西藏玛旁雍错和拉昂错水深、水质特征及现代沉积速率*1

王君波，彭 萍，马庆峰，朱立平

(中国科学院青藏高原研究所，青藏高原环境变化与地表过程重点实验室，北京100101)

玛旁雍错(30°34'～30°47'N，81°22'～81°27'E)和拉昂错(30°40'～30°51'N，81°06'～81°19'E)流域是藏南内流水系中为数不多的面积较大的内陆湖泊［1］，由于玛旁雍错在宗教传统上的特殊地位，在过去一个多世纪以来就为世人所广泛关注.广为流传的是瑞典人斯文·赫定在1907年前后对玛旁雍错的调查，据记载其测定的最大水深达81.8 m;1976年中国科学院青藏高原综合科学考察队对玛旁雍错进行了较为详细的调查，在水温垂直分布、湖水化学性质等方面获得了宝贵的资料［2］，而作为位于同一流域甚至以前与玛旁雍错连为一体的姊妹湖——拉昂错则相对研究的很少，目前湖泊基础资料几乎仍为空白.

全球气候变化特别是全球变暖对青藏高原湖泊造成了显著的影响，由于大部分湖泊几乎不受人类活动的直接影响，因而成为研究全球变化影响及区域响应的重要区域.近年来，研究者选择位于青藏高原不同气候区的不同类型湖泊进行了大量的考察工作，在湖泊水深分布、水质特征、水化学组成及影响因素等方面取得了很多研究成果［3-8］，这些考察和研究一方面丰富了青藏高原湖泊的基础资料，另一方面为湖泊环境演变研究提供了基础.

在全球变暖导致冰川退缩、湖泊面积变化的背景下，玛旁雍错和拉昂错流域因其内部具有完整的现代冰川、河流、封闭湖泊等水文要素而成为良好的研究地点.基于遥感和GIS的研究显示，该流域近三十余年来冰川面积减少、湖泊退缩［9-10］;在近年来大部分湖泊面积扩张的情况下，玛旁雍错面积变化不大，甚至略有萎缩趋势［11-12］;由于补给和蒸发的差值不同，玛旁雍错和拉昂错湖内盐分有较大的差异，因而造成二者水色的差异［13］.以上研究都是基于遥感影像而获取的，对湖泊本身的特征尚未涉及.基于玛旁雍错和拉昂错在冰川-湖泊相互作用、水文过程、水循环、水文模型以及环境变化等方面较好的研究潜力，笔者于2009年9月和2010年7月分别对玛旁雍错和拉昂错进行了调查，本文简要报道这2个湖泊的水深、水质特征及现代沉积速率.

1 方法

玛旁雍错湖泊测深利用德国Innomar Technologie GmbH生产的沉积物回声测量仪(Sediment Echo Sounder SES-96)完成，拉昂错测深利用广州中海达测绘仪器有限公司生产的HD-27数字单频测深仪(外接同步HD8500型GPS接收器)进行.湖泊水量计算根据水深数据和经纬度坐标点利用ARCMAP和Surfer软件完成.

湖水理化性质测量利用美国哈希公司生产的Hydrolab DS5型多参数水质监测仪，该仪器可同时测量温度、pH、电导率、溶解氧、光合有效辐射(PAR)以及水深等参数.在玛旁雍错共测量了13个水质剖面，剖面的深度为0.3～58.1 m;在拉昂错不同湖区的6个点位进行了水质剖面测量，测点水深为10.3～43.0 m.此外，用2.5 L有机玻璃采水样器在2个湖泊采集湖水样，在离子色谱仪IC(Dionex-ICS900)下检测主要阴阳离子的浓度，其中浓度根据离子平衡原理利用其他离子的浓度估算而得出.

