青藏高原東南部?jī)鐾羺^(qū)夏季降水及河水氫氧同位素的變化特征

李 愷，衣 鵬，應(yīng)可均，熊 嶺，李敏娟

（河海大學(xué)水文水資源學(xué)院/水文水資源與水利工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210098）

近年來，由于氣候變化，青藏高原的永久凍土層不斷退化［1］，凍土退化會(huì)影響多年凍土區(qū)地下冰、地下水補(bǔ)給源和補(bǔ)給量、徑流路徑和排泄過程以及地下水與地表水的交換等［2］，改變?cè)兴疅徇^程。在青藏高原的永久凍土區(qū)，除改則站（0.64℃）外，所有站點(diǎn)的年均氣溫（MAAT）均低于0℃。最低的年均氣溫出現(xiàn)在五道梁，為-4.82℃。除改則站的年降水量為181.8 mm外，其他站的年降水量均在300～550 mm［3］。總體來說，在青藏高原上的大部分永久凍土區(qū)，氣候正變得越來越溫暖和潮濕［4］。水體穩(wěn)定同位素作為一種成熟且精確的示蹤方法，已被廣泛應(yīng)用于各個(gè)領(lǐng)域［5］，水循環(huán)過程中的水體由于形成機(jī)制不同，同位素組成也不同。通過同位素組成分析，能夠鑒別水體來源和年齡等［6］，在確定水源水和改進(jìn)永久凍土環(huán)境中山坡比例尺產(chǎn)流的概念模型方面，同位素方法的應(yīng)用也有所增加［7］?？讖埖龋?］指出了高寒流域出山徑流中冰雪融水所占比例的變化是水資源對(duì)全球變化最為直接的響應(yīng)。胡海英等［9］則強(qiáng)調(diào)了采樣工作在同位素水文研究過程中的重要性。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 研究區(qū)概況

青藏高原屬高寒大陸性氣候，年平均氣溫由東南的20℃向西北遞減至-6℃以下，年內(nèi)凍結(jié)期長(zhǎng)達(dá)6～7個(gè)月，含有豐富地下冰，隨著氣候變暖，凍土在不斷退化，常年受西風(fēng)和季風(fēng)同時(shí)控制，受山脈阻擋，年蒸發(fā)量遠(yuǎn)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濕氣流的影響，降水較多，在1 000 mm以上。本研究范圍及采樣點(diǎn)如圖1所示，介于29°56′39″—34°49′41″N，90°43′12″—98°21′28″E，位于青藏高原東南部，因有雅魯藏布江谷地及地勢(shì)較低的原因，常形成夏季河谷季風(fēng)，帶來濕潤(rùn)水汽。水系發(fā)達(dá)，徑流季節(jié)性變化明顯，本研究涉及較大的外流河有屬印度洋水系的雅魯藏布江（較大支流有拉薩河、尼洋曲與帕隆藏布等）、怒江及屬太平洋水系的黃河，海拔2 400～4 750 m。

圖1 研究區(qū)域及采樣點(diǎn)示意

1.2 氣象及凍土類型數(shù)據(jù)

本研究所用氣象數(shù)據(jù)主要有日尺度降水量、氣溫和地面日平均氣溫，其中降水量日值和氣溫日值數(shù)據(jù)采用國(guó)家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)中心基礎(chǔ)資料專項(xiàng)數(shù)據(jù)產(chǎn)品專題，結(jié)合三維地理空間信息進(jìn)行空間插值得到的高分辨率、0.5°×0.5°格點(diǎn)化的氣候數(shù)據(jù)集，地面日平均氣溫采用采樣點(diǎn)附近相似高程和氣候環(huán)境氣象站（青海瑪多等9個(gè)氣象站點(diǎn)）的日觀測(cè)數(shù)據(jù)。凍土類型采用國(guó)家冰川凍土沙漠科學(xué)數(shù)據(jù)中心提供的中國(guó)1∶1 000萬凍土區(qū)劃及類型圖數(shù)據(jù)集［10］。

1.3 樣品采集

在青藏高原東南部?jī)鐾羺^(qū)沿G214、G109、G317、G318附近流域采樣，降水通過采集器采集，河水及湖水通過人工采集，用聚苯乙烯泡沫塑料完全包裹，避免蒸發(fā)，采用國(guó)際原子能組織（IAEA）提供的高密度聚乙烯瓶取樣，降水樣與河水樣取樣瓶體積為50 mL，湖水樣取樣瓶體積為30 mL，降水采樣期為2019年8月3—6日，按當(dāng)日降水場(chǎng)次收集，共采集5個(gè)樣品，河水采樣期為2019年7月31日至2019年8月10日，共采集25個(gè)樣品，在安久拉山下白衣錯(cuò)湖采集1個(gè)湖水樣品。

