长江中游荆江段地下水排泄的量化及其空间差异性分析

Quantification of Groundwater Discharge and Its Spatial Variability in Jingjiang Section of Middle Reach of the Yangtze River

摘要

地下水与河流的相互作用对于维持河流生态系统的健康十分关键，但是目前对于地下水向湿润地区大型河流排泄过程的定量化研究较为薄弱.针对这一问题，以长江中游荆江段为研究区，通过野外采样和水文气象数据收集，利用²²²Rn质量平衡模型定量估算长江中游荆江段的地下水排泄，并用EC质量平衡模型及水量平衡模型验证²²²Rn质量平衡的结果.结果显示：长江中游荆江段的平均地下水排泄速率为133 mm/d，排泄总量为1.06×10⁸ m³/d，对水量平衡的贡献约为10.99%.其中枝城-沙市段地下水排泄速率最大，监利-螺山段地下水排泄速率最低.含水层富水性和地下水位可能是控制地下水排泄速率的关键因素.本研究对于流域水资源管理具有重要意义，也可为今后长江中游地区水资源的合理开发利用以及生态环境保护提供理论依据.

关键词

地下水排泄 / 氡 / 水量平衡 / 荆江 / 长江中游 / 水文地质学

Key words

groundwater discharge / radon / water balance / Jingjiang River / middle reach of the Yangtze River / hydrogeology

0 引言

地表水与地下水中是水资源中不可分割的重要组成部分，它们不仅为农业、工业提供了可利用的水资源，而且在维持生态系统的健康中也扮演着重要角色（Bauer et al.， 2006；Chen，2007；Zhou et al.， 2013）.在水循环中，地表水和地下水不是相互独立的，而是作为统一的系统相互作用.全球范围内，对于地下水-地表水相互作用的研究逐渐成为热点（Liao et al.，2018；Yang et al.，2020；Han et al.，2022），精确量化地下水-地表水相互作用对于河流、湿地、湖泊的水资源管理和生态保护具有重要理论意义.

长江是我国最长的河流，也是世界上的第三大河.长江在我国经济社会和生态的可持续发展中发挥着重要作用（许静等，2020；Liu et al.， 2021），深入认识长江流域的水资源分配与水循环特征至关重要.目前对于长江流域的研究多聚焦于长江的水沙情况、水文条件、水生态环境等（Yang et al.， 2019；Dai，2021；Gao et al.，2021；Xie et al.，2021），对于地下水在流域水循环中的作用关注较为薄弱.汪少勇等（2020）等在长江源区对永久冻土区的地下水稳定氢氧同位素的特征及影响因素开展了研究.Che et al.（2021）在长江下游安庆段使用多种环境同位素定性识别了地下水与地表水的相互作用.然而，已有大多数研究只关注定性识别的结果，对长江与地下水相互作用的定量化研究十分匮乏，特别是对于地下水排泄过程对长江流量的贡献目前认识尚不清楚.精准量化长江与地下水的相互作用特别是地下水向长江的排泄通量及其贡献，有助于丰富对长江流域水循环规律与水资源条件的认识.

多种技术方法手段被用于量化地下水向地表水的排泄（Rosenberry et al.，2015）.其中，天然环境示踪剂可以在较大尺度上识别地下水排泄（Ortega et al.，2015）.氢氧同位素（D和¹⁸O）因为其化学性质稳定，不易受到干扰，在示踪水循环过程中得到了大量的应用（Martinez et al.， 2015）.近年来，随着测量技术的不断进步，放射性同位素²²²Rn被广泛应用，²²²Rn也被证明是量化地下水向地表水排泄的有力工具（Burnett et al.， 2010；Xie et al.， 2016；Yang et al.， 2020）.²²²Rn的半衰期为3.8 d，化学性质保守稳定，是²²⁶Ra放射性衰变的产物，其在地下水中的活度通常比地表水高出2~3个数量级（Burnett et al.， 2013），使得其成为了识别与量化地下水排泄的理想示踪剂.

