格爾木河222Rn同位素變化及其對(duì)地表水-地下水交互關(guān)系的指示意義

李劭寧， 賈曉鵬

（1.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院沙漠與沙漠化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅蘭州730000；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049）

0 引言

河水與地下水相互作用是高寒干旱區(qū)水體及其溶質(zhì)遷移轉(zhuǎn)化的重要途徑，具體分析該相互關(guān)系并計(jì)算交互通量是研究水資源循環(huán)演化的基本要求，也是地區(qū)水資源評(píng)估的難點(diǎn)［1-3］。

19世紀(jì)以來，各國學(xué)者不斷從直接或間接多種角度出發(fā)探究河水與地下水相互作用。Cey等［4］和Harte等［5］使用斷面測流法分析徑流補(bǔ)給關(guān)系，計(jì)算凈交互通量。得益于化學(xué)離子和同位素技術(shù)的發(fā)展，越來越多的學(xué)者使用水化學(xué)離子、EC、氫氧同位素等示蹤劑分析河水與地下水補(bǔ)給關(guān)系，并根據(jù)質(zhì)量守恒原理計(jì)算交互通量［6-9］。該方法的應(yīng)用基礎(chǔ)是示蹤劑在地表水與地下水中的濃度差異，通過河水中示蹤劑濃度變化推斷補(bǔ)給關(guān)系，河水與地下水中222Rn同位素2～3個(gè)數(shù)量級(jí)的差異使其在兩水相互關(guān)系研究中具有一定優(yōu)勢［10-11］。222Rn是地層中的238U衰變產(chǎn)生的226Ra輻射衰變的產(chǎn)物，它由地層進(jìn)入地下水，使地下水中222Rn濃度極高，根據(jù)聯(lián)合國上世紀(jì)70年代調(diào)查結(jié)果，全球地下 水 平均222Rn濃度約1.8×105Bq·m-3［12］。同時(shí)，222Rn作為一種放射性同位素，其半衰期為3.8 d，由于輻射衰變和向大氣逸散，河水中222Rn含量很少，當(dāng)某一河段出現(xiàn)地下水補(bǔ)給時(shí)，河水222Rn濃度明顯上升，地下水補(bǔ)給停止后，河水222Rn濃度迅速下降［10，13］。222Rn示蹤劑被應(yīng)用于澳大利亞［10-11，13-14］、歐洲［15］、南美洲［16］、中國［17-20］等地區(qū)的流域水循環(huán)研究。

格爾木河發(fā)源于昆侖山脈，地表和地下徑流在自上而下流動(dòng)過程中頻繁轉(zhuǎn)化，水循環(huán)過程復(fù)雜，是研究地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系的理想場所。近來，在氣候變化和人類活動(dòng)影響下，該地區(qū)水資源大量開采，地下水咸化，有效的水資源評(píng)估和管理對(duì)當(dāng)?shù)厣a(chǎn)生活具有重要意義。有學(xué)者［21-26］使用水化學(xué)、氫氧同位素和數(shù)值模擬方法研究該地區(qū)地表水環(huán)境特征和地下水演化規(guī)律。但是，已有研究對(duì)南部昆侖山區(qū)關(guān)注較少，并且，河水與地下水作為密切聯(lián)系的鄰接水體，需要從兩水統(tǒng)一體的角度來分析其相互關(guān)系［2］。因此，本文使用222Rn示蹤劑，通過野外實(shí)地測量河水和地下水222Rn濃度及斷面流量，分析格爾木河徑流過程中222Rn濃度的時(shí)空變化和地下水補(bǔ)給特征，并使用質(zhì)量平衡方程計(jì)算河水與地下水交互通量，以期為該流域地表水-地下水相互關(guān)系研究提供新的嘗試，為當(dāng)?shù)厮Y源高效開發(fā)利用和河流生態(tài)恢復(fù)提供理論參考。

