基于穩(wěn)定同位素的黃土塬區(qū)村莊澇池對地下水補給的定量分析

程立平, 王亞萍, 劉沛松, 李彥嬌

(1.平頂山學(xué)院 化學(xué)與環(huán)境工程學(xué)院, 河南 平頂山 467000;2.西北農(nóng)林科技大學(xué) 黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室, 陜西 楊凌 712100)

黃土塬是黃土高原主要地貌類型之一，地下水則是黃土塬區(qū)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和居民生活的重要水源。由于特殊的水文地質(zhì)條件，黃土塬區(qū)潛水水位高于溝谷地表水流以及基巖承壓水水頭，大氣降水成為該區(qū)潛水唯一補給來源[1]。但是由于黃土層深厚，潛水埋深大，降水以何種方式(活塞流或者優(yōu)先流)穿過深厚黃土包氣帶補給地下水受到人們的關(guān)注。伴隨著示蹤技術(shù)的發(fā)展與應(yīng)用，近年來眾多學(xué)者對此問題進(jìn)行了研究，但所得結(jié)論不盡相同：有些研究認(rèn)為活塞流是黃土塬區(qū)地下水補給的唯一方式[2-4]；另一些研究則認(rèn)為活塞流和優(yōu)先流并存于地下水補給過程之中，但是其中一部分研究認(rèn)為活塞流是地下水補給的主導(dǎo)方式[5-7]，另一部分研究則認(rèn)為優(yōu)先流是地下水補給的主導(dǎo)方式[8-10]。通過對上述文獻(xiàn)進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)有黃土塬區(qū)有關(guān)地下水補給機(jī)制研究多集中于農(nóng)田、草地和蘋果林地等土地利用類型，尤其關(guān)注土地利用變化對地下水補給的影響。比如，自然草地轉(zhuǎn)換為農(nóng)田之后地下水補給量將減少42%以上[4]，農(nóng)田轉(zhuǎn)換為苜蓿地、蘋果林地等高耗水人工林草地后所形成的土壤干層將阻斷活塞流形式的地下水補給，使地下水補給量減少為零[4-5,11]。但是鮮有研究關(guān)注黃土塬區(qū)一個非常重要的土地利用類：村莊下的地下水補給過程。黃土疏松，水分入滲能力強，加之耕作措施的影響，平坦的農(nóng)田、蘋果林地等利用方式下徑流往往被忽略[12]。但是在村莊，由于人類建設(shè)活動的影響，大量的庭院、道路等弱(不)透水層極易產(chǎn)生徑流并匯入澇池。澇池作為黃土高原地區(qū)蓄積村莊徑流的人工池塘，已有兩千余年的歷史[13]，曾經(jīng)是村民盥洗、牲畜養(yǎng)殖以及庭院種植的重要水源。但是近幾十年來，隨著黃土區(qū)掘井技術(shù)的發(fā)展以及各類供水工程的實施，群眾吃水難、用水難的問題已得到全面解決，澇池水源功能逐漸喪失，導(dǎo)致澇池年久失修，數(shù)量、面積減少。澇池水作為黃土塬區(qū)僅有的地表水體，其在水文循環(huán)中的作用以及對地下水的補給一直未受到研究者的重視。因此，本文以農(nóng)田為對照，通過測定澇池深剖面土壤濕度和土壤水氫氧穩(wěn)定同位素組成，定量研究澇池水對地下水的補給特征，以期為深化黃土塬區(qū)水循環(huán)理論和地下水資源管理提供支持。

1 研究區(qū)概況與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

本研究于中國科學(xué)院長武農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗站(35°14′N，107°40′E)所在的王東村進(jìn)行，地處陜西省長武縣境內(nèi)，為典型的黃土塬區(qū)，海拔1 220 m。研究區(qū)屬暖溫帶半濕潤易旱大陸性季風(fēng)氣候，多年平均降水量580 mm，降水年際變化較大，且年內(nèi)分布不均，7—9月降水量占全年降水總量的55%以上。長武塬區(qū)黃土堆積深厚，地下水埋深30～90 m，由塬中央向四周逐漸增加，以泉水形式向溝谷中排泄；由于地下水位高于溝谷中地表徑流水位以及基巖承壓水水頭，降水成為該區(qū)潛水唯一補給來源。深厚的黃土包氣帶由黃土—古土壤序列組合而成，在黃土塬邊緣溝坡地帶，存在有自然出露的古土壤層，利用環(huán)刀法測定黃土和古土壤層平均土壤容重分別為1.31 g/cm3，1.50 g/cm3，平均田間持水量分別為21.21%和24.68%(質(zhì)量含水量，下同。見表1)。20世紀(jì)60，70年代以前長武黃土塬區(qū)每個村莊至少擁有一個澇池，但是近幾十年來隨著掘井技術(shù)的發(fā)展以及各類供水工程的實施，澇池數(shù)量迅速減少。調(diào)查表明，20世紀(jì)60年代長武塬澇池數(shù)量為2個/km2，面積為503 m2/km2，但是到2014年澇池數(shù)量減少為0.5個/km2，面積減少為171 m2/km2，且澇池積水由常年積水轉(zhuǎn)為雨季季節(jié)性積水[14]。

