2024, Vol. 45
2. 内蒙古自治区水资源保护与利用重点实验室, 呼和浩特 010018;
3. 黄河流域内蒙段水资源与水环境综合治理协同创新中心, 呼和浩特 010018;
4. 鄂尔多斯市河湖保护中心, 鄂尔多斯 017010;
5. 北京师范大学地理科学学部, 北京 100875
, LUO Yan-yun1,2,3
, PAN Hao1 , CUI Cai-qi1 , ZHANG Bo1 , JI Jian-xun1 , DUAN Li-min1,2,3 , MIAO Ping4 , WANG Guo-qiang5 , LIU Ting-xi1,2,3
2. Inner Mongolia Key Laboratory of Water Resource Protection and Utilization, Hohhot 010018, China;
3. Collaborative Innovation Center for Integrated Management of Water Resources and Water Environment in Inner Mongolia Section of the Yellow River Basin, Hohhot 010018, China;
4. Ordos River and Lake Protection Center, Ordos 017010, China;
5. Faculty of Geographical Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, China
中国幅员辽阔, 物产资源丰富, 水资源总量也比较富足, 但人均占有量较低, 不足世界平均水平的1/4[1].随着现代社会的不断进步和人民生活水平的日益增长, 各行各业的用水量急速上升, 再加上人们节水意识淡薄, 致使水资源严重匮乏[2 ~ 4].受制于水资源禀赋条件和不合理的开发利用方式等因素, 我国水资源存在不均衡、不协调、不充分、不可持续等突出问题, 其中部分流域和区域水资源、水环境和水生态承载力已形成瓶颈, 水安全直面严峻挑战[5 ~ 7].
氢氧同位素的值体现出温度、纬度和海拔对不同水体形成时的影响, 可以依此来研究水源补给和不同水体间转化关系, 是探索水体生态系统演变的基础[8 ~ 10].因此, 同位素示踪技术被广泛用于研究不同水体间的相互转化关系.杨守业等[11]基于2012~2015年开展的6次长江干、支流系统采样和南通站3个水文年的连续采样, 通过氢氧同位素组成分析, 研究了长江干流河水氢氧同位素时空变化特征及其对流域地表水循环的指示作用.朱红艳等[12]通过采集矾矿区裂隙水、井水、沟道水、沉陷区积水、雨水、矿硐水等不同水体, 分析了不同水体的氢氧稳定同位素, 采用直接对比法和MixSIAR模型, 明确了矿硐水的来源及不同水体的贡献率.Pandey等[13]根据印度夏季季风降雨、地形和水文地质环境的变化, 解释了印度中部（中央邦）浅层无承压地下水氢氧稳定同位素的时空变化.上述研究体现了同位素在不同流域尺度上水体转换过程中起到的作用, 可见, 环境同位素技术在研究水体特征、影响因素及补给转化关系中具有重要的作用.
黄河流域内蒙古段具有承上启下的重要区位作用, 是内蒙古重要的经济地带, 是全国重要的农畜产品生产基地和能源输出基地.由于受自然资源禀赋和承载能力的制约, 该区域自产水资源非常少, 人均水资源占有量不足全区平均水平的40%, 供需矛盾十分突出, 生态用水严重不足[14,15], 因此, 在保证黄河流域高质量发展和经济增长的同时, 推动水资源利用和生态保护的全面促进[16]. “要以水资源为地区经济社会发展的最大刚性约束, 提出推动黄河流域水资源节约集约利用的战略要求, 这也是黄河重大战略实施的主要抓手”[17,18].因此, 通过采集丰、平、枯水期降水、黄河干流、黄河支流与季节性河流、地下水、湖泊水、渠系水等不同水体的水样, 基于氢氧同位素和MixSIAR混合模型等方法, 在综合分析前人资料和研究成果的基础上, 定量分析降水、地表水、地下水间的转化关系.
1 材料与方法 1.1 研究区概况黄河流域内蒙古段地处自治区的中南部（E106°10'~112°50', N37°35'~41°50'）, 干流从与宁夏交界的都斯图河口流入, 途经7个盟市及42个旗县（区）, 在准格尔旗马栅乡出境.黄河在内蒙古境内干流长度843.5 km, 约占总长的14.3%, 流域面积15.2万km2（如图 1）. 2015年9月岱海湿地自然保护区已正式申请加入黄河湿地保护网络, 综合考虑新时期岱海的定位, 将其也纳入黄河流域内蒙古段进行研究.在此基础上, 将黄河流域内蒙古段以黄河干流为界分为南、北岸两部分, 再根据上下游关系, 又细分为4个片区, 分别为河套灌区-乌梁素海片区、昆都仑河-大黑河-红河片区、千里沟-摩林河片区和十大孔兑-黑岱沟片区.
