2025, Vol. 62
2. 西北农林科技大学水土保持科学与工程学院, 陕西杨凌 712100;
3. 中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室, 陕西杨凌 712100
2. College of Soil and Water Conservation Science and Engineering, Northwest A&F University, Yangling, Shaanxi 712100, China;
3. State Key Laboratory of Soil Erosion and Dryland Farming on the Loess Plateau, Institute of Soil and Water Conservation, CAS&MWR, Yangling, Shaanxi 712100, China
地下水是指埋藏在地表以下各种形式的重力水。作为重要的饮用水源和战略资源，它在保障城乡居民生活、支撑经济社会发展和维持生态系统稳定性等方面具有十分重要的战略意义[1]。上层滞水是地下水的一种特殊类型，它是指存在于潜水面以上包气带中的局部不透水层上的重力水[2]，是维持植被健康生长和保持流域生态系统稳定的重要因素。然而，由于气候变化和人类活动（如干旱地区抽水增加和土地利用变化）的影响，地下水水量和水质等资源面临着严重威胁，这一问题在未来几十年可能会进一步加剧[3-4]，从而导致地下水依赖型生态系统明显退化，甚至危及区域生态安全。地下水补给是指含水层或含水系统从外界获得水量的过程，定量评价地下水补给是研究区域水文循环过程的基础。尽管中外许多科学家在该领域进行了大量的研究[5-7]，但以往研究侧重于地下水补给的探讨，关于上层滞水补给特征的研究相当匮乏。
黄土高原地区土质疏松、垂直节理发育、质地均一，降水很难穿过厚重的非饱和带对上层滞水进行补给。最可能发生补给的区域是沟道低洼地区，淤地坝恰好大多修建于此。淤地坝是指在水土流失地区各级沟道中，以拦泥淤地为目的而修建的坝工建筑物。最初的淤地坝是自然形成的，受天然“聚湫”的启发，当地百姓在沟道中修筑坝堰拦蓄水土，使流失的水土淤积沉淀形成平坦的土地[8]。淤地坝坝高通常为10~50 m，淤积深度、长度和体积随时间和维护情况变化，截至2018年黄土高原淤积库容达到了110.33亿立方米[9]。作为最常见的水利结构，淤地坝不仅重新分配了集水区的径流和上层滞水[10]，还改变了原有的生态水文环境，使得农业活动可以持续进行。国家发展和改革委员会颁布的《黄土高原地区综合治理规划大纲（2010—2030年）》中强调，截至2030年，黄土高原规划建设淤地坝56 161座，其中骨干坝10 223座，中小型淤地坝45 938座。淤地坝通过拦截上游泥沙形成沉积物层，逐渐转变为坝地。坝地内的土壤呈多层次分布，其特殊的水文物理结构在流域产汇流过程中起到重要的截流和调蓄作用，使更多的水分停留在浅层土壤中，补给上层滞水。在干旱半干旱地区，由于非饱和带较厚，补给速率有限，目前的上层滞水很少处于近地表边界条件下的水力平衡状态。作为流域汇水面，坝地上层滞水埋深相对较浅，是进行补给研究的理想区域[11]。此外，不同土地利用类型对上层滞水资源也会产生影响[12]，在各类因素影响下，坝地内分布着多种土地利用类型。但是，以往对坝地的研究热点聚焦于沟道恢复效应、土壤侵蚀过程[13]和泥沙拦截效益[14]等方面，关于不同土地利用类型下坝地上层滞水补给的研究还存在缺失。
目前，国内外关于地下水补给的研究采用了诸多方法，包括地中渗透仪法、水位波动法、数值模拟法和示踪法等[15-16]，其中示踪法因时间尺度广泛、空间分辨率高和适用性广等优势，在水文研究中广泛应用。它可精准追踪水流路径并提供可靠结果，对水资源管理和环境监测至关重要。示踪剂入渗到土壤中，会随土壤水分下渗流动，可以时刻表征土壤水分运动过程。碘离子作为一种理想的示踪剂，其化学性质稳定、测量精度高，是研究水分运移过程的有效手段之一。但在之前的研究中，碘离子主要用于探究土壤水入渗速率[17]、岩石中的孔隙扩散系数[18]等，关于碘离子示踪上层滞水运移过程的研究尚显不足。溴离子因在自然界中背景值浓度低、水溶性好等特点已被广泛用于研究水分入渗运动[19-20]；但以往溴离子示踪技术主要针对土壤水，通过土壤水垂直剖面中溴离子峰值运移的时间来判断水分入渗过程，很少有针对上层滞水中溴离子含量变化的研究，这很难反应不同降水事件在上层滞水中的变化规律。