2. 吉林大学建设与工程学院, 长春 130026;
3. 中国地质科学研究院, 北京 100037;
4. 黑龙江九○四环境工程勘察设计院, 哈尔滨 150027
2. College of Construction Engineering, Jilin University, Changchun 130026, China;
3. Chineses Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. 904 Environment Surveying and Designing Academy of Heilongjiang Province, Harbin 150027, China
0 引言
傍河开采是一种重要的地下水开采方式，其通过开采地下水激发河水大量入渗，实现河水对地下水的有效补给[1-5]。傍河开采对于维持地下水水源地供水稳定性、增加区域水资源利用率、净化地表水质等具有重要作用[6-8]。因此傍河取水工程在许多国家得到广泛应用。
傍河水源地的地下水来源有河水入渗补给、区域地下水侧向补给和大气降水补给等，其中河水入渗补给是傍河水源地的主要补给来源。河水补给强度是评价傍河水源地的水资源量、确定水源地开采规模和开采方案的关键参数[9]。然而由于河流地质作用的影响，使得河床沉积物的渗透性在河床不同位置存在显著差异，加上河水和地下水位的变化，造成了河水补给强度在空间上存在着明显的时空变化。因此，进行河水补给研究、确定傍河水源地地下水的补给来源、评价河水补给强度的时空变化，对于提高傍河水源地地下水资源评价结果的可靠性、促进水源地长期稳定开采具有十分重要的意义。
传统的直接测量法、间接推算法、数值模型法以及达西定律法不能有效地区分不同的补给来源[10-17]。作为水分子的直接组成部分，氢氧稳定同位素因其可以有效指示地下水不同的补给来源，成为研究河水-地下水交互作用的理想环境示踪剂而被广泛应用。利用河水和地下水的氢氧稳定同位素的动态监测资料可以很好地识别河水补给强度在空间上的差异[18-24]。
本文以沈阳市辽河沿岸黄家傍河水源地为例，在查明研究区地质及水文地质条件以及在分析大气降水、河水和地下水水化学和氢氧稳定同位素组成及其时空变化特征的基础上，揭示傍河水源地河水入渗补给强度及其时空变化规律，以期为傍河水源地的地下水资源评价和地下水开采方案的制定提供科学依据。
1 研究区概况黄家水源地位于沈阳市北部，地处铁岭与沈阳的交界，北侧毗邻辽河。区属辽河中下游冲积平原，地势平坦，海拔44~48 m。地貌类型为低河漫滩的河流堆积地貌。区内地下水主要为第四系松散孔隙潜水，含水层厚度约50 m。含水层埋藏深度20 m以浅，以灰黄、褐黄色细砂、中粗砂含砾以及含砂砾石为主体，含薄层细砂夹层，层厚8.5~16.0 m；含水层埋藏深度20.0 m以深，主要为粗砂含砾以及卵砾石层，局部夹薄层不连续淤泥质黏土层，层厚17.0~30.0 m。含水层上覆粉土、细砂，厚度2.0~4.0 m(图 1)。含水层垂向水力联系密切，具有统一的地下水水位。目前，水源地自东向西有12口开采井，总开采量约3×104m3/d。
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| 图 2 河水和地下水采样点分布 Fig. 2 Location of Liaohe River and groundwater sampling sites |
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在对研究区以往资料整理分析的基础上，本次研究沿着河水入渗补给地下水的水流方向上布设了一条监测剖面，分别在距离辽河17、200、345 m处布设了分层监测井(HJ1、HJ2、HJ3)(图 2)。分层监测井孔深为地面以下10、20、35和45 m。各分层监测井群过滤器位置等参数如表 1所示。
| 样品编号 | 井深/ m |
过滤器 深/m |
δ18O/10-3 | δ2H/10-3 | |||||||||||||||
| 2014-07 | 2014-08 | 2014-09 | 2014-10 | 2015-01 | 2015-03 | 2015-06 | 2015-08 | 2014-07 | 2014-08 | 2014-09 | 2014-10 | 2015-01 | 2015-03 | 2015-06 | 2015-08 | ||||
| HJ1-1 | 10 | 4~9 | -8.60 | -8.82 | -8.67 | -8.63 | -8.71 | -8.76 | -8.65 | -8.52 | -66.07 | -68.04 | -66.49 | -65.08 | -65.60 | -65.53 | -64.29 | -64.52 | |
