湟水流域高山徑流時空變化及不同水源貢獻率分析

張偉峰，蒲軍竹，杜喜龍

（青海省引大濟湟工程建設運行局，青海 西寧810000）

1 流域概況

湟水流域發源于青海省海晏縣，是黃河上游一級支流，省內長度為335.5 km，流域面積1.59 km2，流域地勢南高北地，且蜿蜒于群山之中，在西寧西郊河處流經石頭峽水庫庫區，庫區以上地帶為海拔高度1780 m～4400 m的山區，山體主要為安山巖和花崗巖，山坡頂部巖石裸露，部分區域植被覆蓋率高達70%～85%，代表性植被主要是側柏、油松、蘋果、荊條、酸棗等寒溫帶早生闊葉林亞帶植物；庫區以下主要為丘陵地帶，海拔高度在350 m～1780 m之間，表層主要覆蓋著棕壤褐土和黃土礫石土壤，棕壤褐土主要分布在海拔350 m～650 m的中低山及丘陵地區，黃土礫石分布在丘陵溝谷地帶。流域水資源總量呈逐年下降態勢，當前水資源利用率為50%～60%，已遠遠超出世界公認的40%的極限水平，流域水資源大規模開發利用的潛力已經基本喪失。海東及西寧等縣目前修建起的攔蓄水設施在發揮攔蓄湟水支流作用的同時，導致湟水流域及支流水量持續降低。

2 研究方法

2.1 樣本采集

為便于對比分析，以石頭峽水庫庫區為界限將湟水流域劃分為高海拔集水區域和低海拔集水區域，在湟水流域主流和支流共設置1個低海拔采樣點和1個高海拔采樣點，低海拔采樣區域海拔高度為1065 m，高海拔采樣區域海拔高度為3090 m，在2019年3月（枯水期）、6月（平水期）和9月（豐水期）分三次采樣。在3月枯水期和6月平水期內，各測點分別在上午10：00、中午13：00和下午16：00進行取樣，間隔取樣3 d；在9月豐水期內，取樣主要圍繞一次降雨歷程而展開，即在各測點均按照降雨開始時采樣1次，此后按2 h的間隔采樣，并保證各測點所收集到的樣品共為9份。河水取樣通過容量為1 L的混合式采樣器將全部樣本收集起來后即刻裝入容積250 mL的塑料瓶常溫密封存放；降水取樣則由流域氣象部門提供的雨量器收集盛裝。

2.2 室內測定及計算方法

湟水流域大氣降水氫穩定同位素樣品室內測定結果通常采用與平均海水SMOW標準相對的千分差［1］表示，并采用Thermal Finnigan MAT DelTaplus XP同位素質譜儀進行樣品的測定。湟水流域不同水源對高山徑流、平水徑流和洪峰徑流過程的貢獻率按照二元混合模型［2］計算，具體如下：

式中：δM為河水/降水混合后氫同位素含量；fA為基流貢獻程度，%；fB為降雨/地下水貢獻程度，%；δA為枯水期/平水期基流氫同位素含量；δB為降雨/地下水氫同位素含量。

考慮到湟水流域降水中氫同位素高度效應較為顯著，故集水區域內特定高度降水所對應的氫同位素含量δD值可通過以下換算關系［3］得出：

式中：δy為集水區域內特定高度降水所對應的δD值；δx為已知高度降水所對應的δD值；Δδ為該集水區域內隨高度變化的δD值；Δh為特定高度和已知高度之差。

3 研究過程及結果

3.1 高山徑流時間變化

通過分析和比較春季、夏季、秋季等不同季節條件下氫穩定同位素取值（圖1）可以看出，在不同季節湟水流域河水的氫穩定同位素取值存在一定變化，但其均值隨季節變動逐漸變負，也就是說，在每年3月份（春季）流域河水所富集的氫氧原子較多，在9月份（秋季）河水所富集的氫氧原子較少；此外，高海拔集水區域和低海拔集水區域流域河水氫穩定同位素取值均隨季節改變而呈現出明顯且相同的變化趨勢。降水是湟水流域河水的初始來源，現有研究成果也顯示，大氣降水中氫穩定同位素取值本身就存在一定季節效應，所以，湟水流域河水內氫穩定同位素的變動趨勢直接反映了降水中氫穩定同位素的變動規律。

圖1 不同季節條件下氫穩定同位素取值

3.2 高山徑流空間差異

根據所進行的湟水流域高海拔集水區域和低海拔集水區域氫穩定同位素取值的時間序列比較分析可知，在同一歷史時期，隨著海拔的不斷降低氫穩定同位素取值逐漸由負變正，也即高海拔集水區域的河水富集氫原子量較少，而低海拔集水區域河水富集的氫原子量較多，見圖2，而且在湟水流域的高海拔山區，降雨過程中可能出現的非平衡分餾會導致氫穩定同位素過多的富集在高海拔山區，所以低海拔集水區富集更多氫原子的現象在高山區域表現的更為明顯。

