基于稳定同位素的黄土塬区地下水补给规律研究

赵思远，贾仰文，唐颖栋，牛存稳，龚家国，甘永德

（1.中国水利水电科学研究院流域水循环模拟与调控国家重点实验室，北京 100038；2.中国电建华东勘测设计研究院有限公司，杭州 311122；3.青海大学省部共建三江源生态与高原农牧业国家重点实验室，西宁 810016）

0 引 言

黄土塬区河川径流位于沟壑河谷内，河道海拔往往低于地下潜水面，因此，地下水成为工业、农业生产与居民生活的重要水源。由于当地独特的地理条件，河道径流对地下水几乎没有侧向补给，降水入渗便成为当地地下水的唯一补给来源［1］。

就地下水接受非饱和带水分补给进行定性、定量的评价相对困难，因为在入渗前及入渗过程中，受到降雨、填洼、截留与蒸散发的作用，水平衡各项均表现出强烈的时空变异性。尤其是在蒸发强烈的干旱半干旱地区，非饱和带水分亏缺相对严重，地下水接受非饱和带补给的过程会更加复杂［2］。

环境同位素示踪技术作为一种研究水文转换过程的有效手段，已被广泛应用于研究降水-土壤水-地下水之间相互转换关系。大气降水作为水循环中的关键环节，对大气降水氢氧稳定同位素的研究是研究各水体交互过程、尤其是地下水补给过程的基础。众多学者对大气降水氢氧稳定同位素关系、空间分布差异、年份与年内分布规律及其温度效应、雨量效应进行了研究［3-7］。JIN等［8］对我国北部的巴丹吉林沙漠及附近地区各水体的氢氧稳定同位素样品进行采集并分析发现，当地浅层地下水主要来自于亚布莱地区的降水补给，地表水对地下水的补给量极小，相反，湖水主要接受沙漠腹地地下水的补给。KOICHI等［9］对我国太行山区地下水补给过程进行定量分析，该研究发现，从雨季初到预计中期，降水对地下水贡献率由42%增大至58%，而地表水的贡献率由21%降低至2%。降雨较少的枯水期，以水库为主的地表水成为当地地下水的主要补给来源。徐学选等［10］通过对黄土丘陵区燕沟流域降水、土壤水、地表水和地下水中2H和18O采样分析发现，地下水接受降水补给，且降水对泉水的补给滞后时间在30 d 以上，然而降水补给井水的滞后特征还有待研究。王锐等［11］基于土壤氢氧稳定同位素分析结果发现黄土高原地区地下水补给的主要来源是降水入渗。HUANG 等［12］进一步提出降水入渗补给地下水的过程中可能同时存在活塞流和优先流。上述研究表明，由于性质稳定、测试方便等原因，氢氧稳定同位素已经在降水-土壤水-地下水间相互转换关系研究中广泛应用，且获得了较好的试验成果。

然而，在非饱和带巨厚的黄土塬区，降水入渗后以何种方式补给至地下浅水层尚未得到统一定论。因此，本文选择典型黄土塬区——长武塬及长武塬边的王东沟小流域作为研究区，对研究区内降水、不同地表植被类型下0～15 m深度范围内的土壤水、井水和泉水样品进行采集，对比分析了各水体氢氧稳定同位素的组成特征，从而对黄土塬区地下水补给方式进行判定。在“黄河流域生态保护和高质量发展”重大国家发展战略的背景下，本研究对黄土塬区生态修复建设、水资源高效利用与配置优化具有重要意义。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区王东沟流域位于黑河流域下游的东北部，陕西省咸阳市长武县境内，距西安市200 km，地理坐标范围为107°40′58″E～107°42′54″E，35°12′24″N～35°15′00″N，流域面积为8.3 km2。中国科学院长武黄土高原农业生态试验站便设立于此，由人工及野外观测场、复合条件观测样地等设施构成。该试验站设立自1984年，具备完整的试验观测体系和全方位系统化监测格局，积累了长期的观测数据。