| HJ1-2 | 20 | 14~19 | -8.74 | -8.96 | -8.70 | -8.74 | -8.96 | -9.05 | -8.88 | -8.87 | -66.16 | -67.53 | -65.16 | -65.16 | -65.83 | -66.08 | -65.44 | -65.81 | |
| HJ1-3 | 35 | 29~34 | -8.11 | -8.18 | -8.03 | -8.08 | -8.11 | -8.21 | -8.04 | -8.00 | -63.76 | -64.37 | -62.17 | -62.64 | -62.35 | -62.73 | -61.74 | -62.19 | |
| HJ1-4 | 45 | 39~44 | -8.35 | -8.20 | -8.23 | -8.19 | -8.12 | -8.32 | -8.18 | -8.15 | -65.82 | -64.67 | -61.39 | -63.06 | -62.49 | -63.09 | -62.37 | -62.91 | |
| HJ2-1 | 10 | 4~9 | -8.81 | -8.79 | -8.79 | -8.82 | -8.74 | -8.90 | -8.68 | -8.61 | -66.95 | -67.61 | -65.31 | -66.32 | -65.32 | -65.86 | -64.72 | -65.01 | |
| HJ2-2 | 20 | 14~19 | -8.71 | -8.65 | -8.55 | -8.51 | -8.74 | -8.81 | -8.62 | -8.62 | -66.97 | -66.56 | -64.32 | -64.51 | -65.00 | -65.15 | -64.25 | -64.88 | |
| HJ2-3 | 35 | 29~34 | -8.17 | -8.18 | -8.10 | -8.08 | -8.05 | -8.36 | -8.22 | -8.23 | -63.87 | -64.32 | -61.87 | -62.44 | -61.57 | -62.96 | -62.31 | -63.12 | |
| HJ2-4 | 45 | 39~44 | -8.15 | -8.24 | -8.09 | -8.11 | -7.89 | -8.26 | -8.18 | -8.03 | -64.03 | -64.98 | -62.24 | -62.89 | -61.63 | -63.30 | -62.94 | -62.52 | |
| HJ3-1 | 10 | 4~9 | -8.67 | -8.54 | -8.77 | -8.79 | -8.70 | -8.78 | -9.00 | -8.83 | -65.78 | -65.58 | -64.59 | -64.92 | -64.08 | -65.26 | -66.20 | -65.72 | |
| HJ3-2 | 20 | 14~19 | -8.63 | -8.54 | -8.61 | -8.63 | -8.50 | -8.68 | -8.55 | -8.50 | -66.12 | -66.12 | -64.73 | -65.11 | -64.28 | -65.07 | -64.45 | -64.71 | |
| HJ3-3 | 35 | 29~34 | -8.38 | -8.26 | -8.26 | -8.29 | -8.02 | -8.36 | -8.33 | -8.26 | -65.84 | -64.72 | -63.04 | -63.49 | -62.03 | -63.26 | -63.40 | -63.12 | |
| HJ3-4 | 45 | 39~44 | -8.45 | -8.47 | -8.41 | -8.45 | -8.39 | -8.50 | -8.48 | -8.45 | -65.39 | -65.34 | -63.22 | -64.02 | -63.34 | -63.82 | -63.74 | -63.91 | |
| 区域地下水 | — | — | -8.96 | -8.98 | -8.95 | -8.84 | -9.02 | -9.36 | -9.15 | -9.07 | -68.30 | -69.03 | -67.27 | -66.20 | -66.30 | -68.72 | -66.86 | -67.01 | |
