流域尺度时空动态：萨比桑德子流域稳定同位素和水化学特征的表征及其在水资源管理与保护中的应用

《Physics and Chemistry of the Earth, Parts A/B/C》：Catchment scale spatial and temporal dynamics: Characterising stable isotopes and hydrochemical signatures across the Sabie Sand sub-catchment for water resource management and protection

　　

• 现场、同位素（δ18O 和 δ2H）和水化学数据揭示了水资源可用性的空间和季节变化。
• 同位素（δ18O 和 δ2H）和水化学特征揭示了萨比桑德子流域中的关键补给区和交互区。
• 对现场、同位素和水化学数据的时空分析表明，基流在干旱期维持河流流量方面起着重要作用。
• 所应用的方法论和新的概念模型支持改进水资源管理和保护。

1. 引言
南非共和国（RSA）是世界上第 30 个最干旱的国家，易受低降雨影响（Serote 等，2023）。南非的平均降雨量低于世界平均水平，不仅降雨量低于世界平均水平，而且具有高度的季节性和地理分布不均（Kahinda 和 Boroto, 2009）。南非东部地区沿德拉肯斯堡山脉降雨量较高，该山脉属于南非现在立法指定的战略水源区的一部分。尽管南非存在水资源短缺，但南非的大量水资源主要来源于位于源头的这些地表水战略水源区（SWSA-sw）（Le Maitre 等，2018）。由于南非水资源短缺，保护水资源以满足人类和生态需求（包括生态需求提供的供给和调节服务）对于社会经济活动和环境可持续性变得越来越重要。在南非，源头产生的径流在流经高蒸发和低降雨地区时会表现出传递损失（Hughes, 2019）。除人类需求外，如果存在地下水和地表水相互作用，地下水也将是河流流量的重要组成部分，并支持环境水量需求的输送（Woessner, 2020）。姆普马兰加 - 德拉肯斯堡战略水源区是萨比桑德子流域的主要供水来源。该子流域是南部非洲因科马蒂跨界流域的一部分，该流域有明显的干湿季，经常面临洪水干旱等气候相关压力（Slinger 等，2010）。该流域的水需求很高，因为它由三个国家共享，并为南非的布什巴克岭和姆本贝拉市以及莫桑比克的马普托省等主要中心供水。根据《国家水法》（1998 年第 32 号法案），南非共和国在划定保留水量后必须履行国际义务（ICMA, 2008）。《临时因科马蒂 - 马普托水资源利用协议》（IIMA）（莫桑比克共和国、南非共和国和斯威士兰王国，2002）规定，除了来自科马蒂和鳄鱼子流域的合计 2.6 立方米/秒之外，还要求萨比河向莫桑比克提供至少 0.6 立方米/秒的最小流量（DWS, 2021）。莫桑比克以及南非的主要保护区克鲁格国家公园（KNP）位于姆普马兰加 - 德拉肯斯堡战略水源区的下游，并依赖其供水（世界自然基金会南非，2013）。导致本研究目的和目标的主要问题是，由于生活用水、灌溉和造林的取水量增加，导致河流流量减少（Saraiva Okello 等，2015）。此外，由于缺乏水文地质和构造地质数据（如断层和裂缝），对间接流的了解有限，这阻碍了对水文过程的理解（Tanner 和 Hughes, 2015）。由于因科马蒂河流域河流流量减少，环境流量需求往往无法满足（IUCMA, 2021; ICMA, 2008; DWS, 2021）。深入了解影响水资源可用性的空间和时间模式对于管理和保护水资源至关重要。同位素在水文学中的应用增强了水文系统的概念化，并提供了支持水资源管理和保护的科学证据（Clark 和 Fritz, 1997）。本研究解决了以下研究问题：(a) 稳定同位素（δ18O 和 δ2H）的空间、海拔和季节模式揭示了萨比桑德子流域的哪些水文过程？(b) 不同季节的主要水源和补给机制是什么？在此背景下，本研究的总体目标是表征萨比桑德子流域的稳定同位素（δ18O 和 δ2H），以理解控制水资源可用性的水文过程，从而满足环境水资源需求（EWR）和国际义务的交付。目标是：(a) 表征降雨、河流和地下水在萨比桑德子流域中的稳定同位素的空间和时间变异性，以解决对同位素动态和相关水文过程理解有限的问题；(b) 考虑空间和时间变化来确定水源和河流形成过程，从而解决水源起源方面的知识空白；(c) 开发研究区域的主要流动过程、同位素（δ18O 和 δ2H）和水化学特征的概念模型，从而改进对水文系统的概念理解。本研究符合南非《国家水法》（1998 年第 36 号法案）和可持续发展目标 6（SDG-6）在水资源管理和保护方面的要求。本研究还与《国家水资源战略 3》（水资源和卫生部，2023）和《国家水利和卫生总体规划》（水资源和卫生部，2019）在基于科学的决策支持方面保持一致。

2. 研究区域
研究区域是南非因科马蒂 - 乌苏图流域管理区（IUWMA）的萨比桑德子流域（图 1）。它是南部非洲更大的因科马蒂跨界流域的一部分，由南非共和国和莫桑比克共和国以及埃斯瓦蒂尼王国共享。克鲁格国家公园（KNP）的一部分位于研究区域内，它是主要的保护区。研究区域位于南非姆普马兰加省。

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图 1. 位于因科马蒂 - 乌苏图流域管理区的萨比桑德子流域，是因科马蒂跨界流域的一部分。

2.1. 地形
使用了太空雷达地形测绘任务（SRTM）、自然地球和开放街道地图（OpenStreetMap 贡献者，n.d.）来开发研究区域的数字高程模型（DEM），见图 2。水源区（以德拉肯斯堡悬崖为特征）位于研究区域的西部，海拔约为 1000 米至 2000 米。水源区包括姆普马兰加德拉肯斯堡地表水战略水源区（SWSA-sw）和北部低地悬崖地下水战略水源区（SWSA-gw）。研究区域东部的海拔约为 130 米至 300 米。研究区域的东部位于源头下游，包括克鲁格国家公园内的季节性流域。海拔的显著差异影响了研究区域东部和西部的降雨。