研究区海拔在915～1 268 m 之间，海拔落差353 m。海拔在1 215～1 268 m 范围内的区域主要为黄土塬地貌，土层分布均一，主要土壤类型为黑垆土。研究区内土壤质地疏松，0～3 m 孔隙度在38.21%～54.72%之间，土壤容重为1.33±0.08 g/cm3，土壤完全持水量为36.85%±3.97%，田间持水量为21.20%±1.56%，凋萎含水量为10.45%±1.56%。

作为暖温带半湿润大陆性季风气候的典型区域，王东沟流域四季分明，冬季寒冷干燥，雨雪量较少；春季温度回升，降雨依然较少，蒸发量大，常常发生干旱气候；夏季光热充足，高温多雨。多年平均温度9.1 ℃，无霜期171 d。降水主要集中在7-9月，多年平均降水量为580 mm。

1.2 样品采集与测定

降雨样品连采样点位于长武试验站内（图1），采样时间为2018年9月至2019年10月。当降水量＞5 mm时，用特制雨水收集装置采集降水样品，用10 mL HDPE 瓶保存，同样以Parafilm膜对样品收集瓶进行密封处理，并保存于-15 ℃的冷冻环境中。

图1 研究区域地理位置图与采样点分布Fig.1 The location and sampling sites of the study area

分别于2018年9月、2019年5月、2019年9月、2020年9月选择流域内典型样地的土壤水样品：荒草地、7年龄苹果地、玉米地进行土壤水样品的采集（图1）。分层采集0～15 m 深度的土壤样品，0～3 m 范围内采集深度间隔为40 cm，3～15 m 采集深度间隔为50 cm。采集后的土样用150 mL HDPE 瓶保存，同样以Parafilm 膜对样品收集瓶进行密封处理，并保存于-15 ℃的冷冻环境中。

分别于2018年9月、2019年5月、2019年9月、2020年9月采集长武塬面与王东沟内的泉水样品，采集点分布见图1。地下水设有7处井水、4处泉水共11处采样点，每处采样点水样分为3份，用100 mL HDPE瓶保存并用Parafilm封口膜密封。

所有的样品均在-15 ℃条件下冷冻保存，并送至位于陕西杨凌的中科院水保所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室进行样品的处理和氢氧稳定同位素的测试分析。解冻后的土壤样品采用BJJL-2200植物土壤水分提取系统进行土壤水的抽提，并保存于3 ℃的冷藏环境中，提取效率为92%。通过通过同位素质谱仪（MAT253，美国赛默飞世尔公司）测定水样中2H 和18O。

1.3 数据处理

1.3.1 氢氧稳定同位素分析

测量的2H 和18O 同位素比率相对于Vienna“标准平均海洋水”（VS-MOW）的千分差，表示为：

式中：δX 为2H 或18O 的千分差；R样品为样品中2H 或18O 的比率；R标样（VS-MOW标准大洋水）为标准水样中2H或18O的比率。

1.3.2 氘盈余

受到地理位置、气候等因素的影响，地区降水会偏离全球降水线。为了对某一区域内大气降水与全球降水线的偏离进行定量评价，DANSGAARD 等［5］于1964年提出“氘盈余”，其计算公式如下：

式中：d为氘盈余量，‰。

在非封闭的体系中，氘盈余的产生是液相水与气相水凝聚时的瑞利分馏与蒸发时的动力学分馏共同作用的结果［13］，氘盈余的变化特征可以用来表征雨水原始水汽云团发源地的环境特征，尤其是如温度、湿度等气象特征。

2 结果与讨论

2.1 大气降水中氢氧稳定同位素组成特征

在一定程度上，大气降水过程是流域各水体交互转化的“推动力”，在水循环过程中的地位举足轻重。对流域各水体2H和18O 含量组成与变化特征进行探究时，大气降水中2H 和18O 的组成和变化情况尤为重要。2018年8月-2019年11月，降水总量为576 mm，共采集降雨同位素样品60 份，其中：δ2H 和δ18O 含量总体分布区间分别是（-146.01‰～-4.98‰）和（-20.88‰～-1.79‰），二者的平均值±标准差分别是-60.51‰±34.95‰和-8.91‰±4.69‰。

