基于氡同位素的河水与地下水水力交换研究

余钟波,李敏娟,刘芸辰,李 根,衣 鹏

(1.河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏 南京 210098; 2.河海大学全球变化与水循环国际合作联合实验室,江苏 南京 210098; 3.河海大学水文水资源学院,江苏 南京 210098; 4.泰州市水利局海陵分局,江苏 泰州 225300)

地表水和地下水之间存在着复杂的水力联系,在生态环境保护、水资源开发利用与管理方面应该作为一个统一的水文循环系统[1-3],但是不同流域尺度下的地下水与地表水的观测及量化工作开展较为困难[4-5]。

放射性同位素222Rn被认为是示踪地下水和地表水之间水力交换的理想示踪剂。近年来,氡同位素示踪剂法已经广泛运用于研究地表水和地下水联系中[6-8]。国内学者利用222Rn研究水文过程起步较晚,利用其研究地表水体和地下水转化方面的研究较少。Wu 等[9]在黑河张掖以下42 km长的河道内布设了 5 个河水监测点,分段建立河道氡一维稳定流模型,计算得出河段的地下水入流量在 0.009 3～0.876 m3/s 之间;Su等[10]提出了一种新型的河道氡一维稳定流模型,将那棱格勒河分3部分进行研究,得到地下水补给和河水泄漏的情况,并运用流量模型进行了验证;骆欢等[11]利用222Rn 识别了江苏东台某闸塘地下水入渗点,建立氡箱模型估算出了地下水入渗量;张晓洁等[12]按季度对黄河下游利津水文站至黄河口区间100 km河道内的地下水进行了5次调查,得到结论:各采样点水体中222Rn浓度变化均呈现出夏季略低于冬季的分布特征,水体停留时间和黄河径流量变化是影响222Rn活度浓度变化的主要原因。

本研究区域为江苏省泰州市海陵区,地处长江水系与淮河水系的交汇处,为平原河网地区,境内河流纵横、水网密集,地下水与地表水联系密切且复杂,相关研究较少,无长序列流量数据,很难获取含水层厚度和渗透系数等地下水参数的最佳约束值。

选定新通扬运河海陵段,通过实地采集河水、浅层地下水样本,分别测量样本中222Rn活度浓度,定性分析河水和地下水的水力联系过程,建立河道氡一维稳定流模型和流量平衡模型,定量辨识地下水入流和河水渗漏机制,进一步验证氡同位素在对河水和地下水的水力联系研究中进行定性分析及定量计算时具有良好的可操作性,在缺乏水文气象资料和长序列流量资料的平原河网地区的水资源总量计算中具有应用前景。

1 材料与方法

1.1 研究区域概况

海陵区属江淮冲积平原,地处江苏省中部、长江中下游北岸,长江三角洲与里下河平原交界处,位于 119°48′E～119°59′E、32°27′N～32°34′N。区域总面积152.2 km2,境内以平原、圩洼为主,区内地势平坦。水文地质条件具有三角洲相特征,其间有多层富水性砂层叠置分布,蕴藏有丰富的地下水资源。海陵区属北亚热带湿润季风气候区,四季分明,无霜期长,热量充裕,降水丰沛,年平均气温在13.9～15.7℃之间,年平均降水量1 049.1 mm。

1.2 样品采集

1.2.1 数据采集

采样点坐标位置利用手持GPS(eTrex®20,GARMIN)记录。采样期间的风速、气温及空气相对湿度数据由便携式环境监测仪(RH87,OMEGA)测得。河道的水深来自泰州水资源公报,河长、河宽由Landsat卫星影像(http://www.gscloud.cn/)测得。

1.2.2 样本采集

2018年9月对海陵区河水、地下水进行样品采集,地下水均取自居民用井。共布设14个河水采样点(新通扬运河R1～R9,支流T1～T5),以及6个地下水采样点(编号G1 ～G6),样本分布如图1所示。

图1 样本分布点及样本222Rn活度浓度值空间分布Fig.1 Sampling sites and spatial distribution of the 222Rn concentration in different water

1.2.3 数据分析

水样采集后带回河海大学水文水资源与水利工程国家重点实验室,利用RAD7测氡仪对水样中222Rn含量进行测试。根据测试时间与采样的时间间隔,对测试结果的222Rn含量进行衰变修正[12]:

A=Amet/132.4

(1)

式中:A——取样时刻水体的222Rn活度浓度,Bq/m3;Am——测试时刻的222Rn活度浓度,Bq/m3;t——测试与采样的时间间隔,h。

1.3 研究方法

1.3.1 氡同位素示踪原理

氡是元素周期表中第六周期的零族元素,原子系数86,是一种天然存在的无色无味的放射性惰性气体[13]。地下水中的222Rn主要来自土壤、岩石中的铀(226Ra)衰变[14]。

