青莲河流域地下水径流速度分析及资源量评价

Groundwater Flow Velocity Analysis and Resource Evaluation in the Qinglian River Basin

摘要: 本文通过分析地下水和地表水的δD和δ¹⁸O值以及³H浓度，探讨了不同地貌，特别是岩溶交互带的地下水的径流速度，并采用降雨入渗法和枯季径流模数法对各个分区的地下水资源量进行了评价。结果显示，部分岩溶交互带泉水δ¹⁸O值在雨后变得偏正，³H浓度在雨前和雨后分别为2.01 TU和1.33 TU，表明岩溶交互带泉水可能受到浅、深层火成岩裂隙水混合的影响。而该区地下暗河的³H浓度在雨前和雨后皆为1.35 TU，表明泉水对降雨的响应速度是大于地下暗河的。青莲河流域地下水排泄口的枯水期平均³H浓度揭露的地下水径流速度大小顺序为：岩溶交互带(1.60 TU) > 构造侵蚀中山(1.24 TU) > 峰丛谷地(1.17 TU) > 峰丛洼地(1.00 TU) >岩溶盆地(0.60 TU)。据计算，青莲河流域的地下水资源量为15681.05万m³/a，可采资源量为2496.03万m³/a，可开采量仅占补给量的15.91%，说明地下水可开采量是有补给保证的。研究有助于加深青莲河流域地下水循环的理解，为地下水污染防治和分区管理提供依据。

Abstract: The δD and δ¹⁸O values, as well as the concentration of ³H, of groundwater and surface water were analyzed to explore the flow velocity of groundwater in different landforms, especially in the karst hyporheic zone. Furthermore, the precipitation infiltration and dry-season runoff modulus method were used to evaluate the groundwater resources in various areas. The results showed that the δ¹⁸O value of the spring in karst hyporheic zone became positive after the rain, and the ³H concentration before and after the rain were 2.01 TU and 1.33 TU, indicating that the spring in karst hyporheic zone was affected by the mixing of shallow and deep igneous-fissure water possibly. The ³H concentration of the underground river in this area was 1.35 TU before and after rain, indicating that the response speed of spring water to rainfall is greater than that of the underground river. The order of groundwater flow velocity in dry-season revealed by the average ³H concentration of groundwater in discharge outlet was as follows: karst hyporheic zone (1.60 TU) > tectonic eroded middle mountain (1.24 TU) > peak cluster valley (1.17 TU) > peak cluster depression (1.00 TU) > karst basin (0.60 TU). In addition, the groundwater resources in Qinglian River Basin were 156,810,500 m³/a, and the recoverable resources were 24,960,300 m³/a. The recoverable amount only accounts for 15.91% of the replenished amount, indicating that the recoverable amount of groundwater was guaranteed by replenishment. This study deepens the understanding of the groundwater circulation in the Qinglian River Basin, and provides a basis for the prevention and control of groundwater pollution and scientific zoning management.

1. 引言

青莲河流域地下水系统主要含水层为火成岩裂隙水和岩溶水，两者的岩性接触带为岩溶交互带[1]。岩溶交互带是指岩溶水与周围岩溶基质(包括沉积物和基岩)的地下水进行物质和能量积极交换的区域[1]。这对岩溶管道的形成和发展，岩溶环境中的生物地球化学活动，微观尺度岩溶水循环，污染物的运移、吸附和转化，微生物的作用以及地下生态系统的演化具有重要意义。另外，降水时空分布不均和特殊的水文地质环境导致青莲河流域经常出现旱涝现象。青莲河流域的河流属山区型，集雨区山地陡峭，河床坡降大，汛期暴雨后，洪水峰头大，历时短，河道宣泄不畅，易造成洪涝灾害；而在枯水季节又显得水量不足，小溪甚至断流。而且，青莲河流域存在大面积分布的裸露石灰岩区，地貌类型以峰丛谷地和洼地为主。地表水系多见于深谷中，而位于较高处的窄槽谷或山腰处的乡村因无地表水可用，也未见泉水出露。当地百姓又无能力打机井采取深部的地下水，长期干旱缺水，致使这些地区成为历史性干旱缺水地区和特困地区。因此，深入研究青莲河流域地下水资源和径流，特别是岩溶交互带的地下水径流和对地下水资源的科学分区管理和污染防治意义重大。