1.4 同位素測(cè)定

樣品在采樣完成后及時(shí)以冷藏封閉狀態(tài)運(yùn)輸至南京市河海大學(xué)水文水資源與水利工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室同位素水文實(shí)驗(yàn)平臺(tái)，全部過濾后，使用美國(guó)PicarroL2130-i型高精度水同位素分析儀測(cè)定δ18O和δD比率，液態(tài)水測(cè)量規(guī)格A0211-高精度汽化器精度（1δ）確保0.025/0.1‰，用于δ18O/δD，A0325-自動(dòng)進(jìn)樣器，漂移（24 h）確保0.2/0.8‰，用于δ18O/δD，運(yùn)用Chem CorrectTM后處理軟件，進(jìn)行標(biāo)記污染和標(biāo)樣校正計(jì)算。為提高精度減小測(cè)量誤差，每個(gè)樣品均測(cè)7針，取后3針測(cè)定值的均值，結(jié)果以相對(duì)于維也納標(biāo)準(zhǔn)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分別代表水樣與維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水中氫氧穩(wěn)定同位素比率R（18O/16O，D/H），實(shí)驗(yàn)室分析標(biāo)樣采用中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所研制并認(rèn)定的氫氧同位素水標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)（表1）。

表1 標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)定值元素δ18O、δD的認(rèn)定值及擴(kuò)展不確定度

2 結(jié)果與分析

2.1 降水及河水同位素特征

在采樣期內(nèi)，降水δ18O和δD分別介于-28.4‰～-19.8‰、-216.7‰～-159.1‰，δ18O和δD平均值分別為-23.7‰、-183.9‰，氘盈余（d-excess）變化范圍為-0.3‰～10.4‰，平均值為5.7‰。河水δ18O和δD分別介于-20.0‰～-3.5‰、-149.0‰～-33.7‰，δ18O和δD平均值分別為-15.9‰、-116.6‰，變化范圍為-6.1‰～14.5‰，平均值為10.6‰。河水同位素與降水同位素相似的變化特征，體現(xiàn)了降水補(bǔ)給特征，瑪多河水δ18O為-3.5‰，異常富集，與瑪多地區(qū)屬高平原地區(qū)，白天日射強(qiáng)度大，地面接受熱量多，蒸發(fā)較為強(qiáng)烈有關(guān)，此外該地區(qū)由于植被以高寒草甸為主，對(duì)降水截留能力較強(qiáng)，水體經(jīng)過二次蒸發(fā)之后再補(bǔ)給河水，相比其他地區(qū)，河水同位素要更加富集。湖水樣δ18O和δD分別為-7.3‰、-73.0‰。全球大氣降水中的d-excess平均值為10‰，如果蒸發(fā)強(qiáng)烈，d-xcess的值會(huì)下降，可見，湖水經(jīng)歷了強(qiáng)烈的蒸發(fā)富集作用。

姚檀棟等［11］依據(jù)大氣環(huán)流對(duì)青藏高原的影響，將青藏高原分為西風(fēng)區(qū)、季風(fēng)區(qū)及過渡區(qū)。本研究降水樣于過渡區(qū)采集，Gao等［12］在北麓河、沱沱河流域研究得出當(dāng)?shù)卮髿饨邓€為δ18O=8.3δD+18.5。Yao等［6］在西藏瑪旁雍錯(cuò)盆地得出當(dāng)?shù)卮髿饨邓€δ18O=7.37δD+6.26，Liang等［13］在青海湖得出當(dāng)?shù)卮髿饨邓卣骶€為δ18O=7.18δD+8.97。本研究得出那曲和當(dāng)雄夏季大氣降水線為δ18O=7.0δD-18.03（圖2），由于夏季處在季風(fēng)活動(dòng)期，降水受氣溫和降水量影響較多，且局地效應(yīng)明顯，斜率偏小。河水的δD至δ18O的關(guān)系線斜率和截距相對(duì)偏大，河水δ18O和δD總體分布在降水線之上，表明河水除了受大氣降水補(bǔ)給外，還受區(qū)域水體內(nèi)循環(huán)和蒸發(fā)分餾的作用。