1 研究區(qū)概況

格爾木河位于柴達(dá)木盆地南部，地理位置為94°28′55″～95°17′41″E，35°56′07″～37°05′11″N，海拔2 600～3 400 m（圖1）。該地區(qū)深居大陸腹地，又受青藏高原山脈阻擋，形成了典型的高原內(nèi)陸高寒干旱氣候，日照充足，晝夜溫差大，干旱少雨，蒸發(fā)強(qiáng)烈。多年平均氣溫為6.2℃，多年平均降水量為46.6 mm，月平均最高溫度和月平均最大降水量均出現(xiàn)在7月（分別為18.8℃和13.7 mm），月平均最低溫度出現(xiàn)在1月（-8℃），月平均最小降水量出現(xiàn)在2月，為0.6 mm。多年平均蒸發(fā)量為2 320.8 mm。以上氣候數(shù)據(jù)由格爾木氣象站1989—2018年的日數(shù)據(jù)計(jì)算得到。

格爾木河是柴達(dá)木盆地第二大河，發(fā)源于昆侖山脈東段北坡，主要由西支昆侖河、東支雪水河匯合而成。自源頭至格爾木市區(qū)，河流總長378.5 km，1959—2014年格爾木水文站多年平均徑流量為6.90×108m3·a-1［28］。河流與地下水水力聯(lián)系密切，山前沖洪積扇地區(qū)河水下滲，補(bǔ)給地下水，至沖洪積扇前緣溢出帶，地下水溢出補(bǔ)給河水，同時(shí)形成多條泉集河，其中數(shù)條在下游與格爾木河匯合，向北一起注入達(dá)布遜湖。

該地區(qū)具有西北內(nèi)陸典型山盆系統(tǒng)的水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)（圖2），盆地內(nèi)部覆蓋面積廣大的第四紀(jì)沉積，沉積物顆粒自南向北由粗變細(xì)，含水層結(jié)構(gòu)呈帶狀分異。南部昆侖山區(qū)高山降水較充沛，山地降水和冰雪融水成為地下徑流的主要來源［29］。山前沖洪積扇沉積物厚度增大，質(zhì)地松散，巖性以砂礫卵石為主，潛水層沿地勢傾斜分布，并接受格爾木河下滲補(bǔ)給。向北經(jīng)沖洪積扇前緣至細(xì)土平原，沉積物顆粒逐步細(xì)化，轉(zhuǎn)變?yōu)樯?、亞砂土、亞黏土組成的多層結(jié)構(gòu)，形成潛水和多層承壓水組合分布的含水層系統(tǒng)，地下水礦化度增加，水化學(xué)類型為Cl·HCO3-Na·Mg或Cl·SO4-Na·Ca，該區(qū)域地形趨向平坦，水力坡度減小，地下水抬升溢出地表，形成數(shù)量眾多的泉集河。盆地中部為鹽湖平原，受和緩地形影響，地下水水平運(yùn)動(dòng)緩慢，隔水層變薄，地下水垂直運(yùn)動(dòng)發(fā)達(dá)，由于潛水層埋深較淺，地下水大量蒸發(fā)排泄，導(dǎo)致水體礦化度極高，水化學(xué)類型以Cl-Na為主［30］。

圖2 研究區(qū)水文地質(zhì)剖面示意圖［28］Fig.2 A hydrogeological profile through Golmud City［28］

2 材料與方法

2.1 采樣與測試

2019年5月和8月兩次在格爾木河流域選取河水和地下水共59個(gè)樣點(diǎn)采集樣品，其中包括35個(gè)河水樣點(diǎn)和24個(gè)地下水樣點(diǎn)，地下水包括井水和泉水（圖1）。河水取樣盡可能靠近中心河道的動(dòng)態(tài)水流，在河水表面以下約10 cm處取樣，井水樣品來自正在抽水灌溉的水井，均已持續(xù)抽水3 h以上，泉水樣品則盡可能靠近泉眼，水泡上升，泉水溢出的地方［31］。每個(gè)河水樣點(diǎn)采集兩個(gè)樣品，地下水樣點(diǎn)采集一個(gè)樣品，以手持GPS（eTrex 309X，GARMIN）記錄樣點(diǎn)位置，采樣前用樣品水清洗250 mL樣品瓶，測量水溫（℃），取水過程中保證水流緩慢流入樣品瓶，減少氣體逸散。每個(gè)樣品均在一小時(shí)內(nèi)使用RAD7測氡儀及其水氡配件測量222Rn濃度。同一天內(nèi)，先測河水樣品，后測地下水樣品，測量之前使外界空氣在設(shè)備中充分循環(huán)，盡可能清除殘留氡氣影響，并將內(nèi)部相對(duì)濕度降到5%以下，每個(gè)樣品循環(huán)計(jì)數(shù)4個(gè)周期，持續(xù)20 min（RAD H2O User manual）。

