生态输水工程对塔里木河中下游地区地下水循环特征的影响

生态输水工程对塔里木河中下游地区地下水循环特征的影响朱海勇;陈永金;刘加珍;张雅雯
【摘要】利用环境同位素技术结合水化学特征,对塔里木河中下游地区生态输水影响下地下水循环规律进行监测分析.结果显示:塔里木河中下游各断面地下水pH值变化不大,矿化度和各离子差异明显,地下水水样以Na+、Cl+占绝对优势;矿化度较低的断面其离子浓度变化较小,反之,矿化度高的断面其离子浓度变化幅度较大;塔里木河中游δ2H和δ18O变化趋势基本一致,随着距河道距离的增大,δ18O的值呈增大趋势,下游H、O同位素变化波动较大,下游各样点距河道最近处(即50m处)H、O同位素最小,随着距河道距离的增大,H、O同位素亦呈增大趋势变化;塔里木河中下游地下水、地表水中δ2H和δ18O之间均呈明显的线性关系,中游地表水补给是地下水的主要来源;下游地下水中H、O同位素则普遍高于地表水,说明水体受到严重的蒸发作用,导致同位素富集外,也说明存在地下水对河水的补给.
【期刊名称】《贵州师范大学学报（自然科学版）》
【年(卷),期】2014(032)006
【总页数】8页(P6-12,20)
【关键词】氢氧同位素;水化学;地下水;塔里木河中下游
【作者】朱海勇;陈永金;刘加珍;张雅雯
【作者单位】青岛理工大学工程管理系,山东临沂273400;聊城大学环境与规划学院,山东聊城252059;聊城大学环境与规划学院,山东聊城252059;聊城大学环境与规划学院,山东聊城252059
【正文语种】中文
【中图分类】X523
水作为干旱区最关键的生态环境因子，对干旱区生态系统朝着绿洲化抑或是荒漠化这两类极具对立和冲突性的生态环境演化起着决定性作用［1］。

我国西北干旱区虽然总体上以干旱气候背景为主，但由于其幅员面积辽阔，高原和高山广布，因此形成了独特的内陆水循环过程。

长期以来，该地区水资源依靠自然界独特的水分循环过程基本保持着脆弱的平衡关系［2］。

干旱区水文过程控制着植被的生长发育，水文循环过程的改变往往是干旱区所有生态环境问题的直接驱动因子［3］。

加之在过去的半个多世纪，以水资源开发利用为核心的大强度人类社会经济活动的作用，干旱区流域水循环变异和衰变趋于危机状态［4］。

因此，对干旱区地下水循环特征的深入研究不仅可以为天然生态系统的可持续维持和退化生态系统的恢复重建提供科学依据，也为干旱区经济、社会和生态环境协调可持续发展提供重要的生态水文学依据。

利用水体中化学组分的变化对水循环研究往往具有很好的示踪意义，但地下水化学组分受到水文地球化学、水-岩交互作用、人类活动等多因素的影响而处于一种变
化之中，这就使得利用水化学组分示踪研究地表水和地下水之间相互作用存在很大的不确定性［5］。

水的同位素组成被称为水的“指纹”，它既是水的化学组分，又不同于一般的化学成分。

由于它不因与周围物质发生化学反应而改变，因此水文学与环境同位素的结合是定量描述流域水循环过程及地下水补给关系非常有价值的手段，已成为国内外学者研究的热点［6］。

S.BASKARAN等人利用氢氧同位素
示踪法初步研究了澳大利亚边界河流流域地表水和地下水的水力联系和相互作用，更好地了解了流域河流和含水层的水文地质过程及地下水的补给关系［7］。

William Bajjali 对约旦Nuaimeh 地区大气降水和地下水的同位素进行了分析，发现，大气降水和地下水的同位素组成几乎相同，而水体中高浓度的氯和硝酸盐主要来自人为活动［8］。

