塔里木河流域地表水和地下水的转化关系

李 林

(塔里木大学 水利与建筑工程学院, 新疆 阿拉尔 841005)

地表水与地下水是水资源中不可分割的重要部分，二者可进行密切的水质与水量交换，是影响区域水资源形成及其结构特征的重要因素[1-4]。研究地表水和地下水资源之间的相互作用和转化的关系，是评价和管理区域水资源的前提，对掌握水资源的形成机制，合理开发利用水资源，建立区域水资源循环模式和科学管理水资源总量具有重要意义[5-6]。自1877年Boussinesq开展对地表水和地下水的相互作用研究以来，国内外学者从未间断对地表水和地下水资源的研究，各种研究方法被国内外众多专家学者应用到不同的地区和流域，主要包括模拟计算法、水量平衡法、调查分析法和环境示踪法等[7-8]。各种方法均有其优缺点和适用性，其中：调查分析法耗时费力、误差较大；水量平衡法对各源汇项的识别与量化过程复杂，往往具有较大误差。随着地表水与地下水相互作用研究的精细化与定量化，模拟计算法与环境示踪法成为目前较为常用的研究手段[9-10]。模拟计算法具有可视性、仿真性等优点，但耦合模拟存在难度，且需要的数据量大，操作复杂，受参数精度影响较大，一般用于具备大量长序列资料的大范围地区[11-13]。近些年来，环境示踪法具有原理简单、实用有效、可结合多种信息源数据进行分析推算等优点，得到了广泛运用，并取得了很好的应用效果[14-16]。环境同位素技术逐渐发展成为水资源研究的重要手段，特别是作为水组成成分的氢氧同位素，在水资源补给、转化和蒸发等方面开展了大量研究，取得丰富的研究成果，使得氢氧同位素技术成为地表水—地下水转化关系研究过程中重要且成熟的手段。塔里木河是中国的第一大内陆河，近些年来，塔里木河流域的工业、城镇生活和农业面源三方面的污染源导致塔里木河水质断面中劣Ⅴ类水占比逐渐上升，2018年测得Ⅴ类水高于全国6.7%的平均水平[17]。再加上当地缺乏对塔里木河水资源的保护意识，过度开采导致地下水位下降，引发土壤盐渍化和植被退化等一系列问题，严重阻碍塔里木河流域的生态建设和可持续发展[18-20]。为了保证和促进塔里木河流域社会经济与生态可持续发展，必须全面认识塔里木河水质质量问题。鉴于此，本文基于2018年塔里木河的监测数据，运用同位素分析技术，探索塔里木河流域地表水和地下水的转化关系，为塔里木河的高质量发展提供科学依据。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

塔里木河流域地理坐标为东经71°39″—93°45″，北纬34°20″—43°39″，位于天山山脉和昆仑山脉之间，是由叶尔羌河、和田河、阿克苏河等汇合而成，是南疆最大的河流，也是中国最长的内陆河流。塔里木河全长2 179 km，流域面积1.02×106km2，是一个封闭的内陆水循环和水平衡的相对独立的水文区域。流域水资源总量为4.29×1010m3，地表水天然径流量3.98×1010m3，地下水资源量为3.07×109m3。

1.2 调查与采样

水文地质调查和水样采集工作于2018年5—8月在塔里木河的上、中、下游进行，共采集地下水样300个，地表水样300个，泉水样230个。测定氢氧同位素的样品采用100 ml聚乙烯采样瓶封装，测定土壤阴阳离子的样品采用600 ml聚乙烯取样瓶封装，样品采集后及时采用封口膜密封，然后进行4 ℃低温保存。

1.3 测试与方法

表1 研究区采样点水化学指标

利用Piper三线图可判断水体中各离子比例和组份含量；Gibbs图能够有效地判断水体中水化学组分的控制机制(降水优势、岩石优势和蒸发优势)；采用离子比例系数与TDS的关系判断水体化学组分和来源及形成过程；利用Chloro-Alkaline指数来研究离子交换反应，Chloro-Alkaline指数(CAI)的正负值代表水中与水层介质中的阴阳离子发生正反离子交换；受气温、空气湿度等控制，水体在蒸发过程中的氢氧稳定同位素组成变化遵循瑞利分馏原理，可将其作为研究地表水与地下水径流转化过程的天然示踪剂。当水中的Ca2+或Mg2+与含水层介质中的Na+或K+发生交换反应，采用公式(1)计算；反之采用公式(2)计算。

(1)

(2)

常规现场测定指标主要为pH值和DO(溶解氧)，其中pH使用型号为PHS-3E的pH计和玻璃电极法测定，DO使用型号为JPB-607A溶解氧测定仪和电化学探头法测定。将-20 ℃保存的水质样品送至北京原生态测试有限公司测定氘氧同位素，测定仪器为美国Picarro公司生产的L2130-l，使用方法为波长扫描光腔衰荡光谱技术；本次研究中水体中222Rn同位素含量的测定采用美国Durridge公司RAD7型α能谱氡气检测仪。

