华北平原典型压采区地下水循环的氢氧同位素示踪

张靖坤，刘飞，邹嘉文，吕聪瑞

(1.河北工程大学水利水电学院，河北 邯郸 056038；2.河北工程大学河北省智慧水利重点实验室，河北 邯郸 056038)

华北平原地下水超采严重，引发了大面积地下水位下降等一系列环境地质问题[1-3]。2014年起，华北平原进入地下水压采阶段，通过采取关井压采、替代水源、节水灌溉、中水利用等措施，逐步削减地下水超采量，以实现采补平衡。华北平原地下水大规模压采后，地下水补径排条件将发生显著变化，地下水流动状态的改变势必影响地下水水质的演化。因此，认清压采区现状压采条件下的地下水循环过程是地下水可持续利用的前提条件。

氢氧稳定同位素是水循环过程的天然示踪剂，在研究地下水补径排变化等方面有其独到之处，可以用于定量追踪径流途径的来源，示踪地下水补径排条件以及不同含水层之间的水力联系[4-9]。庞忠和等[10]利用同位素和环境示踪剂等技术进一步强化包气带在干旱半干旱地区地下水补给研究中的重要作用。宋献方等[11]通过分析岔巴沟流域地表水与地下水中的氢氧同位素以及电导率和pH的变化确定了当地地下水与地表水之间的转化关系。陈宗宇等[9]利用氢氧同位素方法揭示了黑河流域地下水的补给来源。钱会等[12]分析了都思兔河流域内氢氧同位素沿河流的变化特征，验证了河流上下游地区地下水与河流的补排关系，同时结合河流的径流量变化，估算出河水的累计蒸发比例。

地下水超采最严重的黑龙港平原作为超采治理试点区，地下水压采效果显著，部分地区地下水水位止跌回升，在华北平原具有代表性。以邯郸黑龙港平原为研究区域，从氢氧稳定同位素示踪的视角，分析压采区现状压采条件下地下水、河水和渠水中δ(D)和δ(18O)的时空分布特征，估算不同水体的蒸发比例，探讨地下水与河水之间的相互关系，进而为华北平原地下水压采区的水循环研究提供理论支持。

1 研究区概况与数据来源

1.1 研究区概况

邯郸黑龙港平原，行政区隶属于曲周、邱县、馆陶、永年、肥乡、广平、成安、临漳、魏县、大名共10个县(区)，其面积为2 695 km2。地势较为平坦，自西南向东北缓慢倾斜，地面坡度为0.2‰～0.4‰[13]，平均海拔37.4 m。区域属于大陆性半湿润季风气候，多年平均气温为13.8 ℃。降水受太平洋东南季风影响[14]，主要分布在7、8、9月，多年平均年降水量为537.8 mm。年蒸发量大，多年平均水面蒸发量为1 007.0～1 265.0 mm。老漳河和老沙河两条河流由南向北流动，此外还有引自黄河水的东风渠和引自卫河的威临渠两条人工渠系。本研究聚焦的第四系松散岩类孔隙水含水层可划分为潜水和承压水两类。潜水含水层底板深度在100～150 m，主要接受降水入渗补给、侧向补给、河渠入渗以及井灌回渗补给，蒸发和人工开采是主要排泄方式。承压含水层是地下水过量开采和压采的主要层位，底板深度在350～500 m，主要接受侧向径流和垂向越流补给[15]。

2014年超采区综合治理之前，研究区地下水处于过量开采状态，总体呈现出不同程度的下降趋势，而实施压采措施后地下水位在2015年后有所回升[16]。以2个典型监测点为例，压采前邱县安仁镇潜水水位在1998年12月至2012年12月下降3.8 m，广平县城关承压水位下降9.2 m。地下水大规模减采后，部分地区的水位呈现明显回升趋势。其中，邱县安仁镇潜水水位在2015年8月至2019年1月上升幅度为8.8 m，广平县城关承压水位在2015年4月至2017年1月上升幅度为4.1 m。通过对比压采前后典型监测井水位的变化情况，可以看出研究区压采后水位开始呈现上升趋势。

1.2 样品采集与测定

2019年6月(雨季)和12月(旱季)沿地下水流向和主要河渠开展了两次野外采样。共采集95组地下水水样(潜水水样65组，承压水水样30组)以及14组地表水水样。采样的具体位置见图1，采样时间及水体来源见表1。在采样现场，用GPS记录每个点的地理坐标及高程。每个采样点采集1瓶100 mL和2瓶50 mL水样。样品采集完成后，用密封胶带封好瓶口，并在瓶口和瓶身做好标记，带回实验室测定相应指标。

