寧夏苦水河流域地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系研究

吉衛(wèi)波， 趙銀鑫， 虎博文， 楊麗虎， 公 亮， 馬玉學(xué)

（1.寧夏回族自治區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查院，寧夏 銀川 750021;2.中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所陸地水循環(huán)及地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101）

中國(guó)西北干旱、半干旱地區(qū)水資源匱乏，該區(qū)域水資源的主要特點(diǎn)為資源量少、分布不均衡、苦咸水分布廣泛［1］?？嘞趟欠浅Ｒ?guī)水資源的重要組成部分，目前，對(duì)于苦咸水定義尚無統(tǒng)一，根據(jù)相關(guān)學(xué)者的研究成果［2］，在本研究中，將礦化度大于2 g·L-1或硫酸鹽大于350 mg·L-1的水體定義為苦咸水。

近年來，非常規(guī)水資源的研究、開發(fā)與利用越來越受到學(xué)者的關(guān)注［3］。在苦咸水資源開發(fā)利用過程中，開展地表水與地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系研究有助于掌握流域水文循環(huán)過程，為進(jìn)一步因地制宜開展苦咸水資源的可持續(xù)開發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)［4-5］。地表水與地下水的轉(zhuǎn)化是水文循環(huán)的一個(gè)重要過程，在此過程中受氣候、不同水文地質(zhì)單元的耦合、水化學(xué)作用及人類活動(dòng)等因素的影響，水量、化學(xué)成分、溫度、能量等隨之發(fā)生變化，根據(jù)這些要素時(shí)空變化特征來反演水循環(huán)過程是研究地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系的主要思路［6-9］。水化學(xué)特征與氫氧穩(wěn)定同位素是水文循環(huán)過程的天然標(biāo)志物，利用氫氧穩(wěn)定同位素與水化學(xué)相結(jié)合的方法已普遍應(yīng)用于水循環(huán)演化等方面的研究［10］，如段麗洪等［11］選取阿爾泰山大氣降水同位素監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，研究了該區(qū)域的水汽運(yùn)移特征；趙明華［12］建立了黃土高原的大氣降水曲線，分析了黃土高原地區(qū)水汽來源演化規(guī)律；Zheng 等［13］基于水化學(xué)與氫氧穩(wěn)定同位素方法，揭示了巢湖流域地表水的污染機(jī)制。目前，針對(duì)中國(guó)西北干旱、半干旱地區(qū)的地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系研究多集中諸如黑河流域［14］、巴音河［15］、博爾塔拉河［16］等淡水河流域，而針對(duì)苦咸水流域的研究尚不多見。

苦水河是寧夏黃河流域的第二大支流，也是寧夏苦咸水的主要分布區(qū)之一，前人對(duì)該區(qū)域的研究主要側(cè)重于地表水的水文過程［17］、水質(zhì)評(píng)價(jià)［18］及苦咸水資源量的調(diào)查評(píng)價(jià)［4］等，而對(duì)地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系的研究還未有涉及。通過分析寧夏苦水河流域不同水體的水化學(xué)與氫氧穩(wěn)定同位素的時(shí)空演化規(guī)律，探究該區(qū)域的水循環(huán)特征，為西北干旱半干旱區(qū)苦咸水資源的可持續(xù)開發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

苦水河發(fā)源自甘肅省環(huán)縣甜水堡鎮(zhèn)沙坡子溝溝腦，流經(jīng)甘肅省環(huán)縣和寧夏吳忠市、靈武市，流域總面積5447 km2。本文以寧夏苦水河流域（106°03′09″～107°05′59″E，36°54′00″～38°03′57″N）為研究區(qū)，流域面積5171 km2。寧夏苦水河流域?qū)俅箨懶愿珊蛋敫珊禋夂?，年均氣?.3～9.8 ℃，多年平均降水量188.8～264.6 mm，降水量在各時(shí)期分配不均，6—9月降水量占全年降水量的57%～61%，甜水河為其主要支流。在本次研究中，將泉子灣以南劃分為上游，泉子灣至扁擔(dān)溝鎮(zhèn)劃分為中游，扁擔(dān)溝鎮(zhèn)至入黃河口劃分為下游。

