2024, Vol. 45
2. 西北农林科技大学水利与建筑工程学院，杨凌 712100;
3. 天津大学表层地球系统科学研究院，天津 300072;
4. 鲁东大学资源与环境工程学院，烟台 264025
2. College of Water Resources and Architectural Engineering, Northwest A&F University, Yangling 712100, China;
3. Institute of Surface-Earth System Science, Tianjin University, Tianjin 300072, China;
4. College of Resources and Environmental Engineering, Ludong University, Yantai 264025, China
作为世界人口最多的国家之一, 如何可持续地利用和管理水资源是我国的重大科学问题, 对水安全、食品安全、生态安全、人类健康和社会安定具有深远影响[1].黄土高原是黄河流域的关键功能区, 承载着全国10%的人口, 干旱缺水导致水资源供需矛盾极为突出, 地下水在维持地区水安全和生态安全中扮演关键角色[2, 3].然而, 受气候变化、人口增长和人类活动等影响, 部分地区地下水位持续下降[3], 区域地下水储量减少态势严峻[4 ~ 6], 亟需制定水资源可持续利用对策以满足人类和生态系统的正常需水.在此背景下, 探明黄土高原区域尺度地下水补给规律已成地区水资源可持续利用与开发管理的研究重点和热点[7].
黄土高原非饱和区厚度可达数百米[8], 地下水位埋藏较深, 对降水的响应相对缓慢, 因而水稳定同位素、水化学等环境示踪技术成为揭示地区地下水补给规律的主要方法[9 ~ 13].目前, 部分研究利用非饱和区示踪技术定量评估了固原[14]、西峰[9]、正宁[15]、清涧[16]、延安[17]和平定[18]等典型地貌单元的地下水补给量（基质流）；另一部分研究利用水稳定同位素技术揭示了洛川塬[19]、长武塬[20]、黑河流域[21]、汾河流域[11]、南小河沟小流域[12]、纸坊沟小流域[22]、岔巴沟小流域[23]和陇东地区[24]的地下水补给方式（基质流和优先流）, 以及渭河、洛河、延河、清水河和无定河等流域的地下水-地表水转换关系[2, 10].以上研究极大促进了黄土高原地下水补给规律的科学认识, 但多为试验点或小流域等小尺度, 目前还没有区域尺度的相关研究报道, 特别是由于区域气候、土壤、植被、地形和地质等环境因子梯度或空间变化明显, 小尺度研究结果和结论差异较大, 难以应用到整个区域, 进而严重阻碍了从区域层面对地下水资源进行开发和管理.
流域是陆地水循环的基本单元, 也是水资源管理的最佳单元.因此, 本文通过系统采集测定黄土高原13个主要流域（泾河、汾河、延河、渭河、洛河、昕水河、清涧河、大理河、佳芦河、秃尾河、固山河、黄甫川和窟野河）的地下水稳定同位素组成, 分析其空间分布特征及影响因素, 再结合区域降水同位素资料, 揭示降水-地下水同位素关系, 探讨地下水补给的来源和方式, 阐明区域尺度地下水补给规律.本研究结果将提升对黄土高原整个地区地下水补给规律的科学认知, 以期为区域层面地下水资源可持续管理提供科学依据.
1 材料与方法 1.1 研究区概况黄土高原地处我国西北内陆腹地, 位于黄河中游（图 1）, 是世界上最大、最深的黄土沉积区, 其中典型黄土区面积约为43万km2, 土层厚度在中部最深, 东南、西北逐渐变薄, 平均厚度约为100 m[8].黄土是由风沙堆积形成的第四系陆相碎屑沉积物, 自下而上分别是午城黄土（下更新世）、离石黄土（中更新世）和马兰黄土（上更新世）[25].该地区含水系统有第四系、白垩系、侏罗系-石炭系和寒武系-奥陶系, 而浅层地下水（非承压水）主要分布在第四系黄土中[7].黄土高原南北兼跨暖温带和中温带, 东西横贯半湿润和半干旱区, 属于典型的温带大陆性季风气候区.受西北部西风带和东南部季风气候的影响, 降水年内分布极为不均, 多集中在7~9月, 约占全年降水的50%~70%.
