許秀麗，李云良, 高 博，張永波

(1：太原理工大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院，太原 030024)

(2：中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所，流域地理學(xué)重點實驗室，南京 210008)

(3：河海大學(xué)水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點實驗室，南京 210098)

濕地是介于水生與陸生生態(tài)系統(tǒng)之間的典型交錯地帶，水分輸入-輸出的動態(tài)變化對濕地生態(tài)系統(tǒng)發(fā)育和演變起著至關(guān)重要作用[1]，直接決定濕地水量平衡及生物地球化學(xué)循環(huán)過程[2]，影響濕地下墊面的景觀格局[3]. 從學(xué)科發(fā)展和研究內(nèi)涵兩個角度而言，探明濕地系統(tǒng)水分補給來源的特征與性質(zhì)，揭示濕地地表水與地下水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系和機制，不僅是整個陸地水循環(huán)過程研究的重要組成部分，更是探索變化環(huán)境下濕地生態(tài)系統(tǒng)發(fā)育和演變機理的關(guān)鍵與核心問題[1,3].

由于同時涉及陸地與水域，濕地水源補給與轉(zhuǎn)化受復(fù)雜自然條件和傳統(tǒng)監(jiān)測手段等因素限制，相比于其他水文過程，完全掌握濕地多水源的組成及其變化規(guī)律尤為復(fù)雜[1,4]. 針對這一問題，在諸多研究方法中，氫氧穩(wěn)定同位素憑借其是自然界中理想示蹤劑的優(yōu)勢，基于不同水體氫氧同位素組成的差異，使得同位素技術(shù)成為濕地水體溯源和水源轉(zhuǎn)化關(guān)系研究的有效手段[4]. 針對濕地水源動態(tài)研究，已有研究發(fā)現(xiàn)河流濕地的補給水源受降水的季節(jié)分配影響較大，雨季以降水集中補給為主，但旱季以地下水和地表水交互補給為主[5-6]. 同時，不少研究表明大氣降水對內(nèi)陸湖泊濕地補給強度較弱，受區(qū)域和局地二元地下水循環(huán)過程的影響，濕地地下水主要來自河湖等地表水體的補給[7-9]. 更為重要的是，降水-地下水-地表水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系和補給貢獻大多存在明顯的地域差異，如澳大利亞東南部的河口濕地地下水主要來自地表淡水和殘余海水的混合補給[10]，而閩江河口區(qū)濕地地下水與河水的作用關(guān)系卻始終表現(xiàn)為地下水對河水的單向補給，且枯水期地下水的補給貢獻更大[11]. 上述研究表明，濕地水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系在時間和空間上均具有差異性，受濕地類型、地質(zhì)條件、氣候和水文情勢變化等的共同控制.

事實上，水文過程是濕地形成與發(fā)展機理研究的基礎(chǔ)，更是濕地生態(tài)保護和修復(fù)的關(guān)鍵[1]. 近年來，針對我國典型的干旱半干旱地區(qū)，黃河流域生態(tài)保護和高質(zhì)量發(fā)展上升為重大國家戰(zhàn)略[12]，開展好濕地生態(tài)保護是黃河流域生態(tài)保護的重要一環(huán)，對推進沿黃各省區(qū)生態(tài)保護健康發(fā)展、維護區(qū)域自然生態(tài)平衡、支撐經(jīng)濟社會可持續(xù)發(fā)展有重要意義和價值[13-14]. 國內(nèi)已經(jīng)在黃河流域濕地研究方面開展了較多工作，主要集中于黃河三角洲濕地[15-17]、黃河源區(qū)高寒濕地[18]和黃河上游生態(tài)脆弱區(qū)等[19-20]，主要研究包括黃河三角洲濕地水分傳輸機制及景觀格局變化[15-17]、黃河上游濕地演變規(guī)律以及生態(tài)環(huán)境脆弱性評估等方面[18-20]. 然而，針對黃河中游濕地的研究相對較少，隨著沿黃地區(qū)經(jīng)濟社會的不斷發(fā)展，流域內(nèi)用水矛盾突出，自然濕地生態(tài)環(huán)境功能面臨嚴重挑戰(zhàn)[21]. 上官鐵梁課題組采用數(shù)量生態(tài)學(xué)方法系統(tǒng)調(diào)查了黃河中游連伯灘濕地資源組成[22]，李帥等[23]和郭東罡等[24]研究了1990-2005年連伯灘濕地植物多樣性與景觀格局變化，發(fā)現(xiàn)濕地面積明顯減少，景觀破碎化程度增加. 郝曉慧等[25-26]研究發(fā)現(xiàn)，黃河花園口濕地1999-2011年間植被覆蓋度減少了20%. 由此可知，以往研究雖然明晰了黃河中游濕地植被的區(qū)系組成及變化趨勢，但這種基于景觀和群落尺度的濕地植物研究，主要強調(diào)植被的生態(tài)學(xué)特征，對沿黃濕地植被系統(tǒng)演變的關(guān)鍵要素——水文過程仍以定性認識為主，尤其是對于水資源問題嚴重和敏感的黃河流域，缺乏對濕地系統(tǒng)水源補給與轉(zhuǎn)化關(guān)系的完整理解和評估，尚無法為黃河流域生態(tài)保護與高質(zhì)量發(fā)展提供充分的科學(xué)支撐.