寧夏苦水河流域地形復(fù)雜，地貌類型多樣，總體呈南高北低、西高東低的地形特征。上、中游以苦水河為界，上游東部為侵蝕黃土丘陵，西部為洪積擠壓型山間斷陷平原，中游東部為干燥剝蝕臺(tái)地，西部為侵蝕剝蝕紅巖丘陵，下游為平坦開闊的沖湖積拉張型斷陷平原。

流域內(nèi)地下水類型可劃分為第四系松散巖類孔隙水、碎屑巖類孔隙裂隙水、碳酸鹽巖類裂隙溶洞水及基巖裂隙水4類。第四系松散巖類孔隙水主要分布于苦水河河谷平原、羅山東部及北部的沖洪積扇、下游沖湖積拉張型斷陷平原；碎屑巖類孔隙裂隙水分布于下馬關(guān)鎮(zhèn)南部、中游西部的侵蝕紅巖丘陵與干燥剝蝕臺(tái)地，水質(zhì)較差；碎屑巖類孔隙裂隙水上部往往發(fā)育第四系松散巖類孔隙水；基巖裂隙水主要分布于流域西南部的羅山地區(qū)；碳酸鹽巖類裂隙溶洞水小面積分布于中南部的青龍山地區(qū)（圖1）。

圖1 研究區(qū)采樣點(diǎn)分布Fig.1 Distribution of sampling points in study area

2 材料與方法

2.1 樣品采集與測(cè)試

在苦水河干流及支流甜水河沿岸布設(shè)采樣點(diǎn)，分別于枯水期（2022年1月）采集地下水樣品21個(gè)、地表水樣品14個(gè)，豐水期（同年6月）采集地下水樣品21個(gè)、地表水樣品18個(gè)。地下水采樣點(diǎn)主要位于距離地表水采樣點(diǎn)1 km 內(nèi)民井中，井深為10～20 m之間，主要為第四系松散巖類孔隙水。在采樣前，先抽水3～5 min，用水樣潤(rùn)洗采樣瓶3～5 遍，采集后用封口膜封閉，并置于4 ℃保溫箱內(nèi)保存。

水化學(xué)測(cè)試由國(guó)土資源部銀川礦產(chǎn)資源監(jiān)督監(jiān)測(cè)中心實(shí)驗(yàn)室承擔(dān)。溶解性總固體（TDS）使用重量法測(cè)定，K+和Na+使用火焰發(fā)射光譜法測(cè)定，Ca2+和Mg2+使用火焰原子吸收分光光度法測(cè)定，Cl-、SO24-使用離子色譜法測(cè)定，CO32-、HCO-3使用滴定法測(cè)定。氫氧穩(wěn)定同位素測(cè)試由中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所承擔(dān)，測(cè)量?jī)x器使用液態(tài)水同位素分析儀（Liquid water isotope analyzer，DLT-100），測(cè)試結(jié)果以相對(duì)于維也納海洋水標(biāo)準(zhǔn)值的千分差的形式表示，測(cè)試精度為：δD＜±1‰，δ18O＜±0.1‰。

2.2 地表水與地下水轉(zhuǎn)換比例計(jì)算方法

根據(jù)質(zhì)量守恒定律［16］，對(duì)于由2 種水體混合而成的水體，可使用氫氧穩(wěn)定同位素（或其他性質(zhì)穩(wěn)定的水化學(xué)參數(shù)）來定量分析地表水與地下水之間的混合轉(zhuǎn)化比例，公式為：

式中：δm為混合水體的同位素值；δ1為水體1 同位素值；δ2為水體2的同位素值；f為水體1在混合水中的比例，則1-f為水體2在混合水體中占比。由式（1）可推導(dǎo)出式（2），應(yīng)用式（2）可計(jì)算出不同水體的混合比例。

