黑河上游葫芦沟流域不同水体稳定同位素特征

梅 亮，匡星星，梁四海，冯雨晴，何秋乐，宋 爽

（1.中国地质大学（北京）水资源与环境学院，北京100083；2.南方科技大学环境科学与工程学院，广东深圳518055；3.中国地质大学（北京）经济管理学院，北京100083）

在过去的50 a，受气候变化与人类活动的影响，青藏高原多年冻土发生严重退化［1］，气温以 0.2～0.4 ℃ ／（10 a）的速率升高［2］，导致多年冻土区活动层水分的水文特征、性质与再分配发生改变［3］，如活动层厚度增大、融化时间提前与冻结时间延后等。Zhao等［4］研究发现，自1980年以来青藏高原东部多年冻土活动层厚度平均以 0.71 cm／a 的速度增加；Cheng 等［1］研究发现青藏高原活动层厚度1996—2001年增加了15～50 cm；张中琼等［5］研究发现羌塘盆地多年冻土活动层厚度向四周不断增大。作为大气与冻土之间的水分与能量交换带，活动层加深将对多年冻土的空间分布、上覆植被的分布与生长、大气与冻土间的能量交换和水力传导造成影响。

国外有一些学者研究了不同地区活动层的水分来源。 Mikhalev［6］通过研究 Kolyma Lowland地区降水与活动层地下冰的同位素组成，发现活动层的水分主要来源为夏季与秋季降雨。Nikolayev等［7］发现夏季降雨是活动层的主要水分来源。Boike等［8］对西伯利亚Levinson-lessing湖流域研究发现活动层水分的补给来源主要为夏季降雨。Throckmorton等［3］通过稳定同位素技术，发现美国Barrow冻原地区夏季与秋季降雨是活动层的主要水分来源，活动层季节性冰占其次。此外，也有一些学者研究了冻原河流、湖泊、地下水与多年冻土线附近的地下冰的水源和水分循环［9］。然而，国内对多年冻土区活动层的水分迁移、冻融循环与补给来源的研究却很少［10］。活动层是多年冻土区一个显著特征，对区域植被、微生物群落、地球化学与水文循环都有重要作用，故在全球气候变暖的背景下充分认识活动层补给来源与水文过程，有助于预测多年冻土的变化乃至气候变化趋势［11］。

环境示踪剂（如稳定同位素）与水化学参数已被广泛应用于研究径流来源与示踪水流动路径［12］。基于同位素与水化学示踪剂的端元混合分析模型（EMMA）［13］作为一种分析潜在水源与确定混合过程的普遍方法，常被用来研究不同流域河水的补给来源。该方法包含利用同位素与水化学参数代表潜在水源的端元混合分析图，能够定性分析确定潜在水源（端元），水源确定后再通过端元混合分析模型计算出各来源的贡献率。

本文将青藏高原东北部黑河上游高寒山区的葫芦沟流域作为研究区，利用流域不同水体的稳定同位素数据，分析各水体的同位素特征与彼此的水力联系，并运用EMMA模型确定活动层的水分来源，定量化潜在水源的贡献率，旨在填补黑河流域多年冻土区活动层水分来源研究的空缺，为充分认识多年冻土区的水文过程与预测水文循环的变化提供理论基础。

1 数据与方法

1.1 研究区概况

葫芦沟流域位于青海省祁连山区，是黑河的水源区和产流区。 地理坐标为北纬 38°12′14″—38°16′23″、东经 99°50′37″—99°53′54″，流域面积为 23.1km2，海拔范围为2921～4768m（见图1）。夏季相对温暖多雨，冬季寒冷干燥，多年平均气温为0.3℃，最低温和最高温分别为-25.2 ℃和 25.8 ℃［14］。 流域植被景观分带明显，有高山草原带、高山灌丛带、沼泽草甸带、高山寒漠带和冰川积雪带，季节性与多年冻土广泛分布。年均降水量从低海拔的400mm到高海拔的600mm，降水主要集中在7—9月，年均蒸发量为376～650mm［14］。研究区共有5处冰川，2011年冰川总覆盖面积为0.827km2，这些冰川区为黑河的径流区与上游保护区［15］。南部以裸露基岩为主，多发育冻岩和冻土，为主要的产流区，植被稀疏；中部主要为寒漠和沼泽草甸，是流通与产流区，在较高处的夷平面分布有厚层多年冻土，植被较为茂密，活动层主要为泥炭土；北部为径流流通区与汇流区，孔隙含水层分布广泛，植被覆盖度高，主要为高山草原带，存在大范围的季节性冻土［16］。