本研究以长江流域典型河段——中游荆江段为研究区，使用²²²Rn质量平衡模型对荆江段的地下水排泄进行量化，并使用其他质量平衡模型进行验证，探究了荆江段地下水排泄量的空间差异性及其影响因素.本研究对于长江流域水资源管理具有重要意义，也可为今后长江中游地区水资源的合理开发利用以及生态环境保护提供理论依据.

1 研究区概况

长江全长6 300多千米，一般以宜昌以上为上游，宜昌至湖口为中游，湖口以下为下游.本研究选取河段为宜昌-螺山，全长约400 km，涵盖荆江全段.荆江段起于枝城，终于城陵矶，穿越江汉平原与洞庭平原，横跨湖北、湖南两省.区内水量丰富，水面宽广，被誉为“黄金航道”（Han et al.，2021）.人口众多，经济发达，物产丰富，是多种珍稀动物的栖息地，但由于水生态栖息地功能恶化，多种珍稀动物面临灭绝的风险（潘保柱和刘心愿，2021）.同时荆江段的物种多样性下降，湖泊萎缩，部分支流水生态形势严峻（刘松等，2012）.不仅如此，地下水资源还面临着管理与配置的问题，但常被忽略（黄长生等，2021）.

长江中游浅层潜水含水层主要为粘土、亚粘土层内的局部粉砂，富水性较差；中层承压含水层主要为细砂到粗砂，富水性较好.长江的河床切穿中层承压含水层，与地下水发生相互作用.在地形地貌上，在宜昌段两岸主要为低山丘陵、河流阶地与河漫滩，宜昌段下游河段两岸主要为冲积平原（李茂田，2005）.采样期间流速在0.6~1.1 m/s，流速较缓，无降水.研究河段内分布5个水文站，分别是宜昌站、枝城站、沙市站、监利站、螺山站.汇入的支流和湖泊有：清江、沮漳河、洞庭湖；流出的支流有：松滋河、藕池河.沮漳河和藕池河的流量较小，在枯水期几乎断流.所以在本次研究中，这两条河流的流量忽略不计.

2 研究方法

2.1　数据获取

2.1.1　野外采样和室内测试

野外采样工作于2021年1月进行，共采集了65个样品，其中河水样品35个，井水样品12个，河岸孔隙水样品13个，沉积物样品5个.河水样品采自水面以下0.5 m，使用地表水采样器直接采集；地下水样品通过手压井或蠕动泵采集，在取样之前，至少抽水10 min以保证水样新鲜；河岸孔隙水样品使用孔隙水采样器，将采样器插入地下1 m以下，采样器上端连接蠕动泵进行采取；沉积物样品于地表水面以下0.5 m通过沉积物取样器采集，取出后切除表外层与地表水混合的部分，保留内部沉积物.在野外，使用便携式多参数水质分析仪（HACH HQ40D）测试温度（T）、氧化还原电位（Eh）、pH、溶解氧（DO）、电导率（EC）；在采样当天，使用RAD7 AQUA仪器测定河水、井水、孔隙水以及大气的²²²Rn浓度；在实验室，使用电感耦合等离子发射光谱仪（ICP-AES，Thermo ICAP7600）测定阳离子浓度；使用离子色谱法（ICS-2100）测定阴离子浓度；使用水同位素分析仪（LGR，IWA-45EP）测定氢氧同位素组成.

2.1.2　其他数据获取

宜昌、枝城、沙市、监利、螺山5个站点每小时的水位、流量数据从湖北省水情网获取，气象数据来自中国气象网，具体包括：（1）宜昌站、枝城站、沙市站、监利站、螺山站的2018年12月至2021年2月每日8∶00的水位与流量数据；（2）清江隔河岩站与水布垭站、松滋河新江口站、洞庭湖城陵矶站的2018年12月至2021年2月每日8∶00的水位与流量数据；（3）宜都、枝江、石首、岳阳的2018年12月至2021年2月每日的降水、蒸发数据.

