项目组2016—2018年7—8月份丰水季野外水文调查中所取水样及之前研究工作收集的部分水样，采样过程严格按照《水质采样技术规程(SL187—96)》进行。水样主要采自于机井、民井、勘探钻孔等地下水体以及沿大西沟河所采取的河水，采集样品共计29组，其中山前砾质倾斜平原区共采集潜水8组，河水2组；细土平原区获取河水样品2组，潜水样品3组，承压水样品5组；风成沙漠区获取河水样品3组，潜水样品4组，承压水样品2组，水样点位置见图1。

2.2 研究方法

2.2.1样品检测方法

2.2.2水化学分析方法

将河水和地下水中的主要离子成分进行比较分析，采用舒卡列夫分类法对河水和地下水化学类型进行分类，利用 Piper 三线图判断水体的化学组成特征及水化学类型；依据地下水混合作用和蒸发浓缩作用等原理，分析沿程河水和地下水水化学指标变化规律，指示河流与地下水相互作用关系。

2.2.3河水-地下水转换强度计算

稳定氢氧同位素示踪方法可以分析河流径流来源、河流基流量的划分以及河水和地下水转换等[18]。根据稳定同位素质量守恒原理确定不同水体的混合比例：

δsample=XδA+(1-X)δB

(1)

式中：X——A型水与B型水的混合比例；

δsample——混合后样品的同位素δ18O、δD值；

δA——A型水的同位素δ18O、δD值；

δB——B型水的同位素δ18O、δD值。

3 结果与讨论

3.1 河水与地下水的水化学和环境同位素特征

河水ρ(TDS)变化范围为162 ～330 mg/L，均值为246 mg/L，潜水TDS浓度范围在184.5 ～778 mg/L之间，均值为451.2 mg/L，承压水ρ(TDS)均值为301.14 mg/L，范围从212.2 ～363.8 mg/L之间，大多数采样点为小于0.5 g/L的低矿化度水，表明研究区地下水径流条件较好。同时河水ρ(Cl-)变化范围从7.53 ～18.08 mg/L，均值为11.45 mg/L，潜水ρ(Cl-)浓度变化范围从10.6～60.6 mg/L，均值为33.5 mg/L，承压水ρ(Cl-)范围为7.1～14.2 mg/L，均值为10.22 mg/L。其中TDS和Cl-浓度分布特征在地下水和河水中具有规律性，表现为河水与承压水中浓度相近，河水和大部分的承压水浓度值在潜水浓度范围内，这表明承压水与河水具有相同的补给来源。

图4 河水和地下水水化学Piper图Fig.4 Piper diagram of the river water andgroundwater hydrochemistry

河水δ18O和δD平均值为-11.57‰与-77.91‰，浅层潜水δ18O和δD平均值为-11.37‰与-77.77‰，承压水δ18O和δD平均值为-11.80‰和-80.99‰，整体上承压水δ18O和δD均低于河水与潜水，而潜水与河水δ18O和δD值较为接近，表明潜水与河水之间具有水力联系。从图5知，山前倾斜砾质平原区与细土平原区河段河水δ18O与δD均处在当地大气降雨线的上方，而风成沙漠区河水点位于大气降水线下方，其同位素组成较为集中，且大致位于一条直线上。稳定同位素组成最富集的区域分布于图5的右上方黄色实线圆内，E1W02、E1W01、D3W01、D15W02等点处因受到蒸发作用导致同位素较为富集。黄色虚线圆圈处所包含的区域同位素组成最为贫化，水样点以深层承压水为主，仅细土平原区有两个潜水样品点同位素也较为贫化，表明该区域未受到明显的蒸发浓缩作用。而由于山前砾倾斜质平原区潜水与沙漠区承压水地下水位埋深大，受到蒸发作用较弱，反应在图5中即为中间紫色圆内样品点，δ18O与δD值较小。

图5 不同水体δ18O-δD关系图Fig.5 Plot ofδ18O-δD of different water bodies

研究区河水氚浓度均值为19.35TU；潜水氚均值为18.6TU，其变化范围12.2～28.9TU；承压水氚浓度均值为3.5TU，变化范围1～6.1TU；大气降雨氚值为23.8TU。其中承压水氚浓度最低，且氚浓度值沿程较为稳定。河水氚浓度值19.35TU处于潜水氚浓度变化范围间，低于大气降雨氚值，且两者均值较为接近，水体氚值反映出河水与潜水具有密切的水力联系。

3.2 大西沟河水与地下水的转化关系

在砾质倾斜平原区(图6)，河流上游自出山口处ρ(Cl-)沿程变化不大，且低于地下水中氯离子浓度，这与ρ(TDS)具有相同的变化趋势。而潜水中ρ(Cl-)逐渐减小，反映出该段河流渗漏补给地下水导致TDS与Cl-浓度降低。

表1 研究区氚同位素证据

在细土平原区河流中段D1R03至D3R03处，由于地下水水力坡度变缓，地下水径流速度变慢，环境的蒸发浓缩作用以及径流过程中矿物质的溶解，导致河水与潜水中TDS以及Cl-浓度的升高。承压水的Cl-与TDS浓度均低于潜水，与河水浓度相接近。受到该处地层结构隆起抬升作用控制，地下水位升高，根据该处zk4钻孔揭露出的水位信息显示下层承压水位静止水位埋深为0，上次潜水静止水位埋深为10.7 m，具备承压水越流补给潜水的动力学条件，该处承压水越流补给潜水后，混合水体一同溢出补给河水，可认为河水与承压水存在间接的水力联系，这与该处河水位和潜水位实测数据相吻合，同时河流测流结果显示该河段在丰水期的泉流量为0.8 m3/s，因此依据该地段地质、水文地质条件和同位素测试资料，推断该处承压水越流补给潜水。

