許秀麗,李云良,譚志強(qiáng),郭 強(qiáng)

鄱陽湖典型濕地地下水—河湖水轉(zhuǎn)化關(guān)系

許秀麗1,李云良2*,譚志強(qiáng)2,郭 強(qiáng)1

(1.太原理工大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院,山西 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(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 南京 210008)

選取鄱陽湖典型洪泛濕地為研究對(duì)象,分析了2018年4~10月降水、湖水、河水和濕地地下水的氫氧同位素變化特征,利用18O~D關(guān)系確定了不同水文時(shí)期濕地各類水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系,并結(jié)合同位素端元混合模型估算了不同水源對(duì)濕地地下水的貢獻(xiàn)分量.結(jié)果表明,研究區(qū)降雨18O和D值在6~7月份偏小,其余月份較高,存在明顯季節(jié)變化和雨量效應(yīng).河水、湖水同位素與降水同位素的季節(jié)變化規(guī)律基本一致,但受蒸發(fā)分餾影響,重同位素更為富集,且變化幅度遠(yuǎn)小于降水同位素.濕地地下水同位素的季節(jié)變化較小,18O、D均值(-5.26‰,-31.1‰)高于大氣降水(-6.32‰,-40.1‰)、低于湖水(-3.60‰,-26.4‰),與河水同位素(-5.09‰,-34.4‰)較為接近,表明濕地地下水受降水、湖水和河水的共同影響. 漲水期(4~5月)河水的補(bǔ)給源為降雨和流域內(nèi)地下徑流,湖水主要受河水和降水共同補(bǔ)給,濕地地下水主要受前期降水和河水補(bǔ)給的滯后影響,河水的貢獻(xiàn)比重更大.豐水期(6~8月)地下水主要接受湖水和河水共同補(bǔ)給,湖水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)比例超過50%,退水期(9~10月)濕地地下水向河道和湖泊等地表水體排泄.

穩(wěn)定同位素；地下水；河水；湖水；轉(zhuǎn)化關(guān)系；鄱陽湖濕地

D和18O是自然界水中氫和氧的兩種穩(wěn)定同位素,在水循環(huán)過程中,不同水體D和18O的含量變化受蒸發(fā)分餾、凝結(jié)和混合作用的影響[8],故可以通過研究水體中氫、氧同位素組成的差異示蹤流域水循環(huán)過程[9-10].氫氧同位素方法在國內(nèi)東北地區(qū)、黃土高原和華北地區(qū)水循環(huán)研究中得到了非常廣泛的應(yīng)用,主要用于揭示不同地貌區(qū)地下水/河水的補(bǔ)給來源[11-12]、地表水與地下水之間的交互作用關(guān)系[13-14]、水循環(huán)各環(huán)節(jié)中的水分運(yùn)動(dòng)機(jī)制[15-16].長期或季節(jié)性淹水濕地與地下水、地表水的轉(zhuǎn)化關(guān)系密切,目前國內(nèi)外已經(jīng)開展的研究多集中于濱海濕地、河流濕地和內(nèi)陸湖泊濕地[17].研究發(fā)現(xiàn),洪泛濕地在雨季主要由降水補(bǔ)給,其它季節(jié)受地下水和地表水共同補(bǔ)給[18].對(duì)于內(nèi)陸湖泊濕地,大氣降水對(duì)濕地地下水補(bǔ)給較弱,而湖水補(bǔ)給比例則超過了一半[19].這種補(bǔ)給的變化規(guī)律與差異性說明濕地水體轉(zhuǎn)化關(guān)系同時(shí)受區(qū)域水文情勢(shì)、地質(zhì)/水文地質(zhì)條件和氣候條件等的共同控制.由此可知,同位素示蹤技術(shù)已然成為研究地下水(地表水)-土壤-植被-大氣連續(xù)體等復(fù)雜系統(tǒng)水體轉(zhuǎn)化過程的重要手段.

鄱陽湖是長江中下游典型的通江湖泊,湖水與流域五河和長江之間復(fù)雜的水量交換導(dǎo)致鄱陽湖水位呈現(xiàn)年內(nèi)高度動(dòng)態(tài)的變化(~12m),由此在湖區(qū)漫灘形成了季節(jié)性干濕交替極為顯著的洪泛濕地生態(tài)景觀[20].21 世紀(jì)以來,長江中下游江湖關(guān)系格局發(fā)生了顯著的改變,鄱陽湖旱澇急轉(zhuǎn)、退水速率加快等問題凸顯[21-22],這無疑會(huì)改變洪泛濕地生態(tài)系統(tǒng)的水源補(bǔ)給和穩(wěn)定性.在當(dāng)前變化的水情背景下,已有學(xué)者利用水文、水化學(xué)、同位素等方法探求鄱陽湖濕地地下水與河、湖等地表水的轉(zhuǎn)化關(guān)系.研究發(fā)現(xiàn),區(qū)域尺度上,洪泛區(qū)地下水與河水、湖水之間轉(zhuǎn)化關(guān)系密切,但存在一定的滯后性[23]; 坡面尺度上,汛期濕地地下水主要受降水和河湖水共同補(bǔ)給[24-25],枯水期湖水很有可能接受周邊濕地地下水的排泄補(bǔ)給[26-27].