表1 黃土塬邊緣溝坡地帶黃土剖面田間持水量和容重

1.2 樣品采集與測定

分別于2018年7月26日和8月17日在王東村選擇農(nóng)田和澇池，利用液壓沖擊土壤鉆機(jī)(TGQ-30 C)采集土壤樣品。農(nóng)田樣地平坦，面積超過50 m×50 m，取樣點位于樣地中央位置，取樣深度29 m。澇池位于王東村村頭低洼處，深度2 m，面積750 m2，集水面積約為36 400 m2，取樣點位于岸邊約1 m處，取樣深度27 m。因測定指標(biāo)不同，取樣間隔不同。對于土壤顆粒組成和質(zhì)量含水量，間隔20 cm取樣一次，顆粒組成采用Mastersizer-2000粒度儀測定，土壤含水量利用烘干法測定。對于土壤水穩(wěn)定同位素樣品，0—6 m內(nèi)每間隔20 cm取樣一次，6 m以下每間隔50 cm取樣一次，所采集土壤迅速密封至玻璃瓶中，低溫保存帶至實驗室，利用真空蒸餾抽提系統(tǒng)(Li-2 000)提取土壤水樣。2018年4月1日至8月17日在長武農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗站氣象場利用雨量桶采集日降水樣，并記錄降水量。所有水樣密封低溫保存待測。

利用液態(tài)水穩(wěn)定同位素儀(LGRLIWA912-0050)測定土壤水和降水樣氫氧穩(wěn)定同位素組成，每個樣品重復(fù)測定6次，前兩次用以消除記憶效應(yīng)，后4次測定平均值為水樣同位素值，儀器分析精度δD：±0.4‰，δ18O：±0.1‰。所有水樣測定結(jié)果以VSMOW為標(biāo)準(zhǔn)的千分差表示，δD(或δ18O)=〔(R樣品-R標(biāo)準(zhǔn))/R標(biāo)準(zhǔn)〕×1 000/‰，式中R樣品和R標(biāo)準(zhǔn)表示樣品和標(biāo)準(zhǔn)物中穩(wěn)定性氫同位素D/H或穩(wěn)定性氧同位素18O/16O的比率。

1.3 示蹤峰法

示蹤峰法是一種廣泛應(yīng)用于地下水潛在補給量的定量計算方法，但該方法是基于土壤水分以活塞流形式向下運動的假定，即土壤水分向下成層推進(jìn)，“新水”取代“舊水”并將“舊水”推向深層。計算公式為：

(1)

式中：V為示蹤峰移動速度(m/yr，m/d);l是示蹤峰向下移動的距離(m); Δt為示蹤峰向下移動距離l所需的時間(a，d)。

地下水潛在補給量計算公式為：

(2)

式中：R為地下水潛在補給量(mm/a，mm/d);θ(z)表示z深度處土壤質(zhì)量含水量(%);ρ(z)為z深度處土壤容重(g/cm3);其他符號意義同前。

1.4 數(shù)據(jù)處理與繪圖

采用Excel 2016軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)處理，利用Origin 2018軟件制圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 深剖面土壤水分

2.1.1 總體特征 澇池深剖面土壤水分平均值為25.5%，大于農(nóng)田的20.6%，但是澇池土壤水分的變異程度卻小于農(nóng)田(表2)。在黃土塬區(qū)，由于耕作管理措施，農(nóng)田平坦加之黃土疏松多孔，因而難以產(chǎn)生徑流[12]，降水入滲成為農(nóng)田土壤水分的唯一來源。但是在村莊，庭院及道路極易產(chǎn)生徑流并經(jīng)排水溝流入澇池，因此澇池土壤水分主要來源于積水入滲，由此導(dǎo)致了澇池深剖面土壤水分含量大于農(nóng)田，也大于田間持水量，從而為水分在重力作用下快速向下運動并補給地下水提供了必要條件。