2.2　 ²²²Rn质量平衡模型

²²²Rn是²²⁶Ra的衰变产物，半衰期为3.823 d.由于长江的江面宽广，且在枯水期流速较缓（0.6~1.5 m/s），与大型通江湖泊相似（齐凌艳等，2017；杨斌和张英豪，2020）.因此，本研究拟建立与大型通江湖泊类似的²²²Rn质量平衡模型，地下水排泄通量作为唯一未知项进行求解.在本研究中，河水中的²²²Rn来源包括地下水排泄、上游来水及支流汇入、沉积物扩散、²²⁶Ra衰变.²²²Rn的汇项包括下游流出及支流流出、自身衰变、大气逃逸.²²²Rn质量平衡模型可表示为下式（Kluge et al.， 2007）：

\frac{\partial I{}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R}\mathrm{n}}{\partial t} = F_{\mathrm{g}\mathrm{w}} + F_{\mathrm{d}\mathrm{i}\mathrm{f}\mathrm{f}} + I {}_{}{}^{\mathrm{226}}\mathrm{R} \mathrm{a} \times \lambda {}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R} \mathrm{n} + F_{\mathrm{s}} - F_{\mathrm{a}\mathrm{t}\mathrm{m}} - I {}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R} \mathrm{n} \times \lambda {}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R} \mathrm{n} - F_{\mathrm{o}\mathrm{u}\mathrm{t}} , \left(\mathrm{1}\right)

式中： F_{\mathrm{g}\mathrm{w}}、 F_{\mathrm{d}\mathrm{i}\mathrm{f}\mathrm{f}}、 F_{\mathrm{s}}、 F_{\mathrm{a}\mathrm{t}\mathrm{m}}、 F_{\mathrm{o}\mathrm{u}\mathrm{t}}分别为枯水期平均的地下水排泄、沉积物扩散、上游来水及支流汇入、大气扩散、下游流出及支流流出的²²²Rn通量（Bq/m²d）； I {}_{}{}^{\mathrm{226}}\mathrm{R} \mathrm{a}和 I {}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R} \mathrm{n}为河水²²⁶Ra和²²²Rn储量（Bq/m²），等于河水中²²⁶Ra和²²²Rn的活度乘以河道深度； \lambda {}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R} \mathrm{n}为²²²Rn的衰减常数，值为0.186 d^-1.公式的左侧表示河水中²²²Rn随时间的变化，由于变化不显著，该值等于0.地下水排泄速率可使用下式进行计算（Luo et al.，2016）：

V = \frac{F_{\mathrm{g}\mathrm{w}}}{C_{\mathrm{g}\mathrm{w}}} , (2)

式中： V为地下水的排泄速率（mm/d）； F_{\mathrm{g}\mathrm{w}}表示地下水排泄的²²²Rn通量（Bq/m²d）； C_{\mathrm{g}\mathrm{w}}表示地下水端元的²²²Rn活度.

2.2.1　 ²²²Rn的大气扩散

河水中的²²²Rn活度高于空气中的²²²Rn活度，在活度梯度的影响下，河水中的²²²Rn会通过水-空气界面逃逸，根据相关经验公式，可以估算通过大气损失的²²²Rn通量（Dimova and Burnett， 2011）：

F_{\mathrm{a}\mathrm{t}\mathrm{m}} = k \left(C_{\mathrm{w}}-\alpha C_{\mathrm{\alpha }}\right) , (3)

\alpha = \mathrm{0.105} + \mathrm{0.405} \times {\mathrm{e}}^{-\mathrm{0.050}\mathrm{27}\times T_{}} , (4)

k = \mathrm{0.45} {\mu }_{}^{\mathrm{1.6}} \times {\left(\frac{S_{\mathrm{C}}}{\mathrm{600}}\right)}^{-b} , (5)

式中：k为气体传递系数（m/d）； C_{\mathrm{w}}和 C_{\mathrm{\alpha }}分别为水和空气中²²²Rn的活度（Bq/m³）； \alpha为气体分布系数； \mu为风速，风速大于3.6 m/s时b=0.5，风速小于3.6 m/s时b=0.667；T为气温（℃）.S _C为施密特数，可以表示为：

S_{\mathrm{C}} = \mathrm{3} \mathrm{417.6} \times {\mathrm{e}}^{-\mathrm{0.063}\mathrm{4}\times T_{}} . (6)

