天山北坡呼图壁河流域水资源变化及转化研究

姚俊强，胡文峰,2，彭志潮，刘志辉

（1.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐 830002；2.阜阳师范学院，安徽 阜阳 236000；3.巴音布鲁克气象站，新疆 和静 841300；4.新疆大学干旱生态环境研究所，新疆 乌鲁木齐 830046）

随着人口增加和社会经济发展对水资源需求的进一步增加，水资源供需矛盾日益突出。在全球变化背景下，气候变暖加剧了水资源的短缺，在干旱内陆河流域尤为明显[1]。呼图壁河流域是天山北坡中段代表性流域，水资源紧缺，生态系统极其脆弱，流域水资源主要源自冰雪融水和山区降水，并接受地下水补给，出山口后用于绿洲农田灌溉[2]。因此，研究干旱区流域水资源及转化，对研究区域水循环和水资源开发利用具有非常重要的意义。

20世纪60年代以来，随着环境同位素技术的发展，同位素水文学在水文水循环的研究中日益显示其优越性。不同水体之间的相互转化是水循环过程研究的核心和热点问题。流域内不同水体之间存在着频繁的水量、能量和化学物质的交换，地表径流与地下水的转化是地表水与地下水相互作用的主要方面[3-4]。在人类活动加剧的背景下，不同水体之间的相互转化关系趋于复杂[5]。针对不同水体间的相互转化过程，传统的水文学方法有一定的局限性，而稳定同位素和溶解物质伴随水量的交换同步进行。因此，稳定同位素和水化学离子记录着不同水体的形成和转化过程，是研究水体间相互作用和关系的一种有效示踪方法[6，7]。

Fritz等[8]对降水期间的径流流量和δ18O随时间变化的关系进行研究，估计了河水暴涨期间雨水和地下水占河水的比例。顾慰祖等[9-10]利用18O和氚作为示踪剂，系统研究了降水和地面、浅层土壤水、地下径流的响应关系。针对区域或流域内降水、土壤水和地下水（泉水）的转化，不同学者通过开展实地转化实验，利用稳定氧氢同位素和水化学结合的方法，在黄土丘陵地区、北京西山、黑河下游额济纳盆地和第二松花江流域等地开展了系统性的研究，得出了不同水体相互转化的比例，在水循环过程研究上得出一些有益的结论[7，11-13]。这些研究结果可为综合利用地表水和地下水，研究水循环过程，促进水资源的可持续利用和流域可持续发展，提供参考依据和理论基础。

呼图壁河是天山北坡中段代表性河流之一。相关学者在呼图壁河流域水文径流变化及其对气候变化的响应等方面做了系列研究，取得一些有益的成果[2，14-17]。但对流域水资源变化及转化等方面关注较少。本文以呼图壁河流域为研究区，以水资源转化过程为研究对象，研究了呼图壁河流域近50多年来地表径流变化及山区和平原区的水文联系，结合同位素和水化学技术探讨了流域水资源构成及转化关系，对揭示气候变化背景下呼图壁河流域水循环规律、水资源转化关系具有重要理论意义，对流域水资源评价和管理具有重要的实践意义。

1 研究区概况

呼图壁河流域位于新疆天山北坡中段，流域总面积为10 254.68 km2，由呼图壁河和军塘湖河2个独立的水系组成。呼图壁河是天山北坡中段的第二大河流，年径流量 4.71×108m3，靠季节性积雪消融和夏季降水补给。军塘湖河集水面积861 km2，年径流量0.327×108m3。流域山区降水丰富，年降水量在400~600mm之间，主要集中在夏季。以1971—2000年为标准气候态，其中出山口水文站实测多年平均气温为5.5℃，年均降水量为414 mm，而呼图壁县气象站多年平均气温为7.0℃，年降水量为160 mm。

2 资料和方法

2.1 河流径流数据

自1956年开始，呼图壁河流域管理局先后设立了3个水文站。其中石门水文站是出山口控制站，以上断面是径流形成区，有连续的观测数据，而卡勒格牙站在1956—1970年、青年渠首在1964—1969年间有流量观测资料。数据来自呼图壁河流域管理处石门水文站和新疆水文局信息中心，经过了严格的质量控制。石门为上游山区站点，卡勒格牙为中游站点，青年渠首为下游平原站点，分析该流域山区和平原区流量转化关系。

2.2 同位素和水化学观测实验

环境同位素是一种很好的指示剂，能够揭示水体中的很多水文过程信息[1]。根据研究区水文地质状况和河流分布情况，分别在呼图壁河的石门水文站和青年渠首站，军塘湖河的雀儿沟、哈萨坟和西沟村河道采集河水，并在靠近河水采集点附近通过泉水出露采集地下水。采样时间为2013年9月—2014年10月，采样频率为1次/月，一般在当月上旬采样，避开降水事件。共采集地表水样品117个，地下水样品73个。采样严格遵守了同位素水样采集、运输、保存和送检的要求，并按照规范冷藏保存和运输。水体稳定同位素测定采用美国LGR公司生产的液态水稳定同位素分析仪，δD和δ18O精度分别达到0.3‰和0.1‰。水样在中科院资源与环境信息系统国家重点实验室进行实验分析。

