不同于溶于水中的其他同位素，D、¹⁸ O本身就是水分子的构成部分^[1]. 尽管自然界水体中的D、¹⁸ O等稳定同位素所占比例很小^[2]，但是它们对环境变化的响应十分迅速，是天然的示踪剂，因而在水循环及各类水文过程研究中具有重要意义. 大气降水是水循环过程中的一个重要环节，降水中稳定同位素丰度的涨落与产生降水的气象过程、 水汽源区的初始状态以及大尺度环流形势存在密切的联系^{[3, 4, 5]}，并随着时空的变化而变化. 径流，是水循环中不同水体之间相互作用的纽带，对地表及地下水体中的稳定同位素分布具有重要影响. 降水、 地表径流、 壤中流与地下径流是河流主要的补给源^{[6, 7, 8]}，然而由于所在流域的地理、 地质、 气象和水文要素不同，其水体中稳定同位素的时空分布及变化特征也存在差异，加之河流与所在流域的地下水体存在密切水力联系，从而间接影响到地下水体中稳定同位素的变化. 因此，稳定同位素方法被广泛应用于地表水与地下水转化研究中^{[9, 10, 11, 12, 13]}，并很好解释地表水与地下水之间相互作用的关系^{[14, 15, 16, 17, 18, 19, 20]}.

自1961年以来，国际原子能机构(IAEA)和世界气象组织(WMO)在全球范围内启动对降水中稳定同位素观测的计划(GNIP)，为确定全球或区域的水循环机制提供了基础资料. 同时，GNIP也倡导对不同水体中的稳定同位素开展相应研究. 近年来，国内一些学者对我国的洞庭湖流域^[20]、 黑河流域^[6]、 北京地区^[7]、 内蒙古河套平原^[21]等流域或地区的不同水体中的稳定同位素特征进行了深入分析，通过其稳定同位素的变化探讨了各区域的水循环特征. 长沙地处湘江中下游，自然条件下，该地区的降水、 地表水、 地下水与植被生态用水之间的相互转换过程比较复杂； 加之长沙作为湖南省的省会，人口密集，经济发达，各产业对水资源的需求量不断攀升，从而导致人类活动对区域的水循环影响日益加剧，水安全形势受到威胁. 因此，迫切需要对本地区的水文循环规律进行深入研究.

本研究自2012年1月至2013年12月对长沙地区大气降水、 地表水(河水)以及地下水(泉水、 井水)进行了连续取样，获得了比较丰富的稳定同位素数据，通过深入分析该地区不同水体中δD、 δ¹⁸ O的变化特征，可以揭示大气降水、 地表水与地下水之间的水力联系，从而分析其水循环路径，以期为水污染治理、 地表水的时空调配以及防渗工程提供一定指导，也可为中低纬度季风区古气候、 古环境的重建提供来自稳定同位素的证据.

1 研究区概况

长沙地区位于111°53′~114°15′E，27°51′~28°41′N，总面积约为1.18×10⁴ km²，地处湘中丘陵与洞庭湖平原的过渡地带，湘浏盆地西南缘. 地貌分为剥蚀构造丘陵及河流堆积V级阶地两类. 地层主要为第四系全新统人工填土层，基岩以白垩系碎屑岩以及震旦系板岩居多. 地下水主要为松散岩类孔隙水以及基岩分化裂隙水，大气降水是地下水的主要补给来源，每年4~9月为地下水补给期，10月至翌年3月为地下水消耗期与排泄期.

长沙地区受亚热带季风气候影响，气候温暖潮湿，春夏多雨，秋冬干旱，年平均气温17.2℃，年均降水量达1361.6 mm. 湘江由南往北贯穿全境，对本地区水域起控制作用，河床坡降小，洪峰延时长，径流量大，与地下水之间存在双重关系，即少雨时节成为地下水的排泄通道，多雨季节反补地下水. 岳麓山为本地区主要山脉，南北长4 km，东西宽1.5~2 km，山体面积6 km²，主峰海拔300.8 m，主要土壤类型为红壤、 山地黄红壤，山体植被茂盛，隶属亚热带常绿阔叶林，地下水资源丰富. 湘江与岳麓山毗邻，使其成为探讨区域水循环的一个天然试验场. 基于此，本研究在湘江橘子洲以及岳麓山进行了不同水体的采样. 2 研究方法 2.1 水样采集

