何啟欣， 曹廣超， 曹生奎， 程夢(mèng)園， 刁二龍， 高斯遠(yuǎn)，邱巡巡， 趙美亮， 程 國(guó)

（1.青海師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，青海西寧 810008；2.青海省自然地理與環(huán)境過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海西寧 810008；3.青藏高原地表過(guò)程與生態(tài)保育教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海西寧 810008；4.青海省人民政府-北京師范大學(xué)高原科學(xué)與可持續(xù)發(fā)展研究院，青海西寧 810008）

氫氧穩(wěn)定同位素作為自然界各類水體水循環(huán)的天然示蹤劑，近年來(lái)被廣泛用于研究降水水汽來(lái)源［1-3］、地下水利用與補(bǔ)給［4-5］、土壤水入滲與消耗［6-8］、地表水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系［9-11］、干旱區(qū)生態(tài)水文研究［12-14］等方面，成果諸多。隨著氣候變化加劇，對(duì)典型的高寒區(qū)柴達(dá)木盆地的水文研究較多，柴達(dá)木盆地位于青藏高原東北部，面積約2.5×105km2，屬于高原大陸性荒漠氣候，年降水量自東南部的200 mm遞減到西北部的15 mm，年蒸發(fā)量由四周山區(qū)向盆地中心地帶遞增，在1200～3500 mm 之間［15］。就整個(gè)柴達(dá)木盆地來(lái)看，該區(qū)域內(nèi)同位素研究較為豐富，李劭寧等［16］采用同位素方法探究格爾木河地表水-地下水交互作用，崔亞莉等［17］利用3H 數(shù)據(jù)建立相應(yīng)的數(shù)學(xué)物理模型，計(jì)算沖洪積扇不同位置地下水更新速率，并劃分了當(dāng)?shù)氐牡叵滤鲃?dòng)系統(tǒng)，孔娜等［18］研究表明，柴達(dá)木盆地未來(lái)水量呈增加趨勢(shì)，可保障柴達(dá)木循環(huán)經(jīng)濟(jì)試驗(yàn)區(qū)的水資源供給，徐凱［19］在前人針對(duì)柴達(dá)木盆地西部油田水的形成演化研究基礎(chǔ)上，采用水化學(xué)特征與氫氧同位素地球化學(xué)特征結(jié)合，對(duì)具體的演化過(guò)程進(jìn)行了研究。

香日德-柴達(dá)木河位于柴達(dá)木盆地東南部，是青海省重要的綠洲農(nóng)業(yè)分布區(qū)和移民遷入?yún)^(qū)［20-21］，水資源是制約其農(nóng)業(yè)發(fā)展、導(dǎo)致生態(tài)環(huán)境脆弱性加劇、降低移民遷入?yún)^(qū)環(huán)境承載力的重要因素［22-23］。目前，針對(duì)香日德-柴達(dá)木河流域水文水資源研究集中于生態(tài)用水［24］、蒸散發(fā)變化特征［25］、水資源地理數(shù)據(jù)庫(kù)［26］、綠洲灌溉對(duì)地下水的影響及生態(tài)響應(yīng)［22］、水資源系統(tǒng)生態(tài)風(fēng)險(xiǎn)的分析評(píng)價(jià)［23］和綠洲農(nóng)業(yè)可持續(xù)性研究［20］等方面，該流域水體氫氧穩(wěn)定同位素的研究較少。為實(shí)現(xiàn)流域水資源優(yōu)化配置、供需動(dòng)態(tài)平衡，迫切需要掌握香日德-柴達(dá)木河流域水文水資源特征，以解決區(qū)域發(fā)展和生態(tài)環(huán)境保護(hù)面臨的諸多問(wèn)題。本文對(duì)香日德-柴達(dá)木河流域6 種水體59組水體樣品進(jìn)行氫氧同位素測(cè)試與分析，結(jié)合流域自然地理環(huán)境，探討了研究區(qū)不同水體氫氧同位素含量與特征，包括高程效應(yīng)、氘盈余參數(shù)以及河水沿程變化，目的在于為香日德-柴達(dá)木河流域水資源的可持續(xù)利用提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)和科技支撐。