图1 葫芦沟流域采样点分布

1.2 样品采集与测定

数据来源于前人研究成果［9，14，17-18］与项目组监测。取样时戴一次性聚乙烯手套操作，取样之前淋洗取样瓶3遍，取完立即装入250mL高密度聚乙烯瓶与40mL棕色聚乙烯瓶中，用parafilm膜密封。每个样品同一地点重复取两次。所有样品在实验室分析前保存在4℃环境下。

水样氢氧稳定同位素测定在中国地质大学（北京）同位素实验室完成，利用液体水同位素分析仪（LosGatosResearchDEL-100）测定。样品在室温下利用0.22μm过滤器进行过滤，除去杂质后尽快进行分析。测定结果用样品同位素比值与标准样品同位素比值的千分偏差值（δ）来表示，采用 IAEA制定的VSMOW作为标准样加以校正。δ18O与δD的测量精度分别为 0.1‰、0.3‰。

1.3 水源划分

端元混合分析模型（EMMA）自1990年被Hooper等［13］提出后成为一种分析潜在贡献水源的常用方法。水样的水化学或同位素组成是时空稳定的，本质上任何同位素与水化学参数的变化都是流动路径上混合的结果［19］。基于以上假设，建立方程式：

式中：X、Y为两种不同的示踪剂；下标1、2、3代表潜在的3个水源（端元）；F1、F2、F3为各潜在水源对活动层水的贡献率；A为活动层水。

若活动层的潜在水源为2个，则示踪剂只需要选择一种，上式可以改写成：

由于各水源的示踪剂值会存在时空变化与分析误差，因此有必要对水源划分结果进行不确定性分析。利用高斯误差传播方程，根据示踪剂浓度值确定系统与分析误差［20］：

式中：W为不确定性值；X为示踪剂浓度值；WX1、WX2、WXA为示踪剂浓度值的不确定性值，利用示踪剂浓度值的标准差求得［20］。

2 结 果

2.1 各水体的同位素特征

2.1.1 降 水

葫芦沟流域大气降水的 δ18O值为-25.95‰～1.67‰，δD 值为-203.94‰ ～ 36.37‰，δ18O 平均值为-7.20‰，δD 平均值为-39.45‰。 当地大气降水线（LMWL）方程为：δD＝8.65δ18O+22.82，与青藏高原中部的沱沱河 LMWL： δD ＝ 8.49δ18O+21.44［21］很接近，反映了降水同位素的区域偏差特征与水汽来源具有相似性［22］。 降水氘盈余值（d-excess） 为： -4.08‰ ～38.94‰。降水的氘盈余值与水汽来源地的相对湿度、空气温度及水汽蒸发过程中的动力分馏紧密相关，湿度越高对应越小的氘盈余值［23］。葫芦沟流域降水的氘盈余（d-excess）平均值为18.14‰，比全球的氘盈余值（10‰）大，推断降水很可能来源于局部循环水分［24］。

2.1.2 地表水

一个地区的地表水或地下水同位素回归线被称作当地蒸发线（LEL）。葫芦沟河水的LEL方程为δD＝5.92δ18O+2.56， 斜率与截距比全球大气降水线（GMWL）与LMWL的小（见图2），表明河水经历了从源区到流域出口的蒸发作用［9］。正如图3所示，河水的δ18O值从下游流域出口至上游源区逐渐减小，呈现随海拔增高而减小的效应（-0.46‰／100 m）。

图2 葫芦沟河水蒸发线LEL与LMWL、GMWL比较

图3 葫芦沟流域河水的δ18 O随海拔的变化情况

冰川融雪水点集中分布于大气降水线中部稍稍靠上位置（见图4），冰川融雪水的 d-excess值为18.71‰～27.76‰，平均值为21.50‰。 相比冰川融雪水，雨季积雪点较分散地分布于大气降水线附近，稍稍偏离降水线，且同位素值相对更亏损，说明冰川融雪水受到轻微蒸发作用的影响。

