2020, Vol. 41
2. 清华大学水利水电工程系, 北京 100084;
3. 首都师范大学城市环境过程与数字模拟国家重点实验室培育基地, 北京 100048
2. Department of Hydraulic Engineering, Tsinghua University, Beijing 100084, China;
3. Base of the State Key Laboratory of Urban Environmental Processes and Digital Modeling, Capital Normal University, Beijing 100048, China
黄土高原沟壑区地形复杂, 地理条件恶劣, 水资源先天不足且分布不均, 水土流失、土地沙化等问题依然严峻, 生态环境十分脆弱.南小河沟流域为典型黄土高原沟壑区, 位于黄土高原董志塬腹地的西边缘, 董志塬区是黄河中上游多粗沙地区, 是黄河泥沙的主要发源地, 也是我国水土流失最严重的地区.经过政府50多年的持续防治, 生态环境逐渐改善, 水土流失等问题逐渐减轻, 但防治任务依然艰巨[1, 2].研究黄土高原沟壑区的水文过程对理解当地的水循环过程和保护生态环境具有重要的指示意义.
利用水化学和稳定同位素技术是研究地表水与地下水相互关系的一种有效示踪方法.稳定同位素D和18O是水体的组成部分, 是一种理想的天然示踪剂, 不同来源的水体在水循环系统中具有不同的同位素组成特征[3].大量研究表明, 研究水体的氢、氧同位素变化特征及其影响因素, 可探究水体的补给来源和不同水体之间的相互转化关系等.如胡勇博等[4]探讨了南京、溧阳、宜兴和东山这4个站点局地蒸发和水汽源地对降水稳定同位素组分的影响；Wang等[5]利用氢氧稳定同位素对羊圈沟流域的植物用水模式进行了示踪分析；Xiang等[6]利用稳定同位素方法揭示出黄土高原长武塬地区地下水的补给机制以活塞流为主.地表水和地下水等天然水体中的水化学特征可对同位素示踪结果进行补充, 在某种程度上可以反映大气降水、流域岩性、土地利用和人类活动等因素对流域水循环过程的影响, 记录着水体的形成和运移历史[7~9].例如, Liu等[10]利用水化学和同位素相结合的方法辨析了山区平原过渡带地下水的补给来源及其特征.张兵等[11]利用水化学和稳定同位素相结合的方法研究了第二松花江地表水和地下水的相互关系, 并计算了相互转换比例.
本文的主要研究目的是基于水化学和同位素方法, 分析南小河沟流域大气降水、地表水和地下水的水化学和同位素含量的时空分布特征及其影响因素, 揭示南小河沟流域地表水与地下水的相互关系, 以期为研究区的生态环境保护和水资源评价提供参考.
1 研究区概况南小河沟流域地处甘肃省庆阳市后官寨乡境内, 是泾河的支流——蒲河左岸的一条支沟, 位于东经107°30′~107°37′, 北纬35°41′~35°44′, 流域面积38.93 km2, 是黄河水利委员会西峰水土保持科学试验站1951年选定作为黄土高原沟壑区的典型小流域[12].该流域属半干旱大陆性气候, 冬春干旱少雨, 夏秋雨量适中.南小河沟40余年年均降水量519 mm, 降水年际变化大, 年内分配不均匀, 其中6~9月降水量占全年总降水量的67.3%, 年均气温9.3℃[13].
流域内地质构造比较单一, 地面表层几乎被黄土所覆盖.主要有3种地貌类型：塬面、沟坡和沟谷.塬面占流域总面积的57%, 塬面宽广平坦, 土地肥沃, 是村镇农业生产基地.沟坡占15.7%, 是塬面和沟谷之间的缓坡带, 大部分已经形成坡式梯田.沟谷占27.3%, 在坡面以下, 通常主沟成U形、支沟为V字形, 水力侵蚀为主的水土流失类型[14].流域的水文特点是暴雨集中、洪水过程陡涨陡落, 流速大, 汇流快, 峰顶尖, 历时短.土壤侵蚀主要类型是水蚀和重力侵蚀[15]. 1954年, 西峰水保站为研究水土保持综合治理情况, 设置杨家沟(面积0.87 km2)为治理沟, 将原生态环境下的董庄沟(面积1.15 km2)设置为对比沟.治理后的杨家沟土地利用类型以林地为主, 董庄沟以草地为主, 杨家沟的单位面积径流量明显小于董庄沟[16].
