小浪底水库水沙调控期滨河湿地地下水与河水转化关系

　　摘要：以小浪底水库下游武陟湿地为研究区，综合运用数理统计、水文地球化学和同位素技术相结合的方法，研究了小浪底水库水沙调控期滨河湿地地下水与河水转化关系。结果表明，小浪底水库调水调沙期间下游水体阳离子以 Na+、Ca2+和 Mg2+为主，阴离子以 HCO3−为主。调水调沙初期河水水化学类型为 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化学类型为 HCO3-Ca·Mg·Na型;调水调沙中期和末期河水均为 HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均为 HCO3-Na·Mg 型。水库水沙调控过程中，水体的水化学组分从受碳酸盐和硅酸盐矿物溶解的共同作用过渡到以碳酸盐岩溶解为主。随着调水调沙的进行，河水与近岸带地下水的氢氧同位素组成逐渐富集，表明河水来源于上游水库表层水和大气降水，地下水则受到河水与大气降水的共同补给。在上游来水与水文地质条件等因素影响下，滨河湿地地下水与河水之间的转化主要发生在近岸带(距离河岸 0~100 m 内)，表现为河水补给地下水，随着调水调沙的进行，河水对地下水的补给增强。

　　关键词：水沙调控;水化学;氢氧稳定同位素;转化关系;小浪底水库

　　滨河湿地是河岸带的重要组成部分，水陆界面特征典型，是地下水与地表水之间典型的水文过渡带[1]。大坝建设改变了河流的自然季节流量模式，引起河流水文、洪水频率、洪水峰值水位、沉积物输送和河岸地下水流动等一系列河流水文过程与特征的改变[2~4]。滨河湿地与河流直接连通，河流水文情势的变化导致河流与滨河湿地地下水之间水力交换增强，同时也影响了河流廊道的生物地球化学过程以及化学组分的传输过程[5~7]。因此，研究滨河湿地水体的水化学特征及补给来源，揭示地下水与地表水之间的转化关系及其机制，是探索变化环境下湿地生态系统保护与恢复的关键与核心问题。天然水体的水化学组分记录了水体的形成、运移和转化途径[8]，氢氧稳定同位素因分馏作用揭示了不同水体的补给来源及相互转化关系[9]。

　　因此，将水化学方法与氢氧同位素技术相结合是判定地下水与地表水转化关系的一种有效示踪技术手段[10,11]。目前国内外学者对流域地下水与地表水的水化学和氢氧同位素特征进行了大量研究，探讨了流域水体水化学的主要控制因素、补给来源和水循环过程中的相互作用机制[12~16]。有研究发现，受气候、地质条件和河流水文情势等共同影响，水体的水化学特征、补给规律和转化关系在时间和空间上均具有差异性[17,18]。滨河湿地在涨水、丰水和退水等河流水文变化的影响下，地下水与地表水转化关系更加密切，水体离子以及水分补给来源愈加多变[19,20]。

　　因此，结合水化学组成及氢氧同位素特征可以更好地理解全球变化和人类活动对滨河湿地水文过程的影响，为区域水资源管理与可持续利用提供科学依据[21,22]。近年来，黄河流域生态保护和高质量发展上升为重大国家战略[23]，沿黄湿地生态保护是黄河流域生态保护的重要组成部分。水文过程是湿地生态保护与修复的关键，而地下水与地表水相互作用又是研究湿地水文过程的关键环节[24~26]。目前关于黄河流域湿地水文过程方面的研究工作主要集中在黄河三角洲湿地[27]以及黄河源区高寒湿地[28]，针对黄河中下游湿地的研究相对较少。小浪底水库水沙调控过程改变了下游黄河湿地的水文过程，导致河流与滨河湿地地下水之间的相互作用愈加频繁[29]。本文以小浪底大坝下游黄河武陟湿地为研究区，采用水化学和氢氧同位素分析相结合的方法，考察小浪底水库水沙调控期滨河湿地地下水与河水的转化关系，以期为黄河中下游滨河湿地生态保护与恢复提供基础数据支撑。