氯质量平衡法（Chloride mass balance method，CMB），鉴于其指示性强、适用范围广等优点已被成功且广泛应用于估算地下水补给。例如Watson等[21]通过CMB法算出南非流域地下水补给速率占年均降水量的4.2%~5.6%；Zhang等[22]通过CMB法计算出黄土高原南部农田地下水补给量平均值为58 mm·a–1。基于此，本研究以黄土丘陵沟壑区典型流域坝地为实验样地，结合碘、溴离子示踪技术，水位监测和氯质量平衡技术，探究不同土地利用类型下坝地上层滞水补给过程与机制，以期为流域水资源可持续利用及生态环境保护提供科学依据。
1 材料与方法 1.1 研究区概况研究区位于陕西省延安市宝塔区李渠镇羊圈沟村（36°41'-36°43' N、109°30'-109°31' E），如图 1所示。该流域属于典型黄土丘陵沟壑地貌，海拔在1 050~1 295 m之间。区域气候为半干旱大陆性季风气候，多年平均气温9.4 ℃，多年平均降水量535 mm，降水多集中在7—9月。流域内土壤以黄绵土为主，流域面积约为3.1 km2，其中坝地约占0.13 km2。
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注：图 1a为羊圈沟流域高程图，图 1b为碘、溴离子示踪图，图 1c为4种土地利用类型土壤剖面图。 Note：Fig.1a is an elevation map of Yangjuangou watershed，Fig.1b is a tracer map of iodine and bromine ions，and Fig.1c is a soil profile of four land-use types. 图 1 研究区概况 Fig. 1 Situation of the study area |
本研究在坝地内设置4个样地，代表 4种土地利用类型，分别为农田、草地、乔木地和灌木地，不同土地利用类型下坝地基本信息如表 1所示。农田种植作物为玉米（Zea mays L.）；草地典型植物为紫花苜蓿（Medicago sativa L.）；乔木地典型植物为刺槐（Robinia pseudoacacia L.）；灌木地典型植物为互叶醉鱼草（Buddleja alternifolia Maxim.）。玉米属于禾本科植物，叶片扁平宽大，根系发达，具有较强的适应性；紫花苜蓿属于多年生草本植物，茎直立，枝叶茂盛，根系粗壮；刺槐属于豆科落叶乔木，根系浅而发达，具有一定的抗旱性；互叶醉鱼草别名白芨梢，是醉鱼草属，该类植被枝叶细弱，短枝簇生，分枝能力强。
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表 1 不同土地利用类型下坝地基本信息 Table 1 Basic information on dam land under different land use types |
羊圈沟流域内水流携带的泥沙在沟道地区沉积，经年累月形成自然阻塞体。这些自然堆积逐渐形成局部平坦的土地，即“坝地”。坝地下方分布着众多石块，形成钙化层，阻碍了水分的下渗；加上坝体的修建，导致水分在土壤上下层之间滞留，形成上层滞水。本研究中的地下水即为上层滞水，下覆弱透水层。
1.2 数据来源气象数据来源于陕西黄土高原地球关键带国家野外科学观测研究站延安羊圈沟分站，包括日降水量和日平均气温。
用空心杆手动螺旋钻钻取土壤样品，采集后一部分装入铝盒，用于测定土壤质量含水量；另一部分装进聚乙烯袋中，用于测定土壤颗粒组成和氯离子浓度。土壤颗粒组成由中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室激光粒度仪MS 2000（马尔文公司，英国，APA2000）进行测量；土壤氯离子浓度的测定方法是将去离子水（25 mL）加入到风干过筛的土壤样品（5 g）中震荡离心，以获取上清液。再将上清液通过0.22 μm过滤器及活化RP柱后使用离子色谱仪（赛默飞世尔科技，墨西哥，DIONEX Aquion）进行测定。基于样品的重现性分析，仪器测定结果的相对误差为±3%。具体计算如下：
