章 斌, 郭占榮, 高愛國, 袁曉婕, 李開培

廈門大學海洋與地球?qū)W院, 福建廈門 361005

用氫氧穩(wěn)定同位素揭示閩江河口區(qū)河水、地下水和海水的相互作用

章 斌, 郭占榮*, 高愛國, 袁曉婕, 李開培

廈門大學海洋與地球?qū)W院, 福建廈門 361005

為了揭示閩江河口兩岸的地下水形成演化規(guī)律以及河口區(qū)河水、地下水和海水的相互作用, 分別于2009年枯水期(10至11月)和2010年豐水期(7至8月), 在閩江河口區(qū)采集了河水、地下水和海水樣品, 測定了水樣的氫氧穩(wěn)定同位素組成和鹽度。研究結(jié)果表明: (1)閩江河口兩岸的淺層地下水主要接受降水補給,北岸地下水還接受山區(qū)基巖裂隙水補給, 南岸淺層地下水在枯水期還接受經(jīng)過蒸發(fā)作用的灌溉水補給;(2)閩江河口區(qū), 枯、豐水期河水與地下水的補排關(guān)系始終表現(xiàn)為地下水補給河水, 枯水期南岸地下水在河口混合中的貢獻明顯增大; (3)海岸帶含水層基本上不存在海水入侵, 僅局部含水層有微弱的海水入侵跡象;(4)豐水期和枯水期的淡咸水混合帶在河口中的位置和混合類型存在明顯差異。

地下水; 河水; 海水; 氫氧穩(wěn)定同位素; 鹽度; 混合作用; 閩江河口

河口區(qū)不僅存在地表水與地下水的相互作用,同時也存在地表水與海水以及地下水與海水之間的相互作用, 涉及到地表水與地下水相互作用(Fleckenstein et al., 2010)、陸-海相互作用(Wilkinson et al., 1997)、海底地下水排泄(郭占榮等, 2008, 2011,2012)等諸多熱點問題。河口區(qū)河水與地下水一般都存在著密切的水力聯(lián)系, 任何一方的改變往往都會影響到河水的水量和水質(zhì), 進而影響河流生態(tài)系統(tǒng)(Winter, 1999)。河水和地下水是河口區(qū)水量和物質(zhì)輸入的兩個主要途徑, 其輸入量的大小對河口及陸架海域的地球化學循環(huán)和生態(tài)平衡有重要影響(Moore, 2010)。河水、地下水和海水作為河口區(qū)水環(huán)境系統(tǒng)的主要因子, 其相互作用關(guān)系的改變將直接影響到河口區(qū)各水體的水量、水質(zhì)以及與之相依賴的生態(tài)環(huán)境系統(tǒng)。因此, 研究河口區(qū)多種水體的相互作用關(guān)系, 不僅是水資源管理者實現(xiàn)水資源優(yōu)化配置的需要, 而且是水環(huán)境管理者對河口、近海水質(zhì)和生態(tài)環(huán)境進行科學管理的需要(Winter, 1999;Woessner, 2000; Sophocleous, 2002; Moore, 2010)。本文將以閩江河口區(qū)作為研究對象, 通過分析閩江河口區(qū)降水氫氧穩(wěn)定同位素的年內(nèi)變化規(guī)律以及枯水期、豐水期的河水、地下水和海水氫氧穩(wěn)定同位素的空間分布特征, 探討閩江河口區(qū)地下水的形成演化規(guī)律以及河水、地下水和海水的相互作用關(guān)系。

示蹤劑包括天然和人工示蹤劑(何師意等, 2009),氫氧穩(wěn)定同位素(D和18O)是自然界水體的天然示蹤劑。在自然界各種水體的相互轉(zhuǎn)化過程中, 同位素的分餾效應(yīng)造成了各水體氫氧同位素含量的時空差異(Clark et al., 1997), 在沒有高溫水巖作用和強烈蒸發(fā)條件影響下, 氫氧穩(wěn)定同位素在水文循環(huán)中被認為是保守和穩(wěn)定的(Cook et al., 1998)。氫氧穩(wěn)定同位素的這些優(yōu)良特性, 使得它被廣泛應(yīng)用于地表水和地下水形成演化(Paternoster et al., 2008; 賈艷琨等, 2008; 王華等, 2008; 翟遠征等, 2011)、地表水和地下水相互作用(Hunt et al., 2005; Meredith et al.,2009; Eastoea et al., 2010)、地下水與海水相互作用(Povinec et al., 2008; Lee et al., 2008; Schiavo et al.,2009; Bratton et al., 2009; Lin et al., 2011)以及河口混合作用(Fry, 2002)的研究。