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1.泾河, 2.汾河, 3.延河, 4.渭河, 5.洛河, 6.盺水河, 7.清涧河, 8.大理河, 9.佳芦河, 10.秃尾河, 11.固山河, 12.黄甫川和13.窟野河 图 1 黄土高原地下水采样点分布示意 Fig. 1 Spatial distribution of groundwater sampling sites on the Loess Plateau |
受古地形地貌和流水长期侵蚀作用共同影响下, 黄土高原地面十分破碎, 地形千沟万壑, 地表水系众多, 是黄河水的重要补给来源.本研究选取位于典型黄土区内的13条主要流域, 分别为泾河、汾河、延河、渭河、洛河、盺水河、清涧河、大理河、佳芦河、秃尾河、固山河、黄甫川和窟野河（图 1）. 如表 1所示, 流域的面积变化较大, 介于1 138~43 106 km2, 其总面积为172 739 km2, 占典型黄土区和整个黄土高原的50%和34%.流域的年均降水量（MAP, 1961~2009年）、潜在蒸散量（PET, 1961~2009年）、地表径流量（Q, 1961~2009年）和叶面积指数（LAI, 1982~2009年）分别介于402~527 mm·a-1、1 000~1 110 mm·a-1、23~89 mm·a-1和0.32~1.56 m2·（m2·a）-1, 数据来源于文献[26].
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表 1 黄土高原13个主要流域水文气象特征和地下水稳定同位素组成 Table 1 Hydrometeorological characteristics and stable isotopes of the 13 major catchments in the Loess Plateau, China |
1.2 地下水收集与同位素测定
本研究于2019年7月对13条流域地下水进行取样, 共收集到182个样品（图 1和表 1）.地下水以埋藏于黄土地层下的非承压第四系潜水为主, 其流动多为水平及侧向, 与深层白垩系等承压含水层垂向水力联系不强[27].地下水样类型包括泉水和埋深较浅的居民饮用水井水（井深大多小于100 m）：泉水直接于泉眼出露位置采集；井水采样前利用电动水泵抽水10 min以上, 排出井管中前期滞留的水以确保所取井水样为新鲜的地下水.地下水取样前将性质稳定、耐酸碱腐蚀的250 mL聚乙烯塑料瓶充分涮洗2~3次, 取样后立即密封瓶口, 避免水样泄漏或被污染, 并尽快带回室内于4℃冷藏.
地下水稳定同位素测定在西北农林科技大学中国干旱区节水农业研究院示踪水文学实验室完成, 仪器为液态水同位素分析仪（IWA-45EP, LGR, USA）, 测量结果以相对于维也纳海洋水（VSMOW）的千分差表示, δsample（‰）：
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(1) |
式中, Rsample和RVSMOW分别为样品和维也纳标准样品的18O/16O（或D/H）比率.仪器对δ2H和δ18O的分析精度Sδ2H和Sδ18O分别为1‰和0.2‰.此外, 利用地下水δ2H和δ18O值计算线性盈余（line-conditioned excess, lc-excess）[28]：
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(2) |
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(3) |
式中, a和b分别为当地大气降水线方程（LMWL）的斜率和截距；S为分析误差, 根据式（3）计算为1.77‰.
1.3 降水稳定同位素获取与处理本研究中所使用的降水稳定同位素数据包括两部分, 分别是实测历史数据和统计模型产品（C-Isoscape v1.0）.其中, 实测历史数据来源于国际原子能机构全球大气降水同位素观测网络（GNIP）在黄土高原的5个监测站（图 1）, 分别为：西安（1985~1991年, N = 48）、太原（1986~1988年, N = 20）、兰州（1985~1987年和1996~1998年, N = 37）、包头（1986~1992年, N = 50）和银川（1988~1992年, N = 26）.基于实测历史数据, 结合月降水量, 计算研究区雨量加权月、年降水同位素值, 以及LMWL.统计模型产品是一套基于中国及其周边区域200余个站点降水稳定同位素数据、采用区域模糊聚类方法生成的多年平均逐月降水稳定同位素产品[29].基于地下水采样点的经纬坐标信息, 利用ArcGIS 10.7提取对应的年降水稳定同位素数据, 结合地下稳定同位素数据, 计算年降水与地下水的同位素比率（δP/G）.
1.4 统计分析本文利用SPSS 21分析地下水稳定同位素的基本统计特征（最小值、最大值、平均值、标准差）、单因素方差分析, 及其与区域（经度、纬度、海拔、地下水位）和流域（MAP、PET、Q、LAI）环境变量的相关性, 下文中相关系数以r表示, 显著相关和极显著相关分别表示P < 0.05和P < 0.001. 相关制图在ArcGIS 10.7和SigmaPlot 12.5中完成.