事實(shí)上,降水的季節(jié)分配、河水的洪枯變化以及水文地質(zhì)條件的差異,導(dǎo)致濕地水體的轉(zhuǎn)換關(guān)系具有較強(qiáng)的區(qū)域特性和時(shí)間差異[5].目前關(guān)于鄱陽湖濕地水分來源研究雖然取得了一些有價(jià)值的結(jié)論和發(fā)現(xiàn),但受原位采樣條件和復(fù)雜濕地水情影響,研究大多側(cè)重于單一時(shí)段的探索分析,缺乏對(duì)鄱陽湖不同水文時(shí)期(漲水、豐水、退水期)濕地補(bǔ)給水源的完整理解和差異性評(píng)估.此外,已有研究對(duì)鄱陽湖濕地各類水體轉(zhuǎn)化關(guān)系仍以定性認(rèn)識(shí)為主,尤其是尚無法科學(xué)評(píng)估不同補(bǔ)給來源對(duì)濕地地下水的貢獻(xiàn)比重,這也成為目前濕地水量平衡研究的難點(diǎn).數(shù)值模擬和傳統(tǒng)的水文監(jiān)測(cè)手段尚無法精確刻畫這種復(fù)雜的濕地水體轉(zhuǎn)換過程[26-27],給水量模擬帶來一定的不確定性.氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù)在國內(nèi)外水循環(huán)研究中應(yīng)用成熟,雖然濕潤區(qū)不同水源間氫氧同位素的組成和差異相對(duì)較小,但這種差異性仍為濕地系統(tǒng)水體轉(zhuǎn)化過程提供了一種非常有效且可靠的方法[17],而且借助端元混合模型還可以定量化不同水源對(duì)濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn),彌補(bǔ)以往對(duì)濕地水體轉(zhuǎn)化過程的“黑箱”描述,可為深入理解鄱陽湖濕地水體相互轉(zhuǎn)化機(jī)制提供一定的參考價(jià)值.

本文研究區(qū)選定于吳城鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)典型洲灘濕地[28],該濕地系統(tǒng)河流-濕地-湖泊相互作用頻繁、季節(jié)性干濕交替顯著,是一個(gè)極具特色的高洪泛濕地系統(tǒng)[27],能夠保證鄱陽湖濕地水體轉(zhuǎn)化關(guān)系的研究結(jié)果相對(duì)更有代表性. 本文主要利用氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù),分析鄱陽湖典型濕地降雨、河水、湖水、地下水氫氧穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化特征,研究不同水文時(shí)期濕地地下水-河湖水之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系,量化不同水源對(duì)濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn).研究結(jié)果可為后續(xù)濕地生物地球化學(xué)循環(huán)的研究和變化水文情勢(shì)下濕地生態(tài)系統(tǒng)演變的預(yù)測(cè)奠定基礎(chǔ).

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)介紹

鄱陽湖位于江西省北部,流域內(nèi)河流縱橫,湖水主要受五河來水補(bǔ)給,經(jīng)湖盆調(diào)蓄后由湖口注入長江(圖1).水位呈現(xiàn)高度動(dòng)態(tài)的季節(jié)性周期變化,在高低水位之間的消落帶發(fā)育有大面積的濕地[20].鄱陽湖流域?qū)儆趤啛釒Ъ撅L(fēng)氣候區(qū),夏季降水主要受夏季風(fēng)控制,冬季降水受西伯利亞內(nèi)陸冷空氣控制,多年平均降水量為1450mm,主要集中在3~6月,占全年降水的54%[20].多年年均氣溫16.3℃,7、8月份氣溫最高,平均33℃,12~2月氣溫最低,多年平均水面蒸發(fā)量1024~1218mm[29].

圖1 研究區(qū)位置

圖2 研究區(qū)濕地?cái)嗝媸疽?/p>

鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)以江西省吳城鎮(zhèn)為中心,管轄范圍224km2,屬于包括湖泊、河流、碟形子湖、草本洲灘的內(nèi)陸型濕地(圖1),是生態(tài)水文過程研究的天然實(shí)驗(yàn)室.本文研究區(qū)為鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)內(nèi)典型的贛江入湖沖積三角洲洲灘濕地(116o00′11′′E,29o14′34′′N,圖1),整個(gè)濕地?cái)嗝骈L約1.8km,高位灘地西側(cè)緊鄰贛江,呈陡峭的臺(tái)地,向東地勢(shì)逐漸向湖區(qū)傾斜(圖2).區(qū)內(nèi)植被沿高程依次分布有中生性草甸、挺水植被帶、濕生植被帶、沉水植物等,濕地?cái)嗝娌荚O(shè)有波文比、氣象觀測(cè)系統(tǒng)、地下水位監(jiān)測(cè)井、湖水位監(jiān)測(cè)傳感器[28],可為本研究提供日地下水位和降水?dāng)?shù)據(jù).

