王广昊， 张 莹， 徐亮亮， 姜纪沂， 李春欢

(1.防灾科技学院生态环境学院， 三河 065201; 2.中国冶金地质总局浙江地质勘查院， 衢州 324000)

生态文明建设作为中国“五位一体”的重要内容，其战略地位更加明确，作为全国首批“金山银山就是绿水青山”试验基地的衢州市也把生态建设放在了首位，因此对地下水和地表水生态资源的开发利用、管理及保护提出了更高要求。衢江是衢州市重要的地表水资源，具有总量丰富但人均占有量低、空间分布与耕地、人口、经济发展不匹配的特点[1]。受该区域地理位置、气候等影响，降水量年内分配极不均匀，降水集中且多为暴雨，丰枯季节相差悬殊，造成梅雨时多发洪灾，伏季易发旱灾，旱季供水短缺，加剧了水资源的供需矛盾。随着衢州市现代化建设和经济的迅速发展，用水量激增，水污染日趋严重，水资源短缺与水环境恶化已成为制约当地生态环境建设的重要因素。在自然变化和人类活动的影响下，水循环过程和水资源量分配发生了改变，而查清地表水与地下水的转化关系有利于了解自然和人类影响下的生态及水循环问题，为地表水和地下水污染防治提供参考依据[2-5]。衢江作为钱塘江流域的源头之一，在地表水流经金衢盆地时流速相对缓慢，造成了地表水与地下水间转换十分频繁[6-8]，但前人对于该流域地表水与地下水的关系并没有取得定量的认识，导致流域水资源问题的不确定性和多解性，因此开展衢江流域地表水与地下水相互转化关系的研究对该流域水资源管理、保护及合理利用，维持河流系统基本功能及生态健康具有重要意义。

目前，对于地表水与地下水之间转化关系的研究方法主要有调查分析法、水量平衡法、模拟计算法和环境示踪法等[9]。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[10]，而环境示踪法中的环境同位素和水化学技术是描述地表水与地下水转化关系的有效手段[11-16]。

在地表水与地下水转换的过程中，伴随着物质和能量的转换，而环境同位素和水化学等环境示踪剂作为地表水和地下水的重要组成部分，在一定程度上可以指示两者的转换关系。如王希义等[17]利用同位素技术研究了塔里木河下游河水对地下水的转换关系。孙从建[18]研究了海河源区不同季节的地下水与地表水转换关系。Blarasin等[19]、苏小四等[20]、陈彭等[21]、郭亚文等[22]利用氢、氧稳定同位素和水化学指示了不同地区地表水和地下水的相互作用。然而，有关地下水与地表水的研究大多集中在平原区或地形地貌变化不大的区域，针对地质地形复杂的基岩区特别是在衢江流域分布广泛的红层区研究比较少。

在查明衢江游流域水工环综合地质条件的基础上，对地表水和地下水进行取样，然后在室内对水化学和同位素D、18O进行分析测定，最后结合采样现场测试数据，定性揭示出研究区水化学和氢氧同位素空间分布规律，定量地计算出地表水与地下水的转化关系，为衢江流域地表水和地下水资源管理、保护及合理利用，维持河流系统基本功能及生态健康提供一定的参考。

1 研究区概况

衢江是钱塘江流域的主要支流和源头之一，起源于安徽省休宁市，在浙江省内流域面积为1.11×104km2。本次评价区所属流域为衢江区域，研究区包括开化县、常山县、衢江区、柯城区、龙游县等。

衢州市总体地势特征为“簸箕”状，即南部、北部和西部较高，中部和东部较低，中部为金衢盆地的西半部，自西向东逐渐展宽[23]。研究区上游位于盆地边缘多为低山、高丘、岗地等地貌，中下游在金衢盆地内，以红色丘陵盆地、残丘及冲积平原为主体。“三面环山夹一川，盆地错落涵三江"是金衢盆地的基本地貌特征，地面高程一般为50～300 m。

研究区多年平均降水量为1 424 mm，降水量较充沛，但是从降水分布的时间上来看极其不均衡。其中大部分的降水是从5月初持续到6月底，总降雨量在500～610 mm，雨量大的影响因素将会造成洪涝灾害。夏季台风很难进入衢江流域，因此多炎热天气。

研究区上游出露地层主要是早古生代奥陶纪、寒武纪地层，中下游地层为白垩系上统地层，第四系地层为中上更新统冲积层、冲洪积以及全新统冲积层。根据含水介质和赋存形式，研究区地下水类型主要为松散岩类孔隙潜水及红层碎屑岩类孔隙裂隙水和基岩裂隙水，红层碎屑岩类孔隙裂隙水上部往往发育松散岩类孔隙潜水，衢州市水文地质图如图1所示。