2 结果与讨论 2.1 地下水稳定同位素空间分布特征及影响因素在区域尺度, 地下水δ18O介于-11.4‰ ~ -7.1‰, 平均值为-9.2‰, 标准差为0.8‰；δ2H介于-85.4‰ ~ -49.7‰, 平均值为-67.9‰, 标准差为5.7‰（图 2）.地下水δ18O和δ2H的变异系数较小, 分别为9%和8%, 表明地下水稳定同位素空间变异性弱.皮尔逊相关分析显示（表 2）, 地下水δ18O与经度（P = 0.24）、纬度（P = 0.06）和海拔（P = 0.20）均无显著相关性；地下水δ2H与纬度（P = 0.69）和海拔（P = 0.20）均无显著相关性, 而与经度呈显著负相关, 但相关系数较低（r = -0.23）.这说明地下水稳定同位素具有一定空间变化, 但在区域尺度上变异性弱, 空间分布趋势不明显.此外, 地下水稳定同位素与地下水位无显著相关性（δ18O, P = 0.33；δ2H, P = 0.13）, 表明上述空间变化与地下水位埋深无关.
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图 2 地下水稳定同位素的空间分布 Fig. 2 Spatial distribution of stable isotopes in groundwater |
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表 2 地下水稳定同位素与采样点地理参数的皮尔逊相关系数1） Table 2 Pearson correlation of groundwater stable isotopes and geographic characteristics for sampling sites |
从图 2可以看出, 位于研究区中部的泾河、洛河、延河、清涧河和大理河以及东部的汾河和昕水河的地下水稳定同位素值相对贫化, 而位于南部的渭河及北部的佳芦河、秃尾河、固山河、黄甫川和窟野河的地下水稳定同位素值相对富集.地下水δ18O和δ2H流域平均值分别介于-9.7‰ ~ -7.9‰和-71.9‰ ~ -59.0‰, 其中泾河地下水稳定同位素最贫化, 而窟野河最富集（表 1）.单因素方差分析显示, 地下水δ18O和δ2H流域平均值均达到极显著差异（P < 0.001）, 表明地下水稳定同位素因流域而异, 不同流域之间存在一定差异.
由表 3可知, 地下水δ18O流域平均值与年均降水量（r = -0.87）呈极显著负相关, 与年均叶面积指数（r = -0.70）呈显著负相关, 与年均地表径流量（r = 0.62）呈显著正相关, 与年均潜在蒸散量（P = 0.19）无显著相关性；地下水δ2H流域平均值与年均降水量（r = -0.75）呈显著负相关, 与年均地表径流量（r = 0.70）呈显著正相关, 与年均潜在蒸散量（P = 0.57）和年均叶面积指数（P = 0.07）无显著相关性.整体而言, 地下水稳定同位素的流域平均值随年均降水量增加而变贫化, 随年均地表径流量增加而变富集.由于年均地表径流量与年均降水量呈显著负相关关系（r = -0.59）, 地下水稳定同位素流域平均值与年均地表径流量的关系实质上反映了其与年均降水量的关系, 多元线性回归分析也证实了这一点.综上所述, 黄土高原地下水稳定同位素的区域分布趋势不明显, 但存在流域差异, 随流域的年均降水量增加而变贫化, 这与Li等[2]基于黄土高原5个流域（渭河、泾河、洛河、延河和无定河）的研究结果保持一致.
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表 3 地下水稳定同位素流域平均值与水文气象参数的皮尔逊相关系数1） Table 3 Pearson correlation of catchment-mean groundwater stable isotopes and hydrometeorological characteristics |
2.2 地下水与降水的同位素关系及其指示的补给特征 2.2.1 地下水补给来源与季节性
研究区月降水稳定同位素（以δ18O为例）变化较大, δ18O介于-17.0‰~-1.1‰, 算术平均值为-7.6‰, 标准差为3.5‰, 变异系数为46%.按月份进行雨量加权平均, 雨量加权月降水δ18O介于-12.6‰~-5.2‰, 雨量加权年降水δ18O为-7.7‰[图 3（a）].地下水δ18O的区域平均值为-9.2‰±0.8‰, 明显贫化于雨量加权年降水δ18O, 这与黄土高原部分点尺度上, 如长武[20]、洛川[19]、陇东丘陵区[24]和岔巴沟流域[23]、汾河流域[11]等的研究结果一致.在全球范围内, 地下水稳定同位素贫化现象普遍存在, 一般可归因于地下水补给的季节性, 例如在干旱和温带气候条件下冬天的降水补给系数要高于夏天的降水补给系数, 而在热带地区雨季的补给系数最大[30].此外, 由图 3（a）可知, 地下水δ18O区域平均值较4~6月降水贫化, 较10月至次年3月降水富集, 而与7~9月降水最为相似.黄土高原地处西北内陆腹地, 属典型的干旱和半干旱气候, 全年受西风携带的大陆性气团（冬季）和东南季风携带的海洋性气团（夏季）交替控制, 降水集中在7~9月, 约占全年50%以上, 且多为强降水或持续性降水.因此, 综合同位素和降水量的季节分布来看, 黄土高原地下水稳定同位素的贫化现象实际上反映了地下水补给的季节性, 且7~9月降水可能是地下水的主要补给来源.
