图1 研究区王东沟（WDG）位置及地质概况示意图（Q1、Q2、Q3分别为更新世早期、中期、晚期）
黄土高原主要地貌单元为塬、梁和峁。其中，塬区四周均被切割至基岩的沟谷所包围，地下水埋深多为40～100 m，水位高于沟谷中地表水和基岩中的承压水水位，很难有侧向流补给，因此，一般认为降水是该地区地下水的唯一来源[1-2]。氢和氧是水分子的组成元素，并且水在运移过程中不与土壤基质发生反应[3]，因而常用不同水体间的同位素相似性来揭示水体之间的交互作用。表层土壤水由于受降水补给及土壤蒸发等因素影响，其同位素信息处于不断变化之中[4]。随着土壤水不断向土壤深层运移，其携带的降水同位素信号会发生变化，研究氢氧同位素在深层土壤中的分布特征对于理解深层土壤水及地下水水分来源具有重要作用。
当前，已在土壤学和水文学中开展很多运用稳定同位素技术的研究。如在蒙古国克鲁伦河流域，发现土壤水氢氧同位素（δ2H、δ18O）在0～0.7 m深度变化较大，0.7～1 m变化较小[5]；在澳大利亚的西部和南部，土壤水氢氧同位素在0～2 m存在较大的波动，而在2～24 m同位素基本不变[6-7]；而在黄土高原地区，王锐等[8]在长武研究了1.5 m土壤水氢氧同位素剖面的变化特征，发现δ2H和δ18O值在0.3 m处最富集，随后向下贫化，在1～1.5 m深度同位素值变化较小。Wan等[9]研究了不同土地利用类型下土壤水δ2H和δ18O剖面随时间的变化特征，得出不同土地利用类型在0～1.5 m深度δ2H和δ18O值随时间变化存在很大的波动，且波动趋势很相近；而1.5 m深度以下基本趋于稳定。Tan等[2]在龙山黄土丘陵沟壑区的研究发现，11 m深剖面土壤水δ2H和δ18O值在稳定层中基本不随时间变化，仅存在小的波动。程立平等[10]运用同位素的方法在长武研究了20 m深荒草地、麦地、苹果林地同位素分布特征，发现不同土地利用类型下，土壤水δ2H和δ18O值随深度的增加而趋于一致。以上国内外研究的土层深度均集中于根系密集分布的浅层土壤，远小于黄土塬区的地下水埋藏深度（40～100 m）。因此，对土壤水氢氧同位素在黄土塬区特别是深层土壤的分布特征的了解非常有限。
对于以活塞流为地下水主要补给方式的地区，利用浅层的近代土壤水而非地下水位附近的深层土壤水去研究年代久远的地下水补给会出现年龄不匹配的问题。因此，对黄土塬区深层土壤水氢氧同位素分布特征的研究具有推算地下水补给的潜力。基于此，在位于典型黄土区的长武塬选取试验点，利用深层土壤专用钻探设备获取整个包气带的原状土样并测定土壤水氢氧稳定同位素，并采用经典统计法对整个剖面同位素分布特征进行分析，以期为黄土塬区地下水补给研究提供一定基础支撑。
试验点位于陕西省咸阳市长武县王东沟流域（35°16.8′N，107°52.8′E）（图1），为典型的黄土塬沟壑区，平均海拔1 200 m。研究区属暖温带半湿润大陆性季风气候区，四季冷暖、干湿分明。多年平均降雨量582 mm（1957—2011年），降水年际变化大且年内分布不均，其中7—9月的降水量占多年平均降水量的55%。多年平均温度为9.3℃，多年平均日照时间为114 d。研究区黄土堆积深厚，地下水埋深较深，为40～100 m；土壤类型自上而下分别为马兰黄土、离石黄土和午城黄土。当地的农业生产完全依赖于天然降水，实行旱作农业，主要种植作物有小麦、玉米、经济林（苹果）等。
图1 研究区王东沟（WDG）位置及地质概况示意图（Q1、Q2、Q3分别为更新世早期、中期、晚期）
