水環(huán)境穩(wěn)定同位素和水化學(xué)的空間分布及其演化

水環(huán)境穩(wěn)定同位素和水化學(xué)的空間分布及其演化

20世紀80年代以來，中國北方持續(xù)干旱，導(dǎo)致區(qū)域水資源量嚴重削減，中國北方面臨嚴重的水資源危機。同時，受人類活動的影響，流域生產(chǎn)和地下水供應(yīng)條件發(fā)生了顯著變化，河流中斷，地下水位嚴重下降。由于自然變化和人類活動的影響，導(dǎo)致水文循環(huán)過程和水資源的變化對工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生活產(chǎn)生了嚴重影響，導(dǎo)致了生態(tài)和環(huán)境惡化。同時，嚴重影響了北京的水資源供應(yīng)。60%以上的北京供水依賴于密云水庫通過京密引水渠，而密云水庫的流域是庫中大于河流和白河流域的地區(qū)。近年來，潮白河流域降水徑流的特點發(fā)生了重大變化。根據(jù)潮河流域下會站水文統(tǒng)計數(shù)據(jù)和白河流域張家?guī)X林場的水文統(tǒng)計數(shù)據(jù)，潮白河流域的降水直徑從20世紀70年代的11%下降到80年代和90年代的7%。此外，這還減少了北京水資源的安全。懷柔區(qū)的懷柔水庫是北京至密引水通道的轉(zhuǎn)移水庫，在控制和補充密云水庫的同時，它對提高北京的水位起到了重要的調(diào)整和補充作用。20世紀80年代實施的流域水土保護工程措施后，由于河流流域的嚴重變化，流域含水量變化嚴重，對儲存排水造成了嚴重影響。此外，懷柔水庫對北京至密引水通道的調(diào)節(jié)和補充作用也被削弱。流域水源減少與流域地表水和地下水的相互轉(zhuǎn)化密切相關(guān)。要研究流域水源減少，必須研究地表水和地下水的相互轉(zhuǎn)化關(guān)系，并在高強度人類活動的影響下闡明流域水循環(huán)過程的機理。環(huán)境同位素技術(shù)是20世紀50,60年代隨著核科學(xué)迅速發(fā)展起來的新技術(shù),在流域水循環(huán)研究方面已有許多成功的案例.同位素技術(shù)在流域研究中的應(yīng)用主要為示蹤流域水循環(huán)、確定地表徑流及地下徑流的來源與組成并進行水源劃分,例如,Fritz等人運用二組分混合關(guān)系,對降水期間的流量和δ18O隨時間的變化進行研究,估計了河水暴漲時雨水和地下水的比例;運用泉水中穩(wěn)定同位素組成的變化,Payne等人描述了Kalamos泉水的補給面積和高程,確定了泉水的補給來源.近年來,流域中同位素的空間和時間分布變化規(guī)律與流域地表水、地下水相互作用關(guān)系問題引起了人們的重視.例如,Aravena等人研究了智利北部Loa和Tarapaca河流的河水同位素演化,闡明了與地下水相聯(lián)系的補給區(qū)域;Katz等運用地下水和地表水之間在同位素和水化學(xué)組成上的明顯區(qū)別,為研究地表水和地下水系統(tǒng)提供了定量研究方法;Harrington等人研究了澳大利亞中部地下水補給的空間和時間分布,確定了地下水的演化過程;Weyhenmeyer等人運用穩(wěn)定氣候條件下降水同位素組成的高程效應(yīng),確定了主要補給面積和地下水流路徑并評價了不同高程處的地下水補給比例.