基于穩(wěn)定同位素的黃土塬區(qū)地下水補(bǔ)給規(guī)律研究

趙思遠(yuǎn)，賈仰文，唐穎棟，牛存穩(wěn)，龔家國，甘永德

（1.中國水利水電科學(xué)研究院流域水循環(huán)模擬與調(diào)控國家重點實驗室，北京 100038；2.中國電建華東勘測設(shè)計研究院有限公司，杭州 311122；3.青海大學(xué)省部共建三江源生態(tài)與高原農(nóng)牧業(yè)國家重點實驗室，西寧 810016）

0 引 言

黃土塬區(qū)河川徑流位于溝壑河谷內(nèi)，河道海拔往往低于地下潛水面，因此，地下水成為工業(yè)、農(nóng)業(yè)生產(chǎn)與居民生活的重要水源。由于當(dāng)?shù)鬲毺氐牡乩項l件，河道徑流對地下水幾乎沒有側(cè)向補(bǔ)給，降水入滲便成為當(dāng)?shù)氐叵滤奈ㄒ谎a(bǔ)給來源［1］。

就地下水接受非飽和帶水分補(bǔ)給進(jìn)行定性、定量的評價相對困難，因為在入滲前及入滲過程中，受到降雨、填洼、截留與蒸散發(fā)的作用，水平衡各項均表現(xiàn)出強(qiáng)烈的時空變異性。尤其是在蒸發(fā)強(qiáng)烈的干旱半干旱地區(qū)，非飽和帶水分虧缺相對嚴(yán)重，地下水接受非飽和帶補(bǔ)給的過程會更加復(fù)雜［2］。

環(huán)境同位素示蹤技術(shù)作為一種研究水文轉(zhuǎn)換過程的有效手段，已被廣泛應(yīng)用于研究降水-土壤水-地下水之間相互轉(zhuǎn)換關(guān)系。大氣降水作為水循環(huán)中的關(guān)鍵環(huán)節(jié)，對大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素的研究是研究各水體交互過程、尤其是地下水補(bǔ)給過程的基礎(chǔ)。眾多學(xué)者對大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素關(guān)系、空間分布差異、年份與年內(nèi)分布規(guī)律及其溫度效應(yīng)、雨量效應(yīng)進(jìn)行了研究［3-7］。JIN等［8］對我國北部的巴丹吉林沙漠及附近地區(qū)各水體的氫氧穩(wěn)定同位素樣品進(jìn)行采集并分析發(fā)現(xiàn)，當(dāng)?shù)販\層地下水主要來自于亞布萊地區(qū)的降水補(bǔ)給，地表水對地下水的補(bǔ)給量極小，相反，湖水主要接受沙漠腹地地下水的補(bǔ)給。KOICHI等［9］對我國太行山區(qū)地下水補(bǔ)給過程進(jìn)行定量分析，該研究發(fā)現(xiàn)，從雨季初到預(yù)計中期，降水對地下水貢獻(xiàn)率由42%增大至58%，而地表水的貢獻(xiàn)率由21%降低至2%。降雨較少的枯水期，以水庫為主的地表水成為當(dāng)?shù)氐叵滤闹饕a(bǔ)給來源。徐學(xué)選等［10］通過對黃土丘陵區(qū)燕溝流域降水、土壤水、地表水和地下水中2H和18O采樣分析發(fā)現(xiàn)，地下水接受降水補(bǔ)給，且降水對泉水的補(bǔ)給滯后時間在30 d 以上，然而降水補(bǔ)給井水的滯后特征還有待研究。王銳等［11］基于土壤氫氧穩(wěn)定同位素分析結(jié)果發(fā)現(xiàn)黃土高原地區(qū)地下水補(bǔ)給的主要來源是降水入滲。HUANG 等［12］進(jìn)一步提出降水入滲補(bǔ)給地下水的過程中可能同時存在活塞流和優(yōu)先流。上述研究表明，由于性質(zhì)穩(wěn)定、測試方便等原因，氫氧穩(wěn)定同位素已經(jīng)在降水-土壤水-地下水間相互轉(zhuǎn)換關(guān)系研究中廣泛應(yīng)用，且獲得了較好的試驗成果。