2.2.2　 ²²²Rn的沉积物扩散

沉积物孔隙水中的²²²Rn活度远高于河水中的²²²Rn活度，因此，沉积物中的²²²Rn会通过沉积物-水界面扩散到河水中.²²²Rn的沉积物扩散通量可以通过下式进行计算（Luo et al.， 2016）：

F_{\mathrm{d}\mathrm{i}\mathrm{f}\mathrm{f}} = {\left(\mathrm{\lambda }{}_{}{}^{\mathrm{222}}\mathrm{R}\mathrm{n}\times D_{\mathrm{s}}\right)}^{\mathrm{0.5}} \left(C_{\mathrm{g}}-A_{\mathrm{O}}\right) , (7)

式中： C_{\mathrm{g}}为沉积物孔隙水的平均²²²Rn活度（Bq/m³）； A_{\mathrm{O}}为沉积物上覆河水的²²²Rn活度（Bq/m³）； D_{\mathrm{s}}表示²²²Rn在沉积物中到上覆水中的分子扩散系数，该系数取决于分子扩散系数（ D_{\mathrm{m}}）和沉积物孔隙度（ n）（Boudreau， 1996）. D_{\mathrm{m}}的值由温度来决定，可由下式计算：

D_{\mathrm{s}} = \frac{D_{\mathrm{m}}}{{\left[\mathrm{1}-\mathrm{l}\mathrm{n}\left(n^{\mathrm{2}}\right)\right]}^{\mathrm{2}}} (8)

- \mathrm{l} \mathrm{o} \mathrm{g} D_{\mathrm{m}} = \left(\frac{\mathrm{980}}{T}\right) + \mathrm{1.59} . (9)

C_{\mathrm{g}}的结果可通过沉积物平衡培养实验得到（Corbett et al.，1998），取150 g沉积物和500 mL上覆水置于锥形瓶中，并密封保存，放置在摇床中培养30 d直至沉积物孔隙水的²²²Rn活度达到平衡后，将平衡后的水样转移到250 mL玻璃瓶中，再使用RAD7和RAD H₂O进行测量. C_{\mathrm{g}}值可通过下式进行计算：

C_{\mathrm{g}} = \frac{C_{\mathrm{s}}\times {\rho }_{\mathrm{w}}}{n} , (10)

C_{\mathrm{s}} = \frac{A_{\mathrm{0}}\times V_{\mathrm{0}}}{M_{\mathrm{s}}} (11)

式中：C _s为单位体积的湿沉积物中的²²²Rn活度（Bq/kg）； {\rho }_{\mathrm{w}}为沉积物湿密度（kg/m³）； n为沉积物孔隙度； A_{\mathrm{0}}为上覆水的²²²Rn活度； V_{\mathrm{0}}为培养实验中使用的河水体积（m³）； M_{\mathrm{s}}为培养实验中使用的沉积物质量（kg）.

2.3　EC质量平衡

电导率（EC）反映了所有溶解在水中的离子总含量，可以很好地反映水循环中的流动路径和持续时间（Wang et al.， 2017）.EC的质量平衡公式可以表示为（Batlle-Aguilar et al.，2014）：

∆ V C_{\mathrm{R}} = G_i C_{\mathrm{G}} + R_i C_{\mathrm{R}i} - R_{\mathrm{O}} C_{\mathrm{O}} (12)

式中： ∆ V为河流的水位波动造成的体积变化（m³/d）； C_{\mathrm{R}}为河水中的电导率（μs/cm）； G_i为地下水的排泄量（m³/d）； C_{\mathrm{G}}为地下水电导率（μs/cm）； R_i为河流上游流量及支流来水（m³/d）； C_{\mathrm{R}i}为河流上游与支流来水的电导率（μs/cm）； R_{\mathrm{O}}为河流下游流量及支流去水（m³/d）； C_{\mathrm{O}}为河流下游及支流去水的电导率（μs/cm）.