中國在運用同位素技術(shù)研究流域水循環(huán)方面主要集中在水循環(huán)機理的實驗研究及中國特異地區(qū)的流域水循環(huán)應(yīng)用研究上.在水利部南京水文水資源研究所滁州實驗站基礎(chǔ)上,顧慰祖等人自1987年起在對實驗流域和代表流域的流量過程線中不同徑流組成進行劃分并就兩種徑流成分的環(huán)境同位素方法的基本假定進行了實驗檢驗,研究了實驗流域降雨徑流關(guān)系、徑流水文分割、徑流形成過程,并揭示出流域水文系統(tǒng)同位素條件的復(fù)雜性;在流域水循環(huán)應(yīng)用研究方面,田立德等人對青藏高原那曲河流域降水及河流水體中氧穩(wěn)定同位素進行了研究,根據(jù)青藏高原中部那曲河流域1998年夏測得的上下游穩(wěn)定同位素的日變化,并與同期觀測的流域降水中穩(wěn)定同位素比較,分析了河水中δ18O的變化特征,初步研究了該流域的水循環(huán)過程;顧慰祖等人根據(jù)阿拉善高原地下水的穩(wěn)定同位素特征,分析了黑河流域治理規(guī)劃實施后可能對地下水資源產(chǎn)生的工程影響;劉相超等人運用同位素技術(shù)結(jié)合華北山區(qū)典型實驗流域研究了流域內(nèi)大氣降水的雨量效應(yīng)、高程效應(yīng),并確定了降水季節(jié)的水汽來源當今,中國在同位素水文研究方面與國際研究方面的合作也日益緊密,由國際原子能協(xié)會(IAEA)發(fā)起的“大江大河流域水文過程同位素示蹤”計劃引起了世界上許多國家的重視,中國長江流域水文過程的同位素示蹤也被納入其中.為了與國際原子能機構(gòu)主持項目相對應(yīng),中國也開展了相應(yīng)的研究,主要包括:中國大江大河的環(huán)境同位素研究;中國大氣降水的環(huán)境同位素研究;中國SPAC系統(tǒng)的環(huán)境同位素研究.本文研究的主要目的是對懷沙河流域的地表水和地下水進行采樣,應(yīng)用環(huán)境同位素技術(shù)進行氫氧穩(wěn)定同位素和水化學(xué)組成分析并確定流域內(nèi)地表水和地下水來源及水流路徑,結(jié)合流域狀況,進而揭示出下墊面變化條件下及人類活動影響下的地表水、地下水相互作用.1水文歷史和年際變化懷沙河流域位于北京市懷柔區(qū)西北部燕山山區(qū)(圖1),流域面積約為158km2.流域高差較大,地勢特征大致為西北高、東南低,最高處高達1290m;最低處在懷柔水庫入口處,海拔只有62m.流域內(nèi)大部分區(qū)域被分布廣泛的侏羅系花崗巖覆蓋(圖2),主要分布在流域的上游、中游和中下游;其次是震旦系白云質(zhì)灰?guī)r、條帶灰?guī)r頁巖,主要分布在流域的中上游;流域中部為沿河谷走向的條帶狀第四系沖積洪積平原.研究流域?qū)儆诎霛駶櫚敫珊禋夂騾^(qū),據(jù)1960～1992年口頭水文站水文年鑒資料(圖3),懷沙河流域多年年平均降雨量為645mm,多年年平均水面蒸發(fā)量為1005mm,多年年平均徑流深為243mm,多年年平均徑流系數(shù)達37.67%.但年平均降雨量、水面蒸發(fā)量和徑流量季節(jié)變化較大,大約82%的降雨主要發(fā)生在夏季(6～9月).