2 材料与方法水样采集：本研究从2014年5月至2015年12月对南小河沟流域大气降水(P1~P9)、水库水(Re1)、沟道水(Ru1~Ru2)、泉水(S1~S7)和井水(W1)进行采集(图 1).其中, 大气降水在9个采样点, 共采集到694个样品.雨水的采集频次是场次降雨即采样, 考虑到较小场次的降雨不能产生有效的地下水入渗补给和地表产流, 因此本研究对于场次降雨量小于3 mm的降雨忽略不计；雪水的采集频次是场次降雪即采样.沟道水的采集频次是每次产流时进行采集.由于采样期间降雨产流次数较少, 另外, 样品运输的过程中有少部分样品破损, 所以共采集到6个沟道水样品.水库水每月采集两次, 共采集18个样品.泉水每月采集两次, 共采集160个样品, 其中由于大部分时间没有泉水出露, 杨家沟上游S6处只采集到3个样品.井水主要是从1口深层井中取水, 每月采集两次, 由于采样期间没有找到合适的协助人员, 所以共采集了6个样品.具体的采样地点, 采样时间和采样个数详见表 1.
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图 1 南小河沟流域水样采集点位置分布示意 Fig. 1 Map of water sampling points in Nanxiaohegou basin |
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表 1 南小河沟流域大气降水、地表水和地下水的样品采集数 Table 1 Samples of precipitation, surface water, and groundwater in the Nanxiaohegou basin |
数据来源和室内分析：2014年5~9月的降雨量数据为当地实测数据. 2014年气温、湿度以及其他月份的降水量等气象数据和2015年的气象数据从中国气象数据网(http://data.cma.cn/)中获得.选择的是西峰台站(E107°38′, N35°44′), 距离南小河沟流域约10 km.在实验室对所有的水样进行了电导率测定, 采用台式电导率仪(DDS-307, 上海仪电科学仪器股份有限公司, 中国), 误差±1.0%FS.对2014年5月在Ru1、Re1、W1和S5采集到的4个样品进行了主要水化学成分分析.其中阳离子(K+、Ca2+、Na+和Mg2+)采用电感耦合等离子体光谱仪(ICP-OES, Perkin-Elmer Optima 5300DV, USA)进行分析.阴离子(Cl-、SO42-和NO32-)采用离子色谱仪(ICS-2100, Dionex, USA)进行分析.HCO3-采用硫酸滴定法进行分析.所有水样进行了阴阳离子平衡验证, 保证可信的误差范围在±5%以内.
氢氧同位素值采用液态水同位素分析仪(L2130-I, Picarro, USA)进行测定.测定结果以相对于维也纳平均海洋水标准(VSMOW)千分差的形式表示, 即δD和δ18O.
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(1) |
式中, Rsample为水样中D/H或18O/16O的比值, RVSMOW为维也纳平均海洋水标准样品的D/H或18O/16O的比值.每个样品测试6次, 取后3次平均值, 并对样品测试结果进行校准.本实验标样为中国地质科学院水文地质环境地质研究所生产的标样GBWO 4458、GBWO 4459、GBWO 4460和GBWO 4461, δD和δ18O的参考值分别为(-0.15±0.07)‰和(-1.7±0.4)‰、(-8.61±0.08)‰和(-63.4±0.6)‰、(-19.13±0.07)‰和(-144.0±0.8)‰及(-55.73±0.08)‰和(-433.3±0.9)‰.δD和δ18O的测试精度分别是±0.1‰和±1‰.
降水中氢氧稳定同位素的加权平均值为：
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(2) |
式中, δ(w)为加权平均值, Pi为降雨量, δi为其相应的同位素值.