| 河水 | — | — | -7.41 | -7.77 | -7.37 | -7.57 | -7.41 | -7.22 | -7.24 | -7.40 | -58.66 | -60.76 | -57.84 | -59.75 | -59.49 | -56.03 | -57.31 | -58.09 | |
| 大气降水 | — | — | -5.99 | — | — | — | — | -6.94 | -11.45 | -7.52 | -40.44 | — | — | — | — | -55.81 | -82.32 | -53.12 | |
河床沉积物的岩性和沉积结构特征是影响河水入渗的重要因素，为探明研究区河床的地质结构特征，对研究区段辽河河床开展了综合地球物理勘探工作。结果表明，河床沉积物在空间上表现出明显的非均质性。在辽河南岸向河流中心延展22 m的范围内，河床沉积物的横向连续性好、成层性好、层间孔隙较小、渗透性差；在河床中部，河床沉积物的横向连续性很差、成层性较差、层间孔隙较大、渗透性较强。
2 样品采集与测试 2.1 样品采集在2014年7月、8月、9月、10月，2015年1月、3月、6月、8月分别对研究区进行了河水及地下水样品的采集工作，河水和地下水样品采样点如图 2所示。区域地下水采自于研究区以南约6 km的民井，采样点远离辽河且位于地下水位降落漏斗之外，与辽河河水之间的水力联系较弱。样品采集和保存的方法如下。
地下水样品：在傍河水源地HJ1、HJ2、HJ3监测井群分别采集10、20、35和45 m深的地下水样品。首先使用低流速潜水泵进行洗井，待Eh、pH、ρ(DO)等现场指标达到稳定后采集地下水样品，采集的水样装入清洗干净的聚乙烯瓶中，不留顶空，用封口膜密封后保存。
河水样品：在靠近河流中间、流动性较好的位置将取样瓶没入水面10 cm以下采集河水同位素样品。采集不留顶空，用封口膜密封后保存。
2.2 样品测试2H、18O同位素样品采用Picarro L2130-i水同位素分析仪进行高精度多针测量(1针/ 9 min，每个样品测试6针，取后3针计算平均值)，测量原理为波长扫描光腔衰荡技术。δ18O和δ2H测量精度分别为0.011×10-3和0.038×10-3。采用相对于国际标准水样VSOMW (Vienna standard mean ocean water)的测试结果见表 1。
3 结果与讨论 3.1 水化学和氢氧稳定同位素特征 3.1.1 水化学成分研究区河水的水化学类型为Ca-HCO3-Cl型，地下水的水化学类型主要为Ca-HCO3-Cl型或Ca-Na-HCO3-Cl型。从水化学类型表(表 2)中可以看出，不同深度地下水的水化学特征存在显著的空间分布差异：埋藏深度10 m(过滤器深度为4~9 m)和20 m(过滤器深度为14~19 m)的浅层地下水的水化学类型主要为Ca-Mg-HCO3型或Ca-HCO3型；而埋藏深度为35 m(过滤器深度为29~34 m)和45 m (过滤器深度为39~44 m)的深层地下水的水化学类型主要为Ca-HCO3-Cl型或Ca-Na-HCO3-Cl型，其水化学类型与河水更为接近。
| 样品编号 | 水化学类型 | EC/(μS/cm) | ρ(Cl-)/(mg/L) | |||||||||||||||
| 2014-07 | 2014-08 | 2014-09 | 2014-10 | 2015-01 | 2015-03 | 2015-06 | 2015-08 | 2014-07 | 2014-08 | 2014-09 | 2014-10 | 2015-01 | 2015-03 | 2015-06 | 2015-08 | |||
| 河水 | Ca-HCO3-Cl | 559 | 480 | 568 | 610 | 541 | 572 | 528 | 499 | 45.72 | 37.96 | 44.08 | 50.63 | 83.74 | 61.12 | 44.0 | 73.23 | |
| HJ1-1 | Ca-HCO3 | 1 196 | 1 247 | 1 157 | 1 258 | 1 271 | 1 175 | 1 125 | 1 402 | 38.27 | 38.76 | 35.46 | 33.03 | 33.44 | 31.89 | 31.3 | 33.77 | |
| HJ1-2 | Ca-Mg-HCO3 | 730 | 716 | 647 | 698 | 696 | 616 | 602 | 603 | 24.18 | 21.14 | 21.97 | 22.67 | 17.99 | 19.31 | 22.6 | 20.38 | |
