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  • ISSN 1000-0240 
  • 创刊于1979年
  • 主管单位:中国科学院
  • 主办单位:中国科学院寒区旱区
  •                  环境与工程研究所
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冰川冻土, 2021, 43(4): 1190-1199 doi: 10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0076

冰冻圈水文与水资源

格尔木河222Rn同位素变化及其对地表水-地下水交互关系的指示意义

李劭宁,1,2, 贾晓鹏,1

1.中国科学院 西北生态环境资源研究院 沙漠与沙漠化重点实验室,甘肃 兰州 730000

2.中国科学院大学,北京 100049

Variability of 222Rn in Golmud River and its implication for surface-groundwater interaction

LI Shaoning,1,2, JIA Xiaopeng,1

1.Key Laboratory of Desert and Desertification,Northwest Institute of Eco-Environment and Resources,Chinese Academy of Sciences,Lanzhou 730000,China

2.University of Chinese Academy of Sciences,Beijing 100049,China

通讯作者: 贾晓鹏,副研究员,主要从事同位素水文学研究. E-mail: jiaxp@lzb.ac.cn

编委: 庞瑜

收稿日期: 2019-09-27   修回日期: 2020-04-30  

基金资助: 国家重点研发计划项目.  2018YFC0406600

Received: 2019-09-27   Revised: 2020-04-30  

作者简介 About authors

李劭宁,硕士研究生,主要从事同位素水文学研究.E-mail:lishaoningq@163.com , E-mail:lishaoningq@163.com

摘要

我国西北内陆干旱区水资源匮乏,生态环境脆弱,在全球气候变化和人类活动干扰背景下,采用同位素方法进行精细尺度地表水-地下水交互作用研究是探求当地水循环变化和水资源管理的基本要求。通过测量格尔木河流域河水、地下水样品2019年5月和8月的222Rn浓度和典型断面流量,结果发现:山区河段河水222Rn浓度最高,平均值为948.72 Bq·m-3,指示基岩裂隙水是山区河段重要补给来源;山前冲洪积扇河水222Rn浓度最低,平均值为76.71 Bq·m-3,地下水补给较少;溢出带地区河水222Rn浓度上升至平均676 Bq·m-3,地下水溢出补给河水,向下至细土平原,河水222Rn浓度呈下降趋势。时间变化上,8月与5月相比,河水222Rn浓度下降,表明地下水补给减少。溢出带S1~S2河段河水与地下水交互关系以双向转化为主,基于质量守恒原理计算河水与地下水交互通量,5月和8月累积河水渗漏通量分别为3.87 m3⋅s-1和0.9 m3⋅s-1,地下水补给通量分别为0.51 m3⋅s-1和0.47 m3⋅s-1,河水渗漏强度大于地下水补给,二者交互通量存在时空差异。

关键词: 222Rn ; 地下水补给 ; 水循环 ; 质量平衡 ; 柴达木盆地

Abstract

Water resources are scarce in the arid region in Northwest China, and the ecological environment is fragile. In the context of global climate change and human activity interference, the use of isotope methods to conduct fine-scale surface water-groundwater interaction studies is a basic requirement for exploring local water cycle changes and water resources management. Research of water cycle and runoff variation has always been a difficult issue of assessment of water resources in arid basins. In May and August, 2019, samples of river water and groundwater had taken, then 222Rn concentration of these samples were measured and river runoff were also gauged. Then spatial and temporal characteristics of 222Rn concentrations in river water and groundwater had analyzed, together with interactions between them. The results show that (1) 222Rn concentration of river water in mountains are high, with a mean value of 948.72 Bq·m-3, indicating that groundwater coming out of bedrock fissure water is an important source of river water in the mountains, especially near a tectonic faults; (2) 222Rn concentration of river water in the alluvial floodplain with less groundwater recharge are low, 76.71 Bq·m-3 inaverage; (3) 222Rn concentration rises to average 676 Bq·m-3 in the transitional zone of alluvial floodplain and low-lying plain, where groundwater recharges to the river as spring. Toward downstream low plain, 222Rn concentration of river water go down again; (4) temporally, compared to May, 222Rn concentration of river water is relatively low in August, showing a decline of groundwater recharge; (5) 222Rn concentration of groundwater is 2-3 orders of magnitude higher than river water and demonstrate a spatial variation of high in the middle whereas low in the east and west; (6) in S1~S2, two concurrent processes of groundwater discharging to river and river water leaking to groundwater dominate the surface-groundwater interaction. A mass balance method was used to calculate the exchange flux which indicates accumulated river leakage flux in May and August is 3.87 m3⋅s-1 and 0.9 m3⋅s-1, separately, while 0.51 m3⋅s-1 and 0.47 m3⋅s-1 for groundwater discharge flux. River leakage is more powerful than river discharge and the flow flux between surface and groundwater varies noticeably in different sections and different time.