然而,近年來懷沙河流域的降雨徑流關(guān)系發(fā)生了較大的變化,年平均降雨量從60年代的723.4mm和70年代的668.2mm降低到80和90年代的590.2mm;年平均徑流深從20世紀60年代的287.2mm和70年代的306.3mm降低到80和90年代的166.4mm;年平均徑流系數(shù)從60年代的39.70%和70年代的45.84%降低到80和90年代的28.19%.2水樣及分析方法為了闡明自然條件變化及人類活動影響下的懷沙河流域地表水-地下水相互作用,分別于2002年6月、2002年8月和2003年10月期間對懷沙河流域進行了3次現(xiàn)場調(diào)查并沿河流對地表水和地下水進行了采樣,同時在采樣現(xiàn)場用WM-22EP型手持式電導(dǎo)儀對水樣進行了pH值、電導(dǎo)率和水溫的測定,具體采樣點見圖4.地表水樣為河水,地下水樣包括泉水和井水.對2002年8月14～21日期間所采水樣進行了詳細分析,水樣在千葉大學(xué)理學(xué)部水文科學(xué)研究室進行測定,氫同位素測定采用鋅反應(yīng)法,氧同位素測定采用氧-二氧化碳平衡法,測定儀器為DeltaSThermoqest氣體源穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀,測定結(jié)果以相對于VSMOW標準的千分差表示,測定精度分別為±2.0‰和±0.1‰.水樣的水化學(xué)組成在中國科學(xué)院陸地水循環(huán)及地表過程重點實驗室采用ShimadzuCTO-10ACvp型離子色譜儀測定,相對測定誤差為1%HCO3＿采用稀硫酸-甲基橙滴定方法測定.3廢水的水化學(xué)和氫氧化合物的特點3.1地表水和地下水的電導(dǎo)率關(guān)系電導(dǎo)率(EC)是水體中總?cè)芙怆x子濃度的總體反映,在一定程度上反映了水分在流域水循環(huán)過程中徑流路徑和滯留時間的長短.水在運移過程中,隨著運移路徑和滯留時間的延長,不斷溶解圍巖和土壤中的溶解性鹽類并發(fā)生離子交換,在沒有與電導(dǎo)率較小的水體混合、氣體析出和溶解性固體沉淀的情況下,水體的電導(dǎo)率是逐漸升高的.因此,根據(jù)流域內(nèi)不同水體的電導(dǎo)率在空間上的分布趨勢,可以大致推斷水的運移路徑,進一步推斷流域內(nèi)地表水和地下水的補給排泄關(guān)系.流域內(nèi)水的電導(dǎo)率較低(圖5),地表水電導(dǎo)率為204～424μs·cm-1,地下水電導(dǎo)率為229～773μs·cm-1.根據(jù)地表水和地下水電導(dǎo)率的空間分布差異性和流域的地形特征可以看出,在流域干支流的源頭區(qū)域,地表水和地下水的電導(dǎo)率較為接近,但總體上為地下水的電導(dǎo)率略小于地表水的電導(dǎo)率,表明在流域干支流源頭,地表水和地下水的補給排泄關(guān)系主要是地下水補給地表水.從源頭順河流而下,河道坡度較為陡峻,并且河道下切嚴重,河水的電導(dǎo)率和河川徑流量呈現(xiàn)增加的趨勢,表明地表水在接受泉水的補給之外,沿途還接受河流兩岸地下水泄流的補給.流域中游河流位于山間小平原,河道較為平緩,地表水的電導(dǎo)率比上游河段地表水的電導(dǎo)率有所升高,地表水和地下水的電導(dǎo)率十分接近,并且地表水和地下水的電導(dǎo)率對比變化不確定,表明地表水和地下水的相互轉(zhuǎn)化比較頻繁.現(xiàn)場調(diào)查發(fā)現(xiàn),在流域的中游存在著若干段干涸河道,在干涸河道的上端,地表水逐漸潛入地下,河道流量逐漸減小直至消失,形成地表水補給地下水的現(xiàn)象;在干涸河段的下端,地下水逐漸滲出或由于人工采沙抽取干涸河道下的地下水補給下段河流地表水,形成地下水補給地表水的現(xiàn)象,使中游成為地表水和地下水相互轉(zhuǎn)化較頻繁的區(qū)域.