黑河上游葫蘆溝流域不同水體穩(wěn)定同位素特征

梅 亮，匡星星，梁四海，馮雨晴，何秋樂，宋 爽

（1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）水資源與環(huán)境學(xué)院，北京100083；2.南方科技大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院，廣東深圳518055；3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）經(jīng)濟(jì)管理學(xué)院，北京100083）

在過去的50 a，受氣候變化與人類活動(dòng)的影響，青藏高原多年凍土發(fā)生嚴(yán)重退化［1］，氣溫以 0.2～0.4 ℃ ／（10 a）的速率升高［2］，導(dǎo)致多年凍土區(qū)活動(dòng)層水分的水文特征、性質(zhì)與再分配發(fā)生改變［3］，如活動(dòng)層厚度增大、融化時(shí)間提前與凍結(jié)時(shí)間延后等。Zhao等［4］研究發(fā)現(xiàn)，自1980年以來青藏高原東部多年凍土活動(dòng)層厚度平均以 0.71 cm／a 的速度增加；Cheng 等［1］研究發(fā)現(xiàn)青藏高原活動(dòng)層厚度1996—2001年增加了15～50 cm；張中瓊等［5］研究發(fā)現(xiàn)羌塘盆地多年凍土活動(dòng)層厚度向四周不斷增大。作為大氣與凍土之間的水分與能量交換帶，活動(dòng)層加深將對(duì)多年凍土的空間分布、上覆植被的分布與生長(zhǎng)、大氣與凍土間的能量交換和水力傳導(dǎo)造成影響。

國(guó)外有一些學(xué)者研究了不同地區(qū)活動(dòng)層的水分來源。 Mikhalev［6］通過研究 Kolyma Lowland地區(qū)降水與活動(dòng)層地下冰的同位素組成，發(fā)現(xiàn)活動(dòng)層的水分主要來源為夏季與秋季降雨。Nikolayev等［7］發(fā)現(xiàn)夏季降雨是活動(dòng)層的主要水分來源。Boike等［8］對(duì)西伯利亞Levinson-lessing湖流域研究發(fā)現(xiàn)活動(dòng)層水分的補(bǔ)給來源主要為夏季降雨。Throckmorton等［3］通過穩(wěn)定同位素技術(shù)，發(fā)現(xiàn)美國(guó)Barrow凍原地區(qū)夏季與秋季降雨是活動(dòng)層的主要水分來源，活動(dòng)層季節(jié)性冰占其次。此外，也有一些學(xué)者研究了凍原河流、湖泊、地下水與多年凍土線附近的地下冰的水源和水分循環(huán)［9］。然而，國(guó)內(nèi)對(duì)多年凍土區(qū)活動(dòng)層的水分遷移、凍融循環(huán)與補(bǔ)給來源的研究卻很少［10］?；顒?dòng)層是多年凍土區(qū)一個(gè)顯著特征，對(duì)區(qū)域植被、微生物群落、地球化學(xué)與水文循環(huán)都有重要作用，故在全球氣候變暖的背景下充分認(rèn)識(shí)活動(dòng)層補(bǔ)給來源與水文過程，有助于預(yù)測(cè)多年凍土的變化乃至氣候變化趨勢(shì)［11］。

環(huán)境示蹤劑（如穩(wěn)定同位素）與水化學(xué)參數(shù)已被廣泛應(yīng)用于研究徑流來源與示蹤水流動(dòng)路徑［12］。基于同位素與水化學(xué)示蹤劑的端元混合分析模型（EMMA）［13］作為一種分析潛在水源與確定混合過程的普遍方法，常被用來研究不同流域河水的補(bǔ)給來源。該方法包含利用同位素與水化學(xué)參數(shù)代表潛在水源的端元混合分析圖，能夠定性分析確定潛在水源（端元），水源確定后再通過端元混合分析模型計(jì)算出各來源的貢獻(xiàn)率。

本文將青藏高原東北部黑河上游高寒山區(qū)的葫蘆溝流域作為研究區(qū)，利用流域不同水體的穩(wěn)定同位素?cái)?shù)據(jù)，分析各水體的同位素特征與彼此的水力聯(lián)系，并運(yùn)用EMMA模型確定活動(dòng)層的水分來源，定量化潛在水源的貢獻(xiàn)率，旨在填補(bǔ)黑河流域多年凍土區(qū)活動(dòng)層水分來源研究的空缺，為充分認(rèn)識(shí)多年凍土區(qū)的水文過程與預(yù)測(cè)水文循環(huán)的變化提供理論基礎(chǔ)。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 研究區(qū)概況