地下水与矿物或土壤的接触时间的长短影响着地下水水文地球化学组成特征以及地下水径流量甚至地下水资源量的大小[2]。因此，确定地下水的流动特征对于了解地下水循环至关重要。在时间和空间上，同一个集水区可以分布多个径流以及不同流路长度的相互作用过程，因此地下水径流产生过程很复杂且非常难以量化。对于具有不同地形特征的地区，这些过程可能变化很大，并且取决于各种水文储层的初始状态和水文输入(降水或融雪)的特征[3] [4]。δD和δ¹⁸O值以及³H浓度等参数对于发掘和了解这些特征效果良好。例如，水循环中δD和δ¹⁸O值的差异有助于确定补给源[5]和地下水排放方向[6]，放射性同位素氚(³H)可用于确定地下水的年龄和估算地下水径流速度[7] [8]。另外，在以大气降雨为主要补给来源的岩溶地区用降雨入渗法来计算是比较可靠的[9]。枯季径流模数法是以大量的野外枯季测流资料为基础，主要用于山地、丘陵基岩裂隙水[10]。

本研究通过枯水期δD、δ¹⁸O值和³H浓度等参数估算地下水在不同地下水流系统中的停留时间，从而确定构造侵蚀地貌和岩溶地貌中的不同地下水径流的速度，并采用降雨入渗法和枯季径流模数法对地下水资源量进行评价。

2. 研究区概况和地质环境背景

青莲河流域位于广东省清远市阳山县北部，24˚24'06''N~24˚55'38''N和112˚33'22''E~113˚01'18''E，属亚热带季风气候区。花岗岩及部分岩溶分布地区地表水系统较为发达。主流青莲河发源于广东省最高峰石坑崆(又称猛坑石) [11]。地表径流沿沟自东北向西南方向流经流域，汇入连江，主要支流有横龙桥水、甲坑水、坑仔水、黄坌水、雷材水和犁头水等(图1)。

图1. (a) 青莲河遥感图；(b) 地质图[12]和(c) 剖面图

研究区历史上经历过多次构造旋回，地质构造复杂，褶皱、断裂构造十分发育。区内褶皱主要为印支期南北向褶皱，大湾背斜和连州复向斜。区内断裂发育，包括北东向的连州–阳山断裂带、东西向的贵东断裂带以及南北向郴州–怀集断裂带。北西向、东西向断裂零星分布，总体上这些断裂以脆性变形为主。研究区出露地层较多，主要为三叠系、二叠系、石炭系、泥盆系灰岩，以及北部地区为侏罗系及白垩系花岗岩构成的大东山岩体(图1(b))。

根据地貌成因及形态特征，区内地貌可划分为两大类型六个形态单元(图2)。其中，侵蚀溶蚀地貌主要有峰丛谷地、峰丛洼地和岩溶盆地等三种类型。峰丛谷地分布在研究区的东南部，面积491.13 km²。标高多为500~800 m，相对标高大于300 m，山顶呈尖棱状，坡度多为50˚~60˚。峰丛洼地主要分布在研究区西南部，呈北–南向分布，面积180.50 km²。其标高500 m以下，相对标高50~150 m，多呈连座孤峰，尖棱状，一般坡度40˚~50˚。相邻孤峰之间发育有岩溶洼地，一般有1~5 m覆土。岩溶盆地中第四系不甚发育，岩溶盆地主要分布在岭背镇，其面积为33.94 km²。

构造–侵蚀(剥蚀)地貌主要有构造侵蚀中山、构造剥蚀低山和构造剥蚀丘陵。构造侵蚀中山主要分布在水系统北部的大东山，总面积440.75 km²。其标高800~1902 m，相对标高400 m以上，峰顶尖圆，坡度较陡，一般50˚~60˚，地表水系发育，呈树枝状分布。构造剥蚀低山主要分布于黄坌镇中部，总面积40.13 km²。其标高500~800 m，相对标高300 m以上，峰顶浑圆，坡度一般40˚~50˚，局部达60˚。构造剥蚀丘陵仅在黄坌镇、阳山县城北有分布，面积75.56 km²。其标高500 m以下，山顶浑圆，坡度30˚~40˚，冲沟较发育。