3 结果与讨论 3.1 地表水和地下水的氢氧稳定同位素特征 3.1.1 大气降水的氢氧稳定同位素特征南小河沟流域大气降水的波动范围较大, 2014年8月至2015年12月大气降水δD值的变化范围是-107‰~30‰, δ18O值的变化范围是-21.5‰~3.8‰.其中春季δD和δ18O值的变化范围分别为-107‰~30‰和-15.6‰~2.8‰, 夏季-84‰~28‰和-11.8‰~3.8‰, 秋季-162‰~-9‰和-21.5‰~-2.0‰, 冬季-80‰~-2‰和-12.2‰~-1.3‰.由于2014年的大气降水水样只采集了半年, 因此, 本文主要分析了2015年大气降水的季节变化特征, 每个季节大气降水的同位素值平均值和变化范围详见表 2.总体上，南小河沟流域的大气降水δD和δ18O值呈现春季和夏季较为富集、秋季和冬季较为贫乏的季节性变化规律, 这与贺强等[17]和陈粉丽等[18]研究黄土高原地区降水同位素特征的结果相一致.冬季水汽主要受西风带的输送, 来源于高纬度水汽源区[19, 20], 水汽在运输过程中不断贫化, 再加上冬季气温低, 蒸发少, 沿途的水汽补充也比较少, 所以稳定同位素值较低.夏季水汽来源较为复杂, 受中纬度水汽源区的西风带输送、南亚季风和东亚季风的影响, 虽然水汽在运移过程中不断降低, 但汇入了不少的局地蒸发水汽, 同时夏季受到高温影响, 使降水过程中的水滴蒸发强烈, 导致较为贫化的水汽被蒸发, 剩余水滴中的稳定同位素值偏高, 所以导致夏季降水的稳定同位素值偏高.除季节变化外, 研究区大气降水氢氧同位素还表现出较显著的雨量效应, 例如较长降雨历时和较大的降水事件(2014年9月10~17日, 累计降雨量80~125.7 mm)使大气降水的δ值显著降低, 大气降水的δD和δ18O值分别为-55‰~-162‰和-8.4‰~-21.5‰.
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表 2 2015年南小河沟流域的大气降水δD和δ18O值的季节变化特征 Table 2 Seasonal characteristics of precipitation δD and δ18O values in Nanxiaohegou basin |
通过分析采样期间9个采样点的大气降水稳定同位素数据, 得出南小河沟流域的当地大气降水线(LMWL)为δD=7.43×δ18O+10.33 (R2=0.94)(图 2), 这与周边其他黄土高原的地区相比, 如长武塬区(距离研究区大约60 km)[21]、西安(距离研究区大约200 km)[22]、银川(距离研究区大约330 km)[18]、韭园沟流域(距离研究区大约360 km)[23]等地, 具有相似的大气降水线特征(表 3).其中长武塬区与研究区同为黄土高原沟壑区, 都属于泾河流域, 且气候特征相似, 距离较近, 长武塬区的大气降水线与研究区的大气降水线表现出更为相似的特征.南小河沟流域当地大气降水线斜率要小于全球大气降水线[24]和中国大气降水线[25]的斜率, 这可能是由于南小河沟流域位于干旱半干旱地区, 深居内陆, 在水汽到来的过程中由于18O/16O比D/H的动力分馏作用强, 使研究区水汽18O比D含量更加贫化, 导致降水线斜率偏低[26, 27].