圖2 不同水體同位素組成和δD至δ18O的關(guān)系

2.2 降水及河水同位素影響因素分析

2.2.1 降水及河水同位素與降水量的關(guān)系本研究在那曲市降水事件結(jié)束后，采集了5個(gè)降水樣品，4個(gè)河水樣品，研究得出青藏高原東南部夏季日尺度降水有明顯的降水量效應(yīng)［14］。降水的淋濾作用和瑞利分餾作用導(dǎo)致富集δ18O和δD的水汽優(yōu)先形成降水，δ18O和δD逐漸貧化，河水同位素值變化與降水相比稍有滯后（圖3），在降水事件結(jié)束后與降水同位素值趨于一致，進(jìn)一步說明河水受降水補(bǔ)給。

由于那曲市地理位置偏南，受季風(fēng)影響較大，那曲市處在過渡區(qū)，除局地氣團(tuán)外，受西風(fēng)和季風(fēng)同時(shí)影響，水汽來源非常復(fù)雜，田立德等［15］分析了那曲市河流流域河水的δ18O特征，降水量較小時(shí)降水對(duì)河水的影響會(huì)減弱，降水量較大時(shí)，河水同位素與降水同位素差異很大，這與劉光生等［16］的研究結(jié)論相同。由表2、圖3可知，8月3日從東南方向吹來的潮濕的印度洋水汽可以為該地區(qū)提供大量的降水，并且在水汽輸送過程中使同位素表現(xiàn)為低值，而8月4日，區(qū)域主要受西北大陸氣團(tuán)西風(fēng)影響時(shí)，干燥的氣團(tuán)使得同位素值較高。河水接受貧化同位素值的大氣降水補(bǔ)給時(shí)同位素值下降，受到蒸發(fā)作用影響較大的降水補(bǔ)給時(shí)同位素值上升。降水量的大小或降水同位素的降水量效應(yīng)［14］是影響凍土區(qū)河水同位素組成的原因之一。

圖3 降水δ18O及河水δ18O在采樣期與降水量的關(guān)系

表2 連續(xù)降雨期降水δ18O和河水δ18O及氣象要素值

2.2.2 降水及河水同位素與氣溫的關(guān)系溫度是影響水體同位素組成的一個(gè)重要因素［17］，研究發(fā)現(xiàn)，水在采樣期內(nèi)δ18O和δD與日均氣溫（T）的相關(guān)關(guān)系不明顯（圖4）（δ18O=0.43T-26.76（r2=-0.26，P＜0.05），δD=4.43T-215.08（r2=-0.18，P＜0.01），在觀測(cè)期內(nèi)區(qū)域受季風(fēng)影響更為強(qiáng)烈，水量效應(yīng)起到抑制作用，8月短暫的降水場(chǎng)次中，降水δ18O（δD）有一個(gè)低值比較明顯，可能與當(dāng)日受印度季風(fēng)水汽輸送有關(guān)。余武生等［18］得出獅泉河和改則兩站點(diǎn)降水中δ18O主要受“溫度效應(yīng)”影響。Liu等［19］在慕士塔格峰地區(qū)得出8月降水δ18O與氣溫的相關(guān)關(guān)系為δ18O=1.27T-6.14。主要受降水補(bǔ)給的河水在采樣期內(nèi)δ18O和δD與日均氣溫有較好的正相關(guān)關(guān)系［δ18O=0.33T-18.31（r2=0.02，P＜0.05），δD=2.53T-135.25（r2=0.025，P＜0.05）］（圖4）。王利輝等［20］在唐古拉站觀測(cè)分析得出草地的蒸散發(fā)主要受凈輻射和氣溫的影響，溫度效應(yīng)主要是由于蒸發(fā)過程中分餾作用減弱造成的，氣溫與蒸散發(fā)通常存在正相關(guān)關(guān)系，溫度上升過程中，河水響應(yīng)降水富集同位素，但上升趨勢(shì)較為緩慢。Zhang等［21］研究發(fā)現(xiàn)，高原的降水入滲和地表消融同時(shí)進(jìn)行，說明溫度在上升過程中也加快了凍土融化水對(duì)河水的補(bǔ)給，起到了一定的平緩作用。常姝婷［22］發(fā)現(xiàn)近年來青藏高原下墊面蒸散發(fā)的顯著增加是大氣中水汽含量顯著上升的主要原因，可見蒸散發(fā)對(duì)降水量影響干擾了降水同位素的溫度效應(yīng)。