表2 黃土深剖面土壤濕度和土壤水穩(wěn)定同位素組成

2.1.2 土壤水分垂直分布 深厚的黃土剖面由黃土—古土壤序列組成，包括全新世代表地層S0，自剖面頂部向下的順序排列為S0，L1S1，L2S2，…，L37S37，其中L代表黃土層，S代表紅色古土壤層。本研究采樣觀察發(fā)現(xiàn)在0—29 m黃土剖面中存在4個明顯的紅色古土壤層(圖1)，所在深度與利用土層磁化率測定標(biāo)識的S1，S2-1，S2-2和S3層位置基本吻合[15]。0—30 m剖面內(nèi)黃土層黏粒(<0.002 mm)、粉粒(0.002～0.02)和砂粒(>0.02)平均含量分別為29.7%，34.0%和36.3%，古土壤層黏粒、粉粒和砂粒平均含量分別為32.8%，35.6%和31.6%(圖1)。相較于黃土，古土壤黏粒含量高，孔隙率低，具有較強的持水能力，因此黃土深剖面土壤水分垂直分布規(guī)律與黃土—古土壤序列有關(guān)，一層黃土和一層古土壤構(gòu)成一次濕度起伏[16]。雖然澇池和農(nóng)田深剖面土壤濕度均具有隨深度增加而起伏變化的規(guī)律，但是二者起伏規(guī)律并不一致(圖1a)，其原因在于澇池修建于村頭低洼處，與農(nóng)田并不處于同一水平。當(dāng)把澇池土壤水分曲線向下位移3 m，即可發(fā)現(xiàn)，澇池和農(nóng)田土壤水分隨深度起伏變化規(guī)律趨于一致(圖1b)。

2.2 深剖面土壤水同位素組成

2.2.1 總體特征 澇池土壤水的δD值介于-117.83‰～-56.66‰之間，δ18O值介于-16.63‰～-7.72‰之間，農(nóng)田土壤水的δD值介于-81.76‰～-52.03‰之間，δ18O值介于-10.64‰～-6.35‰之間。與農(nóng)田相比，澇池土壤水氫氧穩(wěn)定同位素組成偏負(fù)，且變化幅度大、變異程度高(表2，圖2)。澇池土壤水分蒸發(fā)趨勢線為δD=7.04δ18O+1.85 (R2=0.97，n=72)，農(nóng)田土壤水蒸發(fā)趨勢線為δD=6.37δ18O-8.70(R2=0.84，n=73)，可見農(nóng)田土壤水分蒸發(fā)線的斜率和截距均小于澇池，表明農(nóng)田土壤水分較澇池土壤水分經(jīng)歷了更為嚴(yán)重的蒸發(fā)過程。澇池土壤水同位素較均勻地分布在長武塬區(qū)大氣降水線兩側(cè)，農(nóng)田土壤水同位素大部分落于長武塬區(qū)大氣降水線的下方(圖2)，再次表明農(nóng)田土壤水分經(jīng)歷了較為嚴(yán)重的蒸發(fā)過程。造成這種差異的原因在于農(nóng)田和澇池土壤水分含量及運動速度的不同。農(nóng)田土壤水分含量低，降水入滲及土壤水分再分布過程緩慢，因而水分受蒸發(fā)影響時間較長；但澇池土壤水分含量高于田間持水量，積水入滲及再分布過程快，水分受蒸發(fā)影響小，而蒸發(fā)則是引起同位素富集的重要水文因素[17-18]。