Keywords: 222Rn ; groundwater recharge ; water cycle ; mass balance ; Qaidam basin

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本文引用格式

李劭宁, 贾晓鹏. 格尔木河222Rn同位素变化及其对地表水-地下水交互关系的指示意义[J]. 冰川冻土, 2021, 43(4): 1190-1199 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0076

LI Shaoning, JIA Xiaopeng. Variability of 222Rn in Golmud River and its implication for surface-groundwater interaction[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2021, 43(4): 1190-1199 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0076

0 引言

河水与地下水相互作用是高寒干旱区水体及其溶质迁移转化的重要途径,具体分析该相互关系并计算交互通量是研究水资源循环演化的基本要求,也是地区水资源评估的难点1-3

19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用。Cey等4和Harte等5使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量。得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量6-9。该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势10-11222Rn是地层中的238U衰变产生的226Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12。同时,222Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222Rn浓度迅速下降1013222Rn示踪剂被应用于澳大利亚10-1113-14、欧洲15、南美洲16、中国17-20等地区的流域水循环研究。

格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所。近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义。有学者21-26使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律。但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系2。因此,本文使用222Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考。

1 研究区概况

格尔木河位于柴达木盆地南部,地理位置为94°28′55″~95°17′41″ E,35°56′07″~37°05′11″ N,海拔2 600~3 400 m(图1)。该地区深居大陆腹地,又受青藏高原山脉阻挡,形成了典型的高原内陆高寒干旱气候,日照充足,昼夜温差大,干旱少雨,蒸发强烈。多年平均气温为6.2 ℃,多年平均降水量为46.6 mm,月平均最高温度和月平均最大降水量均出现在7月(分别为18.8 ℃和13.7 mm),月平均最低温度出现在1月(-8 ℃),月平均最小降水量出现在2月,为0.6 mm。多年平均蒸发量为2 320.8 mm。以上气候数据由格尔木气象站1989—2018年的日数据计算得到。

图1

图1   研究区自然地理环境及采样点分布2427

Fig.1   Map showing the geographical environment and sampling sites in the study area2427


格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成。自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3·a-1[28。河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖。

该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(图2),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异。南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源29。山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给。向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO3-Na·Mg或Cl·SO4-Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河。盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主30

图2

图2   研究区水文地质剖面示意图28

Fig.2   A hydrogeological profile through Golmud City28


2 材料与方法

2.1 采样与测试

2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1)。河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方31。每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散。每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222Rn浓度。同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2O User manual)。

根据前人研究,在河水与地下水交互频繁的溢出带及其向细土平原过渡地区选取S1、S2、S3共3个河段测量流量、流速、水深、河宽,测流设备采用SonTek M9声学多普勒水流剖面仪,最下游处断面5月由于自然条件限制无法使用该设备,故使用SVR表面流速仪(Decatur Electronics, Inc., USA)测流速,手动测量水深、河宽,8月因草场围护没有测量该断面。

2.2 质量平衡方程

河水蒸发作用和悬移颗粒的222Rn释放对某一河段范围内222Rn的质量平衡影响较小1317,因此,假设其作用可以忽略。考虑河水中222Rn的辐射衰变和向大气逸散的影响,设α为河水中222Rn的总流失系数,其计算公式如下:

α=D0.5v0.5h1.5+λv

式中:D222Rn的分子扩散系数(cm2·s-1);v为河水流速(m·s-1);h为河水深度(m);λ为辐射衰变常数(2.08×10-6 s-1)。参数D与水的温度T(℃)有关,计算公式为32

