摘要：以小浪底水庫(kù)下游武陟濕地為研究區(qū)，綜合運(yùn)用數(shù)理統(tǒng)計(jì)、水文地球化學(xué)和同位素技術(shù)相結(jié)合的方法，研究了小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控期濱河濕地地下水與河水轉(zhuǎn)化關(guān)系。結(jié)果表明，小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間下游水體陽(yáng)離子以 Na+、Ca2+和 Mg2+為主，陰離子以 HCO3−為主。調(diào)水調(diào)沙初期河水水化學(xué)類型為 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學(xué)類型為 HCO3-Ca·Mg·Na型;調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水均為 HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均為 HCO3-Na·Mg 型。水庫(kù)水沙調(diào)控過(guò)程中，水體的水化學(xué)組分從受碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解的共同作用過(guò)渡到以碳酸鹽巖溶解為主。隨著調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，河水與近岸帶地下水的氫氧同位素組成逐漸富集，表明河水來(lái)源于上游水庫(kù)表層水和大氣降水，地下水則受到河水與大氣降水的共同補(bǔ)給。在上游來(lái)水與水文地質(zhì)條件等因素影響下，濱河濕地地下水與河水之間的轉(zhuǎn)化主要發(fā)生在近岸帶(距離河岸 0~100 m 內(nèi))，表現(xiàn)為河水補(bǔ)給地下水，隨著調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，河水對(duì)地下水的補(bǔ)給增強(qiáng)。

　　關(guān)鍵詞：水沙調(diào)控;水化學(xué);氫氧穩(wěn)定同位素;轉(zhuǎn)化關(guān)系;小浪底水庫(kù)

　　濱河濕地是河岸帶的重要組成部分，水陸界面特征典型，是地下水與地表水之間典型的水文過(guò)渡帶[1]。大壩建設(shè)改變了河流的自然季節(jié)流量模式，引起河流水文、洪水頻率、洪水峰值水位、沉積物輸送和河岸地下水流動(dòng)等一系列河流水文過(guò)程與特征的改變[2~4]。濱河濕地與河流直接連通，河流水文情勢(shì)的變化導(dǎo)致河流與濱河濕地地下水之間水力交換增強(qiáng)，同時(shí)也影響了河流廊道的生物地球化學(xué)過(guò)程以及化學(xué)組分的傳輸過(guò)程[5~7]。因此，研究濱河濕地水體的水化學(xué)特征及補(bǔ)給來(lái)源，揭示地下水與地表水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系及其機(jī)制，是探索變化環(huán)境下濕地生態(tài)系統(tǒng)保護(hù)與恢復(fù)的關(guān)鍵與核心問(wèn)題。天然水體的水化學(xué)組分記錄了水體的形成、運(yùn)移和轉(zhuǎn)化途徑[8]，氫氧穩(wěn)定同位素因分餾作用揭示了不同水體的補(bǔ)給來(lái)源及相互轉(zhuǎn)化關(guān)系[9]。

　　因此，將水化學(xué)方法與氫氧同位素技術(shù)相結(jié)合是判定地下水與地表水轉(zhuǎn)化關(guān)系的一種有效示蹤技術(shù)手段[10,11]。目前國(guó)內(nèi)外學(xué)者對(duì)流域地下水與地表水的水化學(xué)和氫氧同位素特征進(jìn)行了大量研究，探討了流域水體水化學(xué)的主要控制因素、補(bǔ)給來(lái)源和水循環(huán)過(guò)程中的相互作用機(jī)制[12~16]。有研究發(fā)現(xiàn)，受氣候、地質(zhì)條件和河流水文情勢(shì)等共同影響，水體的水化學(xué)特征、補(bǔ)給規(guī)律和轉(zhuǎn)化關(guān)系在時(shí)間和空間上均具有差異性[17,18]。濱河濕地在漲水、豐水和退水等河流水文變化的影響下，地下水與地表水轉(zhuǎn)化關(guān)系更加密切，水體離子以及水分補(bǔ)給來(lái)源愈加多變[19,20]。