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图 2. 姆普马兰加德拉肯斯堡和北部低地悬崖水源区以高海拔为特征（左），萨比河起源于此。

2.2. 气候
研究区域的西部海拔较高，年均降水量（MAP）为 800-1000 毫米/年，沿悬崖可达 1400-1500 毫米/年。流域的东部靠近东海岸，海拔较低（WRC, 2020; DWAF, 2004）。研究区域东部的年均降水量在 400 至 600 毫米/年之间（DWAF, 2004）。年平均气温为 17°C，潜在年蒸发量为 1900 毫米/年。在一月（最热的月份），平均气温达到 21°C，而在六月（最冷的月份），平均气温降至 11.5°C（WRC, 2020）。图 3 显示了萨比桑德子流域的年均降雨量。

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图 3. 萨比桑德子流域年均降雨量。

2.3. 排水
研究区域内的流域主要依赖姆普马兰加 - 德拉肯斯堡水源区供水（Le Maitre 等，2018），常年性萨比河起源于此悬崖（图 2）。桑德河是萨比河的主要支流。萨比河从水源区向东流。季节性流域为下游的萨比河提供补给。桑德河在水源区下游约 80 公里处汇入萨比河。萨比河继续从姆普马兰加 - 德拉肯斯堡悬崖流经低地，排入莫桑比克的科鲁马纳大坝（图 1），随后在萨比村汇入因科马蒂河。

2.4. 地质和水文地质
研究区域主要覆盖有内尔斯普雷特岩套和兰德花岗岩的花岗岩、混合岩、片麻岩、闪长岩，以及位于南非和莫桑比克共和国边境的流纹岩和卡鲁超群的玄武岩（位于研究区域东部/KNP）。德兰士瓦超群的白云岩、燧石、石英岩和页岩位于研究区域的西部。廷巴瓦蒂辉长岩出现在内尔斯普雷特花岗岩套内（地球科学委员会，2008）（图 4）。

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图 4. 萨比桑德子流域岩性。

根据 Colvin 等（2003，如 Le Maitre 和 Colvin, 2008 所述），南非有六种主要的含水层类型。含水层类型基于区域内的主要岩性。因科马蒂流域管理区主要覆盖有次级含水层：(a) 基底复盖层和年轻花岗岩含水层，这是一种储水能力有限的次级含水层。花岗岩、片麻岩和混合岩（属于内尔斯普雷特岩套）以及绿岩带是这种含水层的主要岩石。它们覆盖了 IUWMA 的大部分区域。(b) 喷出岩含水层类型由火山岩组成。(c) 断裂变质沉积岩由卡鲁的页岩和砂岩组成。(d) 碳酸盐含水层含有白云岩和燧石。这种含水层储水系数很高，尽管覆盖面积非常有限。克鲁格国家公园西部的地下水储存在内尔斯普雷特岩套的断裂花岗岩中，而东部的地下水储存在卡鲁超群的断裂玄武岩和流纹岩中。含水层被厚度不一的风化壳覆盖，产水量低至中等（Petersen 等，2023）。

2.5. 研究区域划分
出于解释目的，研究区域被划分为战略水源区流域、桑德河流域和克鲁格国家公园流域（图 5）。在战略水源区流域的降雨计旁安装了两个降雨采样器（RS1 和 RS2），一个位于上部山麓（X31A），另一个位于下部山麓（X31D）。有两个监测点用于监测萨比河的流量和质量，这些站点是国家水资源和卫生部的水位计 X3H001 和 X3H023，分别位于流域 X31A 和 X31D 中。有两个地下水质量监测点，分别是泉（X31A 中的 ZQMSAB1）和配备钻孔的井（X31D 中的 ZQMHAZ2）。

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图 5. 划分后的流域（战略水源区、桑德河和克鲁格国家公园流域），降雨、地表水和地下水监测点。

对于桑德河流域，在流域 X32H 的降雨计旁安装了一个降雨采样器（RS3）。有一个地表水监测点（X3H008）用于监测桑德河的水量和水质。

在克鲁格国家公园流域安装了两个降雨采样器，一个（RS4）位于 X31 M，另一个（RS5）位于 X33D。在流域 X31 M 和 X33D 中也有降雨站来测量降雨量。有一个站点用于监测萨比河进入克鲁格国家公园时的水质和水量（流域 X31 M 中的站点 X3H021）。站点 X3H015 位于 X3H021 下游，用于监测萨比河的流量和质量，如同其流入莫桑比克之前一样。

监测了四条河流（GRA3, BAS1, BAS2, 和 BAS3）及相关的河岸钻孔。每条河流都关联有河岸带中的深孔和浅孔，以研究非饱和带和饱和带的补给。GRA3 是一条三级河流，下伏花岗岩，关联钻孔为 SGR3_BR_43（43 米深）和 SGR3_BR_20（20 米浅）。BAS1 是一条一级河流，下伏玄武岩，关联钻孔为 SBAS1_BR_67（67 米深）和 SBAS1_BR_12（12 米浅）。BAS2 是玄武岩地区的一条二级河流，关联钻孔为 SBAS2_BR_80（80 米深）和 SBAS2_BR_8（8 米浅）。

BAS3 是玄武岩地区的一条三级支流，与钻孔 SBAS3_BT_61（深 61 米）和 SBAS3_BT_4（浅 4 米）相关（Riddell 等人，2020）。

