基于氡同位素的河水與地下水水力交換研究

余鐘波,李敏娟,劉蕓辰,李 根,衣 鵬

(1.河海大學水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室,江蘇 南京 210098; 2.河海大學全球變化與水循環國際合作聯合實驗室,江蘇 南京 210098; 3.河海大學水文水資源學院,江蘇 南京 210098; 4.泰州市水利局海陵分局,江蘇 泰州 225300)

地表水和地下水之間存在著復雜的水力聯系,在生態環境保護、水資源開發利用與管理方面應該作為一個統一的水文循環系統[1-3],但是不同流域尺度下的地下水與地表水的觀測及量化工作開展較為困難[4-5]。

放射性同位素222Rn被認為是示蹤地下水和地表水之間水力交換的理想示蹤劑。近年來,氡同位素示蹤劑法已經廣泛運用于研究地表水和地下水聯系中[6-8]。國內學者利用222Rn研究水文過程起步較晚,利用其研究地表水體和地下水轉化方面的研究較少。Wu 等[9]在黑河張掖以下42 km長的河道內布設了 5 個河水監測點,分段建立河道氡一維穩定流模型,計算得出河段的地下水入流量在 0.009 3～0.876 m3/s 之間;Su等[10]提出了一種新型的河道氡一維穩定流模型,將那棱格勒河分3部分進行研究,得到地下水補給和河水泄漏的情況,并運用流量模型進行了驗證;駱歡等[11]利用222Rn 識別了江蘇東臺某閘塘地下水入滲點,建立氡箱模型估算出了地下水入滲量;張曉潔等[12]按季度對黃河下游利津水文站至黃河口區間100 km河道內的地下水進行了5次調查,得到結論:各采樣點水體中222Rn濃度變化均呈現出夏季略低于冬季的分布特征,水體停留時間和黃河徑流量變化是影響222Rn活度濃度變化的主要原因。

本研究區域為江蘇省泰州市海陵區,地處長江水系與淮河水系的交匯處,為平原河網地區,境內河流縱橫、水網密集,地下水與地表水聯系密切且復雜,相關研究較少,無長序列流量數據,很難獲取含水層厚度和滲透系數等地下水參數的最佳約束值。

選定新通揚運河海陵段,通過實地采集河水、淺層地下水樣本,分別測量樣本中222Rn活度濃度,定性分析河水和地下水的水力聯系過程,建立河道氡一維穩定流模型和流量平衡模型,定量辨識地下水入流和河水滲漏機制,進一步驗證氡同位素在對河水和地下水的水力聯系研究中進行定性分析及定量計算時具有良好的可操作性,在缺乏水文氣象資料和長序列流量資料的平原河網地區的水資源總量計算中具有應用前景。

1 材料與方法

1.1 研究區域概況

海陵區屬江淮沖積平原,地處江蘇省中部、長江中下游北岸,長江三角洲與里下河平原交界處,位于 119°48′E～119°59′E、32°27′N～32°34′N。區域總面積152.2 km2,境內以平原、圩洼為主,區內地勢平坦。水文地質條件具有三角洲相特征,其間有多層富水性砂層疊置分布,蘊藏有豐富的地下水資源。海陵區屬北亞熱帶濕潤季風氣候區,四季分明,無霜期長,熱量充裕,降水豐沛,年平均氣溫在13.9～15.7℃之間,年平均降水量1 049.1 mm。

1.2 樣品采集

1.2.1 數據采集

采樣點坐標位置利用手持GPS(eTrex?20,GARMIN)記錄。采樣期間的風速、氣溫及空氣相對濕度數據由便攜式環境監測儀(RH87,OMEGA)測得。河道的水深來自泰州水資源公報,河長、河寬由Landsat衛星影像(http://www.gscloud.cn/)測得。

1.2.2 樣本采集

2018年9月對海陵區河水、地下水進行樣品采集,地下水均取自居民用井。共布設14個河水采樣點(新通揚運河R1～R9,支流T1～T5),以及6個地下水采樣點(編號G1 ～G6),樣本分布如圖1所示。

圖1 樣本分布點及樣本222Rn活度濃度值空間分布Fig.1 Sampling sites and spatial distribution of the 222Rn concentration in different water

1.2.3 數據分析

水樣采集后帶回河海大學水文水資源與水利工程國家重點實驗室,利用RAD7測氡儀對水樣中222Rn含量進行測試。根據測試時間與采樣的時間間隔,對測試結果的222Rn含量進行衰變修正[12]:

A=Amet/132.4

(1)