　　因此，結(jié)合水化學(xué)組成及氫氧同位素特征可以更好地理解全球變化和人類活動(dòng)對(duì)濱河濕地水文過(guò)程的影響，為區(qū)域水資源管理與可持續(xù)利用提供科學(xué)依據(jù)[21,22]。近年來(lái)，黃河流域生態(tài)保護(hù)和高質(zhì)量發(fā)展上升為重大國(guó)家戰(zhàn)略[23]，沿黃濕地生態(tài)保護(hù)是黃河流域生態(tài)保護(hù)的重要組成部分。水文過(guò)程是濕地生態(tài)保護(hù)與修復(fù)的關(guān)鍵，而地下水與地表水相互作用又是研究濕地水文過(guò)程的關(guān)鍵環(huán)節(jié)[24~26]。目前關(guān)于黃河流域濕地水文過(guò)程方面的研究工作主要集中在黃河三角洲濕地[27]以及黃河源區(qū)高寒濕地[28]，針對(duì)黃河中下游濕地的研究相對(duì)較少。小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控過(guò)程改變了下游黃河濕地的水文過(guò)程，導(dǎo)致河流與濱河濕地地下水之間的相互作用愈加頻繁[29]。本文以小浪底大壩下游黃河武陟濕地為研究區(qū)，采用水化學(xué)和氫氧同位素分析相結(jié)合的方法，考察小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控期濱河濕地地下水與河水的轉(zhuǎn)化關(guān)系，以期為黃河中下游濱河濕地生態(tài)保護(hù)與恢復(fù)提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)支撐。

　　1 材料與方法

　　1.1 研究區(qū)概況

　　研究區(qū)位于黃河中游小浪底大壩下游約 100 km 處的河南省武陟縣嘉應(yīng)觀鄉(xiāng)東營(yíng)村的河灘濕地內(nèi)(112°21′~113°45′E，34°42′~34°59′N)。該區(qū)域?qū)僦芯暥扰瘻貛О霛駶?rùn)大陸性季風(fēng)氣候，年平均降雨量為324~998 mm，暴雨多集中在 7 月中旬至 8 月中旬。該區(qū)域位于廣闊的沖積平原，屬黃河河床地貌，地勢(shì)平坦，土壤主要由砂土、細(xì)砂土和黏土組成。該區(qū)域含水層底板埋深 45.0~69.0 m，層厚 18.6~54.8 m，其中砂層厚度 20~35 m。隨著小浪底水庫(kù)的建成，原黃河灘區(qū)自然濕地大規(guī)模開發(fā)利用，大面積的灘地轉(zhuǎn)變?yōu)槿斯ち趾秃档氐取Ｄ壳埃瑸﹨^(qū)土地幾乎已經(jīng)全部開發(fā)成農(nóng)業(yè)用地，主要種植小麥、玉米和花生等農(nóng)作物，零星種植地黃和牛膝等經(jīng)濟(jì)作物，灘區(qū)濕地退化現(xiàn)象嚴(yán)重。

　　1.2 樣品采集與分析

　　在河漫灘上沿垂直河岸線方向上按 50、100、200、400、600、800、1000、2000 和 3000 m 布設(shè)了 9口地下水觀測(cè)井，觀測(cè)井編號(hào)分別用 1~9 表示。地下水觀測(cè)井為武陟黃河灘地國(guó)土土地整理項(xiàng)目的農(nóng)田灌溉井，井深 50 m，單井出水量為 33 m3·h−1，過(guò)濾器長(zhǎng)度為 0.35 m，沉淀管長(zhǎng)度 3 m，井管高出地面 0.3 m。在距離河岸 0 m 的開鑿了 0 號(hào)觀測(cè)井用來(lái)監(jiān)測(cè)河水水位。0 號(hào)觀測(cè)井采用 PVC 管開鑿，直徑 2.0cm，埋深 50 m，管下部開 3 排孔徑 1 cm、間距 10 cm 的入水孔，并用過(guò)濾紗網(wǎng)包裹。于 2021 年小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間進(jìn)行水樣采集。

　　2021 年小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙分為兩個(gè)階段，其中6 月 19 日至 7 月 3 日為小浪底水庫(kù)泄水階段(6 月 19 日以 2000 m3·s−1的流量開始泄水，之后每天逐漸增加泄水流量，6 月 25 日增加至最大泄水流量 4500 m3·s−1);7 月 4~9 日為小浪底水庫(kù)排沙階段，整個(gè)水沙調(diào)控過(guò)程歷時(shí) 21 d。根據(jù)調(diào)水、調(diào)沙階段和泄水流量，將小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控分為 3 個(gè)時(shí)期，即調(diào)水調(diào)沙初期(6 月 19~24 日)、調(diào)水調(diào)沙中期(6 月 25 日至 7 月 3 日)和調(diào)水調(diào)沙末期(7 月 4~9 日)。小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間每天進(jìn)行 1 次采樣分析，分別采集河水和地下水水樣，共采集了 21 個(gè)河水水樣和 189個(gè)地下水水樣。檢測(cè)測(cè)試指標(biāo)包括：陽(yáng)離子(K+、Na+、Ca2+、Mg2+)、陰離子(Cl−、SO42−、NO3−、HCO3−)、總?cè)芙夤腆w(TDS)、電導(dǎo)率(EC)、pH 和同位素豐度值(δD、δ18O)。