氡同位素作为示踪地下水入流的理想示踪剂有以下显著的优点[15-19]:(a)氡存在于所有的地下水系统中,只有发生地下水入流时才能在地表水中检测到氡同位素,地表水体内222Rn活度浓度超过1 000 Bq/m3即为存在地下水入流的有力证据,且其具有化学保守性;(b)222Rn半衰期为3.823 5 d,在研究数小时到数天的时间尺度上发生的快速混合过程具有巨大的潜力;(c)随着商业化测氡仪的发明,测试222Rn的成本逐渐降低,并实现了在野外连续监测,这些均进一步扩大了222Rn在水文领域中的应用范围。

1.3.2 河道氡一维稳定流模型

河段上游断面与下游断面222Rn通量的差异可表示为[9]

QdCd=QuCu+ΔM

(2)

式中:Qu、Cd——河段上游、下游断面流量,m3/s;Cu、Cd——河段上游、下游断面222Rn活度浓度,Bq/m3;ΔM——河段内222Rn通量的源汇项，Bq/s。

ΔM的影响因素包括地下水补给、河水渗漏、222Rn 向大气逸散、222Rn 自身衰变、支流汇入、支流汇出、潜流交换、沉积物扩散、水体内226Ra 衰变。因河流属运动水流系统,故沉积物扩散及226Ra衰变对水体内的222Rn通量贡献极小,研究中通常忽略不计。通过定性分析新通扬运河河段河水地下水水力联系过程,本文忽略支流汇入影响。对于河流内222Rn的重要补给源——潜流交换,由于估算潜流交换对河段内贡献的222Rn通量需要一系列精细的实验,所以无法定量比较2片区域之间河流中222Rn浓度的影响因素。本次研究采用Su 等[10]提出的在资料缺乏地区可以忽略河道氡一维稳定流模型中的潜流交换项的建议。故此次研究中ΔM的影响因素可简化为地下水入流、河水渗漏、222Rn向大气逸散及222Rn自身衰变。

图2 模型中地下水与地表水交互情况Fig.2 Conceptual models of the interactions between groundwater and surface water

根据河段上下游流量及水体内222Rn活度浓度之间的关系,将氡一维稳定流模型分成3种类型:(a)Cd>Cu、Qd>Qu,假设河段仅发生地下水补给,如式(3)所示;(b)CdCu、QdQu,假设河段内地下水入流和河道补给均存在,交替出现,如式(5)所示。以上3种情况均假设地下水入流和河水泄漏沿河段均匀分布[15]。以下为3种情况下的河道氡一维稳定流模型[9, 15-16]。图2为3种情况下地下水和河水交互简化示意图。

(3)

(4)

(5)

式中:Cg——地下水氡活度浓度,Bq/m3;qg——地下水沿河段平均入流速度,m3/(s·m);α——222Rn的总损失系数,m-1;L——河段长,m;qr——河水沿河段平均渗漏速度,m3/(s·m)。

式(5)中排泄进入地下含水层的河水氡活度浓度用上下游断面河水中的氡活度浓度的平均值来代替,式(3)～(5)均建立在222Rn物质平衡及水量平衡基础上。

各河段的地下水入流量为地下水入流速度与区间河长的乘积,表示为

Qg=qgL

(6)

式中:Qg——河段内地下水入流量,m3/s。

地下水入流量占区间比例为地下水入流量与河段上下游流量之差的比例,表示为

(7)

1.3.3 流量平衡模型

流量平衡模型可简单的判断河段之间地下水与河水的补给关系[9]。流量模型公式为

(8)

式中:q——河道沿河段净通量,m3/(s·m)。

图3 新通扬运河海陵段222Rn活度浓度沿程变化Fig.3 Changes of 222Rn concentration along the Hailing section of the Xintongyang Canal

2 结果与讨论

2.1 新通扬运河海陵段氡同位素分布特征

新通扬运河海陵段沿线共分布9个采样点(R1～R9),在流量较大的几条支流上共布设了5个河水采样点(T1～T5)。图3为新通扬运河海陵段水体222Rn活度浓度沿程变化。

新通扬运河海陵段地下水入流空间分布不均匀,主要集中在R3～R4和R6～R9河段,另外R6～R7河段河水中的222Rn活度浓度均小于1 000 Bq/m3,故推断该河段之间地下水补给不明显。其中R1与R9河水中的222Rn活度浓度分别为34.55×102Bq/m3和21.54×102Bq/m3,均存在较明显的地下水补给情况。