**3. 材料与方法**

**3.1. 采样网络设计**
监测组分包括不同海拔、气候和地质区域的降雨、地下水和地表水，详见图 5。每个组分的质和量均被监测；这排除了不适于水位监测的泉眼和抽水井。在研究区不同海拔处安装了五个降雨采样器；每个降雨采样器安装在距雨量计约 1 米处，以纳入 KNP 之外集水区的降雨强度测量。KNP 集水区的降雨强度补充数据由 SANParks 提供。按照 IAEA/GNIP 降水采样指南（IAEA, 2004）安装 Palmex 降雨采样器 RS1。Palmex 降雨采样器 RS1 可最大限度减少蒸发，确保自然降雨的代表性（Gr?ning 等人，2012）。

**3.2. 频率**
累积降雨采样按月进行，覆盖雨季（n = 12）和旱季（n = 0），用于测定 δ18O 和 δ2H。地下水和地表水样品每季度采集一次，用于测定主要离子和稳定同位素。地下水样品（旱季 n = 8，雨季 n = 7）和地表水样品（旱季 n = 7，雨季 n = 7）被采集用于主要离子和同位素（δ18O 和 δ2H）分析。监测和数据采集从 2023 年 8 月进行到 2024 年 10 月。

**3.3. 采样程序与现场参数**
来自降雨、河流（包括溪流）和地下水的稳定同位素样品收集在 60 毫升高密度聚乙烯（HDPE）瓶中。未使用保存剂。水同位素样品在采集后保持冷却状态。对于地下水采样，无泵钻孔被冲洗以丢弃静止水，以获得含水层的较好代表（IAEA, 2001a）。地表水样品采用手动 grab sample 技术采集（Department of Water Affairs, 2004），泉眼和地下水样品从排放口采集。使用 250 毫升 HDPE 瓶采样主要离子；未使用保存剂。使用 GPS（型号：Garmin Montana 760i Rugged Handheld GPS with inReach Satellite Communication；Garmin Ltd., USA）捕获采样点的地理坐标和高程。记录所有样品采集的日期和时间。使用校准的多参数便携探针（AZ Instrument Model 86031 IP67 Combo Water Quality meter；AZ Instrument Corp., Taiwan）进行地下水和地表水的原位测量。

**3.4. 分析技术**
稳定同位素由南非比勒陀利亚夸祖鲁-纳塔尔大学分析。用于验证的重复样品在荷兰代尔夫特水教育研究所（IHE Delft Institute for Water Education）分析。两个机构均使用 Los Gatos Research 液态水同位素分析仪进行分析。为确保同位素分析的良好质量，仅接受 δ18O 标准偏差 ≤0.3‰ 且 δ2H 标准偏差 ≤2.0‰ 的样品。最稀少/罕见稳定同位素与最丰同位素的比例或浓度比值使用公式 (1) 测定，其中 Rsample 为样品同位素比值，Rstandard 为维也纳标准平均海洋水（VSMOW）的同位素比值（Hiscock, 2005）。2H/1H 标准为 155.75 ± 0.05 × 10?6，18O/16O 为 2005.2 ± 0.45 × 10?6（Clark and Fritz, 1997）。两种同位素的比值用千分率或百万分率的 delta (δ) 符号表示。

公式 1: δ = (Rsample ? Rstandard) / Rstandard × 1000

d-excess 使用公式 (2) 测定（Diamond, 2022）。

公式 2: D-excess = δ2H ? 8 δ18O

阳离子（Ca2+、Mg2+、Na+、K+）、阴离子（Cl?、F?、NO3?、SO4?2）和以碳酸氢钙计的总碱度分析由南非 Roodeplaat 水和卫生部（DWS）资源质量信息服务（RQIS）进行。水化学分析使用电荷平衡误差（CBE）公式 (3) 进行验证（El Baba 等人，2020；Hem, 1985；Fritz, 1994）。最大误差仅限于三个非常稀释的低 EC 样品：X3H001、X3H021 和 ZQMSAB1。其低离子强度意味着绝对分析误差很小，尤其是在碱度滴定或 Ca-Mg-Na 测量中，可能产生较大的百分比电荷平衡误差（Fritz, 1994）。高 EC 水仅显示边界误差，大多在 ±10% 左右，并不主导数据集。由于研究关注同位素和水化学模式，这些标记的低 EC 样品不会对主要解释产生实质影响。

公式 3: CBE% = (∑Cations ? ∑Anions) / (∑Cations + ∑Anions) × 100

**3.5. 统计分析**
使用 Jamovi 版本 2.7（The jamovi project, 2025）对同位素和水化学数据进行统计分析。使用 Shapiro-Wilk 检验（Shapiro and Wilk, 1965）评估数据是否正态分布，其中 p ≥ 0.05 表示数据正态分布，p < 0.05 表示非正态数据。使用配对样本 t 检验评估正态分布数据的旱季和雨季之间的季节差异。用于正态分布数据的变量为均值 (M) ± 标准差 (SD)。使用 Wilcoxon 符号秩检验（Wilcoxon, 1945）评估非正态分布数据，变量报告为中位数和四分位距 (IQR)。对于配对样本 t 检验和 Wilcoxon 符号秩检验，p ≤ 0.05 表示旱季和雨季之间存在统计学显著差异，而 p ≥ 0.05 表示季节差异证据不足。均值差异和 Student's t 的符号表示变化的方向，与减法顺序（旱季减去雨季）有关。效应差异 (Cohen's d) 解释为小 (0.2)、中等 (0.5) 和大 (≥0.8)，其符号表示差异的方向。Wilcoxon 检验中的 W 统计量表示排名配对差异，p 值评估统计学显著性，效应量（等级双列相关）解释为小 (0.1)、中等 (0.3) 和大 (≥0.5)（Cohen, 1988；Lakens, 2013）。