1 研究區(qū)概況與方法

1.1 研究區(qū)概況

香日德-柴達(dá)木河發(fā)源于昆侖山布爾汗布達(dá)山（圖1），全長(zhǎng)250 km，屬霍布遜湖水系，以降水補(bǔ)給為主，多年平均徑流量4.53×108m3，河道平均比降6.76‰［27］，河源海拔4846 m，河源分為東西兩支，冬給措納湖作為東支的天然調(diào)蓄湖泊，面積253 km2，冬給措納湖以下至與西支匯合處稱托索河；西支發(fā)源于內(nèi)陸吞吐湖阿拉克湖，面積72 km2，阿拉克湖至與東支匯合處稱烏蘭烏蘇郭勒（紅水川）；東西支匯合后稱香日德河，河道出山口后逐漸潛入地下，于小夏灘完全干涸后轉(zhuǎn)為地下潛流，在20 km 處的小柴旦以泉的形式出露，轉(zhuǎn)為地表水，稱柴達(dá)木河（巴彥河），最終匯入盆地底部的霍布遜湖［28］。香日德-柴達(dá)木河流域氣候類型為大陸性氣候，溫度日變化大，終年少雨多風(fēng)，冬長(zhǎng)夏短，四季不分明，高、寒、旱特征明顯［24］。年均氣溫為2.7 ℃，年均降水量163.2 mm［29］。土壤自昆侖山下向北分布有沼澤土、草甸土、鹽土、風(fēng)沙土、灰棕漠土，呈現(xiàn)出扇形的分布形狀。流域植被屬荒漠半荒漠性質(zhì)，稀疏矮小，根系發(fā)達(dá)且深入地下，覆蓋度一般在25%以下，具有旱生鹽生的生態(tài)特性。

圖1 研究區(qū)位置及采樣點(diǎn)示意圖Fig.1 Location of the study area and distribution of the sampling sites

1.2 樣品采集

2020 年11 月下旬在流域內(nèi)共采集湖水、河水、地下水、井水、冰、雪樣品共計(jì)59組（圖1），其中湖水樣8 組，河水樣31 組，冰樣13 組，地下水樣、井水樣各3組，雪樣1組；湖水采集于距湖岸1 m的部位，河水采集于距河岸1 m、流速較快的河流中部，如河湖水樣采樣點(diǎn)結(jié)冰，則同時(shí)采集水樣和冰樣。現(xiàn)場(chǎng)使用多參數(shù)水質(zhì)分析儀(AZ8302)測(cè)定氣溫、水溫、TDS等指標(biāo)。采集水樣時(shí)，先將60 mL 聚乙烯密封瓶用原水沖洗2～3遍，每個(gè)點(diǎn)采集2瓶重復(fù)水樣，采集后使用PARAFILM膜密封，置于-4 ℃環(huán)境中冷藏至測(cè)定分析。

1.3 樣品處理與分析

水樣在測(cè)定前均經(jīng)0.22 μm 的濾膜過(guò)濾，水體氫氧同位素在青海湖濕地生態(tài)系統(tǒng)國(guó)家定位觀測(cè)研究站采用液態(tài)水同位素分析儀LGR-2100測(cè)定［30］，對(duì)δ2H（δD）和δ18O 的分析精度分別為±0.8‰和±0.2‰，計(jì)算結(jié)果用維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水（VSMOW）的千分差來(lái)表示，公式如下：

本文采用氘盈余衡量水中δ2H 和δ18O 的相對(duì)富集程度：d-excess=δ2H-8δ18O，氘盈余（d-excess）這個(gè)概念最早是由Dansgaard［31］提出的，反映了水的不平衡分餾以及蒸發(fā)速度，蒸發(fā)作用增強(qiáng)會(huì)導(dǎo)致d-excess 值顯示出偏正的變化，降水作用增強(qiáng)會(huì)導(dǎo)致dexcess值顯示出偏負(fù)變化［32-33］。