新通扬运河R2～R3河段,具有较高222Rn活度浓度的引江河入流后,新通海陵段R3的222Rn活度浓度较R2无显著变化。新通海陵段R4～R5河段,汇出支流T3比汇入支流T2的氡通量大一个数量级,但河水采样点R5的222Rn活度浓度较R4下降较小。新通海陵段R5～R6河段,汇入支流T4比汇出支流T5的222Rn活度浓度大一个数量级,新通海陵段R6的222Rn活度浓度对比R5却下降了一个数量级。

综合以上分析表明:(a)新通扬运河海陵段中存在明显的地下水补给,主要集中于R3～R4和R7～R9河段,R6～R7河段地下水补给不明显;(b)新通海陵段河水中的222Rn活度浓度与汇入汇出支流没有明显的响应关系。

2.2 模型计算

在测得各河水取样点所在的河道断面流量Q、流速v、水深h、河宽W、222Rn活度浓度C等参数值后,将新通扬运河海陵段R1～R9分为8段。地下水内的222Rn活度浓度采用区域地下水样本的222Rn活度浓度平均值,为19.78×103Bq/m3,氡河道模型计算中温度、流速、水深等参数均采用上下游断面的均值[17]。分别运用流量模型和河道氡一维稳定流模型定量计算各河段的河水渗漏和地下水入流情况,结果如表1所示。

表1 各模型中河段河水渗漏和地下水入流计算结果

通过流量模型计算得到河段1、2均存在河水渗漏,模型计算结果和图3反映出的222Rn活度浓度变化趋势基本一致,除河段6,其余河段均表现出一致性。通过河道一维稳定流模型得到各河段的河水沿河道平均渗漏速度qr和地下水沿河道平均入流速度qg基本与流量模型结果一致,且河段7、河段8处河水渗漏和地下水补给2种情况同时发生。

表1结果表明,流量模型与氡河道一维稳定流模型的计算结果较为近似。河段1虽然2个模型计算结果相差较大,但均为同一个数量级;河段3和6中,2个模型的计算结果相差较大。根据卫星图及实地采样时测得的风速,河段3河宽达到160～190 m,表面风速较大,222Rn向大气逸散是河水中222Rn的主要汇项,是模型不确定性的主要来源之一,高风速将增大水-气界面的222Rn活度浓度梯度,从而增大222Rn 的逸散量[18],造成计算结果的不确定性。河段6由于河水中的222Rn活度浓度小于1 000 Bq/m3,上下游氡活度浓度均为氡一维稳定流模型中较敏感的参数和不确定来源之一[18],故造成河段6模型计算结果误差较大。

2.3 敏感性分析

在建立河道氡一维稳定流模型时,对实际情况作出的一系列假设与概化,以及参数取值的误差均会给计算结果带来不确定性。敏感性分析是模型不确定量化的重要环节,有助于确定模型中各参数对模型精度的影响,在采样、测试到计算等过程中应加强对高敏感度参数的关注[17]。

本研究采用扰动分析法分别对8个河段的河道氡一维稳定流模型中的各参数进行敏感性分析,对模型中的各参数分别赋以1%、5%、10%、20%、40%、50%的误差,分析计算结果的相对误差,将计算结果取绝对值,再将相同参数相同误差下的计算结果误差取平均,得到各参数敏感性分析结果。表2为河段扰动法参数敏感性分析结果。

表2 河段扰动法参数敏感性分析结果

如表2所示,在河道氡一维稳定流模型中,当所有参数误差小于10%时,模型计算结果的相对误差均在30%以内,当参数误差达到40%及50%时,计算结果的相对误差分为3种,其中上下游流量为特别敏感参数,上下游河水中的氡浓度为比较敏感参数,其余参数为不敏感参数。

3 结 论

a.222Rn示踪结果表明新通扬运河海陵段的地下水补给主要发生在R3～R4、R7～R9河段间,支流汇入汇出对干流影响较小。

b. 流量模型与河道氡一维稳定流模型模拟的地下水入流和河水渗漏结果显示,河道中存在河水和地下水相互作用,对比流量模型只反映河道的净通量,河道氡一维稳定流模型可得到更详细的河水与地下水的水力联系情况,并且与定性分析结果一致。

c. 河道氡一维稳定流模型中,上下游流量为模型中特别敏感参数,上下游河水内氡浓度为比较敏感参数。研究成果可为区域水资源合理利用、生态环境保护及涉水规划等提供重要科技支撑。