I.B.Goni 通过对非洲乍得盆地西南部雨水、地表水和地下水的样品采集，分析了δD、δ18O 的变化，研究了乍得盆地地表水和地下水的转化关系，发现雨水中δD 和δ18O 的平均值分别为-4‰、-20‰，地下水上层带含
水层与处于平均降水量区的水域中同位素组成相似［9］。

国内学者Hsin-Fu Yeh 等人利用氢氧同位素估计了台湾知本溪流域地表水的来源和季节性降水对地下水的贡献［10］;翟远征等对北京永定河地下水系统采集的大量水样的D 和18O 组成
作了分析，发现该区地下水主要来源于大气降水入渗补给，并且在补给过程中经历了不同程度的蒸发作用的影响［11］;苏小四等人通过水化学和同位素结合的方法
研究了马莲河河水与地下水的相互关系，认为马莲河河水主要以接受地下水补给为主，仅在中游个别河段与地下水的水力联系较弱［5］。

另外，学者们还对玛纳斯河［12］、滹沱河［13］、黑河［14］、锡林河［15］、潮白河［16］、巴丹吉林沙漠［17］、黄河三角洲［18］等流域地表水和地下水的同位素特征及地下水
补给关系展开了研究。

说明利用同位素技术进行地表水和地下水的水力联系研究已日趋成熟，且日渐成为地下水研究中重要的应用手段。

塔里木河流域其特殊的地理环境决定了降水及地表水资源时空分布的不均匀性，而水资源的时空分布不均匀性和干燥的气候环境又决定了绿洲农业和荒漠生态系统对水的完全依赖性。

随着生态输水的持续进行，塔里木中下游地下水循环特征发生了明显的变化，专家学者们也进行了相对全面的研究［19］，但是补给源的组成特征及其时空变化规律仍然是
一个关注焦点。

本文拟从同位素示踪角度对塔里木河中下游地下水循环特征进行研究，探究地下水补给关系，以期为水资源可持续利用和生态环境保护提供科学依据，同时为输水间歇后荒漠河岸生态系统自维持研究提供参考。

1 研究区概况
研究区地处塔里木盆地北部，塔里木河自西向东绕塔克拉玛干沙漠北缘贯穿塔里木盆地。

北以天山南麓山前倾斜平原下部边缘为界，南依塔克拉玛干沙漠，西临肖夹克，东至台特玛湖与孔雀河及其尾闾罗布泊洼地为邻。

塔里木河流域面积19.8 万km2，河流全长2 179km。

塔里木河中游段系指从轮台县的英巴扎至尉犁县的恰拉，下游段自恰拉到台特玛湖，属典型的暖温带大陆性极端干旱气候，多年平均降水量41.1mm，多年平均蒸发量1 125～1600mm，年日照时数2550～3500h，干旱指数高达28～80，多年平均气温为10.7℃，极端最高气温达43.6℃，极端
最低气温-30.9℃，平均昼夜温差为13～17℃，平均日较差13～17℃左右［20］，年总太阳辐射变化在5 692～6 360MJ·m-2。

塔里木河河道南北摆动，宽达80～120km。

研究区内存在深厚的松散层，主要为粉砂、细砂和砂壤土，具中等富水
性和透水性，渗透系数在1 ×10-3～1 ×10-2cm·s-1之间，近河区的地下水补给
主要为洪水期河水侧向渗流及沼泽、湖泊、水库、渠系、农田灌溉渗漏。

地下水位降低时侧向回渗排泄。

由于长期的蒸发积聚，地下水形成区域性高矿化度水［21］。

2 样品采集和分析方法
图1 塔里木河中下游观测断面示意Fig.1 The distribution of investigation sections in the middle and low reaches of Tarim River in China
在塔里木河中游沙吉力克(MA)、沙子河(MB)、乌斯满(MC)、阿其河(MD)、铁依
孜(ME)五处，分别沿垂直于河道方向布设了6 眼地下水监测井，总计30 眼，除
沙吉利克与沙子河断面间距为20km，阿其河与铁依孜断面间距为30km，其他各断面间距均为50km。