　　1 材料与方法

　　1.1 研究区概况

　　研究区位于黄河中游小浪底大坝下游约 100 km 处的河南省武陟县嘉应观乡东营村的河滩湿地内(112°21′~113°45′E，34°42′~34°59′N)。该区域属中纬度暖温带半湿润大陆性季风气候，年平均降雨量为324~998 mm，暴雨多集中在 7 月中旬至 8 月中旬。该区域位于广阔的冲积平原，属黄河河床地貌，地势平坦，土壤主要由砂土、细砂土和黏土组成。该区域含水层底板埋深 45.0~69.0 m，层厚 18.6~54.8 m，其中砂层厚度 20~35 m。随着小浪底水库的建成，原黄河滩区自然湿地大规模开发利用，大面积的滩地转变为人工林和旱地等。目前，滩区土地几乎已经全部开发成农业用地，主要种植小麦、玉米和花生等农作物，零星种植地黄和牛膝等经济作物，滩区湿地退化现象严重。

　　1.2 样品采集与分析

　　在河漫滩上沿垂直河岸线方向上按 50、100、200、400、600、800、1000、2000 和 3000 m 布设了 9口地下水观测井，观测井编号分别用 1~9 表示。地下水观测井为武陟黄河滩地国土土地整理项目的农田灌溉井，井深 50 m，单井出水量为 33 m3·h−1，过滤器长度为 0.35 m，沉淀管长度 3 m，井管高出地面 0.3 m。在距离河岸 0 m 的开凿了 0 号观测井用来监测河水水位。0 号观测井采用 PVC 管开凿，直径 2.0cm，埋深 50 m，管下部开 3 排孔径 1 cm、间距 10 cm 的入水孔，并用过滤纱网包裹。于 2021 年小浪底水库调水调沙期间进行水样采集。

　　2021 年小浪底水库调水调沙分为两个阶段，其中6 月 19 日至 7 月 3 日为小浪底水库泄水阶段(6 月 19 日以 2000 m3·s−1的流量开始泄水，之后每天逐渐增加泄水流量，6 月 25 日增加至最大泄水流量 4500 m3·s−1);7 月 4~9 日为小浪底水库排沙阶段，整个水沙调控过程历时 21 d。根据调水、调沙阶段和泄水流量，将小浪底水库水沙调控分为 3 个时期，即调水调沙初期(6 月 19~24 日)、调水调沙中期(6 月 25 日至 7 月 3 日)和调水调沙末期(7 月 4~9 日)。小浪底水库调水调沙期间每天进行 1 次采样分析，分别采集河水和地下水水样，共采集了 21 个河水水样和 189个地下水水样。检测测试指标包括：阳离子(K+、Na+、Ca2+、Mg2+)、阴离子(Cl−、SO42−、NO3−、HCO3−)、总溶解固体(TDS)、电导率(EC)、pH 和同位素丰度值(δD、δ18O)。

　　在河边水流速度较大的地方采集河水水样，一般选取远离河岸 20 cm 的区域，每个样品用 2 个 1000 mL的聚乙烯采样瓶装满。采样时首先用河水将采样瓶冲洗 3 遍，然后用采水器(3 L 有机玻璃采水器)将河水提上来，采水器上有两个单向阀门，提水时阀门自动关闭，下放时阀门打开，立即将水样装入采样瓶，采样瓶装满后马上盖好瓶盖，最后用胶带密封瓶口，防止与空气交换。用同样的方法采集地下水，每次采集地下水水样时将采水器标定长度的绳索下降至 25 m 附近，确保每次采集相同埋深的地下水样品。

　　水化学测试样品采用 1000 mL PET 塑料瓶采集，取样后采用封口膜进行密封;氢氧同位素测试样品采用 100 mL PET 棕色塑料瓶采集，取样后快速用封口膜密封。水样采集后，加酸调节至 pH<2.0，置于 4 ℃的保温箱内冷藏保存，当天运回实验室后采用 0.45 μm 的微孔滤膜过滤，置于 4 ℃条件下冷藏保存，24 h内完成各项指标的测定。TDS、EC 和 pH 采用手持哈希便携式水质分析仪(HQ40d)在采集现场进行检测;阳离子(K+、Na+、Ca+、Mg+)和阴离子(Cl−、SO42−、NO3−)采用离子色谱仪(ICS-2100，USA)进行测定，HCO3−采用盐酸滴定法进行测定;δD、δ18O 采用液态水和水汽同位素分析仪(L2130-I，USA)进行测定。