圖1 閩江河口區(qū)水文地質(zhì)略圖Fig. 1 Hydrogeological map of Minjiang River estuary region

閩江河口區(qū)大部地區(qū)分布于福州盆地內(nèi)(圖1)。福州盆地受新構(gòu)造控制, 為中-低山所環(huán)繞的典型斷陷盆地, 地貌單元由沖積-海積平原、丘陵和山地構(gòu)成, 整體地勢表現(xiàn)為西北高、東南低。研究區(qū)屬亞熱帶海洋性季風氣候區(qū), 多年平均年降水量(1363±251) mm, 平均氣溫(19.9±0.5), ℃平均相對濕度(76±3)%(中國氣象局國家氣象信息中心, 2011)。閩江為區(qū)內(nèi)主要水系, 大漳溪為其主要支流。閩江干流于淮安處一分為二, 北邊的稱作閩江北支, 南邊的稱作閩江南支, 南支與北支在馬尾又合二為一,在入海時又被瑯岐島一分為二。閩江多年平均徑流量1980 m3/s(竹岐水文站), 豐水期是3至9月, 枯水期是10月至次年2月。閩江河口屬陸相強潮型河口,潮汐為正規(guī)半日潮, 平均潮差 4.37 m, 枯水期潮區(qū)界可抵竹岐, 潮流界可達侯官鎮(zhèn)。

研究區(qū)內(nèi)出露地層僅見侏羅系上統(tǒng)南園組、白堊系下統(tǒng)石帽山群火山巖以及第四系上更新統(tǒng)龍海組、東山組及全新統(tǒng)長樂組堆積層。第四系松散堆積厚度一般為30～60 m, 上部以厚層海積淤泥、淤泥質(zhì)粘土為主, 下部以沖洪積砂礫卵石層為主。區(qū)域斷裂縱橫交錯, NEE向斷裂(如F1、F3)和與之存在共生關(guān)系的 NNW 向斷裂(如 F2、F5和 F6)奠定了盆地構(gòu)造的主要格局(圖1)。研究區(qū)包括三種類型的含水層, 即松散巖類孔隙含水層、風化殘積孔隙-裂隙含水層和基巖裂隙含水層(圖1)。松散巖類孔隙潛水含水層主要分布于近砂洲、新店、二化新村山前、馬尾平原東部和東南部等地, 含水層厚度 2～10 m, 濱岸帶含水量豐富; 松散巖類孔隙承壓含水層分上下兩層: 上層主要分布于西南臺島劉宅、東南臺島、臺江、后嶼、福大—烏山、市溫泉區(qū)、馬尾大部分地區(qū)以及琯頭英嶼一帶, 含水層厚度小于 20 m, 濱岸帶含水量豐富; 下層主要分布于福州西南臺島—工業(yè)路—鰲峰洲、福大—烏山、浮山—湯邊—福馬路、西南臺島、東南臺島、后嶼和馬尾橫浦—君竹東部、東北部和 琯 頭鎮(zhèn)一帶, 含水量分布不均。風化殘積孔隙-裂隙含水層主要分布于區(qū)內(nèi)低山、丘陵和殘丘山麓邊緣, 水量普遍較貧乏?；鶐r裂隙含水層主要分布于福州盆地周圍山地、馬尾琯頭西部和第四系沉積下伏基巖, 構(gòu)造破碎帶、巖脈和圍巖接觸帶含水量較為豐富。