图2. 青莲河地质纲要和采样图

3. 方法

3.1. 同位素样品采集与测试

为了研究青莲河流域地下水径流特征，在2023年枯水期共采集了22组样品(图2)，包括大气降水、地表水和地下水，用于氢氧同位素值(δD和δ¹⁸O，[12])和³H浓度分析。每个采样点取两瓶样品，共计1000 mL。值得注意的是，钻孔水取样设备主要包括离心泵和潜水泵。采用抽水清洗钻孔，排水量必须为取样前钻孔储水量的3倍以上，确保采集的样品具有代表性。所有的水样在送到实验室之前都被收集并储存在不超过20℃的阴凉处。

样品采集信息和结果如表1所示。样品在采集后送往中国地质科学院岩溶地质研究所进行测试，氢氧同位素值采用高精度δD和δ¹⁸O水样同位素分析仪测定，其测试误差分别为±1.0‰和±0.20‰。³H浓度采用超低本底液闪仪测定，测量精度为σ ≤ 1.5 TU。氢氧同位素值以相对于维也纳标准平均海水(V-SMOW)标准的千分之一(‰)标准δ表示。

原始数据的整理、分类和处理采用Excel 2021，3D图形采用MapGIS6.7和Grapher18软件进行绘制。

表1. 样品的δD和δ¹⁸O值以及³H含量

地貌	样品	水点类型	采集时间	δ^18OV-SMOW (‰)	δDV-SMOW (‰)	^3H(TU) ^a
构造侵蚀中山	NL2024-T	泉	2023-12-14	−6.51	−37.90	1.32
	NLJC01-T	钻孔	2023-11-22	−6.43	−37.40	1.16
	NLJS01-T	大气降水	2023-12-16	−2.32	5.70	3.90
岩溶交互带	BJ2143-T	泉	2023-12-21	−7.05	−42.20	1.14
	BJ2157-T	泉	2023-12-21	−6.57	−39.00	2.41
	BJ2152-T^b	泉	2023-12-17	−6.44	−38.20	2.01
	BJ2152-T(A)^c	泉	2023-12-21	−6.42	−38.00	1.33
	BJ2153-T^b	地下暗河	2023-12-16	−6.59	−39.20	1.35
	BJ2153-T(A)^c	地下暗河	2023-12-21	−6.61	−39.40	1.35
	NL2009-T^b	河流	2023-12-16	−6.65	−38.80	1.74
	NL2009-T(A)^c	河流	2023-12-21	−6.74	−40.00	2.85
峰丛谷地	BJ2050-T	泉	2023-12-21	−6.74	−40.80	0.29
	BJ2084-T	地下暗河	2023-12-21	−7.52	−47.00	1.17
	BJ2139-T	地下暗河	2023-12-21	−6.69	−39.40	1.05
	BJ2140-T	泉	2023-12-21	−7.25	−44.80	1.78
	BJ2159-T	地下暗河	2023-12-21	−7.13	−43.90	1.22
	BJ3134-T	地下暗河	2023-12-21	−6.04	−35.10	1.50
峰丛洼地	BJ2083-T	地下暗河	2023-12-21	−6.45	−40.00	0.68
	1-1	地下暗河入口	2023-07-16	−5.16	−29.40	−
	1-2	地下暗河出口	2023-07-17	−5.43	−28.78	−
	BJ3136-T	泉	2023-12-21	−6.21	−35.70	1.31
岩溶盆地	BSWZK08Y-T	钻孔	2023-12-21	−6.25	−36.80	0.60

注：^a：在地下水水文学和海洋学中，³H浓度通常以TU (tritium units，氚单位)表示，相当于10¹⁸个氢原子中有1个氚原子[13]；^b：为雨前采集；^c：为雨后采集。

3.2. 地下水资源量计算

研究区域内主要有火成岩裂隙水、碎屑岩裂隙水、岩溶水及松散岩类孔隙水四种地下水类型。根据调查点实际情况(图1(b))，松散岩类孔隙水和岩溶水采用降雨入渗法计算，其他岩类裂隙水采用枯季径流模数法计算。

3.2.1. 降雨入渗法

大气降雨入渗补给量计算公式为：

$Q=P\times \alpha \times F$ (1)