　　1.3 数据处理

　　采用描述性统计分析各水体参数，讨论水化学组成及氢氧同位素的时空变化特征;制作 Piper 三线图判断水化学类型;利用 Gibbs 图和主要离子的比值图分析水化学组分来源;利用氢氧同位素 δD 和 δ18O 关系分析地下水与河水的补给来源。Piper 三线图使用 Aquachem 软件绘制，其他图例使用 Origin 软件绘制。

　　2 结果与分析

　　2.1 水化学特征

　　小浪底水库调水调沙期间研究区地下水与河水水化学参数特征统计结果如表 1 所示。从中可知，研究区河水与地下水 pH 值分别介于 8.11~8.20 和 7.67~8.17 之间，水质整体呈弱碱性。TDS 在河水中介于363.13~431.22 mg·L−1之间，在地下水中介于 260.13~477.64 mg·L−1之间，均为低矿化度淡水(TDS<1000mg·L−1)。EC 在河水中介于 805.78~956.88 μS·cm−1之间，在地下水中介于 577.22~1059.89 μS·cm−1 之间。总体上，水体中阳离子浓度大小依次为：Na+ > Ca2+ > Mg2+ > K+，在河水中的浓度平均值分别为79.58、29.74、27.03 和 3.14mg·L−1，在地下水中的浓度平均值分别为 46.57、36.47、30.75 和 1.34 mg·L−1;水体中阴离子浓度大小依次为：HCO3− > SO42− > Cl− > NO3−，在河水中的浓度平均值分别为 190.70、130.00、69.89 和 6.96mg·L−1，在地下水中的浓度平均值分别为 334.35、58.95、42.20 和 0.75 mg·L−1。

　　随着小浪底水库调水调沙的进行，距离河岸 100 m 内，地下水的 EC、阳离子(Na+、Mg2+、Ca2 +、K+)和 HCO3−浓度变化均表现为先下降后上升的趋势;河水中 EC、Na+、Ca2 +、K+以及 HCO3−、Cl−、NO3−则均呈现下降趋势。Piper 三线图直观反映了水体的化学组成特征[30]。根据研究区不同采样时期水体的 Piper 三线图可以看出，研究区水体中阳离子以 Na+、Ca2+和 Mg2+为主，阴离子以 HCO3−为主。

　　调水调沙初期、中期以及末期地下水中阳离子主要是 Na+、Ca2+和 Mg2+，分别占阳离子总浓度的 31.56%、44.23%和 23.30%，49.79%、18.59%和 30.21%以及 47.30%、21.93%和 29.41%;河水中阳离子以 Na+为主，分别占阳离子总浓度的 51.99%、65.18%以及 55.56%。调水调沙初期、中期以及末期地下水中阴离子以 HCO3−为主，分别占阴离子总浓度的 75.82%、75.90%以及 78.25%;河水中阴离子主要是 HCO3−、SO42−和 Cl−，分别占阴离子总浓度的 49.25%、29.45%和 19.01%，46.42%、32.34%和 19.25%以及 48.11%、36.82%和 14.19%。调水调沙初期河水水化学类型为 HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化学类型为 HCO3-Ca·Mg·Na 型;调水调沙中期和末期河水均为 HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均为 HCO3-Na·Mg 型。

　　2.2 水体氢氧同位素特征

　　水体氢氧稳定同位素(δD 和 δ18O)是水循环过程的重要示踪剂，常用来指示水分来源和运动过程[31]。小 浪 底 水 库 调 水 调 沙 期 间 研 究 区 河 水 中 δD 和 δ18O 值 变 化 范 围 分 别 为 −64.10‰~−61.50‰ 和−9.36‰~−8.58‰，平均值分别为−62.55‰和−8.94‰;调水调沙初期河水 δD 和 δ18O 平均值分别为−64.10‰和−9.36‰，调水调沙中期分别为−62.06‰和−8.88‰，调水调沙末期分别为−61.50‰和−8.58‰。

　　地下水中 δD和 δ18O 值变化范围分别为−75.91‰~−59.70‰和−10.88‰~−8.26‰，平均值分别为−69.62‰和−9.86‰;调水调沙初期地下水 δD 和 δ18O 平均值分别为−70.23‰和−10.08‰，调水调沙中期分别为−69.45‰和−9.89‰，调水调沙末期分别为−69.19‰和−9.61‰。近岸带(距离河岸 0~100 m 内)河水同位素与地下水接近，而在离河岸较远处(距离河岸 200 m 之外)河水同位素较地下水富集。随着小浪底水库调水调沙的进行，近岸带地下水氢氧同位素逐渐富集，距离河岸较远处地下水氢氧同位素变化较小。

