紙坊溝流域水體氫氧同位素特征及其水量交換研究

馬建業(yè)，孫寶洋，馬 波，劉晨光，柏蘭峰，李占斌

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué)水土保持研究所/黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 楊陵 712100； 2.陜西省土地工程建設(shè)有限公司/國(guó)土資源部退化及未利用土地整治工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 西安 710075；3．中國(guó)科學(xué)院水利部水土保持研究所/黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 楊陵 712100)

地下水是流域水資源重要組成部分，對(duì)地下水的補(bǔ)給來(lái)源及補(bǔ)給量準(zhǔn)確評(píng)價(jià)是分析水文規(guī)律，合理利用水資源的重要基礎(chǔ)[1]。在干旱和半干旱地區(qū)，地下水的補(bǔ)給量較小，定量估算地下水的補(bǔ)給量尤為困難[2]。氫氧同位素技術(shù)的發(fā)展為研究區(qū)域水分循環(huán)提供了有效工具，可以指示水的來(lái)源、不同環(huán)境下水體的轉(zhuǎn)化與運(yùn)移，為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)水循環(huán)提供了重要依據(jù)，該技術(shù)在地下水補(bǔ)給、水循環(huán)過(guò)程得到廣泛應(yīng)用[3]。Hsin Fu Yeh等[4]基于氫氧同位素定量分析了Huanlia河流域季節(jié)性補(bǔ)給規(guī)律。Sam Earman等[5]對(duì)美國(guó)西南部地區(qū)融雪對(duì)地下水的補(bǔ)給特征進(jìn)行了研究。國(guó)內(nèi)學(xué)者也基于氫氧同位素對(duì)地下水的水分來(lái)源以及補(bǔ)給特征進(jìn)行相關(guān)研究[6]。金章東等[7]研究表明大氣降水是青海湖流域淺層地下水的主要補(bǔ)給源。張兵等[8]基于氫氧同位素與水化學(xué)示蹤定量估算了松花江流域不同的水源對(duì)淺層地下水的補(bǔ)給。劉峰等[9]通過(guò)氫氧同位素發(fā)現(xiàn)北京永定河流域存在淺層地下水越流補(bǔ)給深層地下水的現(xiàn)象。黃土高原丘陵溝壑區(qū)水資源短缺，水土流失嚴(yán)重，生態(tài)與環(huán)境問(wèn)題突出，二十世紀(jì)六七十年代以來(lái)修建有大量淤地壩、梯田等水保工程，對(duì)流域水循環(huán)產(chǎn)生了一定影響[10]。宋獻(xiàn)方等[10]基于氫氧同位素對(duì)岔巴溝流域6月份和8月份地表水—地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系進(jìn)行了研究。但是前人在黃土高原地區(qū)通過(guò)連續(xù)定位監(jiān)測(cè)不同水體氫氧同位素，定量分析地下水補(bǔ)給與排泄的時(shí)空分布規(guī)律方面的研究較少。因此在安塞縣紙坊溝流域?qū)邓?、地表水、地下水的氫氧同位素連續(xù)定位監(jiān)測(cè)，定量研究了黃土丘陵溝壑區(qū)地下水補(bǔ)給與排泄的時(shí)空特征，并對(duì)地下水補(bǔ)給過(guò)程中受到的蒸發(fā)損失進(jìn)行了估算，為該地區(qū)水資源的研究與合理開(kāi)發(fā)利用提供依據(jù)。