| HJ1-3 | Ca-Na-HCO3-Cl | 510 | 520 | 514 | 534 | 508 | 509 | 500 | 523 | 47.08 | 45.91 | 43.35 | 41.02 | 43.49 | 44.92 | 46.6 | 48.25 | |
| HJ1-4 | Ca-HCO3-Cl | 487 | 495 | 495 | 516 | 533 | 502 | 477 | 517 | 43.73 | 46.23 | 43.82 | 40.92 | 44.38 | 51.22 | 48.1 | 51.28 | |
| HJ2-1 | Ca-HCO3 | 1 043 | 1 039 | 1 111 | 1 039 | 1 139 | 1 148 | 1 092 | 1 105 | 31.91 | 38.36 | 29.61 | 28.39 | 26.45 | 37.96 | 32.9 | 32.96 | |
| HJ2-2 | Ca-Mg-HCO3 | 1 066 | 1 057 | 1 115 | 1 069 | 1 052 | 920 | 988 | 974 | 36.63 | 35.29 | 33.03 | 31.42 | 30.96 | 29.36 | 32.2 | 30.61 | |
| HJ2-3 | Ca-Na-HCO3-Cl | 582 | 591 | 612 | 606 | 611 | 583 | 544 | 572 | 44.73 | 45.46 | 41.53 | 39.55 | 45.73 | 46.18 | 37.8 | 33.75 | |
| HJ2-4 | Ca-Na-HCO3-Cl | 593 | 582 | 626 | 600 | 607 | 611 | 551 | 586 | 49.92 | 49.76 | 45.28 | 41.43 | 49.32 | 53.55 | 48.5 | 53.00 | |
| HJ3-1 | Ca-Mg-HCO3 | 920 | 1 006 | 939 | 970 | 1 027 | 988 | 940 | 953 | 29.97 | 29.11 | 24.05 | 23.23 | 27.26 | 27.30 | 25.8 | 27.80 | |
| HJ3-2 | Ca-Mg-HCO3 | 1 052 | 1 095 | 1 097 | 1 114 | 1 157 | 1 000 | 938 | 962 | 38.08 | 38.98 | 36.22 | 32.88 | 38.96 | 39.99 | 31.0 | 34.18 | |
| HJ3-3 | Ca-HCO3-Cl | 792 | 805 | 808 | 808 | 801 | 742 | 727 | 737 | 40.76 | 40.76 | 40.38 | 34.21 | 39.86 | 41.55 | 36.1 | 38.79 | |
| HJ3-4 | Ca-Mg-HCO3-Cl | 852 | 847 | 867 | 867 | 832 | 705 | 705 | 662 | 36.57 | 35.5 | 32.65 | 32.23 | 35.14 | 38.06 | 31.6 | 32.90 | |
电导率(EC)在一定程度上可以反映水分在水循环过程中的径流路径与滞留时间的长短。一般来说，随着运移路径的延长，地下水中EC是不断增加的[25-26]。研究区河水EC值的变化范围在480~610 μS/cm，平均值为544 μS/cm。不同埋藏深度地下水的EC值具有明显差异(图 3a)：埋藏深度为35 m和45 m的深层地下水EC值为477~867 μS/cm，平均值为628 μS/cm，与河水值接近；而埋藏深度为10 m和20 m的浅层地下水中EC值为602~1 402 μS/cm，平均值为1 005 μS/cm，远大于河水和深层地下水的EC值，表明浅层地下水(埋藏深度小于20 m)和深层地下水(埋深大于20 m)可能存在不同的渗流路径，深层地下水径流速度更快。
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| 图 3 研究区河水和不同深度地下水中EC值(a)和Cl-质量浓度(b)的箱线图 Fig. 3 Box charts of electrical conductivities(a) and chloride ion concentrations(b) of river water and groundwater samples in the study area |
