青藏高原东南部冻土区夏季降水及河水氢氧同位素的变化特征

李 恺，衣 鹏，应可均，熊 岭，李敏娟

（河海大学水文水资源学院/水文水资源与水利工程国家重点实验室，南京 210098）

近年来，由于气候变化，青藏高原的永久冻土层不断退化［1］，冻土退化会影响多年冻土区地下冰、地下水补给源和补给量、径流路径和排泄过程以及地下水与地表水的交换等［2］，改变原有水热过程。在青藏高原的永久冻土区，除改则站（0.64℃）外，所有站点的年均气温（MAAT）均低于0℃。最低的年均气温出现在五道梁，为-4.82℃。除改则站的年降水量为181.8 mm外，其他站的年降水量均在300～550 mm［3］。总体来说，在青藏高原上的大部分永久冻土区，气候正变得越来越温暖和潮湿［4］。水体稳定同位素作为一种成熟且精确的示踪方法，已被广泛应用于各个领域［5］，水循环过程中的水体由于形成机制不同，同位素组成也不同。通过同位素组成分析，能够鉴别水体来源和年龄等［6］，在确定水源水和改进永久冻土环境中山坡比例尺产流的概念模型方面，同位素方法的应用也有所增加［7］。孔彦龙等［8］指出了高寒流域出山径流中冰雪融水所占比例的变化是水资源对全球变化最为直接的响应。胡海英等［9］则强调了采样工作在同位素水文研究过程中的重要性。

1 数据与方法

1.1 研究区概况

青藏高原属高寒大陆性气候，年平均气温由东南的20℃向西北递减至-6℃以下，年内冻结期长达6～7个月，含有丰富地下冰，随着气候变暖，冻土在不断退化，常年受西风和季风同时控制，受山脉阻挡，年蒸发量远大于年降水量，高原平均降水量在400 mm左右，高原南部受印度洋暖湿气流的影响，降水较多，在1 000 mm以上。本研究范围及采样点如图1所示，介于29°56′39″—34°49′41″N，90°43′12″—98°21′28″E，位于青藏高原东南部，因有雅鲁藏布江谷地及地势较低的原因，常形成夏季河谷季风，带来湿润水汽。水系发达，径流季节性变化明显，本研究涉及较大的外流河有属印度洋水系的雅鲁藏布江（较大支流有拉萨河、尼洋曲与帕隆藏布等）、怒江及属太平洋水系的黄河，海拔2 400～4 750 m。

图1 研究区域及采样点示意

1.2 气象及冻土类型数据

本研究所用气象数据主要有日尺度降水量、气温和地面日平均气温，其中降水量日值和气温日值数据采用国家气象科学数据中心基础资料专项数据产品专题，结合三维地理空间信息进行空间插值得到的高分辨率、0.5°×0.5°格点化的气候数据集，地面日平均气温采用采样点附近相似高程和气候环境气象站（青海玛多等9个气象站点）的日观测数据。冻土类型采用国家冰川冻土沙漠科学数据中心提供的中国1∶1 000万冻土区划及类型图数据集［10］。

1.3 样品采集

在青藏高原东南部冻土区沿G214、G109、G317、G318附近流域采样，降水通过采集器采集，河水及湖水通过人工采集，用聚苯乙烯泡沫塑料完全包裹，避免蒸发，采用国际原子能组织（IAEA）提供的高密度聚乙烯瓶取样，降水样与河水样取样瓶体积为50 mL，湖水样取样瓶体积为30 mL，降水采样期为2019年8月3—6日，按当日降水场次收集，共采集5个样品，河水采样期为2019年7月31日至2019年8月10日，共采集25个样品，在安久拉山下白衣错湖采集1个湖水样品。

1.4 同位素测定

样品在采样完成后及时以冷藏封闭状态运输至南京市河海大学水文水资源与水利工程国家重点实验室同位素水文实验平台，全部过滤后，使用美国PicarroL2130-i型高精度水同位素分析仪测定δ18O和δD比率，液态水测量规格A0211-高精度汽化器精度（1δ）确保0.025/0.1‰，用于δ18O/δD，A0325-自动进样器，漂移（24 h）确保0.2/0.8‰，用于δ18O/δD，运用Chem CorrectTM后处理软件，进行标记污染和标样校正计算。为提高精度减小测量误差，每个样品均测7针，取后3针测定值的均值，结果以相对于维也纳标准平均海洋水（Vienna standard mean oceanic water，V-SMOW）的千分差形式表示。