式中：Q：大气降雨入渗补给量(m³/a)；P：多年平均降雨量(mm/a)；α：降雨入渗系数；F：计算区段分布面积(km²)，通过卫星遥感影像，从研究区水文地质图中量取。

多年平均降雨量(P)根据清远市(2009~2022)发布的水资源公报数据进行获取，考虑到多年降雨量的差异，选取多年降雨量平均值进行计算，从而降低计算误差。以皮尔逊Ⅲ型曲线求得不同保证率条件下年平均降雨量。

3.2.2. 枯季径流模数法

地下水天然资源量计算公式为：

$q=86.4\times M\times F$ (2)

式中：q：地下水天然资源量(m³/d)；M：地下水径流模数(L/(s·km²))；F：计算区段分布面积(km²)。

4. 青莲河流域地下水径流

4.1. 不同地貌地下水径流速度

4.1.1. 构造侵蚀中山

一般来说，含硅质矿物花岗岩的全岩δ¹⁸O值普遍较高。随着岩浆的不断分馏和结晶，火成岩矿物的δ¹⁸O值逐渐升高[14] [15]。¹⁸O亏缺的镁铁质矿物结晶较早，而石英等石英矿物结晶较晚，其δ¹⁸O值甚至可高达12.9‰ [5]。构造侵蚀中山地区钻孔水NLJC01和泉水NL2024的δ¹⁸O值分别为−6.43‰和−6.51‰，这些值相对于北江地区枯水期大气降水δ¹⁸O的平均值(−7.06‰，表2)偏正，表明火成岩裂隙水经历了较强烈的水岩作用。

表2. 大气降水样品的δD和δ¹⁸O值

样品编号	采样时间	δ^18OV-SMOW(‰)	δDV-SMOW(‰)
BJG2013/1/20^a	2013/1/20	−2.89	−4.86
BJG2011/11/1^a	2011/11/1	−12.34	−88.51
BJG2011/12/1^a	2011/12/1	−11.62	−84.91
BJG2012/11/20^a	2012/11/20	−5.61	−33.60
BJG2012/12/17^a	2012/12/17	−5.93	−31.62
BJG2013/11/29^a	2013/11/29	−5.74	−41.01
BJG2014/1/23^a	2014/1/23	−10.47	−70.67
BJXTWS01^b	2022/11/4	−6.66	−50.50
NLJS01-T	2023/12/16	−2.32	5.70
平均值	−	−7.06	−44.44

注：^a：枯水期大气降水数据来自文献[16]；^b：枯水期大气降水数据来自文献[17]。

根据³H浓度及半衰期可计算出地下水滞留时间，即地下水年龄[18]。地下水中含有大气来源放射性核素³H，当这些³H随着降水进入地下水后，与空气隔绝并开始进行衰变，直到完全衰变消失为止。地下水中³H含量仅受衰变规律影响，不与岩石介质发生交换[17]。其地下水排泄口的³H平均浓度为1.24 TU，较大气降水NLJS01-T的³H浓度(3.90 TU)低。所以，火成岩裂隙水的地下径流速度相对较缓慢。另外，钻孔NLJC01-T钻孔水的³H浓度(1.16 TU，图3(a))，泉水NL2024-T的³H浓度(1.32 TU，表1)，表明深层火成岩裂隙水的地下水径流速度小于浅层火成岩裂隙水的。

4.1.2. 岩溶交互带

在岩溶交互带中，由于断裂破碎作用，岩溶发育较好，该地区岩溶水丰富，地下河发育(图3(b))，地下河的出水口一般位于岩溶河谷边缘和平台前缘。岩溶交互带降雨前地下水对地表水进行补给，表现为地表水NL2009的³H浓度较低(1.74 TU)，氢氧同位素值偏正。随着降水的快速补充，地表水³H浓度(2.85 TU)急剧增加，²H和¹⁸O同位素值也变得更负。BJ2152地下水的δD和δ¹⁸O值变化范围分别为−38.2‰~−38.0‰和−6.44‰~−6.42‰。³H浓度也从雨前2.01 TU变化到雨后的1.33 TU，表明岩溶交互带泉水BJ2152可能受到浅、深层火成岩裂隙水混合的影响。BJ2152泉水与深部花岗岩含水层可能存在的导水通道，以及降雨后地下径流的增加，使得深部裂隙水能够补给浅层裂隙水。地下河BJ2153出口岩溶水δD和δ¹⁸O值略有亏损，但是降雨前后³H浓度均为1.35 TU，表明在降雨后4 d内，岩溶交互带地下水很少受到降水补给的影响。综上所述，这些流体对降雨的响应速度依次为地表水 > 泉水 > 地下河。另外，岩溶交互带的地下水出口的平均³H浓度(1.60 TU)比火成岩裂隙水的(1.24 TU)低，表明岩溶交互带地下水的地下径流速度比火成岩裂隙水的快。