然而，在非飽和帶巨厚的黃土塬區(qū)，降水入滲后以何種方式補(bǔ)給至地下淺水層尚未得到統(tǒng)一定論。因此，本文選擇典型黃土塬區(qū)——長武塬及長武塬邊的王東溝小流域作為研究區(qū)，對研究區(qū)內(nèi)降水、不同地表植被類型下0～15 m深度范圍內(nèi)的土壤水、井水和泉水樣品進(jìn)行采集，對比分析了各水體氫氧穩(wěn)定同位素的組成特征，從而對黃土塬區(qū)地下水補(bǔ)給方式進(jìn)行判定。在“黃河流域生態(tài)保護(hù)和高質(zhì)量發(fā)展”重大國家發(fā)展戰(zhàn)略的背景下，本研究對黃土塬區(qū)生態(tài)修復(fù)建設(shè)、水資源高效利用與配置優(yōu)化具有重要意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)王東溝流域位于黑河流域下游的東北部，陜西省咸陽市長武縣境內(nèi)，距西安市200 km，地理坐標(biāo)范圍為107°40′58″E～107°42′54″E，35°12′24″N～35°15′00″N，流域面積為8.3 km2。中國科學(xué)院長武黃土高原農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗站便設(shè)立于此，由人工及野外觀測場、復(fù)合條件觀測樣地等設(shè)施構(gòu)成。該試驗站設(shè)立自1984年，具備完整的試驗觀測體系和全方位系統(tǒng)化監(jiān)測格局，積累了長期的觀測數(shù)據(jù)。

研究區(qū)海拔在915～1 268 m 之間，海拔落差353 m。海拔在1 215～1 268 m 范圍內(nèi)的區(qū)域主要為黃土塬地貌，土層分布均一，主要土壤類型為黑壚土。研究區(qū)內(nèi)土壤質(zhì)地疏松，0～3 m 孔隙度在38.21%～54.72%之間，土壤容重為1.33±0.08 g/cm3，土壤完全持水量為36.85%±3.97%，田間持水量為21.20%±1.56%，凋萎含水量為10.45%±1.56%。

作為暖溫帶半濕潤大陸性季風(fēng)氣候的典型區(qū)域，王東溝流域四季分明，冬季寒冷干燥，雨雪量較少；春季溫度回升，降雨依然較少，蒸發(fā)量大，常常發(fā)生干旱氣候；夏季光熱充足，高溫多雨。多年平均溫度9.1 ℃，無霜期171 d。降水主要集中在7-9月，多年平均降水量為580 mm。

1.2 樣品采集與測定

降雨樣品連采樣點位于長武試驗站內(nèi)（圖1），采樣時間為2018年9月至2019年10月。當(dāng)降水量＞5 mm時，用特制雨水收集裝置采集降水樣品，用10 mL HDPE 瓶保存，同樣以Parafilm膜對樣品收集瓶進(jìn)行密封處理，并保存于-15 ℃的冷凍環(huán)境中。

圖1 研究區(qū)域地理位置圖與采樣點分布Fig.1 The location and sampling sites of the study area

分別于2018年9月、2019年5月、2019年9月、2020年9月選擇流域內(nèi)典型樣地的土壤水樣品：荒草地、7年齡蘋果地、玉米地進(jìn)行土壤水樣品的采集（圖1）。分層采集0～15 m 深度的土壤樣品，0～3 m 范圍內(nèi)采集深度間隔為40 cm，3～15 m 采集深度間隔為50 cm。采集后的土樣用150 mL HDPE 瓶保存，同樣以Parafilm 膜對樣品收集瓶進(jìn)行密封處理，并保存于-15 ℃的冷凍環(huán)境中。

分別于2018年9月、2019年5月、2019年9月、2020年9月采集長武塬面與王東溝內(nèi)的泉水樣品，采集點分布見圖1。地下水設(shè)有7處井水、4處泉水共11處采樣點，每處采樣點水樣分為3份，用100 mL HDPE瓶保存并用Parafilm封口膜密封。

所有的樣品均在-15 ℃條件下冷凍保存，并送至位于陜西楊凌的中科院水保所黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室進(jìn)行樣品的處理和氫氧穩(wěn)定同位素的測試分析。解凍后的土壤樣品采用BJJL-2200植物土壤水分提取系統(tǒng)進(jìn)行土壤水的抽提，并保存于3 ℃的冷藏環(huán)境中，提取效率為92%。通過通過同位素質(zhì)譜儀（MAT253，美國賽默飛世爾公司）測定水樣中2H 和18O。

1.3 數(shù)據(jù)處理

1.3.1 氫氧穩(wěn)定同位素分析

測量的2H 和18O 同位素比率相對于Vienna“標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水”（VS-MOW）的千分差，表示為：