采用机械钻孔（钻探土钻直径为11 cm）的方法于2015年8月进行深剖面土壤取样。在长武塬区选择具有代表性的小麦地，以20 cm为间距钻取1个深度为98 m的剖面土柱，取样点的地下水埋深为95 m。将采集的土样混合均匀后迅速装入容积为250 mL的塑料瓶，立即用封口膜（PARAFILM®M，Bemis NA，美国）密封后装入冷藏箱，尽快带回实验室在-20℃下冷冻储存，以供氢氧同位素的测定。
对土样进行同位素测定前，需要先将土壤水分从土样中抽提提取。采用低温冷冻真空抽提系统（LI-2000，北京理加联合科技有限公司，中国）进行提取，将装有鲜土样的大试管和小试管分别安装到仪器上，用液氮对大试管进行冷冻，10 min过后，检查仪器的密闭性，保证仪器内部处于真空状态，待仪器密闭完好时后，用加热套给大试管加热，温度为95℃，用液氮（-196℃）给小试管进行冷冻处理。在温度梯度作用下，水蒸气从大试管向小试管的方向移动，并在小试管中凝固成冰，最后样品中的水分全部转移到小试管中。土壤水提取时间为2 h，其抽提效率控制在98%以上。
抽提出的土壤水样采用液态水同位素分析仪（IWA-45EP，LGR，美国）测定其δ2H和δ18O值，测量精度分别为1‰和0.2‰。由于样品数较多，除同位素变化较大的浅层0～10 m和地下水位以下95～98 m对每个样品进行测定（即20 cm间距）外，中间10～95 m样品均采用40 cm间距进行测定。测量结果以维也纳标准平均海水（VSMOW）为标准的千分差（δ（‰））表示，公式为：
式中：Rsample和Rstandard分别为测定土样和VSMOW标准样中稳定同位素的比率（此研究为18O/16O和2H/1H）。
由于黄土塬区土层非常深厚，首先根据土壤水δ2H和δ18O值在剖面随深度的变化特征将剖面分为以下4层。
1）浅层：研究区已有研究表明土壤水中3H峰值位于地面以下7.2 m处[11]，对应于1963年（我国空中核爆炸实验产生的氚量最高的年份）降水的3H输入[12]。由3H峰值位置可以判断土壤水是以活塞流的形式在土壤中向下运移，且1963年以后发生的土地利用变化不会对7.2 m以下的土壤水同位素产生影响。另外，整个98 m剖面的氢氧稳定同位素在表层0～10 m受土地利用、降水、蒸发等因素影响波动较大（图2），因此，将0～10 m土层作为浅层。
2）深层：10～84 m的土壤水下边界不受地下水影响，上边界不受土地利用、降水、蒸发等影响，同位素信息较为稳定（图2），定义为深层。
3）过渡层：长武塬中段地下水水位自1990—2010年下降了6 m[13]，地下水季节性波动小于1 m[14]；此外，在黄土-古土壤相间地区有一般不超过4 m的地下水毛管上升区。因此，垂直方向上距离地下水水位11 m（=6+4+1）以内的土壤水可能受地下水影响。据此，将84～95 m层定为过渡层。
4）地下水层：测得的地下水水位为95 m，土样采集深度为98 m，因此，95～98 m土层为地下水层。
综上，从上至下将整个剖面分为浅层（0～10 m）、深层（10～84 m）、过渡层（84～95 m）和地下水层（95～98 m）共4层。