**3.6. 数据获取**
降雨强度数据来自南非气象局 (SAWS) 由 SANParks 运营的雨量计和 Inkomati-Usuthu 集水区管理署 (IUCMA) 的 ZedNET 水文信息系统。流量数据来自 DWS Hydstra ZedNET 系统。地下水水位数据和水质数据在研究期间生成，而部分数据来自 DWS 和 SANParks。关键参数和数据源的摘要见表 1。

**表 1. 关键参数和数据源。**

| 组分 | 数量 | 数据源 | 质量 | 数据源 |
|------|------|--------|------|--------|
| 降雨 (mm) | 量 | SAWS | IUCMA | 环境同位素 δ18O、δ2H | 现场采样 |
| 常流河 (m3/s) | 流量 | DWS | 原位参数：EC、DO、pH、T | 现场采样和数据收集 |
| 主要离子：Ca2+、Mg2+、Na+、K+、Cl?、F?、NO3?、SO4?2、以碳酸氢钙计的总碱度 | 现场采样和数据收集 | 环境：同位素 δ18O、δ2H | 现场采样 |
| 溪流 | 无表 | - | 地下水 | 水位 |
| SANParks | 现场数据收集 | | | |

**3.7. 数据分析**
使用 Piper (1944) 图分类水类型以及在雨季和旱季对样品进行分组。使用 Schoeller 图 (Schoeller, 1977；Umamageswari 等人，2019) 呈现主要离子和相似趋势。δ18O 和 δ2H 浓度与本研究确定的 GMWL 和本地降水的 d-excess 线作图。原位参数用于确定地下水演化、不同水体的汇入和补给滞留时间。水化学和同位素数据使用 Microsoft excel 和 QGIS 版本 3.44.7 以及 Jamovi 版本 2.7.4 进行分析。

**4. 结果**

**4.1. 原位测量**
为解决问题 (b)，在雨季和旱季对整个研究区的 EC、DO、pH 和温度原位测量进行了分析。地下水中的 EC 受滞留时间、循环、地质、来自不同源头的水体汇入、温度和季节变化的影响 (Hem, 1985)。原位测量结果见表 2。结果 (图 6a) 显示，与雨季相比，旱季时 Sabie 河和 Sand 河的 EC 高且 DO 低。河流中测量的 EC 在旱季 (M = 157 μS/cm, SD = 35.4) 显著高于雨季 (M = 112 μS/cm, SD = 30.3)。配对样本 t 检验显示平均季节差异为 45.5 μS/cm，t (4) = 4.26, p = 0.013，具有较大的效应量 (Cohen's d = 1.90)，参见补充材料中的表 S5–S7。旱季测量的高 EC（与雨季的低 EC 相比）表明水的滞留时间较长。旱季和雨季测量的 DO 之间存在差异，尽管季节差异不具有统计学显著性 (t(3) = ?1.89 且 p = 0.156)，参见补充材料中的表 S8–S10。旱季测量的低 DO（与雨季的高 DO 相比）表明溶解氧不足，这与深水或湍流水中预期的情况一致，与解释相符 (Freeze and Cherry, 1979)。低 DO 是由于旱季缺乏降雨、湍流条件以及持续的生化需氧量和化学需氧量 (分别为 BOD 和 COD)。河流中极低的 DO 对水生生态系统产生负面影响。旱季的高 EC 和低 DO 代表了矿物化地下水向常流河的排泄。雨季的低 EC 表明常流河由降雨短期滞留时间或近期补充，这得到高 DO 的支持。地表水温度在雨季升高，平均差异为 4.56°C，t (6) = ?3.15, p = 0.02，Cohen's d = ?1.19。pH 无显著变化 (t (6) = ?0.49, p = 0.64，Cohen's d = ?0.19，参见补充材料中的表 S11–S13)。对于间歇溪流 (BAS2 和 BAS3)，旱季的 EC 低于雨季。雨季的高 EC 可能是由于含高 TDS 的地下水向河流系统汇入以及来自周围分水岭区域的分散输入。

**表 2. 常流河和溪流的原位参数。**

2023 年 8 月至 9 月（旱季）

| 参数 | X3H001 | X3H023 | X3H008 | X3H021 | X3H015 | BAS2 | BAS3 |
|------|--------|--------|--------|--------|--------|------|------|
| EC (μS/cm) | 127.2 | 130.9 | 192 | 136 | 199.2 | 235 | 225 |
| Temp. °C | 17.3 | 17.6 | 23.7 | 27.8 | 19.5 | 25.1 | 18.2 |
| pH | 7.99 | 6.94 | 6.86 | 8.12 | 7.71 | 8.15 | 7.89 |
| DO (%) | 96.7 | 11.7 | 1.21a | 118.2 | 96.1 | 44.1 | 44.6 |

2024 年 3 月（雨季）

| 参数 | X3H001 | X3H023 | X3H008 | X3H021 | X3H015 | BAS2 | BAS3 |
|------|--------|--------|--------|--------|--------|------|------|
| EC (μS/cm) | 89.17 | 61 | 115.1 | 124.5 | 153.1 | 284 | 981 |
| Temp. °C | 18.5 | 26.2 | 25.5 | 26.9 | 27.2 | 30.5 | 26.3 |
| pH | 7.12 | 7.1 | 8.67 | 8.2 | 7.61 | 8.7 | 7.38 |
| DO (%) | 104.7 | 113 | 21.5 | 123.7 | 153.1 | 20.5 | 54.2 |

a 由于可能的分析误差导致极低的 DO。

图 6. 雨季和旱季期间 (a) 河流和 (b) 地下水的电导率。

地下水测量的 EC 在雨季（2024 年 3 月）通常低于旱季（2023 年 8 月）（图 6b）。地下水平均 EC 在旱季 (M = 2198 μS/cm, SD = 944) 高于雨季 (M = 1080 μS/cm, SD = 676)。然而，季节差异不具有统计学显著性 (t (5) = 1.93, p = 0.111, Cohen's d = 0.79)，参见补充材料中的表 S14–S16。低 EC 表明滞留时间最短和补给。旱季的高 EC 表示滞留时间长和很少或没有补给。两个季节的 pH 均为 7 ± 1，范围在天然水的 pH 之内 (Hem, 1985)。两个季节的温度范围为 19°C 至 32°C，未观察到显著的季节变化。