葫蘆溝流域位于青海省祁連山區(qū)，是黑河的水源區(qū)和產(chǎn)流區(qū)。 地理坐標(biāo)為北緯 38°12′14″—38°16′23″、東經(jīng) 99°50′37″—99°53′54″，流域面積為 23.1km2，海拔范圍為2921～4768m（見圖1）。夏季相對(duì)溫暖多雨，冬季寒冷干燥，多年平均氣溫為0.3℃，最低溫和最高溫分別為-25.2 ℃和 25.8 ℃［14］。 流域植被景觀分帶明顯，有高山草原帶、高山灌叢帶、沼澤草甸帶、高山寒漠帶和冰川積雪帶，季節(jié)性與多年凍土廣泛分布。年均降水量從低海拔的400mm到高海拔的600mm，降水主要集中在7—9月，年均蒸發(fā)量為376～650mm［14］。研究區(qū)共有5處冰川，2011年冰川總覆蓋面積為0.827km2，這些冰川區(qū)為黑河的徑流區(qū)與上游保護(hù)區(qū)［15］。南部以裸露基巖為主，多發(fā)育凍巖和凍土，為主要的產(chǎn)流區(qū)，植被稀疏；中部主要為寒漠和沼澤草甸，是流通與產(chǎn)流區(qū)，在較高處的夷平面分布有厚層多年凍土，植被較為茂密，活動(dòng)層主要為泥炭土；北部為徑流流通區(qū)與匯流區(qū)，孔隙含水層分布廣泛，植被覆蓋度高，主要為高山草原帶，存在大范圍的季節(jié)性凍土［16］。

圖1 葫蘆溝流域采樣點(diǎn)分布

1.2 樣品采集與測(cè)定

數(shù)據(jù)來源于前人研究成果［9，14，17-18］與項(xiàng)目組監(jiān)測(cè)。取樣時(shí)戴一次性聚乙烯手套操作，取樣之前淋洗取樣瓶3遍，取完立即裝入250mL高密度聚乙烯瓶與40mL棕色聚乙烯瓶中，用parafilm膜密封。每個(gè)樣品同一地點(diǎn)重復(fù)取兩次。所有樣品在實(shí)驗(yàn)室分析前保存在4℃環(huán)境下。

水樣氫氧穩(wěn)定同位素測(cè)定在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）同位素實(shí)驗(yàn)室完成，利用液體水同位素分析儀（LosGatosResearchDEL-100）測(cè)定。樣品在室溫下利用0.22μm過濾器進(jìn)行過濾，除去雜質(zhì)后盡快進(jìn)行分析。測(cè)定結(jié)果用樣品同位素比值與標(biāo)準(zhǔn)樣品同位素比值的千分偏差值（δ）來表示，采用 IAEA制定的VSMOW作為標(biāo)準(zhǔn)樣加以校正。δ18O與δD的測(cè)量精度分別為 0.1‰、0.3‰。

1.3 水源劃分

端元混合分析模型（EMMA）自1990年被Hooper等［13］提出后成為一種分析潛在貢獻(xiàn)水源的常用方法。水樣的水化學(xué)或同位素組成是時(shí)空穩(wěn)定的，本質(zhì)上任何同位素與水化學(xué)參數(shù)的變化都是流動(dòng)路徑上混合的結(jié)果［19］?；谝陨霞僭O(shè)，建立方程式：

式中：X、Y為兩種不同的示蹤劑；下標(biāo)1、2、3代表潛在的3個(gè)水源（端元）；F1、F2、F3為各潛在水源對(duì)活動(dòng)層水的貢獻(xiàn)率；A為活動(dòng)層水。

若活動(dòng)層的潛在水源為2個(gè)，則示蹤劑只需要選擇一種，上式可以改寫成：

由于各水源的示蹤劑值會(huì)存在時(shí)空變化與分析誤差，因此有必要對(duì)水源劃分結(jié)果進(jìn)行不確定性分析。利用高斯誤差傳播方程，根據(jù)示蹤劑濃度值確定系統(tǒng)與分析誤差［20］：

