赵志鹏，杨丽虎，公 亮，李炳良，马学东，徐迎春，刘海燕

（1.宁夏回族自治区地质局，银川 750021；2.中国科学院 地理科学与资源研究所陆地水循环及 地表过程重点实验室，北京 100101；3.中国科学院大学 中丹学院，北京 101400； 4.宁夏回族自治区地质调查院，银川 750021； 5.中国地质大学（北京）水资源与环境学院，北京 100083）

0 引 言

【研究意义】银川平原地处我国西北干旱区，作为典型的灌区，引用大量的黄河水进行灌溉，黄河水在供给农作物生长的同时也通过包气带入渗补给地下水，从而使灌区内的地下水位持续抬升，加剧了土壤的盐渍化程度，严重影响了该地区的生态环境，因此需要研究该地区包气带土壤水分的运移规律，为农业节水和可持续发展提供科学依据。

【研究进展】一些学者研究了银川平原土壤盐分及盐渍土的空间分布[1-2]，发现草甸和沟渠边坡土壤全盐量表聚效应显著[3-5]，采用同位素方法发现埋深小于5 m 的地下水受次降雨（>10 mm）、渠系渗漏和田间入渗影响较大[6-8]。这些研究主要关注的是土壤盐分分布规律以及对地下水的影响，而针对降雨或灌溉条件下灌区土壤水的运移规律研究较少。近年来，氢氧稳定同位素技术逐渐运用在土壤水分运移的研究中[9-10]，如分析土壤水同位素的分布规律[11-13]，灌溉条件下土壤水同位素的变化特征[14-15]，揭示土壤水的入渗量和蒸发量[16-17]以及土壤水与地下水之间的转化过程[18-19]。氢氧稳定同位素是水分运移的天然示踪剂，可以揭示土壤水的来源、入渗、蒸发等各种过程[20]。

【切入点】土壤水分受入渗补给、蒸发蒸腾等作用的影响，处于不断变化的状态，根据土壤水中氢氧同位素的变化特征可以得知有关水体在土壤中的运移信息。本文以银川平原永宁县典型引黄灌区为例，通过对比分析降雨、灌溉水、土壤水、地下水的同位素特征，探讨降雨或灌溉对包气带水分运移的影响，从而弥补银川平原灌区包气带水分的影响机制的研究不足。【拟解决的关键问题】通过原位观测和氢氧同位素示踪方法，掌握土壤水的迁移信息，识别降雨或灌溉水在土体中的迁移路径，为干旱区农业水资源管理提供理论依据。

1 材料与方法

1.1 试验区概况

试验区位于永宁引黄灌区，地处宁夏银川平原中部，地表为第四系松散堆积物，由西南向东北倾斜，主要为河湖积平原的二级阶地，土壤盐渍化严重[1]。试验区属典型的中温带大陆性干旱气候，根据中国气象数据网银川站1951—2018 年的气象数据，试验区多年平均气温为9.2 ℃，年平均降水量197.2 mm，多集中在6—9 月，占全年降水量的70.7%；最大日降水量为46.9 mm，最大月降水量为148.7 mm；年均水面蒸发量（小型蒸发皿）1 595.4 mm，多集中在4—9月，占全年蒸发量的93.2%，试验区地下水埋深比较浅，约为2.3～4.3 m。

1.2 试验设计

为了研究包气带的土壤水分运移，2019 年4—10月在银川市永宁县杨和镇观桥村种植园内裸地上进行布置试验，采集降雨、灌溉水、土壤水、地下水样共252 个，其中降水样品8 个，灌溉水样品2 个，土壤水样品236 个，地下水样品6 个。

将试验区按照地面以下20、30、50、70、100、150、200、270 cm 深度划分为8 层，在每层安装土壤溶液提取器[21]，在降雨和灌溉后现场抽取不同土层的土壤水，将周围的土壤水吸入收集瓶中。在地表安装上海气象仪器厂有限公司生产的SL3-1 型翻斗式雨量传感器，测量精度为0.1 mm，观测时间间隔为5 min。在翻斗式雨量传感器附近，安装1 套降雨样品采集器，降水通过塑料漏斗收集在PVC 箱内的塑料瓶内，每次降雨结束后立即采集。试验区采用大水漫灌方式，灌溉时取灌溉水样1 次，地下水水样每月取样1 次，共取样6 次。

利用环刀在每层土壤采集2 个样品，用于测试土壤粒径级配等指标。土壤粒径由激光粒度仪（Mastersizer 2000，Malvern，英国）测定。饱和导水率采用饱和渗透系数测定装置（BS-STXS11-1，中国），通过定水头法测定[22]，在测定过程中，维持进口端水头不变，测定一定时间内透过土柱稳定的水量。针对不同层位的土壤，饱和导水率根据下式计算：