**4.2. 同位素特征**
为解决目标 (a) 和 (b)，分析了降雨、地下水和地表水中 δ18O 和 δ2H 的空间和季节变异性。

**4.2.1. 降雨中 δ18O 和 δ2H 的稳定同位素**
本地 δ18O 和 δ2H 降雨数据集用于创建 d-excess 线，有助于确定蒸发时湿气来源的条件，并了解季节湿气机制如何演变 (Diamond, 2022)。δ18O 和 δ2H 降雨数据集也用于研究 Sabie Sand 子集水区不同海拔处不同降雨量的降雨同位素组成。

降雨的 δ2H 特征值范围为 ?12‰ 至 +6.3‰，平均值为 ?4.3‰。降雨的 δ18O 特征值范围为 ?3.53‰ 至 ?0.43‰，平均值为 ?2.4‰。d-excess 范围为 9.36‰ 至 19.64‰，平均值为 15.2‰，梯度为 8（图 7）。平均 d-excess 15.2‰ 表明蒸发时湿气来源区域的相对湿度较低，这些条件与全球湿度条件不同，全球湿度条件的 d-excess 为 10‰，相对湿度为 85% (Diamond, 2022)，参见表 3。

图 7. 从三个不同点收集的降雨中 δ18O (‰) 和 δ2H (‰) 的绘图，即 SWSAs、Sand 河集水区。

**表 3. 降雨中稳定同位素的描述性统计。**

| | δ2H (‰) | δ18O (‰) | D-excess |
|---|---|---|---|
| n | 12 | 12 | 12 |
| Mean | ?4.32 | ?2.44 | 15.2 |
| Standard deviation | 5.34 | 1.01 | 3.82 |
| Minimum | ?12.8 | ?3.53 | 9.36 |
| Maximum | 6.30 | ?0.430 | 19.6 |
| Shapiro-Wilk W | 0.928 | 0.868 | 0.886 |
| Shapiro-Wilk p | 0.357 | 0.063 | 0.104 |

从 SWSAs 和 Sand 河集水区收集的降雨样品在重同位素方面呈亏缺状态。

这可能归因于德兰士堡（Drakensberg）崖线上的海洋水汽上升以及重同位素的逐渐降落，从而产生了观测到的海拔效应（降水采样器RS1和RS2分别位于海拔1142米和525米处）。SWSAs和桑德河（Sand River）流域中重同位素的亏损也可能归因于高降雨量，即量效效应，尤其是在雨季（图8）。来自SWSA的RS2采样器于2023年12月（雨季）收集的降水样本中同位素偏高，这可能是由于不同的水汽来源。克拉纳国家公园（KNP）流域的大部分降水样本（来自海拔低于175米的RS4和RS5采样器）在δ18O和δ2H中偏高，这可能是由于重同位素较少降落所致。也可能是由于克拉纳国家公园流域气温较高导致降水的蒸发偏富集以及量效效应，因为KNP流域的降雨量较低（Aggarwal等，2023；IAEA，2001b；Clark和Fritz，1997；Gat和Gonfiantini，1981）。结果表明，SWSAs中的降水是萨比河（Sabie River）流量的关键组成部分，尤其是在雨季。结果还表明，SWSAs在水源补给和地下水补给方面尤其在雨季具有重要意义，因此降水是SWSA流域河流的主要补给来源，因为亏损的同位素与高降雨量以及来自南非更南部的冷空气湿度有关。

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图8. 萨比-桑德（Sabie Sand）子流域中收集的降水的海拔与δ2H（‰）的散点图。δ2H（‰）在较高海拔（SWSA流域）中亏损，在较低海拔（KNP流域）中偏高。

4.2.2. 地表水和地下水中δ18O和δ2H的空间与季节动态

4.2.2.1. 干季

许多研究已经表明，同位素在确定水的来源、流动路径、年龄以及不同水文过程中水的混合方面非常有用（Vre?a和Kern，2020；IAEA，2001b；IAEA，2001c；Ngubo，2019；Abiye，2013）。多年河流、泉水和地下水（第1组）的同位素组成在重同位素中亏损，并绘制在全球大陆降水线（GMWL）和氘过剩线（D-excess line）上或附近，表明当地降水是河流流量和地下水补给的主要贡献者（图9a）。第1组中的一些样本偏离了GMWL，这表明由于蒸发而产生了轻微的改变。对于未与GMWL对齐的地下水样本，降水可能在渗入之前经历了蒸发，这意味着地下水补给存在延迟。SWSAs中的泉水和萨比河（Sabie River）聚集在一起，这表明泉水对萨比河流量有所贡献。

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图9. 在（a）干季（2023年8月）和（b）雨季（2024年3月）收集的地下水和地表水的同位素组成。

第2组样本是来自位于克拉纳国家公园（KNP）流域中间歇性溪流内的静止水潭（BAS2和BAS3），它们在重同位素中偏高，并在干季中受到蒸发的改变，同位素偏高的原因也可能是来自经过蒸发后再渗入的地下水。

地表水中的氘和δ18O在SWSA中亏损，在KNP流域中偏高（图10a）。源头/SWSA处的萨比河由于海拔高和降雨量大（与低地KNP的萨比河相比）而在重同位素中亏损。此外，蒸发可能发生在萨比河的流动路径上，因此使下游河流中的重同位素偏高。溪流BAS2和BAS3由于蒸发而在重同位素中偏高。