1 采樣與分析

2009年10至11月(枯水期), 采集閩江河水29組(河口淡水區(qū)20組、淡咸水混合區(qū)9組)、淺層地下水24組。2010年7至8月(豐水期), 采集閩江河水25組(河口淡水區(qū)15組、淡咸水混合區(qū)10組)、淺層地下水19組、深層地熱水1組和海水5組(臺灣海峽表層海水), 采樣點分布如圖2所示。在水樣采集現(xiàn)場, 用GPS定位, 用WTW Vario Cond便攜式鹽度儀測定鹽度和溫度。河水采自于水面以下 1 m左右, 地下水采集于使用中的水井, 并調(diào)查地下水類型、井深及水位埋深。水樣均采用50 mL聚乙烯塑料瓶采集, 確保瓶內(nèi)無氣泡后, 用封口膜密封,常溫、避光保存, 送往中國科學院地理科學與資源研究所理化分析中心穩(wěn)定同位素分析實驗室, 采用環(huán)境同位素質(zhì)譜儀 Finnigan MAT253, 運用 TC/EA法測定水樣氫氧穩(wěn)定同位素組成,δD和δ18O測定精度分別為±1‰和±0.3‰, 測定結(jié)果以相對于維也納標準平均海水VSMOW(Vienna Standard Mean Oceanic Water)千分偏差的形式表示。各水樣的氫氧穩(wěn)定同位素組成和鹽度測定結(jié)果如表1所示。

2 降水同位素的年內(nèi)變化特征及降水線

研究區(qū)缺乏近些年來降水氫氧穩(wěn)定同位素的監(jiān)測資料, 我們采用IAEA/GNIP福州站點1985—1992年的降水同位素監(jiān)測數(shù)據(jù)(International Atomic Energy Agency, 2011)來探討降水氫氧穩(wěn)定同位素組成的年內(nèi)變化特征。降水的氫氧穩(wěn)定同位素受到海-氣界面蒸發(fā)過程、大氣環(huán)流和局地降水過程的影響而表現(xiàn)出波動變化, 現(xiàn)對各個月份的降水同位素組成作降水量加權(quán)平均, 月降水量和月平均氣溫作算術(shù)平均, 結(jié)果如圖 3所示。福州降水同位素的年內(nèi)變化范圍為δD:–82.68‰ ～–11.94‰,δ18O:–17.18‰ ～–3.77‰, 7至8月份(豐水期)和10至11月份(枯水期)降水δD、δ18O加權(quán)平均值分別為–57.38‰、–7.68‰和–65.72‰、–9.84‰, 年內(nèi)δD、δ18O 加權(quán)平均值為–43.48‰、–6.65‰。通過觀察年內(nèi)降水同位素變化與平均降水量、平均氣溫變化的相關(guān)性可以發(fā)現(xiàn),本區(qū)降水氫氧穩(wěn)定同位素變化呈現(xiàn)降水量效應(yīng), 溫度效應(yīng)不明顯。降水的氘盈余(d)可以用來指示水汽源區(qū)相對濕度的差異, 研究區(qū)年內(nèi)降水氘盈余的變化反映了夏季降水的水汽源區(qū)具有較高的相對濕度,冬季降水的水汽源區(qū)具有較低的相對濕度。根據(jù)本區(qū)降水同位素的監(jiān)測數(shù)據(jù)可以得到福州降水線方程為:δD=8.19δ18O+11.73(N=71, R2=0.9221, P<0.0001)。

3 河口區(qū)地下水的形成演化規(guī)律

地下水是重要的自然環(huán)境因子和水循環(huán)組成要素(郇環(huán)等, 2011), 探討本區(qū)地下水的形成演化規(guī)律是開展研究區(qū)地下水-地表水、地下水-海水相互作用研究的基礎(chǔ)。

圖3 福州降水的D、18O、氘盈余(d)、降水量的月平均值和月平均氣溫Fig. 3 Monthly average of δD, δ18O, deuterium excess (d), precipitation amount and air temperature in Fuzhou