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图 1 研究区和取样点分布 Fig. 1 Study area and sampling sites distribution |
为了揭示降水、地表水、地下水间的转化关系, 并分析时间和空间上的差异性, 立足于流域的完整性, 兼顾南北岸和上、中、下游关系, 采样的时间为2021年7月（丰水期）、2021年10月（平水期）和2022年4月（枯水期）, 共布设215个采样点, 其中降水9个、地表水62个和地下水144个.大气降水的收集采用直径为50 cm的聚乙烯塑料桶, 结束后将样品倒入采样瓶中；地表水沿干流和支流在河道中央水面以下30 cm处取样；地下水大多是从牧民家中的饮水井以及少量地下溢出的泉水中采集, 使用水泵抽取地下水, 在抽水3 min后采集新鲜水样.所有水样密封冷藏（4℃）保存, 并在1~2 d内进行测试分析.
测试样品之前, 利用标样（908-0008-9101：δD为-145.82‰, δ18O为-19.35‰、908-0008-9103：δD为-74.88‰, δ18O为-10.7‰和908-0008-9104：δD为-46.88‰, δ18O为-7.24‰）进行标定, 实验过程中用1mL注射器吸取水样, 再用前端装有0.2 μm微孔滤头进行过滤, 将过滤后的样品移入测试瓶内进行测试, 每个样品注入6针, 去除前两针, 取后4针数据进行平均, 从而消除记忆效应. δD和δ18O测试精度分别为±0.1‰和±0.3‰, 所得结果以维也纳标准平均海洋水（V-SMOW）为标准的千分偏差来表示[19]：
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(1) |
式中, δ表示水样中δD和δ18O的组成相对于标样的变化方向和程度, ‰；Rsample为水样中2H/1H或18O/16O的值；Rstandard为标样中D/H或18O/16O的值.
采用贝叶斯模型识别计算多个源对混合物的贡献[20], 该模型基于狄利克雷分布, 在贝叶斯框架下构建了一个逻辑先验分布.本文利用贝叶斯混合模型（MixSIAR版本3.1.13）[21], MixSIAR包含了与各种同位素组成、多种源和鉴别因子相关的不确定性[22].可表示为：
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(2) |
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(3) |
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(4) |
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(5) |
式中, Xij为混合物i的同位素值j（i = 1, 2, 3, …, N；j = 1, 2, 3, …, J）；Pk为源k的贡献率, 由该模型粗略计算.Sjk为源k的j同位素值（k = 1, 2, 3, …, k）, 与平均值μjk和标准差ωjk2呈正态分布；Cjk为源k在j同位素上的分馏因子, 用平均值λjk和标准差τjk2表示；εij为单个成分额外的非量化差异的残余误差, 用平均值0和标准差σj2表示.
2 结果与讨论 2.1 当地大气降水线的确立利用实测数据建立了研究区大气降水线（local meteoric water line, LMWL）：δD=6.89 δ18O-2.55（R2=0.88）.图 2显示了大气降水同位素数据, 并且其中还包含了3条线：全球降水线（GMWL）、中国大气降水线（CMWL）和当地降水线（LMWL）[23,24].LMWL的斜率为6.89, 比GMWL和CMWL的斜率都要小, 这表明当地大气降水历经较强的蒸发作用.在海拔和纬度较高的地区, 由于气压和温度的变化, 18O/16O比D/H的动力分馏作用会更加强烈.这意味着在水汽到来的过程中, 水汽中的18O相对于16O会更容易富集, 因此降水中的18O含量也会相应地更高.另外, 雨滴在下落的过程中, 可能会发生二次蒸发作用, 这种蒸发作用会进一步导致研究区降水中的18O含量更富集.综合起来, 海拔和纬度相对较高的地区会出现降水线斜率偏低的情况[25,26].