本文所用水化学特征指标包括八大离子（Cl-、SO42-、Ca2+、K+、Mg2+、Na+、CO32-、HCO3-）和总溶解性固体值（TDS）。样品在中科院荒漠与绿洲生态国家重点实验室进行实验分析，其中八大离子采用美国戴安ICS-5000离子色谱仪和美国安捷伦735 ICPOES电感耦合等离子发射光谱仪测定；TDS采用G20型电位滴定仪测定。

2.3 研究方法

2.3.1 山区径流不平衡指数（MDI）

利用山区径流不平衡指数（MDI），来揭示山区产流对河流的径流贡献率，能定量评价山区—平原区的水文联系[18]。MDI是山区产流量比重（PMR）与山区所占流域面积比重（PMA）的比值，公式为：

其中，PMR表示山区径流量占总地表径流量的比例，而PMA指流域山区集水面积占流域总面积的比例。

2.3.2 两端元法

液态水稳定同位素和天然水化学方法能够研究地表水资源来源、径流组分以及不同水体水资源转换等问题[19]。基于稳定同位素质量守恒，采用端元法划分地表径流和地下水转化问题。假设不同来源的水体为一个端元，如果水体有两个来源，即为两端元法。具体为：

式中，R为流量，C为不同来源水体的同位素值，t为两来源混合后的水体；u为地下水，v为上游河道来水。

3 结果与分析

3.1 呼图壁河流域水资源的变化

3.1.1 地表径流量的变化

呼图壁河多年平均出山口径流量为4.562×108m3，其中5—9月径流量占全年的85.8%，年内分配极不均匀，最大月径流量是最小月径流量的25倍。河源较高，有冰川发育，径流以冰雪融水和雨水混合补给为主。其中冰川融水量达到0.524×108m3，约占地表径流量的12%。军塘湖河多年平均径流量为0.33×108m3，以地下水补给为主，但受冰雪消融和暴雨影响，径流量年际变化较大。

1956—2011年呼图壁河流域出山口径流量有明显增加趋势，增加速率为0.13×108m3/10 a（p＜0.05），在20世纪90年代初发生了明显突变，突变之后径流量增加了13.36%（图1）。小波分析发现径流量存在4、10、18 a和28 a左右的振荡周期，其中28 a尺度振荡周期最强（图2）。

3.1.2 地下水位的动态变化

呼图壁河流域典型观测井（呼图壁县园户村）地下水高水位在4—6月份，7月份之后地下水位迅速下降，8—10月保持低水位，随后开始缓慢回升。地下水动态变化的原因有：（1）春季积雪融化，增大河流流量和地表入渗量，引起水位回升；（2）夏季地表径流量增加，农业灌溉需水量大，且地下水开采量增加，地下水位迅速下降，并持续保持低水位；（3）进入枯水期后，河流和降水补给不足，但开采量减少，水位开始缓慢回升。因此，地下水开采成为影响地下水动态变化的主要因素。

随着灌溉技术的发展和引水灌渠的改善，改变了地下水的补给条件，地下水补给量大幅减少。同时，地下水被超额开采，地下水位天然动态过程发生变化，引起地下水水位的持续下降。近10 a来，该流域地下水位下降了近20 m，年平均下降幅度接近2 m[2]。

3.2 呼图壁河流域水资源的转化关系

3.2.1 山区—平原区的水文联系

山区—平原区流量变化关系可以揭示山区、平原区的水文联系。选取石门为上游山区断面，卡勒格牙为中游断面，青年渠首为下游断面。图3显示了呼图壁河流域不同断面单位流量与河源单位距离的变化关系，可以看出，6—9月产流量是全年中连续最大的4个月；单位流量从河源至下游不断减小，说明产流能力和地表径流量从河源至下游逐渐减少；3—5月单位流量在中游的卡勒格牙最大，而该时期地表径流量以积雪融水补给为主。

图2 呼图壁河流域地表径流量的周期变化

图3 呼图壁河流域山区和平原区单位流量变化关系

陈亚宁等[1]研究表明山区产流对西北干旱区流域地表径流的贡献率均在50%以上，其中天山北坡的各流域在50%~95%之间。经计算，呼图壁河山区集水面积占流域总面积的87.9%，山区产流量占总径流量的94.6%，即PMR为0.946，PMA为0.8795。因此，呼图壁河MDI为1.1。与同处天山北坡的玛纳斯河、特克斯河相等，但远远低于和田河和黑河等内陆流域[18]。

3.2.2 地表径流与地下水转化关系

（1）地表径流—地下水转化的水化学证据。

水体化学特征指标为研究流域不同水体的形成、演变及转化提供了定量的研究方法。流域的岩性和土壤属性，控制着流域内水体水化学离子组成。因此，研究流域内不同水体水化学性质，可以了解流域的水循环过程[1]。