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图 2 南小河沟流域大气降水、地表水和地下水的δD和δ18O值 Fig. 2 Plot of δD and δ18O values in precipitation, surface water, and groundwater in Nanxiaohegou basin |
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表 3 南小河沟流域及周边地区的大气降水线 Table 3 Local meteoric water line of Nanxiaohegou basin and surrounding areas |
3.1.2 地表水的氢氧稳定同位素特征
如图 2所示, 2014年5月至2015年12月, 南小河沟流域水库水(Re)δD值的变化范围是-57‰~-31‰, δ18O的变化范围是-6.8‰~-2.4‰, 水库水的δD和δ18O值变化范围在大气降水的变化范围之内, 但是呈现出较明显的蒸发分馏特征.此外, 较大的降雨事件对水库水的同位素值影响较为显著, 例如2014年9月水库水的δ值明显降低(图 3), 可能是由于该月的降雨量为219.3 mm, 远大于研究区9月的多年的平均降雨量71.9 mm, 同时2014年9月大气降水的δD和δ18O值(-46‰和-13.7‰)相对于2014年8月(-95‰和-7.4‰)明显降低49‰和6.3‰, 从而导致2014年9月水库水的δD和δ18O值也较2014年8月显著下降.受2014年秋季降水的影响, 2014年秋和2015年春水库水的同位素值相对较低, 2015年夏同位素值有所升高.尽管2015年秋大气降水的同位素值相对有所减小, 但是水库水的同位素仍然保持较大值, 这可能是由于秋季气温较高, 水库水受蒸发分馏作用影响, 使重同位素相对富集[28].总的来说, 水库水的同位素季节变化特征主要受较大降水事件和蒸发的共同影响, 呈现夏秋季较高、春冬较低的趋势.
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图 3 南小河沟流域大气降水(P)、水库水(Re)、沟道水(Ru)、泉水(S)和井水(W)的δ18O和δD值月平均变化趋势 Fig. 3 Monthly mean values of δ18O and δD values in precipitation, reservoir, runoff, spring, and well water in Nanxiaohegou basin |
2014年5月和2015年4月分别在杨家沟采集到沟道水(Ru1)1次, 2014年7~9月期间在董庄沟采集到的沟道水(Ru2)4次.沟道水的稳定同位素值位于大气降水范围内, 受降水同位素值的影响, 呈现较大的时间变异性(图 3).δD值的变化范围是-75‰~-32‰, 平均值-62‰；δ18O的变化范围是-10.5‰~-2.5‰, 平均值-8.4‰.其中, 2015年4月1日在杨家沟采集到的沟道水呈现明显的氧漂移特征, 野外观测发现水样采集时沟道水量很小, 可能沟道里的水体主要是由前期产流水滞留于此, 明显受到了蒸发的影响造成的.
3.1.3 地下水氢氧稳定同位素特征井水δD的变化范围-81‰~-72‰, 平均值-79‰, δ18O的变化范围-11.1‰~-10.0‰, 平均值-10.7‰.由于井水采集自一口深层井中, 据当地居民介绍, 井深约100 m, 所以井水可用于代表滞留时间较长的地下水.泉水δD的变化范围-80‰~-16‰, 平均值-67‰；δ18O的变化范围-11.0‰~-2.8‰, 平均值-9.2‰.其中, S1~S4位于流域的上游, 属于常流泉, 表现出与井水相似的特征, 同位素值落在大气降水线的左下角(图 2), 并且没有明显的季节变化特征(图 4).
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图 4 南小河沟流域地下水的δ18O和δD值月平均变化趋势 Fig. 4 Monthly mean δ18O and δD values of groundwater in Nanxiaohegou basin |
S5位于水库坝体旁, 其同位素值呈现较明显的蒸发分馏特征, 并且随着水库水的变化而变化, 推测S5可能主要是由水库水渗漏补给.S6和S7分别位于杨家沟和董庄沟上游沟道水的源头处.由于杨家沟的出流量较小, 因此只在2015年4~6月采集到3次水样.通过图 4可以看出, 3次采样时间S6处的同位素值与S7处的同位素值相似.S7的同位素值在2015年4月和2015年9~11月期间有较显著的波动, 这可能是由于大气降水和蒸发共同作用的结果.总的来说, S7呈现出秋季同位素值偏高的特点, 不过由于S6处的采样次数较少, 未能捕捉到显著的季节变化特征.
3.2 地表水和地下水的水化学特征 3.2.1 电导率特征电导率(EC)是水化学成分的重要指标, 它综合反映了水中含盐量的多少.通常来说, 离子浓度越高, EC值越大, 因此EC值可以间接反映水分子在流域水循环中的相对径流路径和滞留时间[29].研究区大气降水的EC值呈现冬季明显高于夏季的规律(图 5), 例如, 2014年11月至2015年2月EC值明显升高.这主要是因为冬季为取暖季节, 且气压高气温低, 容易形成静风现象, 不利于污染物扩散, 所产生的离子浓度总量会比较高, 而夏季降水较多, 会对大气中的污染物产生净化和稀释作用[30, 31].