根據(jù)前人研究，在河水與地下水交互頻繁的溢出帶及其向細(xì)土平原過渡地區(qū)選取S1、S2、S3共3個(gè)河段測量流量、流速、水深、河寬，測流設(shè)備采用SonTek M9聲學(xué)多普勒水流剖面儀，最下游處斷面5月由于自然條件限制無法使用該設(shè)備，故使用SVR表面流速儀（Decatur Electronics，Inc.，USA）測流速，手動(dòng)測量水深、河寬，8月因草場圍護(hù)沒有測量該斷面。

2.2 質(zhì)量平衡方程

河水蒸發(fā)作用和懸移顆粒的222Rn釋放對(duì)某一河段范圍內(nèi)222Rn的質(zhì)量平衡影響較?。?3，17］，因此，假設(shè)其作用可以忽略?？紤]河水中222Rn的輻射衰變和向大氣逸散的影響，設(shè)α為河水中222Rn的總流失系數(shù)，其計(jì)算公式如下：

式中：D為222Rn的分子擴(kuò)散系數(shù)（cm2·s-1）；v為河水流速（m·s-1）；h為河水深度（m）；λ為輻射衰變常數(shù)（2.08×10-6s-1）。參數(shù)D與水的溫度T（℃）有關(guān)，計(jì)算公式為［32］：

基于質(zhì)量守恒原理，針對(duì)不同補(bǔ)給情形建立河水中222Rn在上下游之間的質(zhì)量平衡方程［15，17，33-34］。

①地下水補(bǔ)給河水

式中：Cu、Cd分別為上、下游河水222Rn濃度（Bq·m-3）；Qu、Qd分別為上、下游河流流量（m3·s-1）；L為上下游斷面間距離（m）；Cg為地下水222Rn濃度（Bq·m-3）；Qg為地下水補(bǔ)給速率（m3·s-1·m-1）。

②河水補(bǔ)給地下水

式中：Qr為河水滲漏速率（m3·s-1·m-1）。

③河水與地下水雙向轉(zhuǎn)化

3 結(jié)果與討論

3.1 不同水體222Rn濃度特征

不同水體222Rn濃度測量結(jié)果見表1，從統(tǒng)計(jì)結(jié)果可以看出，所有河水樣品222Rn濃度的平均值為701.18 Bq·m-3，地下水樣品222Rn濃度的平均值為22 735.87 Bq·m-3，二者相差數(shù)十倍，與前人研究結(jié)果一致［10-11］。地下水接受周圍地層釋放的222Rn，輻射衰變輸出遠(yuǎn)小于釋放輸入，形成較高的222Rn濃度。河水中的222Rn主要來自地下水補(bǔ)給，河床沉積物和河水懸移顆粒釋放量很小，222Rn隨地下水補(bǔ)給進(jìn)入河水，河水中的222Rn因自然衰變而減少，同時(shí)在河水波動(dòng)過程中向大氣逸散，因此，當(dāng)?shù)叵滤a(bǔ)給終止時(shí)，河水222Rn濃度迅速降低［10，13］。根據(jù)此原理，當(dāng)河水222Rn濃度上升時(shí)，推測該河段存在地下水補(bǔ)給。

表1 不同水體222Rn濃度統(tǒng)計(jì)結(jié)果（單位：Bq·m-3）Table 1 222Rn concentration of some water samples（unit：Bq·m-3）

3.1.1 河水222Rn濃度特征

根據(jù)表1，河水222Rn濃度位于0～5 200 Bq·m-3之間，平均值為701.18 Bq·m-3，其中5月和8月河水222Rn濃度平均值分別為814.8 Bq·m-3和584.22 Bq·m-3，相比于5月，河水222Rn濃度在8月有所下降，且成對(duì)T檢驗(yàn)結(jié)果顯示該差異顯著（P=0.02011），表明河水222Rn濃度的影響因素發(fā)生變化。