鑒于上述背景，本文以山西省汾河入黃口濕地為研究區(qū)，旨在為探求汾河下游乃至整個黃河中游沿黃濕地生態(tài)系統(tǒng)的演變機理提供重要的理論參考. 黃河流域由于地處干旱半干旱地區(qū)，少量降雨和地表徑流限制了濕地的大面積分布，只有較大流量才能在干支流及其沿岸地區(qū)形成一些季節(jié)性濕地. 汾河入黃沿岸濕地是黃河中游最重要的濕地之一，也是天鵝、灰鶴在我國北方的主要越冬停歇地[23]. 汾河、黃河、流域地下水作為濕地生境的主要水環(huán)境因子，其相互作用和轉(zhuǎn)化關(guān)系直接影響濕地的水源補給以及與之依賴的下墊面植被生態(tài)系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)和穩(wěn)定[24]. 因此，迫切需要探明汾河入黃口濕地水分的來源，揭示濕地與汾河、黃河干流、流域地下水等不同水源之間的復(fù)雜轉(zhuǎn)化關(guān)系，這對剖析濕地生態(tài)系統(tǒng)演變的驅(qū)動機制，促進自然濕地恢復(fù)、維護區(qū)域濕地生態(tài)系統(tǒng)健康有重要的理論和實際意義.

本文主要研究目標(biāo)為：(1)根據(jù)濕地水分輸入和輸出關(guān)系，分析區(qū)內(nèi)降水、土壤水、地下水、地表水的氫氧穩(wěn)定同位素組成特征和變化規(guī)律；(2)針對濕地多水源的復(fù)雜性，研究濕地系統(tǒng)地下水和土壤水分的補給來源和原因；(3)依托同位素示蹤技術(shù)，揭示不同時期濕地系統(tǒng)降水、地下水與地表水之間的動態(tài)轉(zhuǎn)化關(guān)系. 研究結(jié)果對山西省全面踐行黃河流域生態(tài)保護國家戰(zhàn)略具有重要的實際意義.

1 材料與方法

1.1 自然地理與環(huán)境概況

汾河為黃河的第二大支流，干流由北向南縱貫山西省，流經(jīng)最下游的山西省河津市后，與黃河并排同行向南流淌，最終從運城市萬榮縣廟前村匯入黃河左岸(圖1)，多年平均徑流量2.56×106m3. 本文研究區(qū)為萬榮縣汾河入黃口濕地 (35°21′5″N，110°28′27″E)，是指由汾河入黃段和黃河形成的自然沖積濕地，濕地地勢平緩，東西寬約1.4～3 km，南北長約4 km(圖1). 該區(qū)屬于暖溫帶大陸性季風(fēng)氣候區(qū)，夏季高溫多雨，冬季寒冷干旱，雨熱同期. 運城鹽湖站1980-2019年多年平均降雨量為515 mm，季節(jié)分配不均，年內(nèi)降雨主要集中在6-9月，占全年降雨量的63%，11月至次年3月降雨量最小，占年降雨總量的10%. 多年平均氣溫14.3℃，月平均最高溫27.6℃，出現(xiàn)在7月份，最低溫-0.7℃，出現(xiàn)在1月份，霜凍期為10中下旬-次年4月.

圖1 黃河流域和本文研究區(qū)概況

汾河入黃口濕地是黃河中游受流域-汾河-黃河共同作用影響的狹長型三角洲濕地，包括淺灘、河漫灘、沼澤和洪泛濕地，地處1993年成立的山西省運城濕地自然保護區(qū)范圍[22-23]. 濕地地表水主要為黃河和汾河水，旱季濕地出露，植被生長，而每年汛期的7-9月是集中補給期，兩河洪水泛濫，越過漫灘陡坎淹沒沿岸濕地，同時滲漏補給地下水，低洼區(qū)則形成沼澤，地面積水深度20～50 cm. 這種頻繁的洪水干擾增加了河流與兩岸濕地的水文連通性，使得研究區(qū)濕地呈現(xiàn)季節(jié)性干濕交替特征. 此外，研究區(qū)濕地蘊含了豐富的植物資源[22]，主要包含：(1)水生草本植物群落，分布在近岸及低洼地帶，主要有蘆葦(Phragmitescommunis)、香蒲(Typhaorientals)群落. (2)濕生草本植物群落，分布在河流兩岸地下水位較高的地帶，汛期會有季節(jié)性積水，優(yōu)勢種為小香蒲(Typhaminima)、水莎草(Juncellusserotinus)群落. (3)木本群落，以黃河和汾河兩岸人工種植的怪柳(Tamarixchinensis)、楊(Populusspp.)林為主. (4)中生草本植物群落，主要分布在離河岸帶較遠的高位河漫灘地帶，以中生植物種稗草(Echinochloacrusgalli)、假葦拂子茅(Calamagrostispseudophragmites)群落為主. 濕地土壤主要為粉砂質(zhì)壤土，黏粒占比5.3%～18.1%(表1).

