青藏高原東南部凍土區夏季降水及河水氫氧同位素的變化特征

李 愷，衣 鵬，應可均，熊 嶺，李敏娟

（河海大學水文水資源學院/水文水資源與水利工程國家重點實驗室，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］，凍土退化會影響多年凍土區地下冰、地下水補給源和補給量、徑流路徑和排泄過程以及地下水與地表水的交換等［2］，改變原有水熱過程。在青藏高原的永久凍土區，除改則站（0.64℃）外，所有站點的年均氣溫（MAAT）均低于0℃。最低的年均氣溫出現在五道梁，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］?？傮w來說，在青藏高原上的大部分永久凍土區，氣候正變得越來越溫暖和潮濕［4］。水體穩定同位素作為一種成熟且精確的示蹤方法，已被廣泛應用于各個領域［5］，水循環過程中的水體由于形成機制不同，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永久凍土環境中山坡比例尺產流的概念模型方面，同位素方法的應用也有所增加［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全球變化最為直接的響應。胡海英等［9］則強調了采樣工作在同位素水文研究過程中的重要性。

1 數據與方法

1.1 研究區概況

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，年內凍結期長達6～7個月，含有豐富地下冰，隨著氣候變暖，凍土在不斷退化，常年受西風和季風同時控制，受山脈阻擋，年蒸發量遠大于年降水量，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較低的原因，常形成夏季河谷季風，帶來濕潤水汽。水系發達，徑流季節性變化明顯，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 研究區域及采樣點示意

1.2 氣象及凍土類型數據

本研究所用氣象數據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據采用國家氣象科學數據中心基礎資料專項數據產品專題，結合三維地理空間信息進行空間插值得到的高分辨率、0.5°×0.5°格點化的氣候數據集，地面日平均氣溫采用采樣點附近相似高程和氣候環境氣象站（青?，敹嗟?個氣象站點）的日觀測數據。凍土類型采用國家冰川凍土沙漠科學數據中心提供的中國1∶1 000萬凍土區劃及類型圖數據集［10］。

1.3 樣品采集

在青藏高原東南部凍土區沿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，采用國際原子能組織（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，按當日降水場次收集，共采集5個樣品，河水采樣期為2019年7月31日至2019年8月10日，共采集25個樣品，在安久拉山下白衣錯湖采集1個湖水樣品。

1.4 同位素測定

樣品在采樣完成后及時以冷藏封閉狀態運輸至南京市河海大學水文水資源與水利工程國家重點實驗室同位素水文實驗平臺，全部過濾后，使用美國PicarroL2130-i型高精度水同位素分析儀測定δ18O和δD比率，液態水測量規格A0211-高精度汽化器精度（1δ）確保0.025/0.1‰，用于δ18O/δD，A0325-自動進樣器，漂移（24 h）確保0.2/0.8‰，用于δ18O/δD，運用Chem CorrectTM后處理軟件，進行標記污染和標樣校正計算。為提高精度減小測量誤差，每個樣品均測7針，取后3針測定值的均值，結果以相對于維也納標準平均海洋水（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準平均海水中氫氧穩定同位素比率R（18O/16O，D/H），實驗室分析標樣采用中國地質科學院水文地質環境地質研究所研制并認定的氫氧同位素水標準物質（表1）。

表1 標準物質定值元素δ18O、δD的認定值及擴展不確定度

2 結果與分析

2.1 降水及河水同位素特征

在采樣期內，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，體現了降水補給特征，瑪多河水δ18O為-3.5‰，異常富集，與瑪多地區屬高平原地區，白天日射強度大，地面接受熱量多，蒸發較為強烈有關，此外該地區由于植被以高寒草甸為主，對降水截留能力較強，水體經過二次蒸發之后再補給河水，相比其他地區，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‰，如果蒸發強烈，d-xcess的值會下降，可見，湖水經歷了強烈的蒸發富集作用。