利用重力采样器在2个湖泊中采取了短岩芯，其中玛旁雍错短岩芯(MPG09-1)长约43 cm，采样点水深约为55 m，位于开阔湖区(图1a);拉昂错短岩芯(LAG10-1)长约43.5 cm，采样点水深约为45 m，位于主要湖区的中心开阔区(图1b).短岩芯在野外按照0.5 cm间隔分样带回实验室，利用210Pb和137Cs方法测定沉积速率，具体测量仪器、方法及沉积速率计算方法参见文献［14］.

2 结果

2.1 水深分布

玛旁雍错湖盆形状较为规则，从水下地形分布来看，也显示了与流域湖盆较为相似的特征，四周湖岸坡度都较为平缓，中间深水区坡度更小，超过50 m水深的区域面积较大，实测最大水深72.60 m，位于中部深水开阔湖区的偏南部位置(图1a);在北部浅水区，测深过程中发现水下地形起伏较大，可能存在湖泊低水位时期形成的沙丘.

拉昂错湖体形状非常不规则，略呈汤勺状，且湖中出露多个岛屿，北部湖区为深度10 m左右面积较小的开阔湖区，为河流冲积扇;中间部分是狭长的连接处，水深也不超过30 m;南部为较大的开阔湖区，中心部分平坦，水深超过45 m，最大实测水深为49.03 m，位于中间开阔湖区的偏南位置(图1b);西部湖湾处未进行实测，从地形、河流补给和岛屿分布情况推测，应该为较浅的水下冲积扇区域，位于深水区的小岛四周都非常陡峭.

2.2 湖水理化性质

MC09-7(图2a)是玛旁雍错野外实测样点中最深的水质剖面(深度58 m，图1a)，湖水温度分层明显，表层水温在0～25 m之间稳定在10.4℃左右，温跃层介于25～35 m之间，温度梯度为0.17℃/m，在35 m以下水温变化趋缓，底层水温稳定在7.2℃左右.受温度梯度变化的影响，pH值逐渐递减，从表层至底层的湖水pH介于9.6～7.2之间，呈碱性至弱碱性的变化趋势.玛旁雍错是淡水湖，湖水盐度为0.27 ppt，湖水电导率值介于532～546 μS/cm之间.水质剖面MC09-7电导率从表层至底层呈现明显的降低趋势，尤其是介于25～35 m的温跃层间.溶解氧在表层至30 m水深之间变化不大，约为10.6 mg/L，但是随着深度进一步增加，溶解氧呈现显著阶梯型降低趋势，底层水的溶解氧为8.5 mg/L.光合有效辐射是表征湖水透光程度的参数，在剖面MC09-7中，光合有效辐射在表层至30 m水深之间，由1633 μmol/(m2·s)急剧降至30 μmol/(m2·s)，在50 m水深以下维持在1 μmol/(m2·s)，30 m水层内的衰减系数为0.17 m－1.

拉昂错水质剖面LAH 10-5(图2b)位于开阔湖区偏北位置(深度40.5 m，图1b)，在5～10 m水深之间水温变化明显，温度梯度为0.16℃/m，在10～30 m之间水温缓慢降低到8.3℃并维持至底层.pH在表层至10 m水深之间变化显著，介于8.9～6.0之间，由表层的弱碱性变为弱酸性.随着深度的增加，pH值有缓慢回升趋势，但仍然维持在7.0以下，底层湖水环境仍为弱酸条件.湖水剖面电导率变化介于1452～1460 μS/cm之间，在水温迅速降低的5～10 m水深间有显著降低，随后又缓慢升高.溶解氧从表层开始有所升高，但总体变化不大，介于10.9～11.1 mg/L之间，30 m水深以下呈明显降低趋势.光合有效辐射在表层急剧降低，但从整个剖面来看透光性较好，30 m水层内的衰减系数为0.15 m－1.

对玛旁雍错湖水剖面MCW 09检测7个10 m间隔的水样离子浓度，结果显示主要阳离子中平均浓度大小顺序为 Na+＞Mg2+＞Ca2+＞ K+，其平均浓度分别为 49.09、28.73、26.86 和 5.97 mg/L;而主要阴离子顺序为＞SO24－＞Cl－＞F－，其平均浓度分别为 300.71、29.37、13.83 和1.17 mg/L(表1)，可见和Na+是占优势的离子，据此计算湖水平均矿化度为455.7 mg/L.