表1 濕地土壤理化性質(zhì)

1.2 樣品采集與測試分析

為了查明不同時期濕地水分的補給來源以及降水、地表水與地下水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系，考慮到濕地動態(tài)主要取決于周邊地表水體的水情變化，因此本研究基于完整水文過程的變化特點，選擇旱季(5月初)、主汛期(7月中)、汛末(9月末)分別進行氫氧同位素樣品采集. 降水樣品依托萬榮縣氣象局，自2019年3-10月在降雨期間進行收集，共收集降雨樣品21個. 汾河水樣品取自河津市至萬榮段，黃河水樣取自河津市至萬榮縣黃河主流線附近，河水均為常年流動水體，采樣位置為水面0.5 m以下，采樣前先用原水充分潤洗采樣瓶. 流域內(nèi)地下水樣品取自研究區(qū)周邊居民農(nóng)用淺層地下水井，采集前先進行10 min抽水洗井，以保證收集到新鮮地下水樣. 濕地地下水樣品取自研究區(qū)廟前村至大興村之間的河漫灘及洪泛濕地，采樣點設(shè)置于濕地優(yōu)勢植物長勢良好且分布面積較大的地帶，整體沿黃、汾河道東西斷面走向. 旱季采樣點距離汾河右岸100～800 m不等，汛期因地下水位埋深較淺，低洼處地面淹水，采樣點靠近汾河，距離岸邊約200～300 m. 通過挖掘法直至地下水出露，收集過濾后的無泥沙的水樣，挖掘深度約100～130 cm. 所有地表、地下水樣每次均設(shè)置3個重復(fù)樣，水樣采集后迅速裝于30 mL塑料瓶中，盡量裝滿，確保不留氣泡，共采集水樣36個. 濕地土壤樣品于地下水采樣點附近1 m內(nèi)同步采集，采用槽型鉆分別獲取0～20、20～40、40～60、60～80 cm的土壤，將各層土壤樣品分別裝于8 mL玻璃瓶內(nèi)，共采集土壤樣品74組. 所有樣品采集后立即用封口膜密封，放于冷藏箱內(nèi)運回實驗室冷藏保存.

土壤樣品在清華大學(xué)研究院穩(wěn)定同位素分析實驗室先低溫真空抽提水分，抽提設(shè)備為LI-2100全自動真空冷凝抽提系統(tǒng)(理加聯(lián)合科技有限公司)，每個樣品均保證完全抽提，抽提率在98%以上. 所有水樣采用同位素比率質(zhì)譜儀(MAT253，USA)測定水樣中δ18O 和δD 的含量，同一個樣品采用多次重復(fù)進樣測試，重復(fù)測定的外精度分別為±0.5‰和±2‰. 所有水樣測定結(jié)果以 V-SMOW(維也納標(biāo)準(zhǔn)海洋水)為標(biāo)準(zhǔn)的千分差表示：

δR(‰)=(Rsam/Rsta-1)×1000

(1)

式中，Rsam代表樣品中D/H或18O/16O的比值，Rsta為V-SMOW標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)中D/H或18O/16O的比值.

1.3 數(shù)據(jù)分析方法

測試數(shù)據(jù)在Excel中分析，采用直觀比較法，通過對比不同水源的δ18O 和δD值，判斷不同時期濕地地下水的補給來源及各類水源之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系[11]. 采用基于同位素質(zhì)量平衡原理的端元混合模型法計算不同補給來源的貢獻比例，端元混合模型是計算混合水體中不同水源貢獻比例的常用方法[27].

當(dāng)補給水源組成為2種時(二端元混合)：

δs=f1·δ1+f2·δ2

(2)

λs=f1·λ1+f2·λ2

(3)

f1+f2=1

(4)

當(dāng)補給水源組成為3種時(三端元混合)：

δs=f1·δ1+f2·δ2+f3·δ3

(5)

λs=f1·λ1+f2·λ2+f3·λ3

(6)

f1+f2+f3=1

(7)

式中，δs、λs分別為混合后目標(biāo)水體中的氫、氧同位素值，δ1、δ2、δ3分別為不同補給水源的氫同位素值，λ1、λ2、λ3分別為不同補給水源的氧同位素值，fl、f2、f3分別為不同補給水源的貢獻比例.

2 結(jié)果與分析

2.1 大氣降雨氫氧同位素組成特征

研究區(qū)大氣降雨δ18O介于-13.01‰～0.38‰之間，均值為-6.24‰，δD介于-88.7‰～13.6‰之間，均值為-36.5‰(圖2). 降雨同位素值與GNIP(全球降雨同位素監(jiān)測網(wǎng))太原站降雨數(shù)據(jù)(δ18O：-13.83‰～-1.09‰，均值：-7.24‰；δD：-94.3‰～-10.4‰，均值：-51.2‰)相近[28]，也落在中國大氣降水同位素值(δ18O：-24‰～2‰；δD：-210‰～20‰)變化范圍之內(nèi)[29]. 個別降雨事件中降雨同位素出現(xiàn)正值，主要原因為該時段降雨小，雨滴受到云下二次蒸發(fā)作用的影響. 根據(jù)雨水樣品δ18O和δD的分析結(jié)果，得出汾河入黃口地區(qū)當(dāng)?shù)卮髿庥晁€方程(LMWL)為：δD=7.73 δ18O + 11.73(n=21,R2= 0.94)(圖2). 該雨水線方程與全球大氣雨水線(δD=8 δ18O + 10)和中國大氣雨水線(δD=7.9 δ18O + 8.2)相比[29]，斜率偏小. 這與研究區(qū)地處華北內(nèi)陸地區(qū)，次降雨量較小，空氣濕度低，雨滴在降落過程中易受到蒸發(fā)分餾影響有關(guān). 而且，研究區(qū)氘盈余值具有較大的波動性，波動范圍為-2.1‰～24.8‰，平均值為13.4‰，氘盈余平均值大于全球范圍內(nèi)氘盈余平均值10‰，這也說明研究區(qū)蒸發(fā)快，不平衡蒸發(fā)非常強烈.

