在干旱区，湿地作为荒漠绿洲核心地理单元，不仅在涵养水源、净化水质、蓄洪抗旱、调节气候和维护生物多样性等方面发挥着重要作用^［1］，而且对河岸林锐减、绿洲萎缩、草场退化和荒漠化等具有抑制功能，在维持区域生态平衡与保障内陆河流域可持续发展方面具有生态屏障作用^［2］。气候变化通过对气温、降水以及干旱洪涝极端水文事件发生频率和强度的影响，改变着湿地蒸散发、径流、水位、水文周期等关键水文过程^［3］，调控着湿地水分来源、补给途径及其植物水分利用策略，对荒漠绿洲湿地植物区系组成、种群格局和稳定性产生深远影响^［4］。与此同时，农田开垦、灌溉引水等人类活动通过改变植被覆盖和径流过程间接或直接影响着湿地水文过程，加剧了水资源短缺和地下水枯竭，使荒漠绿洲湿地出现面积萎缩、植被退化、多样性减少、盐碱化加剧等生态环境问题^［5］。所以，人类活动与气候变化共同作用是荒漠绿洲湿地环境恶化的主要驱动力，定量研究荒漠绿洲湿地水分来源、补给途径及其植物水分利用策略，是解决荒漠绿洲湿地环境恶化问题的前提条件，将为干旱区湿地环境治理和生态安全提供理论依据与决策支持。

干旱区降水稀少，河流径流、浅层地下水及农田退水成为荒漠绿洲湿地主要水分来源^［4-5］。通常，受植被类型、水分状况、河流径流以及地下水位的影响，植物水分来源与利用方式的辨析与识别具有高度的变异性和复杂性^［6］。研究表明，除极少数盐生植物外，陆地植物根系吸收水分在木质部运输过程中一般不发生同位素分馏，因此植物茎木质部提取的氢氧稳定同位素比率可反映植物的水分来源^［7］，为荒漠绿洲湿地水分来源的辨析提供了水文学依据。目前，国内学者基于稳定同位素技术在荒漠、河岸、海岸等系统中乔灌草等不同生活型植物水分来源和利用策略研究中开展了广泛应用，包括干旱半干旱区^［8-10］、川西亚高山区^［11］、青海湖流域^［12］和黑河流域^［13-14］等，为探明湿地水分来源、补给途径及其植物水分利用策略提供了思路与技术。然而，基于稳定同位素技术研究干旱区湿地水分来源、补给途径及其植物水分利用策略的研究迄今为止仍未见报道。

在黑河流域，荒漠绿洲湿地主要分布在河流源头、绿洲、河滩和内陆湖滨等季节性或常年性积水地段，是河西走廊甚至西北地区重要的水源涵养地，对黑河流域生态安全及社会经济发展发挥重要作用^［14］。因此，以黑河流域中游河岸灌木湿地与草地盐沼湿地为研究对象，基于稳定同位素技术研究降水、径流、地下水、土壤水和植物水的同位素组成，探究不同水分来源对荒漠植物水分利用的贡献率，将为解释干旱区湿地植物水分利用机理及适应策略提供科学依据和理论基础。

研究区位于黑河中游张掖国家湿地保护区临泽县境内，为典型的荒漠绿洲湿地（图1）。该区属温带大陆性干旱气候，夏季干燥炎热，冬季寒冷。年均气温7.6 ℃，最高达39.1 ℃， 最低为-27.3 ℃；年均降水量仅117 mm，集中于6—9月，约占年降水量的65%^［14］。研究区湿地面积2.10×10⁵ hm²，其中自然湿地面积为1.99×10⁵ hm²，占湿地面积的94.81%；人工湿地面积1.09×10⁴ hm²，占湿地面积的5.19%^［14］。湿地类型包括永久性河流、季节性河流、洪泛平原湿地、永久性淡水湖、季节性淡水湖、草本沼泽、高山湿地、灌丛湿地、内陆盐沼、池塘、灌溉渠系、稻田、蓄水区及盐田14个类型^［15］。土壤以盐渍化草甸土和盐土为主，水分来源主要依靠河流径流、浅层地下水和农田灌溉渗漏支撑。植物区系受中亚和蒙古植物区系的影响，湿地植被以多年生草本植物为主，伴生乔灌木树种主要有梭梭（Haloxylon ammodendron）、沙枣（Elaeagnus angustifolia）、柽柳（Tamarix chinensis）等，伴生草本植物有小粒苔草（Carex karoi）、小花灯芯草（Juncus articulatus）、芦苇（Phragmites australis）、盐爪爪（Kalidium foliatum）、赖草（Leymus secalinus）和苦豆子（Sophora alopecuroides）等^［16］。