式中：δX 為2H 或18O 的千分差；R樣品為樣品中2H 或18O 的比率；R標(biāo)樣（VS-MOW標(biāo)準(zhǔn)大洋水）為標(biāo)準(zhǔn)水樣中2H或18O的比率。

1.3.2 氘盈余

受到地理位置、氣候等因素的影響，地區(qū)降水會偏離全球降水線。為了對某一區(qū)域內(nèi)大氣降水與全球降水線的偏離進(jìn)行定量評價，DANSGAARD 等［5］于1964年提出“氘盈余”，其計算公式如下：

式中：d為氘盈余量，‰。

在非封閉的體系中，氘盈余的產(chǎn)生是液相水與氣相水凝聚時的瑞利分餾與蒸發(fā)時的動力學(xué)分餾共同作用的結(jié)果［13］，氘盈余的變化特征可以用來表征雨水原始水汽云團(tuán)發(fā)源地的環(huán)境特征，尤其是如溫度、濕度等氣象特征。

2 結(jié)果與討論

2.1 大氣降水中氫氧穩(wěn)定同位素組成特征

在一定程度上，大氣降水過程是流域各水體交互轉(zhuǎn)化的“推動力”，在水循環(huán)過程中的地位舉足輕重。對流域各水體2H和18O 含量組成與變化特征進(jìn)行探究時，大氣降水中2H 和18O 的組成和變化情況尤為重要。2018年8月-2019年11月，降水總量為576 mm，共采集降雨同位素樣品60 份，其中：δ2H 和δ18O 含量總體分布區(qū)間分別是（-146.01‰～-4.98‰）和（-20.88‰～-1.79‰），二者的平均值±標(biāo)準(zhǔn)差分別是-60.51‰±34.95‰和-8.91‰±4.69‰。

降水中的2H 和18O 兩同位素含量在分餾作用下呈線性關(guān)系，對該線性關(guān)系進(jìn)行一元線性回歸擬合便可得到大氣降水線，在某地區(qū)或某流域開展一定時間的大氣降水2H 和18O 含量的持續(xù)觀測所得到的線性關(guān)系線即為地方大氣降水線，觀測時間一般要一年以上。

本文在長武試驗站開展了大氣降水2H和18O 含量的連續(xù)觀測，其組成分布情況如圖2所示。對研究區(qū)大氣降水δ2H和δ18O的線性關(guān)系進(jìn)行擬合，所得公式為δ2H=7.38δ18O+4.75（R2=0.94，n=60），即研究區(qū)當(dāng)?shù)卮髿饨邓€公式。全球、中國及長武塬區(qū)的大氣降水線研究結(jié)果見表1，與它們相比，本研究區(qū)LMWL 公式的斜率和截距都偏小，這說明在本區(qū)域雨滴在脫離云團(tuán)落至地表過程中的蒸發(fā)分餾現(xiàn)象更加強(qiáng)烈。

圖2 研究區(qū)大氣降水中2H和18O 的組成分布情況及大氣降水線擬合Fig.2 The distribution of 2H and 18O of atmospheric precipitation in the study area and the corresponding atmospheric precipitation fitting line

表1 全球、中國及長武塬區(qū)大氣降水線公式Tab.1 Atmospheric precipitation line of world，China and the Changwu Plain area

不同環(huán)境因素影響同位素分餾過程，使大氣降水中δ2H 和δ18O 隨氣候、季節(jié)等因子的變化而變化。圖3 展示了2018年8月到2019年11月研究區(qū)大氣中δ2H 和δ18O 的日變化情況?？梢钥闯觯芯繀^(qū)降水中δ2H 和δ18O隨時間變化情況基本一致，均表現(xiàn)為隨季節(jié)變化而變化的特征。二者的年內(nèi)分布（1月至12月）呈現(xiàn)出“先減小后增大的趨勢”，于7-8月份達(dá)到全年最小值，與1-2月份達(dá)到全年最大值。大氣降水中的氫氧穩(wěn)定同位素含量取決于水汽循環(huán)中同位素分餾過程。以全球為尺度，影響水汽循環(huán)中同位素分餾過程的主要因子是緯度和距海岸遠(yuǎn)近；而若以地區(qū)作為尺度，地理位置固定，則影響水汽循環(huán)過程中同位素分餾程度的主要因素是高程、溫度和季節(jié)交替［3］。

圖3 研究區(qū)降水穩(wěn)定同位素組成與降雨量的日變化情況Fig.3 Precipitation stable isotope composition and daily variation of rainfall in the study area