| $ \mathrm{Cl}_{\mathrm{s}}=\frac{\mathrm{Cl}_{\mathrm{m}}\left(\mathrm{~m}_{\mathrm{w}} / \mathrm{m}_{\mathrm{s}}\right)}{\mathtt{θ}_{\mathrm{g}}} $ | (1) |
式中，Cls为土壤氯离子浓度（mg·L–1）；Clm为上清液测定结果浓度（mg·L–1）；mw/ms为浸提水-土质量比；θg为土壤质量含水量（%）。
1.3 研究方法 1.3.1 不同土地利用类型下坝地土壤水分测定土壤储水量是指一定面积和土层内储存水分的数量[23]，通过下式计算：
| $ \mathrm{SWS}=\sum\nolimits_{\mathrm{i}=1}^{\mathrm{n}} \mathtt{θ}_{\mathrm{g}} \times \mathrm{BD} \times H_i $ | (2) |
式中，BD为土壤容重（g·cm–3）；Hi为土层深度（mm）；n为土壤层数。
为定量评价不同土层的土壤水分相对于对照样地的亏缺程度，本研究在土壤水分亏缺程度评价中引入了对照样地的土壤水分数据，构建了土壤水分相对亏缺指标[24]。通过下式计算：
| $ \mathrm{SWD}=\frac{\mathrm{SWS}_{\mathrm{T}}}{\mathrm{SWS}_{\mathrm{C}}}-1 $ | (3) |
式中，SWD为土壤水分相对亏缺，SWDT分别代表乔木地、灌木地和草地的土壤储水量，SWDC为农田土壤储水量。
本研究利用变异系数（CV）来衡量坝地不同月份体积含水量的变异程度，其计算公式为：
| $ \mathrm{CV}=\left|\frac{\mathrm{SD}}{\mathrm{MN}}\right| \times 100 \% $ | (4) |
式中，SD为标准偏差，MN为不同月份体积含水量平均值。CV＜10%为低变异性；10%≤CV＜20%为中等变异性；CV≥20%为高变异性。
1.3.2 不同土地利用类型下坝地上层滞水补给速率测定氯质量平衡法（CMB）在使用时须满足以下假设[25]：大气氯离子输入通量与入渗补给输出的氯离子含量保持平衡状态；不产生地表径流或地表径流很少几乎可以忽略不计；氯离子在循环过程中保持稳定，不参与任何地球化学反应；水的入渗可以简化为一维、向下的活塞式流入。补给速率（R）：
| $R=\frac{P \times \mathrm{Cl}_{\mathrm{p}}}{\mathrm{Cl}_{\mathrm{sw}}} $ | (5) |
式中，P为多年平均降水量（mm），Clp为降水中氯离子浓度（mg·L–1），Clsw为蒸发影响层之下土壤水氯离子浓度（mg·L–1）。本研究测定2023年Clp为1.76 mg·L–1。由于监测周期较短，遂与最近的延长观测站2020—2022年连续三年的Clp1.8±1.1 mg·L–1平均[26]，最终采用Clp值为1.78 mg·L-1。
水在土壤中的停留时间t计算为从根区底部（h0）到地下某深度处（hi）的累积氯化物比值，计算公式如下：
| $ t=\frac{1}{\mathrm{P} \times \mathrm{Cl}_{\mathrm{p}}} \int_{\mathrm{h}_0}^{\mathrm{h}_{\mathrm{i}}} \theta_{\mathrm{v}}(\mathrm{~h}) \times \mathrm{Cl}_{\mathrm{sw}}(\mathrm{~h}) \mathrm{dh} $ | (6) |
式中，t为土壤水中氯离子累计时间（a）；
本研究坝地内主要土地利用类型为农田，考虑到农田对于保障粮食安全的重要性和对水位变化的敏感性，在农田坝地内自坝头至坝尾布设三个水位监测井，分别命名为A20、A180和A320（字母右下角的数字下标表示井到坝头的距离）；草地由于上层滞水埋藏较深，且地表下石块分布密集，未能探测到上层滞水层；在乔木地布设一个水位监测井，命名为B140；灌木地布设一个水位监测井，命名为C30。利用HOBO水位计（Onset Computer Corporation，美国，U20-001-02，）每30 min记录一次，长期监测上层滞水动态变化过程，如图 2所示。上层滞水埋深（Perched water depth，PWD）计算公式如下：
| $ \mathrm{PWD}=\mathrm{H}_2-\mathrm{H}_0-\mathrm{H}_1 $ | (7) |