图3. (a) 甲坑河和(b) 坑仔河地下水系统示意图

4.1.3. 岩溶地区

研究区东部峰丛谷地的岩溶裸露区相对上升，青莲河下切，地下水的补给、径流、排泄条件良好，对暗河的形成–发育–延展有利。因此，这些部位发育着大量地下暗河，如江塝地下暗河(图4(a))。江塝地下暗河主要沿北东方向逆断层形成，5个凹陷沿山呈线性分布。江塝地下暗河出口为高5 m，宽6 m，长2 m，水深10 m以上的溶洞。在BJ2050泉水中，³H浓度为0.29 TU，δ¹⁸O和δD值略为正值。而地下暗河BJ2084出口岩溶水δ¹⁸O值和δD值相对较负，分别为−7.52‰和−47.00‰，其³H值为1.17 TU，说明岩溶水在峰丛谷地停留时间较短。

图4. (a) 江塝和(b) 老虎头地下暗河结构示意图

峰丛洼地的地表径流量大于峰丛谷地，其蓄水能力也更大。峰丛洼地常见地下暗河和岩溶泉，其中包括老虎头地下暗河(图4(b))。老虎头地下暗河出入口相对高度为70m，而且水力坡度小于峰丛谷地。从老虎头地下暗河出口1-2的岩溶水δ²H和δ¹⁸O值为−28.78‰和−5.43‰，明显低于入口1-1的(−29.40‰和−5.16‰)，这一异常现象可能是由于地表水从其他地下河入口涌入，导致暗河出口1-2岩溶水δD和δ¹⁸O值由富集变亏损。峰丛洼地地下暗河和岩溶泉出口的岩溶水平均³H浓度为1.00 TU，表明这些地区的岩溶水停留时间比峰丛谷地的长，径流速度也更小。

岩溶盆地属覆盖型平原地区，地形平坦。因此，岩溶水流动缓慢，滞水形成饱和带，岩溶水分散在岩溶含水层中。钻孔BSWZK08深部岩性为灰岩(图1)，其岩溶水³H浓度为0.60 TU，表明岩溶盆地深部岩溶水停留时间较长。随着地下径流时间的增加，地下水径流速度减慢[19]。因此，根据平均³H，枯水期岩溶水径流速度顺序最终确定为峰丛谷地(1.17 TU) > 峰丛洼地(1.00 TU) > 岩溶盆地(0.60 TU)。

4.2. 地下水资源量

在降雨入渗法计算中，降雨量采用各计算区段内或附近雨量站50%、75%、95%保证率的多年平均降雨量值。研究区地处阳山县，该地不同保证率下的多年平均降雨量值见表3。根据有关要求和规定，以50%保证率条件下的降雨入渗补给量作为天然补给量。降雨入渗系数(α)主要参照前人在该区域工作的计算数据[20]，松散岩类降雨入渗系数为0.23，碳酸盐岩降雨入渗系数为0.32。经计算，岩溶水及松散岩类孔隙水的天然补给量分别为43.58万m³/a、2.27万m³/a，总补给量为45.85万m³/a (表4，图5)。

枯季径流模数法计算中径流模数根据本次调查枯季测流数据，按照各计算分区内测流点的枯季径流模数及加权径流模数计算[10]。由于区内调查点调查时间多集中于2023年5月~7月，处于丰水期，调查点水量远大于枯季流量，不能直接计算出其枯水季地下径流模数。为了使资源量计算更加准确和可靠，对丰水季或平水季测

表3. 不同保证率条件下年平均降雨量

地点	多年平均降雨量(mm)	Cv	不同频率降雨量(mm)
			50%	75%	95%
阳山	1991.85	0.19	1971.93	1792.66	1533.72