研究區(qū)位于黃土高原的中南部，屬于內(nèi)陸干旱半干旱地區(qū)，同時位于季風(fēng)非季風(fēng)過渡帶，降水受到東南季風(fēng)和西風(fēng)帶的共同影響［14］。在冬季，研究區(qū)受氫氧穩(wěn)定同位素相對富集的大陸性氣團(tuán)控制。6-7月后，受到東南季風(fēng)的影響，濕度大、云下蒸發(fā)弱、降水量大的海洋性氣團(tuán)成為當(dāng)?shù)刂骺卦茍F(tuán)，從而產(chǎn)生氫氧穩(wěn)定同位素相對貧化的雨水，因此，研究區(qū)δ2H 和δ18O于7-8月達(dá)到最低水平。另外，由圖3 可以發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)降水中δ2H 和δ18O 大致呈現(xiàn)隨降水量增大而減小、隨其減小而增大的變化趨勢，這與DANSGAARD［5］研究結(jié)果相一致，他提出了降水中氫氧穩(wěn)定同位素具有“降水量效應(yīng)”。在降雨過程中，較重的2H-H2O 和18O-H2O 會優(yōu)先離開云團(tuán)與空氣中的凝結(jié)核結(jié)合形成水滴降落，從而形成隨著降雨的進(jìn)行，降雨同位素呈現(xiàn)“由富至貧”的變化趨勢。郝玥［3］的研究表明，降雨過程中同位素值的波動主要是由于當(dāng)?shù)厮傺h(huán)造成，這種現(xiàn)象在蒸發(fā)強(qiáng)烈的夏季尤其明顯。另外，對研究區(qū)降水穩(wěn)定同位素組成與溫度的關(guān)系進(jìn)行探究，如圖4所示。線性擬合結(jié)果表明，當(dāng)?shù)胤€(wěn)定同位素值與溫度的關(guān)系相關(guān)性相對較弱，但大致呈現(xiàn)隨溫度升高逐漸降低的態(tài)勢。

圖4 研究區(qū)降水穩(wěn)定同位素組成與溫度的關(guān)系Fig.4 The relationship between precipitation stable isotope composition and temperature in the study area

對2018年9月至19年11月于長武塬區(qū)采集的自然降雨水同位素值進(jìn)行氘盈余的計算，其隨時間分布情況如圖5 所示。2018年9月至19年11月期間，氘盈余變化范圍為2.39‰～17.32‰之間，平均值為10.29‰±3.99‰，與全球平均值基本一致。黃土塬區(qū)氘盈余呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化趨勢，呈現(xiàn)6-9月偏低而其余月份偏高的分布特征。進(jìn)入6月以后，氘盈余迅速下降，并于8月達(dá)到全年最小值，這說明該時期黃土塬區(qū)自然降水的水汽來源主要來自于海洋地區(qū)生成的氣團(tuán)。研究表明［15］，在平衡條件下，海水蒸發(fā)形成水汽云團(tuán)的過程中，由于具有一致蒸發(fā)與冷凝速率，因此氘盈余為0。然而，其余月份的氘盈余均大于10‰，最大值出現(xiàn)在2019年2月。氘盈余的增加說明了該時期研究區(qū)上空形成降雨的云團(tuán)中干燥水汽的顯著增加。干燥水汽來自于大陸地區(qū)和途徑內(nèi)陸，即受陸源性氣團(tuán)和當(dāng)?shù)卣舭l(fā)的影響。若氘盈余平均值為10‰的雨水再次因蒸發(fā)而發(fā)生動力學(xué)分餾，較輕的2H1H16O分子便會再次回到水汽云團(tuán)中，從而使得氘盈余增大［13］。

圖5 研究區(qū)氘盈余季節(jié)變化圖Fig.5 Seasonal changes of deuterium excess in the study area

2.2 土壤水中的氫氧穩(wěn)定同位素組成特征

土壤水氫氧穩(wěn)定同位素分布情況如圖6所示，可以看出，研究區(qū)大部分土壤水穩(wěn)定同位素δ18O-δ2H點幾乎均分布于LMWL之下，這是由于土壤水中的2H 和18O 在土壤水分蒸發(fā)過程中發(fā)生的動力學(xué)分餾而“富化”。整體來看，研究區(qū)土壤水中δ2H 和δ18O 的變化范圍分別為-87.98‰～-36.24‰ 和-11.56‰～-3.99‰，平均值±標(biāo)準(zhǔn)差分別為-72.70‰±7.93‰和-9.57‰±1.01‰。與當(dāng)?shù)卮髿饨邓摩?H年均值（-60.51‰±34.95‰）和δ18O年均值（-8.91‰±4.69‰）相比，土壤水的氫氧穩(wěn)定同位素含量均明顯偏低。