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图 2 研究区降水氢氧同位素关系 Fig. 2 Relationship between hydrogen and oxygen isotopes of precipitation in the study area |
根据表 1可知, 丰水期地表水和地下水的δD范围较平水期和枯水期高, 地下水δ18O也呈现相同的变化趋势. 3个时期地下水氢氧同位素的平均值差异较小, 说明该地区地下水更新缓慢, 滞留时间较长, 季节性变化并不明显[27].丰水期地表水δ18O也较平水期高, 且岱海 > 哈素海 > 支流与季节性河流 > 乌梁素海 > 黄河干流 > 灌区渠系.地表水氢氧同位素季节变化特征是由于丰水期气温较高, 地表水受蒸发分馏作用的影响, 使同位素相对富集[28].氢氧同位素在岱海和哈素海较为富集, 因为湖泊水较为开阔的环境决定了高强度的水域蒸发[29], 而乌梁素海受河套灌区排水和引黄补水影响, 其同位素季节差异大、变化复杂.灌区渠系氢氧同位素受黄河控制, 数值与黄河干流接近.黄河支流与季节性河流氢氧同位素数值分布不均、变异性大, 这是因为采样点空间分布广, 其特征受所在区域气候及环境条件的影响.以上结果对于人们理解不同水体之间的同位素分布以及水资源管理和利用具有重要意义.
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表 1 研究区丰平枯水期不同水体氢氧同位素特征/‰ Table 1 Hydrogen and oxygen isotope characteristics in wet, normal, and dry seasons of different water bodies/‰ |
图 3（a）为研究区不同片区地表水丰、平和枯水期δD的含量.可以看出受补给水源和补给量影响, 不同片区不同时期具有显著差异, δD均值存在如下关系：千里沟-摩林河片区 > 昆都仑河-大黑河-红河片区 > 十大孔兑-黑岱沟片区 > 河套灌区-乌梁素海片区, 这可能是因为研究区降水分布不均匀, 不同片区受蒸发作用影响不同；河套灌区-乌梁素海片区和昆都仑河-大黑河-红河片区中个别点位稳定同位素数值较高, 明显偏离其他地表水体, 这是因为哈素海和岱海受其他水体补给较小, 蒸发较强, 同位素富集所造成的.整体比较图 3（a）和图 3（b）, 研究区地表水δ18O随时间和空间的变化与δD相似.
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1.河套灌区-乌梁素海片区, 2.昆都仑河-大黑河-红河片区, 3.千里沟-摩林河片区, 4.十大孔兑-黑岱沟片区 图 3 不同片区地表水氢氧同位素含量 Fig. 3 Hydrogen and oxygen isotope content of surface water in different areas |
图 4为研究区不同片区地下水丰、平和枯水期的稳定氢氧同位素的含量.由图 4（a）可以清楚地看出, 各地区δD取值范围变化较为平缓, 这表明研究区内地下水δD比较稳定.不同片区地下水的δD均表现出平水期大于丰水期和枯水期, 这可能是因为平水期降水较小, 受蒸发作用影响, 导致同位素富集.由图 4（b）可看出, 研究区地下水δ18O的取值范围随地区和时期的变化均有显著变化, 河套灌区-乌梁素海片区、昆都仑河-大黑河-红河片区和十大孔兑-黑岱沟片区地下水δ18O表现为：平水期 > 枯水期 > 丰水期, 这与δD的变化规律一致.而千里沟-摩林河片区地下水的δ18O则表现为：丰水期 > 枯水期 > 平水期.
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1.河套灌区-乌梁素海片区, 2.昆都仑河-大黑河-红河片区, 3.千里沟-摩林河片区, 4.十大孔兑-黑岱沟片区 图 4 不同片区地下水氢氧同位素含量 Fig. 4 Hydrogen and oxygen isotope content of groundwater in different areas |
氢氧同位素δD与δ18O之间的关系被证明是一种可靠的水体来源分析手段.地表水丰水期δD和δ18O的变化关系为δD=5.89 δ18O-8.23, 平水期为δD=5.58 δ18O-17.53, 枯水期为δD=5.56 δ18O-18.59, 其间存在特定的变化关系.此外, 通过图 5的观察可以发现, 地表水的线性方程斜率和截距均小于LMWL的斜率和截距, 这说明地表水在接受降水补给后受到了蒸发分馏作用的影响[30].
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图 5 丰平枯水期不同水体氢氧同位素关系 Fig. 5 The δD-δ18O relationship of different water bodies in wet, normal, and dry seasons |
丰水期、平水期和枯水期黄河干流和灌区渠系的氢氧同位素δD和δ18O之间的关系比较相似, 并且点位分布较为集中且位于LMWL下方.这表明黄河干流和灌区渠系之间存在着较强的水力联系, 同时也说明以上水体受到了蒸发作用的影响, 氢氧同位素略有贫化.然而, 黄河支流和季节性河流的氢氧同位素关系差异较大, 这可能是由于它们受到蒸发和不同补给来源的影响所导致的.岱海的氢氧同位素丰平枯水期差异不明显, 且偏离其他水体的点位, 表明岱海的蒸发能力较强, 这是导致其水域面积逐年缩小的主要原因[31].相比之下, 乌梁素海和哈素海的氢氧同位素富集程度明显低于岱海, 这可能是由于它们受到蒸发作用的影响较小.