1 研究區(qū)域及數(shù)據(jù)準(zhǔn)備

1.1 研究區(qū)概況

紙坊溝流域位于陜西省安塞縣境內(nèi)，是延河支流杏子河下游的一級(jí)支溝，流域面積8.27 km2，呈南北向狹長(zhǎng)形，平均海拔1 200 m，屬暖溫帶半干旱季風(fēng)氣候區(qū)，年均氣溫8.8 ℃，年日照總時(shí)數(shù)為2 145 h，年輻射總量為493 kJ/cm2，年均蒸發(fā)量1 463 mm，年均降水量549.1 mm，枯水年僅有約300 mm，豐水年可達(dá)700 mm以上。該流域降水年際變化大且年內(nèi)分配不均，7—9月份的降水量占全年降水量的61.1%。地形破碎，溝壑密度8.065 km/km2，先后經(jīng)歷了植被嚴(yán)重破壞期、繼續(xù)破壞期、不穩(wěn)定期、穩(wěn)定恢復(fù)改善期和良性生態(tài)初步形成期，流域水文特征發(fā)生了變化[11]。安塞縣位于陜北黃土梁峁區(qū)地下水系統(tǒng)中，該系統(tǒng)可細(xì)分為4個(gè)亞系統(tǒng)，其中第四系沖積層潛水亞系統(tǒng)分布于延河及主要支流河谷中，存在地下潛水和地表河水互補(bǔ)和互排的關(guān)系。在枯水季節(jié)，一般是潛水補(bǔ)給河流；在豐水季節(jié)或水庫(kù)下方，則是河水補(bǔ)給潛水，埋深多在5～15 m。中生界裂隙孔隙潛水亞系統(tǒng)是延安地區(qū)主要的生活用水含水層，尤其30 m以上的淺層風(fēng)化殼裂隙水是當(dāng)?shù)鼐用竦闹饕∷畬佣?。本?shí)驗(yàn)中地下水樣主要取自于紙坊溝流域居民應(yīng)用水井，井深約為13 m，可推測(cè)紙坊溝流域的潛水含水層主要為第四系沖擊層潛水和淺層風(fēng)化殼裂隙水[12]。

1.2 樣品采集及分析方法

1.2.1樣品采集

樣品采集工作于2016年6月—2017年5月進(jìn)行，采集周期為30 d。在流域溝頭、上游、中游、下游采樣點(diǎn)分別使用木樁固定1個(gè)J16022型雨量筒，用以收集降水樣品，布設(shè)前，向雨量筒內(nèi)雨水收集器中加入適量液體石蠟油防止水分蒸發(fā)，采樣時(shí)使用15 mL一次性注射器抽取石蠟油層以下的降水。地表徑流樣品于各采樣點(diǎn)所在的溝道內(nèi)采集,由于冬季流域內(nèi)部道路結(jié)冰，采樣存在困難，只在靠近出口處的下游點(diǎn)進(jìn)行了采樣。因此，溝頭、上游、中游地表徑流采集時(shí)間為2016年6—11月，下游地表徑流的采集時(shí)間為2016年6月—2017年5月。由于該流域只有溝口存在居民飲用水井，地下水樣品于溝口進(jìn)行采集，采樣點(diǎn)具體位置見(jiàn)圖1。采集的水樣均裝于15 mL棕色玻璃試劑瓶中，擰緊瓶蓋并用封口膜密封，以防止水分蒸發(fā)損失。所有樣點(diǎn)同時(shí)采集2個(gè)重復(fù)水樣，共采集降水樣品64個(gè)，徑流樣品88個(gè)，地下水樣品22個(gè)。采集完成后，將樣品及時(shí)放入冰箱中冷藏以保證良好的測(cè)試結(jié)果。

圖1 紙坊溝采樣點(diǎn)位置Fig.1 Location of the sampling points

1.2.2氫氧同位素測(cè)定

將采集的樣品帶回西安理工大學(xué)水資源研究所實(shí)驗(yàn)室，使用DLI—100型液態(tài)同位素激光分析儀LGR LWIA (Los Ga— tos Research Inc, USA)進(jìn)行D和18O的分析測(cè)定，結(jié)果以同位素比率δ表示：

δX=(RSample/RStandard)×1 000

式中：δX——待測(cè)樣品中同位素組成相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)參照物的千分偏差/‰；

RSample——樣品中待測(cè)元素的重輕同位素豐度的比例；

RStandard——標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)中待測(cè)元素的重輕同位素豐度的比例。

此處以維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水V—SMOW(Vienna Standard Mean Ocean Water, ‰)為標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，δD和δ18O測(cè)定精度分別為±0.3‰和±0.1‰[11]。

1.2.3分析方法

(1)氘盈余質(zhì)量平衡法

Dansgaard[13]最先提出氘盈余dexcess的概念，用來(lái)評(píng)價(jià)地區(qū)降水氫氧同位素偏離全球降水線的程度，利用氘盈余的季節(jié)性差異確定季節(jié)性降水對(duì)地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)[1]：

dexcess=δD-8δ18O

(1)

dexcess-groundwater=Xdexcess-summmeri+(1-X)dexcess-winter

(2)