图1 研究区采样点

表1 采样点基本信息

本研究于中国科学院遗传与发育生物学研究所农业资源重点实验室进行氢氧同位素的测定，δ(D)和δ(18O)的值采用液态水稳定性同位素分析仪(L 2120，美国)测定，其测定精度分别为±0.5‰和±0.2‰。水样的检测结果以相对于 VSMOW 标准平均海水的千分差[17]表示

(1)

式中：Rsample为水样中18O与16O的比值；RVSMOW为维也纳平均海水标准样品的18O与16O的比值。

2 结果与讨论

2.1 不同水体的氢氧同位素关系

根据地下水和地表水的δ(18O)和δ(D)求得地下水和地表水的蒸发线方程分别为

δ(D)=6.5δ(18O)-8.0(R2=0.88)

(2)

δ(D)=3.8δ(18O)-29.2(R2=0.69)

(3)

由于本次工作未采集降水，采用石家庄的大气降水线方程来表示本研究区的大气降水线方程[18]

δ(D)=6.3δ(18O)-3.9(R2=0.69)

(4)

当地大气降水线(local meteoric water line,LMWL)的斜率(6.3)和截距(-3.9)均小于全球大气降水线(global meteoric water line,GMWL)，δ(D)=8δ(18O)+10(R2=0.96)[19]，说明大气降水过程中受到二次蒸发作用的影响，氢氧同位素分馏作用显著，导致重同位素相对富集。如图2所示，地下水和地表水δ(18O)和δ(D)值均分布于当地大气降水线附近或下方，表明大气降水为所有水体的主要补给来源。地下水的δ(18O)和δ(D)值相关性显著(R2=0.88)，其蒸发线的斜率(6.5)接近GMWL和LMWL的斜率，且多数地下水的水位埋深为5～10 m，说明地下水受到蒸发作用的影响较小。地表水蒸发线的斜率(3.8)和截距(-29.2)均远小于GMWL和LMWL，主要由于地表水在接受大气降水补给的过程中，雨水会受到不同程度的蒸发作用；地下水水样G65、G68沿老沙河分布(图1)，且G68的同位素组成位于G65和老沙河水样S09之间，属于二者的混合水。S12和S14为老漳河水样，S12的同位素组成位于S14和毗邻河道的地下水水样G71之间，表明该处地下水和地表水存在补排关系。

图2 不同水体氢氧同位素关系

2.2 地表水同位素分布特征

从表2可以发现：雨季地表水δ(18O)和δ(D)的范围为-6.4‰～-4.9‰和-47.5‰～-40.2‰，均值分别为-5.9‰和-44.9‰，氘盈余位于-1.0‰～4.3‰，均值为2.4‰；旱季δ(18O)和δ(D)的范围为-9.1‰～-3.6‰和-65.3‰～-49.8‰，均值分别为-7.2‰和-58.4‰，氘盈余位于-20.7‰～7.7‰，均值为-0.6‰。地表水氢氧稳定同位素组成在雨季富集、旱季贫化，可能是雨季气温较高、蒸发作用强烈的原因[20]。

表2 地表水氢氧稳定同位素统计特征

地表水的同位素组成受蒸发作用和水源共同影响。老沙河、威临渠、老漳河和东风渠的同位素分别主要分布在A、B、C、D(图2)4个区域。通过对比分析不同地表水体的氢氧同位素均值可以发现：老沙河δ(18O)和δ(D)的组成[δ(18O)=-5.7‰，δ(D)=-53.3‰]最为富集，可能由于东风渠在注入老沙河之前流动路径长而受蒸发作用影响较大，还有可能是其他同位素富集的支流汇入所导致的。引自卫河的威临渠[δ(18O)=-6.6‰，δ(D)=-55.0‰]同位素较为富集。岳城水库[δ(18O)=-7.54‰，δ(D)=-57.60‰][21]经民有渠汇入老漳河[δ(18O)=-7.8‰，δ(D)=-60.9‰]，使其同位素较为贫化。东风渠的同位素组成最为贫化[δ(18O)=-8.3‰，δ(D)=-62.6‰]，可能是因为东风渠引自同位素贫化的黄河水[δ(18O)=-8.9‰，δ(D)=-66.2‰][22]。