姚檀棟等［11］依據大氣環流對青藏高原的影響，將青藏高原分為西風區、季風區及過渡區。本研究降水樣于過渡區采集，Gao等［12］在北麓河、沱沱河流域研究得出當地大氣降水線為δ18O=8.3δD+18.5。Yao等［6］在西藏瑪旁雍錯盆地得出當地大氣降水線δ18O=7.37δD+6.26，Liang等［13］在青海湖得出當地大氣降水特征線為δ18O=7.18δD+8.97。本研究得出那曲和當雄夏季大氣降水線為δ18O=7.0δD-18.03（圖2），由于夏季處在季風活動期，降水受氣溫和降水量影響較多，且局地效應明顯，斜率偏小。河水的δD至δ18O的關系線斜率和截距相對偏大，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給外，還受區域水體內循環和蒸發分餾的作用。

圖2 不同水體同位素組成和δD至δ18O的關系

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系本研究在那曲市降水事件結束后，采集了5個降水樣品，4個河水樣品，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［14］。降水的淋濾作用和瑞利分餾作用導致富集δ18O和δD的水汽優先形成降水，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），在降水事件結束后與降水同位素值趨于一致，進一步說明河水受降水補給。

由于那曲市地理位置偏南，受季風影響較大，那曲市處在過渡區，除局地氣團外，受西風和季風同時影響，水汽來源非常復雜，田立德等［15］分析了那曲市河流流域河水的δ18O特征，降水量較小時降水對河水的影響會減弱，降水量較大時，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提供大量的降水，并且在水汽輸送過程中使同位素表現為低值，而8月4日，區域主要受西北大陸氣團西風影響時，干燥的氣團使得同位素值較高。河水接受貧化同位素值的大氣降水補給時同位素值下降，受到蒸發作用影響較大的降水補給時同位素值上升。降水量的大小或降水同位素的降水量效應［14］是影響凍土區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系

表2 連續降雨期降水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系溫度是影響水體同位素組成的一個重要因素［17］，研究發現，水在采樣期內δ18O和δD與日均氣溫（T）的相關關系不明顯（圖4）（δ18O=0.43T-26.76（r2=-0.26，P＜0.05），δD=4.43T-215.08（r2=-0.18，P＜0.01），在觀測期內區域受季風影響更為強烈，水量效應起到抑制作用，8月短暫的降水場次中，降水δ18O（δD）有一個低值比較明顯，可能與當日受印度季風水汽輸送有關。余武生等［18］得出獅泉河和改則兩站點降水中δ18O主要受“溫度效應”影響。Liu等［19］在慕士塔格峰地區得出8月降水δ18O與氣溫的相關關系為δ18O=1.27T-6.14。主要受降水補給的河水在采樣期內δ18O和δD與日均氣溫有較好的正相關關系［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］在唐古拉站觀測分析得出草地的蒸散發主要受凈輻射和氣溫的影響，溫度效應主要是由于蒸發過程中分餾作用減弱造成的，氣溫與蒸散發通常存在正相關關系，溫度上升過程中，河水響應降水富集同位素，但上升趨勢較為緩慢。Zhang等［21］研究發現，高原的降水入滲和地表消融同時進行，說明溫度在上升過程中也加快了凍土融化水對河水的補給，起到了一定的平緩作用。常姝婷［22］發現近年來青藏高原下墊面蒸散發的顯著增加是大氣中水汽含量顯著上升的主要原因，可見蒸散發對降水量影響干擾了降水同位素的溫度效應。

圖4 降水及河水δ18O（δD）與日平均氣溫的關系

2.2.3 降水及河水同位素與地表氣溫的關系除黃河源頭瑪多地區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相關關系（圖5）。Li等［23］統計模型的估算結果表明，1981—2018年青藏公路沿線活動層厚度呈顯著增加趨勢，平均變化率達19.5 cm/10年，這與該時段內區域平均氣溫的升高趨勢（升溫率為0.068℃/年）顯著相關，地表氣溫的上升直接影響了凍土活動層的厚度，河水同位素δ18O隨著日平均地表氣溫的上升逐漸偏負，直接證明了凍土層上水對河水的補給作用。