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与此同时，不同深度地下水中的Cl-质量浓度表现出明显的空间分布差异(图 3b)：河水的Cl-质量浓度为37.96~83.74 mg/L，平均值为55.12 mg/L；浅层地下水中Cl-质量浓度为17.99~39.99 mg/L，平均值为30.60 mg/L；深层地下水中Cl-质量浓度为31.35~53.35 mg/L，平均值为42.57 mg/L。可以看出，相比于浅层地下水中较低的Cl-质量浓度，深层地下水中Cl-质量浓度较高，且与河水更加接近，进一步说明研究区浅层地下水(埋深小于20 m)与深层地下水(埋深大于20 m)有不同的渗流路径，且深层地下水与河水的水力联系更强。
3.1.2 氢氧稳定同位素特征1) 大气降水氢氧稳定同位素特征
根据2014—2015年水源地及周边地区大气降水的氢氧稳定同位素数据，得到当地大气降水线(LMWL)：δ2H = 6.83δ18O-4.74(图 4)[27]。当地大气降水线斜率为6.83，小于全球大气降水线(GMWL)的斜率，这与研究区气候相对干旱有关。
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| 图 4 研究区河水与地下水δ18O-δ2H分布图 Fig. 4 Plots of δ18O and δ2H of river, regional groundwater, and local groundwater in the study area |
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研究区大气降水氢氧稳定同位素组成具有明显的季节性变化特点。以δ18O为例，从2014年大气降水各月的δ18O值分布(图 5)可以看出：降水较丰富的5—9月，研究区大气降水δ18O值范围为-5.78×10-3~-2.44×10-3，大气降水18O较为富集；而在降水量较贫乏的1—4月和10—12月，大气降水氧稳定同位素表现相对亏损，δ18O值范围为-8.27×10-3~-5.85×10-3，整体呈现出重同位素冬季贫化、夏季富集的规律。
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| 图 5 2014年沈阳地区大气降水δ18O值变化图 Fig. 5 Variation of δ18O in precipitation during the year of 2014 in Shenyang |
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2) 河水与地下水氢氧稳定同位素特征
从2014年7月—2015年8月期间天然水体的δ18O-δ2H分布图(图 4)可以看出，研究区河水、水源地地下水与区域地下水的氢氧稳定同位素样品点构成一条混合线，且集中分布在当地大气降水线右侧，斜率略小于当地大气降水线。
河水δ18O和δ2H值分布在当地大气降水线右上端附近，δ18O和δ2H值相对较高，且变化范围较大。河水的δ18O值波动范围为-7.77×10-3~-7.22×10-3，平均值为-7.42×10-3，δ2H值波动范围在-60.76×10-3~-56.03×10-3之间，平均值为-58.49×10-3。河水氢氧同位素值明显偏离当地大气降水线，推测与当地夏季高温蒸发作用有关。
区域地下水δ18O、δ2H值稳定分布在当地大气降水线左下端附近，δ18O和δ2H值相对较低，且变化范围较小。区域地下水δ18O值波动范围在-9.36×10-3~-8.84×10-3之间，平均值为-9.04×10-3，δ2H值波动范围-69.03×10-3~-66.20×10-3之间，平均值为-67.46×10-3。
水源地地下水的δ18O和δ2H值大多数分布于当地大气降水线的右侧：其δ18O值介于-9.05×10-3~-7.89×10-3之间，平均值为-8.47×10-3；δ2H值介于-68.04×10-3~-61.39×10-3之间，平均值为-64.38×10-3，高于该地区大气降水的值。
同时从图 4可以看出，浅层地下水(埋深小于20 m)和深层地下水(埋深大于20 m)的δ18O、δ2H值具有一定的差异：浅层地下水δ18O值的波动范围在-9.06×10-3~-8.50×10-3之间，平均值-8.72×10-3，δ2H值分布波动范围在-68.04×10-3~-64.08×10-3之间，平均值-65.51×10-3；深层地下水δ18O值的波动范围在-8.50×10-3~-7.89×10-3之间，平均值-8.22×10-3，δ2H值分布波动范围在-65.84×10-3~-61.39×10-3之间，平均值-63.25×10-3。与浅层地下水相比，深层地下水δ18O和δ2H值与河水相近，反映深层地下水与河水具有较好的水力联系。