1.2 樣品采集與分析方法

為了研究鄱陽湖典型濕地降水、湖水、河水和地下水的轉(zhuǎn)換關(guān)系,本文于2018年4月(雨季) ~10月(湖泊退水期)開展樣品采集.地下水樣品通過典型濕地各植被群落內(nèi)布設(shè)的3口地下水位觀測(cè)井采集,利用抽水泵抽取無雜質(zhì)和泥沙沉積的水樣.湖水樣品在與研究區(qū)濕地下緣地帶直接相連的鄱陽湖主湖區(qū)的開闊水域處采集,河水樣品采集緊鄰研究區(qū)的贛江水,采樣位置為水面0.5m以下,采樣前先用原水充分潤洗采樣瓶,每個(gè)水樣取3個(gè)重復(fù),充分混合后作為一個(gè)混合樣.降雨樣品依托吳城氣象站在每次降雨期間收集,共收集雨水樣32組.所有水樣采集后迅速裝入30mL聚乙烯瓶中,盡量裝滿,確保無氣泡,并立即用封口膜密封好,放入冷藏裝置中運(yùn)送到實(shí)驗(yàn)室,以冷藏方式保存.

確立反假冒為商標(biāo)保護(hù)的第二支柱——《反不正當(dāng)競爭法》第6條之目的解析............................................................................................劉麗娟 02.56

樣品的室內(nèi)處理與分析在清華大學(xué)研究院穩(wěn)定同位素分析實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行,采用同位素比率質(zhì)譜儀(MAT253,USA)測(cè)定水樣中18O 和D 的含量,分析精度分別為±0.5‰和±2‰.所有水樣測(cè)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:

(‰)=(sam/sta- 1)× 1000(1)

式中:sam代表樣品中D/H或8O/16O的比值,sta為V-SMOW標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)中D/H或8O/16O的比值.

采用Excel2007對(duì)文中數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析,并利用直觀比較法對(duì)比不同時(shí)期降水、湖水、河水和地下水18O、D同位素值,判斷各類水體之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系及地下水的可能補(bǔ)給來源[14-15].同時(shí),利用基于同位素質(zhì)量平衡原理的端元混合模型[30],對(duì)濕地地下水補(bǔ)給來源的貢獻(xiàn)比例進(jìn)行估算,計(jì)算過程分別采用18O、D進(jìn)行計(jì)算,然后取其平均值,計(jì)算公式如下.

δ=pp+rr+ll(2)

p+r+l=1(3)

式中:δ為地下水的氫、氧同位素值;p、rl分別為降水、河水、湖水氫氧同位素值;p、r、l分別為降水、河水、湖水對(duì)濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)比例.

2 結(jié)果與分析

2.1 大氣降水同位素變化特征

從鄱陽湖2018年4~10月降雨18O、D組成隨時(shí)間的變化可以看出,降水氫氧穩(wěn)定同位素變化范圍較大(圖3),D介于-72.59‰~-3.02‰之間,均值為-31.48‰;18O介于-10.22‰~-1.11‰之間,均值為-5.18‰.利用最小二乘法擬合出4~10月當(dāng)?shù)卮髿饨邓€方程:D= 7.6318O + 8.21(2= 0.94,= 31) (圖3).國際原子能委員會(huì)求得的全球大氣雨水線為D=818O+10[31],1983年鄭淑惠等[32]得出我國大氣降水線為D=7.918O+8.2.研究區(qū)大氣降水線的斜率和截距與我國雨水線接近,略小于全球大氣降水線,說明降雨過程水汽受到蒸發(fā)分餾的影響而出現(xiàn)同位素富集.