圖6 研究區(qū)土壤水與地下水穩(wěn)定同位素組成及其與雨水穩(wěn)定同位素對比情況Fig.6 The composition of stable isotope of soil water and groundwater in the study area and its comparison with stable isotope of rainwater

對采集的178 個土壤水樣品穩(wěn)定同位素值進(jìn)行線性擬合，得到土壤水分蒸發(fā)線關(guān)系式為：δ2H=6.15δ18O-13.78（R2=0.79，n=178）。

黃土塬區(qū)因其巨厚黃土層的特性，其土壤水分的垂向運移過程受到國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注?！盎钊鳌焙汀皟?yōu)先流”在水分垂向運移中的主導(dǎo)地位仍是眾多研究關(guān)注的焦點。針對3種土地利用方式（荒草地、7年齡蘋果地和玉米地），對黃土塬區(qū)深剖面（0～15 m）土壤水穩(wěn)定同位素的變化情況進(jìn)行進(jìn)一步探究，如圖7所示。

圖7 2019年5月長武塬區(qū)土壤水氫氧穩(wěn)定同位素0～15 m垂直剖面分布Fig.7 Distribution of stable isotopes in soil water from 0 to 15 m in vertical profile in Changwu Plateau in May 2019

荒草地、7年齡蘋果地和玉米地0～15 m 土層δ2H 和δ18O 隨深度變化趨勢較為一致，總體呈現(xiàn)隨深度波動性減小并逐漸趨于穩(wěn)定的變化趨勢。這種隨深度變化呈現(xiàn)出的波動性反應(yīng)了土壤水在垂向運移過程中的活塞式運移特征，即新入滲的土壤水將土壤介質(zhì)中的原土壤水替代并推動其下移的過程［16］。這說明活塞流是該地區(qū)土壤水分入滲的主要方式，這與姬王佳［17］等的結(jié)果相一致。王銳［11］認(rèn)為土壤水以“活塞流”垂向入滲進(jìn)而補(bǔ)給地下水的過程是在毛管力的驅(qū)動力下進(jìn)行的。

在土壤淺層（0～3.5 m），穩(wěn)定性同位素變化相對劇烈，這是由于該區(qū)域接近地表，土壤蒸發(fā)劇烈，而蒸發(fā)所引起的分餾效應(yīng)使重同位素在表層富集，并且隨深度減小并呈指數(shù)分布。隨著深度的加深，3處采樣點的穩(wěn)定同位素均呈現(xiàn)減小趨勢，并在3～4 m 范圍內(nèi)達(dá)到最小值。下滲水進(jìn)入非飽和帶后，破壞了原有土壤水的能態(tài)，從而發(fā)生強(qiáng)烈的彌散，并與原來土壤水不斷的進(jìn)行混合。同時，隨著入滲水的不斷下滲，蒸發(fā)作用的影響越來越弱。以上說明，土壤水同位素分餾的主要分布深度范圍為0.5～4 m。

3種土地利用方式下的穩(wěn)定性同位素含量在達(dá)到最低點后緩慢回升。在4～10 m范圍內(nèi)，δ2H和δ18O隨深度呈波浪式變化，這是自然降雨選擇性下滲補(bǔ)給的結(jié)果。不同季節(jié)、不同蒸發(fā)和散發(fā)損失的降水入滲，以不同的比例進(jìn)入到不同土壤初始條件的包氣帶并垂向運移，造成了土壤剖面同位素組成的變化的空間性離散。與直接因系統(tǒng)性分餾而發(fā)生的同位素組成變化不同，這類變化反應(yīng)了長時間序列降雨與土壤水運動信息。