2 結(jié)果與分析

青藏高原冬季受北風(fēng)控制，采樣期內(nèi)在冬給措納湖采集1 次降雪，該降雪樣點(diǎn)同位素正好落在章新平等［34］提出的德令哈站大氣降水線（LMWL）：δ2H=5.86δ18O-27.28上，故采用此降水線作為本文當(dāng)?shù)亟邓€。當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的斜率和截距均小于全球大氣降水線，則表示降雨過(guò)程中存在蒸發(fā)作用。

2.1 不同水體δ2H-δ18O關(guān)系

香日德-柴達(dá)木河流域59樣品水體同位素組成中，δ2H 變化范圍為-73.48‰～-148.90‰，變幅為75.42‰，平均值為-110.67±13.79‰，δ18O 變化范圍為-7.80～-22.64，變幅為14.84‰，平均值為-16.41±2.59‰，可見(jiàn)香日德-柴達(dá)木河水體的δ18O 比δ2H 更穩(wěn)定。除雪樣（1 組）之外的所有水體d-excess 值在8.10‰～34.44‰之間變化，變幅為26.35‰，平均值為21.15±6.63‰，超出全球平均氘盈余值11.15‰。各水體間氘盈余進(jìn)行比較得出：湖水＞冰＞地下水＞河水＞井水＞雪，只有井水和雪的氘盈余值較為接近全球平均氘盈余值10‰，表明流域內(nèi)這2 種水體受蒸發(fā)作用影響最小。流域冬季氣溫低，濕度小，降水少，在降水過(guò)程中雨滴在經(jīng)過(guò)干燥空氣時(shí)會(huì)發(fā)生同位素的蒸發(fā)濃縮，導(dǎo)致氘盈余值高于全球平均氘盈余值。

通過(guò)分析流域水體氫氧穩(wěn)定同位素的均值及變化范圍（表1），將它們的富集程度進(jìn)行對(duì)比，河水、地下水和井水的δ18O 和δ2H 值大于湖水和冰，dexcess值均低于湖水和冰；湖水、冰、河水、地下水和井水的δ18O、δ2H 和d-excess 值有交叉關(guān)系，尤其是δ18O的均值十分接近，且標(biāo)準(zhǔn)差小，再次說(shuō)明流域水體的δ18O 比δ2H 更穩(wěn)定，所以以δ18O 來(lái)分析不同水體之間的水力聯(lián)系。湖水和冰的δ18O均值與變化范圍都非常接近，兩者存在較緊密的補(bǔ)排關(guān)系，可能由于11月下旬河源與上游河段結(jié)冰，所采集冰樣集中在上游河段，所以二者的水力聯(lián)系較為強(qiáng)烈；河水與地下水δ18O 的均值和變化范圍同樣非常接近，地下水δ18O 的變化范圍包含在河水變化范圍之內(nèi)，二者水力聯(lián)系較強(qiáng)，原因?yàn)樾∠臑﹨^(qū)域的地下水本身就是上游河段的地下潛沒(méi)形式。

表1 香日德-柴達(dá)木河流域氫氧穩(wěn)定同位素比值Tab.1 Hydrogen-oxygen stable isotope ratio in the Xiangride-Qaidam River Basin