圖3 降雨、地下水、河湖水δ18O與δD關(guān)系

研究區(qū)降雨同位素在6~7月貧化,其余月份富集,呈現(xiàn)明顯季節(jié)變化(圖4),這與華南地區(qū)南昌、長沙等城市的降水同位素變化規(guī)律基本一致[33-34].主要原因與我國降水水汽來源路徑和蒸發(fā)、凝結(jié)過程中的同位素分餾有關(guān)[35].3~6月為鄱陽湖的雨季,長江以南降雨頻繁且雨量較大,隨著大氣水的多次冷凝,降雨中重同位素越來越貧化,導(dǎo)致雨季后期6~7月份的降雨同位素值偏低.然而,9月開始夏季風(fēng)逐漸減弱,研究區(qū)主要受冬季風(fēng)影響,來自高緯度內(nèi)陸氣團(tuán)所攜帶的水汽源本身18O和D偏高,加之氣溫高、空氣干燥蒸發(fā)強(qiáng),因此其余月份的降雨同位素相對(duì)富集.進(jìn)一步對(duì)本研究區(qū)降雨量()和對(duì)應(yīng)測(cè)得的大氣降水18O值進(jìn)行線性回歸分析,發(fā)現(xiàn)二者呈較為顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系(18O=-0.15-2.24,2=0.55,<0.01)(圖5),表現(xiàn)出明顯的雨量效應(yīng).

圖4 2018年降雨量與降水同位素加權(quán)平均值月變化

12~3月降雨數(shù)據(jù)來自GNIP長沙站[23]

圖5 大氣降水δ18O與降雨量的相關(guān)關(guān)系

2.2 河水、湖水、地下水穩(wěn)定同位素特征

由圖3可知,河水和湖水同位素點(diǎn)據(jù)均位于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€右下方,對(duì)河水和湖水氫氧同位素進(jìn)行回歸擬合,得出研究區(qū)地表水蒸發(fā)線方程為:D= 4.8518O–9.27(2=0.62,<0.01).蒸發(fā)線斜率小于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€,表明研究區(qū)地表水體受蒸發(fā)分餾作用影響強(qiáng)烈,水分蒸發(fā)時(shí)輕同位素(H和16O)更易蒸發(fā),導(dǎo)致河湖水中的重同位素(D和18O)更為富集.濕地地下水氫氧同位素多分布于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€上方,說明受蒸發(fā)分餾影響較小,且部分點(diǎn)分布于河、湖水同位素點(diǎn)據(jù)之間,表明濕地地下水受降水、河水和湖水三者的共同影響.

比較鄱陽湖降水、河水、湖水和濕地地下水氫氧同位素值的月變化(圖6),可以看出,4種水體中降水的氫氧同位素值最小,且季節(jié)性變化幅度最大,18O和D的變化幅度分別為5.29‰和51.3‰.河水、湖水同位素與降水同位素的季節(jié)變化規(guī)律基本一致,均表現(xiàn)為夏季6、7月份貧化,說明地表水體的初始來源均為大氣降水.但是,河水同位素比湖水同位素更為貧化,季節(jié)性變化幅度更大,兩者差異明顯(圖6).河水18O介于-6.60‰~-3.92‰之間,均值為-5.09‰(圖6a);D變化范圍在-42.0‰~-22.8‰之間,均值為-34.4‰(圖6b).河水18O和D值變化幅度僅次于降水,分別為2.69‰和19.2‰.這主要是因?yàn)檠芯繀^(qū)濕地為贛江沖積三角洲濕地,河水是來自贛江子流域的地表徑流,受大氣降水補(bǔ)給的影響最大,但可能還受流域周邊地下水補(bǔ)給的影響,而地下水對(duì)河流的補(bǔ)給主要為相對(duì)穩(wěn)定的基流.湖水氫氧同位素值最大,18O變化范圍在-4.69‰~-2.74‰之間,均值為-3.6‰,D介于-29.2‰~-22.6‰之間,均值為-26.4‰,且18O和D季節(jié)性變化幅度較小,分別為1.95‰和6.57‰.主要原因是湖水為五河徑流、長江水、地下水等多水源的混合體,且湖泊水域面積廣闊,流速相對(duì)較緩,強(qiáng)烈蒸發(fā)分餾導(dǎo)致重同位素過度富集.綜上,河水、湖水同位素組成的差異說明河流和湖水的水源構(gòu)成、流動(dòng)和更新過程不同,氫氧同位素技術(shù)能夠很好的區(qū)分兩種不同的水源.

圖6 2018年降水、湖水、河水、地下水δ18O (a)、δD (b)月變化

濕地地下水氫氧同位素組成并無明顯的季節(jié)性差異,18O和D值僅在8月份較大,其余月份則較為穩(wěn)定(圖6).18O和D平均值分別為-5.26‰和-31.1‰,季節(jié)性變化幅度最小,分別為1.5‰和5‰.這可能是因?yàn)榻邓谟纱髿饨德涞酵寥辣韺?再通過入滲補(bǔ)給到地下水的過程中,大大削弱了降水的季節(jié)性變化.而且濕地地下水埋深較大(年平均值2.9~4.8m)[28],受蒸發(fā)作用的影響較小,僅在汛期地下水淺埋時(shí)存在蒸發(fā)分餾,說明濕地地下水同位素整體較為穩(wěn)定.