　　3 讨论

　　3.1 基于水化学特征的地下水与河水成因分析

　　Gibbs 图是区分地下水和河水水化学影响因素的重要手段，可以较直观地反映其水化学组分受大气降水，风化和蒸发结晶作用的影响程度，定性判断水化学组分来源[32,33]。一般而言，以大气降水作用为主导因素的样点分布在 Gibbs 图右下角，受岩石风化作用影响的样点分布在中部偏左侧，受蒸发结晶作用影响的样点分布在右上角[21]。由研究区地下水与河水水化学 Gibbs 图可知，除少量阳离子外，研究区水样的阴离子和绝大部分阳离子落在 Gibbs 分布模型内，大部分样点分布在岩石风化控制区，部分分布在蒸发控制区，且 TDS 在 100~1000 mg·L−1范围内，说明研究区地下水与河水水化学组成主要受到岩石风化和蒸发浓缩作用的共同影响，并以岩石风化控制为主。

　　小浪底水库调水调沙期间河水中 Na+/(Na++Ca2+)与 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值分别介于 0.63~0.89 与 0.20~0.32 之间，表明河水中阳离子主要受蒸发浓缩影响，阴离子则主要受岩石风化控制。地下水中 Na+/(Na++Ca2+)与 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值在调水调沙期间变化较大，调水调沙初期地下水中 Na+/(Na++Ca2+)与 Cl−/(Cl−+HCO3−)比值分别介于 0.28~0.49 与 0.06~0.21 之间，调水调沙中期和末期则均分别介于 0.52~0.87 与 0.02~0.28 之间，说明调水调沙初期地下水的阴阳离子均主要受岩石风化作用影响，调水调沙中期和末期地下水中阳离子主要受蒸发浓缩影响，阴离子则主要受岩石风化控制，也反映出调水调沙中期和末期的地下水的水化学离子来源与河水一致。

　　调水调沙中期和末期部分点落在岩石风化和蒸发浓缩作用的影响范围之外，表明该时期研究区水体还可能受到了人类活动或阳离子交换作用的影响[8,34]。研究区水体中阳离子变化幅度较大，以 Ca2+、Mg2+和 Na+为主;阴离子变化幅度相对较小，以 HCO3−为主，阴阳离子之间比例的不一致性也反映出存在阳离子交换作用[15]。随着调水调沙的进行，地下水中 Na+浓度增加，可能与含水层中 Na+交换了地下水中 Ca2+和 Mg2+，使得含水层中 Na+进入地下水有关。天然水一直与周围岩石或沉积物发生水岩作用，不同的岩性会造成天然水化学成分的差异，水中主要离子的比例可以表征不同岩石风化对天然水化学组分的影响[35]。

　　Na+/Cl−的关系可以判断水体中 Na+的主要来源，受硅酸盐岩风化或阳离子交换作用控制的 Na+其水样的取值点位于 Na+/Cl−等值线上方，而蒸发盐岩溶解产生的 Na+其水样的取值点位于 Na+/Cl−等值线附近[35];(Ca2++Mg2+)/HCO3− 和(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)反映了岩盐的溶解特征，水样取值点位于(Ca2++Mg2+)/HCO3−等值线上，说明仅有碳酸盐参与溶解，位于(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)等值线上方及附近，则说明受到碳酸盐和硅酸盐矿物溶解作用的共同影响[15];(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)关系能判断水体中阳离子交替吸附作用的影响，若(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)接近−1，说明该点的阳离子交替吸附作用较强烈，反之则认为阳离子交替吸附作用不明显[36]。