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（a）中降水稳定同位素数据为研究区5个GNIP的实测历史资料；（b）中降水稳定同位素数据来源于C-Isoscape 图 3 地下水与降水的同位素比较 Fig. 3 Isotopic comparison between groundwater and precipitation |
为分析地下水补给季节性的空间差异, 计算了降水与地下水的δ18O比率（δ18OP/G）, 并按流域进行统计[图 3（b）].地下水δ18OP/G几乎在所有采样点均小于1, 占比超过98%（179/182）；地下水δ18OP/G的流域平均值介于0.72~0.96, 单因素方差分析显示不同流域的差异达到极显著水平（P < 0.001）, 说明地下水δ18OP/G因流域而异.皮尔逊相关性分析显示（表 3）, 地下水δ18OP/G的流域平均值与年均降水量（r = -0.77）和年均叶面积指数（r = -0.63）呈显著负相关, 意味着上述流域差异可能与流域气象植被条件变化有关.在流域水循环中, 地下水补给综合反映了降水与蒸散发的动态平衡关系[31], 厘清地下水补给的季节性变化对于预测变化条件（季节性降雨分布和蒸散发）下的地下水补给, 以及刻画土地利用变化和生态系统生产力这两者与地下水补给的关系极为重要[30].黄土高原不仅正经历着全球气候变化带来的降水特征的改变, 而且作为我国水土保持、退耕还林/还草等工程的重点区域, 植被覆盖条件逐年改善背景下蒸散发的数量和时空格局也在发生变化[32, 33].因此, 未来需要进一步定量解析不同季节降水对地下水补给的贡献及其空间格局与影响机制, 以期为气候和植被变化背景下黄土高原地下水资源评估与可持续管理提供科学依据.
2.2.2 地下水补给方式基于所有月降水δ18O和δ2H值, 以降水量为权重, 利用加权最小二乘回归法建立大气降水线（LMWL）：δ2H = 7.30 δ18O + 3.81, N = 181, R2 = 0.91[图 4（a）].在双同位素空间中, 地下水绝大多数密集分布在LMWL右侧, 呈明显的线性变化, 回归拟合得到地下水线：δ2H = 6.44 δ18O - 8.42, N = 182, R2 = 0.82.该方程的斜率明显小于LMWL、中国大气降水线（δ2H = 7.48 δ18O + 1.01）和全球大气降水线（δ2H = 8 δ18O + 10）.此外, 地下水lc-excess介于-5.8‰~2.2‰, 平均值为-2.4‰, 标准差为1.4‰[图 4（b）]；其中, 地下水lc-excess < 0‰的样点占比超过92%（169/182）.根据定义, 降水lc-excess值为0‰, 表示未经历蒸发, 而经历蒸发后的水样lc-excess值为负值, 且负值越小, 蒸发程度越强烈[34 ~ 36].因此, 较低的地下水线斜率和负lc-excess共同表明, 地下水中稳定同位素记录了非平衡分馏信号, 指示地下水受到蒸发作用的影响.
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图 4 地下水δ18O和δ2H关系 Fig. 4 Relationship between δ18O and δ2H in groundwater |
由表 2可知, 在区域尺度上, 地下水lc-excess与经度（r = -0.32）和纬度（r = -0.41）呈极显著负相关, 与海拔呈极显著正相关（r = 0.40）.在流域尺度, 地下水lc-excess平均值介于-4.3‰~-0.7‰[图 4（b）], 单因素方差分析显示不同流域地下水lc-excess的差异达到极显著水平（P < 0.001）, 这说明地下水lc-excess因流域而异.皮尔逊相关分析发现（表 3）, 地下水lc-excess的流域平均值与年均降水量（P = 0.28）、年均地表径流量（P = 0.78）和年均叶面积指数（P = 0.14）无显著相关, 但与年均潜在蒸散量（r = -0.50）呈显著负相关.由于潜在蒸散量通常是表征蒸发作用程度的指标[34, 37], 以上结果进一步说明地下水lc-excess的负值及其变化与蒸发作用有关.