式中：dexcessdexcess——氘盈余/‰；

dexcess-groundwater——地下水的氘盈余/‰；

dexcess-summmeri——夏半年降水的氘盈余/‰；

dexcess-winter——冬半年降水的氘盈余/‰；

X——夏半年(4—9月)降水對(duì)地下水的補(bǔ)給比例；

(1-X)——冬半年(10月—翌年3月)降水對(duì)地下水的補(bǔ)給比例。

(2)蒸發(fā)估算

采用Craig和Gordon在1965年提出的線性阻尼模型估算地下水的蒸發(fā)量[14～15]：

(3)

(4)

(5)

εV-W=1000(1-αV-W)

(6)

εdiff18O=14.3×(1-h)

(7)

εdiffD=12.4×(1-h)

(8)

δ18O-(δ18O)0=(α18O-1)lnf×1000

(9)

δD-(δD)0=(αD-1)lnf×1000

(10)

式中：T——空氣溫度/k；

αDw-v——D平衡分餾系數(shù)；

α18Ow-v——18O平衡分餾系數(shù);

H——空氣濕度/%；

εV-W——富集系數(shù)；

εdiff——擴(kuò)散分餾的富集系數(shù)；

δL——液態(tài)水的同位素組成/‰；

δA——水面上自由大氣的同位素組成(δA≈δp+εV-W)/‰；

δ18O，δD和(δD)0，(δ18O)0——冷凝相降水物的同位素組成及初始組成/‰；

F——水汽的剩余份額/%。

(3)端元混合模型

通過(guò)不同水源同位素的對(duì)比，應(yīng)用二端元混合模型，可知水體的水分來(lái)源比例[4]：

C(VA+VB)=AVA+BVB

(11)

(12)

式中：A——地下水體氫氧同位素值/‰；

B——地表徑流氫氧同位素值/‰；

C——地下水氫氧同位素值/‰；

x——降水所占比例/%；

1-x——地表徑流所占比例/%。

采用Excel 2010進(jìn)行均值處理和作圖， SPSS 20.0軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析和顯著性檢驗(yàn)(p<0.05)。

2 結(jié)果與分析

2.1 水體氫氧同位素特征

由表1可知，紙坊溝流域2016年6月—2017年5月，不同水體的δD均值為：地下水<下游徑流<降水，δ18O均值為：地下水<降水<下游徑流。若不考慮11月和12月降雪事件的影響，各水體同位素遵循地下水(-65.08‰，-9.02‰)<下游徑流(-61.74‰，-8.34‰)<降水(-48.11‰，-7.53‰)，說(shuō)明降水的同位素最為富集，地下水最為貧化，且降雪(-94.65‰，-14.26‰)使得降水的同位素發(fā)生較大貧化，δ18O受影響較大，降水的變異系數(shù)較高(0.45)。6—9月份降水的dexcess小于10‰，說(shuō)明該時(shí)段受海洋氣團(tuán)影響，水汽來(lái)源于低緯度海洋，10月—翌年5月大于10‰，說(shuō)明該時(shí)段降水的水汽來(lái)源于內(nèi)陸寒區(qū)，氘盈余偏高[16]，總體呈現(xiàn)受大陸氣團(tuán)影響。溝頭、上游、中游的地表徑流δD與δ18O均值分別為溝頭<上游<中游，相同時(shí)段內(nèi)下游徑流δD與δ18O均值分別為-63.07‰和-8.49‰，整體呈現(xiàn)從溝頭至下游逐漸富集的趨勢(shì)。中游同位素發(fā)生劇烈富集，可能是因?yàn)樯嫌魏椭杏沃g存在兩座淤地壩，增加了地表水的蒸發(fā)濃縮[10]。下游由于受降水和地下水的補(bǔ)充稀釋，同位素發(fā)生貧化，和溝頭和上游相近(p<0.05)。

表1 不同水體的氫氧同位素統(tǒng)計(jì)表Table 1 Hydrogen and oxygen isotopes in different water bodies