地下水丰水期δD和δ18O的变化关系为δD = 5.17 δ18O-17.82, 平水期为δD = 5.07 δ18O-20.90, 枯水期为δD = 5.90 δ18O-14.28, 这3种时期的斜率和截距均小于当地降水线, 说明地下水的变化受到了降水补给的影响, 丰水期的地下水更接近降水线.同时, 丰水期和平水期的δD和δ18O关系的斜率相差0.10, 截距相差3.08, 且δD和δ18O的变化范围基本相似, 这表明研究区地下水在丰水期和平水期的变化不明显.从地下水与不同地表水体的同位素分布情况来看, 研究区的地下水与地表水存在着明显的水力联系.
2.2.2 地表水稳定同位素δD时空分布特征由图 6可知, 丰水期、平水期和枯水期地表水δD值的空间变化特征基本一致, 在黄河北岸河套灌区-乌梁素海片区、昆都仑河-大黑河-红河片区从上游至下游整体表现出先升高再降低的变化趋势.在河套灌区-乌梁素海片区自西向东表现为逐步升高且波动较大, 进入昆都仑河-大黑河-红河片区则是逐渐降低且波动较小.降水的大陆效应和高程效应会影响地表水中的氢氧同位素值, 在水循环过程中, 水汽会随着大气环流向内陆或高海拔地区移动, 在这个过程中, 伴随着降水, 较重的氢氧同位素会首先降落, 而相对较轻的同位素则在剩余的降水中进一步循环并最终进入河流系统[32].
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（a）和（b）为丰水期, （c）和（d）为平水期, （e）和（f）为枯水期 图 6 丰平枯期地表水δD与δ18O分布特征 Fig. 6 Distribution characteristics of δD-δ18O of surface water in wet, normal, and dry seasons |
枯水期地表水波动最为强烈, 平水期波动幅度略大于丰水期.这是因为枯水期采样时河套灌区正值春灌时期, 可以看出河套灌区地表水δD值偏低.黄河南岸千里沟-摩林河片区和十大孔兑-黑岱沟片区从上游到下游表现出逐渐降低的变化趋势, 这是因为该区域年均降雨量不足100 mm, 地表水受蒸发影响较大, 所以黄河北岸地表水数值偏高.
地表水δD值呈从南至北逐渐降低的趋势, 其中丰水期最为显著, 全球站点降水同位素值随纬度增高而降低, 这与研究区地表水表现出相同的变化规律.导致研究区地表水δD随纬度增加而降低的主要原因是受西伯利亚冷空气和高纬度地区的水汽影响, 越往南蒸发作用越强.
2.2.3 地下水稳定同位素时空分布特征图 7为丰、平和枯水期地下水氢氧同位素分布, 可见不论什么时期地下水同位素均表现出较大的空间变异性.丰水期, δD和δ18O高值区集中分布在黄河南岸, 尤其是千里沟-摩林河片区的南部、十大孔兑-黑岱沟片区的中部地区, 地下水主要受地表水和降水的补给, 地表水氢氧同位素含量较高导致地下水同样富集.平水期, δD和δ18O值则表现出从上游到下游先升高再降低的变化趋势, 且大多数高值区出现在靠近黄河干流附近, 这主要是由于平水期降水量较小, 河床两侧含水层厚度大, 地下水埋深较小, 地下水与地表水之间可以进行频繁的交换和混合, 造成附近地表水δ18O值较高.枯水期, 随着纬度的增高, 地下水δD和δ18O值呈先降低再升高的变化趋势, 这与丰枯两期有少许不同, 高值区出现在了高纬度地区.
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（a）和（b）为丰水期, （c）和（d）为平水期, （e）和（f）为枯水期 图 7 丰平枯水期地下水δD与δ18O分布特征 Fig. 7 Distribution characteristics of δD-δ18O of groundwater water in wet, normal, and dry seasons |
基于北大西洋地区全年的大气降水平均氧同位素值与温度的线性关系, Dansgaard[33]在1964年提出了氘盈余（d-excess）的概念. d-excess可被定义为d = δD-8×δ18O, 即全球大气降水线（GMWL）的截距.