式中：K 为试验土柱的饱和导水率（cm/min）；L 为土柱的高度（cm）；Q 为透过土柱的水量（mL）；t表示出流时间（min）；S 为环刀的横截面积（cm2）；h 为总水头差（cm）。

土壤主要分为2 层，上层（0～130 cm）以壤土成分为主，下层（130～270 cm）为粉砂质壤土。土壤的体积质量介于1.63～1.74 g/cm3之间；其中，50～70 cm的体积质量最大，250～270 cm 的体积质量最小。不同土层饱和导水率存在较大的差异，介于0.13 ～21.14 cm/d 之间，0～130 cm 土壤透水性较差，130～270 cm土壤透水性较好，是上层土壤的8.57 倍。

表1 试验区土壤物理性质 Table 1 Soil physical properties in study area

所有样品用50 mL 高密度聚乙烯塑料瓶收集，收集完进行密封冷藏保存。δD 和δ18O 同位素采用液态水同位素分析仪（DLT-100，Los Gatos Research，美国）分析，测定误差分别为±1‰和±0.1‰，以上所有分析测试都在中国科学院地理科学与资源研究所进行。样品同位素的组成用相对于国际标准平均海水的标准偏差（δ）表示，计算式为：

1.3 数据分析方法

根据降水/灌溉水、土壤水的同位素值，通过同位素质量守恒方法，可计算不同深度土壤水分来源的贡献比例：

式中：mf、mi分别为研究时段初期和末期土壤含水率；mp为降雨或者灌溉水入渗量；δf、δi分别为研究时段初期和末期土壤水的氢氧同位素值；δp为降雨或者灌溉水的氢氧同位素值。

2 结果与分析

2.1 降雨的年内分布特征

研究区2019 年4—10 月逐日降水量见图1。

图1 研究区2019 年4—10 月逐日降雨量的变化 Fig.1 Daily rainfall variation between April and December,2019

2019 年4—10 月研究区降水量为157.3 mm，6月的降水量最大，占全年降水量的55%；日最大降水量发生在6 月25 日，共25.7 mm，为大雨，其余降雨为中雨或小雨，发生中雨的次数共4 次。从降雨历时来看，4 场中雨历时2～6 h，历时较短。整体来看，降雨表现为短历时的小到中雨。

2.2 降雨氢氧同位素变化特征

降雨的δD介于-18.2‰～-63.5‰之间，平均值为-43.6‰，标准偏差为15.75‰，δ18O介于-10.26‰～-4.55‰之间，平均值为-6.91‰，标准偏差为2.12‰（表2）。大气降水线为δD＝6.95 δ18O+4.52（R2＝0.87，图2），这与根据IAEA 银川站1988—2000 年的月降水绘制的大气降水线δD＝7.21 δ18O＋5.50（R2=0.96）接近[23]。研究区次降雨的δD和δ18O变化范围比较大，这与气团运动时湿度、温度、来源以及输送方式有关；6 月27 日降雨的同位素组分比6 月25 日的贫化说明次降雨同位素同时存在雨量效应[24]，连续降雨的同位素组分随着累积降水量的增加而贫化。

图2 降水和土壤水的氢氧同位素分布 Fig.2 δD～δ18O relationship of rainfall and soil water

2.3 灌溉水和地下水氢氧同位素变化特征

灌溉水的氢氧同位素平均值分别为-70.5‰和-10.24‰。地下水的δD和δ18O在不同月份的变化差异不大，标准差为1.59 和0.40，平均值分别为-70.5‰和-10.09‰，地下水与灌溉水的同位素基本相当，说明试验区地下水大部分来源于灌溉渠道的渗漏补给。

2.4 土壤水氢氧同位素变化特征

由表2 可知，20～50 cm 土壤水δD 和δ18O 值变化范围分别为-75.0‰～-24.1‰，-11.42‰～-4.63‰，标准差为5.11‰～11.38‰和0.85‰～1.29‰；70～270 cm土壤水的δD 和δ18O 值变化范围和标准差明显比20～50 cm 偏小，δD 和δ18O 值变化范围分别为-59.8‰～-43.5‰ ，-8.75‰～-6.99‰ ， 标 准 差 为2.32‰～4.52‰和0.52‰～0.76‰，同时土壤水δD 和δ18O 的最大值随着土层深度的增加而减小。