圖2 不同月份各水體氫氧同位素變化Fig.2 Changes in hydrogen and oxygen isotopes of different water bodies in different months

圖3 降雨量與溫度對(duì)同位素的影響Fig.3 Effects of rainfall and temperature on isotopes

圖2為降水、下游徑流與地下水δD與δ18O的月變化，11和12月份降水的δD與δ18O最為貧化，因?yàn)樵摃r(shí)間段出現(xiàn)降雪，雪水的同位素較為貧化。7月份也出現(xiàn)同位素貧化現(xiàn)象，主要因?yàn)樵摃r(shí)段出現(xiàn)了較大的冰雹，大氣對(duì)其蒸發(fā)分餾作用較弱，導(dǎo)致降水同位素貧化。地下水同位素變化較小，但在11—12月份出現(xiàn)了δD與δ18O貧化峰值(-65.79‰，-9.54 ‰)，說(shuō)明降水可能通過(guò)優(yōu)先流對(duì)地下水進(jìn)行短期補(bǔ)給。地表徑流在6—12月，同位素較為穩(wěn)定，1—5月是δD與δ18O主要波動(dòng)期，約為-67.08‰～-64.13‰和-9.38‰～-6.53‰，主要是因?yàn)樵摃r(shí)段降水較少，地表徑流與地下水的交換能力較強(qiáng)，2月份和5月份地下水δD與δ18O較地表徑流富集，說(shuō)明該時(shí)節(jié)徑流主要來(lái)源于地下水補(bǔ)給，3月份受到同位素富集降水的補(bǔ)充，對(duì)地表徑流影響較大。

2.2 同位素影響因素

從水循環(huán)角度看，降水同位素受到明顯地方效應(yīng)(溫度效應(yīng)、雨量效應(yīng)和季節(jié)效應(yīng))的影響[17]，圖3為降水、徑流、地下水的氫氧同位素與降雨量和氣溫的關(guān)系。由圖3(a)、3(c)可知，降水δD和δ18O與降雨量均呈現(xiàn)較好的負(fù)相關(guān)關(guān)系(p<0.05)，即降雨量越大，降水同位素越貧化，擬合曲線分別為，R2=0.87；，R2=0.80。但地表徑流和地下水的δD和δ18O對(duì)降雨量的響應(yīng)不明顯，R2均小于0.2。降水的δD與δ18O與氣溫均呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系(p<0.05)，即溫度越高，同位素越富集，R2=0.39，R2=0.41。這與柳鑒容等[18]在西北地區(qū)得到的結(jié)果相近。地表徑流與地下水δD與δ18O對(duì)溫度呈現(xiàn)一定的正相關(guān)關(guān)系(p<0.05)，地表徑流與溫度的擬合曲線分別為，R2為0.50，0.30。地下水的擬合曲線為，R2為0.44，0.33。說(shuō)明溫度是該流域地下水和地表徑流氫氧同位素的主要影響因素，而降水的同位素受降雨量和溫度的共同作用。

2.3 不同水體同位素特征對(duì)比

在降水過(guò)程中，由于水分的蒸發(fā)與分餾作用，造成降水與水汽中同位素組成有所差異。本文基于紙坊溝流域降水同位素?cái)?shù)據(jù)得到當(dāng)?shù)卮髿饨邓€為(LMWL)：δD=7.40δ18O+8.31，R2=0.97，與Craig[18]提出全球大氣降水線(GMWL)δD=8δ18O+10相比，斜率和截距偏小，表明該地區(qū)存在干燥氣候和較強(qiáng)的蒸發(fā)現(xiàn)象[20]；地表徑流的擬合曲線(SWL)為δD=7.49δ18O+0.88，R2=0.88，斜率與當(dāng)?shù)卮髿饨邓€相近，趨近平行，說(shuō)明降水是地表徑流的直接補(bǔ)給水源，水力聯(lián)系密切。由圖4 可知，地表徑流同位素值基本位于當(dāng)?shù)亟邓€下方，同位素發(fā)生富集，蒸發(fā)作用突顯，根據(jù)線性阻尼公式(式(3)～(10))估算出了6—10月份[21]降水補(bǔ)給地表徑流過(guò)程中蒸發(fā)損失約為37%，相關(guān)參數(shù)見(jiàn)表2。地下水的擬合曲線(GWL)為：δD=2.68δ18O-40.80，R2=0.40。由圖4可知，地下水的同位素值與地表徑流非常相似，說(shuō)明地表徑流與地下水的水力聯(lián)系較降水密切，是主要的地下水補(bǔ)給源，可能是地下水采樣點(diǎn)位于溝底，與地表徑流的交換路徑較短。并且地下水同位素均落于大氣降水線下方，截距和斜率均小于地表徑流，說(shuō)明降水補(bǔ)給地下水過(guò)程中的蒸發(fā)較補(bǔ)給徑流過(guò)程的影響大，蒸發(fā)損失約為54%。