　　在河邊水流速度較大的地方采集河水水樣，一般選取遠(yuǎn)離河岸 20 cm 的區(qū)域，每個(gè)樣品用 2 個(gè) 1000 mL的聚乙烯采樣瓶裝滿。采樣時(shí)首先用河水將采樣瓶沖洗 3 遍，然后用采水器(3 L 有機(jī)玻璃采水器)將河水提上來(lái)，采水器上有兩個(gè)單向閥門，提水時(shí)閥門自動(dòng)關(guān)閉，下放時(shí)閥門打開，立即將水樣裝入采樣瓶，采樣瓶裝滿后馬上蓋好瓶蓋，最后用膠帶密封瓶口，防止與空氣交換。用同樣的方法采集地下水，每次采集地下水水樣時(shí)將采水器標(biāo)定長(zhǎng)度的繩索下降至 25 m 附近，確保每次采集相同埋深的地下水樣品。

　　水化學(xué)測(cè)試樣品采用 1000 mL PET 塑料瓶采集，取樣后采用封口膜進(jìn)行密封;氫氧同位素測(cè)試樣品采用 100 mL PET 棕色塑料瓶采集，取樣后快速用封口膜密封。水樣采集后，加酸調(diào)節(jié)至 pH<2.0，置于 4 ℃的保溫箱內(nèi)冷藏保存，當(dāng)天運(yùn)回實(shí)驗(yàn)室后采用 0.45 μm 的微孔濾膜過(guò)濾，置于 4 ℃條件下冷藏保存，24 h內(nèi)完成各項(xiàng)指標(biāo)的測(cè)定。TDS、EC 和 pH 采用手持哈希便攜式水質(zhì)分析儀(HQ40d)在采集現(xiàn)場(chǎng)進(jìn)行檢測(cè);陽(yáng)離子(K+、Na+、Ca+、Mg+)和陰離子(Cl−、SO42−、NO3−)采用離子色譜儀(ICS-2100，USA)進(jìn)行測(cè)定，HCO3−采用鹽酸滴定法進(jìn)行測(cè)定;δD、δ18O 采用液態(tài)水和水汽同位素分析儀(L2130-I，USA)進(jìn)行測(cè)定。

　　1.3 數(shù)據(jù)處理

　　采用描述性統(tǒng)計(jì)分析各水體參數(shù)，討論水化學(xué)組成及氫氧同位素的時(shí)空變化特征;制作 Piper 三線圖判斷水化學(xué)類型;利用 Gibbs 圖和主要離子的比值圖分析水化學(xué)組分來(lái)源;利用氫氧同位素 δD 和 δ18O 關(guān)系分析地下水與河水的補(bǔ)給來(lái)源。Piper 三線圖使用 Aquachem 軟件繪制，其他圖例使用 Origin 軟件繪制。

　　2 結(jié)果與分析

　　2.1 水化學(xué)特征

　　小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間研究區(qū)地下水與河水水化學(xué)參數(shù)特征統(tǒng)計(jì)結(jié)果如表 1 所示。從中可知，研究區(qū)河水與地下水 pH 值分別介于 8.11~8.20 和 7.67~8.17 之間，水質(zhì)整體呈弱堿性。TDS 在河水中介于363.13~431.22 mg·L−1之間，在地下水中介于 260.13~477.64 mg·L−1之間，均為低礦化度淡水(TDS<1000mg·L−1)。EC 在河水中介于 805.78~956.88 μS·cm−1之間，在地下水中介于 577.22~1059.89 μS·cm−1 之間。總體上，水體中陽(yáng)離子濃度大小依次為：Na+ > Ca2+ > Mg2+ > K+，在河水中的濃度平均值分別為79.58、29.74、27.03 和 3.14mg·L−1，在地下水中的濃度平均值分別為 46.57、36.47、30.75 和 1.34 mg·L−1;水體中陰離子濃度大小依次為：HCO3− > SO42− > Cl− > NO3−，在河水中的濃度平均值分別為 190.70、130.00、69.89 和 6.96mg·L−1，在地下水中的濃度平均值分別為 334.35、58.95、42.20 和 0.75 mg·L−1。

　　隨著小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，距離河岸 100 m 內(nèi)，地下水的 EC、陽(yáng)離子(Na+、Mg2+、Ca2 +、K+)和 HCO3−濃度變化均表現(xiàn)為先下降后上升的趨勢(shì);河水中 EC、Na+、Ca2 +、K+以及 HCO3−、Cl−、NO3−則均呈現(xiàn)下降趨勢(shì)。Piper 三線圖直觀反映了水體的化學(xué)組成特征[30]。根據(jù)研究區(qū)不同采樣時(shí)期水體的 Piper 三線圖可以看出，研究區(qū)水體中陽(yáng)離子以 Na+、Ca2+和 Mg2+為主，陰離子以 HCO3−為主。