3 結(jié)果與分析

3.1 水化學(xué)特征

3.1.1 離子組成時(shí)空變化特征苦水河流域內(nèi)地表水陽離子濃度關(guān)系為Na+＞Mg2+＞Ca2+＞K+，其中Na+和Mg2+為主要陽離子，陰離子濃度關(guān)系為SO24-＞Cl-＞HCO-3，其中SO24-與Cl-為主要陰離子（表1）。流域內(nèi)地下水的離子組成特征總體上與地表水保持一致。在不同河段內(nèi)，地下水的離子組成表現(xiàn)出顯著的徑流分區(qū)特征，其中流域內(nèi)上、中游地下水離子組成與地表水相同，下游Ca2+與HCO-3濃度明顯上升，地下水陽離子濃度關(guān)系轉(zhuǎn)變?yōu)镹a+＞Ca2+＞Mg2+＞K+，陰離子濃度關(guān)系為HCO-3＞SO24-＞Cl-。流域內(nèi)水體pH值范圍介于7.42～8.70，為弱堿性水。

表1 不同時(shí)期地表水和地下水水化學(xué)參數(shù)特征Tab.1 Characteristics of hydrochemical parameters of surface water and groundwater in different periods

流域內(nèi)地表水的水化學(xué)類型以SO4·Cl-Na·Mg為主，SO4·Cl-Na 次之，上、中游地下水水化學(xué)類型同地表水相同，表明上、中游的地表水與地下水存在相似的水化學(xué)形成過程或頻繁的轉(zhuǎn)化關(guān)系（圖2）。下游地下水化學(xué)類型為混合型，水化學(xué)類型主要為HCO3·SO4-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Mg、SO4·Cl-Na·Ca·Mg、HCO3·SO4·Cl-Na、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg 等類型，水化學(xué)類型的轉(zhuǎn)變表明下游水循環(huán)模式、水巖作用的改變。由于流域內(nèi)的上游、中游廣泛分布古近系、新近系碎屑巖地層，徑流通過該地層的地表水以及賦存于該類含水介質(zhì)中的地下水，在水文循環(huán)過程中，溶濾作用導(dǎo)致碎屑巖中可溶性碳酸鹽巖及石膏的不斷溶解，疊加蒸發(fā)濃縮作用，使水體中的礦化度逐漸增大，最終導(dǎo)致了苦咸水的形成［19］。

圖2 不同時(shí)期地表水和地下水Piper三線圖Fig.2 Piper diagram of surface water and groundwater in different periods

3.1.2 溶解性總固體（TDS）時(shí)空變化特征枯水期地表水TDS（7.54 g·L-1）大于豐水期（6.11 g·L-1），豐水期地下水TDS（3.91 g·L-1）與枯水期（4.18 g·L-1）差距較小，不同時(shí)期地表水TDS 遠(yuǎn)大于地下水，不同水體在不同時(shí)期與不同徑流區(qū)域的TDS 的變化趨勢(shì)差異性明顯（圖3）。枯水期干流上、中游地下水TDS 呈先增大后減小再增大的趨勢(shì)，其中中游地表水TDS 增大的原因是受較富水的古近系新近系碎屑巖類孔隙裂隙水側(cè)向徑流補(bǔ)給，以及河流不斷溶濾碎屑巖層中碳酸鹽巖、石膏的綜合作用所致。地下水TDS 在上、中游的變化趨勢(shì)與地表水基本相同，說明上、中游地表水與地下水存在明顯的補(bǔ)排關(guān)系。干流下游地表水與地下水TDS 均呈緩慢減小趨勢(shì)，地下水TDS 在減小過程中局部有波動(dòng)，野外調(diào)查過程中發(fā)現(xiàn)波動(dòng)點(diǎn)為畜牧業(yè)用水點(diǎn)，開采量較大且持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，在抽水過程中形成了局部的降落漏斗，從而引起地表水下滲地下水，造成地下水TDS顯著升高的現(xiàn)象［19］。

圖3 不同時(shí)期地表水與地下水TDS沿流程變化趨勢(shì)Fig.3 TDS variation trend of surface water and groundwater in different periods

豐水期地表水TDS 較枯水期有明顯下降，說明大氣降水是豐水期地表水的主要補(bǔ)給源之一，中游地表水呈緩慢增加的趨勢(shì)，而地下水同地表水的變化趨勢(shì)均呈緩慢減小的趨勢(shì)，表明中游地表水和地下水的水力聯(lián)系微弱，對(duì)比不同時(shí)期下游水體的TDS 變化趨勢(shì)發(fā)現(xiàn)，豐水期下游地表水TDS 下降速度明顯大于枯水期。甜水河支流在不同時(shí)期地表水TDS 均呈先緩慢減小后逐漸增大的趨勢(shì)，地下水的變化趨勢(shì)呈波動(dòng)增大趨勢(shì)，表明甜水河以地下水補(bǔ)給地表水為主。