圖5 河水δ18O與日平均地表氣溫的關系

局部地區河水δ18O隨日平均地表氣溫上升而增大，隨著氣溫降低，但凍土活動層厚度依然在增加，土壤水的滯留時間的增加是地下水δ18O富集的主要因素，可能是入滲水分與活動層底部的凍土融水進行交換混合，產生了混合效應，而這部分水體富集同位素更多，所以隨著活動層厚度不斷增加，融化水可能富集的同位素也增多。此外，流域內的高寒草甸以及其他植被對地下水的吸收作用，也會影響河水中同位素的組成和變化。冰川融雪水會順著地形優勢優先匯入干流，同時流域兩側凍土覆蓋情況也會影響河水接受到的補給量，有研究表明，凍土層上水主要來自大氣降水補給，隨著融化程度加深，夏季降水入滲及蒸發量大，進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域地形陡峭且差異較大，降水穩定同位素（δ18O和δD）與海拔（H）呈正相關關系，河水穩定同位素（δ18O和δD）與海拔呈負相關關系（圖6），海拔效應明顯，說明隨著海拔上升同位素分餾效應減弱［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顯著，唐古拉山以北河水中δ18O高程效應不顯著的結果一致。降水穩定同位素（δ18O和δD）表現出反海拔效應，由于降水收集范圍集中在那曲市和當雄縣，海拔差異并不顯著，無統計學意義，擬合出的結果相關性較差，不予討論。

圖6 降水及河水δ18O（δD）與海拔的關系

2.3.2 δ18O預測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空間河水采樣點δ18O及δD進行插值，半變異函數類型分別選用三角函數及高斯函數，以減少標準誤差，得出δ18O及δD空間分布插值結果（圖7、圖8）。本研究將δ18O＜-17.67‰的區域定義為低值區，將δ18O介于-17.67‰～-11.62‰的區域定義為中值區，將＞-11.62‰的區域定義為高值區，δ18O預測值空間分布顯示，西南部δ18O普遍較低，東北部較高，具有明顯的高程效應。

圖7 河水δ18O預測值空間分布

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律［26］，夏季處在凍土凍融期，活動層厚度加深，地下冰融化會釋放更多的水分，補給地表徑流，使得河水同位素δ18O隨著海拔升高逐漸偏負。

2.3.3 δD預測值空間分布特征青藏高原東南部凍土區流域河水δD預測值空間分布表現出明顯的層狀特征，由南向北逐漸減小，緯度效應顯著。本研究將δD＜-165.43‰的區域定義為低值區，將δD介于-165.43‰～-142.82‰的區域定義為中值區，將δD＞-142.82‰的區域定義為高值區，空間分布顯示，δD西北部偏低，東南部偏高，與δ18O高值區分布規律不盡相同，且高值區主要處于流域下游地區，河流級別越高（黑色線條越深）（圖8），δD越富集。

圖8 河水δD預測值空間分布

東南部高值區，水系發達，河網較密，支流分布眾多，且有雅魯藏布江谷地，地勢相對較低，河水與凍土活動層融化土壤水的交互更加明顯，使得河水的補給來源更加多元化。McEachern等［27］發現，在非連續性多年凍土區流域融雪水占徑流比例較高，而地勢較低流域主要由地下水補給。在青藏高原大片連續多年凍土區，地下冰含量呈現自東向西、自南向北增加的趨勢［28］，西北部地勢陡峭，且支流分支稀少，河水不足以補給地下水。支流水流流量一般很小，河水受到蒸發影響，同位素相對偏正，偏負的河水則部分受到地下冰融水的補給。南部河水同位素偏正，主要由于植被以高寒草甸為主，對降水截留能力較強［29］，水體經過二次蒸發之后再補給河水，導致同位素富集。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［30］，通過現場觀測和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，降水對流域的影響也就越強，由于流域的調蓄作用，河流中的同位素波動較大。

3 小結

青藏高原東南部凍土區夏季河水與降水同位素變化相似，河水主要受降水補給，因受蒸發影響，河水比降水更加富集同位素。結果表明，那曲市和當雄縣大氣降水線與其他過渡地區具有良好的一致性。

青藏高原東南部夏季日尺度降水有明顯的降水量效應，河水同位素值變化與降水相比稍有滯后，在降水事件結束后與降水同位素值趨于一致，進一步說明河水受降水補給，降水量效應是影響凍土區河水同位素組成的原因之一。由于降水樣品收集數量較少且受到降水量效應的掩蓋，降水與氣溫相關關系不明顯，河水同位素值與氣溫有較好的正相關關系。

地表氣溫影響著凍土活動層融化水量，間接影響了凍土層上水對河水的補給作用，同時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。

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

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