總結(jié)上述分析可知,研究區(qū)降水、河水、地下水和湖水的18O和D同位素組成差異顯著,各類水源的氫、氧同位素變化范圍明顯不同,且變化幅度(1.5‰~9.1‰,5‰~69.5‰)均遠(yuǎn)大于δ18O、δD的測(cè)試精度(±0.5‰,±2‰).這種同位素特征差異能夠滿足氫氧同位素示蹤技術(shù)應(yīng)用的條件,為進(jìn)一步探求鄱陽湖濕地降水-河湖水-地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系提供了基礎(chǔ).此外,從均值變化來看,全年降水同位素均值(-6.32‰,-40.1‰)最小,河水(-5.09‰,-34.4‰)和濕地地下水(-5.26‰,-31.1‰)次之,湖水同位素均值(-3.60‰,-26.4‰)最大.濕地地下水18O、D值與河水更為接近,說明相比其它水源,濕地地下水與河水之間的水力聯(lián)系可能更強(qiáng).

2.3 不同水文時(shí)期各類水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系

鄱陽湖水位具有顯著的季節(jié)性動(dòng)態(tài)變化,每年4月初受流域入湖河流的補(bǔ)給,湖水位開始逐漸抬升,至7、8月份達(dá)到最高水位,9月之后開始退水,水落灘出、湖水歸槽[20].湖泊水情的動(dòng)態(tài)變化直接影響濕地各類水體在季節(jié)尺度上的相互轉(zhuǎn)換,根據(jù)鄱陽湖長期水文節(jié)律,本文將4~5月、6~8月、9~10月分別劃分為漲水期、豐水期、退水期[22],研究不同水文時(shí)期鄱陽湖典型濕地各類水體的相互轉(zhuǎn)換關(guān)系,及其對(duì)濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)比例.

第一階段,漲水期鄱陽湖湖水、河水、濕地地下水的18O和D均值分別為(-3.55‰,-23.6‰)、(-4.21‰,-24.6‰)、(-5.34‰,-33.5‰),各水體氫氧穩(wěn)定同位素值排序?yàn)?湖水>河水>地下水.比較河水18O值發(fā)現(xiàn)其與1~5月降水18O值(-4.25‰)接近,而此時(shí)前期降水已經(jīng)充分入滲到地下補(bǔ)給區(qū)域地下水.因此可以認(rèn)為,河水的主要補(bǔ)給源是當(dāng)期降雨和流域內(nèi)地下徑流,這與文獻(xiàn)[23,36]的研究結(jié)果基本一致:鄱陽湖流域的河水由23%的降水和77%的淺層地下水構(gòu)成.湖水D與河水的D值幾乎相等(小于分析精度2‰),表明湖水主要接受河水的補(bǔ)給,4~6月正值鄱陽湖的雨季,湖水位受流域入湖河流的補(bǔ)給而抬升.此外,湖水18O值還與3~5月降水18O值(-3.62‰)大致接近,考慮到強(qiáng)降水時(shí)期土壤含水率較高,湖區(qū)周邊降水易轉(zhuǎn)換成地表徑流,說明湖水可能還接受降水的補(bǔ)給.洲灘濕地地下水同位素最為貧化,甚至小于同期所有降水、河湖水的同位素值,陳建生等也發(fā)現(xiàn)4月份贛江附近井水的18O、D明顯比河水同位素貧化[23],這一現(xiàn)象表明前期地下水曾受到同位素更加貧化的水源補(bǔ)給.比較地下水18O值,發(fā)現(xiàn)其與11月~次年2月降水的18O均值(-5.28‰)相近,考慮到此階段濕地地下水埋深較深(4.1~6.6m),說明降雨入滲補(bǔ)給地下水可能存在滯后性,這與前期研究相印證,水文觀測(cè)顯示鄱陽湖濕地地下水位峰值出現(xiàn)時(shí)間滯后年內(nèi)降水峰值約3~4個(gè)月[28].此外,地下水18O、D與6~8月河水的18O值(-5.54‰)和D(-38.5‰)接近.以往監(jiān)測(cè)顯示濕地地下水位大幅抬升的時(shí)期為每年汛期的6~8月[28],而且此階段河水同位素為全年最低,考慮到地下含水層蓄水能力強(qiáng),地下水同位素季節(jié)變化較小,說明水體更新速度較慢,滯留時(shí)間較長.由此綜合推斷,濕地地下水可能受到前期降水和河水補(bǔ)給的滯后影響,地下水中保留了更多早期貧化的“老水”(圖7a).基于同位素質(zhì)量平衡的三元混合模型計(jì)算顯示,汛期河水、前期降水和湖水對(duì)此階段洲灘濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)率分別約為75%、13%和12%(表1).這說明降水入滲直接補(bǔ)給地下水的比例有限,濕地地下水中保留了更早期的河水和降水.