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图 5 南小河沟流域大气降水、地表水和地下水电导率的月平均变化趋势 Fig. 5 Monthly mean electric conductivity of precipitation, surface water, and groundwater in Nanxiaohegou basin |
地表水(水库水和沟道水)和地下水(井水和泉水)的EC值季节性变化规律和大气降水的大致相似, 即冬季高、夏季低, 主要是由于夏季的降水要多于冬季, 使得夏季含电导率较低的降水对其他水体起到一定的稀释作用[32].水库水的EC平均值要高于沟道水和地下水, 可能是因为水库水受蒸发的影响导致电导率比较高[33, 34].水库坝体附近采集的泉水(S5)的电导率值呈现出与水库水大致相似的特征, 再次说明该处的泉水主要是由水库水渗漏补给.
地下水(泉水和井水)的EC平均值要大于大气降水, 这可能是由于水岩交互作用, 导致地下水中的离子浓度升高, 使电导率升高.其中, 泉水S1~S4与井水的电导率值相近, 并且都没有显著的季节变化特征, 泉水S1~S4处的同位素特征, 说明S1~S4可能主要是由深层地下水出露形成.S6(杨家沟)的EC值明显较高, 这将在后文中进行讨论.S7(董庄沟)的EC值稍大于井水的电导率值, 但是在2015年4月和2015年9~11月, S7的EC值却呈现较大的波动, 并且呈现明显降低的趋势.
3.2.2 主要离子含量特征2015年4月在Re1、S5、Ru1和W1这4处研究区采样并进行水化学测试, 结果如表 4所示, 4个水样中阳离子含量的排序为：Na++K+>Mg2+>Ca2+.其中, Na++K+占所有阳离子的毫克当量百分数是52.4% ~65.4%, Mg2+是30.4% ~32.9%, Ca2+是4.2% ~14.7%.HCO3-是4个采样点处最主要的阴离子, 占所有阴离子的毫克当量百分数是68.7% ~77.0%.Cl-、SO42-和NO3-占所有阴离子的毫克当量百分数是4.6% ~17.4%、6.0% ~16.8%和0.2% ~4.4%.总体上, 研究区水体的水化学类型为Na ·Mg-HCO3型.
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表 4 南小河沟流域地表水和地下水的主要离子浓度 Table 4 Main ion concentration of surface and groundwater in Nanxiaohegou basin |
Re1和S5表现出相似的特征, 均为Cl-离子含量相对SO4-高, 而Ru1和W1处则SO4-离子含量相对较高.再次表明S5主要是由水库水渗漏补给.虽然Ru1和W1具有相似的水化学特征, 但是Ru1中主要离子的含量明显大于W1, 这可能是由于沟道水更容易受到蒸发浓缩作用的影响, 这与前文中同位素的分析结果相一致.
Gibbs图可以判断地表水或地下水中化学组分的主要来源, 即大气降水、岩石风化和蒸发浓缩作用[35~37].研究区地表水和地下水样点落在岩石风化作用为主的影响范围之内, 并往蒸发作用的影响范围偏移, 说明南小河沟流域水体的水化学成分主要受岩石风化作用和蒸发浓缩作用的共同影响(图 6).但是, 沟道水Ru1的Na+/(Na++Ca2+)比值较大, 超出了岩石风化和蒸发浓缩作用的影响范围, 说明Ru1除受岩石风化和蒸发浓缩作用的影响外, 可能还受其他地球化学因素或者人为因素的影响.Na+和Cl-的浓度比值γNa+/γCl-可以表示水体Na+的富集程度[38], 也可以识别干旱半干旱地区的盐化机制, Na+和Cl-主要来源于岩盐溶解, γNa+/γCl-值约等于1, 若比值大于1, 则有可能受到硅酸盐风化作用的影响[39].如图 7, 样品皆位于y=x直线上方, 表明南小沟流域地表水和地下水可能受硅酸盐风化作用的影响较大.