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图10. （a）2023年8月干季和（b）2024年3月雨季地表水中的氘和δ18O浓度。

4.2.2.2. 雨季

第1组样本（包括降水、多年河流和泉水）绘制在全球大陆降水线（GMWL）上或附近，即它们来自当地降水（图9b）。SWSAs中的泉水和萨比河聚集在一起，表明萨比河流量依赖于泉水的排放。两个地下水样本偏离了GMWL，表明它们来自蒸发源（例如当地积水），降水可能在渗入之前积存并蒸发了。对于这两个地下水钻孔，地下水补给是间接且延迟的。大多数地下水样本与GMWL一致，表明雨季来自当地降水的直接新鲜补给。

第2组样本（BAS2和BAS3溪流）在重同位素中亏损最多，氘值为-79‰和49‰，δ18O值为-8.9‰和-7.04‰。重同位素的极高亏损是由于2024年3月24日记录的87.1毫米强降雨所致。

图10b显示，在SWSAs中收集的萨比河的氘和δ18O同位素组成比从桑德河收集的样本更为亏损。然而，KNP流域中萨比河的样本相对偏高（氘=-13‰，δ18O=-3.72‰）。这也可能是不同水汽来源、对流过程、海拔和降雨量的指示。溪流BAS2和BAS3亏损最多，代表了流入溪流的强降雨输入。

所有地表水样本中的氘和δ18O在干季比在雨季中更为偏高，这是因为干季降雨补充量极少，但景观中的蒸发需求持续存在。干季样本在δ2H中的偏高程度显著高于雨季样本（中位数=-10.70‰ 对比 -16.70‰；Wilcoxon W=28.0，p=0.022，等级双列相关系数=1.0）。此外，δ18O在干季（中位数=-2.67‰）也显著高于雨季（中位数=-4.48‰；W=28.0，p=0.016，等级双列相关系数=1.0），参见补充材料中的表S17–S19。

对于地下水样本，干季δ2H值（M=-18.24‰，SD=3.23）比雨季值（M=-20.33‰，SD=3.45）更为偏高；但差异不具有统计学显著性，t(6)=2.38，p=0.055，Cohen's d=0.90。干季δ18O值（中位数=-3.19‰）显著高于雨季值（中位数=-4.00‰），Wilcoxon W=28.0，p=0.016，等级双列相关系数为1.0（参见补充材料中的表S20–S22）。

4.3. 水化学特征

在解决目标（b）方面，分析了地下水和地表水中主要离子的描述性统计以及空间与季节变异性。

4.3.1. 地表水的描述性统计和季节变化

对于萨比河（X3H001、X3H023、X3H021、X3H015）和桑德河（X3H008），配对样本t检验结果显示Ca、HCO3和SO4存在显著的季节差异（p≤0.05）。雨季的Ca浓度（10.45±0.77 mg/L）显著高于干季（6.43±1.62 mg/L）；HCO3（57.27±10.20 对比 41.07±6.03 mg/L）；以及SO4（1.66±0.86 对比 0.59±0.69）。这些效应量为大。Cl在雨季也有所增加并显示出大效应，但差异略不显著，p=0.058。Mg和Na在干季较高，具有中等至大的效应量，但它们的差异不具有统计学显著性（p=0.159和0.180，分别）。F未显示显著的季节差异，t(4)=-0.31，p=0.771，d=0.14。干季Na的高平均值高于雨季（13.58 对比 7.53 mg/L），尽管季节差异不具有统计学显著性，t(4)=1.62，p=0.180，d=0.73（参见补充材料中的表S23–S25）。Ca和HCO3浓度显著偏高，表明来自近期降水的贡献。雨季Cl和SO4的增加可能表明雨季期间的大气沉降。

对于BAS2和BAS3溪流，雨季大多数主要离子的浓度低于干季浓度，包括Mg（30.36 对比 38.40 mg/L）、Na（61.63 对比 76.85 mg/L）、HCO3（287.72 对比 328.79 mg/L）、SO4（10.80 对比 11.35 mg/L）、F（0.29 对比 0.34 mg/L）和Cl（81.99 对比 152.50 mg/L）。然而，尽管雨季有降水的稀释，这些溪流中的电导率（EC）仍然升高，表明地下水对溪流的贡献，参见补充材料中的表S26。

4.3.2. 地下水的描述性统计和季节变化

干季地下水样本中离子的浓度特征显著低于雨季的Ca（15.67 mg/L）、Mg（30.78 mg/L）、HCO3（308.58 mg/L）、Na（中位数：93.20 mg/L）和Cl（中位数：144.00 mg/L）浓度。干季的K（1.61 mg/L）、SO4（12.83 mg/L）和F（0.51 mg/L）也较低，尽管它们的季节差异不具有统计学显著性。总体而言，较低的干季浓度表明降雨和地下水补给减少（参见补充材料中的表S27–S29）。

4.3.3. 干季水化学类型

派珀三线图（Piper trilinear diagrams）用于确定水化学类型，从而能够了解地下水通过地下水循环的演变、与岩石矿物的相互作用以及水之间的相似性或混合（Freeze和Cherry，1979）。它们还用于确定水资源空间和时间变化的影响。干季的主要水化学类型为钙镁碳酸氢盐型和Na-K-Cl-SO4型，按丰度递减排序（图11a）。

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图11. 在（a）2023年干季和（b）2024年雨季收集的样本的派珀图。

4.3.3.1. 钙镁碳酸氢盐型 Ca/Mg-HCO3

SWSAs中的萨比河（在X3H001和X3H023站点）以及泉水（ZQMSAB1）以及测量站X3H021具有钙镁碳酸氢盐水类型特征，并且绘制位置相近，因为它们具有相同的主要离子组成，这表明泉水排放入萨比河。