式中:A——取樣時刻水體的222Rn活度濃度,Bq/m3;Am——測試時刻的222Rn活度濃度,Bq/m3;t——測試與采樣的時間間隔,h。

1.3 研究方法

1.3.1 氡同位素示蹤原理

氡是元素周期表中第六周期的零族元素,原子系數86,是一種天然存在的無色無味的放射性惰性氣體[13]。地下水中的222Rn主要來自土壤、巖石中的鈾(226Ra)衰變[14]。

氡同位素作為示蹤地下水入流的理想示蹤劑有以下顯著的優點[15-19]:(a)氡存在于所有的地下水系統中,只有發生地下水入流時才能在地表水中檢測到氡同位素,地表水體內222Rn活度濃度超過1 000 Bq/m3即為存在地下水入流的有力證據,且其具有化學保守性;(b)222Rn半衰期為3.823 5 d,在研究數小時到數天的時間尺度上發生的快速混合過程具有巨大的潛力;(c)隨著商業化測氡儀的發明,測試222Rn的成本逐漸降低,并實現了在野外連續監測,這些均進一步擴大了222Rn在水文領域中的應用范圍。

1.3.2 河道氡一維穩定流模型

河段上游斷面與下游斷面222Rn通量的差異可表示為[9]

QdCd=QuCu+ΔM

(2)

式中:Qu、Cd——河段上游、下游斷面流量,m3/s;Cu、Cd——河段上游、下游斷面222Rn活度濃度,Bq/m3;ΔM——河段內222Rn通量的源匯項，Bq/s。

ΔM的影響因素包括地下水補給、河水滲漏、222Rn 向大氣逸散、222Rn 自身衰變、支流匯入、支流匯出、潛流交換、沉積物擴散、水體內226Ra 衰變。因河流屬運動水流系統,故沉積物擴散及226Ra衰變對水體內的222Rn通量貢獻極小,研究中通常忽略不計。通過定性分析新通揚運河河段河水地下水水力聯系過程,本文忽略支流匯入影響。對于河流內222Rn的重要補給源——潛流交換,由于估算潛流交換對河段內貢獻的222Rn通量需要一系列精細的實驗,所以無法定量比較2片區域之間河流中222Rn濃度的影響因素。本次研究采用Su 等[10]提出的在資料缺乏地區可以忽略河道氡一維穩定流模型中的潛流交換項的建議。故此次研究中ΔM的影響因素可簡化為地下水入流、河水滲漏、222Rn向大氣逸散及222Rn自身衰變。

圖2 模型中地下水與地表水交互情況Fig.2 Conceptual models of the interactions between groundwater and surface water

根據河段上下游流量及水體內222Rn活度濃度之間的關系,將氡一維穩定流模型分成3種類型:(a)Cd>Cu、Qd>Qu,假設河段僅發生地下水補給,如式(3)所示;(b)CdCu、QdQu,假設河段內地下水入流和河道補給均存在,交替出現,如式(5)所示。以上3種情況均假設地下水入流和河水泄漏沿河段均勻分布[15]。以下為3種情況下的河道氡一維穩定流模型[9, 15-16]。圖2為3種情況下地下水和河水交互簡化示意圖。

(3)

(4)

(5)

式中:Cg——地下水氡活度濃度,Bq/m3;qg——地下水沿河段平均入流速度,m3/(s·m);α——222Rn的總損失系數,m-1;L——河段長,m;qr——河水沿河段平均滲漏速度,m3/(s·m)。

式(5)中排泄進入地下含水層的河水氡活度濃度用上下游斷面河水中的氡活度濃度的平均值來代替,式(3)～(5)均建立在222Rn物質平衡及水量平衡基礎上。

各河段的地下水入流量為地下水入流速度與區間河長的乘積,表示為

Qg=qgL

(6)

式中:Qg——河段內地下水入流量,m3/s。

地下水入流量占區間比例為地下水入流量與河段上下游流量之差的比例,表示為

(7)

1.3.3 流量平衡模型

流量平衡模型可簡單的判斷河段之間地下水與河水的補給關系[9]。流量模型公式為

(8)

式中:q——河道沿河段凈通量,m3/(s·m)。

圖3 新通揚運河海陵段222Rn活度濃度沿程變化Fig.3 Changes of 222Rn concentration along the Hailing section of the Xintongyang Canal

2 結果與討論

2.1 新通揚運河海陵段氡同位素分布特征

新通揚運河海陵段沿線共分布9個采樣點(R1～R9),在流量較大的幾條支流上共布設了5個河水采樣點(T1～T5)。圖3為新通揚運河海陵段水體222Rn活度濃度沿程變化。

新通揚運河海陵段地下水入流空間分布不均勻,主要集中在R3～R4和R6～R9河段,另外R6～R7河段河水中的222Rn活度濃度均小于1 000 Bq/m3,故推斷該河段之間地下水補給不明顯。其中R1與R9河水中的222Rn活度濃度分別為34.55×102Bq/m3和21.54×102Bq/m3,均存在較明顯的地下水補給情況。