圖2 降雨、土壤水、地下水和地表水δ18O-δD 組成關(guān)系

本文汾河入黃口降水同位素樣品采集時段雖然不足1年，但基本涵蓋了全年有雨時段，與GNPI太原站年內(nèi)觀測時段一致. 而且，研究區(qū)降雨同位素表現(xiàn)出明顯的季節(jié)差異(圖3)，δ18O和δD值3月最小，5月最大，6-7月同位素值明顯減小，8-10月居中波動，差異較小. 降雨同位素的季節(jié)變化特征與GNPI太原站、陜西長武黃土塬區(qū)[30]及北京地區(qū)的降水同位素季節(jié)變化規(guī)律基本一致[31]，這可能與區(qū)域水汽來源、氣溫、降雨類型和降雨過程中的蒸發(fā)分餾有關(guān). 首先，3月份北方地區(qū)氣溫較低，受溫度效應(yīng)影響，蒸發(fā)分餾作用弱，相對較輕的同位素分子優(yōu)先分餾，故而降雨同位素表現(xiàn)出隨溫度降低而減小的特征，δ18O和δD值最小. 4-5月份氣溫逐漸回升，然而降雨量較少，空氣濕度低，降雨過程中同位素易受到強烈蒸發(fā)分餾而富集，這與以往研究發(fā)現(xiàn)的降雨強度小、雨量小時，雨滴下降過程中會經(jīng)歷蒸發(fā)分餾而導(dǎo)致同位素偏高一致[32]. 6、7月份，研究區(qū)開始進入雨季，降雨量逐漸增大(圖3)，且由于水汽團在向內(nèi)陸長距離遷移過程中經(jīng)歷了頻繁降水冷凝[29]，故而降雨重同位素嚴重貧化. 8月份氣溫達到全年最高，存在強烈的蒸發(fā)分餾，同時還可能與汾河、黃河等地表水體蒸發(fā)水汽作為局地水汽源有關(guān)，導(dǎo)致降雨同位素值再次增大. 總之，研究區(qū)降雨樣品的氫氧同位素值變化范圍較大，降雨同位素組成的這種較大差異為后續(xù)進一步利用同位素示蹤研究入黃口濕地水文循環(huán)過程奠定了理論基礎(chǔ). 然而，考慮到GNPI太原站地理位置距離研究區(qū)較遠，且降雨同位素數(shù)據(jù)距離當(dāng)前年份較遠(15年以上)，地形、氣候條件和降雨過程可能會有較大差異. 因此，本文沒有采用GNPI太原站降雨觀測數(shù)據(jù)作為補充.

圖3 2019年大氣降雨同位素平均值與多年平均降雨量和氣溫的月變化關(guān)系

2.2 河水和地下水氫氧同位素組成特征

進一步分析河水和地下水的同位素組成和分布(圖2)，可以看出幾個特征，(1)河水和地下水δ18O-δD關(guān)系點都分布在當(dāng)?shù)卮髿庥晁€的附近，且靠近左下角，表明地下、地表水的初始來源均為大氣降水入滲補給，而且以雨季較貧化的降水補給為主. (2)黃河、汾河地表水δ18O、δD值具有良好的線性關(guān)系，地表水蒸發(fā)線方程為：δD=5.52 δ18O-14.07(n=18,R2=0.87)，但蒸發(fā)線斜率遠小于當(dāng)?shù)卮髿庥晁€的斜率，說明地表水體蒸發(fā)較為強烈. (3)流域淺層地下水、濕地地下水同位素點緊靠地表水蒸發(fā)線分布，且部分時期同位素點分布接近，這明確說明地下水與地表水之間存在密切的水力聯(lián)系.

區(qū)域范圍內(nèi)不同水樣中δ18O和δD組成存在較大差異(表2)，從δ18O、δD均值排序看，降水>土壤水>汾河水>流域淺層地下水>黃河水. 汾河水同位素介于大氣降水與流域淺層地下水和黃河水同位素之間，表明在維持汾河河道徑流方面，除了大氣降水的補給，黃河地表水和流域內(nèi)淺層地下水向河排泄的調(diào)節(jié)作用也至關(guān)重要. 黃河水同位素與流域淺層地下水和濕地地下水同位素差異較小，這可能是因為受特定地質(zhì)地貌條件影響，在區(qū)域尺度上，黃河中游河段大多排泄流域淺層地下水[33]. 此外，各類水體δ18O和δD標(biāo)準(zhǔn)差顯示，降水同位素變化幅度最大，其次為土壤水、地表水，地下水(區(qū)域/濕地地下水)變化最小(表2). 這與水體的補給來源和蒸發(fā)分餾效應(yīng)在各類水體中影響程度的衰減規(guī)律相似. 汾河、黃河水同位素值變化幅度小于降水同位素，說明地表水除了受到大氣降水的直接補給，還應(yīng)該受到更穩(wěn)定的流域地下水的基流調(diào)節(jié). 而流域淺層地下水δ18O和δD的變化最小，主要因為研究區(qū)內(nèi)淺層地下水平均埋深約為4.7 m[34]，地下水受到蒸發(fā)分餾的影響較小，相對較為穩(wěn)定.