3.2 水化學(xué)控制因素

如圖4 所示，地表水Na+/(Na++Ca2+)值主要位于0.7～1.0 之間，主要處于蒸發(fā)濃縮范圍內(nèi)，Cl-/(Cl-+HCO-3)值主要位于0.6～1.0之間，整體位于蒸發(fā)濃縮作用下，少部分位置向巖石風(fēng)化作用控制區(qū)域移動(dòng)，表明地表水中的離子形成作用在不同時(shí)期均以蒸發(fā)濃縮作用為主，伴隨著輕微的巖石風(fēng)化作用。

圖4 不同時(shí)期地表水和地下水Gibbs圖Fig.4 Gibbs diagram of surface water and groundwater in different periods

上、中游地下水Na+/(Na++Ca2+)值均主要集中于0.8～1.0 之間，Cl-/(Cl-+HCO-3)值為0.5～1.0，表明上、中游地下水的水化學(xué)形成作用均受蒸發(fā)濃縮作用影響，上游地下水與地表水的化學(xué)形成作用在豐水期與枯水期相一致，說明兩者可能存在密切的轉(zhuǎn)化關(guān)系。下游地下水的水化學(xué)形成作用同地表水相比，水化學(xué)控制作用由蒸發(fā)濃縮作用向巖石風(fēng)化作用移動(dòng)明顯，Na+/(Na++Ca2+)值多位于0.4～0.7 之間，陽離子依然主要受蒸發(fā)濃縮作用控制，Cl-/(Cl-+HCO-3)值多集中于0.1～0.3之間，陰離子的水化學(xué)形成作用已完全轉(zhuǎn)變?yōu)槭軒r石風(fēng)化作用控制，少數(shù)樣點(diǎn)的投影位置位于控制虛線外，可能是受人類活動(dòng)影響所致。

3.3 同位素特征

如表1所示，研究區(qū)枯水期地表水δD值的范圍為-73.98‰～-56.88‰，均值為-66.16‰，δ18O值范圍區(qū)間為-10.16‰～-8.02‰，均值為-8.80‰。豐水期地表水的δD 值的范圍為-66.20‰～-43.70‰，均值為-57.54‰，δ18O 值的范圍為-9.16‰～-4.35‰，均值為-7.30‰。與豐水期相比，枯水期的δD、δ18O 均呈現(xiàn)貧化現(xiàn)象，主要原因?yàn)闇囟仍降?，同位素分餾作用更加顯著［20-21］?？菟诘叵滤腄 值的范圍為-75.27‰～-52.52‰，均值為-67.05‰，δ18O 值的范圍為-10.30‰～-7.49‰，均值為-9.18‰。豐水期地下水δD 值的范圍為-76.77‰～-53.93‰，均值為-65.89‰，δ18O 值的范圍為-11.00‰～-7.60‰，均值為-9.42‰?？菟诘乇硭c地下水的δD、δ18O值比較接近，主要原因?yàn)榭菟诖髿饨邓∩?，地下水與地表水的兩水轉(zhuǎn)化是流域內(nèi)主要水文循環(huán)方式。豐水期地下水δD、δ18O比地表水貧化明顯，表明豐水期的地下水可能受多種水源的混合補(bǔ)給作用。

研究區(qū)的大氣降水曲線由國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)銀川站（距研究區(qū)50 km）1988—2000年月均降水同位素?cái)?shù)據(jù)取得，大氣降水方程為δD=7.21δ18O+5.5（R2=0.96）［22］?？菟诘叵滤c地表水樣點(diǎn)主要位于大氣降水曲線下方，地表水和地下水同位素?cái)M合曲線斜率分別為4.81、5.73，均小于大氣降水曲線斜率（7.22），說明地表水與地下水受到大氣降水的補(bǔ)給作用有限，不同徑流區(qū)均受到不同程度蒸發(fā)作用的影響（圖5a）。上游干流的地表水與地下水點(diǎn)分布離散，說明上游地表水與地下水水力聯(lián)系微弱，中、下游的部分地表水點(diǎn)與地下水點(diǎn)分布均比較集中，說明中、下游地表水與地下水水力聯(lián)系密切。