格爾木河河水222Rn濃度沿流程自上而下先降后升，不同地貌單元之間存在顯著差異（圖3）。70 km之內(nèi)的山區(qū)河段河水222Rn濃度平均948.72 Bq·m-3，高于其他河段，結(jié)合箱線圖，5月和8月中位數(shù)分別為607和475 Bq·m-3，均向下四分位數(shù)偏斜，箱體較長，異常值偏離很遠(yuǎn)，222Rn濃度波動(dòng)較大。該河段河流徑流量小，且接受基巖裂隙水排泄補(bǔ)給，又有東西向斷裂分布，地下水補(bǔ)給與斷層222Rn釋放綜合作用，導(dǎo)致河水222Rn濃度升高［24］。相比于中下游河段，山區(qū)河段河水222Rn濃度波動(dòng)最大，一方面與密集分布的斷層有關(guān)，另一方面反映地下水補(bǔ)給變化，與基巖裂隙水不均勻性、隨機(jī)性分布特征一致。第一個(gè)采樣點(diǎn)至第二個(gè)采樣點(diǎn)，222Rn濃度由1 105 Bq·m-3迅速下降至250 Bq·m-3，除地下水補(bǔ)給和斷層分布變化影響外，還與該河段另一較大河流的匯入有關(guān)，第二個(gè)采樣點(diǎn)處河水水量明顯增加，流速快，水質(zhì)渾濁。60 km處河水222Rn濃度出現(xiàn)異常值，最高超過5 000 Bq·m-3。此處有斷層經(jīng)過，地層222Rn從裂隙逸出，進(jìn)入河水，此外，該河段位于大干溝水庫和小干溝水庫之間，水庫蓄水導(dǎo)致流量減少，222Rn的進(jìn)入更容易引起河水222Rn濃度的大幅提升。

圖3 格爾木河222Rn濃度特征［（b）中小圖顯示離群值］Fig.3 222Rn concentration profiles along Golmud River（a）and boxplots of222Rn concentration in various geomorphic units（b）

山前沖洪積扇地帶的河水222Rn濃度平均76.71 Bq·m-3，明顯低于其他河段，中位數(shù)小于100 Bq·m-3，變化范圍小，但存在異常值。河流經(jīng)出山口流出山谷，在該地區(qū)形成沖洪積平原，河水滲漏補(bǔ)給含水層［30］，因此地下水向河水的輸入量極少，河水222Rn濃度很低。

110～130 km之間的溢出帶地區(qū)河水222Rn濃度上升至平均676 Bq·m-3，向下至細(xì)土平原，下降至平均249.5 Bq·m-3，表明地下水補(bǔ)給在溢出帶上升，至細(xì)土平原下降。這一變化與地形起伏密切相關(guān)，沖洪積扇前緣溢出帶靠近盆地內(nèi)部，地勢趨緩，地下水位抬升補(bǔ)給河水，細(xì)土平原地下水位隨地形起伏波動(dòng)，地下水對(duì)河水的補(bǔ)給相對(duì)減少［30］。該結(jié)果與趙丹等在諾木洪河測得的222Rn濃度變化特征具有相似性，兩地區(qū)同屬高寒干旱區(qū)山盆系統(tǒng)，徑流補(bǔ)給特征具有一致性［18］。溢出帶和細(xì)土平原222Rn濃度略低于山區(qū)河段。

從時(shí)間對(duì)比來看，河水222Rn濃度5月和8月沿流程變化趨勢基本一致，8月較5月稍有降低。這一變化可能與河流流量增加和地下水補(bǔ)給減少有關(guān)。山區(qū)河段20 km之內(nèi)的徑流量在8月明顯減少，且山區(qū)河流5月份冰雪融水補(bǔ)給量大，8月份降水補(bǔ)給增加，冰雪長期下覆基巖和薄層土壤，222Rn濃度可能較降水大，從而導(dǎo)致山區(qū)河水222Rn濃度呈現(xiàn)季節(jié)差異。下游河段，由于格爾木市區(qū)附近3—10月為灌溉季，兩次采樣期間，林地和農(nóng)場持續(xù)抽水灌溉可能引起地下水位下降，導(dǎo)致溢出帶地區(qū)地下水對(duì)河水的補(bǔ)給量減少，此外，該河段徑流量在8月增加，二者共同作用，導(dǎo)致河水222Rn濃度降低。結(jié)合地下水位監(jiān)測可以更好解釋這一變化。