圖4 水體δD—δ18O關(guān)系Fig.4 Relationship between δD and δ18O

類(lèi)型指標(biāo)溫度/℃分餾系數(shù)富集系數(shù)空氣同位素/‰蒸發(fā)比例地表徑流δ18OδD21.81.011.0911.2887.58-13.59-26.700.37地下水δ18OδD13.01.011.0911.7493.70-17.74-76.310.54

2.4 地下水補(bǔ)給與排泄的時(shí)空特征

由于研究流域較小，從溝頭采樣點(diǎn)至溝口地下水采樣點(diǎn)海拔差僅為100.22 m，根據(jù)宋獻(xiàn)方等[10,22]在岔巴溝流域地下水同位素的研究結(jié)果與在懷沙河流域得到的地下水同位素與海拔關(guān)系曲線，本研究以溝口地下水樣氫氧同位素近似表征流域的整體水平?；?016年6月—11月溝頭、上游、中游、下游的降水、地表徑流、地下水3種水體的氫氧同位素特征，通過(guò)2端元混合模型(式(11)～(12))對(duì)流域內(nèi)地下水補(bǔ)給與排泄比例進(jìn)行估算，并對(duì)發(fā)生補(bǔ)給與排泄現(xiàn)象的月份分別進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，得到流域地下水補(bǔ)給與排泄的空間特征[圖5(a)和(b)]。降水和地表徑流在流域不同部位對(duì)地下水的補(bǔ)給比例基本相似，均約為43.68%和55.95%。上游采樣點(diǎn)地下水的補(bǔ)給現(xiàn)象不明顯，可能是因?yàn)樵摬蓸狱c(diǎn)的徑流樣品于壩地溝道采集，淤地壩使得地下水位抬升[23]，同時(shí)本實(shí)驗(yàn)對(duì)50～100 cm壩地土壤水氫氧同位素(-68.62‰，-9.13‰)分析，研究表明其與地下水具有相似的特性，在非降雨時(shí)間土壤水可以對(duì)地表徑流發(fā)生補(bǔ)給，通過(guò)模型估算表現(xiàn)為地下水補(bǔ)給地表徑流。圖5(b)表明地下水的排泄具有明顯的空間特征，排泄比例從溝頭(97.14%)到下游(72.10%)呈逐漸減小趨勢(shì)。降水對(duì)徑流的補(bǔ)給為：下游 (27.90%)>中游(18.10%)>上游(11.19%)>溝頭(2.86%)，呈逐漸增加的趨勢(shì)，平均約為15.01%。

圖5 地下水補(bǔ)給與排泄的時(shí)空變化Fig.5 Spatial and temporal changes in groundwater recharge and discharge注：本研究中以春季：3—5月，夏季：6—8月，秋季9—11月，冬季：12—翌年2月的標(biāo)準(zhǔn)劃分季節(jié)。