式中：W為不確定性值；X為示蹤劑濃度值；WX1、WX2、WXA為示蹤劑濃度值的不確定性值，利用示蹤劑濃度值的標(biāo)準(zhǔn)差求得［20］。

2 結(jié) 果

2.1 各水體的同位素特征

2.1.1 降 水

葫蘆溝流域大氣降水的 δ18O值為-25.95‰～1.67‰，δD 值為-203.94‰ ～ 36.37‰，δ18O 平均值為-7.20‰，δD 平均值為-39.45‰。 當(dāng)?shù)卮髿饨邓€（LMWL）方程為：δD＝8.65δ18O+22.82，與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區(qū)域偏差特征與水汽來源具有相似性［22］。 降水氘盈余值（d-excess） 為： -4.08‰ ～38.94‰。降水的氘盈余值與水汽來源地的相對(duì)濕度、空氣溫度及水汽蒸發(fā)過程中的動(dòng)力分餾緊密相關(guān)，濕度越高對(duì)應(yīng)越小的氘盈余值［23］。葫蘆溝流域降水的氘盈余（d-excess）平均值為18.14‰，比全球的氘盈余值（10‰）大，推斷降水很可能來源于局部循環(huán)水分［24］。

2.1.2 地表水

一個(gè)地區(qū)的地表水或地下水同位素回歸線被稱作當(dāng)?shù)卣舭l(fā)線（LEL）。葫蘆溝河水的LEL方程為δD＝5.92δ18O+2.56， 斜率與截距比全球大氣降水線（GMWL）與LMWL的?。ㄒ妶D2），表明河水經(jīng)歷了從源區(qū)到流域出口的蒸發(fā)作用［9］。正如圖3所示，河水的δ18O值從下游流域出口至上游源區(qū)逐漸減小，呈現(xiàn)隨海拔增高而減小的效應(yīng)（-0.46‰／100 m）。

圖2 葫蘆溝河水蒸發(fā)線LEL與LMWL、GMWL比較

圖3 葫蘆溝流域河水的δ18 O隨海拔的變化情況

冰川融雪水點(diǎn)集中分布于大氣降水線中部稍稍靠上位置（見圖4），冰川融雪水的 d-excess值為18.71‰～27.76‰，平均值為21.50‰。 相比冰川融雪水，雨季積雪點(diǎn)較分散地分布于大氣降水線附近，稍稍偏離降水線，且同位素值相對(duì)更虧損，說明冰川融雪水受到輕微蒸發(fā)作用的影響。

圖4 葫蘆溝流域各水體的δ18O與δD值

2.1.3 地下水

活動(dòng)層季節(jié)性冰的同位素值（δ18O平均值為-5.95‰，δD 平均值為-39.39‰）與大氣降水的接近（見表1），表明大氣降水是其主要補(bǔ)給來源。冰川積雪融化期主要發(fā)生于5—6月，此時(shí)的活動(dòng)層仍然處于凍結(jié)狀態(tài)；冰川積雪融化完成后，6—9月活動(dòng)層開始解凍直至達(dá)到最大深度，此時(shí)溫度較高，活動(dòng)層會(huì)經(jīng)歷蒸發(fā)作用較強(qiáng)的時(shí)期，因此活動(dòng)層季節(jié)性冰比冰川融雪水更富集同位素［25-26］。

表1 葫蘆溝各水體的同位素統(tǒng)計(jì)值

活動(dòng)層水的 δ18O 值為-12.44‰～ -3.57‰，平均值為-6.91‰；δD 值為-70.89‰～ -18.13‰，平均值為-44.90‰；d-excess 值為 2.10‰～ 23.48‰，平均值為10.42‰。活動(dòng)層水同位素值數(shù)據(jù)點(diǎn)散布在大氣降水線附近，說明其主要接受當(dāng)?shù)卮髿饨邓a(bǔ)給；活動(dòng)層水?dāng)?shù)據(jù)點(diǎn)基本位于大氣降水線的下方（見圖4），反映活動(dòng)層水在凍融循環(huán)的過程中受到強(qiáng)烈蒸發(fā)的影響［9］。

圖4顯示泉水同位素值與河水很接近，表明它們之間存在補(bǔ)給與排泄的水力聯(lián)系。泉水同位素值位于降水同位素值范圍之內(nèi)，且波動(dòng)范圍小，說明泉水主要接受降水補(bǔ)給，不同海拔處泉水來源具有相似性且蒸發(fā)強(qiáng)度的差異較小。

LEL與LMWL的交點(diǎn)能夠反映地表水或地下水的原始補(bǔ)給水源的穩(wěn)定同位素組成，初始降水的平均值就是地表水或地下水的有效補(bǔ)給［27］。與LMWL相比，LEL-S的斜率與截距均偏?。ㄒ妶D5），這是寒旱區(qū)的非平衡蒸發(fā)作用導(dǎo)致的［9］。LEL-S與LMWL的交點(diǎn)為-15.19‰（δ18O）、-108.57‰（δD），對(duì)應(yīng)的 dexcess值為12.95‰，很明顯比河水的同位素值（δ18O＝-8.47‰，δD＝ -47.56‰）虧損，表明淺層地下水的主要補(bǔ)給來源是降水，并排泄進(jìn)河水。