研究区地下水位埋藏较深, 远超地表蒸发直接作用的深度, 因而上述现象不可能来源于地下水的直接蒸发；结合区域水文地质条件, 更可能与地下水的补给方式有关[20].地下水补给普遍存在两种方式, 基质流：降水进入地表后经历蒸发和蒸腾作用, 残余水分呈层状缓慢向下入渗补给地下水；优先流：降水通过土壤的优势通道, 如大孔隙、裂隙和地势低洼区等快速补给地下水.一般而言, 通过基质流补给的水分由于经历了地表蒸发作用而携带同位素分馏信号, 其同位素相对降水偏富集, 而通过优先流补给的水分因水分快速穿过土壤或非饱和区, 极少受到地表蒸发作用的影响, 其同位素一般不携带蒸发分馏信号[11].鉴于此, 本研究中地下水同位素分馏信号明显, 指示基质流是地下水补给的主要方式之一, 这与研究区内许多点尺度研究结果保持一致[9, 15, 18, 20, 38].然而, 地下水lc-excess在流域内部和流域间均存在一定变化[图 4], 例如渭河地下水绝大部分位于LMWL上, 且lc-excess平均值仅为-0.7‰, 指示地下水经受的蒸发作用不明显, 地下水补给方式可能以优先流为主.
黄土高原已有诸多小尺度（如田块和小流域等）研究表明, 地下水补给同时存在基质流和优先流[19, 20, 39 ~ 42], 但部分地区以基质流为主[9, 14, 15, 19, 20], 而另一些地区优先流则占主导[21, 24].通常情况下, 基质流在均匀土壤中占主导, 而在裂隙、生物孔隙发达的土壤中, 优先流占主导；同时, 由于优先流的发生与降水（发生时间、频度、强度等）、土壤（地形、地貌、质地等）和植被等因素有关, 基质流与优先流的比例因地而异[20, 43].因此, 从同位素蒸发分馏角度出发, 本研究中流域内、间地下水lc-excess的大小及其变化, 实质上可能反映了基质流和优先流的相对比例及其空间分布.值得注意的是, 两种补给方式中水分的迁移途径、过程和速率等明显不同, 特别是优先流会使水分、物质和能量发生非平衡流动[44], 因而定量评估两者的相对比例, 将有助于评估地下水的补给速率、更新能力、易污性和气候敏感性等[45].本研究通过地下水稳定同位素初步分析了黄土高原13个主要流域的地下水补给方式及空间变化, 但由于缺乏区域尺度非饱和区（土壤）稳定同位素数据, 未定量评估基质流与优先流的相对比例.因此, 未来需要在黄土高原区域尺度上将饱和区（地下水）和非饱和区结合起来, 联合稳定同位素等多种示踪技术, 定量解析地下水补给方式、格局及影响机制, 以期更全面和充分地探讨地下水补给规律, 并为区域层面地下水资源可持续管理提供科学依据.
3 结论（1）在区域尺度, 地下水δ18O和δ2H分别介于-11.4‰ ~ -7.1‰和-85.4‰ ~ -49.7‰, 平均值分别为-9.2‰和-67.9‰, 标准差分别为0.8‰和5.7‰, 整体变异小, 区域空间分布趋势不明显, 但发现不同流域地下水δ18O（-9.7‰ ~ -7.9‰）和δ2H（-71.9‰ ~-59.0‰）的差异均明显, 且随流域年均降水量增加而变贫化.
（2）与降水稳定同位素相比, 地下水稳定同位素普遍贫化, 而与雨季（7~9月）降水相似, 指示地下水补给存在季节效应, 雨季降水是其主要补给季节；降水与地下水同位素比率（δ18OP/G）普遍小于1, 其流域平均值的变化（0.72~0.96）与年均降水量和叶面积指数显著相关, 指示地下水补给季节性受流域降水和植被的共同影响.
（3）地下水lc-excess普遍为负值, 指示地下水在补给过程中经历蒸发作用；地下水lc-excess的流域平均值介于-4.3‰ ~-0.7‰, 指示不同流域地下水补给方式可能不同（基质流与优先流的比例）, 未来需要将饱和区（地下水）和非饱和区（土壤）结合起来进行具体量化分析.
致谢: 感谢西北农林科技大学中国旱区节水农业研究院靳静静实验员在同位素测定工作中的大力支持与帮助.
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