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枯水期, 閩江河口區(qū)北岸淺層地下水的氫氧穩(wěn)定同位素組成變化范圍分別為δD: –51.95‰～–35.98‰, 平均值是(–43.46±4.08)‰,δ18O: –7.76‰～–5.52‰, 平均值是(–6.75±0.58)‰; 南岸淺層地下水的同位素組成變化范圍分別為δD: –50.39‰～–37.79‰, 平均值是(–43.44±4.05)‰,δ18O: –7.00‰～–5.07‰, 平均值是(–5.75±0.58)‰。豐水期, 閩江河口區(qū)北岸淺層地下水的氫氧穩(wěn)定同位素組成變化范圍分別為δD: –46.30‰ ～ –38.82‰, 平均值是(–42.38±2.29)‰,δ18O: –7.52‰ ～ –5.95‰, 平均值是(–6.64±0.44)‰; 南岸淺層地下水的同位素組成變化范圍分別為δD: –45.15‰ ～ –31.78‰, 平均值是(–37.75±4.45)‰,δ18O: –6.99‰ ～ –4.96‰, 平均值是(–6.09±0.57)‰。

根據(jù)各種類型水的δD-δ18O關(guān)系圖, 在豐水期,南岸和北岸淺層地下水樣(WG1至WG19)均落在福州降水線上(圖 4), 這表明閩江兩岸淺層地下水均來自降水補給, 受到的蒸發(fā)作用影響很小。通過對比豐水期閩江兩岸淺層地下水的平均同位素組成發(fā)現(xiàn), 南岸淺層地下水整體上都較北岸淺層地下水富集重同位素, 這是由于北岸淺層地下水樣主要采自于山前丘陵與平原的過渡地帶, 北岸山區(qū)規(guī)模較大, 基巖裂隙水分布面積較廣, 地下水有相當一部分來源于重同位素較貧化的山區(qū)基巖裂隙水的補給。而在枯水期, 情況與豐水期則有所不同, 閩江北岸的山區(qū)、丘陵區(qū)及山前平原淺層地下水(DG13至DG24)均落在福州降水線上, 而南岸山前平原及丘陵區(qū)淺層地下水(DG1至DG8、DG10、DG11)均落在福州降水線的右下方, 其擬合線δD=4.01δ18O–20.38(N=12, P＝0.0485)的斜率遠低于福州降水線的斜率, 與福州降水線的交點卻較北岸平原及丘陵區(qū)地下水的平均同位素組成偏負, 這反映了枯水期南岸地下水除了接受降水補給外, 還受到了一種蒸發(fā)水體的大量補給, 并且該蒸發(fā)水體未蒸發(fā)前的同位素組成明顯較北岸地下水偏負。將枯水期南岸地下水補給來源水的同位素組成與年內(nèi)降水同位素的變化進行對比, 并考慮地下水補給的滯后效應(yīng), 發(fā)現(xiàn)其與本區(qū)農(nóng)灌期(5至 9月)降水同位素的加權(quán)值較為接近, 再結(jié)合閩江兩岸的地形地貌和土地利用類型發(fā)現(xiàn), 南岸山前平原多為大面積的農(nóng)田, 而北岸則多為植被和建筑物, 所以, 可以推斷枯水期南岸淺層地下水接受了大量經(jīng)歷了蒸發(fā)作用的灌溉水的補給。

地熱水也屬于地下水的一種類型, 為了研究福州市區(qū)地熱水的補給來源, 于豐水期采集了福州市區(qū)的深部地熱水樣(WT1)。結(jié)果顯示, 地熱水樣落在福州降水線上(圖4), 表明地熱水來源于大氣降水的補給, 黃宏灃(1998)也曾提出類似的看法。

4 河口區(qū)河水、地下水和海水的相互作用

從閩江竹岐水文站至入?？? 河水的δD、δ18O和鹽度整體上呈現(xiàn)逐漸升高的規(guī)律, 而且在淡咸水混合界面的上游和下游三者的變化幅度各有所不同(圖5)。為了便于分析, 我們將閩江河口劃分為河口淡水區(qū)(平均鹽度≤0.1)和河口淡咸水混合區(qū)(平均鹽度>0.1)?？菟? 淡水區(qū)與淡咸水混合區(qū)的界線大致在DR10點附近, 豐水期, 淡水區(qū)與淡咸水混合區(qū)的界線大致在 WR10點附近, 枯水期的淡咸水混合區(qū)位置較豐水期要更靠近上游(圖5)。