根據(jù)圖4可知，3條發(fā)源于溢出帶泉眼的泉集河沿流程具有相似的222Rn濃度變化，源頭泉水出露處222Rn濃度很高，超 過10 000 Bq·m-3，符合地下水222Rn濃度特征。泉水匯集成河，向下游流動(dòng)，河水222Rn濃度迅速降低，至3 km處平均降至初始222Rn濃度的14%。格爾木東河和2號(hào)泉集河在下游某些河段222Rn濃度略有上升，表明河流在這些區(qū)域再次獲得地下水補(bǔ)給。從時(shí)間變化來看，3條泉集河源頭處泉水8月222Rn濃度均低于5月，向下游流動(dòng)過程中，不同河流222Rn濃度的時(shí)間變化略有差異，其中樣點(diǎn)資料較多的格爾木東河222Rn濃度由5月至8月下降，與格爾木河相同，1號(hào)和2號(hào)泉集河222Rn濃度8月比5月升高。

圖4 其他泉集河222Rn濃度沿流程變化Fig.4 222Rn concentration profiles along the three spring-fed rivers

3.1.2 地下水222Rn濃度特征

地下水222Rn濃度介于6 050～39 350 Bq·m-3，平均 值 為22 735.87 Bq·m-3，其 中5月 和8月 地 下水222Rn濃 度 平 均值 分別 為22 464.58 Bq·m-3和23 031.82 Bq·m-3，無顯著差異（表1）。相比于時(shí)間變化，地下水222Rn濃度的空間差異更為顯著。圖5展示了井水和泉水222Rn濃度，河?xùn)|地區(qū)樣點(diǎn)少，且222Rn濃度明顯較低，河西林地地下水222Rn濃度高于其他地區(qū)，尤其林地向西靠近農(nóng)場的地區(qū)222Rn濃度最高，河西農(nóng)場地下水222Rn濃度較低。地下水222Rn濃度大小與地層巖性和構(gòu)造條件有關(guān)，同時(shí)受含水層溶解條件影響，探明其形成機(jī)制需要更多的地質(zhì)資料［35-37］。在河水與地下水相互作用研究中，最重要的是準(zhǔn)確獲取進(jìn)入河流的地下水222Rn濃度，提高定量計(jì)算的準(zhǔn)確度［11］。

3.2 河水與地下水交互通量

使用質(zhì)量平衡方程計(jì)算3個(gè)河段（S1、S2、S3）河水與地下水的交互通量（圖5），所需參數(shù)見表2，地下水222Rn濃度Cg使用河流附近5 km范圍內(nèi)7個(gè)采樣點(diǎn)的平均值，河水流速、深度、水溫使用上下游兩個(gè)斷面處的平均值，河段長度通過Google Earth測量。計(jì)算的前提是根據(jù)已知參數(shù)判斷河水與地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系，通常認(rèn)為［17］：若Cd＞Cu，Qd＞Qu，則地下水補(bǔ)給河水，使用式（3）；若Cd＜Cu，Qd＜Qu，則河水補(bǔ)給地下水，使用式（4）；若Cd＞Cu，Qd＜Qu或Cd＜Cu，Qd＞Qu，則河水與地下水雙向轉(zhuǎn)化，使用式（5）。該判斷方法并非嚴(yán)格的充分條件推斷，僅適用于Cu和Cd及Qu和Qd相差較大的情形，當(dāng)現(xiàn)實(shí)測量結(jié)果相差較小時(shí)，需結(jié)合其他參數(shù)進(jìn)一步分析，避免計(jì)算結(jié)果異常。計(jì)算3個(gè)河段5月與8月河水和地下水交互通量選用的公式見表2。

表2 質(zhì)量平衡方程計(jì)算參數(shù)Table 2 Parameters in mass balance equation

圖5 地下水222Rn濃度及泉眼照片F(xiàn)ig.5 Map showing 222Rn concentrations of groundwater in the study area，together with a photo of a hole of spring