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图 2 HOBO水位计示意图 Fig. 2 Schematic diagram of HOBO water level gauge |
式中，H1为上层滞水面到探头测量孔的距离（m），H2为绳孔到探头测量孔的距离（m），H0为绳孔到地表面的距离（m）。
1.3.4 坝地水分运移分析本研究于2023年7月29日在农田坝地开展离子示踪实验，将碘化钾投放进A320井内，投放量为250 g，探究坝地内水分的横向运移规律；将溴化钾埋藏在A180井附近，埋藏深度位于土层下5 cm处，探究坝地内水分的垂向入渗情况，详见图 1b。每五天一次，定期采集水样。若出现连续性降水则等降水结束后采集，水样用棕色瓶收集，置于冰箱保存，后期带回实验室通过离子色谱仪进行测量。离子色谱仪的使用是根据样品的相对峰面积值来换算溶液的离子浓度，并绘制相应的标准曲线。其中，碘离子的标准曲线为y= 0.026x–0.194，R2=99.99%；溴离子的标准曲线为y= 0.037x–0.03，R2=99.97%。
1.4 数据处理采用Microsoft Excel 2016进行数据整理分类；采用SPSS 26进行数据分析，通过单因素方差分析检验不同土地利用类型下坝地不同土层SWS和SWD的差异显著性，P＜0.05表示差异性显著；采用Origin 2021进行填充图、点线图等的绘制。
2 结果 2.1 不同土地利用类型下坝地土壤物理特征 2.1.1 不同土地利用类型下坝地土壤颗粒组成由图 3可知，不同土地利用类型下坝地砂粒、粉粒和黏粒的含量变化范围为12.89%~20.92%、62.07%~67.54%和16.99%~19.55%，粉粒含量最多，黏粒含量次之，砂粒含量最少。0~100 cm内，不同土地利用类型下黏粒含量基本逐渐增加，表现出上粗下细的变化趋势。0~300 cm内，不同土地利用类型黏粒含量大小依次为农田、灌木地、草地和乔木地。玉米农田的黏粒含量呈先增加后降低趋势；苜蓿草地的黏粒含量随土层深度增加变化幅度较大；乔木地和灌木地的黏粒含量随土层深度增加呈缓慢增加趋势，且二者变化情况基本一致。
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图 3 不同土地利用类型下坝地土壤颗粒组成 Fig. 3 Soil particle composition in dam lands under different land use types |
如图 4所示，0~100 cm内，不同土地利用类型下SWS依次为灌木地＞农田＞草地＞乔木地；100~200 cm和200~300 cm内，不同土地利用类型下SWS依次为农田＞灌木地＞乔木地＞草地（P＜0.05）。整体上，不同土地利用类型下坝地SWS随土层深度增加逐渐增大，即200~300 cm＞100~200 cm＞0~100 cm。0~300 cm内，总SWS农田显著大于灌木地、乔木地和草地（P＜0.05）。
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注：大写字母表示同一土层不同植被类型间差异显著（P＜0.05），小写字母表示同一植被类型不同土层间差异显著（P＜0.05），下同。 Note: The upper case letters indicate significant differences(P < 0.05)between different vegetation types in the same soil layer, and lower case letters indicate significant differences(P < 0.05)between different soil layers of the same vegetation type. The same as below. 图 4 不同土地利用类型下坝地土壤储水量 Fig. 4 Soil water storage in dam lands under different land use types |