在流域的中下游,地表水和地下水的電導(dǎo)率比中游有所升高,表明了地表水和地下水經(jīng)過了較長的運移路徑,并且地表水和地下水的電導(dǎo)率差別明顯,表明地表水和地下水系統(tǒng)是相對獨立的水流系統(tǒng),地下水接受地表水的補給量相當少或不接受地表水的補給,地下水的補給有可能是遠距離地下徑流的補給.另外,從圖5中最左邊的兩個地下水采樣點看,雖然都處于河口處,但二者的電導(dǎo)率相差很大,原因為二者補給源及循環(huán)路徑不同所致,電導(dǎo)率較低點的地下水為直接出露于河流左岸附近山體裂隙中的泉水,其循環(huán)路徑較短;而另一點為右岸沖積洪積平原下的井水,地下水來自遠距離補給,由于循環(huán)路徑較長而電導(dǎo)率較高.3.2水化學(xué)類型及含量流域內(nèi)水的陰陽離子組成為水體的形成和演變以及徑流形式提供了定性和定量研究方法.流域水化學(xué)受所流經(jīng)地區(qū)的巖性和土壤性質(zhì)的影響,其成分的演變還受到各種化學(xué)作用的嚴格控制.結(jié)合流域內(nèi)的地形和地質(zhì)條件,可以清楚地研究流域內(nèi)的水循環(huán)路徑.從圖6上可以看出,流域內(nèi)的水化學(xué)類型主要為Ca-Mg-HCO3類型的水,屬于低礦化度水,從而進一步證明了流域內(nèi)水的最終來源主要為大氣降水來源不同類型水體的水化學(xué)組成有所差異,主要表現(xiàn)為河水相對于泉水,Ca2+離子含量有所降低,Mg2+離子含量有所升高,HCO3-離子含量有所降低,Cl-離子含量有所升高;井水相對于河水,Ca2+和Mg2+含量變化不明顯,但Na+和K+離子含量有所升高,Cl-離子含量有所升高.以上分析表明,泉水在補給河水的過程中由于環(huán)境條件發(fā)生了改變,河水中溶解的過多的Ca2+離子和HCO3-離子生成不溶性的CaCO3沉淀析出;井水具有相對較高的易溶性Na+離子和Cl-離子,表明井水礦化度有所升高,并且井水采樣點主要位于中游和下游由沖積洪積層形成的山間小平原,平原地勢平緩,地下水水力坡度低,地下水運移緩慢,在流域中的滯留時間比泉水和河水都較長.3.3地下水的氧同位素高程效應(yīng)大氣降水線采用國際原子能協(xié)會(IAEA)在中國的27個全球大氣降水同位素檢測網(wǎng)(GNIP)站點的降水氫氧穩(wěn)定同位素組成并進行回歸得到.計算的大氣降水線(MWL)為式中,δD為氫同位素實測比值,δ18Ο為氧同位素實測比值.水樣的δD和δ18O組成和大氣降水線進行對比(圖7),可以用來區(qū)分研究區(qū)域的泉水、河水和井水的來源(11)并闡明其相互轉(zhuǎn)化關(guān)系.泉水的氫氧同位素組成偏離大氣降水線并位于其右下方,且大致位于一條直線上,表明泉水在補給河水之前經(jīng)歷了一定程度的蒸發(fā)作用引起了同位素的變化;河水的氫氧同位素組成分布較為集中,井水的氫氧同位素組成差異較大,說明流域內(nèi)不同部位地下水的來源和所經(jīng)歷的循環(huán)過程有著一定的差異,并且地表水和地下水的氫氧同位素組成與其在流域中的空間位置有著一定的關(guān)系,在一定程度上反映了地表水和地下水之間的相互作用關(guān)系.