玄武岩区域的溪流（BAS2和BAS3）以及玄武岩区域的所有钻孔（除SBAS1_BR_67外）绘制位置相近。这表明它们是具有相同来源的水，即地下水排放入溪流。钻孔ZQMHAZ2也与玄武岩溪流和钻孔绘制位置相近，但它位于克拉纳国家公园（KNP）之外。碳酸氢根离子通常存在于土壤层中，这是由于雨水与有机质分解产生的二氧化碳发生反应所致；因此，它代表新补给的新鲜地下水，属于Ca/Mg-HCO3水类型。碳酸氢根离子的存在也归因于雨水与方解石和白云石的反应。

4.3.3.2. Na-K-Cl-SO4水类型

位于花岗岩区域的钻孔（SGR3_BR_43和SGR3_BR_20）以及玄武岩区域的一级溪流钻孔（SBAS1_BR_67）具有Na-K-Cl-SO4水类型特征。从Ca/Mg-HCO3水类型到Na-K-Cl-SO4水类型的演变是由于停留时间较长以及新鲜地下水与玄武岩和花岗岩中的斜长石和正长石发生地球化学反应所致。氯的占主导地位表明雨季期间的大气沉降，而硫酸盐则表明花岗岩和玄武岩中硫化物矿物的氧化（Hem，1985）。图12a中的肖勒图（Schoeller diagram）显示，二级溪流BAS2在2023年干季与钻孔SBAS2_BR_80和SBAS2_BR_8具有相似的离子趋势。这意味着溪流和钻孔的水来自同一来源或同一玄武岩含水层。

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图12. （a）2023年干季和（b）2024年雨季的肖勒图。

4.3.4. 雨季水化学类型

在雨季（2024年3月）收集的样本中，由于近期降水的影响，主要的地下水化学类型为钙镁碳酸氢盐型。最不占主导地位的水类型为过渡性Na-K-Cl-SO4型和混合型水类型，Na-K-Cl-SO4水类型以及混合型水类型，参见图11b。

4.3.4.1. 钙镁碳酸氢盐水类型

SWSAs中的萨比河、泉水和钻孔ZQMHAZ2绘制位置相近，并具有钙镁碳酸氢盐水类型特征，代表新补给的地下水。结果表明，钻孔ZQMHAZ2和泉水直接由降水补给，同时也表明泉水排放入萨比河。克拉纳国家公园（KNP）中的萨比河在X3H021和X3H015站点监测，也属于钙镁碳酸氢盐水类型，因为该水来自源自SWSAs的萨比河。桑德河（X3H008）具有钙镁碳酸氢盐和混合型两种水类型特征。溪流（BAS2和BAS3）以及玄武岩区域的二级溪流钻孔（SBAS2_BR_80和SBAS2_BR_8）也代表新鲜地下水。

4.3.4.2.

过渡型Na-K-Cl-SO4及混合型水质类型

与旱季相比，玄武岩区域（SBAS1_BR_12和SBAS1_BR_67）及花岗岩区域的浅层钻孔（SGRA3_BR_20）已从Na-K-Cl-SO4水质类型演变为混合型水质类型。这表明在雨季期间降雨的稀释作用。新鲜地下水补给降低了Na、K、Cl和SO4离子的主导地位，从而使水化学特征转变为混合型水质类型。

**4.3.4.3 Na-K-Cl-SO4水质类型**

与浅层钻孔SGRA3_BR_20不同，位于花岗岩区域的深层钻孔SGRA3_BR_43由于长期水岩相互作用和有限的新鲜补给，具有Na-K-Cl-SO4水质类型。

**4.3.4.4 混合型水质类型**

SBAS3_BT_61也具有混合型水质类型，且氯离子浓度升高，表明雨季期间存在大气沉降作用。

图12b中的Schoeller图显示，一级河流钻孔（SBAS1_BR_12和SBAS1_BR_67）、二级河流深层钻孔（SBAS2_BR_80）以及BAS3具有相似的趋势和离子；而BAS3、钻孔SBAS2_BR_8和SBAS3_BT_61也表现出相似的趋势。这可能表明玄武岩区域钻孔的水和BAS3河流的水均来自同一玄武岩含水层。由于地下水位上升，钻孔向河流排泄水。因此，临时性河流在雨季变为补给河流。

**4.3.5 Sabie河空间与季节变化**

在旱季（见图11a），源头处的Sabie河以Ca/Mg-HCO3水质类型为主，由于降雨和地下输入较少，离子浓度较高。在Sabie河下游X3H015断面处，水质类型转变为混合型。

在雨季（见图11b），源头处的Sabie河以Ca/Mg-HCO3水质类型为主，由于降雨输入，离子浓度较低。位于下游的Sabie河X3H015断面及其支流（Sand河X3H008）也具有Ca/Mg-HCO3水质类型，但有趣的是，X3H015和X3H008的水质类型趋向混合型，显示出空间变化。这表明Sabie河下游不同地质构造的影响以及支流贡献的增加。

**5. 讨论**

**5.1 地下水补给与河流生成过程及其空间与季节格局**

**5.1.1 降雨**

Mpumalanga Drakensberg SWSA的降雨中氘和δ18O贫化。这反映了地形抬升过程中持续降雨的效应，其中重同位素通过凝结优先被移除，产生大量降雨和同位素贫化的降水。这表明Mpumalanga Drakensberg SWSA是Sabie河的水源区。低地（包括KNP）的降雨中氘和δ18O富集，这是由于重同位素的降雨效应减弱以及这些临时性流域中降水的蒸发富集所致。

**5.1.2 河流径流生成过程**

与降雨类似，SWSA中的Sabie河径流在氘和δ18O上贫化，这是由于贫化降雨的输入。Sabie河在低地富集，这是由于贫化降雨的输入和下游持续的蒸发过程。SWSAs中的Sabie河在雨季持续接受新鲜的Ca/Mg-HCO3水和贫化降雨，在旱季演变为低地的混合型水质类型。泉水也对Sabie河的流量有贡献，因为泉水和SWSAs中的Sabie河具有相同的同位素和水化学特征。现场参数（EC和DO）进一步证明地下水在旱季向Sabie河和Sand河排泄。