图1 研究区水文地质图Fig.1 Hydrogeological zoning of the study area

2 样品的采集和分析方法

2.1 样品的采集

河流交汇处一般河水面比较开阔，水流量比较大，地表水与地下水的转化关系也比较强烈，而且此区域人流量比较大，对于研究地表水与地下水的转化关系更为迫切，所以本文采样点布设原则为：在衢江流域主要二级支流汇入一级支流前及汇入一级支流后，一级支流汇入干流前及汇入干流后布设采样断面，对地表水、井水、泉水进行采样，地表水与地下水之间距离不超过1 km。在2019年9—10月期间共采集地表水样67 个，地下水样61 个，泉水样8 个，取样点位置和交通位置图如图2所示。

图2 研究区位置和采样点Fig.2 Location and sampling points of the study area

2.2 样品测定

在采样现场用哈希公司便携式水质仪(HQ40d，HACH)测定了水样的pH、氧化还原电位Eh、溶解性总固体TDS、溶解氧DO、电导率Ec等指标；水样的阴阳离子送往浙江中一检测研究院股份有限公司检测；水样的δD和δ18O值采用美国LGR(Los Gatos Research)公司生产的同位素分析仪(DLT-100)进行测定，δD和δ18O的精度分别达到0.3‰和0.1‰。测定结果用VSMOW进行校正表示。数据使用仪器配套软件(LWIA Post Analysis v3.1.0.9 Installer)进行分析处理。

2.3 水化学分析方法

运用ArcGIS10.6 软件中的反权重距离插值法对研究区地表河水及地下水的总固体溶解物(total dissowed solids, TDS)、pH以及δD和δ18O做空间插值分析，以分析地表水及地下水TDS、pH、δD和δ18O的时空分布特征。Piper三线图是目前研究和判断水体水化学类型及各离子组分含量比例关系的重要手段[24]，运用Aq·QA软件绘制出Piper三线图，对研究区水化学空间特征分析做了比较。通过Gibbs法判读水体的水化学特征是受控于岩石风化影响、降水影响、蒸发富集中的哪几种类型[25]。

2.4 地表水与地下水转化定量分析

在氧的同位素当中，以16O 和18O的丰度较高，彼此间的质量差也较大，因此人们大都使用18O/16O 比值来表示δ18O[26]，即

δ18O=[(18O/16O)m-(18O/16O)s]/(18O/16O)s×1 000/‰

(1)

式(1)中: m为样品; s为标准样。

根据质量守恒原理利用氢氧稳定同位素可建立质量均衡模型来估算地表水与地下水之间的转化强度[27]。

δ18O 在水体转化中的质量守恒方程为

CsQs=CgQg+Cb(Qs-Qg)

(2)

式(2)中:Cs为取样点河水的δ18O 值;Cg为取样点地下水的δ18O值;Cb为取样点上游来水中δ18O值;Qs为取样点的河水流量;Qg为向地下水的排泄量。则由式(2)可以导出河水向地下水的排泄量占河水流量的百分比，即

f=(Qg/Qs)×100%=

(Cs-Cb)/(Cg-Cb)×100%

(3)

当仅靠一种示踪剂无法计算出其中一种混合来源的百分比时，必须还要借助另外一种示踪剂，即分析水中另外一种同位素或水化学离子等。本研究借助氢同位素(δD) 按照三相混合来计算[28]，式( 4) 扩展成三相混合质量均衡方程，即

CsQs=CgQg+CcQa+Cm(Qs-Qg-Qa)

(4)

式(4)中：Cc为取样点上游主干流水样中δD值；Cm为取样点上游汇入支流水样中δD值。

3 结果与讨论

3.1 溶解性总固体和pH变化特征

溶解性总固体(total dissolved solids，TDS)是指水中溶质的总量，其浓度变化可以反映水的运移路径和滞留长短。水在运移过程中会不断地与土壤和围岩中的溶解性盐类发生离子交换，在没有与TDS较小的水体混合、蒸散发强烈等情况下，水体的TDS是逐渐升高的[29]。因此，根据TDS在流域内的分布情况，可以在一定程度上推断流域内地表水与地下水的转换关系[30]。