在相同氣候條件下，玉米地土壤水穩(wěn)定性同位素在4～10 m范圍內(nèi)的波動較荒草地、7年齡蘋果地更加頻繁，尤其在9 m 和11 m 深度處出現(xiàn)了小幅突變點，表現(xiàn)為較上下層穩(wěn)定同位素含量劇烈減小的變化特征，這證實了活塞流運移的同時，優(yōu)先流同樣存在。MATHIEU［18］將通過包氣帶表層多孔介質(zhì)的雨水分為兩部分，一部分以活塞流的形式緩慢下移并不斷與原介質(zhì)中的自由水混合，這部分水中的氫氧穩(wěn)定同位素更易受蒸發(fā)作用而發(fā)生分餾；另一部分則以優(yōu)先流的形式穿透淺層土壤迅速向深層運移。GERMANN［19］甚至認(rèn)為，優(yōu)先流可能是補(bǔ)給深層土壤水的唯一來源。蘋果地4～10 m 范圍內(nèi)的也出現(xiàn)較為突出的變化趨勢，但較玉米更加平穩(wěn)，同樣表現(xiàn)為氫氧穩(wěn)定同位素含量的迅速減小。由圖6 可以發(fā)現(xiàn)，土壤水氫氧穩(wěn)定同位素大多較雨水氫氧穩(wěn)定同位素“重”，這是土壤水蒸發(fā)分餾的結(jié)果。深層氫氧穩(wěn)定同位素同位素的迅速降低，這有可能是由于入滲雨水沿大孔隙等優(yōu)先流通道迅速下移，一方面這部分入滲水因經(jīng)歷了較弱的蒸發(fā)從而保持了雨水的貧化特征；另一方面，優(yōu)先流入滲水到達(dá)某一深度后會出現(xiàn)彌散，并與原始土壤水混合。這也是深剖面突變點幅度較上層小的原因。玉米地和蘋果地相對于荒草地更明顯，主要是根系分布差異所造成的。另外，SONG 等［20］研究表明，優(yōu)先流的發(fā)育可能與土壤質(zhì)地和構(gòu)造的垂向分布有關(guān)。KUNG［21］認(rèn)為土壤異質(zhì)性極有可能導(dǎo)致大孔隙通道的發(fā)育。研究表明［22］，研究區(qū)0～15 m 垂直剖面以黏粒和粉粒分布為主，但在6.4～7.6 m 和13～15 m 范圍內(nèi)的砂粒含量明顯增大。深層土壤樣品采集過程中，也發(fā)現(xiàn)在7 m 和13 m 深度范圍上下存在鈣化層。

2.3 地下水中的氫氧穩(wěn)定同位素組成特征

研究區(qū)內(nèi)的地下水（井水和泉水）氫氧穩(wěn)定同位素分布及其與雨水、土壤水的對比情況如圖6所示。地下水δ2H和δ18O的變化范圍分別為-76.44‰～-70.56‰和-10.72‰～-9.90‰，與土壤水、雨水中δ2H 和δ18O 的變化范圍相比，分布非常集中。地下水δ2H 和δ18O 的平均值±標(biāo)準(zhǔn)差分別為-73.12‰±1.24‰ 和-10.23‰±0.18‰，與土壤水的平均值±標(biāo)準(zhǔn)差較為接近，但顯著低于該區(qū)大氣降水的δ2H和δ18O平均值。

進(jìn)一步對比研究區(qū)泉水和井水氫氧穩(wěn)定同位素差異。二者δ2H 變化范圍分別為-74.03‰～-71.78‰ 和-76.44‰～-70.56‰，二 者δ18O變化范圍分別為-10.39‰～-9.90‰ 和-10.1‰ ～-9.94‰，泉水分布更為集中；二者δ2H 的平均值±標(biāo)準(zhǔn)差分別為-74.03‰±0.54‰和-73.22‰±1.83‰，δ18O 的平均值±標(biāo)準(zhǔn)差分別為-10.20‰±0.11‰和-10.27‰±0.24‰，二者相差較小。

圖8 分別展示了泉水和井水中氫氧同位素值的時間變化。就δ18O 而言，泉水和井水的變化范圍分別為-10.23‰～-10.18‰和-10.40‰～-10.03‰，偏差系數(shù)Cv分別為0.19%和1.66%。就δ2H 而言，泉水和井水的變化范圍分別為-73.26‰～-72.86‰和-74.56‰～-72.58‰，偏差系數(shù)Cv分別為0.23%和1.17%?？梢园l(fā)現(xiàn)，井水隨時間的變化程度相較泉水更加劇烈，這可能主要由于前者受人類活動影響更大。同降水相比，井水和泉水中的氫氧穩(wěn)定同位素隨時間的變化幾乎可以忽略。這與地下水接受補(bǔ)給的方式、入滲長度（包氣帶厚度）以及在包氣帶中的停留時間有關(guān)［22］。由于前期采樣的限制，本論文中對地下水的分析還不夠深入，比如缺乏對泉水氫氧穩(wěn)定同位素枯水期、豐水期的對比分析等。HUANG［12］等研究表明，不同埋深下的地下水化學(xué)性質(zhì)存在較大差異，這可能是因為不同埋深下的地下水來源存在一定的差異。JOSHI［23］等研究發(fā)現(xiàn)，相較于深層地下水，更淺層地下水氫氧穩(wěn)定同位素變幅更大、分布更離散，且更靠近降水線與地表水線。相關(guān)因素對本研究區(qū)地下水的影響將在接下來的研究工作中進(jìn)行進(jìn)一步的補(bǔ)充。