在拉昂错则检测3个水样点(LAW 10-1、LAW 10-2、LAW 10-3)的表层和底层水样离子浓度，结果显示主要阳离子中平均浓度大小顺序为 Na+＞Mg2+＞K+＞Ca2+，其平均浓度分别为176.02、107.49、20.20和12.95 mg/L;而主要阴离子平均浓度大小顺序为＞＞ Cl－＞F－，其平均浓度分别为 813.61、107.20、68.78 和2.98 mg/L(表1)，可见拉昂错湖水中和Na+也是占优势的离子，据此计算湖水平均矿化度为 1309.3 mg/L.

表1 玛旁雍错和拉昂错湖水主要离子组成特征(mg/L)Tab.1 Major ions composition of lake water from Mapam Yumco and La'ang Co

2.3 现代沉积速率

玛旁雍错和拉昂错短岩芯的210Pb和137Cs的测试结果如图3、图4所示，基于过剩210Pb活度分别用CRS(恒定补给速率)和CIC(常量初始浓度)方法计算沉积速率［14］，并与137Cs的峰值进行了对比，结果显示利用CIC方法得出的平均沉积速率与137Cs的时标较为接近，且从计算结果来看，其拟合曲线的方差解释量(R2)分别为0.7904和0.7558，说明拟合效果较好，也指示这2个湖泊的近代沉积速率都较为稳定，因而本文采用此方法的结果.

图3 玛旁雍错PMG 09-1岩芯210Pb和137Cs随深度的变化及年代-深度关系Fig.3210Pb and137Cs activities and age depth model of gravity core PMG 09-1 from Mapam Yumco

玛旁雍错MPG09-1岩芯在6 cm深度处(图中取样品中间位置深度为5.75 cm，下同)过剩210Pb活度接近于零，据此利用CIC方法计算出的平均沉积速率(ASR)为0.31 mm/a(图3A);137Cs活度非常低，3 cm深度处开始检测到137Cs的活度，峰值出现在1.5 cm处，活度值为11.73 Bq/kg(图3B);利用平均沉积速率获得的年代-深度关系与137Cs峰值处对应于1963年进行对比，可以发现二者吻合很好(图3C)，说明本研究中获得的平均沉积速率具有较好的可信度.

拉昂错LAG 10-1岩芯的过剩210Pb和137Cs的活度值与玛旁雍错的较为相似，说明这2个湖区接受的核素沉降值非常接近.LAG10-1岩芯在9 cm深度处过剩210Pb活度接近于零，利用CIC方法计算得出平均沉积速率(ASR)为0.65 mm/a(图4A);137Cs在5 cm深度处开始出现，峰值为3.5 cm，活度值为11.67 Bq/kg(图4B)，2.5和1.5 cm深度处各出现一个较高值，反映了该湖表层沉积物可能扰动较为剧烈的特征，此处取3.5 cm处的峰值作为1963年的年龄时标;图4C显示了利用CIC 方法计算出的年代-深度关系与1963年的137Cs峰值对应很好.由此可见，拉昂错的近代平均沉积速率约是玛旁雍错的2倍.