整个水样采集工作始于2012年1月1日，止于2013年12月31日，包括对本地区降水、 地表水(河水)、 地下水(泉水、 井水)的取样(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 长沙地区取样点位置示意 Fig. 1 Sampling sites in Changsha

在岳麓山下的湖南师范大学气象园进行了大气降水的采集工作. 对降水量≥1 mm的降水事件，在每次降水停止时通过集雨器人工收集. 其中，对于液态降水，直接倒入30 mL聚乙烯塑料瓶中密封，而对于固态降水(雪、 冰雹)，则用密封性好的塑料袋收集，置于室温环境待其融化，然后再倒入塑料瓶中密封，所有降水样放入冰箱冷藏室低温保存. 每次降水事件的起止时间、 站点降水量、 站点气温、 站点水汽压等气象要素均通过自动气象站记录. 在2个完整水文年里，共收集到各类降水样181个(对于一日多次降水，其水体中氢氧稳定同位素值进行了加权处理，故只算作一个降水样.)

在湘江橘子洲中部河堤进行了地表水(河水)的采样工作. 对河水的取样要求在河流水面以下10 cm，以确保水体充分融合并避免水体表面蒸发引起的同位素分馏影响. 地下水的采样工作分别在岳麓山下的赫石坡(泉水)、 向阳村(井水)进行，泉水由天然泉眼流出，井水采集于一口深2 m左右、 直径50 cm的圆形井. 对地表水、 地下水的采集始于每月1日，止于每月26日，每隔5 d进行一次取样，每次所采水样用30 mL聚乙烯塑料瓶装满并密封保存至冰箱冷藏室，2年时间内共收集到河水样144个、 泉水样144个、 井水样144个. 2.2 水样分析

以上所有水样中δD、 δ¹⁸ O的测定分析均采用美国Los Gatos Research(LGR)公司研发的液态水同位素分析仪(DLT-100，型号：908-0008)，原理是通过红外激光技术测定光腔内水汽中H₂¹⁸ O、 HD¹⁶ O分子的浓度，得出水样与标样中¹⁸ O／¹⁶ O与D／H的比值. 所有分析结果用相对于维也纳标准平均海洋水(V-SMOW)的千分差(‰)表示：

为了进行日变化的分析，对于一日多次降水，进行了日加权平均计算：

3 结果与讨论 3.1 大气降水中 δD、 δ¹⁸ O特征及其指示意义

根据长沙地区降水中氢氧稳定同位素以及温度、 降雨量的日变化可知(图 2)，降水中δD、 δ¹⁸ O存在一定程度的波动：δD的变化范围在-133.02‰~27.51‰之间，平均值为-28.15‰，δ¹⁸ O的变化范围在-18.07‰~0.96‰之间，平均值为-5.46‰，可以看出，降水中δD、 δ¹⁸ O的波动范围远大于其他水体，并且其平均值也要大于其他水体(表 1). 降水中δD、 δ¹⁸ O存在比较明显的季节变化，在夏半年(4~9月)，降水中δD、 δ¹⁸ O整体偏负，而在冬半年(10月~翌年3月)，降水中δD、 δ¹⁸ O却整体偏正，这是中低纬度季风区存在的一个普遍特点^[22,23]，原因在于冬夏半年降水的水汽来源以及蒸发条件有所不同^[24]，长沙地区夏半年降水的水汽主要来源于热带海洋气团的输送，此种气团沿途不断形成降水，加之轻(H、 ¹⁶O)重(D、 ¹⁸ O)同位素之间存在分馏速率差异，从而导致降水气团中重同位素在沿途不断被“冲刷”，最终到达长沙地区降水中的δD、 δ¹⁸ O要更加偏负； 长沙地区冬半年的降水主要受西风带携带的大陆气团以及局地再循环水汽影响，此种气团比较稳定，沿途不易形成降水，“冲刷”作用弱，水汽中δD、 δ¹⁸ O的初始值也要偏高，因此冬半年长沙地区降水中δD、 δ¹⁸ O偏正. δD、 δ¹⁸ O的日变化与温度、 降水量等气象要素的日变化存在明显的反位相关系(图 2)，长沙地区夏半年气温高、 降水充沛，雨热同期，降水中稳定同位素值整体偏负，冬半年反之，对此分析了降水中δ¹⁸ O与温度(T)、 降水量(P)的线性相关关系：