2 结果与分析

2.1 水化学组成特征

表2 塔里木河上游流域不同时期水化学组成特征

2.2 水化学来源分析

图1 塔里木河水化学来源分析

2.3 电导率变化特征

电导率(Ec)能够反映出水体中总溶解离子的含量，因此，水体中电导率的空间分布特征常被推断河流中径流途经和滞留时间的长短。

由图2可知，研究区水体的电导率较低，其中塔里木河流域上游电导率变化范围为135～256 mV，中游电导率变化范围为143～283 mV，下游电导率变化范围为152～313 mV。从上游到下游，河水电导率沿程呈增加趋势，可以推断出塔里木河流域地形起伏较大，地形河道坡度陡峭。河水下游受支流汇入和径流过程中溶解矿物质的双重影响，使下游河水电导率增加不显著。

由图2还可以看出，塔里木河流域地下水电导率为106～559 mV，与河水电导率相比显著增加，表明地表水和地下水系统相对独立，地下水接受地表水补给量相当少或不接受地表水补给。

图2 河水和地下水电导率分布特征

2.4 地下水氢氧同位素组成分析

由图3可知，河水氢氧同位素拟合线为：δD=3.8δ18O-71 (R2=0.602)，线斜率为3.8；地下水为：δD=4.5δ18O-65 (R2=0.678)，线斜率为4.5。二者斜率相近，表明研究区地下水与河水存在水力联系。与大气降水线斜率相比明显降低，这说明地下水和河水同位素组成受到一定程度蒸发作用影响。大气降水是河水和地下水的主要来源，各河水样点和地下水样点均分布在大气降水线附件，但河水沿大气降水线的分布范围较大，地下水沿大气降水线的分布范围较小，说明地下水氧同位素组成接近，河水中氧同位素组成存在差异。这是因为河水的δ18O与海拔呈负相关，随着海拔的降低河水δ18O表现为富集；地下水径流受盆地范围的影响，途径较短，区域地下水中同位素交换、溶解速度无显著差异。各河水样和地下水样均位于大气降水线左下方，水体的同位素比值相对偏负，这是由于天山融雪对河水和地下水补给造成的。

2.5 塔里木河水222Rn体积活度

塔里木河水222Rn体积活度沿程变化如图4所示。上游地下水222Rn体积活度平均为15.23 Bq/L；中游地下水222Rn体积活度平均为21.03 Bq/L，下游地下水222Rn体积活度平均为23.15 Bq/L，地下水222Rn体积活度显著高于河水。沿河干流水流方向，河水222Rn体积活度呈现明显的波动。

注：Vsmow为维也纳标准平均海水水样同位素含量值。

图4 塔里木河水222Rn体积活度沿程变化

2.6 基于222Rn的地表水—地下水转化定量分析

根据以上分析确定的地下水与地表水相互转化的区段，选择有河水流量监测数据的几个区段，应用222Rn的示踪原理对地下水与地表水的转化关系进行定量计算。根据质量守恒定律，上游地表水体某断面处原有的222Rn总量与下游某断面处原有222Rn总量之间的差异来自于地下水体对地表水的补给、地表水体中222Rn的衰变以及地表水体中222Rn向空气中的扩散损失。根据这一原理，在地下水与地表水不同补给关系的区段可构造不同的质量守恒方程计算地表水和地下水的转换量。根据前文所述河流沿程222Rn同位素特征，结合各采样点河流流量关系验证得到各个计算区段上地下水与地表水间的转化关系(表3)。经过计算：上游地下水向地表水补给平均速率为1.76 m3/(d·m)，中游地下水向地表水补给平均速率为1.71 m3/(d·m)，下游地下水向地表水补给平均速率为1.65 m3/(d·m)。

表3 基于222Rn的地表水—地下水转化定量分析

3 结 论

(1) 在塔里木河流域，地下水和河水的δ18O值具有不同的变化特征。地下水的δ18O随流向逐渐呈现明显的富集特点，而地表水则变化较小。TDS的沿程分析表明，上游的地下水由于河水下渗补给，加之侧向径流影响，其δ18O表现为大幅的下降，随着河水补给的增加，其值不断富集。地表水则随流向其δ18O值逐渐下降，说明此时期地下水能够对地表水产生补给。

(2) 塔里木河河水线与地下水线为的δD斜率相近，表明研究区地下水与河水存在水力联系。但与大气降水线斜率相比明显降低，表明地下水和河水同位素组成受到蒸发作用影响。同时地下水氧同位素组成接近，河水中氧同位素组成存在差异。

(3) 塔里木河流域上游地下水向地表水补给平均速率为1.76 m3/(d·m)，中游地下水向地表水补给平均速率为1.71 m3/(d·m)，下游地下水向地表水补给平均速率为1.65 m3/(d·m)。囿于数据和资料的限制，本文仅初步分析了塔里木河流域地表水与地下水的转化关系，但未进行各水体转化比例关系的计算也未对其时间序列变化特征和塔里木河支流流域的转化关系及影响因素等进行探讨，这是以后进一步努力的方向。