表2 各類水樣中δ18O和δD的統(tǒng)計值

2.3 土壤水氫氧同位素組成特征

濕地土壤水氫氧同位素變化范圍較大，δ18O、δD的變化范圍分別為 -15.77‰～-2.81‰和-86.3‰～-27.3‰，均值分別為-8.26‰和-62.2‰(圖2，表2). 從土壤水δ18O、δD變化范圍可知，土壤水同位素與降雨同位素存在較大范圍重合，說明土壤水主要來源于大氣降雨補給. 然而，土壤水同位素超出了當(dāng)?shù)卮髿饨邓凰亟M成的變化范圍，部分土壤水點與濕地地下水、汾河水同位素點很接近(圖2)，這說明土壤水可能還受到其他補給水源的影響. 土壤水蒸發(fā)線方程為：δD=5.90 δ18O -13.44(n=74,R2=0.89)(圖2)，蒸發(fā)線位于當(dāng)?shù)卮髿庥晁€的右下方，斜率和截距均小于當(dāng)?shù)卮髿庥晁€的斜率和截距，說明土壤水受到蒸發(fā)作用的影響.

研究區(qū)土壤水δ18O、δD值不存在顯著的季節(jié)性差異(δ18O：P=0.78，δD：P=0.48)(圖4)，不同季節(jié)土壤水同位素的剖面變化規(guī)律一致，均表現(xiàn)為隨土壤深度的增加而逐漸減小(圖4). 表層0～20 cm土壤水δ18O 和δD值極顯著高于深層同位素值(P<0.01)，而20 cm以下各層土壤水同位素差異不顯著(P>0.05). 土壤水同位素值的垂向變化規(guī)律與不同深度土壤經(jīng)歷的蒸發(fā)作用強度有關(guān)，表層土壤蒸發(fā)最為強烈，致使重同位素更為富集. 此外，標(biāo)準(zhǔn)差顯示，不同深度土壤水同位素的變異程度不同(圖4). 旱季，表層20 cm土壤水同位素變異程度最高，深層60～80 cm土壤水同位素變異性最小，而且60～80 cm土壤水同位素值與地下水同位素(平均埋深為115 cm)基本相等(圖4a). 這是因為表層易受蒸發(fā)分餾和降雨入滲的影響，而深層土壤水主要受地下水的穩(wěn)定向上補給. 雨季，深層60～80 cm土壤水同位素變異程度最高(圖4b)，這可能是因為深層土壤水除了受到毛細水的補給，還兼有其他水源的混合補給.

研究區(qū)不同深度土壤水氫氧同位素的分布呈現(xiàn)出兩個明顯不同的分區(qū)(圖5a)，表層0～20 cm土壤水同位素點分散分布于右上側(cè)區(qū)，其他各層土壤水同位素聚集分布于左下側(cè)區(qū)，同位素更為貧化. 對比發(fā)現(xiàn)，表層0～20 cm土壤水同位素明顯富集于同期降雨同位素(圖4)，且δ18O-δD線性關(guān)系較為松散(圖5a)，這說明淺層土壤水受降水入滲和蒸發(fā)分餾作用影響較大. 40、60、80 cm各層土壤水同位素組成卻低于前期降雨氫氧同位素值(圖4)，與地下水同位素分布范圍較為一致，說明40 cm及以下深層土壤水主要受到貧化的地下水的向上補給，而且土壤水δ18O-δD線性關(guān)系緊密(圖5b～d). 這表明，隨著土壤深度的增加，土壤水受降水入滲和蒸發(fā)作用的影響越來越弱，強蒸發(fā)作用在該區(qū)的影響深度約20、40 cm及以下更深層的土壤水同位素變化主要由混合作用引起. 野外采樣期間監(jiān)測發(fā)現(xiàn)，濕地地下水平均埋深為105～115 cm，上述分析近似得出該區(qū)地下水毛細作用至少可以影響到40 cm深度的土壤水，進而估算出地下水毛細上升高度為75 cm.

圖4 不同季節(jié)土壤水和各水源氫、氧同位素組成(旱季和雨季降雨統(tǒng)計時段分別為3-5月和7-9月)

圖5 不同深度土壤水同位素組成及土壤水蒸發(fā)線

2.4 降雨、地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系研究

汾河流域地處北方干旱半干旱地區(qū)，降雨主要依靠夏季風(fēng)，每年7-9月為雨季，降水集中(圖3)，11月-次年5月降水較少，整體為春季干旱期. 而且，由汾河河津站1956-2000年的流量季節(jié)變化可知，汛期和枯水期界限明顯，10月-次年5月，汾河流量最小且變化平緩，自6月份開始流量迅速增大，7、8月達到峰值，同時，黃河的年最大流量也多出現(xiàn)在7、8月份[35-36]. 綜合考慮到降水分布和水文情勢對水體轉(zhuǎn)化比例的影響，本文將5、7、9月分別劃分為旱季、主汛期、汛末期3個典型時期，分析不同時期的水體轉(zhuǎn)化規(guī)律. 此外，應(yīng)用同位素質(zhì)量平衡模型估算地下水與地表水相互轉(zhuǎn)化比例時(見1.3節(jié))，必須要保證不同水源之間氫氧同位素差異大于δ18O、δD的測試精度[4,11]，本文的計算兼遵循此原則.