图 2

Fig. 2

图 2 长沙地区大气降水中 D、 18 O与近地面气象要素的日变化 Fig. 2 Daily variations of D,18 O in precipitation and near-surface meteorological factors in Changsha

表 1(Table 1)

表 1 不同水体中δD与δ18 O的变化 Table 1 Variations of δD and δ18 O in different water bodies 水体 大气降水 地表水(河水) 地下水(泉水) 地下水(井水) 变化范围 平均值 变化范围 平均值 变化范围 平均值 变化范围 平均值 δD/‰ -133.02~27.51 -28.15 -63.66~-25.08 -37.14 -52.48~-22.41 -36.62 -55.82~-29.47 -38.18 δ18 O/‰ -18.07~0.96 -5.46 -9.91~-4.61 -6.10 -8.81~-5.17 -6.56 -8.26~-5.28 -6.55

表 1 不同水体中δD与δ18 O的变化 Table 1 Variations of δD and δ18 O in different water bodies

由此看出，降水中δ¹⁸ O变化存在显著的反温度效应、 降水量效应，这与同处中低纬度的腾冲^[5]、 桂林^[25]的研究结果是一致的. 温度影响着降水过程中的同位素分馏，从而使得降水中δD、 δ¹⁸ O的变化具有温度效应，而中低纬度地区由于受海洋性气团的深刻影响，降水过程中的强对流现象使得降水量效应表现突出，从而在某种程度上掩盖了温度效应. 同时值得注意的是，在某些连续性降水事件中，降水中δD、 δ¹⁸ O变化却没有遵循降水量效应，这也说明降水量的大小并不是影响降水中D、 ¹⁸ O含量变化的决定性因素，降水量效应很可能只是一种外部表现形式，本地区降水的水汽来源与水汽团运移过程中稳定同位素的分馏程度才是影响降水中δD、 δ¹⁸ O变化的决定性因素.

Craig^[26]通过分析大约400个来自不同地理位置的河水、 湖水、 雨水与雪水样，提出δD、 δ¹⁸ O之间的线性方程：δD=8δ¹⁸ O＋10，后来被定义为全球大气水线(GMWL)，被广泛地用以识别起源于大气降水的地表水、 地下水之间的相互联系. 根据获得的长沙地区2 a降水中δD、 δ¹⁸ O资料，利用最小二乘法求得长沙地区大气水线方程LMWL(图 3)：

图 3

Fig. 3

图 3 长沙地区大气水线方程 Fig. 3 Local meteoric water line in Changsha

该大气水线方程与GMWL相比，其斜率与截距都要偏大，这是由于在瑞利平衡条件下，D的分馏效应为¹⁸ O分馏效应的8倍，温度越低，分馏效应之比越大，而湿润多雨是长沙地区的主要气候特征，这对应了雨滴在冷凝过程中的温度偏低，并且雨滴在下降过程中所经历的蒸发并不强烈，从而使得本地区大气水线方程的斜率与截距偏大. 长沙地区大气水线与桂林^[27]、 南京^[27]地区的大气水线差别不大，则表明这些地区在降水水汽来源、 受季风影响程度等方面具有相似性. 利用相同的方法求得长沙地区冬、 夏半年的水线方程(图 3)，与中高纬内陆地区不同，长沙地区冬、 夏半年水线方程的斜率与截距相差不大，这与区域气候特征有很大的关系. 3.2 地表水中 δD、 δ¹⁸ O特征及其指示意义

长沙地区地表水(河水)中δD的变化范围在-63.66‰~-25.08‰之间，平均值为-37.14‰，δ¹⁸ O的变化范围在-9.91‰~-4.61‰之间，平均值为-6.10‰(表 1)，可以看出，地表水中δD、 δ¹⁸ O的波动幅度与平均值要小于降水但大于地下水. 由于河水是在地表流动的水体，并且与大气降水密切接触，其水面也时刻存在着蒸发，所以影响河水中D与¹⁸ O的组成因素比较复杂.