式中，R S和R V-S M OW分别代表水样与维也纳标准平均海水中氢氧稳定同位素比率R（18O/16O，D/H），实验室分析标样采用中国地质科学院水文地质环境地质研究所研制并认定的氢氧同位素水标准物质（表1）。

表1 标准物质定值元素δ18O、δD的认定值及扩展不确定度

2 结果与分析

2.1 降水及河水同位素特征

在采样期内，降水δ18O和δD分别介于-28.4‰～-19.8‰、-216.7‰～-159.1‰，δ18O和δD平均值分别为-23.7‰、-183.9‰，氘盈余（d-excess）变化范围为-0.3‰～10.4‰，平均值为5.7‰。河水δ18O和δD分别介于-20.0‰～-3.5‰、-149.0‰～-33.7‰，δ18O和δD平均值分别为-15.9‰、-116.6‰，变化范围为-6.1‰～14.5‰，平均值为10.6‰。河水同位素与降水同位素相似的变化特征，体现了降水补给特征，玛多河水δ18O为-3.5‰，异常富集，与玛多地区属高平原地区，白天日射强度大，地面接受热量多，蒸发较为强烈有关，此外该地区由于植被以高寒草甸为主，对降水截留能力较强，水体经过二次蒸发之后再补给河水，相比其他地区，河水同位素要更加富集。湖水样δ18O和δD分别为-7.3‰、-73.0‰。全球大气降水中的d-excess平均值为10‰，如果蒸发强烈，d-xcess的值会下降，可见，湖水经历了强烈的蒸发富集作用。

姚檀栋等［11］依据大气环流对青藏高原的影响，将青藏高原分为西风区、季风区及过渡区。本研究降水样于过渡区采集，Gao等［12］在北麓河、沱沱河流域研究得出当地大气降水线为δ18O=8.3δD+18.5。Yao等［6］在西藏玛旁雍错盆地得出当地大气降水线δ18O=7.37δD+6.26，Liang等［13］在青海湖得出当地大气降水特征线为δ18O=7.18δD+8.97。本研究得出那曲和当雄夏季大气降水线为δ18O=7.0δD-18.03（图2），由于夏季处在季风活动期，降水受气温和降水量影响较多，且局地效应明显，斜率偏小。河水的δD至δ18O的关系线斜率和截距相对偏大，河水δ18O和δD总体分布在降水线之上，表明河水除了受大气降水补给外，还受区域水体内循环和蒸发分馏的作用。

图2 不同水体同位素组成和δD至δ18O的关系

2.2 降水及河水同位素影响因素分析

2.2.1 降水及河水同位素与降水量的关系本研究在那曲市降水事件结束后，采集了5个降水样品，4个河水样品，研究得出青藏高原东南部夏季日尺度降水有明显的降水量效应［14］。降水的淋滤作用和瑞利分馏作用导致富集δ18O和δD的水汽优先形成降水，δ18O和δD逐渐贫化，河水同位素值变化与降水相比稍有滞后（图3），在降水事件结束后与降水同位素值趋于一致，进一步说明河水受降水补给。

由于那曲市地理位置偏南，受季风影响较大，那曲市处在过渡区，除局地气团外，受西风和季风同时影响，水汽来源非常复杂，田立德等［15］分析了那曲市河流流域河水的δ18O特征，降水量较小时降水对河水的影响会减弱，降水量较大时，河水同位素与降水同位素差异很大，这与刘光生等［16］的研究结论相同。由表2、图3可知，8月3日从东南方向吹来的潮湿的印度洋水汽可以为该地区提供大量的降水，并且在水汽输送过程中使同位素表现为低值，而8月4日，区域主要受西北大陆气团西风影响时，干燥的气团使得同位素值较高。河水接受贫化同位素值的大气降水补给时同位素值下降，受到蒸发作用影响较大的降水补给时同位素值上升。降水量的大小或降水同位素的降水量效应［14］是影响冻土区河水同位素组成的原因之一。