- logD=980T+273.15+1.59

基于质量守恒原理,针对不同补给情形建立河水中222Rn在上下游之间的质量平衡方程151733-34

①地下水补给河水

CdQd=CuQue- αL+CgQg·1-e- αLα

式中:CuCd分别为上、下游河水222Rn浓度(Bq·m-3);QuQd分别为上、下游河流流量(m3·s-1);L为上下游断面间距离(m);Cg为地下水222Rn浓度(Bq·m-3);Qg为地下水补给速率(m3·s-1·m-1)。

②河水补给地下水

CdQd=CuQue- αL-CuQr·1-e- αLα

式中:Qr为河水渗漏速率(m3·s-1·m-1)。

③河水与地下水双向转化

CdQd=CuQue- αL+CgQg·1-e- αLα-Cu+Cd2·Qr·1-e- αLαQd=Qu+QgL-QrL

3 结果与讨论

3.1 不同水体222Rn浓度特征

不同水体222Rn浓度测量结果见表1,从统计结果可以看出,所有河水样品222Rn浓度的平均值为701.18 Bq·m-3,地下水样品222Rn浓度的平均值为22 735.87 Bq·m-3,二者相差数十倍,与前人研究结果一致10-11。地下水接受周围地层释放的222Rn,辐射衰变输出远小于释放输入,形成较高的222Rn浓度。河水中的222Rn主要来自地下水补给,河床沉积物和河水悬移颗粒释放量很小,222Rn随地下水补给进入河水,河水中的222Rn因自然衰变而减少,同时在河水波动过程中向大气逸散,因此,当地下水补给终止时,河水222Rn浓度迅速降低1013。根据此原理,当河水222Rn浓度上升时,推测该河段存在地下水补给。

表1   不同水体222Rn浓度统计结果 (Bq·m-3)

Table 1  222Rn concentration of some water samples

日期水体和样品数量最大值最小值平均值
5月河水(n=35)5 20016.5814.80
地下水(n=24)39 3506 050.022 464.58
8月河水(n=34)4 0450584.22
地下水(n=22)35 2008 000.023 031.82
总体河水(n=69)5 2000701.18
地下水(n=46)39 3506 050.022 735.87

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3.1.1 河水222Rn浓度特征

根据表1,河水222Rn浓度位于0~5 200 Bq·m-3之间,平均值为701.18 Bq·m-3,其中5月和8月河水222Rn浓度平均值分别为814.8 Bq·m-3和584.22 Bq·m-3,相比于5月,河水222Rn浓度在8月有所下降,且成对T检验结果显示该差异显著(P=0.02011),表明河水222Rn浓度的影响因素发生变化。

格尔木河河水222Rn浓度沿流程自上而下先降后升,不同地貌单元之间存在显著差异(图3)。70 km之内的山区河段河水222Rn浓度平均948.72 Bq·m-3,高于其他河段,结合箱线图,5月和8月中位数分别为607和475 Bq·m-3,均向下四分位数偏斜,箱体较长,异常值偏离很远,222Rn浓度波动较大。该河段河流径流量小,且接受基岩裂隙水排泄补给,又有东西向断裂分布,地下水补给与断层222Rn释放综合作用,导致河水222Rn浓度升高24。相比于中下游河段,山区河段河水222Rn浓度波动最大,一方面与密集分布的断层有关,另一方面反映地下水补给变化,与基岩裂隙水不均匀性、随机性分布特征一致。第一个采样点至第二个采样点,222Rn浓度由1 105 Bq·m-3迅速下降至250 Bq·m-3,除地下水补给和断层分布变化影响外,还与该河段另一较大河流的汇入有关,第二个采样点处河水水量明显增加,流速快,水质浑浊。60 km处河水222Rn浓度出现异常值,最高超过5 000 Bq·m-3。此处有断层经过,地层222Rn从裂隙逸出,进入河水,此外,该河段位于大干沟水库和小干沟水库之间,水库蓄水导致流量减少,222Rn的进入更容易引起河水222Rn浓度的大幅提升。

图3

图3   格尔木河222Rn浓度特征[(b)中小图显示离群值]

Fig.3   222Rn concentration profiles along Golmud River (a) and boxplots of 222Rn concentration in various geomorphic units (b)