圖4 枯水期和豐水期閩江河口區(qū)各水體的δD-δ18O關(guān)系圖Fig. 4 δD versus δ18O plot of various water bodies in the dry season and wet season in Minjiang River estuary region

4.1 河口淡水區(qū)的河水與地下水的相互作用

在河口淡水區(qū), 枯水期河水(DR10至 DR29)氫氧同位素組成變化范圍為δD: –43.33‰ ～ –40.93‰,平均值是(–42.13±0.55)‰,δ18O: –6.50‰ ～ –4.98‰,平均值是(–6.12±0.39)‰; 豐水期河水(WR11 至WR25)氫氧同位素組成變化范圍為δD: –54.56‰ ～–43.53‰, 平均值是(–46.28±2.53)‰,δ18O: –8.06‰ ～–6.56‰, 平均值是(–7.08±0.36)‰。可見, 豐水期河水的氫氧同位素含量較枯水期貧化, 這反映了兩個時期河水補給來源存在差異。通過將枯、豐水期河口淡水區(qū)的河水平均同位素組成與相應(yīng)時期的降水同位素加權(quán)值作比較, 枯水期(10至11月)河水平均同位素組成與枯水期(10至11月)降水同位素加權(quán)值(δD: –65.72‰、δ18O: –9.84‰)差別很大, 而與枯水期兩岸地下水的平均同位素組成接近(平均δD、δ18O:(–43.45±3.98)‰、(–6.25±0.77)‰), 說明在枯水期河水和地下水的相互關(guān)系表現(xiàn)為地下水補給河水。在豐水期, 平均氫氧同位素組成落在 7至8月降水同位素變化范圍之內(nèi), 平均鹽度接近于0, 表明河水主要接受降水補給。將豐水期河水與兩岸淺層地下水的同位素組成作比較(圖 4)發(fā)現(xiàn), 閩江兩岸地下水,除 WG11的同位素組成與河水接近, 受到河水補給影響外, 其它地下水的同位素組成均明顯較河水偏正, 均未受到河水補給的影響, 這表明在豐水期地下水和河水的相互關(guān)系仍然表現(xiàn)為地下水補給河水。

圖5 枯水期和豐水期閩江河口水δD、δ18O和鹽度從上游至下游的變化Fig. 5 Variations of δD, δ18O and salinity along Minjiang River estuary in the dry season and wet season

在枯水期和豐水期, 閩江北支洪山大橋附近局部河段水樣(DR21、WR20)和南支灣邊大橋附近局部河段水樣(DR19、DR20、WR18)均出現(xiàn)了18O 異常富集現(xiàn)象, 尤其是在豐水期, 支流大漳溪(WR22,18O非常貧化)與南支河水混合后仍形成了18O異常富集的河水樣 WR18, 說明該河段存在特殊水體端元的輸入, 并且該特殊端元的18O較閩江河水富集,輸入水量也較為豐富。通過分析發(fā)現(xiàn), 這些異常點均分布于本區(qū) F5斷裂帶與 F1和 F3斷裂的交匯點附近(圖1和圖2), 而F5斷裂具有低阻異常特征, 屬于導水斷裂(陳世亮, 2008)。所以, 我們推測兩河段輸入的特殊水體端元來源于F5斷裂帶的基巖裂隙水。那么, 該斷裂帶基巖裂隙水的補給來源可能來自哪里？依據(jù)圖4分析, 枯水期18O異常富集的河水樣均落在南岸地下水線上, 在豐水期,18O異常富集的河水樣落在上游河水和南岸地下水之間, 結(jié)合福州盆地地下水的流向(圖1), 推測斷裂帶基巖裂隙水可能主要來源于閩江南岸的淺層地下水。