圖5 不同時(shí)期地表水和地下水δD、δ18O關(guān)系Fig.5 Relationship between δD and δ18O of surface water and groundwater in different periods

豐水期地表水與地下水同位素?cái)M合曲線斜率分別為3.90、4.69，均小于枯水期地表水與地下水?dāng)M合曲線斜率。豐水期地下水主要位于大氣降水曲線的兩側(cè)，而地表水自下游至上游呈遠(yuǎn)離大氣降水曲線的分布規(guī)律，且不同徑流區(qū)遠(yuǎn)離程度不同，表明地表水由下游至上游受蒸發(fā)作用逐漸增強(qiáng)（圖5b）。上、中游干流地表水與地下水分布離散，表明兩者不存在明顯的轉(zhuǎn)化關(guān)系，而上游甜水河支流的地表水與地下水分布較為集中，表明兩者水力聯(lián)系較強(qiáng)。下游部分地下水樣點(diǎn)的δD、δ18O貧化明顯，主要原因?yàn)槭芟掠胃凰暂^強(qiáng)的第四系松散巖類孔隙水、引黃灌溉水及灌渠滲漏水等補(bǔ)給作用所致。

4 討論

由于δ18O作為一種穩(wěn)定示蹤劑在研究水體補(bǔ)給來源、排泄機(jī)制等方面的優(yōu)勢(shì)［23］，故通過δ18O的沿程變化規(guī)律結(jié)合水化學(xué)與水文地質(zhì)條件來研究地表水與地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系。

枯水期上游干流地下水樣點(diǎn)G1、G2 的δ18O（分別為-8.38‰、-7.49‰）比地表水R1、R2（分別為-8.74‰、-8.71‰）的富集，冬季上游河水徑流量銳減，河面結(jié)冰明顯，只有局部區(qū)域有河水露出，但是流量較小，枯水期降水稀少，說明地表水來自于兩側(cè)貧水的碎屑巖類孔隙裂隙水側(cè)向徑流補(bǔ)給，且補(bǔ)給量非常有限。中游干流地表水樣點(diǎn)R3～R5的δ18O（平均值-8.35‰）與地下水樣點(diǎn)G3、G5的δ18O（平均值-8.90‰）接近，且地表水與地下水的TDS 變化趨勢(shì)基本相同，地表水δ18O呈逐漸貧化趨勢(shì)，說明中游地表水受地下水的補(bǔ)給作用，補(bǔ)給比例為51.8%。在寧夏苦水河流域下游的黃河沖湖積平原，地表水δ18O 由R6 的-8.97‰緩慢貧化至R9 的-9.22‰，局部點(diǎn)位有富集現(xiàn)象，可能為人類活動(dòng)所致。地下水的δ18O 從G6（-9.10‰）至金銀灘鎮(zhèn)北部的G10（-10.27‰）貧化現(xiàn)象明顯，說明流域內(nèi)地下水可能受到來自流域外圍銀川平原較貧化δ18O同位素的混合作用，由于本研究中并未采集流域外圍銀川平原地下水水樣，所以枯水期銀川平原地下水δ18O 數(shù)據(jù)引自范廣群［22］的研究，銀川平原枯水期地下水δ18O的平均值為-10.04‰，表明下游扁擔(dān)溝鎮(zhèn)至金銀灘鎮(zhèn)北部一帶，地下水受銀川平原第四系松散巖類孔隙水的側(cè)向徑流補(bǔ)給作用。金銀灘北部地下水樣點(diǎn)G10至河流入黃口G13 的δ18O 由-10.27‰變?yōu)?9.18‰，由于該區(qū)域鄰近城鎮(zhèn)區(qū)，同位素的變化可能受工業(yè)廢水、生活污水排入等人類活動(dòng)有關(guān)，而該區(qū)域地表水和地下水的TDS 變化趨勢(shì)基本相同，綜合推斷下游水循環(huán)模式為地下水補(bǔ)給地表水，補(bǔ)給比例57.8%。甜水河支流地表水δ18O呈逐漸富集的趨勢(shì)，表明枯水期地表水受蒸發(fā)作用導(dǎo)致同位素的富集，而地下水重同位素呈波動(dòng)變化趨勢(shì)，表明兩者之間的水力聯(lián)系微弱（圖6a）。