根据不同水体氘盈余的统计结果可知（表 2）, 丰水期大气降水的氘盈余取值范围为-31.40‰~28.00‰, 均值为5.94‰, 低于全球大气降水, 表明雨水在降落的过程中存在二次蒸发.地下水中的δD和δ18O值通常会波动较大, 而降水中的同位素值变化相对较平缓, 这主要是因为地下水受到不同水源补给的混合影响, 从而缓和了降水中同位素值的波动. d-excess也受到多种气象条件的影响, 包括水汽源地的温度、相对湿度和风速等[34].蒸发作用的增强会导致氘盈余出现偏正变化, 而降水过程则会导致氘盈余出现偏负变化；在平水期, 大气降水的变化幅度较小, 一般在2.10‰~12.86‰之间；地下水的氘含量平均值低于大气降水, 但高于地表水, 这主要是因为丰水期降水量较多, 空气湿度较大, 对地表水的补给较多, 而在平水期, 空气蒸发较大, 湿度较小, 导致氘值升高, 同时地下水的补给来源也更加复杂, 使d-excess一直维持在相对平稳的状态；枯水期大气降水变化幅度比平水期大, 为-8.54‰~27.02‰；地下水、地表水和大气降水的关系与平水期相同, 且枯水期降水量较平水期小, 蒸发量较平水期大.
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表 2 丰平枯水期不同水体氘盈余统计分析/‰ Table 2 Statistical analysis of hydrogen and oxygen isotope of different water in wet, normal and dry seasons/‰ |
结合图 1和表 2可以看出, 黄河北岸河套灌区-乌梁素海片区和昆都仑河-大黑河-红河片区地表水和地下水d-excess的变化规律不明显, 这可能与不同区域水体受不同程度的蒸发富集和水体交换的共同影响有关, 同时与氢氧同位素呈现出类似的变化规律.黄河南岸地表水和地下水中的d-excess值波动较为明显, 不同水体的δD极大值、δ18O极大值和d-excess的极小值主要分布在千里沟-摩林河片区, 这表明该区域水体中同位素蒸发富集效应较为明显.
2.3 流域不同水体转化关系定量分析 2.3.1 地表水、地下水和降水间的转化关系同位素示踪剂通常受过程的影响较少, 因为同位素在自然界中的运移和转化过程相对稳定.同位素数据可以更好地用于辨别水体的源头, 并且对混合过程的解释也比较清晰[35].根据氢氧同位素质量守恒原理, 研究各类水体的相互转换关系, 可以利用贝叶斯混合模型, 将研究区所有降水、地表水和地下水氢氧同位素数据输入模型, 计算各类水体间的补给贡献率[36].
本研究结果表明, 丰水期地表水中地下水的补给贡献率为2.9%, 降水为97.1%；平水期地表水中地下水为5.0%, 大气降水为95.0%；枯水期地表水中地下水为56.6%, 降水为43.4%, 如图 8（a）所示.丰水期降水和地表水对地下水的补给贡献率分别为47.6%和52.4%, 平水期分别为30.7%和69.3%, 枯水期分别为37.8%和62.2%, 如图 8（b）.
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图 8 丰平枯水期不同水体间的贡献率 Fig. 8 Contribution rate of different waters in wet, normal, and dry seasons |
由此可见, 大气降水是地表水的主要补给来源, 表现出丰水期补给比例大于平水期和枯水期, 这与各时期降水总量及其分配具有密切的关系.地表水是地下水的主要补给来源, 表现出枯水期 > 平水期 > 丰水期.这与李孝廉等[37]在研究黄河流域三水转化关系的研究结果相一致.
2.3.2 不同片区不同时期水体间的转化关系降水作为流域水循环过程中水体的主要来源, 由于水汽来源、输送路径、气候变化及下垫面情况不同, 其氢氧同位素产生不同程度的蒸发分馏作用, 表现出不同的氢氧同位素特征, 造成参与水循环过程的其他不同水体氢氧同位素特征值的差异性[38].
将河套灌区-乌梁素海片区降水、地表水和地下水氢氧同位素数据输入模型, 从计算结果[图 9（a）]可见, 该片区地下水和降水对地表水的贡献率：丰水期分别为6.3%和93.7%、平水期分别为11.7%和88.3%、枯水期分别为85.2%和14.8%.如图 9（b）, 地表水和降水对地下水的贡献率：丰水期分别为62.1%和37.9%、平水期分别为61.9%和38.4%、枯水期分别为95.2%和4.8%.这与王文科等[39]在研究黄河流域河套平原区河水与地下水转化关系的研究结果相一致.