圖8 長武塬區(qū)泉水、井水氫氧穩(wěn)定同位素隨時間變化情況Fig.8 Temporal variation of stable isotopes of spring water and well water in Changwu Plateau area

2.4 黃土塬區(qū)地下水補(bǔ)給過程分析

當(dāng)?shù)靥烊缓拥郎钋队诨鶐r以下的溝底，對當(dāng)?shù)販\層地下水幾乎沒有側(cè)向補(bǔ)給能力，降水入滲可能是地下水補(bǔ)給的唯一來源。研究區(qū)0～15 m 深剖面土壤水氫氧穩(wěn)定同位素分布情況表明，土壤水入滲方式以活塞流為主，同時兼以優(yōu)先流的存在。眾多學(xué)者對此進(jìn)行了類似的報道［8，18，23，24］。然而，在黃土塬區(qū)，這種入滲方式是否能夠貫穿整個厚黃土層到達(dá)飽和帶還需進(jìn)一步判斷。下面通過假設(shè)排除法，結(jié)合地下水、土壤水和大氣降水的氫氧穩(wěn)定同位素組成關(guān)系（表2），對當(dāng)?shù)氐叵滤a(bǔ)給方式進(jìn)行判定。

表2 研究區(qū)不同水體氫氧穩(wěn)定同位素組成特征統(tǒng)計情況Tab.2 Statistics on the characteristics of stable isotopic composition in different water bodies in the study area

研究區(qū)地下水點樣分布相對集中，均集中分布于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€與土壤水分蒸發(fā)線之間。根據(jù)前人研究與上文結(jié)果，提出以下3 種假設(shè)情況：①黃土塬區(qū)地下水全部來自于土壤水優(yōu)先流的補(bǔ)給；②黃土塬區(qū)地下水全部來自于土壤水活塞流的補(bǔ)給；③黃土塬區(qū)地下水來自于土壤水活塞流和優(yōu)先流的共同補(bǔ)給。下面對此一一進(jìn)行分析：

若當(dāng)?shù)氐叵滤唤邮芡寥浪畠?yōu)先流的補(bǔ)給，雨水經(jīng)歷再分布過程后，通過大孔隙優(yōu)先流通道快速入滲的部分經(jīng)歷了較弱的蒸發(fā)分餾，因此還應(yīng)保留雨水較貧化的氫氧穩(wěn)定同位素特征［8］，那么地下水δ18O-δ2H 點應(yīng)分布在LMWL 線上下浮動。在這種情況下，由于降雨存在顯著的年內(nèi)季節(jié)性分布變化特征，地下水氫氧穩(wěn)定同位素的分布應(yīng)該相對離散。顯然，這種假設(shè)與本試驗的測試結(jié)果并不吻合。由圖6 可以發(fā)現(xiàn)，相較于雨水和土壤水，地下水氫氧穩(wěn)定同位素的離散程度最弱，集中分布于LMWL 的右下方。因此，排除地下水只接受土壤水優(yōu)先流補(bǔ)給的假設(shè)。

假設(shè)當(dāng)?shù)氐叵滤唤邮芡寥浪难a(bǔ)給，在降雨事件間隙，蒸發(fā)作用較強(qiáng)，土壤水中的2H和18O發(fā)生分餾從而不斷富集，尤其發(fā)生在0～3 m 淺層土壤中。當(dāng)降雨再次來臨，貧化的雨水透過地表進(jìn)入土層，與原土壤水發(fā)生混合作用的同時，將降雨前富化的土壤水不斷向下推移。本文SWEL 線是基于0～15 m 土層土壤水同位素樣品所擬合得到，F(xiàn)ONTES等人［25］的研究表明，土壤水的蒸發(fā)作用會顯著降低δ18O-δ2H 關(guān)系線的斜率，且降低的程度與土層深度范圍呈正相關(guān)。若土壤水通過這種方式穿透厚達(dá)70～100 m的黃土層到達(dá)飽和帶，地下水中的氫氧穩(wěn)定同位素應(yīng)分布于SWEL 線的右下方，顯然這與本試驗的觀測結(jié)果并不一致。因此，排除地下水只接受土壤水活塞流補(bǔ)給的假設(shè)。

