摘要：以小浪底水庫下游武陟濕地為研究區(qū)，綜合運用數(shù)理統(tǒng)計、水文地球化學和同位素技術相結合的方法，研究了小浪底水庫水沙調(diào)控期濱河濕地地下水與河水轉化關系。結果表明，小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙期間下游水體陽離子以 Na+、Ca2+和 Mg2+為主，陰離子以 HCO3−為主。調(diào)水調(diào)沙初期河水水化學類型為 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學類型為 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。水庫水沙調(diào)控過程中，水體的水化學組分從受碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解的共同作用過渡到以碳酸鹽巖溶解為主。隨著調(diào)水調(diào)沙的進行，河水與近岸帶地下水的氫氧同位素組成逐漸富集，表明河水來源于上游水庫表層水和大氣降水，地下水則受到河水與大氣降水的共同補給。在上游來水與水文地質條件等因素影響下，濱河濕地地下水與河水之間的轉化主要發(fā)生在近岸帶(距離河岸 0~100 m 內(nèi))，表現(xiàn)為河水補給地下水，隨著調(diào)水調(diào)沙的進行，河水對地下水的補給增強。

　　關鍵詞：水沙調(diào)控;水化學;氫氧穩(wěn)定同位素;轉化關系;小浪底水庫

　　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渡帶[1]。大壩建設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等一系列河流水文過程與特征的改變[2~4]。濱河濕地與河流直接連通，河流水文情勢的變化導致河流與濱河濕地地下水之間水力交換增強，同時也影響了河流廊道的生物地球化學過程以及化學組分的傳輸過程[5~7]。因此，研究濱河濕地水體的水化學特征及補給來源，揭示地下水與地表水之間的轉化關系及其機制，是探索變化環(huán)境下濕地生態(tài)系統(tǒng)保護與恢復的關鍵與核心問題。天然水體的水化學組分記錄了水體的形成、運移和轉化途徑[8]，氫氧穩(wěn)定同位素因分餾作用揭示了不同水體的補給來源及相互轉化關系[9]。

　　因此，將水化學方法與氫氧同位素技術相結合是判定地下水與地表水轉化關系的一種有效示蹤技術手段[10,11]。目前國內(nèi)外學者對流域地下水與地表水的水化學和氫氧同位素特征進行了大量研究，探討了流域水體水化學的主要控制因素、補給來源和水循環(huán)過程中的相互作用機制[12~16]。有研究發(fā)現(xiàn)，受氣候、地質條件和河流水文情勢等共同影響，水體的水化學特征、補給規(guī)律和轉化關系在時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，地下水與地表水轉化關系更加密切，水體離子以及水分補給來源愈加多變[19,20]。

　　因此，結合水化學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對濱河濕地水文過程的影響，為區(qū)域水資源管理與可持續(xù)利用提供科學依據(jù)[21,22]。近年來，黃河流域生態(tài)保護和高質量發(fā)展上升為重大國家戰(zhàn)略[23]，沿黃濕地生態(tài)保護是黃河流域生態(tài)保護的重要組成部分。水文過程是濕地生態(tài)保護與修復的關鍵，而地下水與地表水相互作用又是研究濕地水文過程的關鍵環(huán)節(jié)[24~26]。目前關于黃河流域濕地水文過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]，針對黃河中下游濕地的研究相對較少。小浪底水庫水沙調(diào)控過程改變了下游黃河濕地的水文過程，導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)，采用水化學和氫氧同位素分析相結合的方法，考察小浪底水庫水沙調(diào)控期濱河濕地地下水與河水的轉化關系，以期為黃河中下游濱河濕地生態(tài)保護與恢復提供基礎數(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觀鄉(xiāng)東營村的河灘濕地內(nèi)(112°21′~113°45′E，34°42′~34°59′N)。該區(qū)域屬中緯度暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候，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，地勢平坦，土壤主要由砂土、細砂土和黏土組成。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)濟作物，灘區(qū)濕地退化現(xiàn)象嚴重。

　　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 布設了 9口地下水觀測井，觀測井編號分別用 1~9 表示。地下水觀測井為武陟黃河灘地國土土地整理項目的農(nóng)田灌溉井，井深 50 m，單井出水量為 33 m3·h−1，過濾器長度為 0.35 m，沉淀管長度 3 m，井管高出地面 0.3 m。在距離河岸 0 m 的開鑿了 0 號觀測井用來監(jiān)測河水水位。0 號觀測井采用 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，并用過濾紗網(wǎng)包裹。于 2021 年小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙期間進行水樣采集。