降水中的2H 和18O 两同位素含量在分馏作用下呈线性关系，对该线性关系进行一元线性回归拟合便可得到大气降水线，在某地区或某流域开展一定时间的大气降水2H 和18O 含量的持续观测所得到的线性关系线即为地方大气降水线，观测时间一般要一年以上。

本文在长武试验站开展了大气降水2H和18O 含量的连续观测，其组成分布情况如图2所示。对研究区大气降水δ2H和δ18O的线性关系进行拟合，所得公式为δ2H=7.38δ18O+4.75（R2=0.94，n=60），即研究区当地大气降水线公式。全球、中国及长武塬区的大气降水线研究结果见表1，与它们相比，本研究区LMWL 公式的斜率和截距都偏小，这说明在本区域雨滴在脱离云团落至地表过程中的蒸发分馏现象更加强烈。

图2 研究区大气降水中2H和18O 的组成分布情况及大气降水线拟合Fig.2 The distribution of 2H and 18O of atmospheric precipitation in the study area and the corresponding atmospheric precipitation fitting line

表1 全球、中国及长武塬区大气降水线公式Tab.1 Atmospheric precipitation line of world，China and the Changwu Plain area

不同环境因素影响同位素分馏过程，使大气降水中δ2H 和δ18O 随气候、季节等因子的变化而变化。图3 展示了2018年8月到2019年11月研究区大气中δ2H 和δ18O 的日变化情况。可以看出，研究区降水中δ2H 和δ18O随时间变化情况基本一致，均表现为随季节变化而变化的特征。二者的年内分布（1月至12月）呈现出“先减小后增大的趋势”，于7-8月份达到全年最小值，与1-2月份达到全年最大值。大气降水中的氢氧稳定同位素含量取决于水汽循环中同位素分馏过程。以全球为尺度，影响水汽循环中同位素分馏过程的主要因子是纬度和距海岸远近；而若以地区作为尺度，地理位置固定，则影响水汽循环过程中同位素分馏程度的主要因素是高程、温度和季节交替［3］。

图3 研究区降水稳定同位素组成与降雨量的日变化情况Fig.3 Precipitation stable isotope composition and daily variation of rainfall in the study area

研究区位于黄土高原的中南部，属于内陆干旱半干旱地区，同时位于季风非季风过渡带，降水受到东南季风和西风带的共同影响［14］。在冬季，研究区受氢氧稳定同位素相对富集的大陆性气团控制。6-7月后，受到东南季风的影响，湿度大、云下蒸发弱、降水量大的海洋性气团成为当地主控云团，从而产生氢氧稳定同位素相对贫化的雨水，因此，研究区δ2H 和δ18O于7-8月达到最低水平。另外，由图3 可以发现，研究区降水中δ2H 和δ18O 大致呈现随降水量增大而减小、随其减小而增大的变化趋势，这与DANSGAARD［5］研究结果相一致，他提出了降水中氢氧稳定同位素具有“降水量效应”。在降雨过程中，较重的2H-H2O 和18O-H2O 会优先离开云团与空气中的凝结核结合形成水滴降落，从而形成随着降雨的进行，降雨同位素呈现“由富至贫”的变化趋势。郝玥［3］的研究表明，降雨过程中同位素值的波动主要是由于当地水汽再循环造成，这种现象在蒸发强烈的夏季尤其明显。另外，对研究区降水稳定同位素组成与温度的关系进行探究，如图4所示。线性拟合结果表明，当地稳定同位素值与温度的关系相关性相对较弱，但大致呈现随温度升高逐渐降低的态势。

图4 研究区降水稳定同位素组成与温度的关系Fig.4 The relationship between precipitation stable isotope composition and temperature in the study area