　　調(diào)水調(diào)沙初期、中期以及末期地下水中陽(yáng)離子主要是 Na+、Ca2+和 Mg2+，分別占陽(yáng)離子總濃度的 31.56%、44.23%和 23.30%，49.79%、18.59%和 30.21%以及 47.30%、21.93%和 29.41%;河水中陽(yáng)離子以 Na+為主，分別占陽(yáng)離子總濃度的 51.99%、65.18%以及 55.56%。調(diào)水調(diào)沙初期、中期以及末期地下水中陰離子以 HCO3−為主，分別占陰離子總濃度的 75.82%、75.90%以及 78.25%;河水中陰離子主要是 HCO3−、SO42−和 Cl−，分別占陰離子總濃度的 49.25%、29.45%和 19.01%，46.42%、32.34%和 19.25%以及 48.11%、36.82%和 14.19%。調(diào)水調(diào)沙初期河水水化學(xué)類型為 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學(xué)類型為 HCO3-Ca·Mg·Na 型;調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水均為 HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均為 HCO3-Na·Mg 型。

　　2.2 水體氫氧同位素特征

　　水體氫氧穩(wěn)定同位素(δD 和 δ18O)是水循環(huán)過(guò)程的重要示蹤劑，常用來(lái)指示水分來(lái)源和運(yùn)動(dòng)過(guò)程[31]。小 浪 底 水 庫(kù) 調(diào) 水 調(diào) 沙 期 間 研 究 區(qū) 河 水 中 δD 和 δ18O 值 變 化 范 圍 分 別 為 −64.10‰~−61.50‰ 和−9.36‰~−8.58‰，平均值分別為−62.55‰和−8.94‰;調(diào)水調(diào)沙初期河水 δD 和 δ18O 平均值分別為−64.10‰和−9.36‰，調(diào)水調(diào)沙中期分別為−62.06‰和−8.88‰，調(diào)水調(diào)沙末期分別為−61.50‰和−8.58‰。

　　地下水中 δD和 δ18O 值變化范圍分別為−75.91‰~−59.70‰和−10.88‰~−8.26‰，平均值分別為−69.62‰和−9.86‰;調(diào)水調(diào)沙初期地下水 δD 和 δ18O 平均值分別為−70.23‰和−10.08‰，調(diào)水調(diào)沙中期分別為−69.45‰和−9.89‰，調(diào)水調(diào)沙末期分別為−69.19‰和−9.61‰。近岸帶(距離河岸 0~100 m 內(nèi))河水同位素與地下水接近，而在離河岸較遠(yuǎn)處(距離河岸 200 m 之外)河水同位素較地下水富集。隨著小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，近岸帶地下水氫氧同位素逐漸富集，距離河岸較遠(yuǎn)處地下水氫氧同位素變化較小。

　　3 討論

　　3.1 基于水化學(xué)特征的地下水與河水成因分析

　　Gibbs 圖是區(qū)分地下水和河水水化學(xué)影響因素的重要手段，可以較直觀地反映其水化學(xué)組分受大氣降水，風(fēng)化和蒸發(fā)結(jié)晶作用的影響程度，定性判斷水化學(xué)組分來(lái)源[32,33]。一般而言，以大氣降水作用為主導(dǎo)因素的樣點(diǎn)分布在 Gibbs 圖右下角，受巖石風(fēng)化作用影響的樣點(diǎn)分布在中部偏左側(cè)，受蒸發(fā)結(jié)晶作用影響的樣點(diǎn)分布在右上角[21]。由研究區(qū)地下水與河水水化學(xué) Gibbs 圖可知，除少量陽(yáng)離子外，研究區(qū)水樣的陰離子和絕大部分陽(yáng)離子落在 Gibbs 分布模型內(nèi)，大部分樣點(diǎn)分布在巖石風(fēng)化控制區(qū)，部分分布在蒸發(fā)控制區(qū)，且 TDS 在 100~1000 mg·L−1范圍內(nèi)，說(shuō)明研究區(qū)地下水與河水水化學(xué)組成主要受到巖石風(fēng)化和蒸發(fā)濃縮作用的共同影響，并以巖石風(fēng)化控制為主。