**5.1.3 地下水补给过程**

δ18O和δ2H分析表明，补给和河流径流来源于降雨，因为它们靠近全球降雨线（GMWL）和本地降水的d-excess线。δ18O和δ2H图表明地下水补给存在滞后。

**5.2 地下水与地表水相互作用以支持概念模型**

**5.2.1 流域尺度的地下水与地表水相互作用**

源头处的泉水和Sabie河具有相同的同位素和水化学特征，表明两者之间存在相互作用。地下水与地表水的关系在旱季也很明显。旱季Sabie河和Sand河测量的高EC值和低DO值表明Sabie河和Sand河存在基流贡献。地下水与河流的相互作用也通过旱季Piper图得到验证，该图显示SWSAs中的Sabie河以Ca/Mg-HCO3水质类型为主，由于基流贡献，离子浓度较高，这也因泉水的输入而增加。此外，Sabie河X3H015断面处的水质类型演变为混合型，这是由于各种滞留时间较长的地下水贡献所致。

**5.2.2 临时性流域中地下水与地表水的相互作用**

BAS2和BAS3河流在所有季节通常具有高EC值，表明蒸发作用和地下水（滞留时间较长）向系统中输入。旱季δ2H和δ18O分析表明，BAS2和BAS3来源于蒸发源和补给前或补给过程中经历过蒸发的地下水。

Schoeller图显示，旱季时，二级钻孔向二级河流BAS2排泄水。雨季时，由于水位上升，一级、二级和三级钻孔向三级河流BAS3排泄水。

在KNP中的临时性流域中，临时性河流（BAS1和GRA3）仅在强降雨期间短暂流动，没有其他成分对径流有贡献。间歇性河流（BAS2和BAS3）的贡献成分为地下水和降雨。临时性河流（BAS1）转变为间歇性河流（BAS2和BAS3），BAS3最终汇入常年性Sabie河。

**5.3 水资源管理与保护**

表征同位素和水化学特征的空间和时间格局可为水资源管理与保护提供更优的决策支持。调查时间格局有助于识别影响水资源可用性的季节变化，以管理流量目标实现EWR和国际义务。它有助于调整EWR和国际义务所需流量的决策，以适应季节性变化，从而确保这些需求被充分纳入流域运行规则和流域管理措施中。本研究已识别SWSA为一个关键的补给和相互作用区（相互作用区是通过泉水向Sabie河的排泄），需要某种形式的保护措施以维持水资源安全效益，特别是在日益变化的气候条件下，同时确保这些效益惠及这一跨界共有河流域。这些区域通过维持Sabie河的常年性为EWR和国际义务提供支持，并支持生物多样性，特别是在SWSA下游的富生物多样性河流系统和其保护区中。

**5.4 概念模型**

本研究所做的工作有助于在考虑空间和时间变异性的情况下改进对地下水补给过程、径流及与地表水相互作用的理 解。以更易理解的方式传达这些复杂结果对于改进水资源管理和确保环境流量的知情决策至关重要。研究区域的概念化系统（目标c）如图13所示，其中包含主要径流过程、同位素特征和水化学特征。

图13. 包含Sabie-Sand子流域主要径流过程、同位素特征和水化学特征的概念模型

**6. 结论**

本研究采用的多示踪剂方法，结合在不同降雨、地质和海拔梯度上的广泛空间覆盖范围，已证明能有效实现研究目标。研究表明，Sabie-Sand子流域作为一个由高海拔补给区控制的地下水缓冲系统运行，延迟且持续的基流在维持旱季河流径流中起主导作用。这通过原位、同位素和水化学数据的空间与时间分析证据得到反映。本研究的主要贡献是开发了一个概念模型，展示了随环境变化的地表水-地下水耦合系统。

通过基于水文过程的方法，本研究进一步证明源头即Mpumalanga-Drakensberg战略水源区是一个关键的补给和相互作用区。研究还表明，季节性必须被考虑，因为它影响径流，特别是在SWSA下游降雨量差异较大的区域。14个月的短期监测期和稀疏的地下水监测钻孔限制了人们对补给和基流生成的完整理解。本研究的结果也将为该地区长期的水文生态监测提供有用的基线数据。

本研究建立的方法论和概念框架可应用于其他半干旱国家。所采用的方法有助于基于科学证据提供水资源分配决策、水资源使用监管和水资源治理。理解地下水补给、基流和EWR的空间与时间变异性可提供更好的水资源分配决策和气候适应措施。基于科学的水资源分配决策有助于水资源使用监管（特别是在水源区域）（Armitage等人，2015）。

水资源使用许可通过设定取水限额、EWR合规、满足人类需求和国际义务来确保资源保护。在跨界系统中，调节水源区域的用水非常重要，因为水源区域的过度取水会影响同一流域中其他国家的水资源可用性。提供对控制水资源可用性的水文过程的共同科学理解，有助于加强共享水资源国家之间的合作，并促进协调一致的水资源治理（Armitage等人，2015）。

**CRediT作者贡献声明**

Bridgette Lerato Molokomme：写作—原稿撰写、验证、项目管理、方法学、调查研究、形式分析、概念化

Seifu Kebede Gurmessa：写作—审稿与编辑、可视化、验证、监督、方法学、概念化

Eddie Riddell：写作—审稿与编辑、可视化、验证、监督、方法学、概念化

Fhedzisani Ramusiya：写作—审稿与编辑、监督、项目管理、方法学、调查研究

Bridgette Lerato Molokomme | Seifu Kebede Gurmessa | Eddie Riddell | Fhedzisani Ramusiya