新通揚運河R2～R3河段,具有較高222Rn活度濃度的引江河入流后,新通海陵段R3的222Rn活度濃度較R2無顯著變化。新通海陵段R4～R5河段,匯出支流T3比匯入支流T2的氡通量大一個數量級,但河水采樣點R5的222Rn活度濃度較R4下降較小。新通海陵段R5～R6河段,匯入支流T4比匯出支流T5的222Rn活度濃度大一個數量級,新通海陵段R6的222Rn活度濃度對比R5卻下降了一個數量級。

綜合以上分析表明:(a)新通揚運河海陵段中存在明顯的地下水補給,主要集中于R3～R4和R7～R9河段,R6～R7河段地下水補給不明顯;(b)新通海陵段河水中的222Rn活度濃度與匯入匯出支流沒有明顯的響應關系。

2.2 模型計算

在測得各河水取樣點所在的河道斷面流量Q、流速v、水深h、河寬W、222Rn活度濃度C等參數值后,將新通揚運河海陵段R1～R9分為8段。地下水內的222Rn活度濃度采用區域地下水樣本的222Rn活度濃度平均值,為19.78×103Bq/m3,氡河道模型計算中溫度、流速、水深等參數均采用上下游斷面的均值[17]。分別運用流量模型和河道氡一維穩定流模型定量計算各河段的河水滲漏和地下水入流情況,結果如表1所示。

表1 各模型中河段河水滲漏和地下水入流計算結果

通過流量模型計算得到河段1、2均存在河水滲漏,模型計算結果和圖3反映出的222Rn活度濃度變化趨勢基本一致,除河段6,其余河段均表現出一致性。通過河道一維穩定流模型得到各河段的河水沿河道平均滲漏速度qr和地下水沿河道平均入流速度qg基本與流量模型結果一致,且河段7、河段8處河水滲漏和地下水補給2種情況同時發生。

表1結果表明,流量模型與氡河道一維穩定流模型的計算結果較為近似。河段1雖然2個模型計算結果相差較大,但均為同一個數量級;河段3和6中,2個模型的計算結果相差較大。根據衛星圖及實地采樣時測得的風速,河段3河寬達到160～190 m,表面風速較大,222Rn向大氣逸散是河水中222Rn的主要匯項,是模型不確定性的主要來源之一,高風速將增大水-氣界面的222Rn活度濃度梯度,從而增大222Rn 的逸散量[18],造成計算結果的不確定性。河段6由于河水中的222Rn活度濃度小于1 000 Bq/m3,上下游氡活度濃度均為氡一維穩定流模型中較敏感的參數和不確定來源之一[18],故造成河段6模型計算結果誤差較大。

2.3 敏感性分析

在建立河道氡一維穩定流模型時,對實際情況作出的一系列假設與概化,以及參數取值的誤差均會給計算結果帶來不確定性。敏感性分析是模型不確定量化的重要環節,有助于確定模型中各參數對模型精度的影響,在采樣、測試到計算等過程中應加強對高敏感度參數的關注[17]。

本研究采用擾動分析法分別對8個河段的河道氡一維穩定流模型中的各參數進行敏感性分析,對模型中的各參數分別賦以1%、5%、10%、20%、40%、50%的誤差,分析計算結果的相對誤差,將計算結果取絕對值,再將相同參數相同誤差下的計算結果誤差取平均,得到各參數敏感性分析結果。表2為河段擾動法參數敏感性分析結果。

表2 河段擾動法參數敏感性分析結果

如表2所示,在河道氡一維穩定流模型中,當所有參數誤差小于10%時,模型計算結果的相對誤差均在30%以內,當參數誤差達到40%及50%時,計算結果的相對誤差分為3種,其中上下游流量為特別敏感參數,上下游河水中的氡濃度為比較敏感參數,其余參數為不敏感參數。

3 結 論

a.222Rn示蹤結果表明新通揚運河海陵段的地下水補給主要發生在R3～R4、R7～R9河段間,支流匯入匯出對干流影響較小。

b. 流量模型與河道氡一維穩定流模型模擬的地下水入流和河水滲漏結果顯示,河道中存在河水和地下水相互作用,對比流量模型只反映河道的凈通量,河道氡一維穩定流模型可得到更詳細的河水與地下水的水力聯系情況,并且與定性分析結果一致。

c. 河道氡一維穩定流模型中,上下游流量為模型中特別敏感參數,上下游河水內氡濃度為比較敏感參數。研究成果可為區域水資源合理利用、生態環境保護及涉水規劃等提供重要科技支撐。