　　小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間河水中 Na+/(Na++Ca2+)與 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值分別介于 0.63~0.89 與 0.20~0.32 之間，表明河水中陽(yáng)離子主要受蒸發(fā)濃縮影響，陰離子則主要受巖石風(fēng)化控制。地下水中 Na+/(Na++Ca2+)與 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值在調(diào)水調(diào)沙期間變化較大，調(diào)水調(diào)沙初期地下水中 Na+/(Na++Ca2+)與 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值分別介于 0.28~0.49 與 0.06~0.21 之間，調(diào)水調(diào)沙中期和末期則均分別介于 0.52~0.87 與 0.02~0.28 之間，說(shuō)明調(diào)水調(diào)沙初期地下水的陰陽(yáng)離子均主要受巖石風(fēng)化作用影響，調(diào)水調(diào)沙中期和末期地下水中陽(yáng)離子主要受蒸發(fā)濃縮影響，陰離子則主要受巖石風(fēng)化控制，也反映出調(diào)水調(diào)沙中期和末期的地下水的水化學(xué)離子來(lái)源與河水一致。

　　調(diào)水調(diào)沙中期和末期部分點(diǎn)落在巖石風(fēng)化和蒸發(fā)濃縮作用的影響范圍之外，表明該時(shí)期研究區(qū)水體還可能受到了人類活動(dòng)或陽(yáng)離子交換作用的影響[8,34]。研究區(qū)水體中陽(yáng)離子變化幅度較大，以 Ca2+、Mg2+和 Na+為主;陰離子變化幅度相對(duì)較小，以 HCO3−為主，陰陽(yáng)離子之間比例的不一致性也反映出存在陽(yáng)離子交換作用[15]。隨著調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，地下水中 Na+濃度增加，可能與含水層中 Na+交換了地下水中 Ca2+和 Mg2+，使得含水層中 Na+進(jìn)入地下水有關(guān)。天然水一直與周圍巖石或沉積物發(fā)生水巖作用，不同的巖性會(huì)造成天然水化學(xué)成分的差異，水中主要離子的比例可以表征不同巖石風(fēng)化對(duì)天然水化學(xué)組分的影響[35]。

　　Na+/Cl−的關(guān)系可以判斷水體中 Na+的主要來(lái)源，受硅酸鹽巖風(fēng)化或陽(yáng)離子交換作用控制的 Na+其水樣的取值點(diǎn)位于 Na+/Cl−等值線上方，而蒸發(fā)鹽巖溶解產(chǎn)生的 Na+其水樣的取值點(diǎn)位于 Na+/Cl−等值線附近[35];(Ca2++Mg2+)/HCO3− 和(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)反映了巖鹽的溶解特征，水樣取值點(diǎn)位于(Ca2++Mg2+)/HCO3−等值線上，說(shuō)明僅有碳酸鹽參與溶解，位于(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)等值線上方及附近，則說(shuō)明受到碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解作用的共同影響[15];(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)關(guān)系能判斷水體中陽(yáng)離子交替吸附作用的影響，若(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)接近−1，說(shuō)明該點(diǎn)的陽(yáng)離子交替吸附作用較強(qiáng)烈，反之則認(rèn)為陽(yáng)離子交替吸附作用不明顯[36]。

　　小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間，地下水與河水的 Na+/Cl−均大于 1，表明研究區(qū)水體中 Na+主要來(lái)源于硅酸鹽礦物釋放或陽(yáng)離子交換作用的影響。河水中 Na+/Cl−高于地下水，且調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水的 Na+/Cl−較中期和末期更遠(yuǎn)離等值線，也進(jìn)一步說(shuō)明地下水與河水中含量增加受到巖石風(fēng)化控制，且調(diào)水調(diào)沙初期水化學(xué)組分受硅酸鹽礦物風(fēng)化的影響高于調(diào)水調(diào)沙中期和末期。調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水中(Ca2++Mg2+)/HCO3−位于等值線上方或附近，而調(diào)水調(diào)沙中期和末期則位于等值線附近或下方，說(shuō)明調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水中的 Ca2+、Mg2+除了來(lái)自碳酸鹽巖溶解外，還受到了其他含 Ca2+、Mg2+礦物溶解的影響，而調(diào)水調(diào)沙中期和末期則主要來(lái)源于碳酸鹽巖的風(fēng)化溶解。調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水的取樣點(diǎn)位于(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)等值線上或附近，而在調(diào)水調(diào)沙中期和末期則主要位于等值線下方，也進(jìn)一步表明初期研究區(qū)水體的水化學(xué)組分受碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解作用的共同影響，且影響程度高于調(diào)水調(diào)沙中期和末期。