圖5 葫蘆溝流域地下水δ18 O與δD的關(guān)系

總體上深層地下水比淺層地下水更富集重同位素。由于深層地下水可能代表了研究區(qū)內(nèi)接受現(xiàn)代水有限補(bǔ)給的古老水的混合物，因此表明先前深層補(bǔ)給溫度比目前的要高［28］。LEL-D與大氣降水線LMWL的交點(diǎn)為-7.65‰（δ18O）和-43.35‰（δD），對(duì)應(yīng)的 dexcess值為17.85‰。這也表明深層地下水主要來源于古老水補(bǔ)給，同時(shí)古老水也會(huì)接受現(xiàn)代水的一部分補(bǔ)給。

2.2 活動(dòng)層水源的確定

降水對(duì)活動(dòng)層的直接影響已得到其他研究者的論證［3，6，8］。 在融雪期，地表覆蓋的積雪與冰川開始融化，活動(dòng)層仍處于凍結(jié)狀態(tài)，冰川積雪融水很快形成地面徑流，限制了冰川積雪融化水對(duì)活動(dòng)層的補(bǔ)給，故冰川積雪融水對(duì)活動(dòng)層的貢獻(xiàn)極為有限［29］。融雪期后，由于潛在蒸發(fā)率相對(duì)較低，補(bǔ)給活動(dòng)層的暖季雨水大多保留相對(duì)較長(zhǎng)時(shí)間，直至下一次凍結(jié)期到來，這部分保留下來的水將以季節(jié)性冰的形式儲(chǔ)存下來，待翌年暖季融化補(bǔ)給活動(dòng)層，因此季節(jié)性冰是活動(dòng)層的另一個(gè)潛在來源［3］。綜上所述，活動(dòng)層水的潛在來源包括降水、冰川積雪融水、活動(dòng)層季節(jié)性冰。水穩(wěn)定同位素δ18O作為水中自帶的“基因”，能夠很好地揭示水體來源與流動(dòng)通道，常常被用作水來源劃分的示蹤劑。

本文選用δ18O與d-excess的濃度值作為分析的示蹤劑，原因是各水源的δ18O與d-excess具有明顯不同的特征且時(shí)空變化較大，這一組合能夠給出最好的水源分割結(jié)果［9］。從三端元混合分析圖（見圖6）可以看出，降水、活動(dòng)層水、冰川融雪水、活動(dòng)層季節(jié)性冰具有明顯不同的δ18O、d-excess特征，然而活動(dòng)層水樣并未在3個(gè)潛在水源組成的三角形里，表明活動(dòng)層水并不完全是由這3個(gè)潛在來源補(bǔ)給，故三端元不存在。如上文所述，冰川融雪水對(duì)活動(dòng)層的補(bǔ)給被活動(dòng)層充滿冰的孔隙給大大限制住了，故本文采用二端元混合分析模型來進(jìn)行活動(dòng)層兩個(gè)水分來源的定量計(jì)算與混合過程分析。

圖6 葫蘆溝流域活動(dòng)層的δ18O與d-excess混合分析圖

采用各水樣的示蹤劑δ18O與d-excess平均值（見表2）計(jì)算得出降水、活動(dòng)層季節(jié)性冰對(duì)活動(dòng)層水的貢獻(xiàn)率，結(jié)果顯示降水是活動(dòng)層的主要水分來源，占比77.26%；其次是活動(dòng)層季節(jié)性冰，占比22.74%。

表2 葫蘆溝不同水體的參數(shù)值 ‰

3 討 論

3.1 活動(dòng)層同位素特征

在垂向土壤剖面上，較淺層活動(dòng)層水的δ18O值（-6.91‰）比深層凍土（-7.56‰）值大（見表 1）。Gonfiantini［30］研究指出，凍土中負(fù)的同位素值可能是凍土中未凍結(jié)水在凍結(jié)過程中經(jīng)歷了凍結(jié)同位素分餾作用產(chǎn)生的。固相（例如冰）優(yōu)先富集重同位素，由此導(dǎo)致在凍結(jié)過程中未凍結(jié)水的同位素虧損，并且未凍結(jié)水的δD值一般減小2‰～3‰［31］。也可能是不同深度土壤水的來源不同導(dǎo)致?；顒?dòng)層水主要接受長(zhǎng)期的現(xiàn)代降水補(bǔ)給，而多年凍土水主要來源于古老大氣降水，古老大氣降水的同位素值比現(xiàn)代降水的小［32］。葫蘆溝流域年均降水量為400～600 mm，太陽(yáng)輻射強(qiáng)，相對(duì)濕度小，導(dǎo)致葫蘆溝流域蒸發(fā)損失大。蒸發(fā)對(duì)夏季活動(dòng)層水的重要影響在北極多年凍土地區(qū)也得到研究論證［33］。