4.2 河口淡咸水混合區(qū)的河水、地下水和海水的相互作用

在閩江河口淡咸水混合區(qū), 枯水期河水δD、δ18O、鹽度變化范圍(平均值)分別為–42.77‰ ～–14.82‰((–33.24±10.82)‰)、–6.24‰ ～ –1.63‰((–4.20±1.84)‰)、0.8 ～ 27.6(10.1±10.0), 豐水期河水δD、δ18O、鹽度變化范圍(平均值)分別為–45.61‰ ～–13.29‰((–25.37±11.98)‰)、–7.22‰ ～ –1.96‰((–3.86±1.92)‰)、0.1 ～ 24.5(15.8±9.1)。在枯水期, 河口淡咸水混合區(qū)分布范圍較寬, 從 DR10至 DR06,河口混合水δD、δ18O和鹽度增加較緩慢, 平均δD、δ18O 和鹽度增加速率為 0.16‰/km、0.05‰/km、0.2/km, 反映該河段河水和海水混合作用較為緩和,而從 DR06至 DR01, 河口混合水平均δD、δ18O和鹽度增加速率激增至1.46‰/km、0.23‰/km、1.4/km,反映該河段的河水與海水混合作用較為劇烈(圖5)。而在豐水期, 河口淡咸水混合區(qū)范圍較窄, 河水與海水的混合作用整體上明顯強于枯水期, 從 WR11至WR04, 河口混合水平均δD、δ18O和鹽度增加速率為 1.70‰/km、0.27‰/km、1.3/km(圖 5)。根據(jù)上述淡咸水混合作用及其變化規(guī)律, 表明枯水期的閩江河口屬于部分混合型河口或充分混合型河口, 而豐水期的閩江河口則屬于鹽水楔型河口, 這是由于枯水期地表徑流較弱, 采樣時又恰逢是退潮時期,咸淡水充分混合, 咸淡水過渡帶較寬, 而豐水期地表徑流較強, 采樣時又恰逢是漲潮時期, 咸淡水界面接近突變界面, 咸淡水過渡帶較窄, 這樣就形成了枯、豐水期河口不同的混合類型。

圖6 枯水期(a)和豐水期(b)河口淡咸水混合區(qū)河水δD、δ18O與鹽度的關(guān)系Fig. 6 δD and δ18O versus salinity in Minjiang River estuary in the dry season (a) and wet season (b)

將淡咸水混合區(qū)河水與兩岸地下水作比較, 枯水期, 兩岸地下水平均δD、δ18O、鹽度分別為(–48.27±3.00)‰、(–6.57±0.62)‰、0±0; 豐水期, 兩岸地下水平均δD、δ18O、鹽度分別為(–39.52±4.27)‰、(–6.25±0.58)‰、0.1±0.2, 地下水平均同位素組成比河水明顯偏負, 鹽度明顯小于河水, 表明由陸到河口在較大的地下水力梯度控制下,河水和地下水的相互作用關(guān)系仍表現(xiàn)為地下水補給河水。

通過分析研究區(qū)馬尾以東地區(qū)的淺層地下水發(fā)現(xiàn), 除了 WG4水樣(δD、δ18O 和鹽度值分別為–31.98‰、–4.96‰和 0.4)有輕微的海水入侵影響外,其它水樣點均屬于18O較貧化、鹽度很低的淡水(平均δD、δ18O 和 鹽 度 分 別 為 (–40.94±3.84)‰ 、(–6.45±0.43)‰、0.1±0.1), 說明馬尾以東濱岸帶含水層, 地下水開采量小, 在較強的陸源地下水徑流作用下, 主要表現(xiàn)為地下水向河口及近海泄流, 即地下水補給河口水及近岸海水, 含水層的海水入侵非常有限, 僅長樂市東海岸局部靠近岸邊的地段發(fā)生了微弱的海水入侵現(xiàn)象。

在豐水期, 河水δD、δ18O均與鹽度呈現(xiàn)極好的線性關(guān)系(圖 6b), 說明豐水期地表徑流量增大, 地下水的混合比率相對降低, 河口淡咸水混合區(qū)主要以河水和海水的保守混合為主。在枯水期, 河水δD與鹽度S的線性關(guān)系極好, 而δ18O與鹽度的線性關(guān)系略差一些(圖 6a), 說明枯水期河口淡咸水混合區(qū)除了河水與海水的混合外, 還存在明顯的地下水混入。從圖 4分析來看, 豐水期河口混合水位于海水端元與河水端元的保守混合線上, 而枯水期部分河口混合水則偏向河水端元與海水端元保守混合線的右下方, 位于南岸山前平原淺層地下水與海水之間,這反映了枯水期南岸存在明顯的地下水輸入, 地下水在河口混合中的貢獻顯著增大。