图3 降水δ18O及河水δ18O在采样期与降水量的关系

表2 连续降雨期降水δ18O和河水δ18O及气象要素值

2.2.2 降水及河水同位素与气温的关系温度是影响水体同位素组成的一个重要因素［17］，研究发现，水在采样期内δ18O和δD与日均气温（T）的相关关系不明显（图4）（δ18O=0.43T-26.76（r2=-0.26，P＜0.05），δD=4.43T-215.08（r2=-0.18，P＜0.01），在观测期内区域受季风影响更为强烈，水量效应起到抑制作用，8月短暂的降水场次中，降水δ18O（δD）有一个低值比较明显，可能与当日受印度季风水汽输送有关。余武生等［18］得出狮泉河和改则两站点降水中δ18O主要受“温度效应”影响。Liu等［19］在慕士塔格峰地区得出8月降水δ18O与气温的相关关系为δ18O=1.27T-6.14。主要受降水补给的河水在采样期内δ18O和δD与日均气温有较好的正相关关系［δ18O=0.33T-18.31（r2=0.02，P＜0.05），δD=2.53T-135.25（r2=0.025，P＜0.05）］（图4）。王利辉等［20］在唐古拉站观测分析得出草地的蒸散发主要受净辐射和气温的影响，温度效应主要是由于蒸发过程中分馏作用减弱造成的，气温与蒸散发通常存在正相关关系，温度上升过程中，河水响应降水富集同位素，但上升趋势较为缓慢。Zhang等［21］研究发现，高原的降水入渗和地表消融同时进行，说明温度在上升过程中也加快了冻土融化水对河水的补给，起到了一定的平缓作用。常姝婷［22］发现近年来青藏高原下垫面蒸散发的显著增加是大气中水汽含量显著上升的主要原因，可见蒸散发对降水量影响干扰了降水同位素的温度效应。

图4 降水及河水δ18O（δD）与日平均气温的关系

2.2.3 降水及河水同位素与地表气温的关系除黄河源头玛多地区河流同位素值异常富集，其余河水δ18O与日平均地表气温呈负相关关系（图5）。Li等［23］统计模型的估算结果表明，1981—2018年青藏公路沿线活动层厚度呈显著增加趋势，平均变化率达19.5 cm/10年，这与该时段内区域平均气温的升高趋势（升温率为0.068℃/年）显著相关，地表气温的上升直接影响了冻土活动层的厚度，河水同位素δ18O随着日平均地表气温的上升逐渐偏负，直接证明了冻土层上水对河水的补给作用。

图5 河水δ18O与日平均地表气温的关系

局部地区河水δ18O随日平均地表气温上升而增大，随着气温降低，但冻土活动层厚度依然在增加，土壤水的滞留时间的增加是地下水δ18O富集的主要因素，可能是入渗水分与活动层底部的冻土融水进行交换混合，产生了混合效应，而这部分水体富集同位素更多，所以随着活动层厚度不断增加，融化水可能富集的同位素也增多。此外，流域内的高寒草甸以及其他植被对地下水的吸收作用，也会影响河水中同位素的组成和变化。冰川融雪水会顺着地形优势优先汇入干流，同时流域两侧冻土覆盖情况也会影响河水接受到的补给量，有研究表明，冻土层上水主要来自大气降水补给，随着融化程度加深，夏季降水入渗及蒸发量大，进一步影响了河水与冻土融化水的混合。

2.3 降水及河水氢氧同位素空间分布特征

2.3.1 降水及河水同位素随海拔的变化研究区域地形陡峭且差异较大，降水稳定同位素（δ18O和δD）与海拔（H）呈正相关关系，河水稳定同位素（δ18O和δD）与海拔呈负相关关系（图6），海拔效应明显，说明随着海拔上升同位素分馏效应减弱［24］。与刘琴等［25］得出的青藏高原南部喜马拉雅山南麓河水高程效应显著，唐古拉山以北河水中δ18O高程效应不显著的结果一致。降水稳定同位素（δ18O和δD）表现出反海拔效应，由于降水收集范围集中在那曲市和当雄县，海拔差异并不显著，无统计学意义，拟合出的结果相关性较差，不予讨论。