將前兩種假設(shè)排除后，當(dāng)?shù)氐叵滤a(bǔ)給的方式最有可能便是接受土壤水活塞流和優(yōu)先流的雙重補(bǔ)給。在這種情況，地下水中的氫氧穩(wěn)定同位素既受到較“重”的活塞流補(bǔ)給和較“輕”的優(yōu)先流補(bǔ)給，二者在混合作用下，地下水氫氧穩(wěn)定同位素應(yīng)分布在LWML 和SWEL 之間，這恰好與本試驗的觀測結(jié)果相吻合。與降水和土壤水的氫氧穩(wěn)定同位素相比，地下水中氫氧穩(wěn)定同位素時空分布的變化程度均較小，甚至可以忽略不計，認(rèn)為其長期處于穩(wěn)定狀態(tài)。SONG［20］認(rèn)為土壤水穿透包氣帶進(jìn)入飽和帶的過程能夠有效削減輸入水分要素的變異程度，并且這種現(xiàn)象在越深的飽和帶越明顯。DARLING 等［26］的研究發(fā)現(xiàn)在5 m 深度處，土壤水的季節(jié)性季節(jié)變化系數(shù)便已小于降雨偏差系數(shù)的5%。EICHINGER 等［27］同樣發(fā)現(xiàn)，在9 m 深處輸入水源的變動幅度已被削弱至原偏差系數(shù)的10%以下。以上說明，本研究區(qū)地下水補(bǔ)給方式最有可能是接受土壤水活塞流和優(yōu)先流的雙重補(bǔ)給。WEI［28］在研究區(qū)附近區(qū)域的淺層地下水中檢測到了較高含量的硝酸鹽與濃度較低但仍可檢測到的3H 的存在，這表明當(dāng)?shù)氐叵滤恢唤邮芑钊鞯难a(bǔ)給。HUANG［29］對地下水14C 與硝酸鹽測定結(jié)果表明，地下水應(yīng)該包含較年輕的一部分水。較年輕的水可能透過深層土壤基質(zhì)快速下滲，最終補(bǔ)給淺層地下水，即土壤水以優(yōu)先流的方式補(bǔ)給地下水。然而，在對土壤水入滲規(guī)律的研究中，尤其在根區(qū)以下，并未發(fā)現(xiàn)顯著的極為突出的優(yōu)先流特征峰，非飽和帶上層土壤水入滲以活塞流入滲為主。HUANG［12］認(rèn)為土壤水對地下水的補(bǔ)給仍以活塞流為主要方式，降雨需達(dá)到一定閾值時才能驅(qū)動優(yōu)先流的大幅度垂向運移。就活塞流與優(yōu)先流對地下水補(bǔ)給的相對貢獻(xiàn)程度而言，還需通過進(jìn)一步的定量分析以做判斷。

3 結(jié) 論

（1）當(dāng)?shù)卮髿饨邓€公式為δ2H=7.38δ18O+4.75（R2=0.94，n=60），降水在雨滴降落過程中經(jīng)歷了一定的蒸發(fā)分餾作用。降水同位素組成年內(nèi)分布呈現(xiàn)出“先減小后增大的趨勢”，氘盈余呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化趨勢，呈現(xiàn)6 ～9月偏低而其余月份偏高的分布特征。

（2）土壤水樣氫氧同位素點樣分布于LMWL 的右下方，分布較為離散，當(dāng)?shù)赝寥浪舭l(fā)線為δ2H = 6.15 δ18O -13.78（R2=0.79，n=178）。在土壤淺層（0～3.5 m），穩(wěn)定性同位素變化相對劇烈，4～15 m 范圍內(nèi)，δ2H 和δ18O 隨深度呈波浪式變化。深剖面土壤水穩(wěn)定同位素分布存在小幅突變點，證實了土壤水入滲過程中活塞流與優(yōu)先流共同存在。

（3）地下水樣氫氧同位素點樣分布于LMWL和SWEL之間，其離散程度遠(yuǎn)小于雨水與土壤水樣品。泉水樣品的氫氧同位素點樣分布較井水更為集中，這與泉眼所在水層較為一致有關(guān)。

（4）結(jié)合雨水、土壤水和地下水氫氧穩(wěn)定同位素特征分析，黃土塬區(qū)地下水主要接受土壤水通過活塞流和優(yōu)先流的雙重入滲補(bǔ)給。