圖4 降水及河水δ18O（δD）與日平均氣溫的關(guān)系

2.2.3 降水及河水同位素與地表氣溫的關(guān)系除黃河源頭瑪多地區(qū)河流同位素值異常富集，其余河水δ18O與日平均地表氣溫呈負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖5）。Li等［23］統(tǒng)計(jì)模型的估算結(jié)果表明，1981—2018年青藏公路沿線活動(dòng)層厚度呈顯著增加趨勢(shì)，平均變化率達(dá)19.5 cm/10年，這與該時(shí)段內(nèi)區(qū)域平均氣溫的升高趨勢(shì)（升溫率為0.068℃/年）顯著相關(guān)，地表氣溫的上升直接影響了凍土活動(dòng)層的厚度，河水同位素δ18O隨著日平均地表氣溫的上升逐漸偏負(fù)，直接證明了凍土層上水對(duì)河水的補(bǔ)給作用。

圖5 河水δ18O與日平均地表氣溫的關(guān)系

局部地區(qū)河水δ18O隨日平均地表氣溫上升而增大，隨著氣溫降低，但凍土活動(dòng)層厚度依然在增加，土壤水的滯留時(shí)間的增加是地下水δ18O富集的主要因素，可能是入滲水分與活動(dòng)層底部的凍土融水進(jìn)行交換混合，產(chǎn)生了混合效應(yīng)，而這部分水體富集同位素更多，所以隨著活動(dòng)層厚度不斷增加，融化水可能富集的同位素也增多。此外，流域內(nèi)的高寒草甸以及其他植被對(duì)地下水的吸收作用，也會(huì)影響河水中同位素的組成和變化。冰川融雪水會(huì)順著地形優(yōu)勢(shì)優(yōu)先匯入干流，同時(shí)流域兩側(cè)凍土覆蓋情況也會(huì)影響河水接受到的補(bǔ)給量，有研究表明，凍土層上水主要來自大氣降水補(bǔ)給，隨著融化程度加深，夏季降水入滲及蒸發(fā)量大，進(jìn)一步影響了河水與凍土融化水的混合。

2.3 降水及河水氫氧同位素空間分布特征

2.3.1 降水及河水同位素隨海拔的變化研究區(qū)域地形陡峭且差異較大，降水穩(wěn)定同位素（δ18O和δD）與海拔（H）呈正相關(guān)關(guān)系，河水穩(wěn)定同位素（δ18O和δD）與海拔呈負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖6），海拔效應(yīng)明顯，說明隨著海拔上升同位素分餾效應(yīng)減弱［24］。與劉琴等［25］得出的青藏高原南部喜馬拉雅山南麓河水高程效應(yīng)顯著，唐古拉山以北河水中δ18O高程效應(yīng)不顯著的結(jié)果一致。降水穩(wěn)定同位素（δ18O和δD）表現(xiàn)出反海拔效應(yīng)，由于降水收集范圍集中在那曲市和當(dāng)雄縣，海拔差異并不顯著，無統(tǒng)計(jì)學(xué)意義，擬合出的結(jié)果相關(guān)性較差，不予討論。

圖6 降水及河水δ18O（δD）與海拔的關(guān)系

2.3.2 δ18O預(yù)測(cè)值空間分布特征為了更好地研究河水同位素空間分布的特性，采用普通克里金插值法對(duì)空間河水采樣點(diǎn)δ18O及δD進(jìn)行插值，半變異函數(shù)類型分別選用三角函數(shù)及高斯函數(shù)，以減少標(biāo)準(zhǔn)誤差，得出δ18O及δD空間分布插值結(jié)果（圖7、圖8）。本研究將δ18O＜-17.67‰的區(qū)域定義為低值區(qū)，將δ18O介于-17.67‰～-11.62‰的區(qū)域定義為中值區(qū)，將＞-11.62‰的區(qū)域定義為高值區(qū)，δ18O預(yù)測(cè)值空間分布顯示，西南部δ18O普遍較低，東北部較高，具有明顯的高程效應(yīng)。

圖7 河水δ18O預(yù)測(cè)值空間分布

青藏高原多年凍土受到高度地帶控制，隨著海拔升高，地溫降低，凍土厚度增大是普遍規(guī)律［26］，夏季處在凍土凍融期，活動(dòng)層厚度加深，地下冰融化會(huì)釋放更多的水分，補(bǔ)給地表徑流，使得河水同位素δ18O隨著海拔升高逐漸偏負(fù)。