长沙地处湘江流域中下游，其河川径流来源主要有大气降水、 上游来水、 地下水以及其他途径，并且这些补给源在不同季节的稳定同位素组成与对河水的补给比例均有所差别，最终表现为河水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化. 上文根据长沙地区降水以及气温的变化特征，将每年4~9月定义为夏半年，其他月份被定义为冬半年，降水中δD、 δ¹⁸ O的变化呈现出良好的季节变化，但是通过对长沙地区2 a河水中δD、 δ¹⁸ O的变化资料分析发现，长沙地区河水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化响应时段并没有与降水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化时段完全重合. 应该说相对于降水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化，河水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化存在延迟特征，具体表现为每年6月初，长沙地区河水中D、 ¹⁸ O组成含量开始降低，其河流水位明显升高，直到每年11月初，河水中D、 ¹⁸ O的组成含量才开始升高，其河流水位也随之下降. 为了证明河水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化存在延迟特征，可以与降水资料进行对比分析，①长沙地区在2012年与2013年5月的降水量分别高达431 mm、 287.6 mm，此时降水中氢氧稳定同位素的含量已迅速降低(河水中δD、 δ¹⁸ O值直到6月初才开始降低)，而在2012年与2013年10月的降水量已急剧减少，分别只有25.1 mm、 4 mm，此时降水中氢氧稳定同位素含量也开始升高(河水中δD、 δ¹⁸ O值直到11月初才开始升高)； ②2013年8月23日发生了一次较大降雨事件，此次降水量为53.5 mm，降水中δD、 δ¹⁸ O值分别为-68.08‰、 -9.01‰，期间于2013年8月26日采集了一个河水样，但是该河水样中δD、 δ¹⁸ O值分别为-52.91‰、 -7.29‰，明显高于此次降水中氢氧稳定同位素值，直到2013年9月1日的河水样δD、 δ¹⁸ O值才降低至-63.66‰、 -9.91‰. 以上两个事例证明了河水中δD、 δ¹⁸ O的变化响应存在延时性，也表明大气降水补给河水存在一个汇流阶段，河水水位变化对降水响应延迟，从而表现为6~10月湘江水位处于一个整体较高水平，δD、 δ¹⁸ O值整体偏低，并且该时段的河水在一定程度上补给地下水； 而每年11月后，湘江流域长沙段进入枯水期，水位下降，降水减少，大气湿度降低，水面蒸发加强，地下水对河流的侧向补给处于主要地位，其低水位一直持续到翌年5月，但本时段河水中δD、 δ¹⁸ O值整体偏高.

因此，利用稳定同位素方法判别河水在不同季节补给源的变化是很有效的，通过对长沙地区冬、 夏半年的河水线(RWL)与本地区大气水线(LMWL)的对比分析也可以验证河水在不同季节的主要补给源存在差异. 由于长沙地区河水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化存在延迟特征，因此将每年6~10月划分为河水的夏半年，其他月份定义为河水的冬半年. 图 4(a)显示，

图 4

Fig. 4

图 4 长沙地区河水、 泉水、 井水中δD-δ18 O关系 Fig. 4 Relationship between δD and δ18 O of river water,spring water,well water in Changsha

长沙地区冬、 夏半年RWL的斜率与截距均小于LMWL，这说明本地区河水最终的补给源来自大气降水，夏半年RWL很接近LMWL则表明夏半年河水受降水的补给更加直接，而冬半年RWL斜率与截距小于夏半年则表明冬半年河水的补给除了降水与上游来水外，地下水的径流补给成为了一种重要方式，并且河水经历了一定程度的蒸发分馏. 由于条件所限，本研究对河水的采集只选择了橘子洲一个点，建议在往后的研究中对河流的不同地段进行相关采样，这可为揭示河水与降水、 地下水之间的水力联系提供更加有力的证据. 3.3 地下水中δD、 δ¹⁸ O特征及其指示意义