坝地0~300 cm内草地、乔木地和灌木地相对于农田的土壤水分亏缺程度如图 5所示。0~100 cm内，不同土地利用类型下的土壤水分未见亏缺，三者之间无显著差异；100~200和200~300 cm内，草地SWD最严重，其次是乔木地、灌木地。整体上，SWD随土层深度的增加先趋于严重后缓慢降低，在100~200 cm最严重，200~300 cm次之，0~100 cm未见亏缺。0~300 cm内，不同土地利用类型的SWD乔木地最严重，草地次之，灌木地亏缺程度最低，且乔木地和草地相对农田的亏缺程度差异不显著。
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图 5 不同土地利用类型下坝地土壤水分相对亏缺 Fig. 5 Soil water relative deficit in dam lands under different land use types |
图 6显示了不同土地利用类型下坝地土壤体积含水量变化情况。0~100 cm内，草地和乔木地的体积含水量随土层深度增加逐渐降低，而农田和灌木地的体积含水量随土层深度增加逐渐增大；100~300 cm内，除草地外其他土地利用类型下体积含水量均逐渐增大，其中农田体积含水量基本达到饱和状态。总体而言，0~300 cm内土壤体积含水量依次为农田＞灌木地＞乔木地＞草地。
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图 6 不同土地利用类型下坝地土壤体积含水量 Fig. 6 Soil volumetric water content in dam lands under different land use types |
0~300 cm内，农田和灌木地的体积含水量CV随土层深度的增加而减小，农田由高变异性降为低变异性，灌木地由中等变异性降为低变异性，而草地的体积含水量CV持续在10.39%~39.60%内波动，乔木地的体积含水量CV持续在15.38%~24.19%内波动。0~100 cm和200~300 cm内，不同土地利用类型体积含水量CV依次为草地＞乔木地＞农田＞灌木地；100~200 cm内，不同土地利用类型体积含水量CV依次为草地＞乔木地＞灌木地＞农田。总体上，0~300 cm内不同土地利用类型体积含水量CV依次为草地＞乔木地＞灌木地＞农田。
2.2 不同土地利用类型下坝地上层滞水补给速率 2.2.1 不同土地利用类型下坝地氯离子浓度由图 7可知，随土层深度增加，不同土地利用类型下氯离子浓度存在差异。0~300 cm内，农田土壤氯离子浓度范围为4.45~80.97 mg·L–1，草地为7.83~60.43 mg·L–1，乔木地为11.56~52.51 mg·L–1，灌木地为8.48~50.79 mg·L–1，大小依次为灌木地＞草地＞乔木地＞农田。其中，农田、乔木地和灌木地氯离子浓度在0~50 cm层达到峰值，峰值浓度分别为80.97 mg·L–1、52.51 mg·L–1和50.79 mg·L–1，50~300 cm层氯离子浓度逐渐降低并趋于稳定；草地氯离子浓度在200 cm深达到峰值，峰值浓度为60.43 mg·L–1。
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图 7 不同土地利用类型下坝地土壤氯离子浓度 Fig. 7 Soil chloride ion concentration in dam lands under different land use types |
由图 8可知，不同土地利用类型下坝地上层滞水补给速率依次为农田（60.96 mm·a–1）＞乔木地（40.98 mm·a–1）＞草地（33.35 mm·a–1）＞灌木地（32.94 mm·a–1），补给范围为32.94~60.96 mm·a–1；300 cm土层深度的氯离子累计时间依次为灌木地（27.44 a）＞草地（21.90 a）＞农田（19.85 a）＞乔木地（18.17 a），不同土地利用类型下坝地氯离子累计时间范围为18.17~27.44 a。
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图 8 不同土地利用类型下坝地上层滞水补给速率及氯累计时间 Fig. 8 Perched water recharge rates and chloride accumulative age in dam lands under different land use types |