在试验期，通过波文比能量平衡法（BREB）测量土壤与大气交界处的水热通量。传感器架两层架设，分别为距地面2 m和3 m。观测项目包括降水量、风向、风速、气温、地温、相对湿度、净辐射、水汽压和地热流等。风速和风向利用三维声波风速计（ATI Electronics Inc.，Boulder，美国）监测，水汽压用红外线气体分析仪（CS105，Vaisala，Helsinki，芬兰），净辐射用辐射传感器（LI190SB，Li-Cor Inc.，Lincoln，NE，美国），土壤热通量用土壤热通量板（model HFT-3，Radiation Energy Balance Systems，美国），降水量用倾斗式雨量计（model TE525，metric；Texas Electronics， Dallas， TX，美国），气温和相对湿度分别用温度传感器（107-L，Campbell Scientific Ltd.，Edmonton，Alberta，加拿大）与湿度传感器（Decagon Devices， Pullman，WA，美国），数据频率为10 Hz，CR1000数据记录仪（Campbell Scientific Inc.，Logan，UT，美国）每5 min记录1次，30 min存储平均数据，其中降水和风速数据每10 min存储均值。

在荒漠绿洲湿地试验场，选取100 m×100 m的固定试验区。在试验区内沿垂直于河道方向布设直径5 cm的PVC地下水观测井，所有观测井均安装水位传感器HOBO U24获取地下水位动态变化。利用ECH₂O-TE土壤水热盐观测系统连续监测试验区土壤水分、温度和电导率，其埋深依次为20、40、60、80、100 cm。采用烘干法每10 d对土壤水分数据进行校正。

在试验期间，采集降水、植物茎、土壤水、地表径流、地下水等样品。降水水样在气象站安装的存储式雨量计中收集。在生长期，选择树木年龄超过两年且发育状况基本一致的荒漠湿地植物柽柳、沙枣各10株，每月中旬将枝条剪成直径0.5 cm、长5 cm左右，迅速将外皮和韧皮部去掉，保留木质部。所取样品迅速装入玻璃瓶内并盖好瓶塞，每瓶装3—5段。在荒漠绿洲湿地试验场，利用土钻挖取土壤用于提取土壤水和测定土壤含水量，挖取深度直至饱和含水层。在2015—2017年干旱期（2015年6月19日）、极干旱期（2016年3月12—13日）、极湿润期（2017年11月28—29日）和湿润期（2017年1月8日）对不同深度土壤进行取样（0—10、10—20、20—40、40—60 cm，此后每20 cm一层采集至浅层地下水）。同时，利用烘干法校正仪器观测的土壤含水量数据。地下水样取自地下水观测井。试验区内6口观测井均匀分布。河水取自样地附近的地表径流和河流径流。水样采集后装在4 mL玻璃样品瓶中用Parafilm封口膜密封，防止水分蒸发，5个重复。植物茎和土壤样品在实验室冷冻保存，降水、地下水、地表径流等水样冷藏保存。