2.3 地下水同位素分布特征

2.3.1统计特征

表3为不同时期地下水氢氧稳定同位素统计特征。从表3可以看出：雨季潜水的δ(18O)和δ(D)的范围为-11.0‰～-8.7‰和-79.6 ‰～-63.0‰，均值分别为-9.8‰和-70.0‰，氘盈余位于6.4‰～10.3‰，均值为8.0‰；承压水的δ(18O)和δ(D)的范围为-11.6‰～-8.7‰和-83.5‰～-63.0‰，均值分别为-10.6‰和-75.9‰，氘盈余位于6.9‰～9.9‰，均值为8.7‰；旱季潜水的δ(18O)和δ(D)的范围为-11.2‰～-5.5‰和-82.1‰～-58.0‰，均值分别为-9.5‰和-70.0‰，氘盈余位于-13.8‰～8.7‰，均值为5.8‰；承压水的δ(18O)和δ(D)的范围为-12.0‰～-8.9‰和-88.2‰～-63.8‰，均值分别为-10.7‰和-79.4‰，氘盈余位于-0.2‰～9.4‰，均值为6.4‰。对比潜水和承压水的同位素组成发现，承压水在雨季和旱季的δ(18O)和δ(D)均比潜水贫化，且氘盈余偏正，主要是随着水位埋深的增大，蒸发对地下水的影响越来越小[23]。此外，承压水埋藏深度较大，径流缓慢，含水层较为封闭，与外部环境水力联系微弱，主要接受区外深层承压水侧向补给和上层潜水的越流补给。因此，年龄较老的地下水侧向补给可能是其同位素相对贫化的主要原因[24]。潜水和承压水的氢氧同位素分布较为集中，并未出现明显的分层，说明潜水和承压水的水力联系较为密切[25]。在雨季和旱季，潜水和承压水的同位素组成变化不大，说明地下水受季节变化影响较小。承压水水样G63同位素组成最为贫化，明显区别于其他水样(图2)，说明在寒冷气候条件下降水补给形成的古地下水影响着该处承压水的同位素组成[26-27]。

表3 地下水氢氧稳定同位素统计特征

由Dansgaard[28]提出的氘盈余参数可以反映水体的同位素分馏程度，水体受蒸发分馏影响越大，同位素越富集，氘盈余(d-excess)值越小。其中，G64(-13.8‰)和G69(-0.2‰)的氘盈余小于0，严重偏离全球大气降水均值。结合采样点位置(图1)以及地下水水位等值线(图3)发现：位于老沙河附近的采样点G64水位较高(25 m左右)，埋深较浅(小于5 m)，受蒸发作用影响最为强烈；另一方面，G64很可能接受了同位素最为富集的老沙河的渗漏补给。G69为承压水水样，结合G69附近的同位素分布和水位等值线(图3)发现，该区域上层潜水的同位素组成明显比承压水更加富集，且潜水水位高于承压水位，水位差在34 m左右，故上层潜水的越流补给很可能是G69点同位素富集的原因[29]。

图3 潜水及承压水δ(18O)空间分布

2.3.2空间分布

图3(a)为潜水的δ(18O)空间分布情况，从图3(a)可以看出，潜水的δ(18O)值随地表高程的降低呈现逐渐富集状态，在曲周和邱县的北部以及永年最为富集。根据地表高程(图1)以及潜水的等水位线可以看出，其水位埋深均小于5 m，受蒸发作用影响较为强烈。图3(b)为承压水的δ(18O)空间分布情况，从图3(b)可以看出，承压水的δ(18O)在邱县与曲周的中部交界处富集。考虑到该区域潜水水位普遍高于承压水，承压水同位素富集现象可能与重同位素富集的老沙河渗漏补给周边潜水，进而越流补给承压水有密切关系。

2.4 蒸发比例计算

蒸发是影响氢氧同位素富集的主要因素[30]，采用瑞利平衡分馏方程计算残余水分数和蒸发损失

δ=(δ0+1)fαV/L-1

(5)