研究区降水和温度变化及坝地内上层滞水埋深情况如图 9所示。图 9f显示8—9月份的降水量为264.2 mm；夏季气温较高，范围为23.5~26.6 ℃，秋冬气温开始降低。图 9a显示A20在2023年10月初水位上升至最高后缓慢下降，在2023年11月中旬水位下降到最低后又在降水的影响下缓慢上升，至2024年2月之后基本保持稳定；图 9b显示B140在2023年9月中旬水位下降至最低后在降水的影响下缓慢上升，至2024年3月底水位上升至最高后又缓慢下降；图 9c显示A180在2023年10月中旬水位下降至最低后在降水的影响下缓慢上升，至2024年2月中旬水位上升到最高后又缓慢下降；图 9d显示C30在2023年10月初水位下降至最低后缓慢上升，至2024年2月初水位上升至最高后又缓慢下降；图 9e显示A320在2023年10月中旬水位下降至最低后在降水的影响下缓慢上升，至2024年2月中旬水位上升至最高后又缓慢下降。
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图 9 坝地内上层滞水波动特征 Fig. 9 Characterization of perched water fluctuations in the dam land |
水位监测井中碘离子含量变化如图 10a所示。8月8日之前A180井中尚未监测到碘离子，直至8月16日A180井中出现第一次碘离子峰值，浓度为112.5 mg·L–1；9月5日出现第二次弱峰值，浓度为80.5 mg·L–1；A20井中的碘离子在9月11日出现一次较低的峰值，浓度为40.89 mg·L–1。两口井中的碘离子浓度自峰值期后均呈降低趋势，且碘离子浓度A180井大于A20井。通过两口井中碘离子浓度峰值出现的日期，计算出上层滞水横向运移速率为6 m·d–1。
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图 10 农田坝地内碘离子和溴离子含量变化情况 Fig. 10 Change situation in iodide and bromide ion levels in agricultural dam land |
水位监测井中溴离子含量变化如图 10b所示。A180和A20两口井中均监测到不同浓度的溴离子。A180井中存在多个溴离子浓度峰值，结合日降水量发现（＞15 mm·d–1）降水事件会导致溴离子较快穿过非饱和带进入到上层滞水，但存在一定的滞后时间。通过降水事件及两口井中溴离子峰值出现的时间，计算出滞后时间约为6~11 d。此外，根据两口井中溴离子峰值出现的时间和对应的上层滞水埋深，计算出降水垂向入渗速率为0.13~0.15 m·d–1。
3 讨论 3.1 坝地土壤水分特征淤地坝作为黄土高原重要的水土保持工程措施，在拦截洪水泥沙过程中会在坝地内形成不同粒径大小的泥沙淤积层，使得坝地土壤剖面具有非均质多分层结构[27]。在常年淤积的影响下，坝地土壤水分的时空格局会逐渐发生转变，而土地利用类型对这一转变具有显著影响[28]。本研究中农田和灌木地SWS较高，这可能与其黏粒含量高导致土壤通透性相对降低和水分运移滞缓有关。乔木地和灌木地位于相邻坝地，乔木地SWS较灌木地低175.8 mm，这可能是因为乔木地刺槐根系发达，植被生长吸收更多土壤水分，导致SWS较低。此外，本研究发现乔木地的SWD也较灌木地严重，这与Jia等[29]研究的水分降低将加剧包气带土壤水分亏缺情况相符。研究将0~300 cm的剖面划分为9个土层，分别计算各土层的SWD，再对0~100 cm、100~200 cm和200~300 cm层的SWD取平均。因此，当图 4中草地、乔木地或灌木地的SWS高于农田时，对应的SWD可能为负值[30]。不同土地利用类型下，乔木地的水分亏缺情况最严重，这与He等[31]的结果基本一致。草地的土壤水分亏缺程度较灌木地严重，这与Gao等[24]的结果存在差异，产生差异的原因可能是本研究中灌木地的上层滞水埋深较浅，上层滞水或许通过毛管作用对灌木地的土壤水分进行了一定补充。