图6 降水及河水δ18O（δD）与海拔的关系

2.3.2 δ18O预测值空间分布特征为了更好地研究河水同位素空间分布的特性，采用普通克里金插值法对空间河水采样点δ18O及δD进行插值，半变异函数类型分别选用三角函数及高斯函数，以减少标准误差，得出δ18O及δD空间分布插值结果（图7、图8）。本研究将δ18O＜-17.67‰的区域定义为低值区，将δ18O介于-17.67‰～-11.62‰的区域定义为中值区，将＞-11.62‰的区域定义为高值区，δ18O预测值空间分布显示，西南部δ18O普遍较低，东北部较高，具有明显的高程效应。

图7 河水δ18O预测值空间分布

青藏高原多年冻土受到高度地带控制，随着海拔升高，地温降低，冻土厚度增大是普遍规律［26］，夏季处在冻土冻融期，活动层厚度加深，地下冰融化会释放更多的水分，补给地表径流，使得河水同位素δ18O随着海拔升高逐渐偏负。

2.3.3 δD预测值空间分布特征青藏高原东南部冻土区流域河水δD预测值空间分布表现出明显的层状特征，由南向北逐渐减小，纬度效应显著。本研究将δD＜-165.43‰的区域定义为低值区，将δD介于-165.43‰～-142.82‰的区域定义为中值区，将δD＞-142.82‰的区域定义为高值区，空间分布显示，δD西北部偏低，东南部偏高，与δ18O高值区分布规律不尽相同，且高值区主要处于流域下游地区，河流级别越高（黑色线条越深）（图8），δD越富集。

图8 河水δD预测值空间分布

东南部高值区，水系发达，河网较密，支流分布众多，且有雅鲁藏布江谷地，地势相对较低，河水与冻土活动层融化土壤水的交互更加明显，使得河水的补给来源更加多元化。McEachern等［27］发现，在非连续性多年冻土区流域融雪水占径流比例较高，而地势较低流域主要由地下水补给。在青藏高原大片连续多年冻土区，地下冰含量呈现自东向西、自南向北增加的趋势［28］，西北部地势陡峭，且支流分支稀少，河水不足以补给地下水。支流水流流量一般很小，河水受到蒸发影响，同位素相对偏正，偏负的河水则部分受到地下冰融水的补给。南部河水同位素偏正，主要由于植被以高寒草甸为主，对降水截留能力较强［29］，水体经过二次蒸发之后再补给河水，导致同位素富集。如东南部波密县采集的帕隆藏布干流河水δD为-110.73‰，支流河水δD为-100.78‰，林芝市采集的尼洋曲干流河水δD为-139.03‰，支流河水δD为-127.07‰，支流河水δD均比干流更加富集。

此外，与流域汇流面积有关［30］，通过现场观测和Arcgis水文分析估算，流域面积大的河流同位素δD越高，流域面积越小，降水对流域的影响也就越强，由于流域的调蓄作用，河流中的同位素波动较大。

3 小结

青藏高原东南部冻土区夏季河水与降水同位素变化相似，河水主要受降水补给，因受蒸发影响，河水比降水更加富集同位素。结果表明，那曲市和当雄县大气降水线与其他过渡地区具有良好的一致性。

青藏高原东南部夏季日尺度降水有明显的降水量效应，河水同位素值变化与降水相比稍有滞后，在降水事件结束后与降水同位素值趋于一致，进一步说明河水受降水补给，降水量效应是影响冻土区河水同位素组成的原因之一。由于降水样品收集数量较少且受到降水量效应的掩盖，降水与气温相关关系不明显，河水同位素值与气温有较好的正相关关系。

地表气温影响着冻土活动层融化水量，间接影响了冻土层上水对河水的补给作用，同时受到植被的吸收和土壤水的混合作用使得部分河水同位素较富集。

河水同位素同时具有海拔效应和纬度效应，高海拔和低纬度地区较富集，这与冻土分布受高程控制以及河流级别和流域面积有关，间接证明了夏季冻土层融化水对河水的补给作用。

由于采样条件和人员的限制，本研究未采集足够多场次的降水，也未采集冻土活动层融化水，对水体蒸发过程及不同冻土区河水与地下水交互关系等问题还需更深入的研究。