式中：δ为剩余水体中的氢氧稳定同位素值；δ0为初始水体中的氢氧稳定同位素值；f为蒸发后的残余水分数；αL/V为分馏系数。

选用当地大气降水线与地表水蒸发线的交点[δ(18O)=-9.8‰，δ(D)=-66.4‰]作为地表水未受蒸发作用影响的初始氢氧稳定同位素值δ0。δ为研究区内地表水和地下水的氢氧稳定同位素实测值。初始水体δ(18O)和δ(D)与不受蒸发影响的地下水的δ(18O)和δ(D)值接近，故选取地下水同位素的最小值[δ(18O)=-12.0‰，δ(D)=-88.2‰]作为地下水初始水体的氢氧稳定同位素值δ0。

根据邯郸东部平原地区的多年平均气象数据得知，研究区内的多年平均气温为13.8 ℃。在计算蒸发量时，使用δ(18O)更为可靠，故用T=13.8 ℃计算出分馏系数αL/V=1.347 1确定研究区内地下水与地表水的剩余水体比例。

经计算，地下水和地表水的平均蒸发比例分别为25%和40%，其中：潜水和承压水的平均蒸发比例分别为28%和15%；东风渠、老漳河、威临渠和老沙河的平均蒸发比例分别为29%、29%、47%和59%。可以看出地下水受蒸发作用影响较小；在地表水中，老沙河受蒸发作用影响最大，其次是威临渠、老漳河和东风渠，这与前文中氢氧同位素分析结果一致。

2.5 河水与地下水的水力联系

氢氧稳定同位素作为水循环研究中的示踪剂，可以有效追踪流域内径流来源，识别地表水和地下水之间的转化关系[31]。运算过程中，δ(18O)值较为稳定，可靠性强。基于质量守恒原理，运用两端元法计算地下水与地表水的转换关系，计算公式为

δt=Xδu+(1-X)δv

(6)

式中：X为2种水体来源的混合比例；δt为混合后的水体的δ(18O)值；δu为水体来源1的δ(18O)值；δv为水体来源2的δ(18O)值。

在运用端元法计算混合比例的过程中，氢氧同位素的含量δ是误差的主要来源之一。δ(18O)的值是由液态水稳定性同位素分析仪(L 2120，美国)测定得到的，其测定精度为±0.2‰。混合比例X的计算精度将控制在0.2‰以内。因此，用这种方法计算得到的混合比例是可靠的。

2.5.1老漳河与地下水的补排关系

研究区地下水以侧向径流的方式补给老漳河河水，根据地下水流动方向、河流走势，以地下水采样点(G71)与老漳河河水采样点(S12、S14)(图1、2)计算地表水与地下水的混合比例。

地下水采样点G71的同位素组成δv(18O)为-9.5‰，地表水采样点S12的同位素组成δt(18O)为-8.5‰，S14的同位素组成δu(18O)为-6.2‰。经计算得出混合比例X为0.30，这表明老漳河接受了附近含水层的补给作用且地下水补给比例约为30%。

2.5.2老沙河与地下水的补排关系

在老沙河中下游地区，地下水接受老沙河河水的渗漏补给，根据地下水流动方向、河流走势，以地下水采样点(G65、G68)与老沙河河水采样点(S09)(图1、图2)计算老沙河与地下水的混合比例。

地下水采样点G65的同位素组成δv(18O)为-8.7‰，G68的同位素组成δt(18O)为-8.5‰，地表水采样点(S09)的同位素组成δu(18O)为-7.7‰。经计算得出混合比例X为0.20，这证实该地区地下水接受老沙河的渗漏补给这一结论，即老沙河周边的地下水约有20%的水体来自老沙河。

3 结 论

对比各水体蒸发线与GMWL和LMWL的关系可知，地下水和地表水均主要接受大气降水补给,且各水体均受蒸发作用影响，其中地表水平均蒸发比例为40%左右。地下水受蒸发影响较小，平均蒸发比例约为24%。此外，在分析地下水和地表水氢氧稳定同位素组成的基础上，发现地表水和地下水存在密切的水力联系，运用端元法计算出：老漳河接受地下水侧向径流补给所占比例约为30%；老沙河渗漏补给附近含水层的比例约为20%。

地表水的同位素组成受蒸发作用和水源补给差异性的共同影响，不同水源的输入使区内地表水同位素组成差异较大。潜水与承压水水力联系密切，上层同位素富集潜水的越流补给导致承压水的同位素富集。此外，承压水还接受区外深层承压水侧向补给，年龄较老的古地下水的补给输入是区内部分承压水同位素贫化的原因。