旱季(5月)汾河水、黃河水、汾河流域淺層地下水和濕地地下水的δ18O和δD的均值分別為-9.17‰、-63.3‰，-9.72‰、-67.5‰，-10.07‰、-70.4‰，-10.06‰、-74.1‰，各類水體的氫氧同位素值變化規(guī)律為：汾河水>黃河水>汾河流域淺層地下水>濕地地下水. 濕地地下水同位素整體最為貧化，但距離汾河右岸不同距離的采樣點同位素存在差異. 近岸帶(100～200 m)蘆葦和小香蒲群落地下水δ18O和δD均值分別為-9.25‰和-69.3‰，δ18O值體現(xiàn)出了汾河水的同位素信號，且介于汾河水與流域淺層地下水同位素之間，而離岸較遠處(500～800 m)的地下水δ18O和δD均值為-10.37‰和-75.5‰，與流域淺層地下水δ18O同位素值接近. 根據(jù)野外調(diào)查發(fā)現(xiàn)，濕地地下水平均埋深為105～115 cm，水力梯度較小，河岸邊界沒有明顯的水流運動. 綜合推斷，旱季近岸帶濕地地下水主要受汾河水滲入和流域淺層地下水共同補給，但隨著遠離汾河水體，濕地地下水受汾河地表水的影響減弱，主要受流域地下水補給(圖6a). 此外，黃河水δ18O與流域淺層地下水和濕地地下水δ18O同位素之間均沒有明顯差異(<測試精度)，但略富集重同位素，考慮到此時段為旱季，北方地區(qū)降雨較少，地面徑流補給有限，這說明從大尺度來看，旱季黃河干流很可能主要接受濕地和汾河流域淺層地下水的基流補給，并受到蒸發(fā)分餾影響(圖6a). 比較而言，汾河水同位素值最大，且明顯比前期3-5月降雨同位素均值(δ18O：-6.61‰，δD：-37.8‰)偏負，說明汾河水除了接受大氣降水補給，并兼有其他更貧化的水體補給，如流域地下水，計算結(jié)果顯示，降水和流域淺層地下水對汾河水的補給貢獻分別為28%和 72%(表3).

表3 降雨、地下水和地表水轉(zhuǎn)化關(guān)系及貢獻比例*

主汛期(7月)汾河水、黃河水、流域淺層地下水和濕地地下水的δ18O、δD均值分別為-9.83‰、-68.7‰，-10.02‰、-69.3‰，-9.05‰、-66.0‰，-9.95‰、-69.3‰，各類水體的氫氧同位素值變化規(guī)律為：淺層地下水>汾河水>濕地地下水>黃河水. 濕地地下水同位素介于黃河與汾河水同位素之間，但3種水體的同位素組成不存在明顯差異(δ18O差值：0.12‰～0.19‰<0.5‰；δD差值：0.6‰< 2‰)，說明汛期地下水與地表水的水力聯(lián)系非常密切，水量交換頻繁，水體混合充分. 根據(jù)2019-2020年黃河龍門站和汾河河津站水位數(shù)據(jù)(黃河水情信息網(wǎng)http://www.yrcc.gov.cn/)進一步發(fā)現(xiàn)，6-10月黃河水位平均高出汾河水位約7～9 m，說明主汛期黃河水整體向汾河排泄，同時側(cè)向補給三角洲濕地地下水，濕地地下水向汾河徑流(圖6b). 當(dāng)然，在汾河洪水過程的影響下，近岸帶濕地地下水與汾河水的水力交互作用更加強烈，濕地地下水位也受到汾河水補給而波動響應(yīng). 然而，此階段流域淺層地下水同位素最為富集，δ18O和δD值介于雨季前期6-7月降水同位素均值(-7.97‰和-54.6‰)與汾河水同位素之間，考慮到汛期汾河下游水位抬升，推斷此階段汾河水滲漏補給流域淺層地下水. 二端元同位素質(zhì)量平衡模型計算結(jié)果顯示，汾河水補給流域淺層地下水的比例約占69%(表3，圖6b).

汛末期(9月)汾河水、黃河水、流域淺層地下水和濕地地下水的δ18O、δD均值分別為-8.07‰、-59.9‰，-9.89‰、-69.1‰，-9.03‰、-66.9‰，-9.53‰、-71.6‰，各類水體δ18O同位素值排序為：汾河水>淺層地下水>濕地地下水>黃河水，δD同位素值排序為：汾河水>淺層地下水>黃河水>濕地地下水. 此階段，濕地地下水δ18O、δD與黃河水同位素值非常接近，兩者不存在明顯差異(≤測試精度)，而且黃河龍門水位高于汾河河津水位4～6 m，說明汛末期濕地地下水仍主要受黃河水側(cè)向補給. 此外，汾河水氫和氧同位素介于8-9月降雨同位素(-6.75‰和-39.7‰)與黃河、濕地和流域淺層地下水同位素之間，考慮到河岸帶地下水位的波動具有不對稱性，水位上升快，而下降期存在明顯滯后性[37]，綜合推斷此階段黃河和周邊地下水均向汾河河道排泄. 三端元同位素質(zhì)量平衡模型估算顯示，各水體對汾河的補給貢獻相差不大(表3，圖6c).