由表3可知，5月S1河段同時(shí)存在河水與地下水之間的雙向轉(zhuǎn)化，其中河水滲漏速率為92.03×10-5m3·s-1·m-1，地下水補(bǔ)給速率為8.82×10-5m3·s-1·m-1，二者相差約10倍，全河段累積河水滲漏通量為3.87 m3·s-1，地下水補(bǔ)給通量為0.37 m3·s-1，河水與地下水凈交互通量為3.5 m3·s-1。該河段位于沖洪積平原前緣溢出帶，地下水以下降泉形式溢出地表，進(jìn)入已有河流或形成泉集河。上述計(jì)算得到的地下水補(bǔ)給通量體現(xiàn)了溢出帶的水循環(huán)特征，另一方面，該河段平均每公里的地下水補(bǔ)給量為0.088 m3·s-1，低于無上游來水的泉集河0.13 m3·s-1的補(bǔ)給速率［22］，表明兩者在同一溢出帶的補(bǔ)給特征存在差異。此外，較大的河水滲漏通量表明在溢出帶這一地下水集中出露的地區(qū)，河水滲漏依然是區(qū)域水循環(huán)中重要的一環(huán)。由于溢出帶沿沖洪積扇前緣呈東西向帶狀分布，結(jié)合野外調(diào)查，泉眼在這一帶狀區(qū)域內(nèi)錯(cuò)落散布，因此，從縱向河段分析時(shí)，部分非泉水出露的區(qū)間上仍然存在持續(xù)河水滲漏。S2河段以地下水補(bǔ)給河水為主，補(bǔ)給速率為2.11×10-5m3·s-1·m-1，較S1河段明顯降低，累積地下水補(bǔ)給通量為0.14 m3·s-1，該河段地下水對(duì)河水的補(bǔ)給強(qiáng)度減弱，無明顯河水滲漏，河水與地下水相互轉(zhuǎn)化的頻繁程度降低。S3河段再次出現(xiàn)河水與地下水雙向轉(zhuǎn)化，河水滲漏速率和地下水補(bǔ)給速率分別為47.1×10-5和4.69×10-5m3·s-1·m-1，累積河水滲漏通量和地下水補(bǔ)給通量分別為1.37 m3·s-1和0.14 m3·s-1，河水與地下水凈交互通量為1.23 m3·s-1。表明河水在下游細(xì)土平原流動(dòng)過程中由于地下水位升降變化，二者的交互作用也存在方向轉(zhuǎn)換，但作用強(qiáng)度低于溢出帶地區(qū)，此外，該河段的河水滲漏通量依然大于地下水補(bǔ)給通量。

表3 質(zhì)量平衡方程計(jì)算結(jié)果Table 3 Calculation results of mass balance equation

8月S1河段河水與地下水依然保持雙向轉(zhuǎn)化，河水滲漏速率為6.22×10-5m3·s-1·m-1，地下水補(bǔ)給速率為7.74×10-5m3·s-1·m-1，地下水補(bǔ)給超過河水滲漏，累積河水滲漏通量0.26 m3·s-1，地下水補(bǔ)給通量0.33 m3·s-1，凈交互通量為0.07 m3·s-1，與5月相比，河水滲漏大幅降低，地下水補(bǔ)給也有所減少。該時(shí)期山區(qū)降水和冰雪融水增加導(dǎo)致河水上漲，流速加快，而地下水由于持續(xù)抽水灌溉水位下降，這些因素都可能引起河水與地下水交互通量的變化。S2河段河水與地下水繼續(xù)相互轉(zhuǎn)化，河水滲漏速率和地下水補(bǔ)給速率分別為9.82×10-5和2.11×10-5m3·s-1·m-1，累積河水滲漏通量0.64 m3·s-1，地下水補(bǔ)給通量0.14 m3·s-1，凈交互通量0.5 m3·s-1，河水滲漏速率較S1河段增加，且改變了5月份該河段無河水滲漏的情形，地下水補(bǔ)給速率較S1河段減少，與5月份變化趨勢一致，且補(bǔ)給強(qiáng)度與5月份基本相同。

溢出帶S1～S2河段5月和8月累積河水滲漏通量分別為3.87 m3·s-1和0.9 m3·s-1，地下水補(bǔ)給通量分別為0.51 m3·s-1和0.47 m3·s-1，河水滲漏強(qiáng)度大于地下水補(bǔ)給，指示河水滲漏在該區(qū)域的重要性。綜上可知，該地區(qū)河水與地下水存在強(qiáng)烈交互轉(zhuǎn)化，二者在不同河段不同季節(jié)的相互關(guān)系基本保持穩(wěn)定，多數(shù)情況下都呈現(xiàn)雙向轉(zhuǎn)化，但具體交互通量差異較大。