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图 9 河套灌区-乌梁素海片区不同水体间贡献率 Fig. 9 Contribution rate of different water bodies in Hetao Irrigation District and Wuliangsuhai area |
将昆都仑河-大黑河-红河片区降水、地表水和地下水氢氧同位素数据输入模型, 结果如图 10（a）, 该片区地下水和降水对地表水的贡献率：丰水期分别为23.1%和76.9%、平水期分别为46.8%和53.2%、枯水期分别为70.1%和29.9%.如图 10（b）, 地表水和降水对地下水的贡献率：丰水期分别为68.6%和31.4%、平水期分别为67.1%和32.9%、枯水期分别为94.8%和5.2%.这与罗新燕[40]发现黄河沿岸九原区至清水河段地表水是地下水的主要补给来源的研究结果一致.
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图 10 昆都仑河-大黑河-红河片区不同水体间贡献率 Fig. 10 Contribution rate of different water bodies in Kundulun River, Dahei River and Red River area |
将千里沟-摩林河片区降水、地表水和地下水氢氧同位素数据输入模型, 结果如图 11（a）, 该片区地下水和降水对地表水的贡献率, 丰水期分别为16.6%和83.4%, 平水期分别为49.1%和50.9%, 枯水期分别为95.3%和4.7%. 如图 11（b）所示, 地表水和降水对地下水的贡献率, 丰水期分别为47.6%和52.4%, 平水期分别为63.9%和36.1%, 枯水期分别为85.0%和15.0%.
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图 11 千里沟-摩林河片区不同水体间贡献率 Fig. 11 Contribution rate of different water bodies in Qianligou and Molin River area |
将十大孔兑-黑岱沟片区降水、地表水和地下水氢氧同位素数据输入模型, 结果如图 12（a）, 该片区地下水和降水对地表水的贡献率, 丰水期分别为61.4%和38.6%, 平水期分别为62.7%和37.3%, 枯水期分别为78.1%和21.9%. 如图 12（b）所示, 地表水和降水对地下水的贡献率, 丰水期分别为63.5%和36.5%, 平水期分别为86.6%和13.4%, 枯水期分别为91.2%和8.8%.
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图 12 十大孔兑-黑岱沟片区不同水体间贡献率 Fig. 12 Contribution rate of different water bodies in the Shida Kongdui and Heidaigou area |
整体来看, 各片区中降水的贡献率基本表现为：丰水期 > 平水期 > 枯水期, 这可能是因为在平水期, 降雨量较少, 生态活动增加了地表植被覆盖度, 降低了降水补给地表水的传输速度, 故而枯水期地表水受降水的补给比例偏少, 需要更多浅层地下水联合补给.而降水对地下水的补给率普遍较小, 这说明降水入渗直接补给地下水的比例有限, 研究区地下水中保留了更早期的地表水和降水.
3 结论（1）黄河流域内蒙古段丰水期地表水和地下水的δD的范围较平水期和枯水期高, 地下水δ18O也呈现相同的变化趋势；丰水期地表水δ18O也较平水期高, 且大小为：岱海 > 哈素海 > 黄河支流与季节性河流 > 乌梁素海 > 黄河干流 > 灌区渠系.
（2）不同片区δD取值范围变化较为平缓, 地下水的δD均表现出平水期大于丰水期和枯水期；受补给水源和补给量影响, 不同片区不同时期具有显著差异, δD均值存在如下关系：千里沟-摩林河片区 > 昆都仑河-大黑河-红河片区 > 十大孔兑-黑岱沟片区 > 河套灌区-乌梁素海片区.
（3）丰水期大气降水的氘盈余取值范围为-31.40‰~28.00‰, 均值为5.94‰, 地下水δD和δ18O值波动较大气降水相对平缓；平水期大气降水变化幅度较小, 为2.10‰~12.86‰；地下水的平均值低于大气降水, 高于地表水；枯水期大气降水变化幅度比平水期大, 为-8.54‰~27.02‰；地下水、地表水和大气降水的关系与平水期相同, 且枯水期降水量较平水期小, 蒸发量较平水期大.
（4）基于氢氧同位素质量守恒原理, 应用混合模型MixSIAR, 结果表明大气降水是地表水的主要补给来源, 丰水期补给比例大于平水期和枯水期, 这与各时期降水总量及其分配具有密切的关系.地表水是地下水的主要补给来源, 表现出枯水期 > 平水期 > 丰水期.
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