研究区地表水TDS变化范围是32～329 mg/L，地下水的TDS变化范围是16～368 mg/L[图3(a)、图3(b)]。在研究区上游地下水溶解性总固体比地表水小，说明在此区域主要是地下水对地表水进行补给；中下游河段地表水和地下水的电导率较为接近，但总体上来看地表水的溶解性总固体要比地下水的溶解性总固体略小，表明在中下游区域主要是地表水补给地下水的。进一步分析其沿程变化可以看出，池淮溪和马金溪上游河段的TDS缓慢变高，这是由于上游区地质结构比较复杂，且大部分河段区河床基岩出露，河水不断冲刷溶解岩体中的溶解性离子并与其发生交换，造成了TDS的不断累积；河流位于中下游区域时，TDS迅速升高，这是由于河道变得平缓，且中游区基本位于衢州市中心部位，受人为因素影响比较大，造成了区域性TDS迅速升高的现象，中下游的地下水TDS升高明显，这是由于江山港、乌溪江等中下游区域地下水类型主要为红层孔隙裂隙水，此区域人口密集，对于地下水的开采量比较大，使得地表水对地下水的转化更为强烈，而红层岩土体中的可溶解性离子更易溶解，这就造成了此区域地下水中的TDS明显升高。

图3 研究区地表水、地下水TDS和pH空间分布图Fig.3 Spatial distribution of surface water, groundwater TDS and pH in the study area

研究地表水和地下水pH的变化范围均为7.0～8.5，整体上看两者的变化趋势也比较相似[图3(c)、图3(d)]，尤其在中下游河流入汇口处，进一步验证了此区域的地下水与地表水的转换比较频繁。总体上看，人为因素对本研究区的pH更为显著，凡是人口密集处或有大型工厂处pH均变化显著，比如江山港、乌溪江河段分布数个大型化学企业，且人口相对密集，衢江段下游区分布数个造纸厂等，这些都说明了研究区的人类活动是影响pH变化的主要因素。

3.2 阴阳离子组成分析

研究区水中离子不仅受沿途地区土壤和岩性的影响，与离子间的水化学作用也有很大关系，结合流域内的地形地貌条件，可以大致判断出地表水和地下水转化路径[31]。

从图4中可以看出，衢江流域上游主要为HCO3-Ca、HCO3·Cl-Ca类型水，中下游主要为HCO3-Ca类型水，均属于低矿化度水，说明了流域内大气降水是最终补给源。地下水与地表水的水化学类型相似，在一定程度上表明了两者紧密的水力联系。研究区上游水化学类型相对分散[图4(a)]，是由于上游地势地貌、地质和水文地质情况比较复杂，地表水和地下水中的离子在运移过程中受到了一定的影响，到中下游河段时，地势变的平坦，地下水水力坡度也变低，离子在此时滞留的时间也比较长，使得水化学类型相对集中。红层裂隙的各向异性和不均匀性造成了含水系统的复杂性，但此区域的地下水类型基本相似，这进一步说明了此区域地表水与地下水之间转换关系密切。

图4 研究区Piper三线图Fig.4 Trigraph of Piper in the study area

图5 衢江流域水化学Gibbs图Fig.5 Chemical Gibbs map of Qu River Basin water

3.3 氢氧稳定同位素空间分布规律和特征分析

3.3.1 氢氧稳定同位素空间分布规律

研究区地表水稳定同位素δD的范围是-75.45‰～-37.35‰，均值为-46.52‰，氘盈余的范围是0.41‰～25.79‰，均值为12.47‰，地表水稳定同位素δ18O的范围是-10.89‰～5.89‰，均值为-7.37‰，地下水中稳定同位素δD的范围是-57.08‰～-28.99‰，均值为-39.45‰，地下水稳定同位素δ18O的范围是-8.94‰～-4.25‰，均值为-6.51‰，区域内地表水与地下水流向基本一致。

从研究区氢氧同位素空间分布数据来看(图6)，研究区上游(池淮溪—马金溪段)地表水的δ18O随着河流流向不断增高，这是由于河流在运移过程中不断受到蒸发作用，使得同位素富集造成的；流域中游(常山江段)有众多支流的汇入，汇入的支流δ18O含量相对较低，造成了地表水的δ18O突变式降低，但仍呈现出地表水的δ18O值在沿程方向逐渐富集的规律[图6(c)]。衢江流域上游和中下游的地下水氢氧同位素空间分布特征[图6(b)、图6(d)]表明研究区地表水和地下水的交换比较强烈，但是在其相互转换过程中受到了一定的蒸发作用，此现象在中下游的红层区也比较显著，虽然红层岩体具有各向异性等特征，但其同位素含量变化特征与地表水变化特征相似，这也在一定程度上说明此区域主要是地表水补给地下水，且两者水力联系比较密切。

图6 研究区地表水、地下水δD和δ18O空间分布Fig.6 Spatial distribution of δD and δ18O of surface water and groundwater in the study area

3.3.2 氢氧稳定同位素特征分析

水循环过程中，因为氢、氧同位素的平行分馏作用，大气降水中的δD和δ18O之间具有一定的线性关系。本次采样时间为9月份，处于研究区的枯水季，无法获取降雨数据，故本文利用了雷明等[32]的大气降水同位素数据，降水线方程为

δD=8.31δ18O+15.96

(5)