3.2 地下水主要补给来源通过比较研究区河水、水源地地下水和区域地下水的氢氧稳定同位素的分布范围和平均值，可以看出河水的18O和2H最为富集，区域地下水18O和2H最为亏损，水源地地下水的δ18O、δ2H值分布范围和平均值介于河水和区域地下水之间，整体呈现较好的线性关系。由于三者之间呈现出较好的直线型分布特征，可以确定水源地地下水的2个端元分别为河水和区域地下水，水源地地下水来源于河水入渗补给与区域地下水的侧向补给。
研究区雨季(5—9月)与旱季(10月—翌年4月)时期，河水、地下水的δ18O-δ2H关系图如图 6所示。
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| 图 6 研究区雨季、旱季河水和地下水2H、18O同位素分布图 Fig. 6 Plots of δ18O and δ2H of river, regional groundwater, and local groundwater in rainy and dry season in the study area |
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从图 6可以看出，在雨季和旱季时水源地地下水的氢氧稳定同位素值均介于河水与区域地下水氢氧稳定同位素值之间，同时河水与地下水样品点基本沿直线分布，可以构成相关程度很高的混合线，从而判定水源地地下水为河水和区域地下水的混合。无论在雨季还是旱季，与浅层地下水相比，深层地下水的δ18O、δ2H值都与河水较为接近，反映深层地下水接受的河水补给量比浅部大。
研究区旱季与雨季水源地河水、浅层及深层地下水δ18O分布图显示，水源地地下水的δ18O值始终分布在河水与区域地下水之间(图 7)。
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| 图 7 研究区雨季、旱季河水和地下水δ18O均值空间分布图 Fig. 7 Average value of δ18O of river, regional groundwater and local groundwater in rainy and dry season in the study area |
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旱季与雨季河水δ18O值均相对较高，而区域地下水δ18O值相对较低。距离河岸17.0 m的HJ1井群，浅层地下水δ18O值波动范围为-8.96×10-3~-8.52×10-3；深层地下水δ18O值较浅层地下水高，波动范围为-8.35×10-3~-8.00×10-3，与河水δ18O值波动范围(-7.77×10-3~ -7.22×10-3)相近。
距河岸水平距离200.0 m左右的HJ2井群，浅层地下水δ18O值波动范围为-9.07×10-3~-8.51×10-3；深层地下水δ18O值较浅层地下水高，波动范围为-8.54×10-3~-8.03×10-3。距河岸水平距离350.0 m左右的HJ3井群，位于地下水位漏斗中心的开采井附近，浅层地下水δ18O值波动范围为-9.11×10-3~-8.50×10-3；深层地下水δ18O值较浅层地下水高，波动范围为-8.50×10-3~-8.32×10-3，与河水相比，更接近于区域地下水δ18O值波动范围(-9.36×10-3~-8.34×10-3)。
水源地地下水δ18O值介于河水与区域地下水之间，且更接近河水δ18O值，随着与河岸距离的增加，各观测孔地下水受河水影响逐渐减弱，浅层及深层地下水δ18O值均有所减小；与浅层地下水相比，深层地下水与河水δ18O值更为接近。近岸带地下水δ18O值季节变化不明显，年内略有波动且变化幅度不大，整体呈现出18O冬季贫化、夏季富集的规律。由此可见，河水为区内地下水主要补给来源，且深层地下水与河水水力联系更为密切。
3.3 河水补给地下水水流路径根据氢氧稳定同位素特征可推断研究区傍河开采驱动下，入渗河水总体流向为自河岸向地下水位漏斗流动过程中，具有浅层和深层两个典型的地下水流路径。
浅层入渗水流路径：河水自南岸淤积层向漏斗中心处流动，水循环深度小于20 m；河岸附近较浅河床沉积物颗粒较细，渗透性较弱，同时浅层含水层介质多为粉细砂及细砂，渗透系数也相对较小，河水入渗速率较低。