3.2 活動(dòng)層水源分析

活動(dòng)層水的潛在來源有降水、活動(dòng)層季節(jié)性冰與冰雪融水。冰雪融水在融雪期間能產(chǎn)生大量水［34］，但對(duì)活動(dòng)層的貢獻(xiàn)極為有限［3］，原因是融雪期間活動(dòng)層仍處于凍結(jié)狀態(tài)，活動(dòng)層孔隙充滿著冰，冰川積雪融水會(huì)很快以地表徑流的形式匯流到河道中［25］（見圖7［35］）。 活動(dòng)層的 δ18O 與 d-excess端元混合分析圖（見圖6）也顯示，冰雪融水并不是活動(dòng)層的實(shí)際貢獻(xiàn)水源之一。隨著融雪期的結(jié)束，活動(dòng)層開始解凍，此時(shí)的暖季降水將大范圍補(bǔ)給活動(dòng)層。葫蘆溝流域年均降水量從低海拔的400 mm到高海拔的600 mm，年均蒸發(fā)量從376 mm到650 mm［14］，土壤相對(duì)較為干燥、儲(chǔ)水能力較強(qiáng)，潛在蒸發(fā)率較低，補(bǔ)給活動(dòng)層的降水將保留很長(zhǎng)一段時(shí)間［26］。另外，有學(xué)者發(fā)現(xiàn)在青藏高原多年凍土上限活動(dòng)層下限處存在厚度為50～80 cm的黏土層，大大限制了活動(dòng)層水分的下滲與多年凍土融化水對(duì)活動(dòng)層的補(bǔ)給［36］；活動(dòng)層在秋冬季凍結(jié)前達(dá)到融化深度最大值，隨著活動(dòng)層開始凍結(jié)，降水補(bǔ)給活動(dòng)層被保留下來的水分以冰的形式存留在活動(dòng)層中［3］，這一部分冰將作為活動(dòng)層另一個(gè)潛在水來源。圖4顯示，活動(dòng)層季節(jié)性冰同位素值數(shù)據(jù)點(diǎn)與活動(dòng)層水?dāng)?shù)據(jù)點(diǎn)有部分重合，也證明了季節(jié)性冰作為活動(dòng)層水分來源之一的合理性。通過模型計(jì)算得知活動(dòng)層季節(jié)性冰對(duì)活動(dòng)層水分的貢獻(xiàn)率為22.74%，而降水的貢獻(xiàn)率達(dá)到77.26%，表明降水是活動(dòng)層水分的主要來源。

圖7 活動(dòng)層水分循環(huán)與來源示意

4 結(jié) 論

葫蘆溝流域大氣降水線（LMWL）方程為δD＝8.65δ18O+22.82；河水蒸發(fā)線方程 （LEL） 為 δD ＝5.92δ18O+2.56，斜率與截距均比全球大氣降水線（GMWL）與LMWL的小，表明河水經(jīng)歷了強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用，且河水的δ18O值從下游流域出口至上游源區(qū)逐漸降低，呈現(xiàn)明顯的海拔效應(yīng)（-0.46‰／100 m）。 雨季積雪比冰川融雪水更虧損同位素?；顒?dòng)層季節(jié)性冰比冰川融雪水更富集同位素。淺層地下水的蒸發(fā)線（LEL-S）的表達(dá)式為 δD＝7.69δ18O+8.24，主要補(bǔ)給來源是降水，并排泄進(jìn)河水。深層地下水的蒸發(fā)線（LEL-D）表達(dá)式為 δD＝6.09δ18O+3.24，主要來源于古老水補(bǔ)給，這類古老水也會(huì)接收現(xiàn)代水的補(bǔ)給。泉水與河水之間存在補(bǔ)給與排泄的水力聯(lián)系，不同海拔處泉水來源具有相似性且蒸發(fā)強(qiáng)度的差異較小。

凍土活動(dòng)層水分來源主要為降水（占比77.26%），其次為活動(dòng)層季節(jié)性冰（占比22.74%）。冰雪融水的入滲受到活動(dòng)層孔隙被冰填滿的限制，對(duì)活動(dòng)層的貢獻(xiàn)極為有限。