对长沙地区地下水的采集包括泉水与井水，这两种水体均属于浅层地下水，与当地大气降水、 地表水有着比较密切的补排关系. 长沙地区泉水中δD的变化范围在-52.48‰~-22.41‰之间，平均值为-36.62‰，δ¹⁸ O的变化范围在-8.81‰~-5.17‰之间，平均值为-6.56‰； 井水中δD的变化范围为-55.82‰~-29.47‰，平均值为-38.18‰，δ¹⁸ O的变化范围为-8.26‰~-5.28‰，平均值为-6.55‰(表 1). 可以看出，长沙地区泉水、 井水中δD与δ¹⁸ O的变化幅度与平均值均小于本地降水与地表水，并且泉水、 井水中δD与δ¹⁸ O的变化范围与平均值都非常接近，这表明泉水与井水之间存在较密切的水力联系，区内地下水径流的连通条件良好^[7].

由于长沙地区泉水、 井水中δD、 δ¹⁸ O的波动幅度比较平缓，在研究中发现这两种水体中δD、 δ¹⁸ O的季节变化没有降水与地表水那么明显，这是湿润地区地下水存在的一个普遍规律. 但是在采样过程中发现泉水流量、 流速与井水水位对本地区较大降水事件的响应度非常灵敏，同时也反映在这两种水体中δD、 δ¹⁸ O的变化上. 例如在2013年5月16日长沙地区泉水、 井水中的δD、 δ¹⁸ O出现了高值，通过对比本时段的降水资料分析发现，2013年5月14日本地区发生了一次较大降水事件，其降水量达25 mm，降水中δD、 δ¹⁸ O值分别高达-6.10‰、 -3.38‰，远高于同时段其他降水事件中δD、 δ¹⁸ O值，时隔两天后(2013年5月16日)对本地区泉水、 井水进行了采样，其水体中δD、 δ¹⁸ O值的变化得到良好响应，这表明大气降水尤其是强降水事件对本地区地下水的补给十分重要，也说明本地区地下径流的连通条件良好. 此外，对长沙地区泉水中δD、 δ¹⁸ O资料分析发现(表 2)，2012年1月6日至2012年3月6日共13个泉水样中的δD、 δ¹⁸ O值持续偏低，并且长沙地区泉水中δD、 δ¹⁸ O的最低值均出现在本时段内(2012年2月11日)，对照该时段长沙地区的降水资料发现，该时段长沙地区降水事件比较少，降水量偏少，降水中δD、 δ¹⁸ O值整体偏高，但是为何该时段泉水中δD、 δ¹⁸ O值持续偏低？通过查阅2011年降水资料，发现2011年长沙地区年降水量只有908 mm，属于贫水年，并且2011年11月至12月总降水量只有51.8mm，本研究的泉水取样点位于岳麓山下，岳麓山树木繁密茂盛，树木的生长对水的需求量很大，而自2011年11月后长沙地区降水严重偏少，树根对地下水的吸取加强，泉水流量不断减少，泉水中D、 O不断贫化； 对比同时段井水中δD、 δ¹⁸ O的变化发现，2012年1月11日至2012年2月21日共9个井水样中δD、 δ¹⁸ O值同样偏低，其他3个井水样(W145、 W156、 W157)δD、 δ¹⁸ O值偏高可能与人为影响有关：井盖被人为打开，混入了偏高δD、 δ¹⁸ O值的降水； 同时，井盖的打开促进了井内空气流通，并且该时段空气相对湿度较低，加速了表层井水的蒸发，从而引起水体中重同位素的蒸发富集效应.