2.3.3 δD預(yù)測(cè)值空間分布特征青藏高原東南部?jī)鐾羺^(qū)流域河水δD預(yù)測(cè)值空間分布表現(xiàn)出明顯的層狀特征，由南向北逐漸減小，緯度效應(yīng)顯著。本研究將δD＜-165.43‰的區(qū)域定義為低值區(qū)，將δD介于-165.43‰～-142.82‰的區(qū)域定義為中值區(qū)，將δD＞-142.82‰的區(qū)域定義為高值區(qū)，空間分布顯示，δD西北部偏低，東南部偏高，與δ18O高值區(qū)分布規(guī)律不盡相同，且高值區(qū)主要處于流域下游地區(qū)，河流級(jí)別越高（黑色線條越深）（圖8），δD越富集。

圖8 河水δD預(yù)測(cè)值空間分布

東南部高值區(qū)，水系發(fā)達(dá)，河網(wǎng)較密，支流分布眾多，且有雅魯藏布江谷地，地勢(shì)相對(duì)較低，河水與凍土活動(dòng)層融化土壤水的交互更加明顯，使得河水的補(bǔ)給來源更加多元化。McEachern等［27］發(fā)現(xiàn)，在非連續(xù)性多年凍土區(qū)流域融雪水占徑流比例較高，而地勢(shì)較低流域主要由地下水補(bǔ)給。在青藏高原大片連續(xù)多年凍土區(qū)，地下冰含量呈現(xiàn)自東向西、自南向北增加的趨勢(shì)［28］，西北部地勢(shì)陡峭，且支流分支稀少，河水不足以補(bǔ)給地下水。支流水流流量一般很小，河水受到蒸發(fā)影響，同位素相對(duì)偏正，偏負(fù)的河水則部分受到地下冰融水的補(bǔ)給。南部河水同位素偏正，主要由于植被以高寒草甸為主，對(duì)降水截留能力較強(qiáng)［29］，水體經(jīng)過二次蒸發(fā)之后再補(bǔ)給河水，導(dǎo)致同位素富集。如東南部波密縣采集的帕隆藏布干流河水δD為-110.73‰，支流河水δD為-100.78‰，林芝市采集的尼洋曲干流河水δD為-139.03‰，支流河水δD為-127.07‰，支流河水δD均比干流更加富集。

此外，與流域匯流面積有關(guān)［30］，通過現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)和Arcgis水文分析估算，流域面積大的河流同位素δD越高，流域面積越小，降水對(duì)流域的影響也就越強(qiáng)，由于流域的調(diào)蓄作用，河流中的同位素波動(dòng)較大。

3 小結(jié)

青藏高原東南部?jī)鐾羺^(qū)夏季河水與降水同位素變化相似，河水主要受降水補(bǔ)給，因受蒸發(fā)影響，河水比降水更加富集同位素。結(jié)果表明，那曲市和當(dāng)雄縣大氣降水線與其他過渡地區(qū)具有良好的一致性。

青藏高原東南部夏季日尺度降水有明顯的降水量效應(yīng)，河水同位素值變化與降水相比稍有滯后，在降水事件結(jié)束后與降水同位素值趨于一致，進(jìn)一步說明河水受降水補(bǔ)給，降水量效應(yīng)是影響凍土區(qū)河水同位素組成的原因之一。由于降水樣品收集數(shù)量較少且受到降水量效應(yīng)的掩蓋，降水與氣溫相關(guān)關(guān)系不明顯，河水同位素值與氣溫有較好的正相關(guān)關(guān)系。

地表氣溫影響著凍土活動(dòng)層融化水量，間接影響了凍土層上水對(duì)河水的補(bǔ)給作用，同時(shí)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較富集。

河水同位素同時(shí)具有海拔效應(yīng)和緯度效應(yīng)，高海拔和低緯度地區(qū)較富集，這與凍土分布受高程控制以及河流級(jí)別和流域面積有關(guān)，間接證明了夏季凍土層融化水對(duì)河水的補(bǔ)給作用。

由于采樣條件和人員的限制，本研究未采集足夠多場(chǎng)次的降水，也未采集凍土活動(dòng)層融化水，對(duì)水體蒸發(fā)過程及不同凍土區(qū)河水與地下水交互關(guān)系等問題還需更深入的研究。