　　黃河中下游泥沙主要來(lái)自黃土高原的黃土母質(zhì)，其碳酸鹽含量豐富，當(dāng)水體中泥沙含量較高時(shí)，其碳酸鹽含量也相應(yīng)升高[37]。小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控過(guò)程將水庫(kù)中沉積泥沙向下游輸送，使得原本沉積在泥沙中的 Ca2+、Mg2+、HCO3−和 SO42−等水化學(xué)離子在水流擾動(dòng)下進(jìn)入水體，流量越大對(duì)水庫(kù)及河流沉積物的沖刷能力就越強(qiáng)，水體中相應(yīng)地水化學(xué)離子含量也越高[37,38]，因而調(diào)水調(diào)沙中期和末期水庫(kù)下游河水中 Ca2+、Mg2+、HCO3−和 SO42−等水化學(xué)離子主要來(lái)源于碳酸鹽巖溶解。在小浪底水庫(kù)調(diào)沙調(diào)沙過(guò)程中，下游濱河濕地地下水中水化學(xué)離子的比值關(guān)系表現(xiàn)出與河水相同的變化規(guī)律，也進(jìn)一步表明上游水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙過(guò)程使得下游地下水與河水水力聯(lián)系更加密切。調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水的取樣點(diǎn)偏離了(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)等值線，調(diào)水調(diào)沙中期和末期則分布在斜率−1 處兩側(cè)或附近，說(shuō)明地下水與河水在調(diào)水調(diào)沙中期和末期發(fā)生了較為強(qiáng)烈的陽(yáng)離子交換作用，在調(diào)水調(diào)沙初期陽(yáng)離子交換作用不明顯。

　　3.2 基于穩(wěn)定同位素的地下水與河水補(bǔ)給

　　來(lái)源氫氧同位素 δD 和 δ18O 的關(guān)系常用來(lái)分析水體的來(lái)源。Craig[39]構(gòu)建了全球大氣降水線(globalmeteoric water line, GMWL)，即 δD=8δ18O+10，鄭淑蕙等[40]建立了中國(guó)大氣降水線(China meteoric water1010-6-4-210 -6 -4 -210(b) 調(diào)水調(diào)沙初期河水調(diào)水調(diào)沙初期地下水調(diào)水調(diào)沙中期河水調(diào)水調(diào)沙中期地下水調(diào)水調(diào)沙末期河水調(diào)水調(diào)沙末期地下水HCO meq·L-11:1調(diào)水調(diào)沙初期河水調(diào)水調(diào)沙初期地下水調(diào)水調(diào)沙中期河水調(diào)水調(diào)沙中期地下水調(diào)水調(diào)沙末期河水調(diào)水調(diào)沙末期地下水(Na -Cl ) meq·L-1) )]1:1(d) 調(diào)水調(diào)沙初期河水調(diào)水調(diào)沙初期地下水調(diào)水調(diào)沙中期河水調(diào)水調(diào)沙中期地下水調(diào)水調(diào)沙末期河水調(diào)水調(diào)沙末期地下水HCO +SO2 - meq·L-11:1(c)調(diào)水調(diào)沙初期河水調(diào)水調(diào)沙初期地下水調(diào)水調(diào)沙中期河水調(diào)水調(diào)沙中期地下水調(diào)水調(diào)沙末期河水調(diào)水調(diào)沙末期地下水Cl meq·L-11:1(a)8line, CMWL)，即 δD=7.9δ18O+8.2，本研究采用裴建國(guó)等[41]統(tǒng)計(jì)得到的焦作地區(qū)的大氣降水線即δD=8.032δ18O+12.68，作為當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線(local meteoric water line, LMWL)進(jìn)行分析。

　　大氣降水線可用于識(shí)別起源于大氣降水的地下水與地表水的水循環(huán)相關(guān)過(guò)程，斜率反映了氫氧同位素分餾程度的大小，截距表示氘相對(duì)于平衡狀態(tài)的偏離程度[42]。本文研究區(qū)域的當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線的斜率和截距均大于全球及中國(guó)大氣降水線，表明研究區(qū)蒸發(fā)作用不強(qiáng)烈，這與水化學(xué)分析的結(jié)果一致。

　　由小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間地下水與河水水樣的 δ18O 和 δD 的實(shí)測(cè)值繪制成 δ18O-δD 關(guān)系可知，調(diào)水調(diào)沙初期河水的同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)分布在當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線兩側(cè)，調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水的同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)均位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線的右下方，說(shuō)明大氣降水是研究區(qū)河水的重要來(lái)源[43]。隨著小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水中的 δD 和 δ18O 同位素向重同位素方向逐漸富集，一方面表明河水在蒸發(fā)的過(guò)程中發(fā)生了動(dòng)力學(xué)分餾，另一方面也說(shuō)明該時(shí)期下游河水主要來(lái)源于小浪底水庫(kù)蓄積的表層水。