3 结果与讨论

3.1　 ²²²Rn与EC的分布特征

3.1.1　 ²²²Rn

所有河水样品²²²Rn活度的变化范围为37.24~1 183 Bq/m³，平均²²²Rn活度为83.56 Bq/m³.其中，河岸处河水的²²²Rn活度范围在72.24~1 044.77 Bq/m³，平均²²²Rn活度为326.71 Bq/m³；河心处河水的平均²²²Rn活度范围在37.24~1 183 Bq/m³，平均²²²Rn活度为252.10 Bq/m³.总体上，河岸处河水的²²²Rn活度高于河心处，这表明河岸处的地下水排泄强度大于河心处.

沿岸井水中的²²²Rn活度范围在972.02~9 565.81 Bq/m³，平均活度为3 770.80 Bq/m³；河岸孔隙水的²²²Rn活度范围为1 678.83~13 400.96 Bq/m³，平均活度为6 262.77 Bq/m³，河岸孔隙水的²²²Rn活度高于井水.具体信息见表1.

3.1.2　EC

长江中游河段河水的EC值变化范围在142.7~457.0 μs/cm，平均EC值为353.1 μs/cm；沿岸井水的EC值变化范围在384~1 097 μs/cm，平均EC值为775.8 μs/cm；河岸孔隙水的EC值变化范围在342~951 μs/cm，平均EC值为600 μs/cm.清江、松滋河、洞庭湖的EC值分别为：265 μs/cm、355 μs/cm、263 μs/cm.可以看出，井水与河岸孔隙水的EC值大于河水的EC值.各个端元的EC平均值见表2.

3.2　地下水向长江排泄的识别

长江中游河段河水的δ¹⁸O值的变化范围为-7.96‰~-13.34‰，平均δ¹⁸O值为-11.52‰；沿岸地下水的δ¹⁸O值变化范围在-5.09‰~-8.75‰，平均δ¹⁸O值为-7.14‰；河岸孔隙水的δ¹⁸O值变化范围为-6.05‰~-10.96‰，平均δ¹⁸O值为-8.09‰.清江、松滋河、洞庭湖的δ¹⁸O值分别为-8.88‰、-10.90‰、-7.53‰.

由于沿岸地下水的δ¹⁸O值比长江河水的δ¹⁸O值更高，沿着河流流向且无支流汇入时，河水δ¹⁸O值的上升可能指示着地下水向河流的排泄（Che et al.，2021；毛龙富等，2023）.由于河岸处河水的δ¹⁸O值与²²²Rn活度波动较大，河心处河水δ¹⁸O值与²²²Rn活度的沿程变化更具代表性.由图2可以看出，在宜昌-枝城段、枝城-沙市段，河水δ¹⁸O值逐步上升，暗示了在这两段地下水向河水排泄过程较为强烈；在沙市-监利段，δ¹⁸O值缓慢下降，趋于平稳，可能说明该段河水与地下水的水力联系较弱；在监利-螺山段，由于洞庭湖水的δ¹⁸O值较正且流量较大，其汇入导致了前半段河水δ¹⁸O值的升高.

在宜昌-枝城段以及枝城-沙市段，河水中的²²²Rn活度逐渐增加；沙市-监利段，²²²Rn活度先下降后缓慢上升；在监利-螺山段，²²²Rn活度变化较缓.由于地下水中的²²²Rn活度远高于河水中的²²²Rn活度，所以当河流的²²²Rn活度增加时，可能是由于地下水向河流排泄所致.在宜昌-枝城以及枝城-沙市段，河水中的δ¹⁸O值与²²²Rn活度都逐步上升，可能暗示了这两个区间的地下水排泄较为强烈.在沙市-螺山段，河水中的²²²Rn活度降低，表明该区域河水与地下水的水力联系较弱（Che et al.，2021）.