同位素样品在中国科学院内陆河流域生态水文重点实验室进行测定分析。先用低温真空抽蒸馏提法抽提植物茎秆样品和土壤样品中的水分， 抽提出的水分与降水、河水、地下水等水样分别放在玻璃样品瓶中密封，并低温（2 ℃）保存，然后采用液态水同位素分析仪（DLT-100，Los Gatos Research Inc.，Mountain View，美国）测量不同样品中的δ¹⁸O值。

式中：R_sa是样品中元素的重轻同位素丰度之比（¹⁸O/¹⁶O）；R_st是国际通用标准物稳定同位素丰度之比（H、O稳定同位素采用v-SMOW）。

波文比能量平衡法是在水热交换的基础上估算实际蒸散量，并且计算感热与潜热之间的对流分量。所以，地表能量平衡方程可以表达为：

式中：R_n为净辐射（W·m^-2）；G为土壤地热流（W·m^-2）；H为感热通量（W·m^-2）；λ为汽化潜热（kJ·kg^-1）；ET为实际蒸散量（mm）。

波文比是能量分配指标，为感热通量与潜热通量之比。计算波文比、潜热通量以及感热通量的表达式分别为：

式中：β为波文比。

在实际计算中，波文比是用冠层之上两个高度之间的温度和水汽压梯度来计算的：

式中：γ为干湿表常数（kPa·℃^-1）；∆T和∆e分别为2 m和3 m的温度差（℃）和水汽压差（kPa）^［3］。

因此，实际蒸散量的表达式为：

利用多元线性混合模型（IsoSource）上下限方法计算土壤水、河水、地下水、降水等不同潜在水源对湿地植物的贡献率。考虑到干旱环境下部分植物在吸水过程中氢同位素会发生分馏，而氧同位素不会分馏，采用δ¹⁸O计算不同水源对植物的水分贡献率更为准确^［7，17］。多元线性混合模型的计算方法如下：

式中：δ¹⁸O _p 为植物茎抽提水的氧同位素值；δ¹⁸O₁、δ¹⁸O₂、…、δ¹⁸O _n 分别为第1、2、…、n种水源中氧同位素值；f₁、 f₂、 …、 f_n 分别为不同水源对植物水的贡献比例。

采用SPSS18.0统计软件进行数据统计与分析，采用Origin软件进行图表的绘制。

在研究期（2015—2017年）该地区降水有明显的季节差异，降水年内整体呈正态分布趋势，2015年降水明显高于2016年（图2）。试验区地处荒漠干旱区，降水事件主要发生在生长季（6—8月），非生长季降水极少，且降水量≤5 mm的事件频率较高，小降水事件较多；≥10 mm的事件少，持续时间长且降水量大的事件较少发生，具有明显的季节性分布特征。2015年降水103.2 mm，生长季（6—8月）降水占年降水的69.8%；2016年降水65.4 mm，生长季降水占75.5%。根据卡方检验，生长季占年降水比例的差异不显著（χ²=0.66，P=0.42）。降水分布在年际间也略有差异，2015年7月降水量最高，为33 mm；而2016年8月降水量最高，为34.8 mm。

与降水数据相似，河岸灌木湿地与草地盐沼湿地蒸散量整体也呈正态分布，年均蒸散量为604.47 mm。在生长季，蒸散量呈单峰变化，而在冻融期土壤冻结，蒸散量接近于0（图2），但不同湿地的蒸散发特征具有比较明显差异。在1—3月，河岸灌木湿地与草地盐沼湿地的蒸散量均在0—1 mm；自4月起，蒸散量开始快速增加，草地盐沼湿地增长尤为迅猛，5—7月均高于河岸灌木湿地蒸散量，最高可达6.01 mm·d^-1。7月下旬至8月初灌木湿地蒸散量达到峰值，最高可达6.61 mm·d^-1。自9月后，温度降低导致水汽压降低的影响，湿地蒸散发均急剧下降，直至12月趋于0 mm。