山前冲洪积扇地带的河水222Rn浓度平均76.71 Bq·m-3,明显低于其他河段,中位数小于100 Bq·m-3,变化范围小,但存在异常值。河流经出山口流出山谷,在该地区形成冲洪积平原,河水渗漏补给含水层30,因此地下水向河水的输入量极少,河水222Rn浓度很低。

110~130 km之间的溢出带地区河水222Rn浓度上升至平均676 Bq·m-3,向下至细土平原,下降至平均249.5 Bq·m-3,表明地下水补给在溢出带上升,至细土平原下降。这一变化与地形起伏密切相关,冲洪积扇前缘溢出带靠近盆地内部,地势趋缓,地下水位抬升补给河水,细土平原地下水位随地形起伏波动,地下水对河水的补给相对减少30。该结果与赵丹等在诺木洪河测得的222Rn浓度变化特征具有相似性,两地区同属高寒干旱区山盆系统,径流补给特征具有一致性18。溢出带和细土平原222Rn浓度略低于山区河段。

从时间对比来看,河水222Rn浓度5月和8月沿流程变化趋势基本一致,8月较5月稍有降低。这一变化可能与河流流量增加和地下水补给减少有关。山区河段20 km之内的径流量在8月明显减少,且山区河流5月份冰雪融水补给量大,8月份降水补给增加,冰雪长期下覆基岩和薄层土壤,222Rn浓度可能较降水大,从而导致山区河水222Rn浓度呈现季节差异。下游河段,由于格尔木市区附近3—10月为灌溉季,两次采样期间,林地和农场持续抽水灌溉可能引起地下水位下降,导致溢出带地区地下水对河水的补给量减少,此外,该河段径流量在8月增加,二者共同作用,导致河水222Rn浓度降低。结合地下水位监测可以更好解释这一变化。

根据图4可知,3条发源于溢出带泉眼的泉集河沿流程具有相似的222Rn浓度变化,源头泉水出露处222Rn浓度很高,超过10 000 Bq·m-3,符合地下水222Rn浓度特征。泉水汇集成河,向下游流动,河水222Rn浓度迅速降低,至3 km处平均降至初始222Rn浓度的14%。格尔木东河和2号泉集河在下游某些河段222Rn浓度略有上升,表明河流在这些区域再次获得地下水补给。从时间变化来看,3条泉集河源头处泉水8月222Rn浓度均低于5月,向下游流动过程中,不同河流222Rn浓度的时间变化略有差异,其中样点资料较多的格尔木东河222Rn浓度由5月至8月下降,与格尔木河相同,1号和2号泉集河222Rn浓度8月比5月升高。

图4

图4   其他泉集河222Rn浓度沿流程变化

Fig.4   222Rn concentration profiles along the three spring-fed rivers


3.1.2 地下水222Rn浓度特征

地下水222Rn浓度介于6 050~39 350 Bq·m-3,平均值为22 735.87 Bq·m-3,其中5月和8月地下水222Rn浓度平均值分别为22 464.58 Bq·m-3和23 031.82 Bq·m-3,无显著差异(表1)。相比于时间变化,地下水222Rn浓度的空间差异更为显著。图5展示了井水和泉水222Rn浓度,河东地区样点少,且222Rn浓度明显较低,河西林地地下水222Rn浓度高于其他地区,尤其林地向西靠近农场的地区222Rn浓度最高,河西农场地下水222Rn浓度较低。地下水222Rn浓度大小与地层岩性和构造条件有关,同时受含水层溶解条件影响,探明其形成机制需要更多的地质资料35-37。在河水与地下水相互作用研究中,最重要的是准确获取进入河流的地下水222Rn浓度,提高定量计算的准确度11

图5

图5   地下水222Rn浓度及泉眼照片

Fig.5   Map showing 222Rn concentrations of groundwater in the study area, together with a photo of a hole of spring


3.2 河水与地下水交互通量

使用质量平衡方程计算3个河段(S1、S2、S3)河水与地下水的交互通量(图5),所需参数见表2,地下水222Rn浓度Cg 使用河流附近5 km范围内7个采样点的平均值,河水流速、深度、水温使用上下游两个断面处的平均值,河段长度通过Google Earth测量。计算的前提是根据已知参数判断河水与地下水的转化关系,通常认为17:若Cd>CuQd>Qu,则地下水补给河水,使用式(3);若Cd<CuQd<Qu,则河水补给地下水,使用式(4);若Cd>CuQd<QuCd<CuQd>Qu,则河水与地下水双向转化,使用式(5)。该判断方法并非严格的充分条件推断,仅适用于CuCdQuQd相差较大的情形,当现实测量结果相差较小时,需结合其他参数进一步分析,避免计算结果异常。计算3个河段5月与8月河水和地下水交互通量选用的公式见表2