由于湟水流域內氫穩定同位素存在明顯的海拔效應，故能通過海拔差及所對應的氫氧穩定同位素取值的變動，求得海拔高度變化所引起的氫穩定同位素的變動情況，具體見表1。

表1 海拔高度變化所引起的氫穩定同位素的變幅

由表1結果可以看出，對于枯水期、平水期和洪水期，湟水流域值在每100 m內的變動幅度差異較大，這種差異是不同水文過程的體現：枯水期湟水流域河水主要通過冰川融雪補給，平水期流域河水補給來源中還包括地下水，洪峰期補給水源中又加入了降水因素。然而，由于湟水流域地下水因素較為活躍，表1中不考慮地下水的影響而僅根據湟水流域不同季節河水量所得出的數值無法代替大氣降水δD值的變動趨勢，但可以通過洪峰期徑流均值和平水期徑流均值之差表示大氣降水中δD值變動率。所以，湟水流域大氣降水隨海拔高度變化的δD值為-0.20%，且因為不同支流水源在洪峰期內的匯合而造成值δD變幅較大。

圖2 高海拔和低海拔區域氫穩定同位素取值的比較

3.3 不同水源貢獻率

3.3.1 枯水期

根據上述分析，湟水流域平水期雨后混合徑流主要受地下水和枯水期基流（即冰川融雪）影響較大，按照本文所采用的二元混合模型進行不同水源對湟水流域平水期徑流和洪峰期徑流貢獻率的分析，具體見表2。

表2 地下水與枯水期基流對平水期雨后混合徑流的貢獻率

通過量化分析不同水源對湟水流域高山徑流平水期雨后混合徑流的貢獻率表明，在平水期內，枯水期基流對高海拔和低海拔區域平水期雨后混合徑流的貢獻率分別為89.15%和85.71%，地下水對高海拔和低海拔區域平水期雨后混合徑流的貢獻率分別為119.85%和124.40%。表明地下水是湟水流域河水的主要補給來源，但對于不同海拔的集水區域，地下水水源的貢獻程度不同，即低海拔集水區比高海拔集水區來源于地下水的補給量更大；枯水期基流（即冰川融雪）對高海拔集水區的貢獻更大。

3.3.2 豐水期

湟水流域洪峰期徑流主要受降水的影響，采用二元混合模型進行不同水源對湟水流域降水對洪峰期徑流貢獻率的分析，結果見表3。其中的基流包括降水和冰川融雪，由公式（3）求得不同海拔條件下降水的δD值；平水期基流反映的是降雨前的情況，洪峰期徑流則是降雨后混合徑流的體現。

表3 降水對洪峰期徑流的貢獻率

在豐水期，平水期基流對于高海拔集水區和低海拔集水區的貢獻率分別為79.23%和96.49%，降雨的貢獻比分別為115.70%和113.27%，表明降水是湟水流域洪峰期徑流的主要來源，高海拔集水區降水的貢獻率略大于低海拔集水區；此外，平水期基流對低海拔集水區的貢獻程度比對高海拔集水區大。

4 結論

通過本文的分析可知，湟水流域河道徑流呈現出較為明顯的時空變化趨勢。本文主要通過氫穩定同位素的變化進行流域河道徑流變化的表征與反映，主要原因在于氫元素是構成水分子的主要元素，也是較為理想的水源示蹤及水文演變過程的分析方法。流域河水中氫穩定同位素所表現出的時空變化其實是降水形成機制與地形格局之間互相影響和作用的必然結果，氫穩定同位素在大氣降水的影響下表現出明顯的季節效應，流域在地形格局影響下表現出一定的海拔效應。湟水流域所在區域隨季節變動在3月～9月蒸發較強烈，富集較輕氫穩定同位素的水汽在運動過程中不斷增多，所以氫穩定同位素的取值隨季節變化而逐漸由正變負。在降水自然下落的過程中，隨著地形格局（即海拔）的降低溫度升高，蒸發變強，導致氫穩定同位素分餾作用增強，所以低海拔降水更容易富集較重的氫原子，也即海拔降低后氫穩定同位素的值會由負變正。

本文的研究還表明，在枯水期、平水期和洪峰期等不同徑流時期以及不同海拔條件下，不同水源對湟水流域河水貢獻率不同，對于這種貢獻率方面的差異，影響因素也較為復雜，如海拔差異所對應的溫度差異、氣候條件差異、蒸發量差異等。而且在平水期，無論海拔情況如何，地下水水源的貢獻程度均大于枯水期基流（即冰川融雪）的貢獻程度；在豐水期，無論海拔情況如何，降水的貢獻程度均大于平水期基流的貢獻。