天山北坡呼圖壁河流域水資源變化及轉化研究

姚俊強，胡文峰,2，彭志潮，劉志輝

（1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊 830002；2.阜陽師范學院，安徽 阜陽 236000；3.巴音布魯克氣象站，新疆 和靜 841300；4.新疆大學干旱生態環境研究所，新疆 烏魯木齊 830046）

隨著人口增加和社會經濟發展對水資源需求的進一步增加，水資源供需矛盾日益突出。在全球變化背景下，氣候變暖加劇了水資源的短缺，在干旱內陸河流域尤為明顯[1]。呼圖壁河流域是天山北坡中段代表性流域，水資源緊缺，生態系統極其脆弱，流域水資源主要源自冰雪融水和山區降水，并接受地下水補給，出山口后用于綠洲農田灌溉[2]。因此，研究干旱區流域水資源及轉化，對研究區域水循環和水資源開發利用具有非常重要的意義。

20世紀60年代以來，隨著環境同位素技術的發展，同位素水文學在水文水循環的研究中日益顯示其優越性。不同水體之間的相互轉化是水循環過程研究的核心和熱點問題。流域內不同水體之間存在著頻繁的水量、能量和化學物質的交換，地表徑流與地下水的轉化是地表水與地下水相互作用的主要方面[3-4]。在人類活動加劇的背景下，不同水體之間的相互轉化關系趨于復雜[5]。針對不同水體間的相互轉化過程，傳統的水文學方法有一定的局限性，而穩定同位素和溶解物質伴隨水量的交換同步進行。因此，穩定同位素和水化學離子記錄著不同水體的形成和轉化過程，是研究水體間相互作用和關系的一種有效示蹤方法[6，7]。

Fritz等[8]對降水期間的徑流流量和δ18O隨時間變化的關系進行研究，估計了河水暴漲期間雨水和地下水占河水的比例。顧慰祖等[9-10]利用18O和氚作為示蹤劑，系統研究了降水和地面、淺層土壤水、地下徑流的響應關系。針對區域或流域內降水、土壤水和地下水（泉水）的轉化，不同學者通過開展實地轉化實驗，利用穩定氧氫同位素和水化學結合的方法，在黃土丘陵地區、北京西山、黑河下游額濟納盆地和第二松花江流域等地開展了系統性的研究，得出了不同水體相互轉化的比例，在水循環過程研究上得出一些有益的結論[7，11-13]。這些研究結果可為綜合利用地表水和地下水，研究水循環過程，促進水資源的可持續利用和流域可持續發展，提供參考依據和理論基礎。

呼圖壁河是天山北坡中段代表性河流之一。相關學者在呼圖壁河流域水文徑流變化及其對氣候變化的響應等方面做了系列研究，取得一些有益的成果[2，14-17]。但對流域水資源變化及轉化等方面關注較少。本文以呼圖壁河流域為研究區，以水資源轉化過程為研究對象，研究了呼圖壁河流域近50多年來地表徑流變化及山區和平原區的水文聯系，結合同位素和水化學技術探討了流域水資源構成及轉化關系，對揭示氣候變化背景下呼圖壁河流域水循環規律、水資源轉化關系具有重要理論意義，對流域水資源評價和管理具有重要的實踐意義。

1 研究區概況

呼圖壁河流域位于新疆天山北坡中段，流域總面積為10 254.68 km2，由呼圖壁河和軍塘湖河2個獨立的水系組成。呼圖壁河是天山北坡中段的第二大河流，年徑流量 4.71×108m3，靠季節性積雪消融和夏季降水補給。軍塘湖河集水面積861 km2，年徑流量0.327×108m3。流域山區降水豐富，年降水量在400~600mm之間，主要集中在夏季。以1971—2000年為標準氣候態，其中出山口水文站實測多年平均氣溫為5.5℃，年均降水量為414 mm，而呼圖壁縣氣象站多年平均氣溫為7.0℃，年降水量為160 mm。