　　調(diào)水調(diào)沙初期地下水的同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)大部分分布在當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線兩側(cè)，部分點(diǎn)接近或處于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線上;調(diào)水調(diào)沙中期地下水的同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)大部分位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線的左下方，部分點(diǎn)位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線上或附近;調(diào)水調(diào)沙末期，地下水的同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線下方，表明大氣降水仍是研究區(qū)地下水的重要來(lái)源。調(diào)水調(diào)沙初期地下水接受大氣降水補(bǔ)給后，地下水徑流交替循環(huán)較為強(qiáng)烈，徑流時(shí)間短，未發(fā)生氫氧同位素交換以及同位素分餾，從而使得地下水與大氣降水的氫氧同位素值接近。調(diào)水調(diào)沙中期和末期地下水受汛期影響，與河水強(qiáng)烈的水力聯(lián)系使其存在明顯的蒸發(fā)分餾，且該時(shí)期在距離河流 100 m 范圍內(nèi)地下水的 δD 和 δ18O 同位素?cái)?shù)值與河水接近，表明地下水受到了河水的補(bǔ)給。

　　此外，調(diào)水調(diào)沙中期部分地下水同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)處于河水同位素點(diǎn)與當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線之間，也進(jìn)一步說(shuō)明地下水受降水和河水的共同影響。地下水的 δD 和 δ18O 同位素組成在調(diào)水調(diào)沙初期靠近 LMWL，表明該時(shí)期地下水與降水補(bǔ)給關(guān)系較強(qiáng);在調(diào)水調(diào)沙中期和末期靠近 GMWL 和 CMWL，表明該時(shí)期地下水與降水補(bǔ)給關(guān)系較弱。隨著小浪底水庫(kù)調(diào)沙調(diào)沙的進(jìn)行，研究區(qū)地下水與降水補(bǔ)給聯(lián)系存在差異，也反映出上游小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控使得下游河水對(duì)地下水的補(bǔ)給作用加強(qiáng)。

　　3.3 地下水與河水轉(zhuǎn)化關(guān)系

　　地下水與地表水的氫氧同位素變化差異可以表征區(qū)域水體的補(bǔ)給關(guān)系，地表水同位素值小于地下水時(shí)，表明地表水補(bǔ)給地下水;反之，則以地下水補(bǔ)給地表水為主[44]。氫氧同位素特征反映了地下水與河水之間相互作用的外在聯(lián)系，水文地質(zhì)條件則是控制兩者補(bǔ)排關(guān)系的內(nèi)在因素，地下水與河水之間的水頭差決定了源、匯項(xiàng)和水流路徑[45]。因此，通過(guò)分析地下水與河水氫氧穩(wěn)定同位素組成特征，結(jié)合研究區(qū)地形地貌水文地質(zhì)條件，可以探究地下水與河水的相互轉(zhuǎn)化關(guān)系。

　　通過(guò)對(duì)研究區(qū)地下水與和河水的氫氧同位素特征研究發(fā)現(xiàn)，近岸帶(距離河岸 0~100 m 內(nèi))濕地地下水 δD 和 δ18O 值與河水相近且略低于河水的同位素?cái)?shù)值，而離河岸較遠(yuǎn)處(距離河岸 200 m 之外)，地下水同位素逐漸貧化，遠(yuǎn)低于河水的同位素值，說(shuō)明濱河濕地地下水與河水之間的水力聯(lián)系主要發(fā)生在近岸帶，且表現(xiàn)為河水補(bǔ)給地下水;隨著遠(yuǎn)離黃河水體，濕地地下水受河水的影響減弱。隨著小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，地下水與河水的同位素逐漸富集，調(diào)水調(diào)沙初期地下水 δD 和 δ18O 同位素值小于河水，調(diào)水調(diào)沙中期和末期地下水 δD和 δ18O 同位素值與河水接近。河水從水庫(kù)流出后，沿程蒸發(fā)濃縮，至下游采樣點(diǎn)時(shí)氫氧重同位素進(jìn)一步富集。

　　小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控使得下游河水水量在短時(shí)間內(nèi)增大，造成河水對(duì)地下水補(bǔ)給也迅速增強(qiáng)，尤其是對(duì)距離河流 100 m 范圍內(nèi)地下水的補(bǔ)給增強(qiáng)，使得近岸帶地下水中 δD 和 δ18O 同位素值在調(diào)水調(diào)沙中期和末期呈增加趨勢(shì)，也進(jìn)一步表明河水對(duì)地下水的補(bǔ)給主要發(fā)生在距離河流 100 m 范圍內(nèi)，水沙調(diào)控期河水對(duì)地下水的補(bǔ)給增加。