从衢江流域的大气降水线可以看出：当地大气降水线(local mean water level，LMWL)斜率为8.31，比全球大气降水线(global mean water wevel，GMWL)的斜率8大；大气降水氘盈余值15.96‰，大于10‰。当地大气降水线的斜率与截距相对于全球大气降水线的偏大，这与研究区的地理位置有关，研究区位于浙江省西部，距海仅200 km左右，气候温暖湿润，其降水受太平洋季风影响大，海洋水汽是研究区大气降水的主要来源。

从研究区水样δD-δ18O来看(图7)，地下水和地表水同位素数据主要集中于当地大气降水线右下方，这说明其主要补给来源是大气降水，且受到了一定的蒸发作用，且由于不同地势地形的影响，蒸发程度也不一样；部分上游地区地表水位于当地大气降水线的左上方，这可能由于上游山区中发生了水汽凝结过程，贫化了大气降水中的同位素值。大部分氢氧同位素分布比较集中，但也有小部分点位的氢氧同位素组成差异表较大，这是由于地表水

图7 氢氧同位素组成Fig.7 Hydrogen and oxygen isotopic composition

和地下水的氢氧同位素组成与其在流域中的空间位置有一定关系，在一定程度上反映了地表水与地下水的转换关系。

同位素地表水线(surface water level，SWL)和同位素地下水线(ground water level，GWL)斜率基本一致，说明研究区地表水和地下水的交换比较强烈，但比当地大气降水线(LMWL)斜率低，这说明大气降水补给地表水和地下水的过程中受到了一定的蒸发作用，使得同位素含量发生了变化。

3.4 地表水与地下水的转化关系

依据式(2)和式(3) ，可以得出各测点上河水对地下水的贡献百分比f如表1所示。

表1 研究区各河段地表水对地下水的转化率Table 1 Conversion rate of surface water to groundwater in each reach of the study area

可见研究区上游池淮溪和马金溪部分的贡献百分比大于100%，说明此区域主要是地下水补给地表水，同理取其倒数可得池淮溪、马金溪河段地下水对地表水的贡献百分比为19.97%和19.36%；其他河段均为地表水补给地下水，其中江山港河段的地表水对地下水贡献率最低，是由于此区域大型工厂繁多，对于地表水的需求量比较大，造成了此河段流量较小，地表水与地下水的转换速率变慢。从表1中可知常山江河段地表水对地下水的贡献率高达40.96%，主要原因是常山江由池淮溪和马金溪交汇形成，而依据式(3)仅考虑了池淮溪河段，仅靠一种示踪剂无法计算出其中一种混合来源的百分比，必须还要借助另外一种示踪剂，即分析水中另外一种同位素或水化学离子等。本研究利用式(4)，借助氢同位素(δD)按照三相混合来计算，其中，Cc表示常山江上游池淮溪水样中氢同位素值，Cm表示常山江上游马金溪水样中氢同位素值。将氢同位素值代入式(4)得出常山江实际地表水对地下水的转化率为25.18%，明显小于按两项混合计算的40.96%。

利用地表水对地下水的转化率，结合实测各河段断面流量(表1中Qs)和式(3)、式(4)可进一步得出衢江流域与周边地下水的转化量，计算结果表明：衢江流域上游地下水对地表水的平均贡献率为19.7%、日均补给量为2.73×106m3/d；中下游地表水对地下水的平均贡献率为22.77%、日均补给量为3.49×106m3/d。

4 结论

(1)TDS、pH指标的空间分布规律显示，研究区地表水与地下水变化特征相似，两者转换频繁；流域上游主要是地下水补给地表水，中下游则主要是地表水补给地下水。

(2)阴阳离子组成显示，研究区水化学类型主要是HCO3-Ca、HCO3·Cl-Ca类型水，属于低矿化度水，说明流域内水的最终来源为大气降水；地表水与地下水的水化学类型基本相似，说明两者之间存在一定的水利联系。Gibbs图表明研究区水中离子含量主要受岩石风化影响，上游部分河段同时受降水因素影响。

(3)氢氧稳定同位素空间分布规律和特征显示，在少有支流汇入的上游，氢氧同位素含量是沿着河水流向不断富集的；依据氢氧同位素与大气降水线之间的关系，进一步说明了研究区地下水和地表水均受大气降水补给，且相互补给过程中均受蒸发作用的影响。

(4)依据δ18O在水体转化中的质量守恒方程，算出了地表水对地下水的贡献率，定量反映了地表水与地下水的转化关系，结果显示，研究区上游主要是地下水补给地表水，地下水对地表水的平均贡献率为19.67%，日均补给量为2.73×106m3/d；中下游主要是地表水补给地下水，地表水对地下水的平均贡献率为22.77%，日均补给量为3.49×106m3/d。