图4 葫芦沟流域各水体的δ18O与δD值

2.1.3 地下水

活动层季节性冰的同位素值（δ18O平均值为-5.95‰，δD 平均值为-39.39‰）与大气降水的接近（见表1），表明大气降水是其主要补给来源。冰川积雪融化期主要发生于5—6月，此时的活动层仍然处于冻结状态；冰川积雪融化完成后，6—9月活动层开始解冻直至达到最大深度，此时温度较高，活动层会经历蒸发作用较强的时期，因此活动层季节性冰比冰川融雪水更富集同位素［25-26］。

表1 葫芦沟各水体的同位素统计值

活动层水的 δ18O 值为-12.44‰～ -3.57‰，平均值为-6.91‰；δD 值为-70.89‰～ -18.13‰，平均值为-44.90‰；d-excess 值为 2.10‰～ 23.48‰，平均值为10.42‰。活动层水同位素值数据点散布在大气降水线附近，说明其主要接受当地大气降水补给；活动层水数据点基本位于大气降水线的下方（见图4），反映活动层水在冻融循环的过程中受到强烈蒸发的影响［9］。

图4显示泉水同位素值与河水很接近，表明它们之间存在补给与排泄的水力联系。泉水同位素值位于降水同位素值范围之内，且波动范围小，说明泉水主要接受降水补给，不同海拔处泉水来源具有相似性且蒸发强度的差异较小。

LEL与LMWL的交点能够反映地表水或地下水的原始补给水源的稳定同位素组成，初始降水的平均值就是地表水或地下水的有效补给［27］。与LMWL相比，LEL-S的斜率与截距均偏小（见图5），这是寒旱区的非平衡蒸发作用导致的［9］。LEL-S与LMWL的交点为-15.19‰（δ18O）、-108.57‰（δD），对应的 dexcess值为12.95‰，很明显比河水的同位素值（δ18O＝-8.47‰，δD＝ -47.56‰）亏损，表明浅层地下水的主要补给来源是降水，并排泄进河水。

图5 葫芦沟流域地下水δ18 O与δD的关系

总体上深层地下水比浅层地下水更富集重同位素。由于深层地下水可能代表了研究区内接受现代水有限补给的古老水的混合物，因此表明先前深层补给温度比目前的要高［28］。LEL-D与大气降水线LMWL的交点为-7.65‰（δ18O）和-43.35‰（δD），对应的 dexcess值为17.85‰。这也表明深层地下水主要来源于古老水补给，同时古老水也会接受现代水的一部分补给。

2.2 活动层水源的确定

降水对活动层的直接影响已得到其他研究者的论证［3，6，8］。 在融雪期，地表覆盖的积雪与冰川开始融化，活动层仍处于冻结状态，冰川积雪融水很快形成地面径流，限制了冰川积雪融化水对活动层的补给，故冰川积雪融水对活动层的贡献极为有限［29］。融雪期后，由于潜在蒸发率相对较低，补给活动层的暖季雨水大多保留相对较长时间，直至下一次冻结期到来，这部分保留下来的水将以季节性冰的形式储存下来，待翌年暖季融化补给活动层，因此季节性冰是活动层的另一个潜在来源［3］。综上所述，活动层水的潜在来源包括降水、冰川积雪融水、活动层季节性冰。水稳定同位素δ18O作为水中自带的“基因”，能够很好地揭示水体来源与流动通道，常常被用作水来源划分的示踪剂。

本文选用δ18O与d-excess的浓度值作为分析的示踪剂，原因是各水源的δ18O与d-excess具有明显不同的特征且时空变化较大，这一组合能够给出最好的水源分割结果［9］。从三端元混合分析图（见图6）可以看出，降水、活动层水、冰川融雪水、活动层季节性冰具有明显不同的δ18O、d-excess特征，然而活动层水样并未在3个潜在水源组成的三角形里，表明活动层水并不完全是由这3个潜在来源补给，故三端元不存在。如上文所述，冰川融雪水对活动层的补给被活动层充满冰的孔隙给大大限制住了，故本文采用二端元混合分析模型来进行活动层两个水分来源的定量计算与混合过程分析。