河岸灌木湿地与草地盐沼湿地的地下水波动程度截然不同（图2）。在离河道距离较近的灌木湿地，地下水深度随季节波动较小，地下水全年埋深70—110 cm，年均85.8±9 mm；而在草地盐沼湿地地下水深度波动较大，为80—160 cm，年均埋深为130.1±12.2 mm。在草地盐沼湿地中，地下水位呈现先升后减再升的趋势，从3、4月开始上升，夏季后逐渐下降。

除80—100 cm土层的含水量波动较大外，河岸灌木湿地含水量较为稳定（图2），原因是河水侧渗长期补充地下水位，并且维持水位在80 cm左右波动。受农田灌溉退水的影响，草地盐沼湿地土壤含水量波动较大且具有季节性变化，不同深度的土层含水量变化趋势相似，即在春季开始升高并在夏季后逐步下降。

黑河中游，降水量极少且分布不均，年降水量的90%发生在生长期。在研究区，降水中δD和δ¹⁸O存在较大波动，具有明显的季节变化规律。δD值 -73.21‰—9.34‰，平均-18.21‰±26.92‰，变异系数-147.8%；δ¹⁸O值-11.54‰—2.17‰，平均-3.52‰±4.14‰，变异系数-117.67%（表1）。生长季前期与生长季后期δ¹⁸O值较高，生长旺盛期δ¹⁸O处于较低水平。当地大气降水线（δD=6.33δ¹⁸O+4.04，R²=0.931）斜率和截距均略小于全球大气降水线，但地表径流与降水的截距和斜率较为接近，而地下水与降水和径流的拟合曲线差异较大（图3，表2）。降水δD和δ¹⁸O波动范围最大，其最大值极显著地高于径流、地下水和植物水（表1）。同时，径流和地下水与植物水的均值差异较大。

试验期间，黑河径流δD和δ¹⁸O值分别为-50.71‰—-32.00‰和-9.98‰—-6.45‰，均值分别为-43.80‰±12.09‰和-8.65‰±23.33‰（表1），变异系数分别为 -27.61%和-26.97%，中等变异，拟合方程为δD=5.44δ¹⁸O+3.23（R²=0.91，表2）。地下水δD和δ¹⁸O值分别为 -52.06‰—-49.44‰和-10.78‰—-9.35‰，均值分别为 -50.98‰±13.18‰和-9.74‰±25.49‰，变异系数分别为-25.87%和-26.17%，中等变异，拟合方程为δD=1.66δ¹⁸O-34.80 （R²=0.70，图3）。地下水与径流同位素部分重叠且差异较大，表明部分地下水来自于河水。

在荒漠绿洲湿地，河岸灌木湿地土壤水δD与δ¹⁸O值略高，分别为-48.74‰—-28.11‰和-9.22‰—-1.18‰，均值分别为-42.07‰±6.89‰和-7.22‰±2.49‰（表1），变异系数分别为25.63%和39.17%，拟合曲线为δD=2.64δ¹⁸O-23.02（R²=0.90，表2）；然而，草地盐沼湿地的δD与δ¹⁸O值跨度较大，分别为 -59.90‰—-23.81‰和-11.38‰—-1.04‰，均值分别为-50.72‰±13.57‰和-9.00‰±3.30‰（表1），变异系数分别为-26.76%和-36.72%，拟合曲线为δD=3.12δ¹⁸O-22.64（R²=0.92，表2）。土壤水分布于降水线右下方，表明土壤水δD与δ¹⁸O经历了不同程度的二次蒸发分馏效应使得δD与δ¹⁸O发生富集作用（图3）。在垂直方向上，土壤水稳定同位素值存在明显差异（P<0.05）。随土层增加，土壤水δD和δ¹⁸O值有依次降低的变化趋势（图4）。表层土壤水δD和δ¹⁸O值与降水有少量重合，表明表层土壤受降水的补给。0—20 cm土层δD和δ¹⁸O值变化最大，向下变幅逐渐减少，表明强烈蒸发是表层土壤水δ¹⁸O富集的主要原因。土层30 cm以下，土壤水δ¹⁸O和δD值变化较小，土壤水δD和δ¹⁸O值接近河水与地下水，表明降水对土壤水的贡献很小。同时，当深度大于30 cm之后，河岸灌木湿地地下水的δ¹⁸O和δD均小于黑河径流，表明地下水的贡献较小。