圖6 汾河入黃口濕地降水-地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系一般性示意圖

3 討論與展望

汾河入黃口濕地水源眾多，降雨、土壤水、地下水、地表水轉(zhuǎn)化過程復(fù)雜. 考慮到研究區(qū)濕地地下水位埋深較淺，且相比重同位素富集的汾河地表水和土壤水，濕地地下水同位素反而貧化(表2)，并沒有表現(xiàn)出明顯的富集信號. 因此可以認為，雖然沿著大氣降雨→土壤水→濕地地下水的路徑，降水通過土壤水入滲補給地下水的行為存在，但是水量轉(zhuǎn)化較小. 這是因為地下水同位素分布于大氣雨水線的左下方(同位素偏負，圖2)，水中保留了更多貧化同位素的信號，說明降雨對地下水的直接補給時段主要發(fā)生在雨季的集中降雨期間，旱季降雨量小，土壤質(zhì)量含水量較低(0.18～0.35)，加之濕地植被覆蓋度大，降雨以補充包氣帶水分損失為主，土壤水難以下滲對地下水形成有效補給. 此外，結(jié)合土壤水同位素的剖面變化規(guī)律，推斷雨后在蒸發(fā)作用下，土壤水分的傳輸路徑仍以濕地地下水→土壤水→大氣水為主. 同理，從各水體同位素均值(表2)來看，黃河水<濕地地下水<汾河流域地下水<汾河水，汾河水同位素最富集，而濕地地下水同位素明顯貧化，這說明濕地地下水主要受黃河水、汾河水和流域地下水等多水源混合補給作用的影響，汾河水蒸發(fā)補給濕地地下水的影響范圍和作用時段有限，這可能與不同水體間水力梯度和采樣點空間位置的差異性有關(guān).

受地形地貌、區(qū)域水文情勢變化和空間位置的影響，汾河入黃口濕地地表-地下水的作用關(guān)系和強度表現(xiàn)出時段差異性和空間尺度異質(zhì)性. 黃河出禹門口后，河床突然變寬，形成巨厚層的砂礫石沖積三角洲，汾河入黃口濕地位于沖洪積扇的下緣地帶，這為濕地地下水的賦存提供了良好的條件. 由于汾河在天然地形上整體低于黃河河床[33]，大部分時期黃河地表水存在對汾河徑流和三角洲濕地的側(cè)向補給作用. 這與本文主汛期和汛末期的研究結(jié)果吻合，而且6-10月黃河龍門水位高于汾河水位約4～9 m，黃河流量(2200 m3/s)數(shù)十倍于汾河流量(35 m3/s)[34-35]，這導(dǎo)致黃河地表水對濕地地下水和汾河的作用關(guān)系進一步增強，黃河水大量側(cè)向補給濕地地下水，地下水整體向東南方向徑流，向汾河水不斷轉(zhuǎn)化. 有研究發(fā)現(xiàn)，在黃河的頂托、倒灌作用下，汛期汾河下游會出現(xiàn)“水位雍高”現(xiàn)象[38]. 因此，主汛期的汾河水位高于流域淺層地下水位，進而滲漏補給淺層地下水. 隨著汛末期洪水衰退，汾河水位降低，這無疑會加大汾河與兩岸地下水之間的水頭差，致使地下水向河排泄，而且整個雨季降雨對河水的直接補給增加，所以降雨、黃河水和流域地下水對汾河徑流的補給貢獻相差不大. 然而，旱季濕地地下水與地表水轉(zhuǎn)化關(guān)系發(fā)生了明顯改變，區(qū)域尺度上，濕地地下水主要接受汾河流域淺層地下水的補給，向西徑流，并且不斷向黃河地表水排泄轉(zhuǎn)化. 這與以往研究結(jié)果一致，即從黃河中游尺度看，總體上旱季以流域地下水補給黃河水為主[39]. 然而，在局部尺度上，補給關(guān)系表現(xiàn)出差異，汾河右岸近岸帶的濕地地下水主要受汾河水補給影響. 運城水文水資源勘測局曾對研究區(qū)濕地地下水水質(zhì)開展調(diào)查，評價結(jié)果顯示，靠近汾河區(qū)一側(cè)的地下水水質(zhì)全部為V類水，氨氮、礦化度、硫酸鹽等超標(biāo)區(qū)均主要集中于汾河沿岸，而在西部、北部等靠近黃河區(qū)域的地下水水質(zhì)變好[40]. 這也從側(cè)面說明，汾河對濕地地下水的影響主要在近岸帶，隨著遠離汾河，濕地地下水與河水之間的水量和物質(zhì)交換作用減弱.