各监测断面在垂直堤防100，300，500，800，1 000，1 500m 处设监测井;下游段阿克敦(A)、亚合甫(B)、英苏(C)、阿布达勒(D)、喀尔达依(E)、吐格买莱(F)、阿拉干(G)、依干不及麻(H)、考干(I)9个监测断面，其中
A～F断面间距约20km，G～I 断面间距为45km，沿垂直河道方向，间隔150m
布设地下监测井(井深8～17m)，共布设44 眼观测井。

各断面监测频率为2个月/次，每次监测项目为地下水埋深变化和水化学样品分析，密封后送入实验室进行化学分析。

分析内容及方法为:矿化度—残渣烘干重量法，pH值—pHS-2C 型数字
式酸度计测定，总碱度、—双指示剂滴定法，总硬度—EDTA容量法，电导率—DDS-307 型电导率仪测定，C1-—硝酸银滴定法，容量法和铬酸钡光度法，Ca2+、Mg+—EDTA 容量法和原子吸收光度法、Na+—火焰光度法和原子吸收光度法等13项指标。

2011年2 月23 日至3 月2 日，采集塔里木河中下游地表水、地下水样，其中地下水采样58个，集中在主河道附近布设样井采集，用塑料瓶采集带到实验室测定地下水化学特征，地表水沿河道延伸方向采样13个，取样尽量避免人为因素干扰，远离渠道和人工堰渠。

δD、δ18 O 在中国科学院新疆生态与地理研究所采用同位素质谱仪测定，并用相对于国际标准样(SMOW)的千分之偏差表示，其测试误差
分别为2‰和0.2‰。

3 结果与分析
3.1 地下水化学组成特征
塔里木河中游各断面pH 值平均值变化幅度不大，为7.1～7.74，其中以铁依孜断面最大，各断面全盐、矿化度和电导率平均值变化幅度较大，且均以沙子河断面为最大。

下游各断面pH 值普遍大于中游，以阿拉干断面最大，为8.79，沿河道往下，全盐、矿化度和电导率的平均值变化基本呈现出变大的趋势，且均以考干断面值最大。

分别选择中游各断面距河道100m 处(如图2 示)、下游150m 处(如图3 示)样井数据对照分析，在中游，沿河道往下从沙吉利克到铁依孜断面，除pH 值
变化幅度较小外，其他各指标均呈现出先增大后变小再增大的变化趋势，两个增大点分别为沙子河和铁依孜断面，其中沙子河断面各离子含量明显高于中游其他断面，矿化度达9.24g·L-1，沙吉利克和乌斯满断面矿化度较低;在下游，沿河道从阿克敦
到考干断面，除了阿拉干断面pH 值为8.79 外，其他各断面pH 变化范围为
7.22～7.74，全盐、矿化度和电导率及离子含量普遍呈现出先变小后增大的趋势，矿化度等指标含量以考干断面最大。

选取地下水样中K+、Na+、Ca2+、Mg2+4 种主要阳离子和种主要阴离子进行测定分析，结果显示:在中游，4 种阳离子中以Na+含量最高，变化范围介于0.14～4.66g·L-1，平均值为0.96g·L-1，K+含量最低，变化范围0.01～0.09g·L-1，平均值仅为0.03g·L-1;阴离子中以Cl-含量最高，变化幅度为0.28～7.29g·L-1，平均值为1.47g·L-1，其次为，变化范围为0.11～4.76g·L-1，平均值为0.98g·L-1，HCO-3 含量最低;在下游，阳离子中4 种阳离
子中以Na+含量最高，变化范围介于0.27～2.08g·L-1，平均值为0.61g·L-1，
K+含量最低，变化范围0.01～0.05g·L-1，平均值仅为0.02g·L-1，各阳离子平均值均小于中游;阴离子中以Cl-含量最高，变化幅度为0.38～3.68g·L-1，平均值为0.97g·L-1，其次为，变化范围为0.11～4.76g·L-1，平均值为0.98g·L-1，含量最低，除G 断面外其他均为0，各阴离子平均值亦小于中游。