对2018年9月至19年11月于长武塬区采集的自然降雨水同位素值进行氘盈余的计算，其随时间分布情况如图5 所示。2018年9月至19年11月期间，氘盈余变化范围为2.39‰～17.32‰之间，平均值为10.29‰±3.99‰，与全球平均值基本一致。黄土塬区氘盈余呈现出明显的季节变化趋势，呈现6-9月偏低而其余月份偏高的分布特征。进入6月以后，氘盈余迅速下降，并于8月达到全年最小值，这说明该时期黄土塬区自然降水的水汽来源主要来自于海洋地区生成的气团。研究表明［15］，在平衡条件下，海水蒸发形成水汽云团的过程中，由于具有一致蒸发与冷凝速率，因此氘盈余为0。然而，其余月份的氘盈余均大于10‰，最大值出现在2019年2月。氘盈余的增加说明了该时期研究区上空形成降雨的云团中干燥水汽的显著增加。干燥水汽来自于大陆地区和途径内陆，即受陆源性气团和当地蒸发的影响。若氘盈余平均值为10‰的雨水再次因蒸发而发生动力学分馏，较轻的2H1H16O分子便会再次回到水汽云团中，从而使得氘盈余增大［13］。

图5 研究区氘盈余季节变化图Fig.5 Seasonal changes of deuterium excess in the study area

2.2 土壤水中的氢氧稳定同位素组成特征

土壤水氢氧稳定同位素分布情况如图6所示，可以看出，研究区大部分土壤水稳定同位素δ18O-δ2H点几乎均分布于LMWL之下，这是由于土壤水中的2H 和18O 在土壤水分蒸发过程中发生的动力学分馏而“富化”。整体来看，研究区土壤水中δ2H 和δ18O 的变化范围分别为-87.98‰～-36.24‰ 和-11.56‰～-3.99‰，平均值±标准差分别为-72.70‰±7.93‰和-9.57‰±1.01‰。与当地大气降水的δ2H年均值（-60.51‰±34.95‰）和δ18O年均值（-8.91‰±4.69‰）相比，土壤水的氢氧稳定同位素含量均明显偏低。

图6 研究区土壤水与地下水稳定同位素组成及其与雨水稳定同位素对比情况Fig.6 The composition of stable isotope of soil water and groundwater in the study area and its comparison with stable isotope of rainwater

对采集的178 个土壤水样品稳定同位素值进行线性拟合，得到土壤水分蒸发线关系式为：δ2H=6.15δ18O-13.78（R2=0.79，n=178）。

黄土塬区因其巨厚黄土层的特性，其土壤水分的垂向运移过程受到国内外学者的广泛关注。“活塞流”和“优先流”在水分垂向运移中的主导地位仍是众多研究关注的焦点。针对3种土地利用方式（荒草地、7年龄苹果地和玉米地），对黄土塬区深剖面（0～15 m）土壤水稳定同位素的变化情况进行进一步探究，如图7所示。

图7 2019年5月长武塬区土壤水氢氧稳定同位素0～15 m垂直剖面分布Fig.7 Distribution of stable isotopes in soil water from 0 to 15 m in vertical profile in Changwu Plateau in May 2019

荒草地、7年龄苹果地和玉米地0～15 m 土层δ2H 和δ18O 随深度变化趋势较为一致，总体呈现随深度波动性减小并逐渐趋于稳定的变化趋势。这种随深度变化呈现出的波动性反应了土壤水在垂向运移过程中的活塞式运移特征，即新入渗的土壤水将土壤介质中的原土壤水替代并推动其下移的过程［16］。这说明活塞流是该地区土壤水分入渗的主要方式，这与姬王佳［17］等的结果相一致。王锐［11］认为土壤水以“活塞流”垂向入渗进而补给地下水的过程是在毛管力的驱动力下进行的。