不同土地利用类型对土壤水分分布的影响，主要表现为地上植被覆盖密度、地下根系分布以及土壤性质差异等方面[32]。农田种植的玉米，其根系耗水深度达到约50 cm，导致50 cm深度内体积含水量较低[33]；草地分布着大量的紫花苜蓿，深根植被根系持续耗水，增加了土壤水的输出量，使该地土壤水分较低。且草地土壤层具有较大的异质性，如图 3中显示，草地在200~250 cm层深度的黏粒含量最低，与之对应土层的变异系数最大。此外，石块分布和剖面不平也会影响水分的汇集与流失，从而导致不同深度的体积含水量CV差距较大[34]；乔木地分布着刺槐，其根系通过吸收大量的水分来促进植被生长，且该类植被枝叶茂盛，叶片蒸腾散失大量水分，进一步促进根系对水分的吸收，使得该地土壤水分相对较低[35]；灌木地地表主要覆盖着互叶醉鱼草，植被稀疏，根系耗水较少，且该地土质黏重，因蒸散发作用导致的土壤水分流失较少。0~20 cm内，不同土地利用类型下体积含水量CV基本均超过20 %，这表明表层土壤在时间尺度上受到降水和蒸发的显著影响，同一土层在不同时间段内的体积含水量存在较大差异[36]；200~300 cm内，农田和灌木地的体积含水量CV均位于10 %左右，显示出低变异性，这表明深层土壤水分趋于稳定，受降水、土壤蒸发和植被蒸腾作用等影响较小。
3.2 坝地上层滞水补给速率本研究通过与最近的延长观测站2020—2022年的降水氯离子浓度平均[26]，得到研究区最终的降水氯离子浓度为1.78 mg·L–1，该值与延安周围其他站点测得的值相近。例如，陆彦玮[37]在延安测得2015年和2018—2019年三年氯离子的平均浓度为1.52 mg·L–1。鉴于研究区降水化学数据的稀缺性，结果的不确定性主要源自对降水氯离子浓度估计的误差。通过平均近几年降水氯离子浓度，在一定程度上避免了误差。毋庸置疑，更多的氯离子沉降数据将减少该方法补给估算的不确定性。因此，后期应更加重视黄土高原乃至全球干旱半干旱地区氯离子沉降的长期监测。土壤氯离子浓度因土地利用类型不同而存在差异。本研究中，农田和灌木地在0~300 cm内存在氯离子单峰值，这种峰值可能是由于溶质在近地表区域的累积效应所致，即由降水沉积的水分在经历蒸发和蒸腾作用后快速减少，使得土壤中氯离子浓度升高；草地存在多个氯离子峰值，可能是由于其高植被盖度和密集的根系分布，导致土壤水分和溶质在不同深度之间发生复杂迁移。此外，草地土壤质地在不同深度的差异也会影响氯离子的迁移路径和分布[38]。
羊圈沟流域内的水文物理结构和水文过程受地理位置与流域出口距离的影响，靠近流域出口的地区通常具有不同的植被特征和水文特性[39]。农田位于流域最下游，其上层滞水补给速率明显高于其他土地利用类型，农田种植的玉米属于典型浅根植被，其特征是根系小、吸水能力弱、蒸散量少，能保留更多的土壤水分[40]，从而使土壤中的氯离子浓度偏低。根据式（5）可知，氯离子浓度越低，补给速率越大。草地和灌木地的上层滞水补给速率差异不大，草地分布的紫花苜蓿和灌木地生长的互叶醉鱼草均属于深根植被，深根植被主要通过地表以下的根系吸水和地表以上的叶片截留蒸发来减少土壤中的水分，从而使土壤中的氯离子富集。乔木地和灌木地位于相邻坝地，海拔相差6 m，乔木地的上层滞水补给速率高于灌木地，可能是因为乔木根系生长产生生物大孔隙，增强了水分入渗能力，使得水分易较快穿过非饱和带对上层滞水进行补给[41]。乔木地和草地的取样点均位于坝头位置，海拔分别为1 112和1 102 m，但乔木地的补给速率大于草地。一方面可能是因为乔木地的砂粒和粉粒含量相对较高，土壤透水能力强；另一方面可能是由于二者的上层滞水埋深不同，乔木地的上层滞水埋深较草地浅。上层滞水埋深越浅，越易通过入渗得到补给[42]。本研究中，农田上层滞水补给速率最大，这可能导致营养盐、农药等快速进入上层滞水，增加污染风险，不利于当地的农业生产。具体的污染情况及后续改进措施还需进一步深入研究。
国内外关于淤地坝上层滞水补给的研究具有相似性。例如，Luo等[43]研究表明，上层滞水可通过原位垂直入渗和地下横向运动进行补给；Zhao和Wang [44]研究发现黄土高原淤地坝对地下水补给的贡献明显高于台地。在国际上，Abdalla和Al-Rawahi [45]通过地下水位波动法算出阿拉伯半岛阿曼地区坝内的地下水补给量为2.7×107 m3；Sherif等[46]调查发现，中东和北非地区65%以上的坝建在较大河流或干流上，以提供灌溉水源和改善土壤条件。相比之下，国内的淤地坝主要分布在小沟壑或支流上，以拦截径流和泥沙，防止水土流失。尽管这些水利工程在学术命名和具体结构上可能有所不同，但它们在干旱缺水地区的主要功能相似，均通过集蓄雨洪径流来补给地下水。