2.2 湖水氫氧穩(wěn)定同位素特征

在香日德-柴達(dá)木河流域上游東西兩支的阿拉克湖、冬給措納湖和流域尾閭霍布遜湖中共采集到8 個(gè)湖水樣品，其中δ2H 的變化范圍在-83.58‰～-139.63‰之間，平均值為-116.98±21.09‰；δ18O 的變化范圍在-11.99‰～-21.63‰之間，平均值為-18.19±3.82‰，δ2H 和δ18O 最大值均在流域尾閭的霍布遜湖，最小值均在河源冬給措納湖。湖水氫氧同位素值與該湖的地理位置、氣象條件、水源補(bǔ)給類型等因素密切相關(guān)［35］。其中湖水d-excess值變化范圍為12.34‰～33.43‰，平均值為28.57±6.84‰，由圖2 可知，所有值都大于全球大氣降水線氘盈余值（10‰），表明局地蒸發(fā)水汽參與了水循環(huán)過(guò)程，冬季降水稀少蒸發(fā)強(qiáng)烈，容易出現(xiàn)湖面水體表面蒸發(fā)和二次蒸發(fā)，導(dǎo)致了氘盈余值的偏大。

圖2 湖水δ2H與δ18O的關(guān)系及d-excess變化Fig.2 Relationship between δ2H and δ18O and the variation of d-excess in lake water

已有研究表明，隨著水的蒸發(fā)，水的鹽度增高，則水中δ18O值也會(huì)增大。湖水的鹽度與補(bǔ)給源的多少也有關(guān)系［36］，冬季入湖口處水量大大減小，補(bǔ)給作用微弱，河源兩湖為淡水湖，且都為吞吐湖，水體更新速度大于霍布遜湖，所以湖水富集程度在整體上呈現(xiàn)出了阿拉克湖和冬給措納湖小于霍布遜湖，表現(xiàn)出了較好的高程效應(yīng)。本文研究河源兩湖δ2H和δ18O 值相較霍布遜湖偏負(fù)，也與青藏高原北部湖水δ2H與δ18O比南部偏正的結(jié)果一致［37］。

2.3 河水氫氧穩(wěn)定同位素特征及氘盈余值分析

香日德-柴達(dá)木河流域是以降水為主要補(bǔ)給的，因而研究河流氫氧同位素與大氣降水同位素之間的關(guān)系，可以較好地了解河流受大氣降水補(bǔ)給的情況［38］。Craig［39］把大氣降水中δ2H 和δ18O 之間的關(guān)系定義為全球大氣降水線（GMWL），在全球尺度下有如下的關(guān)系：δ2H=8δ18O+10。流域河水樣點(diǎn)集中在中上游，共采集31個(gè)河水樣品，δ2H和δ18O的變化范圍分別為-91.88‰～-131.78‰和-12.92‰～-20.78‰，平均值分別為-107.87‰和-15.89‰。根據(jù)測(cè)定的結(jié)果，香日德-柴達(dá)木河流域河水δ2H 和δ18O 之間存在較顯著的線性關(guān)系：

河水蒸發(fā)線：δ2H=4.93δ18O-29.6（R2=0.97，P＜0.05）。

由圖3 可以看出，所有河水樣點(diǎn)δ2H 和δ18O 值均落在中國(guó)大氣降水線和當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的上方，河水氫氧同位素關(guān)系的斜率為4.93，明顯低于中國(guó)大氣降水線斜率7.9（中國(guó)大氣降水線：δ2H=7.9δ18O+8.2［40］），說(shuō)明冬季該河流氫氧同位素組分的富集主要受控于河流蒸發(fā)的影響，河水在從高海拔的河源區(qū)到低海拔匯流區(qū)的過(guò)程中蒸發(fā)作用影響較大，使得河水蒸發(fā)線的斜率和截距與大氣降水線產(chǎn)生了一定的偏移。且河水樣點(diǎn)距離大氣降水線較遠(yuǎn)，表明雖然香日德-柴達(dá)木河是受降水補(bǔ)給的，但在冬季受大氣降水補(bǔ)給作用微弱。

圖3 河水δ2H和δ18O的關(guān)系及d-excess變化Fig.3 Relationship between δ2H and δ18O and the change of d-excess in the river water