　　根據(jù)野外觀測(cè)發(fā)現(xiàn)，小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間濱河濕地地下水平均水位在 87.16~93.32 m 之間，河水平均水位為 93.47 m，且濱河濕地土壤主要為細(xì)砂和黏土，降水有效補(bǔ)給地下水的量較少，因而河水與地下水之間的水頭差對(duì)濱河濕地地下水的影響更大。根據(jù) Jolly 等[46]基于水力特征劃分的濕地作用模式，研究區(qū)濱河濕地地下水與河水的相互作用模式呈現(xiàn)時(shí)間分異，整個(gè)調(diào)水調(diào)沙過(guò)程中，河水均以飽和流-補(bǔ)給型作用模式補(bǔ)給地下水，但在調(diào)水調(diào)沙中期和末期補(bǔ)給量增加，補(bǔ)給強(qiáng)度取決于河流的水文情勢(shì)。

　　此外，由于水在運(yùn)動(dòng)過(guò)程中發(fā)生了可溶性礦物溶解的離子與鄰近巖層和土壤的交換，導(dǎo)致水體的 EC 隨著徑流途徑和滯留時(shí)間的延長(zhǎng)而增大，因此 EC 也可以用來(lái)定性判斷地下水與河水的轉(zhuǎn)化關(guān)系[34]。研究區(qū)近岸帶(距離河岸 0~100 m 內(nèi))濕地地下水 EC 值(993.62~1059.89 μS·cm−1)高于河水 EC 值(805.78~956.88 μS·cm−1)，而離河岸較遠(yuǎn)處(距離河岸 200 m 之外)濕地地下水 EC 值(577.22~797.36 μS·cm−1)遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于河水，且隨著調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，地下水 EC 值逐漸升高，進(jìn)一步應(yīng)證了在該時(shí)期河水側(cè)滲補(bǔ)給地下水，在補(bǔ)給的過(guò)程中不斷溶解土壤中的溶解性鹽類，從而使得近岸帶地下水中 EC 值增大，而與距離河岸較遠(yuǎn)處地下水的水力聯(lián)系則較弱。

　　水庫(kù)工程論文：涔天河水庫(kù)擴(kuò)建工程項(xiàng)目檔案管理經(jīng)驗(yàn)研究

　　4 結(jié)論

　　(1)小浪底水庫(kù)調(diào)水調(diào)沙期間下游濱河濕地水體整體呈弱堿性淡水，TDS 變化范圍為 260.13~477.64mg·L−1，陽(yáng)離子以 Na+、Ca2+和 Mg2+為主，陰離子以 HCO3−為主。調(diào)水調(diào)沙初期河水水化學(xué)類型為HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學(xué)類型為 HCO3-Ca·Mg·Na 型;調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水均為HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均為 HCO3-Na·Mg 型。

　　(2)研究區(qū)水體的水化學(xué)離子主要受到巖石風(fēng)化和蒸發(fā)濃縮作用的共同影響，以巖石風(fēng)化控制為主。小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控過(guò)程中研究區(qū)水體的水化學(xué)組分從受碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解的共同作用過(guò)渡到以碳酸鹽巖溶解為主，在調(diào)水調(diào)沙中期和末期受到蒸發(fā)濃縮和陽(yáng)離子交換作用的影響。

　　(3)小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控過(guò)程中河水氫氧同位素組成逐漸富集且同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線的右下方，表明下泄河水來(lái)源于小浪底水庫(kù)蓄積的表層水和大氣降水，以水庫(kù)表層水為主，且在流動(dòng)的過(guò)程中發(fā)生了蒸發(fā)分餾。近岸帶(距離河岸 0~100m 內(nèi))地下水氫氧同位素組成與河水接近，部分地下水同位素?cái)?shù)據(jù)點(diǎn)處于河水同位素點(diǎn)與當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線之間，表明地下水受河水和降水補(bǔ)給的共同影響。

　　(4)小浪底水庫(kù)水沙調(diào)控期間下游濱河濕地地下水與河水之間的轉(zhuǎn)化主要發(fā)生在近岸帶，距離河岸較遠(yuǎn)處(距離河岸 200 m 之外)地下水與河水的水力聯(lián)系減弱。河水以飽和流-補(bǔ)給型作用模式補(bǔ)給地下水，隨著調(diào)水調(diào)沙的進(jìn)行，河水對(duì)地下水的補(bǔ)給增強(qiáng)。

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　　作者：肖春艷，劉怡凡，趙同謙*，郭曉明，陳飛宏，楊晨