以往关于黄土高原地下水的研究主要为潜水，潜水是指埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下水。如程立平等[47]探究了长武塬区土地利用变化对潜水补给的影响；向伟等[48]探究了黄土高原区域尺度内潜水样品的稳定同位素特征。本研究地下水类型为上层滞水，即存在于潜水面以上包气带中的局部不透水层上的重力水。虽然潜水和上层滞水均属于地下水，但它们在埋深、水质和补给速率等方面存在一定差异（表 2）。
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表 2 黄土高原不同类型地下水特征 Table 2 Characteristics of different types of groundwater in the Loess Plateau |
沟道低洼地区具有复杂的地形和较浅的含水层，可能会储存相对大量的地下水[51]。本研究表明，随土层深度增加，坝地土壤黏粒含量基本逐渐增大。表层土壤相对疏松，下层土壤趋于紧实，导致水分在上下层之间滞留，形成上层滞水。本研究中的浅层地下水即为上层滞水，该水体分布范围有限，往往雨季时存在，干旱季节消失或大幅度减少，水位存在着明显的季节变化。上层滞水对降水事件存在一定的滞后效应，主要是由于土壤水分亏缺、植物蒸腾需求以及土壤传导特性等综合因素的影响，使得上层滞水在10月底左右才显著回升[52-53]。上层滞水埋深波动对降水的响应和植被耗水等方面具有重要的生态意义，其水位的上升和下降，可以反映坝地地下水库的动态变化过程，是调节区域水文循环、保障地下水资源可持续性的重要因素。
水文循环过程的研究受到诸多复杂因素的干扰，国内外关于地下水研究的技术手段也在不断地更新变化。其中，示踪剂因其原理简单、操作方便等优点，已被广泛应用于地下水运动[54]。本研究采用碘离子示踪证实了羊圈沟流域坝地内上层滞水存在横向运移情况，这说明在坝地饱和带内，上层滞水在一定的水力梯度下可以横向移动[18]，其横向运移速率为6 m·d–1，该结果高于雍晨旭[55]利用水位波动数据算出的3.2 m·d–1，可能是因为坝地土壤物理性质差异等造成结果的偏差。此外，溴离子示踪结果也在一定程度上证明了坝地上层滞水横向运移情况的发生。A180井中溴离子浓度略高于A20井，这与金沐[56]研究的溴离子在土壤中的垂向运移情况相符。两口井中溴离子浓度的变化证明随着降水强度增加（＞15 mm·d–1），水分在充分补给土壤水后会继续向下渗透补给上层滞水。弱降水事件则不会引起补给的发生，溴离子会随降水积累在非饱和带中，直至下次较强降水事件将溴离子带入饱和带才会对上层滞水进行补给[57]，但该入渗补给存在一定的滞后性。本研究结合上层滞水埋深监测和离子示踪技术，旨在深入剖析丘陵沟壑区坝地上层滞水的动态特征及补给规律，这为坝地生态建设及地下水资源的可持续利用提供了科学依据。
随着气候变化和土地利用方式的转变，淤地坝的作用和价值变得尤为重要。作为黄土高原常见的水利工程，淤地坝在过去几十年中通过拦截径流和泥沙，减少了水土流失，改善了农田土壤结构，提升了农业生产力，并有效调蓄水资源，为干旱季节提供了稳定的灌溉水源。未来，淤地坝的发展方向应在保持核心功能的基础上，进一步优化水土保持和水资源调控能力，实施灵活的适应性管理，并朝着多功能化方向拓展，如发展生态旅游和休闲农业。同时，应与流域综合治理相结合，发挥水资源调节和土壤保护的节点作用，实现生态保护与经济发展的双赢。
4 结论本文通过对不同土地利用类型下坝地的土壤水分变化、氯离子分布情况、上层滞水动态及碘、溴离子示踪内容进行研究，探究丘陵沟壑区典型流域坝地上层滞水的补给特征。结果表明：不同土地利用类型下坝地土壤水分依次为农田＞灌木地＞乔木地＞草地；不同土地利用类型下坝地上层滞水补给速率依次为农田＞乔木地＞草地＞灌木地，补给速率表现出明显的差异性。离子示踪结果表明（＞15 mm·d–1）降水事件会对坝地上层滞水形成补给，但存在一定滞后性，滞后时间约为6~11 d。此外，坝地上层滞水在水平方向上存在着运移情况，其横向运移速率约6 m·d–1，垂向入渗速率为0.13~0.15 m·d–1。本文通过研究坝地上层滞水补给过程与机制，为当地生态建设及水资源高效利用提供了理论参考和数据支撑。
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