泉水的δ18Ο和泉水的出露高程之間存在著顯著的線性關(guān)系,表明泉水存在著明顯的氧同位素高程效應(yīng)(HS17除外,其為上升泉).泉水同位素的高程效應(yīng)是降水同位素高程效應(yīng)的表現(xiàn),在高差比較明顯的流域都有所表現(xiàn),例如,Bartarya等人證明了印度Kumaun喜馬拉雅山地區(qū)泉水穩(wěn)定同位素存在的高程效應(yīng)為研究該區(qū)地下水的來源提供了可靠依據(jù).從懷沙河流域不同海拔處(78～720m)采集到的泉水表現(xiàn)出明顯的氧同位素高程效應(yīng),顯示的氧同位素高程效應(yīng)為-0.24‰/100m((2)式,圖8).式中,h為泉水出露的高程.依據(jù)氧同位素高程效應(yīng)確定地下水的主要補給面積和地下水流路徑,國外已有成功的實例.按上述關(guān)系方程式計算,泉水采樣點HS17的泉水出露高程應(yīng)該在864m或者更高,但其實際出露高程僅為305m,這表明泉水HS17來源于承壓含水層,而承壓含水層的補給邊界已不是地表地形的流域邊界,其補給范圍更大更遠,這也可以說明懷沙河流域的水不僅僅是地表流域邊界產(chǎn)流.另外,泉水HS17電導(dǎo)率較高(為324μs·cm-1),而與其相鄰近的泉水HS22電導(dǎo)率較低(為242μs·cm-1),進一步表明泉水HS17經(jīng)歷了較長的運移路徑,其來源應(yīng)來源于研究流域之外.泉是地下水的一種排泄形式,泉的排泄受地質(zhì)條件的控制,從地質(zhì)圖上可以看出,泉的出露點主要位于中下古生界震旦系白云質(zhì)灰?guī)r、條帶灰?guī)r頁巖與中生界侏羅系花崗巖交接帶上,白云質(zhì)灰?guī)r、條帶灰?guī)r頁巖巖層為含水層,含水層中的潛水或承壓水受到下伏花崗巖隔水層的阻擋,在含水層與隔水層的交接帶上出露形成泉.另外,對比懷沙河流域和密云水庫以上的潮白河流域的同期降雨徑流系數(shù)可以發(fā)現(xiàn),懷沙河流域多年平均降雨徑流系數(shù)均遠遠大于同期密云水庫以上潮白河流域多年平均降雨徑流系數(shù).懷沙河流域20世紀60和70年代的年平均徑流系數(shù)為43%,80和90年代為28%(據(jù)懷沙河流域口頭水文站水文年鑒資料,懷沙河流域20世紀60和70年代年平均降雨量為695mm,年平均徑流深為296mm;80和90年代年平均降雨量為590mm,年平均徑流深為166mm);據(jù)王剛勝研究,密云水庫以上的潮白河流域60和70年代的年平均徑流系數(shù)為15%,80和90年代為8%.懷沙河流域氣候植被特征與潮白河流域沒有很大的區(qū)別,但是二者具有相差較大的降雨徑流系數(shù),表明懷沙河流域接受其他流域水的補給.綜合環(huán)境同位素、水化學(xué)、地質(zhì)和降雨徑流系數(shù)等分析結(jié)果,推斷懷沙河流域為非封閉性流域.4地下水補給率、降水和氯離子的量測運用氯離子質(zhì)量平衡方法估計降水對地下水的補給是一種較為成功的方法,氯離子為可溶性離子,在大氣降水中含量較低,在流域內(nèi),水體經(jīng)過蒸散發(fā)作用,導(dǎo)致氯離子濃度升高,但氯離子在剩余水體中的總量保持不變,運用水體中氯離子質(zhì)量平衡法可以估計流域內(nèi)地下水補給率.