2 資料和方法

2.1 河流徑流數據

自1956年開始，呼圖壁河流域管理局先后設立了3個水文站。其中石門水文站是出山口控制站，以上斷面是徑流形成區，有連續的觀測數據，而卡勒格牙站在1956—1970年、青年渠首在1964—1969年間有流量觀測資料。數據來自呼圖壁河流域管理處石門水文站和新疆水文局信息中心，經過了嚴格的質量控制。石門為上游山區站點，卡勒格牙為中游站點，青年渠首為下游平原站點，分析該流域山區和平原區流量轉化關系。

2.2 同位素和水化學觀測實驗

環境同位素是一種很好的指示劑，能夠揭示水體中的很多水文過程信息[1]。根據研究區水文地質狀況和河流分布情況，分別在呼圖壁河的石門水文站和青年渠首站，軍塘湖河的雀兒溝、哈薩墳和西溝村河道采集河水，并在靠近河水采集點附近通過泉水出露采集地下水。采樣時間為2013年9月—2014年10月，采樣頻率為1次/月，一般在當月上旬采樣，避開降水事件。共采集地表水樣品117個，地下水樣品73個。采樣嚴格遵守了同位素水樣采集、運輸、保存和送檢的要求，并按照規范冷藏保存和運輸。水體穩定同位素測定采用美國LGR公司生產的液態水穩定同位素分析儀，δD和δ18O精度分別達到0.3‰和0.1‰。水樣在中科院資源與環境信息系統國家重點實驗室進行實驗分析。

本文所用水化學特征指標包括八大離子（Cl-、SO42-、Ca2+、K+、Mg2+、Na+、CO32-、HCO3-）和總溶解性固體值（TDS）。樣品在中科院荒漠與綠洲生態國家重點實驗室進行實驗分析，其中八大離子采用美國戴安ICS-5000離子色譜儀和美國安捷倫735 ICPOES電感耦合等離子發射光譜儀測定；TDS采用G20型電位滴定儀測定。

2.3 研究方法

2.3.1 山區徑流不平衡指數（MDI）

利用山區徑流不平衡指數（MDI），來揭示山區產流對河流的徑流貢獻率，能定量評價山區—平原區的水文聯系[18]。MDI是山區產流量比重（PMR）與山區所占流域面積比重（PMA）的比值，公式為：

其中，PMR表示山區徑流量占總地表徑流量的比例，而PMA指流域山區集水面積占流域總面積的比例。

2.3.2 兩端元法

液態水穩定同位素和天然水化學方法能夠研究地表水資源來源、徑流組分以及不同水體水資源轉換等問題[19]。基于穩定同位素質量守恒，采用端元法劃分地表徑流和地下水轉化問題。假設不同來源的水體為一個端元，如果水體有兩個來源，即為兩端元法。具體為：

式中，R為流量，C為不同來源水體的同位素值，t為兩來源混合后的水體；u為地下水，v為上游河道來水。

3 結果與分析

3.1 呼圖壁河流域水資源的變化

3.1.1 地表徑流量的變化

呼圖壁河多年平均出山口徑流量為4.562×108m3，其中5—9月徑流量占全年的85.8%，年內分配極不均勻，最大月徑流量是最小月徑流量的25倍。河源較高，有冰川發育，徑流以冰雪融水和雨水混合補給為主。其中冰川融水量達到0.524×108m3，約占地表徑流量的12%。軍塘湖河多年平均徑流量為0.33×108m3，以地下水補給為主，但受冰雪消融和暴雨影響，徑流量年際變化較大。

1956—2011年呼圖壁河流域出山口徑流量有明顯增加趨勢，增加速率為0.13×108m3/10 a（p＜0.05），在20世紀90年代初發生了明顯突變，突變之后徑流量增加了13.36%（圖1）。小波分析發現徑流量存在4、10、18 a和28 a左右的振蕩周期，其中28 a尺度振蕩周期最強（圖2）。