以2016年6月—2017年5月每個(gè)月份對(duì)應(yīng)的季節(jié)為研究對(duì)象，對(duì)每個(gè)季節(jié)內(nèi)地下水的補(bǔ)給與排泄進(jìn)行量化分析，結(jié)果見(jiàn)圖5(c)和5(d)。降水和下游徑流對(duì)地下水的補(bǔ)給分別為：夏季(43.87%)>秋季(19.49%)>冬季(17.32%)和冬季(82.68%)>秋季(80.51%)>夏季(56.13%)，春季地下水的補(bǔ)給特征不明顯。夏季降水量約占全年雨量的58.62%，降水可以通過(guò)優(yōu)先流的形式快速補(bǔ)給地下水，對(duì)地下水的補(bǔ)給比例最高。冬春季節(jié)降水較少，分別占全年降水量的2.83%和6.38%，冬季以降雪為主，在凍融期能夠使得地下水得到集中性補(bǔ)給[24]，但在沒(méi)有降雪的月份，主要表現(xiàn)為地下水的排泄，如2017年2月份，地表徑流的97%來(lái)源于地下水。而春季由于降水較少，降水補(bǔ)給地下水較為困難，該時(shí)期地表徑流主要源于地下水的排泄補(bǔ)給(圖5d)。各個(gè)季節(jié)地下水排泄關(guān)系為：冬季(97.33%)>春季(87.94%)>秋季(78.20%)>夏季(72.04%)，表現(xiàn)為冬春季節(jié)主要為地下水的排泄為主，夏秋季節(jié)為地下水的補(bǔ)給為主。降水和徑流對(duì)地下水的年補(bǔ)給比例[4]分別為：26.89%和73.11%。若根據(jù)沈業(yè)杰等[1]在鷹潭小流域的分析方法，以4—9月份為夏半年，10—翌年3月份為冬半年，則可以根據(jù)氘盈余估算出紙坊溝流域88%的地下水來(lái)自于夏半年降水補(bǔ)給，12%來(lái)自冬半年降水補(bǔ)給。

3 討論

穩(wěn)定氫氧同位素對(duì)研究水循環(huán)過(guò)程和地表水—地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系等具有重要的指示作用[25]。陳粉麗等[26]研究表明蘭州地區(qū)降水氫氧同位素與降水量呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，與溫度呈正相關(guān)關(guān)系，這與本文的研究結(jié)果一致。同時(shí)本研究中地表徑流與地下水同位素與溫度也呈現(xiàn)較好的正相關(guān)關(guān)系，可能因?yàn)榈乇韽搅髋c空氣是直接接觸，其溫度受氣溫影響較大，地下水樣主要于居民飲用水井內(nèi)采集，氣溫對(duì)井內(nèi)水體溫度存在一定影響，而同位素的分餾系數(shù)是有關(guān)溫度的函數(shù)[27]，溫度升高，分餾系數(shù)變小，同位素發(fā)生富集。但二者對(duì)降雨量響應(yīng)較差，可能是地表徑流同位素會(huì)在降水過(guò)后發(fā)生同位素的快速富集[28]，本實(shí)驗(yàn)以月為尺度進(jìn)行采樣，采樣周期超出地表水對(duì)降水的響應(yīng)時(shí)間。而地下水對(duì)降水的響應(yīng)存在滯后時(shí)間，因此本研究中地表徑流和地下水中的同位素對(duì)降雨量沒(méi)有表現(xiàn)出較好的響應(yīng)。

蒸發(fā)作為水文循環(huán)的第一階段，期間發(fā)生同位素分餾對(duì)后續(xù)降雨與徑流的同位素組成將產(chǎn)生重要影響[27]。Qian H等[29]基于瑞利分餾模型估算了Dousitu河流域河水的蒸發(fā)比例約為20%～48%，本文所得結(jié)果37%在其區(qū)間之內(nèi)。Hongbing Tan等[30]在黃土高山丘陵區(qū)發(fā)現(xiàn)由于有巖層裂隙和巖土界面的存在，降雨補(bǔ)給地下水過(guò)程中優(yōu)先流與活塞流并存，本實(shí)驗(yàn)對(duì)流域裸露巖層進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)存在多層弱透水巖層與含水層，并且弱透水層并不是密實(shí)無(wú)空隙，存在大量巖石裂隙，降水可以通過(guò)裂隙深層滲漏補(bǔ)給地下水。但部分月份如11月份與12月份，氣溫較低，蒸發(fā)較小，地下水同位素受降水同位素的影響較大，印證了優(yōu)先流的存在。7月份降水同位素由于冰雹的存在較為貧化，但地下水同位素卻較為富集，說(shuō)明補(bǔ)給過(guò)程中活塞流的存在，降水補(bǔ)給地下水需要較長(zhǎng)的傳輸時(shí)間[30]。由于蒸發(fā)只對(duì)根系層以上的水體存在較大影響[30]，本文中降水對(duì)地下補(bǔ)給過(guò)程中水體蒸發(fā)損失為54%，只比補(bǔ)給地表水過(guò)程高17 %，與Lihe Yin等[14]在相鄰鄂爾多斯高原地區(qū)的研究結(jié)果相近。