圖6 不同時(shí)期地表水與地下水δ18O沿程變化趨勢(shì)Fig.6 Trend of δ18O in surface and groundwater in different periods

豐水期上游干流地表水樣點(diǎn)R1 至R4 的δ18O變化區(qū)間為-6.22‰～-5.47‰，呈逐漸富集趨勢(shì)，上游地下水的δ18O 值區(qū)間為-8.40‰～-7.60‰，兩者的δ18O 值差距較大，表明上游地表水同位素的富集受蒸發(fā)分餾作用控制，地表水與地下水的水力聯(lián)系微弱。干流上游地表水的δ18O（R4 為-5.47‰）至中游（R5 為-7.44‰）急劇貧化，主要原因?yàn)槭芴鹚又Я鳎é?8O值平均為-7.56‰）的匯入混合導(dǎo)致，之后隨流程增長(zhǎng)持續(xù)受蒸發(fā)作用影響導(dǎo)致δ18O 呈緩慢富集的趨勢(shì)，變化趨勢(shì)同TDS 變化趨勢(shì)相一致。而中游地下水的δ18O 與地表水的變化趨勢(shì)相反，地下水的δ18O 由-8.42‰（G3）貧化至-9.85‰（G4），主要原因?yàn)橹杏蔚叵滤芪鞑克樾紟r類孔隙裂隙水的側(cè)向徑流補(bǔ)給作用，與地表水、地下水TDS 變化趨勢(shì)完全相同，表明中游地表水與地下水無明顯的轉(zhuǎn)化關(guān)系。下游地表水δ18O 貧化趨勢(shì)明顯，下游地形平緩，蒸發(fā)作用增強(qiáng)，假設(shè)地下水補(bǔ)給地表水，則由于下游地下水徑流緩慢，補(bǔ)給速率較慢，而此時(shí)δ18O卻呈急速貧化的趨勢(shì)，證明地表水是受到同位素更加貧化水體的補(bǔ)給作用?？嗨酉掠挝挥阢y川平原引黃灌區(qū)南部，河道與多條排水渠相接，在豐水期受到來自渠水匯入補(bǔ)給作用。由于本次研究并未采集渠水樣品，故渠水的同位素?cái)?shù)據(jù)引自范廣群［22］的研究，銀川平原夏季渠水的δ18O平均值為-9.80‰、下游渠水補(bǔ)給比例為29.8%，下游扁擔(dān)溝鎮(zhèn)至金銀灘鎮(zhèn)北部一帶地下水G5 至G10 樣點(diǎn)的δ18O 平均值為-9.98‰，銀川平原夏季地下水的δ18O平均值為-10.45‰，說明兩者存在密切的水力聯(lián)系。下游地下水δ18O在扁擔(dān)溝鎮(zhèn)至金銀灘北部呈緩慢貧化趨勢(shì)，而枯水期在同一區(qū)域地下水δ18O 呈急劇貧化的趨勢(shì)，主要原因?yàn)槭芟掠蔚乇硭疂B漏補(bǔ)給地下水作用，補(bǔ)給比例為38.8%。豐水期甜水河地表水δ18O呈顯著減小趨勢(shì)，地下水δ18O明顯較地表水貧化，表明地表水受地下水補(bǔ)給作用明顯（圖6b）。