3.1.2 地下水位的動態變化

呼圖壁河流域典型觀測井（呼圖壁縣園戶村）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，隨后開始緩慢回升。地下水動態變化的原因有：（1）春季積雪融化，增大河流流量和地表入滲量，引起水位回升；（2）夏季地表徑流量增加，農業灌溉需水量大，且地下水開采量增加，地下水位迅速下降，并持續保持低水位；（3）進入枯水期后，河流和降水補給不足，但開采量減少，水位開始緩慢回升。因此，地下水開采成為影響地下水動態變化的主要因素。

隨著灌溉技術的發展和引水灌渠的改善，改變了地下水的補給條件，地下水補給量大幅減少。同時，地下水被超額開采，地下水位天然動態過程發生變化，引起地下水水位的持續下降。近10 a來，該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 呼圖壁河流域水資源的轉化關系

3.2.1 山區—平原區的水文聯系

山區—平原區流量變化關系可以揭示山區、平原區的水文聯系。選取石門為上游山區斷面，卡勒格牙為中游斷面，青年渠首為下游斷面。圖3顯示了呼圖壁河流域不同斷面單位流量與河源單位距離的變化關系，可以看出，6—9月產流量是全年中連續最大的4個月；單位流量從河源至下游不斷減小，說明產流能力和地表徑流量從河源至下游逐漸減少；3—5月單位流量在中游的卡勒格牙最大，而該時期地表徑流量以積雪融水補給為主。

圖2 呼圖壁河流域地表徑流量的周期變化

圖3 呼圖壁河流域山區和平原區單位流量變化關系

陳亞寧等[1]研究表明山區產流對西北干旱區流域地表徑流的貢獻率均在50%以上，其中天山北坡的各流域在50%~95%之間。經計算，呼圖壁河山區集水面積占流域總面積的87.9%，山區產流量占總徑流量的94.6%，即PMR為0.946，PMA為0.8795。因此，呼圖壁河MDI為1.1。與同處天山北坡的瑪納斯河、特克斯河相等，但遠遠低于和田河和黑河等內陸流域[18]。

3.2.2 地表徑流與地下水轉化關系

（1）地表徑流—地下水轉化的水化學證據。

水體化學特征指標為研究流域不同水體的形成、演變及轉化提供了定量的研究方法。流域的巖性和土壤屬性，控制著流域內水體水化學離子組成。因此，研究流域內不同水體水化學性質，可以了解流域的水循環過程[1]。

呼圖壁河流域不同水體的Piper圖分析發現，地表徑流和地下水水化學組成以SO42-~HCO3-~Na+為主，說明了不同水體中均富集SO42-、HCO3-、Na+（圖4）。分析發現地表徑流和地下水離子組成極為相似，進一步說明呼圖壁河流域地表徑流和地下水之間存在不斷的轉換和頻繁的相互作用，即地下水可以受到地表徑流的快速補給，而地下水也常以泉水等形式補給地表徑流。

圖4 呼圖壁河流域不同水體的Piper圖

Gibbs圖可以用來分析鑒別水化學離子組成與含水層巖性之間的關系[20]。根據TDS-Na+/（Na++Ca2+）圖，可以將控制水化學的控制因子劃分為3個端元，即巖石風化、大氣降水和蒸發/結晶，進而判斷不同水體的主要控制因子。一般而言，低礦化度的地表徑流具有較高的Na+/（Na++Ca2+）值，反映了大氣降水控制該區域的地表徑流過程；中等礦化度的地表徑流具有較低的 Na+/（Na++Ca2+）值（＜0.5），反映了該區域地表徑流受巖石分化的顯著影響；高礦化度的地表徑流具有較高的Na+/（Na++Ca2+）值（接近于1），反映了蒸發結晶作用對地表徑流的影響。

圖5可以發現呼圖壁河流域所有水體均處于巖石風化作用和蒸發結晶作用控制的區域，而遠離大氣降水控制。具體來說，地表徑流主要受巖石風化作用控制，而地下水受蒸發—結晶沉降作用的控制為主。