图2 塔里木河中游距河道100m 处断面地下水离子含量变化图Fig.2 Spatial variations in groundwater chemistry 150m from watercourse in the middle reaches of the Tarim River
图3 塔里木河下游距河道150m 处断面地下水离子含量变化图Fig.3 Spatial variations in groundwater chemistry 150m from watercourse in the low reaches of the Tarim River
通过对塔里木河中下游地下水化学特征分析可以发现，塔里木河中游整体离子浓度高于下游，这符合河流自上游到下游离子浓度降低的普遍规律，中游各断面中，沙子河和铁依孜断面离子浓度总体偏大。

这主要是因为中游提防的修建，中游沙子河口至阿其河口段150km 的河段上修建堤防229km［22］后，河水不再漫溢，但
同时漫溢河水对水土的洗盐压盐功能也不复存在，再加上强烈的蒸发地下水离子浓
度不断增大，铁依孜离子浓度较大，说明距河道越远地下水与河道的水力联系越弱，其离子浓度就越高;而下游各断面中，英苏断面和考干断面地下水理化参数和离子
浓度总体较大，说明来自上中游的易溶性盐类随地表和地下水流带到下游，加之下游降水极少而蒸发强烈，这一特征在英苏和考干断面表现的尤为明显。

3.2 氢氧同位素分析
3.2.1 塔里木河中、下游H、O 同位素特征分析
从塔里木河中游H、O 同位素变化曲线上可以看出(如图4)，δ2H 和δ18O 变化
趋势基本一致，随着距河道距离的增大，δ18O 的值呈增大趋势，其中以沙吉利克值最小，铁依孜距河道1 500m 处和乌斯满距河道500m 处值最大，其他均变化
幅度较小。

对比而言，塔里木河下游H、O 同位素变化波动较大(如图5)，值得注意的是，下游各样点距河道最近处(即50m 处)H、O 同位素最小，随着距河道距
离的增大H、O 同位素亦呈增大趋势变化，这主要是因为水体经过强烈蒸发所引
起的同位素分馏，越接近下游或越远离河道，空气的干燥程度越高，则引起的同位素分馏效应越大［23］。

此外，水利工程(中游堤防的修建)改变了河流的水面面积、水深、流速以及与地下水的联系等，从而对水体的δ2H 和δ18O 产生了明显的影响。

图4 塔里木河中下游地下水H、O 同位素变化特征图(a)中游(b)下游Fig.4 Spatial variations δ18O and δ2H of groundwater in the middle and low reaches of the Tarim River (a)the middle reach of Tarim River (b)the low reach of Tarim River
图5 塔里木河中游δ18O-δ2H 关系Fig.5 Relationship between δ18O and
δ2H of groundwater in the middle of Tarim River
3.2.2 塔里木河中、下游地下水H、O 同位素对比分析
从图4 可以看出，塔里木河中游地下水δ18O 值介于-5.38‰～-10.18‰，平均
值为-8.248‰，δ2H 值介于-47.39‰～-68.64‰，平均值为-60.504‰，
δ2H 和δ18O 之间呈明显的线性关系，拟合方程为δ2H=4.414δ18 O-24.095 (R2=0.93);塔里木河中游地表水的δ18 O 值介于-6.54‰～-10.12‰，平均值为-8.214‰，δ2H 值介于-51.25‰～-68.2‰，平均值为-58.704‰，δ2H 和
δ18O 之间呈明显线性关系，拟合方程为δ2H=4.414δ18O-24.095(R2=0.98)。

塔里木河下游地下水δ18 O 值介于-3.86‰～-9.14‰，平均值为-6.089‰，
δ2H 值介于-38.67‰～-65.6‰，平均值为-49.748‰，δ2H 和δ18 O 之间呈
线性关系，拟合方程为δ2H=5.103 6δ18 O-18.672(R2=0.824 4);塔里木河下游
地表水δ18 O 值介于-6.52‰～-8.16‰，平均值为-7.155‰，δ2H 值介于-50.88‰～-59.09‰，平均值为-53.968‰，δ2H 和δ18O 之间呈线性关系，拟合方程为δ2H=5.157 6δ18O-17.065(R2=0.891 2)。