3 讨论与结论

本次对玛旁雍错的水深测定较为详细地绘制了该湖的水下地形分布，并确定玛旁雍错目前的最大水深为72.6 m，由于调查测线基本上覆盖了所有湖区，特别是中间开阔湖区测线分布较为密集，因而可以确定水深数据不会有大的遗漏.关于瑞典人斯文·赫定1907年对玛旁雍错的水深测定，目前有两种版本流传，一种是其最大实测水深是81.8 m，根据1976年中国科学院组织的科学考察而出版的《西藏河流与湖泊》中关于玛旁雍错没有详细的水深数据，仅提到了斯文·赫定实测最大水深是81.8 m，并据此估算了玛旁雍错的贮水量达200×108m3，使其成为地球上高海拔地区淡水最多的湖泊之一［2］.之后1998年出版的较为权威的《中国湖泊志》中玛旁雍错的资料也使用了这一数据及结论［1］.2008年姚檀栋等［15］的《青藏高原及毗邻地区冰川湖泊图》上也将玛旁雍错的最大水深标注为81.8 m，显然这些说法都来自于相同的文献，经查应该是1917年在瑞典出版的基于斯文·赫定第三次探险考察活动的《Southern Tibet》，然而笔者未能查证此数据的可靠性.

图4 拉昂错LAG 10-1岩芯210Pb和137Cs随深度的变化及年代-深度关系Fig.4210Pb and137Cs activities and age depth model of gravity core LAG 10-1 from La'ang Co

第二种版本则可见于中文出版物中，新疆人民出版社亚洲探险之旅丛书中《失踪雪域750天》是斯文·赫定考察日记式的著作，该书详细记录了斯文·赫定在1907年7月27日夜晚和8月7日白天对玛旁雍错的两次考察，期间测得的最大水深是77 m［16］.虽无法确定斯文·赫定当时测量时的精确路线及最大水深的位置，但根据其描述可判断其测线主要在南部湖区，即玛旁雍错的深水区，且绳测的结果应该较为准确，因而基本上可以把斯文·赫定测得的77 m作为玛旁雍错当时的最大水深.

根据以上数据，则可推断与1907年相比，现在的玛旁雍错湖面至少下降了4.4 m，若取第一种说法的81.8 m作为当时的最大水深，则湖面至少下降了9.2 m.玛旁雍错现在湖水水量约为146×108m3，也比当时估算的约200×108m3减少了很多.玛旁雍错主要依靠湖面降水补给，现在湖水变浅说明与1907年相比湖泊补给减少了，反推20世纪初期玛旁雍错流域降水量较大.青海湖近百年来(1880s-1980s)水位下降了约12 m，20世纪初期同样维持了高湖面直到1930s湖面开始迅速下降［17］;同样位于藏南地区的羊卓雍错近百年(1912-1992年)水位变化在4～5 m之间，且水位呈平缓下降趋势［18］.说明这些湖泊近百年来水位变化具有相似的特征，而20世纪初期是一个降水较多的湿润时期.

玛旁雍错和拉昂错同属藏南湖区，地质及气候条件相似［2］，但是相比之下，玛旁雍错周边河流比拉昂错多，接纳了更多来自北部及东部低地的冰川融水，在相同的气候条件下湖水盐度比拉昂错更低［13］，因而2个湖泊在湖水电导率上存在着近3倍差异.从2个湖泊湖水的主要离子组成来看，和Na+都是占主要优势的离子，且2个湖泊主要阴离子浓度大小顺序也一致，主要阳离子中除Ca2+的浓度外，其余离子浓度也都显示了相似的浓度大小顺序.拉昂错Ca2+的浓度约是玛旁雍错的1/2，而其余离子浓度平均为玛旁雍错离子浓度的3倍左右(表1).拉昂错湖水中较低的Ca2+浓度与湖水中CaCO3的沉淀有关，这与纳木错湖水具有相似性［19］.