在风成沙漠区河流下游，河水、潜水与承压水中Cl-和TDS浓度沿程逐渐降低，潜水中Cl-和TDS浓度变化较大。一般而言，从地下水的补给区到排泄区，地下水中的Cl-和TDS浓度呈现增加的趋势。而在大西沟下游的风成沙漠区，地下水中的Cl-和TDS浓度反而降低，与河水的Cl-与TDS浓度变化趋势相同，这充分反映该段地下水再次接受河水渗漏补给。此水文现象与测流结果一致，该河段在丰水期的河流单宽渗漏量为0.15 cm3/s。

表2 大西沟河水与两岸地下水水化学数据

图6 大西沟河水Cl-与TDS沿程变化Fig.6 Change of Cl-and TDS along the Daxigou River

3.3 大西沟河水与地下水δ18O与δD特征

3.3.1河水与地下水转化关系的环境同位素指示

如图7所示，在砾质倾斜平原区该段河水的δD与δ18O沿程富集，且河水δD与δ18O值均大于潜水，由于河水的渗漏补给使得潜水的δD与δ18O值逐渐上升。在E1W02至H1W04处，潜水与河水δD与δ18O值同步降低，表明该段河流与地下水转换关系发生了变化。潜水溢出补给河水导致河水δD与δ18O的降低；在E1W02至H1W04段，承压水的δD与δ18O值接近潜水，表明该段承压水和潜水关系密切，二者排泄补给河水，与该段水化学分析结果相对应。

从点H1W04到风成沙漠区采样点D15W02，受到蒸发作用的影响，河水δD值逐渐富集，而该处地下水δD值同步富集，表现出相同的趋势，表明该段地下水接受河水的渗漏补给。

图7 大西沟河水与地下水δD与δ18O沿程变化Fig.7 Variations inδD andδ18O along the Daxigou River water and groundwater

表3 大西沟河水与两岸地下水氢氧同位素数据

3.3.2河水-地下水转换强度与转化模式

根据式(1)计算可得，在砾质倾斜平原河水对潜水的渗漏补给量占潜水资源量的54%，表明河流沿程入渗补给是该区段地下水的主要来源。在细土平原区，含水层结构由单层过渡到多层结构，地下水埋深变浅，受地层挤压隆起影响，地下水溢出补给河水。依据环境同位素质量守恒原理计算地下水溢出补给河流水量，其中潜水和承压水溢出量分别占该段河流径流量的20.4%和58.8%。而在风成沙漠区，该段河水除了蒸发，河水全部入渗补给地下水，大西沟对伊犁河几乎没有补给。

根据野外实地调查、河流流量测定与水化学、环境同位素信息的分析，综合研究区地形地貌、水文地质和水文条件，绘制了大西沟河与地下水的转换模式图，见图8，即山前粗颗粒地带出山河水入渗转化为地下水；中游细土平原区由于地下水流动受阻溢出补给河水，风成沙漠区河水入渗补给地下水[13]，与其他学者对于河流与地下水转换关系研究基本相同[13,24]。大西沟河相较于伊犁河、海河、松花江等大型河流，河水深度较浅，最深处约1.5 m，河流流量较小，河床坡度大，河水与地下水的转化强度存在较大的差异。同时受地质条件、含水层结构的影响其水循环方式也存在一定的差异，如李志红[18]研究发现，银川断裂的发育及其对潜水及承压含水层的贯通作用是控制该区地下水循环与径流的一个重要因素。因此本文依据大西沟河水位和潜水埋藏深度实测数据、钻孔揭露该处承压水位与潜水水位信息，水文地质条件和氚同位素测试资料，推断该处承压水越流补给潜水。通过计算发现，大西沟承压水越流补给潜水比例占潜水径流量的24.4%，与其他学者在交换方式与交换量上研究均存在差异性。如张兵[19]在第二松花江流域上游研究发现，山区深层地下水接受江水和潜水的补给，潜水补给比例约占50%，河水对地下水的补给比例小于50%；苏小四[20]等人根据氚质量均衡原理,计算出包头平原区承压水中潜水的混入比例为13.58%～76.09%。本研究区承压水补给河水达到58.4%，在该研究区进行水资源开发利用时，可以适当考虑该段承压水的开发利用，以减小河流径流途中的无效蒸发量。

图8 大西沟河河水与地下水转化模式Fig.8 Conversion model for the Daxigou Riverwater and groundwater

4 结论

(1)研究区内河水与地下水的水化学类型主要以HCO3—Ca型水为主，向南部水化学类型逐渐出现HCO3·SO4—Na·Mg·Ca型水，且河水与地下水水化学类型空间分布一致；河水样点和地下水样点分布在大气降水线附近，其值空间变化具有明显的相关性。

(2)通过对大西沟河水化学与环境同位素特征与分布比较研究，发现研究区河流与地下水之间补给排泄关系具有明显的分段性，相互转换频繁，同时水化学与同位素对河流与地下水转换关系具有较好的指示特征，并确定河流与地下水不同转换关系与转换地段。

(3)利用氢氧同位素通过端元法计算了河流与地下水的转换比例，山前倾斜砾质平原区河水入渗补给地下水，占该段潜水径流量的56%；细土平原区地下水排泄补给河水，其中潜水和承压水补给河水比例分别占该段河水径流量的20.4%与58.4%；风成沙漠区河水沿途渗漏补给地下水直至断流。