這個方法假設(shè):(1)氯是保守性的,在流域水循環(huán)過程中不與圍巖和土壤發(fā)生反應(yīng)或氯離子交換;(2)地表徑流比例較小,蒸散發(fā)是流域內(nèi)水分損失的主要方式;(3)蒸散發(fā)是引起降水和地下水之間氯離子濃度差別的主要原因;(4)降水是地下水中氯離子的唯一來源.計算公式如下:R為年平均地下水補給率,CCl降為降水中氯離子的雨量加權(quán)平均濃度,CCl地為地下水中氯離子平均濃度.研究流域的巖性主要為碳酸鹽巖和硫酸鹽巖水體中的氯離子主要來源于大氣降水.根據(jù)2002年和2003年在懷沙河流域所采全年降水樣,計算得到懷沙河流域降水中氯離子濃度的雨量加權(quán)平均值為0.66mg·L-1;地下水平均氯離子濃度為3.25mg·L-1計算得到研究流域年平均地下水補給率為20.26%.5主體水源和工水水化學(xué)在流域研究中,對源于不同徑流路徑的水的來源進行劃分是一個重要的方面.同位素和水化學(xué)分割技術(shù)已經(jīng)成為實現(xiàn)這一目的的有效技術(shù)手段,尤其是對于確定兩個徑流來源的河川徑流量的劃分問題.常用的方法為應(yīng)用同位素和水化學(xué)質(zhì)量平衡法((4)～(6)式),例如應(yīng)用環(huán)境同位素D和18O,氯離子濃度以及電導(dǎo)率.計算公式為式中,Q為流量,C為示蹤劑濃度,t為二組分混合后的水體,u為水體來源一,v為水體來源二.運用同位素和水化學(xué)質(zhì)量平衡法進行水文分割是基于兩個徑流組分的流量之和等于合成后的徑流的流量、兩個徑流組分的示蹤劑的流量之和等于合成后的徑流的示蹤劑的流量之和進行的(如圖9).徑流來源一、來源二和合成后的徑流的流量分別為Qu,Qv和Qt,徑流來源一、來源二和合成后的徑流的示蹤劑濃度分別為Cu,Cv和Ct.則來源一、來源二和合成后的徑流滿足關(guān)系式(4)～(6).根據(jù)水樣的穩(wěn)定同位素和水化學(xué)組成的空間分布特征,并結(jié)合現(xiàn)場調(diào)查結(jié)果,得出研究流域地表水—地下水空間轉(zhuǎn)化關(guān)系及主要干支流徑流量補給比例如下:流域上游河床比降較大,河谷深切,侵蝕力較強,流域干流和支流源頭有明顯的地下水露頭形成下降泉或上升泉直接補給河川徑流,成為干支流的源泉(圖10),并且河流兩岸山體中滲流的地下水補給地表水,河川徑流量也逐漸增大.泉水采樣點HS18出露在花崗巖區(qū)域,泉水出流量較小,具有較低的電導(dǎo)率和較為貧化的同位素組成.上游源頭泉水樣的氫氧穩(wěn)定同位素組成接近于大氣降水線,河水樣的氫氧穩(wěn)定同位素組成偏離大氣降水線右下側(cè),并位于泉水樣氫氧穩(wěn)定同位素組成的右上方,泉水HS18的δD和δ18O值分別為-66.8‰和-9.22‰,河水δD變化范圍從-64.5‰～-61.9‰,δ18O從-8.40‰～-8.06‰;河水電導(dǎo)率比泉水有所增加,陰陽離子組成變化較小,表明河水在徑流過程中經(jīng)歷了一定程度的蒸發(fā)作用.受地質(zhì)條件的影響,來源于不同支流河水的水化學(xué)組成呈現(xiàn)出一定的區(qū)別,其中HS20樣點的地表水主要接受源頭灰?guī)r區(qū)域地下水的補給,徑流路徑也較長,電導(dǎo)率、Cl-濃度和SO42-濃度較高.各源頭支流會合為主河道后,水量增大,其中來源于主支流的徑流量占上游干流徑流量的81%(圖11).