　　2021 年小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙分為兩個階段，其中6 月 19 日至 7 月 3 日為小浪底水庫泄水階段(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 日為小浪底水庫排沙階段，整個水沙調(diào)控過程歷時 21 d。根據(jù)調(diào)水、調(diào)沙階段和泄水流量，將小浪底水庫水沙調(diào)控分為 3 個時期，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)。小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙期間每天進行 1 次采樣分析，分別采集河水和地下水水樣，共采集了 21 個河水水樣和 189個地下水水樣。檢測測試指標包括：陽離子(K+、Na+、Ca2+、Mg2+)、陰離子(Cl−、SO42−、NO3−、HCO3−)、總溶解固體(TDS)、電導率(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，一般選取遠離河岸 20 cm 的區(qū)域，每個樣品用 2 個 1000 mL的聚乙烯采樣瓶裝滿。采樣時首先用河水將采樣瓶沖洗 3 遍，然后用采水器(3 L 有機玻璃采水器)將河水提上來，采水器上有兩個單向閥門，提水時閥門自動關閉，下放時閥門打開，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將采水器標定長度的繩索下降至 25 m 附近，確保每次采集相同埋深的地下水樣品。

　　水化學測試樣品采用 1000 mL PET 塑料瓶采集，取樣后采用封口膜進行密封;氫氧同位素測試樣品采用 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，當天運回實驗室后采用 0.45 μm 的微孔濾膜過濾，置于 4 ℃條件下冷藏保存，24 h內(nèi)完成各項指標的測定。TDS、EC 和 pH 采用手持哈希便攜式水質分析儀(HQ40d)在采集現(xiàn)場進行檢測;陽離子(K+、Na+、Ca+、Mg+)和陰離子(Cl−、SO42−、NO3−)采用離子色譜儀(ICS-2100，USA)進行測定，HCO3−采用鹽酸滴定法進行測定;δD、δ18O 采用液態(tài)水和水汽同位素分析儀(L2130-I，USA)進行測定。

　　1.3 數(shù)據(jù)處理

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

　　2 結果與分析

　　2.1 水化學特征

　　小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙期間研究區(qū)地下水與河水水化學參數(shù)特征統(tǒng)計結果如表 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。

　　隨著小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙的進行，距離河岸 100 m 內(nèi)，地下水的 EC、陽離子(Na+、Mg2+、Ca2 +、K+)和 HCO3−濃度變化均表現(xiàn)為先下降后上升的趨勢;河水中 EC、Na+、Ca2 +、K+以及 HCO3−、Cl−、NO3−則均呈現(xiàn)下降趨勢。Piper 三線圖直觀反映了水體的化學組成特征[30]。根據(jù)研究區(qū)不同采樣時期水體的 Piper 三線圖可以看出，研究區(qū)水體中陽離子以 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離子主要是 Na+、Ca2+和 Mg2+，分別占陽離子總濃度的 31.56%、44.23%和 23.30%，49.79%、18.59%和 30.21%以及 47.30%、21.93%和 29.41%;河水中陽離子以 Na+為主，分別占陽離子總濃度的 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)沙初期河水水化學類型為 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學類型為 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)過程的重要示蹤劑，常用來指示水分來源和運動過程[31]。小 浪 底 水 庫 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。隨著小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙的進行，近岸帶地下水氫氧同位素逐漸富集，距離河岸較遠處地下水氫氧同位素變化較小。

　　3 討論

　　3.1 基于水化學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影響因素的重要手段，可以較直觀地反映其水化學組分受大氣降水，風化和蒸發(fā)結晶作用的影響程度，定性判斷水化學組分來源[32,33]。一般而言，以大氣降水作用為主導因素的樣點分布在 Gibbs 圖右下角，受巖石風化作用影響的樣點分布在中部偏左側，受蒸發(fā)結晶作用影響的樣點分布在右上角[21]。由研究區(qū)地下水與河水水化學 Gibbs 圖可知，除少量陽離子外，研究區(qū)水樣的陰離子和絕大部分陽離子落在 Gibbs 分布模型內(nèi)，大部分樣點分布在巖石風化控制區(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)，說明研究區(qū)地下水與河水水化學組成主要受到巖石風化和蒸發(fā)濃縮作用的共同影響，并以巖石風化控制為主。