表1 濕地地下水補(bǔ)給水源貢獻(xiàn)比計(jì)算結(jié)果(均值±SD)

第二階段,豐水期湖水、河水、濕地地下水的18O和D均值分別為(-3.97‰,-28.3‰)、(-5.54‰,-38.5‰)、(-5.00‰,-30.0‰),各水體同位素值排序?yàn)?湖水>地下水>河水.地下水同位素值介于湖水和河水之間,部分18O、D點(diǎn)據(jù)與河水、湖水同位素幾乎重合(圖6),說明洲灘濕地地下水在豐水期受鄱陽湖上漲的湖水和流域入湖河水的共同補(bǔ)給(圖7b).雖然從流域-湖泊水文過程來看,湖水大部分來自河水補(bǔ)給,但兩者同位素組成的差異說明河水與湖水的水源構(gòu)成及影響因素不同.主要原因?yàn)?、8月份是長江中上游的主汛期,長江對(duì)鄱陽湖的水量倒灌是湖泊與長江相互作用的重要特征,倒灌作用可影響至鄱陽湖最上游的康山站,北部主湖區(qū)河道影響最為顯著[37].本文研究區(qū)濕地位于湖區(qū)北部,湖水是流域五河和長江水量相互作用的混合水體[37-38],主要受五河徑流、長江徑流及江湖作用強(qiáng)度的影響; 而河水主要受贛江流域降水條件的影響.經(jīng)三元混合模型計(jì)算,河水、湖水和降水對(duì)濕地地下水的補(bǔ)給貢獻(xiàn)率分別為21%、70%和9%(表1).河水同位素比同期降水同位素值(-7.68‰)顯著偏大,說明河水除了受當(dāng)季降水補(bǔ)給的影響,可能還受到前期降雨入滲形成的壤中流或河道兩側(cè)地下徑流的補(bǔ)給,并經(jīng)歷強(qiáng)烈的蒸發(fā)分餾.

第三階段,退水期鄱陽湖入湖河流的流量減少,湖泊水位降低,逐漸進(jìn)入枯水期.湖水、河水、洲灘濕地地下水的18O排序關(guān)系為:湖水(-3.11‰)>河水(-5.31‰)>地下水(-5.59‰),D值排序?yàn)?湖水(-26.2‰)>地下水(-30.6‰)>河水(-37.9‰).此階段湖水同位素較其它時(shí)段最為富集,主要是因?yàn)橥怂蠛畾w槽,大湖面被高低起伏的湖底地形分割成許多個(gè)獨(dú)立的子湖,湖水流動(dòng)性變差,加之秋季高溫少雨,蒸發(fā)分餾作用強(qiáng)烈.此外,河水18O同位素值略高于濕地地下水18O值,湖水D與地下水D值較相近,考慮到退水初期濕地地下水位下降速率可達(dá)10cm/d[28],因此可以認(rèn)為退水期濕地地下水迅速向河道和湖泊排泄(圖7c),而河水和湖水接受濕地地下水的補(bǔ)給后,均受到二次蒸發(fā)的影響.

圖7 不同水文時(shí)期典型洲灘濕地降水、河湖水與地下水轉(zhuǎn)換關(guān)系示意

3 討論

不同水體同位素組成的差異是研究水體轉(zhuǎn)化關(guān)系的基礎(chǔ),本文鄱陽湖大氣降水樣品采集雖然不足1a,但仍呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化,而濕地地下水18O和D值的季節(jié)變化較小,整體高于大氣降水、河水同位素,低于湖水同位素.這與七里海濕地、扎龍濕地、呼倫湖濕地地下水同位素特征基本一致[19,39-40].如張兵等[39]研究發(fā)現(xiàn),天津七里海濕地地下水同位素組成嚴(yán)重貧化,年內(nèi)變化很小,河水和湖沼水受蒸發(fā)分餾的影響同位素較為富集.王磊等[19]在扎龍濕地研究發(fā)現(xiàn),地下水同位素介于降水、河水和湖水同位素之間,存在富集現(xiàn)象.地下水氫氧同位素的組成與多種因素有關(guān),如海拔高程、補(bǔ)給水源組成、氣候條件等[12-14].山地區(qū)域地下水氧同位素值具有隨高程的增加而減小的特點(diǎn)[41],這是因?yàn)榈叵滤凰乇憩F(xiàn)出的高程效應(yīng)是降水同位素高程效應(yīng)的間接體現(xiàn),不同海拔處地下水的補(bǔ)給范圍和徑流路徑不同.而本文研究區(qū)屬于坡面尺度,高差小(13~18m,圖2),故地下水同位素的空間差異很小.此外,地下水埋深、植被類型、覆蓋度和土壤特性等均是影響淺層地下水蒸發(fā)強(qiáng)度的主要因素,地下水蒸發(fā)越強(qiáng),重同位素更富集[25,41].本研究地下水氫氧同位素在茵陳蒿(-5.32‰,-29.5‰)、蘆葦(-5.14‰, -31.6‰)和灰化薹草(-5.49‰,-34.5‰)群落間并未表現(xiàn)出顯著性差異(=0.598>0.05).這可能是因?yàn)檠芯繀^(qū)地下水整體埋深較大,地下水同位素受蒸發(fā)分餾效應(yīng)的影響較弱,且地表均是致密草本植物,植被蒸騰對(duì)地下水蒸發(fā)強(qiáng)度的影響差異較小.這也說明濕地不同群落地下水的補(bǔ)給來源和經(jīng)歷的水循環(huán)過程具有相似性.