呼图壁河流域不同水体的Piper图分析发现，地表径流和地下水水化学组成以SO42-~HCO3-~Na+为主，说明了不同水体中均富集SO42-、HCO3-、Na+（图4）。分析发现地表径流和地下水离子组成极为相似，进一步说明呼图壁河流域地表径流和地下水之间存在不断的转换和频繁的相互作用，即地下水可以受到地表径流的快速补给，而地下水也常以泉水等形式补给地表径流。

图4 呼图壁河流域不同水体的Piper图

Gibbs图可以用来分析鉴别水化学离子组成与含水层岩性之间的关系[20]。根据TDS-Na+/（Na++Ca2+）图，可以将控制水化学的控制因子划分为3个端元，即岩石风化、大气降水和蒸发/结晶，进而判断不同水体的主要控制因子。一般而言，低矿化度的地表径流具有较高的Na+/（Na++Ca2+）值，反映了大气降水控制该区域的地表径流过程；中等矿化度的地表径流具有较低的 Na+/（Na++Ca2+）值（＜0.5），反映了该区域地表径流受岩石分化的显著影响；高矿化度的地表径流具有较高的Na+/（Na++Ca2+）值（接近于1），反映了蒸发结晶作用对地表径流的影响。

图5可以发现呼图壁河流域所有水体均处于岩石风化作用和蒸发结晶作用控制的区域，而远离大气降水控制。具体来说，地表径流主要受岩石风化作用控制，而地下水受蒸发—结晶沉降作用的控制为主。

（2）地表径流—地下水转化的同位素证据。

通过两端元法，可以得到呼图壁河流域地表径流和地下水的转化比例（表1）。在山区，上游来水占到地表径流量的81.55%，而地下水仅占18.45%；在平原区，地下水补给占到地表径流量的92.31%，上游来水仅占7.69%。在军塘湖河，上游雀儿沟河地表径流中有66.94%靠地下水补给，而到下游地下水补给占了地表径流量的91.23%。

图5 呼图壁河流域水体的Gibbs图

表1 不同断面处地表径流和地下水的转化比例

在青年渠首处，结合水文地质基础，综合分析不同水体的同位素和水化学特征，发现地表径流主要以附近浅层地下水的补给为主（图6）。在呼图壁河山区，石门水库调节地表径流，末级有青年渠首调节，使得大量的径流通过人工渠道输送灌区。因此，渠首以下河道中上游来水补给少，而通过山区和水库下渗补给的地下水以泉水形式出露，以补给地表径流。运用同位素和水化学计算可知，地表径流受浅层地下水和上游来水的补给比例分别为92.31%和7.69%，浅层地下水的离子含量高于地表径流。

图6 青年渠首处地表径流与地下水相互作用示意图

结合水文地质的基础，在军塘湖河，地表径流主要受地下水补给，补给比例在53.27%~91.23%。运用同位素和水化学计算可知，哈萨坟处地表径流受浅层地下水和上游地表径流的补给比例占91.23%和8.77%，浅层地下水的离子含量高于地表径流，特别是Cl-和Na2+的含量高（图7）。在西沟河流域西沟村处，地表径流靠上游地表径流和浅层地下水的补给，补给比例分别为46.73%和53.27%，浅层地下水的离子含量最高，地表径流次之（图8）。

图7 军塘湖河东沟河流域哈萨坟处地表径流与地下水相互作用示意图

根据呼图壁河流域水文地质特征，地下水的流向应与地表径流的流向基本一致，δD值应沿着地下水的流向呈逐渐增加，但是在整个流域地表径流和地下水发生了两次转化关系，由地表径流补给地下水变为反向补给，在采样点M（青年渠首）处δD值突然升高，这与采样点附近大量的农业取水有关，青年渠首作为灌溉主分水枢纽，把山区来水分流到各个干渠里，导致了地表径流和地下水发生了频繁转化（图 9）。

图8 军塘湖河西沟河流域西沟村处地表径流与地下水相互作用关系

图9 呼图壁河流域山区和平原区的地表径流与地下水转化形式

4 结论

（1）呼图壁河出山口控制站——石门水文站多年平均径流量为4.562×108m3，其中5—9月径流量占全年的85.8%，年内分配极不均匀。1956—2011年径流量有明显增加趋势，变化率为0.13×108m3/10 a（p＜0.05），在20世纪90年代之后径流量增加了13.36%。存在4、10、18 a和28 a左右的振荡周期。

（2）呼图壁河流域出山口区域的地下水位年内变化明显，其中在4—6月份水位较高，7月份之后地下水位迅速下降。呼图壁流域地下水位一直呈持续下降趋势，年平均下降幅度接近2 m，地下水开采是主要因素。

（3）呼图壁河流域水体的水化学类型以SO42-～HCO3-～Na+为主，但不同水体的控制因素有显著的差异，其中地表径流更接近于岩石风化作用控制区，地下水则更接近于蒸发-结晶沉降作用控制区。

（4）呼图壁河地表径流和地下水出现了两次转化关系。在上游地区，地下水对地表径流的补给占到18.45%，而中下游区域地下水的补给占到92.31%。军塘湖河主要靠地下水补给，上游和下游分别占到66.94%和91.23%。