　　小浪底水庫調(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，表明河水中陽離子主要受蒸發(fā)濃縮影響，陰離子則主要受巖石風化控制。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，說明調(diào)水調(diào)沙初期地下水的陰陽離子均主要受巖石風化作用影響，調(diào)水調(diào)沙中期和末期地下水中陽離子主要受蒸發(fā)濃縮影響，陰離子則主要受巖石風化控制，也反映出調(diào)水調(diào)沙中期和末期的地下水的水化學離子來源與河水一致。

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

　　Na+/Cl−的關系可以判斷水體中 Na+的主要來源，受硅酸鹽巖風化或陽離子交換作用控制的 Na+其水樣的取值點位于 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，水樣取值點位于(Ca2++Mg2+)/HCO3−等值線上，說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−)關系能判斷水體中陽離子交替吸附作用的影響，若(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)接近−1，說明該點的陽離子交替吸附作用較強烈，反之則認為陽離子交替吸附作用不明顯[36]。

　　小浪底水庫調(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+主要來源于硅酸鹽礦物釋放或陽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−較中期和末期更遠離等值線，也進一步說明地下水與河水中含量增加受到巖石風化控制，且調(diào)水調(diào)沙初期水化學組分受硅酸鹽礦物風化的影響高于調(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，說明調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水中的 Ca2+、Mg2+除了來自碳酸鹽巖溶解外，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源于碳酸鹽巖的風化溶解。調(diào)水調(diào)沙初期地下水與河水的取樣點位于(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，也進一步表明初期研究區(qū)水體的水化學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自黃土高原的黃土母質，其碳酸鹽含量豐富，當水體中泥沙含量較高時，其碳酸鹽含量也相應升高[37]。小浪底水庫水沙調(diào)控過程將水庫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−等水化學離子在水流擾動下進入水體，流量越大對水庫及河流沉積物的沖刷能力就越強，水體中相應地水化學離子含量也越高[37,38]，因而調(diào)水調(diào)沙中期和末期水庫下游河水中 Ca2+、Mg2+、HCO3−和 SO42−等水化學離子主要來源于碳酸鹽巖溶解。在小浪底水庫調(diào)沙調(diào)沙過程中，下游濱河濕地地下水中水化學離子的比值關系表現(xiàn)出與河水相同的變化規(guī)律，也進一步表明上游水庫調(diào)水調(diào)沙過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 處兩側或附近，說明地下水與河水在調(diào)水調(diào)沙中期和末期發(fā)生了較為強烈的陽離子交換作用，在調(diào)水調(diào)沙初期陽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給

　　來源氫氧同位素 δD 和 δ18O 的關系常用來分析水體的來源。Craig[39]構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，本研究采用裴建國等[41]統(tǒng)計得到的焦作地區(qū)的大氣降水線即δD=8.032δ18O+12.68，作為當?shù)卮髿饨邓�線(local meteoric water line, LMWL)進行分析。

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

　　由小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙期間地下水與河水水樣的 δ18O 和 δD 的實測值繪制成 δ18O-δD 關系可知，調(diào)水調(diào)沙初期河水的同位素數(shù)據(jù)點分布在當?shù)卮髿饨邓�線兩側，調(diào)水調(diào)沙中期和末期河水的同位素數(shù)據(jù)點均位于當?shù)卮髿饨邓�線的右下方，說明大氣降水是研究區(qū)河水的重要來源[43]。隨著小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙的進行，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)的過程中發(fā)生了動力學分餾，另一方面也說明該時期下游河水主要來源于小浪底水庫蓄積的表層水。

　　調(diào)水調(diào)沙初期地下水的同位素數(shù)據(jù)點大部分分布在當?shù)卮髿饨邓�線兩側，部分點接近或處于當?shù)卮髿饨邓�線上;調(diào)水調(diào)沙中期地下水的同位素數(shù)據(jù)點大部分位于當?shù)卮髿饨邓�線的左下方，部分點位于當?shù)卮髿饨邓�線上或附近;調(diào)水調(diào)沙末期，地下水的同位素數(shù)據(jù)點位于當?shù)卮髿饨邓�線下方，表明大氣降水仍是研究區(qū)地下水的重要來源。調(diào)水調(diào)沙初期地下水接受大氣降水補給后，地下水徑流交替循環(huán)較為強烈，徑流時間短，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，與河水強烈的水力聯(lián)系使其存在明顯的蒸發(fā)分餾，且該時期在距離河流 100 m 范圍內(nèi)地下水的 δD 和 δ18O 同位素數(shù)值與河水接近，表明地下水受到了河水的補給。