在河岸灌木湿地与草地盐沼湿地，植物水同位素存在显著差异（P<0.05），这表明两种植物生长所需的水分来源不同（图3）。河岸灌木林植物水δD和δ¹⁸O值分别为-53.72‰—-49.49‰和-9.42‰—-7.41‰，均值分别为-51.84‰±14.46‰和-8.50‰±24.13‰（表1），变异系数分别为-27.89%和-28.39%，拟合曲线为δD=2.52δ¹⁸O-30.54 （R²=0.61，表2）；草地盐沼湿地植物水的δD与δ¹⁸O值跨度较大，分别为-63.56‰—-55.41‰和-10.61‰—-7.40‰，均值分别为-60.55‰±16.94‰和-9.24‰±27.13‰（表1），变异系数分别为-27.97%和-29.36%，拟合曲线为δD=2.04δ¹⁸O-41.52（R²=0.71，表2）。

基于同位素示踪信息对土壤水及植物水与不同水分来源的相关关系进行分析（表3）。荒漠绿洲湿地不同降水事件对土壤水和植物水δD的贡献率有差异，但未达到显著水平。土壤水及土壤水与地下水的交互作用显著地影响着河岸灌木湿地、草地盐沼湿地土壤水和植物水δD（P<0.001），在草地盐沼湿地，地下水对土壤水与植物水δD的影响存在显著性差异（P<0.01）。此外，降水、地下水和土壤水的交互作用也显著地影响着盐沼草地湿地土壤水和植物水δD （P<0.001）。

多元线性混合模型表明河岸灌木湿地与草地盐沼湿地水分来源存在显著差异（P<0.05，图5）。在河岸灌木湿地，水分主要来源于河水，约占50%；其次是地下水，占37%，而降水仅占13%。然而，离河较远的草地盐沼湿地水分主要来源于地下水，达67%；其次是河水径流，约占29%，而降水只占到水分来源的4%。

在荒漠绿洲湿地，河岸灌木湿地优势种柽柳和草地盐沼湿地优势种沙枣根系生物量在不同土层深度具有显著差异性（图6）。柽柳浅层根系发达，细根主要分布在土层0—60 cm （57.69%），0—20 cm细根生物量225.4±125.6 g，约占土层内总细根生物量的28.67%，其次20—40 cm和40—60 cm土层则分别占15.47%和13.55%；在60—80、80—100、100—120、120—140、140—160、160—180、180—200、200—220 cm各层细根生物量占总细根生物量的百分比分别为9.64%、7.46%、7.24%、5.76%、4.80%、3.77%、2.42%、1.23%。沙枣细根主要分布在0—40 cm （64.83%），0—20 cm细根生物量186.5±65.5 g，约占总细根生物量的46.66%，20—40 cm占18.17%；随土层加深，沙枣细根逐渐减少，在40—60、60—80、80—100、100—120、120—140、140—160、160—180、180—200、200—220、220—240、240—260 cm各层细根生物量占总细根生物量的百分比分别为9.19%、7.61%、4.68%、2.93%、3.48%、1.82%、2.05%、1.20%、0.75%、0.99%、0.48%。