在土壤浅层（0～3.5 m），稳定性同位素变化相对剧烈，这是由于该区域接近地表，土壤蒸发剧烈，而蒸发所引起的分馏效应使重同位素在表层富集，并且随深度减小并呈指数分布。随着深度的加深，3处采样点的稳定同位素均呈现减小趋势，并在3～4 m 范围内达到最小值。下渗水进入非饱和带后，破坏了原有土壤水的能态，从而发生强烈的弥散，并与原来土壤水不断的进行混合。同时，随着入渗水的不断下渗，蒸发作用的影响越来越弱。以上说明，土壤水同位素分馏的主要分布深度范围为0.5～4 m。

3种土地利用方式下的稳定性同位素含量在达到最低点后缓慢回升。在4～10 m范围内，δ2H和δ18O随深度呈波浪式变化，这是自然降雨选择性下渗补给的结果。不同季节、不同蒸发和散发损失的降水入渗，以不同的比例进入到不同土壤初始条件的包气带并垂向运移，造成了土壤剖面同位素组成的变化的空间性离散。与直接因系统性分馏而发生的同位素组成变化不同，这类变化反应了长时间序列降雨与土壤水运动信息。

在相同气候条件下，玉米地土壤水稳定性同位素在4～10 m范围内的波动较荒草地、7年龄苹果地更加频繁，尤其在9 m 和11 m 深度处出现了小幅突变点，表现为较上下层稳定同位素含量剧烈减小的变化特征，这证实了活塞流运移的同时，优先流同样存在。MATHIEU［18］将通过包气带表层多孔介质的雨水分为两部分，一部分以活塞流的形式缓慢下移并不断与原介质中的自由水混合，这部分水中的氢氧稳定同位素更易受蒸发作用而发生分馏；另一部分则以优先流的形式穿透浅层土壤迅速向深层运移。GERMANN［19］甚至认为，优先流可能是补给深层土壤水的唯一来源。苹果地4～10 m 范围内的也出现较为突出的变化趋势，但较玉米更加平稳，同样表现为氢氧稳定同位素含量的迅速减小。由图6 可以发现，土壤水氢氧稳定同位素大多较雨水氢氧稳定同位素“重”，这是土壤水蒸发分馏的结果。深层氢氧稳定同位素同位素的迅速降低，这有可能是由于入渗雨水沿大孔隙等优先流通道迅速下移，一方面这部分入渗水因经历了较弱的蒸发从而保持了雨水的贫化特征；另一方面，优先流入渗水到达某一深度后会出现弥散，并与原始土壤水混合。这也是深剖面突变点幅度较上层小的原因。玉米地和苹果地相对于荒草地更明显，主要是根系分布差异所造成的。另外，SONG 等［20］研究表明，优先流的发育可能与土壤质地和构造的垂向分布有关。KUNG［21］认为土壤异质性极有可能导致大孔隙通道的发育。研究表明［22］，研究区0～15 m 垂直剖面以黏粒和粉粒分布为主，但在6.4～7.6 m 和13～15 m 范围内的砂粒含量明显增大。深层土壤样品采集过程中，也发现在7 m 和13 m 深度范围上下存在钙化层。

2.3 地下水中的氢氧稳定同位素组成特征

研究区内的地下水（井水和泉水）氢氧稳定同位素分布及其与雨水、土壤水的对比情况如图6所示。地下水δ2H和δ18O的变化范围分别为-76.44‰～-70.56‰和-10.72‰～-9.90‰，与土壤水、雨水中δ2H 和δ18O 的变化范围相比，分布非常集中。地下水δ2H 和δ18O 的平均值±标准差分别为-73.12‰±1.24‰ 和-10.23‰±0.18‰，与土壤水的平均值±标准差较为接近，但显著低于该区大气降水的δ2H和δ18O平均值。

进一步对比研究区泉水和井水氢氧稳定同位素差异。二者δ2H 变化范围分别为-74.03‰～-71.78‰ 和-76.44‰～-70.56‰，二 者δ18O变化范围分别为-10.39‰～-9.90‰ 和-10.1‰ ～-9.94‰，泉水分布更为集中；二者δ2H 的平均值±标准差分别为-74.03‰±0.54‰和-73.22‰±1.83‰，δ18O 的平均值±标准差分别为-10.20‰±0.11‰和-10.27‰±0.24‰，二者相差较小。