地表徑流與地下水的交換周期約為250 d左右，降水對(duì)地下水的補(bǔ)給傳輸則需要更長(zhǎng)的時(shí)間[28]，因此2016年6月—11月降水主要以優(yōu)先流的形式補(bǔ)給地下水，降雨因素如降雨量和降雨強(qiáng)度對(duì)優(yōu)先流有重要的影響[32]，而小流域內(nèi)部降水因素差異較小，造成流域內(nèi)部降水對(duì)地下水補(bǔ)給比率較為相似。溝道地表徑流主要是由地下水排泄形成[33]，溝頭部位徑流的匯流面積較小，地表徑流主要源于地下水排泄補(bǔ)給，比例較高，越靠近下游，徑流的匯水面積變大，降水對(duì)地表徑流的補(bǔ)給比例逐漸增加，但仍以地下水排泄補(bǔ)給為主。地下水補(bǔ)給與排泄具有明顯的季節(jié)特征，夏季降水對(duì)地下水的補(bǔ)給比例最高，與劉筱[34]在黑河流域的結(jié)論一致，春季無(wú)明顯的補(bǔ)給現(xiàn)象，與M A Moreno等[35]在Blue River流域得出相似的結(jié)果。夏季和秋季地下水排泄比例較低，冬季和春季排泄比例較高，主要是夏秋半年降水量大，降水連續(xù)且集中，土壤易達(dá)到飽和，使得降水補(bǔ)給地下水較為容易，而冬半年降水量少，間隔時(shí)間長(zhǎng)，土壤含水量低，較難補(bǔ)給地下水，甚至?xí)l(fā)生地表徑流斷流，當(dāng)水位低于地下水的排泄水位時(shí)，地下水發(fā)生排泄。但即使在降水較多的季節(jié)，地下水對(duì)地表徑流的補(bǔ)給仍占有較大比例[36]。全年地表徑流中約有83 %來(lái)自于地下水排泄，17 %來(lái)自于降水補(bǔ)給，這與楊智[37]在海流兔河結(jié)論相近。本研究中，夏半年降水對(duì)地下水的貢獻(xiàn)率為88 %，冬半年為12 %，與沈業(yè)杰[1]等得出的結(jié)論相似。

4 結(jié)論

通過(guò)對(duì)紙坊溝流域2016年6月—2017年5月降水、地表徑流、地下水氫氧同位素的分析，初步探究了黃土丘陵區(qū)小流域地下水的補(bǔ)給與排泄特征。結(jié)果表明：

(1)紙坊溝流域6—9月降水主要來(lái)源于海洋氣團(tuán)，同位素較為富集，10—翌年5月源于大陸氣團(tuán)，同位素較為貧化。地表徑流和地下水對(duì)溫度的響應(yīng)作用相對(duì)于降雨量更強(qiáng)。

(2)6—11月降水補(bǔ)給地下水過(guò)程中所受的蒸發(fā)損失較補(bǔ)給地表徑流的損失約高17%。但降水和地表徑流均為地下水主要補(bǔ)給水源，補(bǔ)給比例在流域內(nèi)部的空間差異不顯著(P<0.05)，而地下水的排泄具有明顯的空間特征，越靠近流域下游，排泄比例越低，均在70%以上。

(3)6月—翌年5月的地下水補(bǔ)給與排泄也具有明顯的季節(jié)特征，夏季降水對(duì)地下水的補(bǔ)給比例最高，冬季地下水排泄比例最高。紙坊溝流域地表徑流對(duì)地下水的年均補(bǔ)給比例為73.11%，而降水的補(bǔ)給比例為26.89%，其中約有88%源于夏半年的降水補(bǔ)給，12%源于冬半年降水補(bǔ)給。