　　此外，調(diào)水調(diào)沙中期部分地下水同位素數(shù)據(jù)點處于河水同位素點與當?shù)卮髿饨邓�線之間，也進一步說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，表明該時期地下水與降水補給關系較強;在調(diào)水調(diào)沙中期和末期靠近 GMWL 和 CMWL，表明該時期地下水與降水補給關系較弱。隨著小浪底水庫調(diào)沙調(diào)沙的進行，研究區(qū)地下水與降水補給聯(lián)系存在差異，也反映出上游小浪底水庫水沙調(diào)控使得下游河水對地下水的補給作用加強。

　　3.3 地下水與河水轉化關系

　　地下水與地表水的氫氧同位素變化差異可以表征區(qū)域水體的補給關系，地表水同位素值小于地下水時，表明地表水補給地下水;反之，則以地下水補給地表水為主[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，水文地質條件則是控制兩者補排關系的內(nèi)在因素，地下水與河水之間的水頭差決定了源、匯項和水流路徑[45]。因此，通過分析地下水與河水氫氧穩(wěn)定同位素組成特征，結合研究區(qū)地形地貌水文地質條件，可以探究地下水與河水的相互轉化關系。

　　通過對研究區(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數(shù)值，而離河岸較遠處(距離河岸 200 m 之外)，地下水同位素逐漸貧化，遠低于河水的同位素值，說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)為河水補給地下水;隨著遠離黃河水體，濕地地下水受河水的影響減弱。隨著小浪底水庫調(diào)水調(diào)沙的進行，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。河水從水庫流出后，沿程蒸發(fā)濃縮，至下游采樣點時氫氧重同位素進一步富集。

　　小浪底水庫水沙調(diào)控使得下游河水水量在短時間內(nèi)增大，造成河水對地下水補給也迅速增強，尤其是對距離河流 100 m 范圍內(nèi)地下水的補給增強，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，也進一步表明河水對地下水的補給主要發(fā)生在距離河流 100 m 范圍內(nèi)，水沙調(diào)控期河水對地下水的補給增加。

　　根據(jù)野外觀測發(fā)現(xiàn)，小浪底水庫調(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砂和黏土，降水有效補給地下水的量較少，因而河水與地下水之間的水頭差對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)時間分異，整個調(diào)水調(diào)沙過程中，河水均以飽和流-補給型作用模式補給地下水，但在調(diào)水調(diào)沙中期和末期補給量增加，補給強度取決于河流的水文情勢。

　　此外，由于水在運動過程中發(fā)生了可溶性礦物溶解的離子與鄰近巖層和土壤的交換，導致水體的 EC 隨著徑流途徑和滯留時間的延長而增大，因此 EC 也可以用來定性判斷地下水與河水的轉化關系[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)，而離河岸較遠處(距離河岸 200 m 之外)濕地地下水 EC 值(577.22~797.36 μS·cm−1)遠遠低于河水，且隨著調(diào)水調(diào)沙的進行，地下水 EC 值逐漸升高，進一步應證了在該時期河水側滲補給地下水，在補給的過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，而與距離河岸較遠處地下水的水力聯(lián)系則較弱。

　　水庫工程論文：涔天河水庫擴建工程項目檔案管理經(jīng)驗研究

　　4 結論

　　(1)小浪底水庫調(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)沙初期河水水化學類型為HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化學類型為 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)水體的水化學離子主要受到巖石風化和蒸發(fā)濃縮作用的共同影響，以巖石風化控制為主。小浪底水庫水沙調(diào)控過程中研究區(qū)水體的水化學組分從受碳酸鹽和硅酸鹽礦物溶解的共同作用過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)濃縮和陽離子交換作用的影響。

　　(3)小浪底水庫水沙調(diào)控過程中河水氫氧同位素組成逐漸富集且同位素數(shù)據(jù)點位于當?shù)卮髿饨邓�線的右下方，表明下泄河水來源于小浪底水庫蓄積的表層水和大氣降水，以水庫表層水為主，且在流動的過程中發(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，部分地下水同位素數(shù)據(jù)點處于河水同位素點與當?shù)卮髿饨邓�線之間，表明地下水受河水和降水補給的共同影響。

　　(4)小浪底水庫水沙調(diào)控期間下游濱河濕地地下水與河水之間的轉化主要發(fā)生在近岸帶，距離河岸較遠處(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-補給型作用模式補給地下水，隨著調(diào)水調(diào)沙的進行，河水對地下水的補給增強。

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　　作者：肖春艷，劉怡凡，趙同謙*，郭曉明，陳飛宏，楊晨