整个剖面的土壤水δ2H和δ18O分布特征如图2所示。从图2可以看出，土壤水的δ2H和δ18O值在0～10 m的浅层变化较大，二者在0～2 m均表现出逐渐贫化的趋势，分别由-48.6‰和-7.1‰降为-100.5‰和-13.5‰，平均值分别为-71.9‰和-9.9‰；而从2 m到6 m，δ2H和δ18O逐渐富集，其值分别上升至-78.7‰和-11.2‰；δ2H和δ18O在6～10 m出现一个突降后继续增加的趋势，并在7.4 m处出现峰值-87.5‰和-11.8‰。土壤水的δ2H和δ18O值在10～84 m的深层变化较小，变化范围分别为-81.7‰～-67.7‰、-11.2‰～-8.6‰，平均值分别为-75.2‰和-9.9‰；在84～95 m的过渡层变化范围分别为-77.7‰～-71.6‰、-10.8‰～-9.4‰，平均值分别为-74.7‰和-10.2‰；在95～98 m的地下水层变化范围分别为-79.6‰～-75.9‰、-10.8‰～-10.1‰，平均值分别为-76.5‰和-10.4‰。可见，除浅层外，其他3层的δ2H和δ18O值分别较为稳定。
土壤水氢氧同位素与当地大气降水的关系可判断土壤水水分来源以及土壤水同位素受蒸发影响程度，土壤水同位素受蒸发影响后，其同位素将位于当地大气降水线的右下方，且越偏离当地大气降水线，其受蒸发影响的程度越大。浅层以下土壤水同位素与降水之间的关系如图3所示。从图3可以看出，土壤水同位素位于当地降水线[15]（LMWL：δ2H=7.36 δ18O+3.59）右下方，表明这3层的土壤水水分均来自于当地降水，且受到一定蒸发影响，δ2H和δ18O的关系为δ2H=4.4 δ18O-31.4，R2=0.67。
图2 剖面土壤水氢氧同位素（δ2H和δ18O）的分布特征
图3 10～98 m剖面土壤水氢氧同位素（δ2H和δ18O）与降水（LMWL表示当地大气降水线）的关系
利用SPSS 2.0软件对4个土层的δ2H和δ18O值分别进行正态分布检验，通过QQ图检验各土层的氢氧同位素均符合正态分布。由表1可知，土壤水氢氧同位素随深度的增加，标准差、极差逐渐减小，其中，δ2H值的极差由51.9‰降为4.7‰，δ18O值的极差由6.4‰降为0.8‰。不同土层的δ2H平均值大小顺序为过渡层（-74.6‰）＞深层（-75.2‰）＞地下水层（-76.5‰）＞浅层（-78.6‰）；δ18O平均值大小顺序为深层（-9.9‰）＞过渡层（-10.2‰）＞地下水层（-10.4‰）＞浅层（-10.9‰），浅层土壤水同位素值相对于其他深度的同位素较小，表明浅层土壤水同位素较为贫化。深层中δ2H和δ18O的平均值分别与浅层、地下水层δ2H和δ18O的平均值存在显著差异（p ＜0.05）。
表1 不同土层土壤水氢氧同位素值（δ2H和δ18O）的统计特征值
同位素δ2H δ18O深度/m 0～10 10～84 84～95 95～98 0～10 10～84 84～95 95～98极差/‰51.9 14.0 6.0 4.7 6.4 1.8 1.3 0.8标准差/‰11.8 2.6 1.4 1.2 1.6 0.5 0.3 0.3均值/‰-78.6-75.2-74.6-76.5-10.9-9.9-10.2-10.4 K-S值0.56 0.27 0.91 0.71 0.06 0.51 0.93 0.88
由图4可以看出，不同深度δ2H的变异系数大小顺序为浅层（15.0%）＞深层（3.5%）＞过渡层（1.9%）＞地下水层（1.6%），δ18O的变异系数顺序为浅层（14.7%）＞深层（5.1%）＞过渡层（2.94%）＞地下水层（2.89%），δ18O和δ2H变异系数随土壤深度增加而逐渐减小，只有浅层的δ18O和δ2H变异系数大于10%，呈现中等变异[16]；其余土层的δ2H和δ18O值变异系数均小于10%，属于弱变异[16]。浅层的极差和变异系数均比深层大的主要原因是：浅层受降水补给、蒸发、土地利用等影响较大，导致浅层土壤水氢氧同位素波动较大。土壤水由浅层缓慢向深层运动过程中，不同土层中同位素的弥散作用使土壤水稳定同位素波动的信号逐渐减弱；加之深层长时间的混合作用，使深层同位素相对稳定。深度为10～84 m的土壤水氢氧同位素波动较小，各层平均值基本保持一致（表2）。