注：b分圖中澇池水分曲線向下位移3 m； S代表紅色古土壤層。

注：大氣降水線方程為δ2 H=7.67δ18O+8.76[19]，地下水?dāng)?shù)據(jù)來源于同一研究區(qū)域已有研究[7-8]。

2.2.2 澇池與農(nóng)田土壤水氫氧同位素剖面特征 澇池和農(nóng)田土壤水同位素剖面存在明顯的差異(圖3)。農(nóng)田土壤水同位素值在約0—3 m深度范圍內(nèi)變化明顯，而在3 m以下深層土層內(nèi)相對穩(wěn)定；澇池土壤水同位素值則在整個深剖面內(nèi)變化明顯。造成農(nóng)田和澇池土壤水同位素剖面差異的原因在于二者之間土壤水分含量、水分入滲深度及蒸發(fā)程度的不同。黃土區(qū)農(nóng)耕地條件下，降水年入滲深度取決于雨季降水量、同期土壤總蒸發(fā)量和雨季前土壤水分虧缺度[20]。由于年蒸發(fā)力大于年降水量，長武塬區(qū)農(nóng)田降水入滲至3 m深度以下土層的重現(xiàn)期約為10 a[12]。土壤水分蒸發(fā)是引起同位素富集的重要水文因素[17-18]，但土壤水分蒸發(fā)隨土層深度的增加而迅速減弱，受土壤含水率、土壤類型、降水間隔時間等因素的影響，通常能夠?qū)е?.5—3 m[21]深度以上土層土壤水同位素發(fā)生富集。在降水入滲和土壤水分蒸發(fā)的共同影響下[22]，農(nóng)田淺層土壤水同位素隨深度增加變化明顯；但深層土壤水分向下運動速度緩慢，在擴(kuò)散與彌散作用下，其同位素組成趨于穩(wěn)定。

澇池積水來源于村莊中庭院、道路等不透水層產(chǎn)生的降雨徑流，由于蒸發(fā)效應(yīng)的存在，澇池積水同位素組成會逐漸富集，但是新的降水事件將會打斷該過程。由于澇池面積小，積水量有限，較大降水事件產(chǎn)生的徑流匯集很快會使?jié)吵胤e水的同位素組成接近降水同位素組成，這在同位素組成偏負(fù)的較大降水事件中表現(xiàn)尤為明顯。由于澇池具有超過田間持水量的土壤濕度，水分能夠以非飽和重力流的形式快速向下運動，較少受蒸發(fā)的影響，從而使?jié)吵赝寥浪凰仄拭姹Ａ袅朔e水同位素組成的時間變化特征，尤其是同位素組成偏負(fù)的較大降水事件同位素信號將在澇池土壤剖面中得以保留(圖3)，使?jié)吵赝寥浪凰亟M成隨深度變化明顯。

圖3 澇池與農(nóng)田土壤水同位素剖面及雨水同位素時間變化

2.3 澇池對地下水補給計算

對比圖3b和圖3c看出，澇池11.5 m深度土壤水很好保留了7月11日降水同位素信號。澇池深度為2 m，因此7月11日至8月17日澇池積水下滲深度為9.5 m。根據(jù)公式(1)計算可知7月11日至8月17日澇池土壤水下滲速度為0.26 m/d；澇池2～11.5 m范圍土層儲水量為3 389 mm，根據(jù)公式(2)計算可知7月11日至8月17日澇池對地下水平均潛在補給率為92 mm/d。澇池面積為750 m2，而澇池的集水面積約為36 400 m2，可知7月11日至8月17日澇池集水區(qū)內(nèi)地下水潛在補給量為70 mm(3 389×750/36 400)，占該時段內(nèi)降水量(165 mm)的42.4%。假定該比例可以代表雨季(7—9月)潛在補給量占降水量的平均比例，則由多年雨季平均降水量(316 m)可知，澇池集水區(qū)地下水多年雨季平均補給量為134 mm(316×42.4%)，占年降水量的23.1%。研究區(qū)旱季降水稀少、次降水量小，即使在村莊也難以產(chǎn)生徑流，澇池極少積水，因此雨季澇池對地下水的補給量可代表全年補給量。需要注意的是，本次采樣是在澇池岸邊約 1 m處進(jìn)行，因此澇池下真實的地下水補給率以及補給速度有可能大于上述計算值。

3 討 論

黃土塬區(qū)地下水位高于溝谷地表水流和基巖承壓水水頭，降水垂直入滲是該區(qū)地下水補給的唯一來源[1,3,5]，但降水如何穿過深厚的黃土包氣帶補給地下水成為爭論的焦點[3-5,7-9]。黃土剖面中存在完整1963-3H剖面(圖4)是活塞流補給地下水的有力證據(jù)[2,3,6,23]。長武塬區(qū)農(nóng)田1963-3H峰位于6.1～6.5 m深度處[15,23]，可知土壤水活塞流運動速度約為0.12 m/a〔公式(1)〕，黃土高原其他地區(qū)則介于0.12～0.30 m/a之間(表3)，表明降水要穿過30～90 m厚黃土包氣帶補給地下水需要數(shù)百年時間。但是降水先要通過植物根區(qū)形成深層滲漏才能繼續(xù)向下以活塞流形式補給地下水，P-Ⅲ頻率曲線統(tǒng)計表明長武塬區(qū)農(nóng)田條件下降水入滲至3 m深度的重現(xiàn)期約為10 a[12]。表明在農(nóng)田、林地等利用條件下，降水以活塞流形式對地下水的補給并非每年連續(xù)發(fā)生，只有在豐水年份才有可能發(fā)生；1963-3H峰在包氣帶中的位置則表明現(xiàn)代降水停留在10 m以上的黃土包氣帶中，目前補給到地下水的則是次現(xiàn)代降水或者古代降水[2]。澇池土壤水同位素剖面保留了較大降水事件同位素信號，表明澇池土壤水分同樣以活塞流形式向下運動，其下滲速度為0.26 m/d，遠(yuǎn)大于農(nóng)田條件下的活塞流。鑒于此，本文將澇池條件下活塞流稱為快速活塞流，將農(nóng)田、林地等條件下的活塞流稱為緩慢活塞流，以示區(qū)分。