　　小浪底水库调水调沙期间，地下水与河水的 Na+/Cl−均大于 1，表明研究区水体中 Na+主要来源于硅酸盐矿物释放或阳离子交换作用的影响。河水中 Na+/Cl−高于地下水，且调水调沙初期地下水与河水的 Na+/Cl−较中期和末期更远离等值线，也进一步说明地下水与河水中含量增加受到岩石风化控制，且调水调沙初期水化学组分受硅酸盐矿物风化的影响高于调水调沙中期和末期。调水调沙初期地下水与河水中(Ca2++Mg2+)/HCO3−位于等值线上方或附近，而调水调沙中期和末期则位于等值线附近或下方，说明调水调沙初期地下水与河水中的 Ca2+、Mg2+除了来自碳酸盐岩溶解外，还受到了其他含 Ca2+、Mg2+矿物溶解的影响，而调水调沙中期和末期则主要来源于碳酸盐岩的风化溶解。调水调沙初期地下水与河水的取样点位于(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−)等值线上或附近，而在调水调沙中期和末期则主要位于等值线下方，也进一步表明初期研究区水体的水化学组分受碳酸盐和硅酸盐矿物溶解作用的共同影响，且影响程度高于调水调沙中期和末期。

　　黄河中下游泥沙主要来自黄土高原的黄土母质，其碳酸盐含量丰富，当水体中泥沙含量较高时，其碳酸盐含量也相应升高[37]。小浪底水库水沙调控过程将水库中沉积泥沙向下游输送，使得原本沉积在泥沙中的 Ca2+、Mg2+、HCO3−和 SO42−等水化学离子在水流扰动下进入水体，流量越大对水库及河流沉积物的冲刷能力就越强，水体中相应地水化学离子含量也越高[37,38]，因而调水调沙中期和末期水库下游河水中 Ca2+、Mg2+、HCO3−和 SO42−等水化学离子主要来源于碳酸盐岩溶解。在小浪底水库调沙调沙过程中，下游滨河湿地地下水中水化学离子的比值关系表现出与河水相同的变化规律，也进一步表明上游水库调水调沙过程使得下游地下水与河水水力联系更加密切。调水调沙初期地下水与河水的取样点偏离了(Ca2++Mg2+−HCO3−−SO42−)/(Na+−Cl−)等值线，调水调沙中期和末期则分布在斜率−1 处两侧或附近，说明地下水与河水在调水调沙中期和末期发生了较为强烈的阳离子交换作用，在调水调沙初期阳离子交换作用不明显。

　　3.2 基于稳定同位素的地下水与河水补给

　　来源氢氧同位素 δD 和 δ18O 的关系常用来分析水体的来源。Craig[39]构建了全球大气降水线(globalmeteoric water line, GMWL)，即 δD=8δ18O+10，郑淑蕙等[40]建立了中国大气降水线(China meteoric water1010-6-4-210 -6 -4 -210(b) 调水调沙初期河水调水调沙初期地下水调水调沙中期河水调水调沙中期地下水调水调沙末期河水调水调沙末期地下水HCO meq·L-11:1调水调沙初期河水调水调沙初期地下水调水调沙中期河水调水调沙中期地下水调水调沙末期河水调水调沙末期地下水(Na -Cl ) meq·L-1) )]1:1(d) 调水调沙初期河水调水调沙初期地下水调水调沙中期河水调水调沙中期地下水调水调沙末期河水调水调沙末期地下水HCO +SO2 - meq·L-11:1(c)调水调沙初期河水调水调沙初期地下水调水调沙中期河水调水调沙中期地下水调水调沙末期河水调水调沙末期地下水Cl meq·L-11:1(a)8line, CMWL)，即 δD=7.9δ18O+8.2，本研究采用裴建国等[41]统计得到的焦作地区的大气降水线即δD=8.032δ18O+12.68，作为当地大气降水线(local meteoric water line, LMWL)进行分析。

　　大气降水线可用于识别起源于大气降水的地下水与地表水的水循环相关过程，斜率反映了氢氧同位素分馏程度的大小，截距表示氘相对于平衡状态的偏离程度[42]。本文研究区域的当地大气降水线的斜率和截距均大于全球及中国大气降水线，表明研究区蒸发作用不强烈，这与水化学分析的结果一致。

　　由小浪底水库调水调沙期间地下水与河水水样的 δ18O 和 δD 的实测值绘制成 δ18O-δD 关系可知，调水调沙初期河水的同位素数据点分布在当地大气降水线两侧，调水调沙中期和末期河水的同位素数据点均位于当地大气降水线的右下方，说明大气降水是研究区河水的重要来源[43]。随着小浪底水库调水调沙的进行，调水调沙中期和末期河水中的 δD 和 δ18O 同位素向重同位素方向逐渐富集，一方面表明河水在蒸发的过程中发生了动力学分馏，另一方面也说明该时期下游河水主要来源于小浪底水库蓄积的表层水。