關(guān)于苦咸水的研究主要聚焦于苦咸水的形成機(jī)制［24］與分布特征［4］，而由于苦咸水流域多分布于中國(guó)西北干旱、半干旱的生態(tài)環(huán)境脆弱區(qū)，需要引起注意的是在開發(fā)利用苦咸水資源過程中如何兼顧對(duì)當(dāng)?shù)卦h(huán)境的保護(hù)問題。本次研究基于寧夏苦水河流域地質(zhì)背景、水文地質(zhì)條件及采樣數(shù)據(jù)，分區(qū)段、分時(shí)段探討了苦水河流域地表水與地下水的補(bǔ)排關(guān)系與補(bǔ)給量，反映了苦水河流域水循環(huán)機(jī)制的復(fù)雜性與易受人類活動(dòng)影響的特點(diǎn)，進(jìn)一步說明了在苦咸水流域不同水循環(huán)條件區(qū)內(nèi)采取科學(xué)開發(fā)方式以達(dá)到生態(tài)環(huán)境保護(hù)與水資源有效利用的重要性。由于研究區(qū)地質(zhì)背景復(fù)雜，苦水河流域的水循環(huán)機(jī)制在局部區(qū)域尚未明晰，還存在著許多不足有待進(jìn)一步完善，主要有以下3 個(gè)方面：（1）本研究中大氣降水曲線使用的是國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)銀川站的大氣降水同位素?cái)?shù)據(jù)，數(shù)據(jù)資料陳舊，受氣候影響降水氫氧穩(wěn)定同位素具有明顯的時(shí)空分異特征。近年來在全球氣候變暖的大背景下，干旱區(qū)大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素亦隨之變化，為保證研究區(qū)大氣降水曲線的準(zhǔn)確性，需要在研究區(qū)分河段收集長(zhǎng)時(shí)間序列的降水同位素?cái)?shù)據(jù)。（2）本研究中僅用一個(gè)年份的采樣數(shù)據(jù)來反映整個(gè)流域豐水期與枯水期的水化學(xué)與氫氧穩(wěn)定同位素的特征，數(shù)據(jù)的代表性與穩(wěn)定性略顯不足，后期需通過采集多個(gè)年份的樣品數(shù)據(jù)來增強(qiáng)數(shù)據(jù)的可靠性，以提升成果的可信度。（3）在下游河段人類活動(dòng)密集區(qū)，水體的水化學(xué)與氫氧穩(wěn)定同位素組成特征與沿程變化呈明顯不規(guī)律變化，表現(xiàn)出人類活動(dòng)對(duì)于區(qū)域水循環(huán)模式的改變，未來需要對(duì)人類活動(dòng)的影響方式、活動(dòng)強(qiáng)度等做進(jìn)一步的分析研究。

5 結(jié)論

（1）苦水河流域地表水的水化學(xué)類型主要為SO4·Cl-Na·Mg 型，少數(shù)為SO4·Cl-Na，上、中游地下水水化學(xué)類型同地表水基本相同，下游地下水的水化學(xué)類型變?yōu)榛旌闲?；上、中游地表水與地下水的水化學(xué)形成作用為蒸發(fā)作用，下游地下水水化學(xué)形成作用受巖石風(fēng)化控制；地表水與地下水的TDS 沿程變化規(guī)律在不同時(shí)期和徑流區(qū)內(nèi)的差異性顯著。

（2）苦水河流域地表水、地下水δD、δ18O組成特征在不同時(shí)期、不同徑流區(qū)的差異性明顯?？菟诘乇硭c地下水受溫度效應(yīng)影響δD、δ18O 比豐水期貧化明顯，豐水期受大氣降水補(bǔ)給與蒸發(fā)作用均強(qiáng)于枯水期。下游地下水受黃河沖積平原地下水、引黃灌溉水的補(bǔ)給強(qiáng)烈，導(dǎo)致δD、δ18O的明顯貧化。

（3）受氣候、水文地質(zhì)條件、地形、人類活動(dòng)等因素影響，苦水河流域的地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系表現(xiàn)出顯著的時(shí)空變化特征。枯水期上游地表水受地下水補(bǔ)給，補(bǔ)給量非常有限，中游、下游均為地表水補(bǔ)給地下水，補(bǔ)給比例分別為51.8%、57.8%。豐水期上游、中游地表水與地下水無明顯轉(zhuǎn)化關(guān)系，下游地表水受到來自渠水的匯入補(bǔ)給，補(bǔ)給比例為29.8%，下游地下水受到一定比例（38.8%）的地表水補(bǔ)給。