2个湖泊水质剖面测试于不同年份几乎相同的时间段内，剖面表层水与底层水的温差相近，但是剖面水温变化趋势却存在很大差异.玛旁雍错湖水呈现稳定的正温层分布，与青藏高原其他湖泊相比有着相似的热学特征［8］，而拉昂错湖水温度从表层至底层呈现急剧递减趋势.考虑到玛旁雍错补给来源远多于拉昂错，冷的冰川融水大量汇入湖中，上、下水层密度存在差异引起湖水混合运动，而且玛旁雍错较深的湖盆环境可能更有利于湖水的均匀混合.但是，拉昂错的补给主要来自于北部冰川融水补给，南部湖盆也相对较宽浅，湖水温度变化相对单调，未达到稳定分层，水温呈现缓慢降低趋势.因此，推测2个湖泊剖面水温的差异可能是由于补给不同叠加湖泊深度差异造成的.玛旁雍错湖水剖面酸碱度相对稳定，从表层至底层保持碱性-弱碱性变化，说明湖水混合相对均匀.但是拉昂错10 m深度以下呈现出明显的弱酸性变化，对比溶解氧变化来看，pH与溶解氧呈现反相变化趋势，可能溶解氧的丰富程度与水体酸碱度间存在着某种联系.而野外采样中发现拉昂错表层沉积物呈罕见的泥黑色且夹杂大量植物碎屑，推测该湖水生植物相对茂盛，生物呼吸作用占优势，释放更多CO2到水体中，导致下层水体pH呈弱酸性.对比湖水光学性质来看，玛旁雍错和拉昂错湖水30 m 水层内的光合有效辐射衰减系数分别为 0.17 m－1和 0.15 m－1，与纳木错(0.12 m－1)［3-4］和普莫雍错(0.15 m－1)［5］、扎日南木错(0.14 m－1)和当惹雍错(0.16 m－1)［8］有很好的可比性.

与前人在1976年7月份进行的测量相比［2］，玛旁雍错的水温分布趋势非常一致，其温跃层深度及湖底温度非常接近，说明30余年来该湖水体的温度结构变化不大，只是前人测量的湖水表面最大水温约为12℃，应该与测量季节的不同有关.1976年考察时湖水矿化度约为405.8 mg/L［2］，而本次考察根据湖水主要离子含量计算的矿化度约为455.7 mg/L，反映玛旁雍错湖水正在变咸，水面下降和水量的减少都是湖水变咸的直接原因.1976年不同测点的湖水表层pH为8.0～8.4，而现在该湖上层水的pH已高达9.6，若排除不同仪器所带来的差异，则玛旁雍错湖水的pH值在过去30多年来具有明显的增加，也反映了湖水的咸化过程.玛旁雍错湖水pH值和矿化度的升高与藏南羊卓雍错流域若干个湖泊的情况一致，即该流域内湖水的pH和矿化度从1979年以来总体上也呈增加趋势［20］.

已有的研究显示，青藏高原上的湖泊现代沉积速率大多比较低，基本上都是每年毫米的沉积量，甚至低于此数值.如纳木错多支岩芯指示的现代沉积速率为0.43～0.98 mm/a，与青藏高原第一大湖——青海湖较为接近［13］.由于较低的沉积速率，以及核素沉降后可能发生的沉积后过程特别是137Cs的垂直迁移，致使在一些湖泊中利用210Pb和137Cs方法进行现代沉积速率的研究较为困难，尤其是在一些湖泊中137Cs并无峰值出现，因而结果准确性较差.本研究中的玛旁雍错和拉昂错近代平均沉积速率分别为0.31 mm/a和0.65 mm/a，且利用210Pb计算的平均沉积速率得到了137Cs年龄时标较好的验证，因而具有较好的可信度.

作为藏南内流区2个重要的湖泊，除了玛旁雍错仍将以其第一神湖的声誉继续受到世人瞩目外，它也会和拉昂错一起在全球变化、水循环和人类活动的影响与适应等重要科学研究领域受到越来越多的关注.本文基于初步考察所报道的玛旁雍错和拉昂错的水深、水质特征以及现代沉积速率将会为该地区的水量平衡、水文模型、湖泊流域管理和过去环境变化研究等提供基础资料和重要参考.

致谢:德国耶拿大学地理系Dr.Gerhard D参与了部分野外工作，中国科学院青藏高原研究所高少鹏高级工程师完成了210Pb和137Cs测试，杨瑞敏在湖泊水量计算中给予了帮助，野外考察过程中得到了当地政府相关部门的协助和支持，在此一并表示感谢.

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