（2）地表徑流—地下水轉化的同位素證據。

通過兩端元法，可以得到呼圖壁河流域地表徑流和地下水的轉化比例（表1）。在山區，上游來水占到地表徑流量的81.55%，而地下水僅占18.45%；在平原區，地下水補給占到地表徑流量的92.31%，上游來水僅占7.69%。在軍塘湖河，上游雀兒溝河地表徑流中有66.94%靠地下水補給，而到下游地下水補給占了地表徑流量的91.23%。

圖5 呼圖壁河流域水體的Gibbs圖

表1 不同斷面處地表徑流和地下水的轉化比例

在青年渠首處，結合水文地質基礎，綜合分析不同水體的同位素和水化學特征，發現地表徑流主要以附近淺層地下水的補給為主（圖6）。在呼圖壁河山區，石門水庫調節地表徑流，末級有青年渠首調節，使得大量的徑流通過人工渠道輸送灌區。因此，渠首以下河道中上游來水補給少，而通過山區和水庫下滲補給的地下水以泉水形式出露，以補給地表徑流。運用同位素和水化學計算可知，地表徑流受淺層地下水和上游來水的補給比例分別為92.31%和7.69%，淺層地下水的離子含量高于地表徑流。

圖6 青年渠首處地表徑流與地下水相互作用示意圖

結合水文地質的基礎，在軍塘湖河，地表徑流主要受地下水補給，補給比例在53.27%~91.23%。運用同位素和水化學計算可知，哈薩墳處地表徑流受淺層地下水和上游地表徑流的補給比例占91.23%和8.77%，淺層地下水的離子含量高于地表徑流，特別是Cl-和Na2+的含量高（圖7）。在西溝河流域西溝村處，地表徑流靠上游地表徑流和淺層地下水的補給，補給比例分別為46.73%和53.27%，淺層地下水的離子含量最高，地表徑流次之（圖8）。

圖7 軍塘湖河東溝河流域哈薩墳處地表徑流與地下水相互作用示意圖

根據呼圖壁河流域水文地質特征，地下水的流向應與地表徑流的流向基本一致，δD值應沿著地下水的流向呈逐漸增加，但是在整個流域地表徑流和地下水發生了兩次轉化關系，由地表徑流補給地下水變為反向補給，在采樣點M（青年渠首）處δD值突然升高，這與采樣點附近大量的農業取水有關，青年渠首作為灌溉主分水樞紐，把山區來水分流到各個干渠里，導致了地表徑流和地下水發生了頻繁轉化（圖 9）。

圖8 軍塘湖河西溝河流域西溝村處地表徑流與地下水相互作用關系

圖9 呼圖壁河流域山區和平原區的地表徑流與地下水轉化形式

4 結論

（1）呼圖壁河出山口控制站——石門水文站多年平均徑流量為4.562×108m3，其中5—9月徑流量占全年的85.8%，年內分配極不均勻。1956—2011年徑流量有明顯增加趨勢，變化率為0.13×108m3/10 a（p＜0.05），在20世紀90年代之后徑流量增加了13.36%。存在4、10、18 a和28 a左右的振蕩周期。

（2）呼圖壁河流域出山口區域的地下水位年內變化明顯，其中在4—6月份水位較高，7月份之后地下水位迅速下降。呼圖壁流域地下水位一直呈持續下降趨勢，年平均下降幅度接近2 m，地下水開采是主要因素。

（3）呼圖壁河流域水體的水化學類型以SO42-～HCO3-～Na+為主，但不同水體的控制因素有顯著的差異，其中地表徑流更接近于巖石風化作用控制區，地下水則更接近于蒸發-結晶沉降作用控制區。

（4）呼圖壁河地表徑流和地下水出現了兩次轉化關系。在上游地區，地下水對地表徑流的補給占到18.45%，而中下游區域地下水的補給占到92.31%。軍塘湖河主要靠地下水補給，上游和下游分別占到66.94%和91.23%。