表2 不同深度土壤水氢氧同位素（δ2H和δ18O）组成
深度/m δ2H/‰ δ18O/‰10～35 35～59 59～84 10～84-75.2±3.1-76.1±2.7-74.4±2.0-75.2±2.7-9.9±0.5-10.1±0.4-9.9±0.5-9.9±0.5
图4 不同土层土壤水氢氧稳定同位素（δ2H和δ18O）的变异系数
浅层土壤受降雨和蒸发影响导致土壤水同位素变异较大[17-19]，而浅层以下土壤水同位素变异较小，主要是由于土壤水在向下运行时，同位素不再受降水和蒸发的影响，且混合程度随深度增加而增加；同时，土层越深土壤水年代越老，混合时间越长，变异性越小。因此，测定黄土高原氢氧同位素时，浅层取样密度越大越好，深层变化较小，样本数量可适当减少。
现有研究发现土壤剖面氢氧同位素呈现不同程度的波动。徐学选等[20]在黄土丘陵区4 m内δ18O的平均值±标准差为-7.6‰±1.9‰，δ2H的平均值±标准差为-78.9‰±10.8‰；Li等[15]计算的长武农地、草地、苜蓿地、苹果地10 m剖面δ18O的平均值±标准差为-9.2‰±1.1‰；Tan等[21]在黄土沟壑区的草地，得出在11 m内δ18O的平均值±标准差为-9.6‰±2.3‰，δ2H的平均值±标准差为-75.0‰±11.0‰。本研究得到的浅层氢氧同位素的标准差（表1）与前人研究结果接近[20-21]，表明土壤水同位素具有相似的变异性；氢氧同位素的平均值比前人结果贫化。
深层（10～84 m）土壤水氢氧同位素变异性较小，将10～84 m平均分成多段，不同深度的土壤水氢氧同位素平均值（表2）接近，这个分布特征具有重要意义，表明当探索土壤水氢氧同位素的剖面分布情况时，只要取样深度达到10 m以下，所取样本就基本能代表更深土壤中同位素特征，而无需将取样深度达到接近地下水位，节约大量人力和时间成本。
深层（10～84 m）土壤水同位素均值（表2）基本一致。这表明用上层或者下层土壤研究地下水的补给时，将得出相近的结果。这对研究当地地下水补给有重要意义，因为对于活塞流是地下水主要补给方式的地区[1]，地下水不断地由深层土壤水补给，地下水的年龄一般大于深层土壤水的年龄。利用土壤水去研究地下水补给会出现土壤水与地下水的年龄不匹配和浅层土壤水同位素是否与深层一致的问题。通常越靠近地下水的包气带土壤水年龄就越接近地下水，用这部分土壤水去量化地下水的补给将更准确，但是人们往往很难获取这部分土壤水的信息。如果某一深度以下的土壤水同位素值基本不变，且氢氧稳定同位素值与靠近地下水的包气带土壤水同位素相近，就可以用上层土壤水同位素代替靠近地下水的包气带土壤水同位素，同时也避免了年龄不匹配的问题。
1）δ2H在浅层、深层、过渡层和地下水层的平均值分别为-78.6‰、-75.2‰、-74.6‰、-76.5‰，δ18O在相应4层的平均值分别为-10.9‰、-9.9‰、-10.2‰、10.4‰。
2）δ2H和δ18O值在浅层波动较大，属于中等变异；而10 m以下相对稳定，属于弱变异；且变异系数随深度的增加而逐渐减小。
3）深层土壤水氢氧同位素变异较小，用稳定层中的上层土壤水代替下层土壤水来评估地下水补给可节省大量时间和人力。
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