由于蒸發(fā)效應(yīng)，黃土區(qū)農(nóng)田、草地、蘋果林地等利用方式下土壤水同位素較降水發(fā)生了明顯富集[7,9,22]。如果緩慢活塞流是地下水補給的唯一方式，地下水將保留土壤水同位素富集的特征，特別是保留深層土壤水的同位素特征。從δ18O—δD關(guān)系圖可見，長武黃土塬區(qū)地下水同位素組成與農(nóng)田下深層土壤水同位素組成具有較大差異，反而與雨季平均降水同位素組成接近(圖2)，這與已有研究結(jié)果一致[7-9]。Xiang等[7]和Li等[9]據(jù)此推斷除緩慢活塞流外，降水亦可通過某種快速下滲方式補給地下水，從而使地下水同位素組成保留降水同位素特征。黃土塬區(qū)地下水水位[26-27]和地下水同位素組成對大的降水事件有一定的滯后響應(yīng)[5]，是降水快速下滲補給地下水的另一有力證據(jù)?，F(xiàn)有研究均認(rèn)為降水快速下滲補給方式為優(yōu)先流方式[5,7-9,26-27]，但是田間尺度上并沒有觀測到優(yōu)先流發(fā)生的直接證據(jù)；同時由于黃土質(zhì)地均一，水分能夠均勻入滲，優(yōu)先流是否存在受到廣泛質(zhì)疑[1-3,28]，即使存在也僅存在于植物根區(qū)，并不能對地下水形成補給[2,29]。

圖4 農(nóng)田和蘋果林地土壤水中3H隨土壤深度變化特征[24]

表3 黃土高原地區(qū)活塞流速度及地下水補給量

本研究表明，澇池下快速活塞流下滲速度為0.26 m/d，因此可看作一種特殊的“優(yōu)先流”。通過快速活塞流，降水僅需不足百天即可補給埋深不足30 m深的地下潛水，這與觀察到的潛水位高峰值時間滯后雨季降水3個月左右[26]基本相符。但也有研究并未觀察到地下水位對雨季降水的響應(yīng)[28]，造成這種差異的原因可能在于澇池對地下水的補給屬于點源補給，非大面積存在，此外，觀測井距離澇池的遠(yuǎn)近也直接影響觀測結(jié)果。目前，黃土塬區(qū)澇池稀少且分布不均，如果觀測井距離澇池較近則其水位極易受快速活塞流補給的影響，反之亦然。這或許也是一些研究發(fā)現(xiàn)地下水氫氧同位素組成對降水有響應(yīng)[5]的原因。

4 結(jié) 論

澇池和農(nóng)田深剖面土壤水分平均值分別為25.5%和20.6%。澇池土壤水的δD和δ18O值分別介于-117.83‰～-56.66‰和-16.63‰～-7.72‰之間，農(nóng)田土壤水的δD和δ18O值分別介于-81.76‰～-52.03‰和-10.64‰～-6.35‰之間。與農(nóng)田相比，澇池土壤水分受蒸發(fā)作用影響較小，保留了降水同位素組成特征。黃土塬區(qū)澇池通過快速活塞流對地下水形成補給，是地下水補給的重要來源?？焖倩钊飨聺B速度為0.26 m/d，澇池集水區(qū)內(nèi)地下水年均補給量為134 mm，占降水的23.1%。但是隨著社會發(fā)展，黃土塬區(qū)澇池數(shù)量迅速減少，從而導(dǎo)致快速活塞流對地下水補給的減少，因此積極開展保護(hù)、恢復(fù)和重建澇池工作對于黃土塬區(qū)地下水的持續(xù)補給和利用具有重要的意義。