張東升［41］研究表明，蒸發(fā)作用作為流域水文循環(huán)過(guò)程的主要影響因素時(shí)，水體的氘盈余參數(shù)值一般會(huì)大于全球大氣降水線對(duì)應(yīng)的d-excess值。流域河水氘盈余值變化范圍為9.84‰～34.44‰，平均值為19.14‰，與青藏高原東部大氣降水線對(duì)應(yīng)的氘盈余（d-excess=19）值相近［42-43］，上游氘盈余值較下游相對(duì)分散且波動(dòng)范圍大，除了個(gè)別點(diǎn)落在10‰平均線上之外，其余值都大于全球大氣降水線和中國(guó)大氣降水線對(duì)應(yīng)的氘盈余值。

河水氘盈余沿程變化如圖4 顯示，整體變化為流域中游偏小，上下游較中游偏大。上游氘盈余值分散明顯且偏大，兩河源氘盈余均值達(dá)到28.57‰，原因或?yàn)樯嫌魏０胃?，氣溫低，空氣濕度小，蒸發(fā)強(qiáng)烈；中游較為開(kāi)闊的水域在冬季蒸發(fā)作用減弱［44］，水體在一個(gè)相對(duì)開(kāi)放的環(huán)境中，流速緩慢，使得河水氘盈余降低；在下游區(qū)域冬季徑流量較小，此段河水是中游河水潛沒(méi)地下后以泉水形式溢出轉(zhuǎn)化的地表水，與相對(duì)富集的地下水等水體發(fā)生交互作用后更加富集，下游河水氘盈余值較中游逐漸增大。蒸發(fā)作用增強(qiáng)會(huì)導(dǎo)致d-excess值偏正變化［32-33］，上游河水蒸發(fā)作用最強(qiáng)。

圖4 香日德-柴達(dá)木河河水氘盈余沿程變化特征Fig.4 Variation characteristics of deuterium excess parameter along the Xiangride-Qaidam River

以香日德-柴達(dá)木河河源東西兩支的交匯點(diǎn)為界點(diǎn)將流域海拔分為大于3700 m 和小于3700 m 來(lái)分析河水δ2H和δ18O與高程的關(guān)系。由圖5所示，河源東西兩支未交匯之前，氫氧穩(wěn)定同位素差異較大，交匯之后的δ2H 的值隨著高程的升高而降低逐漸貧化，與高程之間存在高程效應(yīng)但不明顯，交匯之后的δ18O 與高程之間存在“反高程效應(yīng)”但不明顯，δ18O的值隨著高程的升高而增加。

圖5 香日德-柴達(dá)木河δ2H與δ18O與高程的關(guān)系Fig.5 Relationship between the δ2H and δ18O of the Xiangride-Qaidam River and the elevation

2.4 水體蒸發(fā)線

研究區(qū)域水體蒸發(fā)線可以較好地反映各水體之間的補(bǔ)給關(guān)系和線性關(guān)系［12,44-47］，59組樣品的δ18O和δ2H 值擬合蒸發(fā)線方程為δ2H=5.22δ18O-25.22（R2=0.96），截距和斜率均小于全球大氣降水線。整體來(lái)說(shuō)顯示出柴達(dá)木盆地香日德-柴達(dá)木河流域干旱且蒸發(fā)強(qiáng)烈的特點(diǎn)［48］。由圖6 可知，冬季流域水體參與區(qū)域性內(nèi)部水汽再循環(huán)明顯，僅有融雪點(diǎn)在當(dāng)?shù)卮髿饨邓€上，與河水和地下水距離較遠(yuǎn)，但河水和地下水水力聯(lián)系緊密，說(shuō)明冬季降雪對(duì)徑流的補(bǔ)給作用非常小，冬季主要依靠源區(qū)湖泊調(diào)蓄，主要補(bǔ)給來(lái)源也是源區(qū)的湖泊水體；河水湖水作為開(kāi)放性水體，蒸發(fā)作用相對(duì)強(qiáng)烈；地下水河水落在蒸發(fā)線上，湖水尤其是在霍布遜湖的湖水樣在蒸發(fā)線上方。冬季流域δ18O 和δ2H 的主要影響因素是氣溫和蒸發(fā)作用，河源處海拔高，周?chē)懈呱阶钃?，風(fēng)速相對(duì)小，而終點(diǎn)處霍布遜湖處于盆地尾閭，地勢(shì)平坦且為鹽堿地環(huán)境，無(wú)植被生長(zhǎng)，風(fēng)速大，氣溫低，蒸發(fā)分餾作用更加明顯，而河源處的河水在流到終點(diǎn)處的過(guò)程中會(huì)不斷的蒸發(fā)導(dǎo)致重同位素富集，在冬季由于降水等補(bǔ)給較少，這也導(dǎo)致了終點(diǎn)處重同位素的富集。地下水為河水入滲，溢出后河水繼續(xù)受地下水補(bǔ)給，所以受蒸發(fā)作用程度和河水接近。