图6 葫芦沟流域活动层的δ18O与d-excess混合分析图

采用各水样的示踪剂δ18O与d-excess平均值（见表2）计算得出降水、活动层季节性冰对活动层水的贡献率，结果显示降水是活动层的主要水分来源，占比77.26%；其次是活动层季节性冰，占比22.74%。

表2 葫芦沟不同水体的参数值 ‰

3 讨 论

3.1 活动层同位素特征

在垂向土壤剖面上，较浅层活动层水的δ18O值（-6.91‰）比深层冻土（-7.56‰）值大（见表 1）。Gonfiantini［30］研究指出，冻土中负的同位素值可能是冻土中未冻结水在冻结过程中经历了冻结同位素分馏作用产生的。固相（例如冰）优先富集重同位素，由此导致在冻结过程中未冻结水的同位素亏损，并且未冻结水的δD值一般减小2‰～3‰［31］。也可能是不同深度土壤水的来源不同导致。活动层水主要接受长期的现代降水补给，而多年冻土水主要来源于古老大气降水，古老大气降水的同位素值比现代降水的小［32］。葫芦沟流域年均降水量为400～600 mm，太阳辐射强，相对湿度小，导致葫芦沟流域蒸发损失大。蒸发对夏季活动层水的重要影响在北极多年冻土地区也得到研究论证［33］。

3.2 活动层水源分析

活动层水的潜在来源有降水、活动层季节性冰与冰雪融水。冰雪融水在融雪期间能产生大量水［34］，但对活动层的贡献极为有限［3］，原因是融雪期间活动层仍处于冻结状态，活动层孔隙充满着冰，冰川积雪融水会很快以地表径流的形式汇流到河道中［25］（见图7［35］）。 活动层的 δ18O 与 d-excess端元混合分析图（见图6）也显示，冰雪融水并不是活动层的实际贡献水源之一。随着融雪期的结束，活动层开始解冻，此时的暖季降水将大范围补给活动层。葫芦沟流域年均降水量从低海拔的400 mm到高海拔的600 mm，年均蒸发量从376 mm到650 mm［14］，土壤相对较为干燥、储水能力较强，潜在蒸发率较低，补给活动层的降水将保留很长一段时间［26］。另外，有学者发现在青藏高原多年冻土上限活动层下限处存在厚度为50～80 cm的黏土层，大大限制了活动层水分的下渗与多年冻土融化水对活动层的补给［36］；活动层在秋冬季冻结前达到融化深度最大值，随着活动层开始冻结，降水补给活动层被保留下来的水分以冰的形式存留在活动层中［3］，这一部分冰将作为活动层另一个潜在水来源。图4显示，活动层季节性冰同位素值数据点与活动层水数据点有部分重合，也证明了季节性冰作为活动层水分来源之一的合理性。通过模型计算得知活动层季节性冰对活动层水分的贡献率为22.74%，而降水的贡献率达到77.26%，表明降水是活动层水分的主要来源。

图7 活动层水分循环与来源示意

4 结 论

葫芦沟流域大气降水线（LMWL）方程为δD＝8.65δ18O+22.82；河水蒸发线方程 （LEL） 为 δD ＝5.92δ18O+2.56，斜率与截距均比全球大气降水线（GMWL）与LMWL的小，表明河水经历了强烈的蒸发作用，且河水的δ18O值从下游流域出口至上游源区逐渐降低，呈现明显的海拔效应（-0.46‰／100 m）。 雨季积雪比冰川融雪水更亏损同位素。活动层季节性冰比冰川融雪水更富集同位素。浅层地下水的蒸发线（LEL-S）的表达式为 δD＝7.69δ18O+8.24，主要补给来源是降水，并排泄进河水。深层地下水的蒸发线（LEL-D）表达式为 δD＝6.09δ18O+3.24，主要来源于古老水补给，这类古老水也会接收现代水的补给。泉水与河水之间存在补给与排泄的水力联系，不同海拔处泉水来源具有相似性且蒸发强度的差异较小。

冻土活动层水分来源主要为降水（占比77.26%），其次为活动层季节性冰（占比22.74%）。冰雪融水的入渗受到活动层孔隙被冰填满的限制，对活动层的贡献极为有限。