自支流匯合點向下大約2km處,人工修筑的混凝土壩攔截地表水,混凝土壩后地表水流消失,地表水在壩前形成地下徑流補給地下水,壩后形成干涸河道.泉水采樣點HS16和HS17出露于白云質(zhì)灰?guī)r、條帶灰?guī)r頁巖廣泛出露的區(qū)域,含水層含水量豐富,出水量較大,并且具有較高的補給高程,根據(jù)計算其補給高程應(yīng)該在864m或者更高處,估計可能來源于流域之外地下水補給.泉水δD的變化范圍從-70.1‰～69.6‰,δ18O從-9.80‰～-10.09‰.同位素組成由于高程效應(yīng)較為貧化,并且泉水同位素點接近大氣降水線,表明接受降水的直接補給.流域中游進入山間小平原,較厚的洪積沖積平原賦存了豐富的地下水,河床比降變緩,受地形影響,山前平原賦存的地下水逐漸在出露補給河水,干涸河道中逐漸有地表水出現(xiàn)(圖10).根據(jù)計算,來源于上游的地下水c和支流d的徑流量分別占中游河道徑流量的47%和53%(圖11).受河道中人工梯級攔水壩的影響,地表水通過側(cè)滲和下滲補給地下水,河川徑流量順河道逐漸減小,在采樣點HS5以下2km處地表徑流消失.河水樣和井水樣的氫氧同位素和水化學(xué)組成比較接近,表明地表水和地下水之間相互轉(zhuǎn)化比較頻繁,存在較強的水力聯(lián)系,并且水樣中重同位素比較富集,說明水體受蒸發(fā)作用比較強烈,尤其是干涸河道中存有積水的河段,水流停滯,地表水或地下水通過強烈的蒸發(fā)作用形成大氣水.地表水HS5的δD和δ18O分別為-74.1‰和-9.15‰,地下水采樣點為HS4-2,HS4-1和HS5-1,水樣的δD變化范圍從-72.7‰～-72.3‰,δ18O從-8.62‰～-8.40‰.在這個區(qū)域,由于徑流量的逐漸減少以及河道較高的滲漏量一些河段干涸,尤其是在主河道中的一段,由于人工采沙,在干涸河道的下端筑壩抽水疏干河道,使干涸河道以上的河水逐漸轉(zhuǎn)入地下,呈現(xiàn)出地表水與地下水強烈的補給排泄關(guān)系.來源于中游干涸河道地下水和來源于支流f的地下水對中下游河道徑流量的補給分別占下游河道徑流量的72%和28%(圖11).河流在流域中下游由寬平的中部平原逐漸進入狹窄的河谷平地,其間主河道接受來自流域中部較大支流地表水和人工抽取河道地下水的補給(圖10)河川徑流量逐漸增大.來源于中游河道地表水和中下游匯入的支流h的徑流量分別占中下游河道徑流量的52%和48%(圖11).河水采樣點有HS3,HS13HS14和HS15,δD變化范圍從-71.5‰～-64.6‰,δ18O從-9.15‰～-8.47‰.水樣之間同位素組成和電導(dǎo)率表明地表水經(jīng)歷了嚴重的混合和蒸發(fā)作用.河谷平地井水礦化度較高,但氫氧同位素組成接近大氣降水線,估計是來源于較高海拔處的大氣降水經(jīng)過長距離含水層運移的結(jié)果,說明地下水運移相對獨立于地表水系統(tǒng).包括的采樣點有:HS9-1和HS10,δD從-72.7‰～-72.3‰,δ18O從-8.62‰～-8.40‰.流域下游位于流域最低部分的沖積洪積平原順河道地表水樣同位素組成變化較大,尤其是從HS9點到HS2點和HS1點,同位素組成偏離大氣降水線較遠并逐漸富集,一方面是由于地表水接受低高程處同位素組成比較富集的地下水的補給;另一方面河川徑流水體的蒸發(fā)作用也是不可忽略的因素.其間仍有泉水直接排泄向主河道,形成地下水補給地表水的現(xiàn)象,對河川徑流進行側(cè)向補給(圖10).由計算可知,來源