3.3　地下水向长江排泄的量化

3.3.1　 ²²²Rn质量平衡模型量化

²²²Rn质量平衡模型的源汇项在表1列出.在²²²Rn质量平衡模型的汇项中，在野外现场测量中，河水上方大气的²²²Rn活度为8.11 Bq/m³，河水与空气的²²²Rn活度梯度会导致河水中的²²²Rn逃逸到空气中，河水上方风速与河水温度对于大气扩散通量的影响很大（Dimova and Burnett，2011），在野外采样期间，风速范围在0~7.60 m/s，平均风速为2.38 m/s.河水温度范围在7.30~17.80 ℃，平均水温13.4 ℃.经过计算，²²²Rn的大气扩散通量为280.33 Bq/m²d.在之前的一些研究中，会忽略地表水的入流和出流，因为地表水中的²²²Rn活度比地下水的²²²Rn活度小2~3个数量级（Burnett et al.，2013）.但本研究中地表水的入流（6.25×10⁸ m³/d）和出流（9.49×10⁸ m³/d）较大，不能忽略地表水²²²Rn通量的贡献.经计算，地表水入流的²²²Rn通量为193.754 Bq/m²d，地表水出流的²²²Rn通量为171.516 Bq/m²d.

在²²²Rn质量平衡模型的源项中，在沉积物培养实验中，得到沉积物孔隙水中²²²Rn活度范围为556~1 390 Bq/m³，平均活度为966.6 Bq/m³.根据计算公式得到，²²²Rn从沉积物表层扩散到河流中的平均通量为1.15 Bq/m²d.基于公式（1），可得到地下水排泄的²²²Rn通量为678.86 Bq/m²d.根据公式（2），用地下水²²²Rn排泄通量除以地下水平均²²²Rn活度，可以得到地下水排泄速率约为135 mm/d，对于河水水量平衡的贡献约为10.99%.

3.3.2　其他平衡模型量化

使用EC质量平衡模型进行地下水排泄的量化，各个端元值在表2列出.长江水中的平均EC值为353.1 μs/cm，周围地下水的平均EC值为684.4 μs/cm.通过公式（12）进行计算可以得到地下水排泄速率约为113 mm/d，对河水水量平衡的贡献约为9.15%.此结果与²²²Rn质量平衡模型结果接近，指示了这两种质量模型量化结果的可靠性.进一步利用简单的水量平衡模型来验证²²²Rn与EC的结果，该模型可以表示为：

- ∆ V = R_i + P + G_i - R_{\mathrm{o}} - E_{\mathrm{o}} , (13)

式中： ∆ V为枯水期河流水位的平均变化导致的体积变化（m³/d）； R_i为枯水期平均上游来水及支流流入（m³/d）； P为枯水期平均降雨（m³/d）； G_i为枯水期平均的地下水排泄通量（m³/d）； R_{\mathrm{o}}为枯水期平均下游去水及支流流出（m³/d）； E_{\mathrm{o}}为枯水期平均蒸发量（m³/d）.

水量平衡中各个端元的值在表3中列出.

代入公式（13）计算可得，枯水期地下水排泄通量为9.41×10⁷m³/d，排泄速率约为120.9 mm/d，对于河水水量平衡的贡献率约为9.79%.通过对比分析3种质量平衡模型的结果，如图3所示，进一步验证了²²²Rn质量平衡模型结果的可靠性.

3.4　不同河段地下水排泄量的差异及影响因素分析

通过图4可以看出，河水中²²²Rn活度的波动较大.在宜昌-枝城段，²²²Rn平均活度为395.13 Bq/m³；在枝城-沙市段，²²²Rn平均活度为376.39 Bq/m³；在沙市-监利段，²²²Rn平均活度为272.90 Bq/m³；在监利-螺山段，²²²Rn平均活度为155.63 Bq/m³.宜昌-枝城段以及枝城-沙市段的河水平均²²²Rn活度明显高于后两段，这暗示了地下水的排泄量可能存在着空间差异.通过²²²Rn质量平衡模型与水量平衡模型对这4段进行分别计算，得到结果如图5所示.

可以看出，枝城-沙市段的排泄总量最大，沙市到监利段次之.但是地下水的排泄总量受河段长短及空间大小的影响较大，使用地下水的排泄速率进行分析，会消除河段长短对结果的影响.地下水排泄速率的分段量化结果如图6所示，在枝城-沙市段，地下水排泄速率最大；宜昌-枝城段，次之；沙市-监利段，再次之；监利-螺山段，地下水排泄速率最小.