研究發(fā)現(xiàn),雖然鄱陽湖地處濕潤區(qū),但濕地地下水接受大氣降水直接補(bǔ)給較弱(占比<13%),河水和湖水是濕地地下水的主要補(bǔ)給來源.王磊等[19]研究發(fā)現(xiàn),河水和湖水是補(bǔ)給扎龍濕地地下水的主要來源.梁麗娥等[40]研究發(fā)現(xiàn)內(nèi)蒙古呼倫湖濕地除了受大氣降水和河水補(bǔ)給外,裂隙地下水也是重要的來源.這可能是因?yàn)橹逓竦氐叵滤畠H在汛期埋深小于2m,雨季地下水平均埋深在4~5m[28],且土壤主要為沖積湖積粉細(xì)砂和淤泥,降水直接穿透包氣帶有效補(bǔ)給地下水的量較少.湖水和河水等自由水體,可以與濕地地下水之間形成水頭差,對(duì)濕地地下水的影響更大.事實(shí)上,水頭差的存在是地表水與地下水相互作用產(chǎn)生的前提,水力梯度決定了源、匯項(xiàng)及徑流路徑,進(jìn)而表現(xiàn)為不同的作用模式[5].根據(jù)Jolly等[42]基于水力特征劃分的4種濕地作用模式,鄱陽湖濕地地表水與地下水相互作用模式呈現(xiàn)明顯的時(shí)間分異,豐水期河水和湖水補(bǔ)給洲灘濕地地下水,屬于飽和流—補(bǔ)給型作用模式,而退水期濕地地下水向河道和湖泊排泄,屬于飽和流—排泄型作用模式,這與鄱陽湖周期性的水文情勢(shì)變化有關(guān).

此外,研究發(fā)現(xiàn)鄱陽湖洲灘濕地地下水18O和D與河水同位素值更接近,河水對(duì)濕地地下水的平均補(bǔ)給比重約48%.這與鄧志明等[25]在鄱陽湖贛江入湖洲灘濕地的研究結(jié)果一致,發(fā)現(xiàn)4月份洲灘濕地地下水與贛江水同位素幾乎接近.說明相比湖水而言,漲水期鄱陽湖濕地地下水與贛江河水的水力聯(lián)系和轉(zhuǎn)換更為緊密.這可能與洲灘濕地沿高程梯度的土壤質(zhì)地差異有關(guān),胡春華等研究發(fā)現(xiàn)鄱陽湖濕地越靠近湖區(qū)的低洼處,土壤粒徑越細(xì)、泥質(zhì)含量越高[43],本文前期調(diào)研也發(fā)現(xiàn)毗鄰湖區(qū)的泥灘地帶多存在黏性土層[44],這些弱透水層可能會(huì)導(dǎo)致湖水與地下水之間的相互作用減弱.然而,高位灘地緊鄰入湖河流,土壤以粒徑較粗的砂土為主,河水水流速度快,長期對(duì)濕地岸灘的沖刷使得淤泥顆粒不易沉積,河水和濕地地下水之間的滲流通道能夠保持暢通.

濕地不同水體之間的轉(zhuǎn)換過程非常復(fù)雜,本文探討了鄱陽湖典型洲灘濕地降水、地表水與地下水之間的轉(zhuǎn)換關(guān)系,揭示了不同水文時(shí)期濕地地下水補(bǔ)給來源,并量化了各水源的補(bǔ)給貢獻(xiàn)比重.必須明確指出的是,濕地水體的相互作用具有一定的時(shí)空變異性,本研究僅能反應(yīng)局部濕地地下水流系統(tǒng)與河湖等地表水體的水力接觸與交換過程,此外,本文基于同位素?cái)?shù)據(jù)和水文觀測(cè)提出濕地地下水受早期降水和河水滯后補(bǔ)給的假設(shè),但目前尚不能精確區(qū)分濕地地下水中的老水與新水及其混合過程,可能定量化計(jì)算結(jié)果會(huì)有一定的不確定性,但并不會(huì)改變不同水源之間轉(zhuǎn)換關(guān)系及其對(duì)濕地地下水相對(duì)貢獻(xiàn)的結(jié)論.未來工作將加強(qiáng)多尺度系統(tǒng)研究,開展不同入湖三角洲濕地、碟形湖濕地以及湖區(qū)尺度的水文、水化學(xué)、同位素多手段聯(lián)合監(jiān)測(cè),通過不同時(shí)空尺度信息的整合,更精準(zhǔn)的定量研究地下水中的新舊水混合問題,全面揭示變化環(huán)境下鄱陽湖濕地水體相互作用的響應(yīng)機(jī)制.