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图 6 南小河沟流域地表水和地下水Gibbs图 Fig. 6 Gibbs diagram of surface water and groundwater in Nanxiaohegou basin |
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图 7 南小河沟流域地表水和地下水中Na+和Cl-比值 Fig. 7 Diagram of Na+ vs. Cl- ratio of surface water and groundwater in Nanxiaohegou basin |
南小河沟流域水库水的氢氧同位素关系方程式为：δD=6.12×δ18O-14.18 (R2=0.98), 泉水的氢氧同位素关系方程式为：δD=7.62×δ18O+3.12(R2=0.93), 井水的氢氧同位素关系方程式为：δD=7.23×δ18O-1.08 (R2=0.93).总的来说, 南小河沟流域地表水和地下水采样点都落在当地大气降水线附近, 说明大气降水是南小河沟流域地表水和地下水的补给来源(图 2).水库水、泉水和井水的氢氧同位素关系方程与当地大气降水线的斜率和截距相似, 但水库水的斜率和截距要小于泉水和井水, 表明水库水受二次蒸发影响, 发生了同位素不平衡分馏.
杨家沟S6和董庄沟S7是1954年设置的对比沟, 对董庄沟进行植被自然恢复措施, 形成天然的草地生态系统, 对杨家沟进行人工植树造林措施, 形成人工的森林生态系统.通过对比分析杨家沟和董庄沟大气降水、沟道水和泉水的δD、δ18O和EC值之间的关系(图 8), 可以看出沟道水的δD、δ18O和EC值主要位于深层地下水(井水)和大气降水之间, 说明深层地下水和大气降水可能是沟道水的主要补给来源.但是在降水较多的丰水季节, 董庄沟上游的泉水S7明显受到降水事件的影响.例如2015年4月15日和2015年9月15日, S7处的δD和δ18O值突然增大, 但增大范围落于雨水同位素值的变幅范围内, 而EC值却突然降低, 这两天也没有降雨事件发生, 这种现象可能主要是由于S7处泉水在出露上升过程中混合了大量代表近期降雨信息的土壤水, 因此表现出与降雨的同位素和EC值相似的特征.而杨家沟泉水S6处的δD和δ18O值落在大气降水范围内, 但是EC值却明显较高.大量的统计资料表明, 水溶液的电导率与总溶解固体之间有较好的相关性[28], S6处较高的EC值可能是溶滤作用造成的.
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图 8 杨家沟和董庄沟大气降水、沟道水和泉水的δD、δ18O和EC值 Fig. 8 The δD, δ18O, and EC values in precipitation, runoff, and spring water in Yangjiagou and Dongzhuanggou subbasin |
(1) 南小河沟流域的当地大气降水线为δD=7.43×δ18O+10.33 (R2=0.94).大气降水的δD和δ18O值表现出较显著的降雨量效应, 呈现春、夏富集, 秋、冬季较为贫化的季节性特征.水库水的δD和δ18O值主要受蒸发和较大降雨事件的影响, 呈现夏、秋高, 冬、春低的季节性特征.地下水的δD和δ18O值相对平稳, 无显著季节性变化.
(2) 南小河沟流域地表水和地下水的主要水化学类型为Na ·Mg-HCO3型, 主要受岩石风化和蒸发浓缩作用影响.大气降水的EC值呈现冬季明显高于夏季的特点, 地表水(水库水和沟道水)和地下水(井水和泉水)的EC值季节性变化规律与大气降水相似, 也呈现冬季高、夏季低的特点.
(3) 南小河沟流域地表水和地下水之间水力联系紧密, 当地大气降水和深层地下水是南小河沟流域内地表水(水库水、沟道水)和泉水的主要补给来源.同位素和水化学结果进一步表明, 常流泉S1~S4可能主要由深层地下水补给, 董庄沟源头泉S7在枯水季节表现出与深层地下水相似的同位素和水化学特征, 但是在丰水季节, 表现出明显的大气降雨特征.
致谢: 在此感谢黄河水利委员会西峰水土保持科学试验站的邢天佑工程师和郜文旺工程师在野外考察和采样过程中给予的帮助
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