汾河流域地下水-濕地系統(tǒng)水源-黃河水是不可分割的一個整體，研究不同季節(jié)地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系對區(qū)域水資源開發(fā)利用和生態(tài)保護有重要的指導(dǎo)意義. 旱季，汾河流域淺層地下水的側(cè)向排泄是濕地系統(tǒng)和黃河基流的主要補給水源，在汾河流域內(nèi)實施退礦保水、關(guān)井壓采，保護流域地下水資源，是維持入黃口濕地生態(tài)平衡以及黃河細水長流的重要保障. 而汛期黃河地表水對濕地系統(tǒng)和汾河存在明顯的水量補給與轉(zhuǎn)化，所以從水質(zhì)保護的角度而言，加強汛期汾河下游水質(zhì)的監(jiān)管，對黃河中下游水環(huán)境保護有重要的意義. 有學(xué)者研究發(fā)現(xiàn)，黃河中游濕地生態(tài)系統(tǒng)的物種豐富度與均勻度主要受濕地地下水埋深與土壤含水量的影響[41]. 結(jié)合本文研究結(jié)果，可以認為，北方地區(qū)干旱導(dǎo)致的黃河徑流量顯著減少[42]，以及人類活動導(dǎo)致的汾河流域淺層地下水補給的減少[21]，可能是2000年以來汾河入黃段自然濕地退化的根本原因. 黃河徑流的減少，特別是汛期流量的減少，無疑會直接影響入黃口濕地生態(tài)系統(tǒng)的水源補給及其穩(wěn)定性. 此外，汾河入黃口濕地地下水資源還是區(qū)域農(nóng)灌和工業(yè)用水的重要水源[33]，考慮到黃河與濕地地下水的作用關(guān)系存在豐枯變化，可以在旱季3-5月加大傍河地下水開采，適當(dāng)降低洲灘濕地地下水位，這一方面可以緩解旱季地表水資源的供水壓力，另一方面騰出儲水空間，更好地促進汛期黃河地表水向地下水的充分轉(zhuǎn)化，從而實現(xiàn)黃河中游地表水-地下水資源聯(lián)合開發(fā)利用. 綜上，加強汾河流域生態(tài)保護和山區(qū)地下水的涵養(yǎng)工作，同時做好黃河徑流保護，是保證入黃口濕地水資源補給、維護河流及濕地生態(tài)系統(tǒng)健康的關(guān)鍵.

4 結(jié)論

本文以黃河中游汾河入黃口濕地為研究區(qū)，基于氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù)，研究濕地系統(tǒng)地下水和土壤水分的補給來源及其季節(jié)變化，揭示不同時期河口濕地降雨、地表水、地下水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系，可為干旱半干旱地區(qū)濕地生態(tài)系統(tǒng)演變預(yù)測和水資源保護提供參考. 主要得出以下結(jié)論：

1)不同水體同位素組成特征不同，降雨同位素組成存在明顯季節(jié)變化，地下水同位素較為穩(wěn)定，季節(jié)差異很小，不同水源δ18O、δD均值總體表現(xiàn)為降水>土壤水>汾河水>汾河流域淺層地下水>黃河水，說明黃河地表水和流域地下水都對三角洲濕地及汾河有水源補給貢獻.

2)濕地土壤水同位素表現(xiàn)為隨深度的增加而減小的規(guī)律，淺層0～20 cm土壤水主要受降雨入滲補給，并在蒸發(fā)作用的影響下重同位素富集；40 cm及以下深層土壤水同位素差異不顯著，主要受地下水毛細上升水的補給，毛細水上升高度約為75 cm.

3)濕地地下水受大氣降雨直接補給較弱，主要集中于雨季. 地下水與地表水的轉(zhuǎn)化關(guān)系存在時空差異，在靠近汾河的近岸區(qū)，旱季濕地地下水主要受汾河水補給影響，隨著遠離汾河，汾河的影響減弱，濕地地下水主要受汾河流域淺層地下水補給，并向黃河水地表水轉(zhuǎn)化，而主汛期和汛末期，濕地地下水均主要受黃河水的側(cè)向補給.

4)汾河入黃段地表-地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系存在季節(jié)變化，區(qū)域尺度上，旱季表現(xiàn)為汾河流域淺層地下水向汾河排泄，補給貢獻占72%；主汛期，黃河倒灌補給汾河，汾河水位雍高后進而滲漏補給流域淺層地下水；汛末期，黃河和地下水均向汾河河道側(cè)向排泄.

5)黃河水和汾河流域淺層地下水是汾河徑流和河口濕地水分的主要補給來源，加強汾河流域山區(qū)地下水資源的涵養(yǎng)和黃河干流水量的保護，是維持黃河中游河流及濕地生態(tài)系統(tǒng)健康的重要保障.

本文重點依據(jù)氫氧同位素技術(shù)探求了汾河、黃河交匯區(qū)濕地的多水源轉(zhuǎn)化關(guān)系，研究結(jié)果闡釋了不同水文時期黃河中游濕地的水循環(huán)過程與路徑，對汾河流域及黃河中游水資源開發(fā)利用和保護有重要的指導(dǎo)意義. 然而，濕地水源轉(zhuǎn)化過程尤為復(fù)雜，本文研究受監(jiān)測條件和時空尺度的限制，還不能充分反映不同地形地貌區(qū)水源轉(zhuǎn)化關(guān)系的空間差異性，以及刻畫完整的年內(nèi)、年際變化規(guī)律，未來工作將通過地下水位空間觀測、水化學(xué)以及數(shù)值模擬等手段，系統(tǒng)揭示整個黃河中游沿黃濕地水循環(huán)變化特征及過程機理. 同時，本文目前僅將濕地系統(tǒng)作為一個整體，尚沒有定量計算土壤水分的補給比例和下墊面不同植物的水分利用來源，后續(xù)研究將利用貝葉斯混合模型，研究濕地多水源轉(zhuǎn)化關(guān)系及不同生態(tài)型植物種的生長用水規(guī)律，該研究對于詮釋干旱半干旱地區(qū)的生態(tài)水文效應(yīng)及其內(nèi)涵具有切實的深遠意義.