5 結(jié)論

通過分析閩江河口區(qū)大氣降水氫氧同位素組成的年內(nèi)變化規(guī)律, 分析不同類型地下水和河水氫氧同位素組成的時空變化特征, 很好地揭示了研究區(qū)地下水的形成演化規(guī)律?？傮w來看, 閩江河口區(qū)的降水、地形地貌、土地利用、巖性構(gòu)造控制了地下水的形成演化。閩江河口兩岸的淺層地下水主要接受大氣降水補給, 南岸淺層地下水在枯水期還接受灌溉水補給, 北岸的淺層地下水還接受部分山區(qū)基巖裂隙水的補給。

氫氧穩(wěn)定同位素和鹽度可以有效地指示閩江河口區(qū)河水、地下水和海水的相互作用。在閩江河口區(qū), 枯水期和豐水期的河水與地下水的相互作用關(guān)系始終表現(xiàn)為地下水補給河水, 枯水期南岸地下水在河口混合中的貢獻明顯增大。濱海含水層基本上不存在海水入侵, 僅長樂市東海岸局部含水層存在輕微的海水入侵?？菟诘拈}江河口屬于部分混合型河口或充分混合型河口, 而豐水期的閩江河口則屬于鹽水楔型河口。

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An Analysis of the Interaction between River Water, Groundwater and Seawater in Minjiang River Estuary Region, Fujian Province,Based on Stable Isotopes D and18O

ZHANG Bin, GUO Zhan-rong*, GAO Ai-guo, YUAN Xiao-jie, LI Kai-pei
College of Ocean and Earth Sciences, Xiamen University, Xiamen, Fujian361005

The aim of this study is to reveal the origin and evolution of groundwater as well as the interaction between groundwater, river water and seawater. During both the dry season (October and November) and the wet season (July and August) of 2009, the authors collected fresh river water and brackish water samples in Minjiang River estuary, groundwater samples near Minjiang River estuary, and seawater samples in Taiwan Strait, then measured salinity, D and18O isotopic composition for the water samples. Some conclusions have been reached:(1) the unconfined groundwater on both sides of Minjiang River estuary is mainly recharged by rainfall, the groundwater on the northern side is also recharged by the bedrock fissure groundwater, and the groundwater on the southern side is also recharged by the irrigation water in the dry season, which has somewhat experienced evaporation before discharging; (2) the interaction between river water and groundwater always shows that the groundwater recharges to the river water occur in both dry season and wet season, and the mixing ratio of groundwater from the southern side of Min River estuary significantly increases in the dry season; (3) the seawater intrusion in the costal aquifer doesn’t exist on the whole, and this kind of phenomenon just occurs locally in a small part of the costal aquifer; (4) the site and mixture type of the mixed zone between fresh and brackish water in the estuary in the dry season is clearly different from those in the wet season.

book=214,ebook=291

groundwater; river water; seawater; stable isotopes D and18O; salinity; mixing action; Minjiang River estuary

P641; P597.2

A

10.3975/cagsb.2013.02.08

本文由福建省重點基金項目(編號: 2009I0025)和國家自然科學基金項目(編號: 41072174)聯(lián)合資助。

2012-07-23; 改回日期: 2012-12-27。責任編輯: 張改俠。

章斌, 男, 1985年生。碩士研究生。主要從事水文地球化學研究。通訊地址: 361005, 福建省廈門市思明區(qū)大學路182號。E-mail: zhangbinem@gmail.com。

*通訊作者: 郭占榮, 男, 1965年生。教授。主要從事水文地質(zhì)和海洋地質(zhì)的教學與研究工作。通訊地址: 361005, 福建省廈門市思明區(qū)大學路182號。E-mail: gzr@xmu.edu.cn。