图3 为5 月7—8 日（降雨）、6 月25—28 日（降雨）、9 月10—13 日（降雨）和7 月15—19 日（灌溉），8 月3—8 日（灌溉）土壤水中δD 和δ18O 的垂向分布图。降雨后0～50 cm 土壤剖面同位素值随降雨的值变化而变化，例如：5 月7 日降雨和6 月25 日降雨δD 和δ18O 分别是-26.1‰、-4.84‰，-33.8‰、-5.50‰，氢氧同位素偏富集，0～50 cm 土层受降雨补给后也变得富集，5 月7 日30 cm 土层的δD 从-63.7‰增加到-56.7‰，δ18O 从-8.93‰增加到-7.89‰，6 月25 日30 cm 土层δD 从-34.5‰增加到-26.7‰，δ18O 从-5.79‰增加到-4.90‰。6 月27 日和9 月11—12 日2次降雨的氢氧同位素偏贫化，0～50 cm 土层也发生相应的变化。70～270 cm 的土壤同位素值在降雨后几乎没有变化。

7 月14 日16 点和8 月3 日12 点对试验地进行了灌溉，灌溉水δD 和δ18O 分别是-70.0‰、-10.21‰和-71.0‰、-10.26‰，相对土壤水的本底值偏贫化，因此灌溉后0～50 cm 土层氢氧同位素也变得贫化，7月14 日灌溉后30 cm 土层δD 减少到-68.6‰，δ18O减少到-9.62‰，8 月3 日灌溉后30 cm 土层的δD 减少到-70.9‰，δ18O 减少到-11.30‰，2 次灌溉后30 cm土层氢氧同位素值与灌溉水的值相当。70～270 cm 土层处氢氧同位素值在灌溉前后维持在一个稳定的范围内，以70 cm 处土壤的同位素为例，2 次灌溉前后δD 和δ18O 介于-55.9～-60.4‰和-7.85～-8.54‰之间。

δD/‰ δ18O/‰ 水样类型 Water type 深度/cm Depth 采样量 Number of samples 平均值Average 最大值Maximum 最小值 Minimum 标准差 Standard deviation 平均值Average 最大值Maximum 最小值 Minimum 标准差 Standard deviation 降水 Rainfall 8-43.6-18.1-63.5 15.6-6.9-4.6-10.3 2.1 灌溉水 Irrigation water 2-70.5-70.0-71.0-10.2-10.2-10.3 20 29-66.2-24.1-75.0 9.0-9.3-4.6-11.4 1.2 30 32-63.0-26.7-74.9 11.4-9.0-4.9-11.3 1.3 50 32-60.3-43.5-68.6 5.1-8.6-5.6-10.0 0.9 70 33-59.8-54.6-67.8 2.7-8.5-7.0-9.9 0.5 100 29-60.0-53.3-63.3 2.5-8.6-7.7-10.7 0.5 150 27-60.9-55.0-64.5 2.3-8.8-7.9-11.1 0.6 200 27-59.8-54.4-65.4 2.6-8.4-7.1-9.9 0.7 270 27-61.3-43.5-70.5 4.5-8.7-7.4-11.4 0.8 地下水Groundwater 6-70.5-68.0-72.6 1.6-10.1-9.4-10.6 0.4 土壤水 Soil water

图3 降雨或灌溉后土壤水中δD 和δ18O 值垂向分布 Fig.3 Special variation of δD and δ18O of soil water after rainfall or irrigation

2.5 降雨或灌溉水对不同深度土壤水的贡献比例

根据3 次降雨和2 次灌溉水的氘同位素，通过同位素质量守恒方法（式（3）和式（4）），计算得到不同日期不同深度土壤水来源的贡献比例见表3。5 月7 日降雨后20 cm 和30 cm 土层土壤水分别有10.9%和16.5%来自降雨，平均为13.7%，6 月25 日0～50 cm土层平均14.8%来自降雨，27 日0～50 cm 土层来源于降雨的比例增加到83.9%。2 次灌溉水的贡献比例分别为51.3%和47.4%。在垂向剖面上，0～50 cm 土层灌溉水的贡献比例为49.3%～100.0%，而70 cm 以下灌溉水的贡献比例为14.3%～46.6%。

表3 降雨或灌溉水对不同深度土壤水来源的贡献比例 Table 3 Contribution ratios of rainfall or irrigation water to soil water at different depths %