3.4.1　含水层富水性影响

枝城-沙市段的地下水排泄速率最大，为274.60 mm/d；宜昌-枝城段的地下水排泄速率也较大，为165.54 mm/d；沙市-监利段的地下水排泄速率稍小，为122.87 mm/d；监利-螺山段的地下水排泄速率最小，为43.72 mm/d.排泄速率的大小可能会受到含水层富水性和地下水位的共同影响.宜昌-螺山段的含水岩组及富水程度如附图1所示.

在宜昌-枝城段，含水岩组富水性为中等；在枝城-沙市段，含水岩组的富水性为中等到强，含水性强的区域主要在江陵和沙市两地；在沙市-监利段，含水岩组的富水性为中等到强，在沙市-监利段，部分区域的含水岩组富水性较弱；在监利-螺山段，含水岩组的富水性为中等到弱，含水岩组在城陵矶后段的富水性较弱.枝城到沙市段较强的含水层富水性可能会使得该段的地下水排泄增强，而监利到螺山段的含水层富水性最差，可能使得该段的地下水排泄显著降低.而宜昌-枝城段与沙市-监利段地下水排泄速率的大小与两端富水性的大小并不吻合，沙市-监利段的含水层富水性要大于宜昌-枝城段，但沙市-监利段的地下水排泄速率低于宜昌-枝城段，这可能指示了其他因素的影响.

3.4.2　地下水位影响

从宜昌至螺山，长江河段地表高程呈现由高到低的趋势.在稳态条件下，地下水位主要由地形控制，可由地表高程代表（Tóth， 1963；Freeze and Witherspoon，1967）.荆江段的地表高程如附图2所示.分段来看，宜昌-枝城段的地表平均高程最高；枝城-沙市的地表平均高程属于中等水平；沙市-监利的地表平均高程属于中等偏低水平；监利-螺山的地表平均高程最低.因为宜昌-枝城段的地表平均高程较大，所以地下水头也会高于其他区域，使得该区域的地下水排泄速率高于沙市-监利段.根据地质云长江沿岸地下水位数据（https://geocloud.cgs.gov.cn/#/home），在采样期间，宜昌-枝城段地下水位高于100 m，枝城-沙市段地下水位在40 m左右，沙市-监利段地下水位在30 m左右，监利-螺山段地下水位在25 m左右.综合考虑含水层富水性及地下水位的影响，结果在表4中列出.可以看出，枝城-沙市段和监利-螺山段的地下水排泄速率受到含水层富水性和地下水位的共同控制，而宜昌-枝城段的地下水排泄速率主要受地下水位的影响，根据以往的研究，宜昌段的地下水位平均标高会高于地表水30 m左右（范小军等，2021）.沙市-监利河段的地下水排泄速率主要受含水层富水性的控制，沙市地区的含水岩组分为孔隙潜水含水岩组、上部孔隙承压含水岩组、下部孔隙承压含水岩组，水量丰富稳定（邓青军等，2014）.

4 结论

（1）使用²²²Rn质量平衡模型对长江中游荆江段的地下水排泄进行了估算，并使用EC质量平衡模型以及水量平衡模型验证了²²²Rn质量平衡模型结果的可靠性，水量平衡模型与EC质量平衡模型相对于²²²Rn质量平衡模型的误差分别为11.22%和16.98%，误差在可接受的范围内.²²²Rn质量平衡模型估算的平均地下水排泄速率为135 mm/d，排泄总量为1.06×10⁸ m³/d，对河流水量平衡的贡献为10.99%.

（2）对长江中游河段地下水排泄的空间差异性进行了分析，枝城-沙市段，地下水排泄速率最大，为274.60 mm/d；宜昌-枝城段，地下水排泄速率次之，为165.54 mm/d；沙市-监利段，地下水排泄速率再次之，为122.87 mm/d；监利-螺山段，地下水排泄速率最小，为43.72 mm/d.此外，在宜昌-枝城段，地下水的排泄速率主要受到地下水位的控制，在沙市-监利段，地下水的排泄速率主要受到含水层富水性的控制，在枝城-沙市段以及监利-螺山段，排泄速率受到含水层富水性与地下水位的共同控制.

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附图见本刊官网（http://www.earth-science.net）.

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基金资助

湖北省科技计划项目(2020BCA088)