水分来源及其植物水分利用策略是决定湿地植物区系组成、种群分布格局的关键因子^［4-5］，导致荒漠绿洲湿地植被演替往往朝着不确定性和复杂性方向发展。在干旱区，降水量稀少，河流径流、浅层地下水及农田退水成为荒漠绿洲湿地主要水分来源^［5］。因此，确定荒漠绿洲湿地水分来源以及植物水分利用方式是干旱区受损湿地植被保护与恢复急需解决的关键问题^［15-16］。在干旱区，小降水（<5 mm）是降水事件的主体，而大降水事件的发生相对较少。本地大气降水线斜率和截距均小于全球大气降水线，而河水、地下水、土壤水都位于大气降水线附近，说明降水对各水源均有补给作用^［17］，但并不显著。黑河水主要来源于山区冰雪融水，对地下水补给量大，所以δ¹⁸O值位于大气降水线左上方；干旱区蒸发强烈，造成土壤水δ¹⁸O的富集，所以位于大气降水线下方^［17-18］。在干旱区，水分输出量远大于降水量，小降水事件的雨滴在降落过程中受云下二次蒸发的影响而发生强烈的同位素动力分馏效应，导致降水中δD和δ¹⁸O存在较大波动^［19］。然而，土壤水分入渗几乎不影响同位素分馏。因此，地表蒸发是导致荒漠绿洲湿地土壤氢、氧同位素富集的主要原因^［20-21］。

在荒漠绿洲湿地，通常受植被类型、植物生活型、离河距离、地下水埋深以及地貌特征的影响，水分来源和植物水分利用方式表现出显著差异性^［22］。研究区处于非季风区，属典型的大陆性干旱气候，在降水量小、极端降水频率大及蒸发强烈等因素影响下，降水不能作为荒漠绿洲湿地植物生长的稳定水源^［23-24］，这与我们研究的结论基本一致。通常，干旱地区植物水分利用方式普遍符合两层水分利用模式假设，即深根系木本植物如乔木或灌木利用稳定的深层水源（地下水、深层土壤水），而浅根系多年生或一年生草本植物则依靠表层不稳定的水源（表层土壤水、降水）^［25］。研究表明，盐沼草地湿地浅层土壤的δD、δ¹⁸O均高于河岸灌木湿地，表明地下水是盐沼草本湿地水分蒸散的主要来源，而受河流补给较少；此外河水是河岸灌木湿地的主要水分来源，说明在荒漠绿洲湿地水分来源对植物利用的贡献差异关键是由离河道距离所决定的。

通常，土壤水δ¹⁸O和δD值主要受蒸发、灌溉、地下水、降水和土壤质地等因素的影响。在干旱区，降水主要以脉动的方式输入，从而引发受降水和蒸发作用控制的表层土壤水稳定同位素组成呈脉动式变化^［26-28］。在干旱区，小降水事件只能引起表层土壤水分变化，而大降水事件虽然发生频率较低，但能够有效补给深层土壤水分^［29］，降水量越大，降水向深层土壤渗透越快^{［27，30］}。降水入渗后与土壤原有水分混合构成新的土壤水，其稳定同位素值随着时间的推移不断发生着变化^［31］。降水事件发生后土壤水δ¹⁸O值的变化与降水的δ¹⁸O值和降雨量的大小密切相关^［32］，如8 mm降水入渗后荒漠绿洲湿地δ¹⁸O值的变化幅度相对较小，而24.8 mm降水能显著改变土壤水的δ¹⁸O值，即降水量与土壤质地共同影响着降水入渗量和入渗深度^［29］。在荒漠绿洲湿地，受蒸发作用影响重同位素富集^［33］，导致浅层土壤水的δD和δ¹⁸O值较大，甚至在20 cm深度左右土壤水都出现了δ¹⁸O最大值，而在20 cm深度以下土壤水δ¹⁸O随深度增加而逐渐减小。在接近饱和地下水位之前，河岸灌木湿地与草地盐沼湿地土壤水的δ¹⁸O值都接近地下水的δ¹⁸O值，表明土壤剖面在上界面受蒸发作用而存在强烈的同位素分馏，而下界面则接受地下水的补给。