表2   质量平衡方程计算参数

Table 2  Parameters in mass balance equation

参数5月8月平均值单位
S1S2S3S1S2
公式(5)(3)(5)(5)(5)(5)
Cu16.5961.564534405412.4Bq·m-3
Qu9.1625.6677.9115.32115.38510.689m3 ·s-1
Cd961.5645826.5405390645.6Bq·m-3
Qd5.6677.916.6815.38514.88410.1052m3 ·s-1
Cg21936219362193620 48320 48321 354.8Bq·m-3
L4200650029004 2006 5004 860m
λ2.08×10-62.08×10-62.08×10-62.08×10-62.08×10-62.08×10-6s-1
v0.9660.9510.8091.4861.4441.1312m·s-1
h0.5740.4890.4910.570.4930.5234m
T141511.513.113.3513.39

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表3可知,5月S1河段同时存在河水与地下水之间的双向转化,其中河水渗漏速率为92.03×10-5 m3·s-1·m-1,地下水补给速率为8.82×10-5 m3·s-1·m-1,二者相差约10倍,全河段累积河水渗漏通量为3.87 m3·s-1,地下水补给通量为0.37 m3·s-1,河水与地下水净交互通量为3.5 m3·s-1。该河段位于冲洪积平原前缘溢出带,地下水以下降泉形式溢出地表,进入已有河流或形成泉集河。上述计算得到的地下水补给通量体现了溢出带的水循环特征,另一方面,该河段平均每公里的地下水补给量为0.088 m3·s-1,低于无上游来水的泉集河0.13 m3·s-1的补给速率22,表明两者在同一溢出带的补给特征存在差异。此外,较大的河水渗漏通量表明在溢出带这一地下水集中出露的地区,河水渗漏依然是区域水循环中重要的一环。由于溢出带沿冲洪积扇前缘呈东西向带状分布,结合野外调查,泉眼在这一带状区域内错落散布,因此,从纵向河段分析时,部分非泉水出露的区间上仍然存在持续河水渗漏。S2河段以地下水补给河水为主,补给速率为2.11×10-5 m3·s-1·m-1,较S1河段明显降低,累积地下水补给通量为0.14 m3·s-1,该河段地下水对河水的补给强度减弱,无明显河水渗漏,河水与地下水相互转化的频繁程度降低。S3河段再次出现河水与地下水双向转化,河水渗漏速率和地下水补给速率分别为47.1×10-5和4.69×10-5 m3·s-1·m-1,累积河水渗漏通量和地下水补给通量分别为1.37 m3·s-1和0.14 m3·s-1,河水与地下水净交互通量为1.23 m3·s-1。表明河水在下游细土平原流动过程中由于地下水位升降变化,二者的交互作用也存在方向转换,但作用强度低于溢出带地区,此外,该河段的河水渗漏通量依然大于地下水补给通量。

表3   质量平衡方程计算结果

Table 3  Calculation results of mass balance equation

日期交互速率和通量S1S2S3
5月河水渗漏速率/(m3·s-1·m-192.03×10-547.1×10-5
地下水补给速率/(m3·s-1·m-18.82×10-52.11×10-54.69×10-5
累积河水渗漏通量/(m3·s-13.871.37
累积地下水补给通量/(m3·s-10.370.140.14
8月河水渗漏速率/(m3·s-1·m-16.22×10-59.82×10-5
地下水补给速率/(m3·s-1·m-17.74×10-52.11×10-5
累积河水渗漏通量/(m3·s-10.260.64
累积地下水补给通量/(m3·s-10.330.14