表4. 地下水资源评价成果汇总表

地下水类型	计算方法	面积(km^2)	地下水资源量(万m^3/a)	可开采量(万m^3/a)
岩溶水	降雨入渗法	690.67	43.58	2496.03
松散岩类孔隙水	降雨入渗法	49.96	2.27
碎屑岩裂隙水	枯季径流模数法	100.41	2986.06
火成岩裂隙水	枯季径流模数法	425.35	12649.14
合计	−	1266.39	15681.05	2496.03

注：松散岩类孔隙水包括松散岩类孔隙水区及覆盖型岩溶水分布区

表5. 径流模数计算表

野外编号	流量(L/s)	汇水面积(km^2)	径流模数(L/s·km^2)	岩性
BJ2147	53.28	14.16	3.76	火成岩
BJ2148	109.30	21.30	5.13
BJ2154	130.62	13.48	9.69
BJ2155	106.40	12.84	8.29
BJ2156	183.80	17.88	10.28
BJ2160	60.42	5.40	11.19
BJ2169	58.27	3.09	18.89
BJ2170	169.24	18.59	9.10
BJ3131	9.12	1.27	7.18	碎屑岩
BJ3132	19.77	0.98	20.17
BJ3133	1.20	1.30	0.92

图5. 青莲河流域地下水资源分布图

流的测点，采用与其水文地质条件及大气降雨等气候条件相同或相近的动态监测测点资料，分别计算出不同条件下的枯水季流量和径流模数与丰水季、平水季的比值，即转换系数，从而确定丰、平水季测流测点的枯水季流量及地下径流模数。依据前人在本研究区所计算基岩区转换系数为1.626 [20]，由此可推算出区内火成岩裂隙水分布区测流的枯季径流模数(表5)。

碎屑岩裂隙水分布区开展了相关枯季测流工作，故可直接用来计算枯季径流模数。据计算，火成岩裂隙水、碎屑岩裂隙水的资源量分别为12649.14万m³/a、2986.06万m³/a (表4，图5)。

采用流量统计法将实际开采量作为可开采资源量。青莲河流域内主要开采的地下水类型有泉及地下暗河，主要用于居民生活、农业灌溉等，经计算该系统总的可开采量即为2496.03万m³/a。工作区地下水资源计算结果显示，区内地下水天然资源量为15681.05万m³/a，可采资源量为2496.03万m³/a。全区地下水可开采量仅占补给量的15.91%，说明地下水可开采量是有补给保证的，可作为今后规划开采的设计依据。

5. 结论

本文通过分析枯水期大气降水、地下水和地表水的δD和δ¹⁸O值以及³H浓度，探讨了不同地貌，特别是岩溶交互带的地下水的地下径流速度，并评价了地下水资源量。部分岩溶交互带泉水δ¹⁸O值在雨后变得偏正，雨前的³H浓度为2.01 TU，雨后的1.33 TU，表明岩溶交互带泉水可能受到浅、深层火成岩裂隙水混合的影响。而该区地下暗河的³H浓度在雨前和雨后皆为1.35 TU，表明泉水对降雨的响应速度是大于地下暗河的。另外，青莲河流域地下水排泄口的枯水期平均³H浓度揭露的地下水径流速度最大的地带为岩溶交互带，其次为构造侵蚀中山，然后为峰丛谷地和峰丛洼地，岩溶盆地最小。根据计算结果，青莲河流域的地下水资源量为15681.05万m³/a，可采资源量为2496.03万m³/a，可开采量仅占补给量的15.91％，说明地下水可开采量是有补给保证的。本文的分析加深了青莲河岩溶–裂隙水系统的地下水循环的理解，为地下水资源的合理开发利用及统一规划提供科学依据。

致 谢

对于中国地质科学院岩溶地质研究所唐伟助理研究员在同位素测试过程中给予的技术帮助以及编辑和评审专家对文稿提出的建设性意见，在此致以诚挚的感谢。

基金项目

广东省地质勘查与城市地质专项“广东北江中上游地区1:25万水文地质调查”(2023-31, 2024-23)和广东省2023年度国家公园建设专项“广东南岭国家公园生态水文地质调查”(2023GJGY023)。

NOTES

作者简介：许兰芳(1985-)，女，水工环地质工程师，博士，从事地球化学研究工作，Email: [e-mail]