　　调水调沙初期地下水的同位素数据点大部分分布在当地大气降水线两侧，部分点接近或处于当地大气降水线上;调水调沙中期地下水的同位素数据点大部分位于当地大气降水线的左下方，部分点位于当地大气降水线上或附近;调水调沙末期，地下水的同位素数据点位于当地大气降水线下方，表明大气降水仍是研究区地下水的重要来源。调水调沙初期地下水接受大气降水补给后，地下水径流交替循环较为强烈，径流时间短，未发生氢氧同位素交换以及同位素分馏，从而使得地下水与大气降水的氢氧同位素值接近。调水调沙中期和末期地下水受汛期影响，与河水强烈的水力联系使其存在明显的蒸发分馏，且该时期在距离河流 100 m 范围内地下水的 δD 和 δ18O 同位素数值与河水接近，表明地下水受到了河水的补给。

　　此外，调水调沙中期部分地下水同位素数据点处于河水同位素点与当地大气降水线之间，也进一步说明地下水受降水和河水的共同影响。地下水的 δD 和 δ18O 同位素组成在调水调沙初期靠近 LMWL，表明该时期地下水与降水补给关系较强;在调水调沙中期和末期靠近 GMWL 和 CMWL，表明该时期地下水与降水补给关系较弱。随着小浪底水库调沙调沙的进行，研究区地下水与降水补给联系存在差异，也反映出上游小浪底水库水沙调控使得下游河水对地下水的补给作用加强。

　　3.3 地下水与河水转化关系

　　地下水与地表水的氢氧同位素变化差异可以表征区域水体的补给关系，地表水同位素值小于地下水时，表明地表水补给地下水;反之，则以地下水补给地表水为主[44]。氢氧同位素特征反映了地下水与河水之间相互作用的外在联系，水文地质条件则是控制两者补排关系的内在因素，地下水与河水之间的水头差决定了源、汇项和水流路径[45]。因此，通过分析地下水与河水氢氧稳定同位素组成特征，结合研究区地形地貌水文地质条件，可以探究地下水与河水的相互转化关系。

　　通过对研究区地下水与和河水的氢氧同位素特征研究发现，近岸带(距离河岸 0~100 m 内)湿地地下水 δD 和 δ18O 值与河水相近且略低于河水的同位素数值，而离河岸较远处(距离河岸 200 m 之外)，地下水同位素逐渐贫化，远低于河水的同位素值，说明滨河湿地地下水与河水之间的水力联系主要发生在近岸带，且表现为河水补给地下水;随着远离黄河水体，湿地地下水受河水的影响减弱。随着小浪底水库调水调沙的进行，地下水与河水的同位素逐渐富集，调水调沙初期地下水 δD 和 δ18O 同位素值小于河水，调水调沙中期和末期地下水 δD和 δ18O 同位素值与河水接近。河水从水库流出后，沿程蒸发浓缩，至下游采样点时氢氧重同位素进一步富集。

　　小浪底水库水沙调控使得下游河水水量在短时间内增大，造成河水对地下水补给也迅速增强，尤其是对距离河流 100 m 范围内地下水的补给增强，使得近岸带地下水中 δD 和 δ18O 同位素值在调水调沙中期和末期呈增加趋势，也进一步表明河水对地下水的补给主要发生在距离河流 100 m 范围内，水沙调控期河水对地下水的补给增加。

　　根据野外观测发现，小浪底水库调水调沙期间滨河湿地地下水平均水位在 87.16~93.32 m 之间，河水平均水位为 93.47 m，且滨河湿地土壤主要为细砂和黏土，降水有效补给地下水的量较少，因而河水与地下水之间的水头差对滨河湿地地下水的影响更大。根据 Jolly 等[46]基于水力特征划分的湿地作用模式，研究区滨河湿地地下水与河水的相互作用模式呈现时间分异，整个调水调沙过程中，河水均以饱和流-补给型作用模式补给地下水，但在调水调沙中期和末期补给量增加，补给强度取决于河流的水文情势。