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8月S1河段河水与地下水依然保持双向转化,河水渗漏速率为6.22×10-5 m3·s-1·m-1,地下水补给速率为7.74×10-5 m3·s-1·m-1,地下水补给超过河水渗漏,累积河水渗漏通量0.26 m3·s-1,地下水补给通量0.33 m3·s-1,净交互通量为0.07 m3·s-1,与5月相比,河水渗漏大幅降低,地下水补给也有所减少。该时期山区降水和冰雪融水增加导致河水上涨,流速加快,而地下水由于持续抽水灌溉水位下降,这些因素都可能引起河水与地下水交互通量的变化。S2河段河水与地下水继续相互转化,河水渗漏速率和地下水补给速率分别为9.82×10-5和2.11×10-5 m3·s-1·m-1,累积河水渗漏通量0.64 m3·s-1,地下水补给通量0.14 m3·s-1,净交互通量0.5 m3·s-1,河水渗漏速率较S1河段增加,且改变了5月份该河段无河水渗漏的情形,地下水补给速率较S1河段减少,与5月份变化趋势一致,且补给强度与5月份基本相同。

溢出带S1~S2河段5月和8月累积河水渗漏通量分别为3.87 m3·s-1和0.9 m3·s-1,地下水补给通量分别为0.51 m3·s-1和0.47 m3·s-1,河水渗漏强度大于地下水补给,指示河水渗漏在该区域的重要性。综上可知,该地区河水与地下水存在强烈交互转化,二者在不同河段不同季节的相互关系基本保持稳定,多数情况下都呈现双向转化,但具体交互通量差异较大。

前人在2011—2012年通过测流得到格尔木河地下水补给量为2.6092 m3·s-1[24,本文选取的S1~S2河段是格尔木河的一段,计算得到的平均0.49 m3·s-1的地下水补给量相对较少。这表明格尔木河地下水补给量随时间动态变化,后续研究中可积累更多测量资料以揭示其变化规律。

3.3 敏感性分析

质量平衡方程共涉及9个变量,每个变量对结果的影响程度不同。使用数据中各变量平均值进行敏感性分析,计算各变量在1%~50%变化范围内引起的地下水累积补给通量的相对误差(图6)。所有参数按敏感性由大到小排序如下:Cd>Qd>Cu>Cg>h>L>Qu>T>v。下游河水222Rn浓度Cd对结果影响最大,且随着变化比例增大,相对误差迅速上升。在以后研究中,若能将Cd的测量误差控制在10%以内而其他参数不变,可保证结果产生的相对误差不超过20%。下游流量Qd的变化大小所产生的相对误差存在明显差异,当Qd的变化量不超过5%时,相对误差也小于5%;当Qd的变化量大于5%时,河水与地下水的交互关系由二者双向转化变为地下水补给河水,适用的质量平衡方程发生改变,相对误差也明显上升。因此,以后研究中应通过增加河水样品容量、细化样品测量过程、合理布局地下水样点来提高222Rn浓度和径流量的测量精度及代表性,减少研究结果的不确定性。

图6

图6   敏感性分析

Fig.6   Sensitivity analysis


4 结论

(1)河水222Rn浓度平均值为701.18 Bq·m-3,8月与5月相比整体下降,表明8月地下水对河水的补给减少。沿流程来看,河水222Rn浓度在山区河段最高,反映了基岩裂隙水的重要补给作用,山前冲洪积扇地区河水下渗,222Rn浓度最低,溢出带随着地下水位抬升,地下水补给河水导致222Rn浓度增加,向下至细土平原,222Rn浓度再度呈现下降趋势。

(2)地下水222Rn浓度平均值为22 735.87 Bq·m-3,比河水高2~3个量级,5月和8月无显著差异,但受水文地质条件影响,形成中部高、东西两农场低的空间特征。

(3)S1~S2河段同时存在河水与地下水双向转化,5月和8月累积河水渗漏通量分别为3.87 m3·s-1和0.9 m3·s-1,地下水补给通量分别为0.51 m3·s-1和0.47 m3·s-1,河水与地下水交互关系以双向转化为主,但多数情况下,河水渗漏强度大于地下水补给,且交互通量在不同河段和不同时间具有明显变化。

综上,以222Rn为示踪剂,基于质量守恒原理探究河水与地下水交互关系和交互通量是较为有效的方法,可应用到整条河流与地下水相互关系的研究,特别是南部山区河段,基岩裂隙水对河流的补给作用有待进一步研究。后续研究中可从样品容量和测量及样点布局方面改进测量精度,同时结合多种示踪剂测量,提高结果准确性。

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