大气降水线是由不同区域大气降水中H、O 同位素组成在δ2H 和δ18O 关系图上的投影点拟合而成的一条直线［24］。

由于大气降水H、O 同位素组成受众多因
素的影响，因而不同地区的大气降水具有不同的H、O 同位素组成。

根据国家原
子能机构(IAEA)的全球大气降水同位素监测网(GNIP)中乌鲁木齐站1986～1997
年的数据，δ2H 多年平均为-74.4‰，δ18O 多年平均为-10.67‰，雨水线方程为:δ2H=7.3δ18O+2.78(n=93，r=0.98)，该降水线方程与Craig 全球大气降水
线方程δ2H=8δ18 O+10 和乌鲁木齐地区雨水线方程δ2H=7.98δ18 O +9.57(中国地质科学院水文地质工程地质研究所，1986)十分接近，较好地反映了当地大气降水同位素特征。

王恒纯指出，降水量少而蒸发作用强烈的干旱和半干旱区，其斜率大都小于8，大于8的情况很少见［25］。

从图5 中可以看出，塔里木河中游
地下水样点大部分落在当地雨水线右下方，反映塔里木河流域现代降水或冰川雪融水通过出山地表径流补给的特征。

而落在雨水线上方的主要为沙吉利克断面的样点，说明沙吉利克断面地下水受大气降水(含冰川冰雪融水)影响较大;地下水H、O 同
位素拟合出的直线与地表水H、O 同位素拟合直线基本平行，说明地下水与地表
水相近。

在塔里木河下游地下水H、O 同位素拟合直线与地表水拟合直线几乎完
全平行(如图6)，说明在塔里木河下游地下水地表径流补给的特征更为明显。

在塔
里木河下游所有的样点均远离雨水线，且沿着斜率为5.1 的趋势线分布，说明水体受到严重的蒸发作用，导致同位素富集，这种现象在干旱区尤为常见［26］。

3.2.3 地表水和地下水转化过程中同位素特征
图6 塔里木河下游δ18O-δ2H 关系Fig.6 Relationship between δ18O and
δ2H of gr oundwater in the middle of Tarim River
自塔里木河中游至下游，地表水中H、O 同位素变化趋势一致，并呈彼此互动变化，但并不是呈下降趋势变化，对于常年性河流来说，由于径流速度远大于地下水，其δ2H 和δ18 O 放射性衰变较小。

若没有其它水源补给，上、下游之间河水的
δ2H 和δ18O 变化应呈下降趋势或变化不明显，但实际测得数据显示，下游δ2H 和δ18O 值整体比中游要大，这是因为自2000年5 月，引开都河、博斯腾湖水
向塔河下游绿色走廊紧急输水，故下游地下水所受博斯腾湖等水源补给影响不容忽视。

当存在地下水对河水补给时，由于地下水的δ2H 和δ18O 值小于河水，所以接受地下水补给的地表水δ2H 和δ18O 值较低。

塔里木河中游几乎所有样点δ2H 值
均小于地表水δ2H 值，δ18 O 值亦表现如此或差别不大，这说明在塔里木河中游段地表水补给是地下水的主要来源;而在下游段，地下水中H、O 同位素则普遍高
于地表水，尤其在吐格买莱、依干布及麻和考干样点表现最为显著，表明下游蒸发更为强烈外，还存在地下水对河水的补给。

这从另一方面说明，始自2001年的生态输水工程对塔河下游地区起到了积极作用，徐海量［27］、丛振涛［28］、陈
永金［19］、郝兴明［29］等人分别从地下水位、水质及生态输水对植被群落产
生的积极影响进行了论述。