圖6 不同水體δ2H與δ18O的關(guān)系及蒸發(fā)趨勢(shì)線Fig.6 Relationship between δ2H and δ18O in different water bodies and the evaporation trend line

2.5 冰氫氧穩(wěn)定同位素特征及冰-水轉(zhuǎn)化關(guān)系

采樣過(guò)程中如遇到結(jié)冰現(xiàn)象，即同時(shí)采集該點(diǎn)的冰樣品和水樣品，共采集12組。冰氫氧穩(wěn)定同位素組成中，冰樣的δ2H 與δ18O 的變化范圍分別為-102.10‰～-148.90‰和-15.22‰～-22.64‰，均值分別為-119.23‰和-17.84‰，水氫氧穩(wěn)定同位素組成中，水樣的δ2H 與δ18O 的變化范圍分別為-83.58‰～-128.82‰和-11.99‰～-19.84‰，均值分別為-106.27‰和-15.91‰，2 種水體的氫氧穩(wěn)定同位素值均較湖水富集，氧同位素方差明顯小于氫同位素，說(shuō)明δ18O 比δ2H 更穩(wěn)定。由圖7 可知，冰與水樣點(diǎn)全部落在當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的左上方，表示在參與局地水氣循環(huán)的過(guò)程中受到了不同程度的蒸發(fā)作用，冰氫氧同位素較水氫氧同位素貧化，表明河道內(nèi)河水凝聚時(shí)，冰中富集δ18O比δ2H的程度取決于結(jié)冰的速率，但水和冰不一定處于平衡狀態(tài)，此過(guò)程存在反復(fù)的蒸發(fā)凝聚，所以形成的冰相較水貧化。

圖7 同一位置冰-水δ2H與δ18O關(guān)系Fig.7 Relationship between δ2H and δ18O in ice-water at the same location

3 結(jié)論

（1）香日德-柴達(dá)木河流域各水體氫氧同位素特征有差異，水循環(huán)過(guò)程中δ18O 的富集程度為：湖水＞冰＞地下水＞河水＞井水＞雪，河水和地下水水力聯(lián)系緊密，流域各水體中河水和湖水的蒸發(fā)作用最強(qiáng)。

（2）湖水δ2H 和δ18O 的最大值均在盆地底部的霍布遜湖，最小值均在上游東支河源冬給措納湖，表明青藏高原北部湖水δ2H和δ18O比南部偏正，存在明顯的高程效應(yīng)。

（3）河水δ2H 和δ18O 之間存在較顯著的線性關(guān)系δ2H=4.93δ18O-29.6（R2=0.97），氫氧同位素組分的富集主要受控于河流蒸發(fā)的影響，冬季受降水補(bǔ)給作用弱，河水高程效應(yīng)不明顯；河水上游蒸發(fā)作用最強(qiáng)，氘盈余值偏大的原因或?yàn)楹０胃?，氣溫低，空氣濕度小?/p>

（4）同一位置的冰水δ2H-δ18O 關(guān)系來(lái)看，冰的氫氧穩(wěn)定同位素較水貧化，是局部水汽反復(fù)蒸發(fā)凝結(jié)的結(jié)果。