前人在2011—2012年通過測流得到格爾木河地 下 水 補(bǔ) 給 量 為2.6092 m3·s-1［24］，本 文 選 取 的S1～S2河段是格爾木河的一段，計(jì)算得到的平均0.49 m3·s-1的地下水補(bǔ)給量相對(duì)較少。這表明格爾木河地下水補(bǔ)給量隨時(shí)間動(dòng)態(tài)變化，后續(xù)研究中可積累更多測量資料以揭示其變化規(guī)律。

3.3 敏感性分析

質(zhì)量平衡方程共涉及9個(gè)變量，每個(gè)變量對(duì)結(jié)果的影響程度不同。使用數(shù)據(jù)中各變量平均值進(jìn)行敏感性分析，計(jì)算各變量在1%～50%變化范圍內(nèi)引起的地下水累積補(bǔ)給通量的相對(duì)誤差（圖6）。所有參數(shù)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濃度Cd對(duì)結(jié)果影響最大，且隨著變化比例增大，相對(duì)誤差迅速上升。在以后研究中，若能將Cd的測量誤差控制在10%以內(nèi)而其他參數(shù)不變，可保證結(jié)果產(chǎn)生的相對(duì)誤差不超過20%。下游流量Qd的變化大小所產(chǎn)生的相對(duì)誤差存在明顯差異，當(dāng)Qd的變化量不超過5%時(shí)，相對(duì)誤差也小于5%；當(dāng)Qd的變化量大于5%時(shí)，河水與地下水的交互關(guān)系由二者雙向轉(zhuǎn)化變?yōu)榈叵滤a(bǔ)給河水，適用的質(zhì)量平衡方程發(fā)生改變，相對(duì)誤差也明顯上升。因此，以后研究中應(yīng)通過增加河水樣品容量、細(xì)化樣品測量過程、合理布局地下水樣點(diǎn)來提高222Rn濃度和徑流量的測量精度及代表性，減少研究結(jié)果的不確定性。

圖6 敏感性分析Fig.6 Sensitivity analysis

4 結(jié)論

（1）河水222Rn濃度平均值為701.18 Bq·m-3，8月與5月相比整體下降，表明8月地下水對(duì)河水的補(bǔ)給減少。沿流程來看，河水222Rn濃度在山區(qū)河段最高，反映了基巖裂隙水的重要補(bǔ)給作用，山前沖洪積扇地區(qū)河水下滲，222Rn濃度最低，溢出帶隨著地下水位抬升，地下水補(bǔ)給河水導(dǎo)致222Rn濃度增加，向下至細(xì)土平原，222Rn濃度再度呈現(xiàn)下降趨勢。

（2）地下水222Rn濃度平均值為22 735.87 Bq·m-3，比河水高2～3個(gè)量級(jí)，5月和8月無顯著差異，但受水文地質(zhì)條件影響，形成中部高、東西兩農(nóng)場低的空間特征。

（3）S1～S2河段同時(shí)存在河水與地下水雙向轉(zhuǎn)化，5月和8月累積河水滲漏通量分別為3.87 m3·s-1和0.9 m3·s-1，地下水補(bǔ)給通量分別為0.51 m3·s-1和0.47 m3·s-1，河水與地下水交互關(guān)系以雙向轉(zhuǎn)化為主，但多數(shù)情況下，河水滲漏強(qiáng)度大于地下水補(bǔ)給，且交互通量在不同河段和不同時(shí)間具有明顯變化。

綜上，以222Rn為示蹤劑，基于質(zhì)量守恒原理探究河水與地下水交互關(guān)系和交互通量是較為有效的方法，可應(yīng)用到整條河流與地下水相互關(guān)系的研究，特別是南部山區(qū)河段，基巖裂隙水對(duì)河流的補(bǔ)給作用有待進(jìn)一步研究。后續(xù)研究中可從樣品容量和測量及樣點(diǎn)布局方面改進(jìn)測量精度，同時(shí)結(jié)合多種示蹤劑測量，提高結(jié)果準(zhǔn)確性。

致謝：本文在樣品采集、測試和寫作過程中得到導(dǎo)師拓萬全研究員、冰凍圈科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室徐銳老師和崔曉慶老師的大力支持和幫助，特此感謝！