4 结论与讨论
1)塔里木河中下游地下水pH 值变化不大，总体变化范围介于6.92～7.75;电导率
和矿化度的变化规律是一致的，电导率的变化范围为0.65～8.00mS·cm-1，矿化
度变化幅度较大，为1.21～21.05g·L-1，阳离子中以Na+含量最高，K+含量最低;阴离子中以Cl-含量最高，CO2-3含量最低。

不同断面随距离河道远近变化表现出的规律有所不同，在中游除铁依孜断面为逐渐增大外，其他主要表现为先增大后减小的趋势，尤以300～500m处为大，下游断面则表现为随河道距离的加大矿化度增大的趋势，以英苏断面变化规律最为明显。

堤防修建完成5年来，除中游沙子河、铁依孜和下游英苏、考干地下水离子浓度较大的断面变化幅度较明显外，其余各监测断面矿化度变化幅度较小，反映了在矿化度较低的断面其地下水离子浓度相对较稳定，而矿化度高的断面变化较大。

2)塔里木河中游δ2H 和δ18O 变化趋势基本一致，随着距河道距离的增大，δ18 O 的值呈增大趋势，下游H、O 同位素变化波动较大，下游各样点距河道最近处(即50m 处)H、O 同位素最小，随着距河道距离的增大H、O 同位素亦呈增大趋
势变化，这主要是因为水体经过强烈蒸发所引起的同位素分馏，越接近下游或越远离河道，空气的干燥程度越高，则引起的同位素分馏效应越大。

3)塔里木河中游地下水、地表水中δ2H 和δ18 O 之间均呈明显的线性关系，拟合方程分别为δ2H=4.414δ18O-24.095(R2=0.93);δ2H=4.414δ18 O-
24.095(R2=0.98)。

塔里木河下游地下水、地表水中δ2H 和δ18O 之间亦呈线性关系，拟合方程分别为δ2H=5.1036δ18O-18.672(R2=0.8244);拟合方程为
δ2H=5.157 6δ18 O-17.065(R2=0.891 2);塔里木河中游地下水样点大部分落在
当地雨水线右下方，反映塔里木河流域现代降水或冰川雪融水通过出山地表径流补给的特征;塔里木河下游所有的样点均远离雨水线，且沿着斜率为5.1的趋势线分布，说明水体受到严重的蒸发作用，导致同位素富集，这种现象在干旱区尤为常见。

地下水、地表水氢氧同位素拟合出的直线基本平行，尤其是下游拟合直线几乎完全平行，说明在塔里木河中、下游地下水地表径流补给的特征明显。

4)对于常年性河流来说，由于径流速度远大于地下水，自上游至下游其δ2H 和
δ18O 放射性衰变较小。

但塔里木河中游至下游地表水中氢氧同位素彼此互动变化，并非呈下降趋势变化，这是因为博斯腾湖等其他水源补给下游河道。

塔里木河中游几乎所有样点δ2H 值均小于地表水δ2H 值，δ18O 值亦表现如此或差别不大，这说明在塔里木河中游段地表水补给是地下水的主要来源;而在下游段，地下水中氢
氧同位素则普遍高于地表水，尤其在吐格买莱、依干布及麻和考干样点表现最为显著，除了表明下游蒸发更为强烈外，也说明存在地下水对河水的补给。