深层入渗水流路径：研究区内辽河主河道处河水入渗至深层含水层，沿地下水流向向漏斗中心径流，水循环深度大于20 m至含水层的底板(深达45 m)。河道中心处河床沉积物渗透性较强，深层入渗水流路径介质多为中粗砂、粗砂、砾石，相对于浅层水流路径，含水层渗透性较强，河水入渗速率较高。
3.4 河水补给地下水强度计算通过前文分析可知，河水和区域地下水是水源地孔隙地下水的主要补给来源。通过计算河水占地下水的混合比例可以确定不同路径上河水入渗补给地下水的水动力强度。根据同位素质量平衡原理，具有同位素值不同的水体，混合后水体同位素组成特征可用同位素质量平衡方程式来确定，分别对2H、18O建立质量平衡模型：
(1) 式中：δ18OR、δ18OL和δ18OG分别为河水、区域地下水和研究区水源地地下水的δ18O值；δ2HR、δ2HL和δ2HG分别为河水、区域地下水和研究区水源地地下水的δ2H值；nR、nL为水源地地下水占河水和区域地下水的比例, nR+nL=1。
依据同位素质量平衡方程(式(1))计算得到不同深度含水层地下水接受河水入渗补给比例，其空间变化如图 8所示。从图 8可以看出，河水对浅水和深层地下水的补给贡献存在明显差异：浅层地下水中河水入渗补给比例约10.00%~35.00%，深层地下水中河水入渗补给比例多数均超过50.00%，深层地下水中河水入渗补给比例更大，与辽河的水力联系更为紧密。另外，随着与河岸距离的增加，深层地下水河水入渗比例由60.00%左右下降至40.00%~50.00%，总体上呈减小趋势。
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| 图 8 研究区不同深度含水层地下水接受河水入渗补给比例空间变化图 Fig. 8 Ratio variations for river water in different locations and depths in the study area |
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雨季河水对浅层地下水的入渗补给比例为11.98%~ 34.13%，对深层地下水的入渗补给比例为37.13%~64.07%(表 3)；旱季河水对浅层地下水的入渗补给比例为14.49%~31.78%，对深层地下水的入渗补给比例为40.19%~53.74%。总体上看与雨季相比，旱季河水对浅层和深层地下水的入渗补给比例都有所减少，这与旱季辽河河水径流量减少有关。
| 观测孔 | 与河岸 距离/m |
观测孔 深度/m |
河水入渗补给比例/% | |
| 雨季 | 旱季 | |||
| HJ1-1 | 17 | 10 | 32.93 | 28.04 |
| HJ1-2 | 17 | 20 | 11.98 | 14.49 |
| HJ1-3 | 17 | 35 | 64.07 | 53.74 |
| HJ1-4 | 17 | 45 | 55.09 | 48.60 |
| HJ2-1 | 200 | 10 | 27.54 | 21.50 |
| HJ2-2 | 200 | 20 | 26.95 | 25.70 |
| HJ2-3 | 200 | 35 | 50.30 | 46.73 |
| HJ2-4 | 200 | 45 | 62.28 | 51.40 |
| HJ3-1 | 345 | 10 | 14.37 | 27.10 |
| HJ3-2 | 345 | 20 | 34.13 | 31.78 |
| HJ3-3 | 345 | 35 | 48.50 | 46.73 |
| HJ3-4 | 345 | 45 | 37.13 | 40.19 |
1) 水源地地下水主要接受了河水的入渗补给和区域地下水的侧向补给。深部地下水与河水的水力联系更为紧密，深部地下水中河水入渗贡献比例达到60.00%左右；而浅部地下水与辽河的水力联系相对较弱，河水入渗贡献比例仅为10.00%~35.00%。
2) 傍河开采驱动下，入渗河水总体流向为自河岸向地下水位漏斗处流动，具有浅层和深层两个典型的地下水流路径。浅层入渗水流路径为，河水自辽河南岸淤积层向漏斗中心处流动，含水层渗透系数相对较小；深层入渗水流路径为，研究区内辽河主河道处河水入渗至深层含水层，沿地下水流向向漏斗中心径流，渗透系数相对较大。
3) 河水对地下水的补给具有明显的时空变化特点。在时间上体现为季节变化特点，雨季地下水中河水入渗比例比旱季的大。在空间上表现为，随着与河岸距离的增加，地下水获得的补给量呈现逐渐减小趋势。
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