表 2(Table 2)

表 2 长沙地区2012-01-06至2012-03-06泉水样与井水样稳定同位素值 Table 2 Stable isotope values of spring water and well water from 2012-01-06 to 2012-03-06 in Changsha 采样日期 泉水样 井水样 编号 δD/‰ δ18 O/‰ 编号 δD/‰ δ18 O/‰ 2012-01-06 S145 -40.87 -6.72 W145 -34.25 -6.01 2012-01-11 S146 -40.90 -6.68 W146 -40.30 -6.80 2012-01-16 S147 -48.22 -8.67 W147 -40.39 -7.01 2012-01-21 S148 -52.26 -8.30 W148 -44.56 -7.74 2012-01-26 S149 -46.28 -7.42 W149 -46.99 -7.34 2012-02-01 S150 -42.57 -8.08 W150 -46.98 -7.40 2012-02-06 S151 -40.78 -6.84 W151 -46.88 -7.44 2012-02-11 S152 -52.48 -8.81 W152 -46.69 -7.45 2012-02-16 S153 -44.65 -7.46 W153 -42.29 -7.13 2012-02-21 S154 -42.05 -7.71 W154 -41.08 -7.02 2012-02-26 S155 -45.30 -7.52 W155 -42.39 -7.12 2012-03-01 S156 -42.08 -7.12 W156 -36.04 -6.49 2012-03-06 S157 -44.44 -7.35 W157 -36.88 -6.79

表 2 长沙地区2012-01-06至2012-03-06泉水样与井水样稳定同位素值 Table 2 Stable isotope values of spring water and well water from 2012-01-06 to 2012-03-06 in Changsha

长沙地区冬夏半年的泉水线(SWL)[图 4(b)]、 井水线(WWL)[图 4(c)]均小于本地区大气降水线(LMWL)，表明大气降水是这两种水体的重要补给源，泉水线在冬夏半年区别不大，并且其斜率、 截距偏小，说明大气降水在下渗补给泉水过程中经历了比较强烈的蒸发分馏，而井水线在冬夏半年存在一些差别可能与人为因素的影响有一定关系，在往后的研究中将会继续采集本地区井水样，分析其δD、 δ¹⁸ O特征变化是否受人为因素干扰.

4 结论

(1)长沙地区大气降水中稳定同位素值存在明显的季节变化，表现在夏半年降水中δD、 δ¹⁸ O值偏低，冬半年降水中δD、 δ¹⁸ O值偏高，这主要归因于不同时期降水的水汽来源不同； 降水中δ¹⁸ O变化具有显著的降水量效应以及反温度效应； 长沙地区大气水线方程(LWML)反映出本地区湿润多雨的气候特征.

(2)地表水(河水)中δD、 δ¹⁸ O的变化存在一定波动幅度，明显小于降水，其水体中稳定同位素值也存在季节变化，6～10月δD、 δ¹⁸ O值偏低，10月～翌年5月δD、 δ¹⁸ O值偏高，相对于降水中δD、 δ¹⁸ O的季节变化具有延迟效应，冬夏半年的河水线(RWL)存在差异，表明地表水在不同季节的主要补给源有所不同.

(3)地下水(泉水、 井水)中δD、 δ¹⁸ O的变化更加趋于稳定，季节变化不明显，其水体中δD、 δ¹⁸ O平均值小于降水与地表水； 地下水中δD、 δ¹⁸ O的变化对于强降水事件的响应非常灵敏，而在干旱少雨季节，泉水、 井水中δD、 δ¹⁸ O值持续偏低可能与树根对地下水的吸取加强有关； 冬夏半年的泉水线(SWL)差异很小，并且其斜率、 截距偏小说明大气降水在下渗补给泉水过程中经历了比较强烈的蒸发分馏.

(4)通过分析长沙地区各水体稳定同位素变化特征，表明大气降水对地表水、 地下水的补给非常重要，地表水与地下水之间存在密切的水力联系，并且本地区的径流连通条件良好，因此要加强对本地区水土、 植被的保护. 由于本地区降水主要发生在夏半年，在不影响区域水循环的基础上，建设水利工程调蓄水资源，可以缓解城区冬半年用水紧张局面.

致谢： 感谢南京大学许有鹏教授对本文框架设计的建议以及湖南师范大学黄煌同学对水体样品的测试分析.