图8 分别展示了泉水和井水中氢氧同位素值的时间变化。就δ18O 而言，泉水和井水的变化范围分别为-10.23‰～-10.18‰和-10.40‰～-10.03‰，偏差系数Cv分别为0.19%和1.66%。就δ2H 而言，泉水和井水的变化范围分别为-73.26‰～-72.86‰和-74.56‰～-72.58‰，偏差系数Cv分别为0.23%和1.17%。可以发现，井水随时间的变化程度相较泉水更加剧烈，这可能主要由于前者受人类活动影响更大。同降水相比，井水和泉水中的氢氧稳定同位素随时间的变化几乎可以忽略。这与地下水接受补给的方式、入渗长度（包气带厚度）以及在包气带中的停留时间有关［22］。由于前期采样的限制，本论文中对地下水的分析还不够深入，比如缺乏对泉水氢氧稳定同位素枯水期、丰水期的对比分析等。HUANG［12］等研究表明，不同埋深下的地下水化学性质存在较大差异，这可能是因为不同埋深下的地下水来源存在一定的差异。JOSHI［23］等研究发现，相较于深层地下水，更浅层地下水氢氧稳定同位素变幅更大、分布更离散，且更靠近降水线与地表水线。相关因素对本研究区地下水的影响将在接下来的研究工作中进行进一步的补充。

图8 长武塬区泉水、井水氢氧稳定同位素随时间变化情况Fig.8 Temporal variation of stable isotopes of spring water and well water in Changwu Plateau area

2.4 黄土塬区地下水补给过程分析

当地天然河道深嵌于基岩以下的沟底，对当地浅层地下水几乎没有侧向补给能力，降水入渗可能是地下水补给的唯一来源。研究区0～15 m 深剖面土壤水氢氧稳定同位素分布情况表明，土壤水入渗方式以活塞流为主，同时兼以优先流的存在。众多学者对此进行了类似的报道［8，18，23，24］。然而，在黄土塬区，这种入渗方式是否能够贯穿整个厚黄土层到达饱和带还需进一步判断。下面通过假设排除法，结合地下水、土壤水和大气降水的氢氧稳定同位素组成关系（表2），对当地地下水补给方式进行判定。

表2 研究区不同水体氢氧稳定同位素组成特征统计情况Tab.2 Statistics on the characteristics of stable isotopic composition in different water bodies in the study area

研究区地下水点样分布相对集中，均集中分布于当地大气降水线与土壤水分蒸发线之间。根据前人研究与上文结果，提出以下3 种假设情况：①黄土塬区地下水全部来自于土壤水优先流的补给；②黄土塬区地下水全部来自于土壤水活塞流的补给；③黄土塬区地下水来自于土壤水活塞流和优先流的共同补给。下面对此一一进行分析：

若当地地下水只接受土壤水优先流的补给，雨水经历再分布过程后，通过大孔隙优先流通道快速入渗的部分经历了较弱的蒸发分馏，因此还应保留雨水较贫化的氢氧稳定同位素特征［8］，那么地下水δ18O-δ2H 点应分布在LMWL 线上下浮动。在这种情况下，由于降雨存在显著的年内季节性分布变化特征，地下水氢氧稳定同位素的分布应该相对离散。显然，这种假设与本试验的测试结果并不吻合。由图6 可以发现，相较于雨水和土壤水，地下水氢氧稳定同位素的离散程度最弱，集中分布于LMWL 的右下方。因此，排除地下水只接受土壤水优先流补给的假设。