3 讨 论

3.1 包气带土壤水分氢氧同位素垂向分布规律

土壤水的蒸发线方程为：δD＝5.41δ18O-14.14（n=114，R2=0.56，图3），其斜率及截距均小于当地大气降水线方程，表明在降雨或灌溉入渗过程当中受到强烈的蒸发作用。从表2 和图5 可知，0～50 cm 土层的同位素数值比70～270 cm 的变化范围大，说明土壤水的蒸发作用主要发生在浅层，土壤距地表越深，同位素受蒸发分馏的影响越小，前人已有室内和野外试验也证明蒸发作用的强度随着土壤深度的增加呈现下降趋势，从而使氢氧同位素从深层到表层逐渐富集[25-26]。由于水汽来源的不同，次降雨的δD和δ18O值富集和贫化程度不同，因此0～50 cm 土壤剖面呈随降雨氢氧同位素值变化而变化的趋势，但无论是富集还是贫化，变化程度都较降雨小，表明了降雨进入土壤向下入渗的过程中与土壤中“老水”发生了不同程度的混合，这与包为民等[27]的降雨入渗试验研究结果一致。

灌溉水的同位素相对土壤水的本底偏贫化，因此0～50 cm 土层的同位素受灌溉水的影响，也变得相对贫化，特别是20～30 cm 处的氢氧同位素值基本与灌溉水的值相当。氢氧同位素值在土壤剖面上呈先增大后减小的趋势，在70 cm 处最大，主要原因是灌溉前表层土壤水分在持续的蒸发，同位素不断的富集，随着时间的推移，干燥面并逐渐向下运移；而下层土壤水分在毛管力作用下沿水势梯度逐渐向上层运移，并发生动力分馏后富集，在干燥面上（70 cm）形成氢氧的富集层。当灌溉后，偏贫化的水入渗到50 cm，与干燥面以上的土壤自由水混合，使得70 cm 以上的土壤水发生贫化，这在柯浩成等[28]的研究中能够得到证实。

70～270 cm 土壤的氢氧同位素值变化不大，主要原因是试验区地下水埋深浅，深层土壤水与地下水交换频繁，而地下水中氢氧同位素较稳定，灌溉水在土壤入渗的过程中，只取代了深层土壤小部分的原水，对深层土壤水同位素值影响较小。

0～130 cm 均为壤土，性质相似，但无论是降雨还是灌溉只有0～50 cm 土壤水氢氧同位素组分对降雨或灌溉表现出了极好的响应关系，说明了0～50 cm土壤易接受降雨或灌溉补给，同时土壤水蒸发消耗也主要发生在此层，这与王鹏等[17]在山西运城农田研究的土壤水蒸散发消耗深度是一致的。

3.2 降雨或灌溉对包气带水分运移的影响

从表3 可知，降雨入渗的影响范围在30～50 cm，降雨量的不同对0～50 cm 土壤水的影响也不同。5 月7—8 日的降雨量只有14.7 mm，影响的深度为30 cm，对土壤水的补给比例仅有13.7%；6 月25 日的降雨量为25.9 mm，则降雨入渗的影响范围在30～50 cm，补给比例为14.8%，随着降雨的持续，27 日0～50 cm 土层来源于降雨的比例增加到83.9%，这与蔡钊等[26]在滁州水文山的研究结果一致。

2 次灌溉入渗的影响范围达到270 cm，平均贡献的比例为49.4%，比宋浩[29]在伊犁河谷研究的灌溉水补给比例（34.9%）偏大，这可能与灌溉水量、土壤初始含水量和土壤渗透特性不同有关[30]。在垂向剖面上，0～50 cm 土层灌溉水的贡献比例平均为80.0%，而70 cm 以下灌溉水的贡献比例平均为33.2%，灌溉水入渗对0～50 cm 土层的影响比70 cm 以下相对较大，李惠等[31]对新疆玛纳斯流域实验田的灌溉入渗研究表明，灌水后0～60 cm 深度土壤水同位素响应显著，随着深度的增加补给的比例在降低，符合西北干旱区的灌溉入渗的一般规律。

4 结 论

1）2019 年4—10 月降水量为157.3 mm，最大降水量月为6 月，占全年降水量的55%。发生大雨和中雨的次数共5 次，其余均为小雨。

2）土壤水δD和δ18O的最大值随着土层深度的增加而减小，0～50 cm 土壤水氢氧同位素的标准差大于70～270 cm 的标准差。0～50 cm 土壤易接受降水或灌溉补给，同时土壤水蒸发消耗也主要发生在此层。

3）降雨入渗的影响范围在30～50 cm 以内，5 月7 日降水对0～30 cm 土层的贡献比例平均为13.7%，6月25—27 日降水对0～50 cm 土层贡献比例平均为49.4%。灌溉入渗的影响范围达到270 cm，0～50 cm土层的贡献比例为49.3%～100.0%，而70 cm 以下的贡献比例为14.3%～46.6%。