　　此外，由于水在运动过程中发生了可溶性矿物溶解的离子与邻近岩层和土壤的交换，导致水体的 EC 随着径流途径和滞留时间的延长而增大，因此 EC 也可以用来定性判断地下水与河水的转化关系[34]。研究区近岸带(距离河岸 0~100 m 内)湿地地下水 EC 值(993.62~1059.89 μS·cm−1)高于河水 EC 值(805.78~956.88 μS·cm−1)，而离河岸较远处(距离河岸 200 m 之外)湿地地下水 EC 值(577.22~797.36 μS·cm−1)远远低于河水，且随着调水调沙的进行，地下水 EC 值逐渐升高，进一步应证了在该时期河水侧渗补给地下水，在补给的过程中不断溶解土壤中的溶解性盐类，从而使得近岸带地下水中 EC 值增大，而与距离河岸较远处地下水的水力联系则较弱。

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　　4 结论

　　(1)小浪底水库调水调沙期间下游滨河湿地水体整体呈弱碱性淡水，TDS 变化范围为 260.13~477.64mg·L−1，阳离子以 Na+、Ca2+和 Mg2+为主，阴离子以 HCO3−为主。调水调沙初期河水水化学类型为HCO3-Na·Ca·Mg 型，地下水水化学类型为 HCO3-Ca·Mg·Na 型;调水调沙中期和末期河水均为HCO3·SO4-Na·Mg 型，地下水均为 HCO3-Na·Mg 型。

　　(2)研究区水体的水化学离子主要受到岩石风化和蒸发浓缩作用的共同影响，以岩石风化控制为主。小浪底水库水沙调控过程中研究区水体的水化学组分从受碳酸盐和硅酸盐矿物溶解的共同作用过渡到以碳酸盐岩溶解为主，在调水调沙中期和末期受到蒸发浓缩和阳离子交换作用的影响。

　　(3)小浪底水库水沙调控过程中河水氢氧同位素组成逐渐富集且同位素数据点位于当地大气降水线的右下方，表明下泄河水来源于小浪底水库蓄积的表层水和大气降水，以水库表层水为主，且在流动的过程中发生了蒸发分馏。近岸带(距离河岸 0~100m 内)地下水氢氧同位素组成与河水接近，部分地下水同位素数据点处于河水同位素点与当地大气降水线之间，表明地下水受河水和降水补给的共同影响。

　　(4)小浪底水库水沙调控期间下游滨河湿地地下水与河水之间的转化主要发生在近岸带，距离河岸较远处(距离河岸 200 m 之外)地下水与河水的水力联系减弱。河水以饱和流-补给型作用模式补给地下水，随着调水调沙的进行，河水对地下水的补给增强。

　　参考文献：

　　[1] Naiman R J, Décamps H. The ecology of Interfaces: riparian zones[J]. Annual Review of Ecology & Systematics, 1997, 28(1): 621-658.

　　[2] Braatne J H, Rood S B, Goater L A, et al. Analyzing the impacts of dams on riparian ecosystems: A review of research strategies and theirrelevance to the Snake River through Hells Canyon[J]. Environmental Management, 2008, 41(2): 267-281.

　　[3] Yuan R Q, Wang S Q, Wang P, et al. Changes in flow and chemistry of groundwater heavily affected by human impacts in the Baiyangdiancatchment of the North China Plain[J]. Environmental Earth Sciences, 2017, 76(16): 1-19.

　　[4] Zema D A, Bombino G, Denisi P, et al. Evaluating the effects of check dams on channel geometry, bed sediment size and riparian vegetationin Mediterranean mountain torrents[J]. Science of the Total Environment, 2018, 642: 327-340.

　　[5] Shuai P, Chen X Y, Song X H, et al. Dam operations and subsurface hydrogeology control dynamics of hydrologic exchange flows in aregulated river reach[J]. Water Resources Research, 2019, 55: 2593-2612.

　　[6] Siergieiev D, Widerlund A, Ingri J, et al. Flow regulation effects on the hydrogeochemistry of the hyporheic zone in boreal rivers[J]. Scienceof the Total Environment, 2014, 499: 424-436.

　　[7] Mayfield K K, Eisenhauer A, Santiago Ramos D P S, et al. Groundwater discharge impacts marine isotope budgets of Li, Mg, Ca, Sr, andBa[J]. Nature communications, 2021, 12(1): 1-9.

　　作者：肖春艳，刘怡凡，赵同谦*，郭晓明，陈飞宏，杨晨