参考文献:
【相关文献】
［1］陈亚宁，李卫红，徐海量，等.塔里木河下游地下水位对植被的影响［J］.地理学报，2003，58(4):542-549.
［2］陈亚宁，等.干旱荒漠区生态系统与可持续管理［M］.北京:科学出版社，2009:1-407.
［3］赵文智，程国栋.干旱区生态水文过程研究若干问题评述［J］.科学通报，2001，46 (22):1851-1858.
［4］张光辉，刘中培，连英立，等.内陆干旱区水循环危机性标识与特征——以西北黑河流域为例［J］.干旱区地理，2009，32(5):720-725.
［5］苏小四，万玉玉，董维红，等.马莲河河水与地下水的相互关系:水化学和同位素证据［J］.吉
林大学学报:地球科学版，2009，39(6):1087-1094.
［6］Clark I D，Fritz P.Environmental Isotopes in Hydrogeology［M］.Boca Raton:Lewis Publishers，1997:1-328.
［7］Baskaran S，Ransley T，Brodie R S，et al.Investigating groundwater-river interactions using environmental tracers［J］.Australian Journal of Earth Sciences，2009，56:13-19.
［8］William Bajjali.Recharge mechanism and hydrochemistry evaluation of groundwater
in the Nuaimeh area，Jordan，using environmental isotope techniques
［J］.Hydrogeology Journal，2006，14:180-191.
［9］Goni I B.Tracing stable isotope values from meteoric water to groundwater in the southwestern part of the Chad basin［J］.Hydrogeology Journal，2006，14:742-752. ［10］Yeh H，Lee C，Hsu K.Oxygen and hydrogen isotopes for the characteristics of groundwater recharge:a case study from the Chih-Pen Creek basin，Taiwan［J］.Environ Earth Sci，2011，62:393-402.
［11］翟远征，王金生，滕彦国，等.北京平原区永定河地下水系统地下水化学和同位素特征［J］.地球科学进展，2005，20(5):511-519.
［12］刘志明，王贵玲，刘少玉，等.玛纳斯河流域平原区地下水化学与同位素分析［J］.勘探科学技术，2010(2):17-23.
［13］张翠云，张胜，李政红，等.滹沱河上游区地表水和地下水同位素特征［J］.干旱区资源与环境，2008，22(5):160-164.
［14］张光辉，聂振龙，王金哲，等.黑河流域水循环过程中地下水同位素特征及补给效应［J］.地球科学进展，2005，20(5):511-519.
［15］杨淇越，吴锦奎，丁永建，等.锡林河流域地表水和浅层地下水的稳定同位素研究［J］.冰川冻土，2009，31(5):850-856.
［16］宋献方，李发东，于静洁，等.基于氢氧同位素与水化学的潮白河流域地下水水循环特征［J］.地理研究，2007，26(1):11-21.
［17］陈建生，凡哲超，汪集旸，等.巴丹吉林沙漠湖泊及其下游地下水同位素分析［J］.地球学报，2003，24(6):497-504.
［18］袁瑞强，刘贯群，张贤良，等.黄河三角洲浅层地下水中氢氧同位素的特征［J］.山东大学学报:理学版，2006，41(5):138-143.
［19］陈永金，陈亚宁，李卫红，等.塔里木河下游地下水化学特征对生态输水的响应［J］.地理学报，2005，60(2):309-318.
［20］刘晏良，焦广辉，樊自立，等.塔里木河中下游实地踏勘报告［R］.北京:中国统计出版社，2000，16-17:163-178.
［21］刘建周，邹剑锋，陈东亮，等.塔里木河干流工程地质条件分析［J］.人民黄河，2005，
27(2):52-53.
［22］郑丹，李卫红，董天增，等.新疆塔里木河干流堤防修建对地下水位的影响［J］.中国沙漠，2004，24(6):745-750.
［23］张应华，仵彦卿.黑河流域不同水体中δ18 O 的变化［J］.水科学进展，2007，18(6):864-870.
［24］李学礼，刘金辉，史维浚，等.新疆准噶尔盆地北部天然水的同位素研究及其应用［J］.地球学报，2000，21(4):401-406.
［25］王恒纯，同位素水文地质概论［M］.北京:地质出版社，1991，5-102.
［26］Mebus A G，顾慰祖，刘涌，等.阿拉善高原地下水的稳定同位素异常［J］.水科学进展，1998，9(4):333-337.
［27］徐海量，宋郁东，陈亚宁.塔里木河下游生态输水后地下水变化规律研究［J］.水科学进展，2004，15(2):223-226.
［28］丛振涛，周海鹰，雷志栋，等.塔里木河下游输水过程的分析与模拟［J］.水科学进展，2003，14(3):276-279.
［29］郝兴明，陈亚宁，李卫红.新疆塔里木河下游物种多样性与地下水位的关系［J］.生态学报，2007，27(10):4106-4112.。