4 結(jié)論

4.1 鄱陽湖降雨氫氧同位素在夏季6、7月份貧化,其余月份較為富集,表現(xiàn)出明顯季節(jié)變化和降雨量效應(yīng). 河水和湖水氫氧同位素與降水同位素季節(jié)性變化規(guī)律一致,濕地地下水同位素季節(jié)性差異較小,整體較為穩(wěn)定.

4.2 研究區(qū)大氣降水的氫氧同位素值最小,湖水氫氧同位素最為富集,河水和濕地地下水同位素值居中,兩者均值接近.表明洲灘濕地地下水受大氣降水、河水和湖水共同影響,但地下水接受大氣降水直接補(bǔ)給較弱,河水和湖水是濕地地下水的主要補(bǔ)給來源.相比湖水而言,濕地地下水與入湖河流之間的水力聯(lián)系可能更為密切.

4.3 水文情勢(shì)的周期性變化導(dǎo)致鄱陽湖典型洲灘濕地各類水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系存在明顯的時(shí)間分異.漲水期(4~5月)濕地地下水可能受前期降水累積作用以及河水補(bǔ)給的滯后影響,河水的貢獻(xiàn)比重最大;豐水期(6~8 月)濕地地下水主要受湖水和河水的共同補(bǔ)給,湖水的貢獻(xiàn)超過50%;退水期(9~10月)濕地地下水向周邊河流和湖泊排泄.

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Groundwater, river water and lake water transformations in a typical wetland of Poyang Lake.

XU Xiu-li1, LI Yun-liang2*, TAN Zhi-qiang2, GUO Qiang1

(1.College of Water Resources Science and Engineering, Taiyuan University of Technology, Taiyuan 030024, China；2.Key Laboratory of Watershed Geographic Sciences, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China)., 2021,41(4)：1824~1833

The characteristics of hydrogen and oxygen isotopes in rainfall, lake water, river water, and wetland groundwater were investigated in a typical delta wetland of Poyang Lake during the period from April to October in 2018. Based on the18O-D relationships, the transformations between these different water sources in different hydrological periods were quantified. The contribution rates of different water bodies to wetland groundwater were further calculated using a mixed source model. The results showed that, in general, the rainfall18O andD values were lower in June and July and were higher in other months of the year. The rainfall isotopes exhibit obviously seasonal variations and the associated amount effect. The variation trends of isotopes in river water and lake water were consistent with those of the rainfall. In addition, the river water and lake water were isotopic enriched due to intense evaporation, while the variation amplitudes were less than the rainfall isotopes. The results also revealed that the groundwater isotopes in wetland were relatively stable with small seasonal variations. On average, the groundwater18O andD values (-5.26‰, -31.1‰) were higher than those of the rainfall (-6.32‰, -40.1‰), and were lower than those of the lake water (-3.60‰, -26.4‰), but were close to the river water (-5.09‰, -34.4‰). This result indicated that the wetland groundwater was jointly influenced by rainfall, river water and lake water. During the water level rising period (April-May), the river water was mainly recharged by the rainfall and the catchment groundwater. During this period, the lake water was mainly supplied by the rainfall and the river water, while the wetland groundwater was mainly replenished by the antecedent precipitation and the river water. However, the contribution of river water to the wetland groundwater was the greatest among these water sources. During the high water level period (June-August), the wetland groundwater was mainly recharged by lake water and the river water, and the contribution rate of lake water was higher than 50%. During the falling water period, results showed that the wetland groundwater discharged to the surrounding river channel and the lake.

stable isotope；groundwater；river water；lake water；transformation relationship；Poyang Lake wetland

X524

A

1000-6923(2021)04-1824-10

許秀麗(1987-),女,山西忻州人,副教授,博士,主要從濕地生態(tài)水文過程研究.發(fā)表論文9篇.

2020-08-26

國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃項(xiàng)目(2019YFC0409002);國家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41601031,42071036,41771037);中科院青年創(chuàng)新促進(jìn)會(huì)項(xiàng)目(Y9CJH01001);山西省應(yīng)用基礎(chǔ)研究項(xiàng)目(201801D221052)

* 責(zé)任作者, 副研究員, yunliangli@niglas.ac.cn