与深层土壤相比，0—30 cm浅层土壤水的δD和δ¹⁸O值变化更复杂^［34］。受强烈蒸发的影响，0—10 cm表层土壤水δD和δ¹⁸O富集，且随着土层深度的增加，蒸发作用逐渐减弱，δD和δ¹⁸O趋于贫化，即浅层土壤水的δD和δ¹⁸O值较大，深层土壤水的δD和δ¹⁸O值较小。然而，荒漠绿洲湿地土壤水δD和δ¹⁸O的最小值均出现在30 cm土层附近，这是由于该土层的黏粒含量最高且土壤持水性好^［35-36］，土壤水氢氧同位素不易被蒸发而产生富集，故其稳定同位素值小^［37］。然而，随着灌溉和降水事件的发生，土壤δD和δ¹⁸O值逐渐减小。而大于30 cm的深层土壤水主要受地下水稳定补给的影响，其氢氧稳定同位素值比较平稳。因此，土壤水δD和δ¹⁸O值的时空变化表现了土壤蒸发、灌溉水及降水入渗、地下水补给等因素对土壤水的影响。

植物水分利用方式与植物种类型、根系分布、水分条件和生长阶段等有关，但有研究表明不同量级的降水对不同生境优势种的植物水贡献率也有影响^［38］，小降水事件对表层（0—20 cm）根系丰富树种植物水的贡献率较高，而较大降水对根系分布较深的植物水的贡献率更高^［31］，不同量级降水对各优势树种植物水的贡献率表明深根植物和浅根植物具有不同的水分利用策略^［39］。根系主要通过根尖的根毛区来吸收水分，植物根系深度和毛细根分布是决定植物吸收水源的重要因素，所以植物细根分布对植物水分利用策略有很大影响^［40］。本研究发现，荒漠绿洲湿地河岸灌木湿地优势种柽柳浅层根系发达，细根主要分布在40 cm深度内的浅层土壤，随土层加深，柽柳细根逐渐减少。草地盐沼湿地优势种沙枣虽浅层侧根发育较少但主根发达^［33］。褚建民^［34］的研究也表明沙枣是深根植物，能够直接利用浅层地下水，与本研究结果基本相符。

潜在水源对植物水分利用策略至关重要^［41］。在荒漠绿洲湿地，不同降水事件对土壤水和植物水δD的贡献率虽有差异，但未达到显著水平（表3）。同时，土壤水及土壤水与地下水的交互作用显著地影响着河岸灌木湿地、盐沼草地湿地土壤水和植物水δD（P<0.001），说明土壤水是维持荒漠绿洲湿地植物生长的决定性因素。在草地盐沼湿地中，地下水对土壤水与植物水δD的影响存在显著性差异（P<0.01），表明地下水是离河较远的草地湿地土壤与植物水最主要水分来源。此外，降水、地下水和土壤水的交互作用也显著地影响着盐沼草地湿地土壤水和植物水δD （P<0.001）。由此可见，在河岸灌木湿地、盐沼草地，深根植物和浅根植物具有不同的水分利用策略^［42］，地下水对荒漠绿洲湿地植物水的贡献率随着距离河道距离而减小。

水分来源及其植物水分利用策略是决定湿地植物区系组成、种群分布格局的关键因子，已成为干旱区受损湿地植被保护与恢复急需解决的关键问题。因此，基于稳定同位素技术研究降水、径流、地下水、土壤水和植物水的同位素组成，探究不同水分来源对荒漠绿洲湿地植物水分利用的贡献率。

黑河流域当地大气降水线为δD=6.33δ¹⁸O+4.04 （R²=0.931），当地大气降水线斜率和截距均小于全球大气降水线，而河水、地下水、土壤水都位于大气降水线附近，说明降水对各水源均有补给作用，但并不显著。

地表蒸发是导致荒漠绿洲湿地土壤氢、氧同位素富集的主要原因。地下水和河水是盐沼草本湿地与河岸灌木湿地的主要水分来源，说明在水分来源对植物水分利用的贡献差异是由河道距离所决定的。在干旱区，受降水和蒸发作用控制的表层土壤水稳定同位素组成呈脉动式变化，土壤剖面在上界面受蒸发作用而存在强烈的同位素分馏，而下界面则接受地下水的补给。