假设当地地下水只接受土壤水的补给，在降雨事件间隙，蒸发作用较强，土壤水中的2H和18O发生分馏从而不断富集，尤其发生在0～3 m 浅层土壤中。当降雨再次来临，贫化的雨水透过地表进入土层，与原土壤水发生混合作用的同时，将降雨前富化的土壤水不断向下推移。本文SWEL 线是基于0～15 m 土层土壤水同位素样品所拟合得到，FONTES等人［25］的研究表明，土壤水的蒸发作用会显著降低δ18O-δ2H 关系线的斜率，且降低的程度与土层深度范围呈正相关。若土壤水通过这种方式穿透厚达70～100 m的黄土层到达饱和带，地下水中的氢氧稳定同位素应分布于SWEL 线的右下方，显然这与本试验的观测结果并不一致。因此，排除地下水只接受土壤水活塞流补给的假设。

将前两种假设排除后，当地地下水补给的方式最有可能便是接受土壤水活塞流和优先流的双重补给。在这种情况，地下水中的氢氧稳定同位素既受到较“重”的活塞流补给和较“轻”的优先流补给，二者在混合作用下，地下水氢氧稳定同位素应分布在LWML 和SWEL 之间，这恰好与本试验的观测结果相吻合。与降水和土壤水的氢氧稳定同位素相比，地下水中氢氧稳定同位素时空分布的变化程度均较小，甚至可以忽略不计，认为其长期处于稳定状态。SONG［20］认为土壤水穿透包气带进入饱和带的过程能够有效削减输入水分要素的变异程度，并且这种现象在越深的饱和带越明显。DARLING 等［26］的研究发现在5 m 深度处，土壤水的季节性季节变化系数便已小于降雨偏差系数的5%。EICHINGER 等［27］同样发现，在9 m 深处输入水源的变动幅度已被削弱至原偏差系数的10%以下。以上说明，本研究区地下水补给方式最有可能是接受土壤水活塞流和优先流的双重补给。WEI［28］在研究区附近区域的浅层地下水中检测到了较高含量的硝酸盐与浓度较低但仍可检测到的3H 的存在，这表明当地地下水不只接受活塞流的补给。HUANG［29］对地下水14C 与硝酸盐测定结果表明，地下水应该包含较年轻的一部分水。较年轻的水可能透过深层土壤基质快速下渗，最终补给浅层地下水，即土壤水以优先流的方式补给地下水。然而，在对土壤水入渗规律的研究中，尤其在根区以下，并未发现显著的极为突出的优先流特征峰，非饱和带上层土壤水入渗以活塞流入渗为主。HUANG［12］认为土壤水对地下水的补给仍以活塞流为主要方式，降雨需达到一定阈值时才能驱动优先流的大幅度垂向运移。就活塞流与优先流对地下水补给的相对贡献程度而言，还需通过进一步的定量分析以做判断。

3 结 论

（1）当地大气降水线公式为δ2H=7.38δ18O+4.75（R2=0.94，n=60），降水在雨滴降落过程中经历了一定的蒸发分馏作用。降水同位素组成年内分布呈现出“先减小后增大的趋势”，氘盈余呈现出明显的季节变化趋势，呈现6 ～9月偏低而其余月份偏高的分布特征。

（2）土壤水样氢氧同位素点样分布于LMWL 的右下方，分布较为离散，当地土壤水蒸发线为δ2H = 6.15 δ18O -13.78（R2=0.79，n=178）。在土壤浅层（0～3.5 m），稳定性同位素变化相对剧烈，4～15 m 范围内，δ2H 和δ18O 随深度呈波浪式变化。深剖面土壤水稳定同位素分布存在小幅突变点，证实了土壤水入渗过程中活塞流与优先流共同存在。

（3）地下水样氢氧同位素点样分布于LMWL和SWEL之间，其离散程度远小于雨水与土壤水样品。泉水样品的氢氧同位素点样分布较井水更为集中，这与泉眼所在水层较为一致有关。

（4）结合雨水、土壤水和地下水氢氧稳定同位素特征分析，黄土塬区地下水主要接受土壤水通过活塞流和优先流的双重入渗补给。