梅 亮，匡星星，梁四海，馮雨晴，何秋樂，宋 爽

（1.中國地質(zhì)大學（北京）水資源與環(huán)境學院，北京100083；2.南方科技大學環(huán)境科學與工程學院，廣東深圳518055；3.中國地質(zhì)大學（北京）經(jīng)濟管理學院，北京100083）

在過去的50 a，受氣候變化與人類活動的影響，青藏高原多年凍土發(fā)生嚴重退化［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)活動層水分的水文特征、性質(zhì)與再分配發(fā)生改變［3］，如活動層厚度增大、融化時間提前與凍結(jié)時間延后等。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，活動層加深將對多年凍土的空間分布、上覆植被的分布與生長、大氣與凍土間的能量交換和水力傳導(dǎo)造成影響。

國外有一些學者研究了不同地區(qū)活動層的水分來源。 Mikhalev［6］通過研究 Kolyma Lowland地區(qū)降水與活動層地下冰的同位素組成，發(fā)現(xiàn)活動層的水分主要來源為夏季與秋季降雨。Nikolayev等［7］發(fā)現(xiàn)夏季降雨是活動層的主要水分來源。Boike等［8］對西伯利亞Levinson-lessing湖流域研究發(fā)現(xiàn)活動層水分的補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Barrow凍原地區(qū)夏季與秋季降雨是活動層的主要水分來源，活動層季節(jié)性冰占其次。此外，也有一些學者研究了凍原河流、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，國內(nèi)對多年凍土區(qū)活動層的水分遷移、凍融循環(huán)與補給來源的研究卻很少［10］?；顒訉邮嵌嗄陜鐾羺^(qū)一個顯著特征，對區(qū)域植被、微生物群落、地球化學與水文循環(huán)都有重要作用，故在全球氣候變暖的背景下充分認識活動層補給來源與水文過程，有助于預(yù)測多年凍土的變化乃至氣候變化趨勢［11］。

環(huán)境示蹤劑（如穩(wěn)定同位素）與水化學參數(shù)已被廣泛應(yīng)用于研究徑流來源與示蹤水流動路徑［12］?；谕凰嘏c水化學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給來源。該方法包含利用同位素與水化學參數(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算出各來源的貢獻率。

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)定同位素數(shù)據(jù)，分析各水體的同位素特征與彼此的水力聯(lián)系，并運用EMMA模型確定活動層的水分來源，定量化潛在水源的貢獻率，旨在填補黑河流域多年凍土區(qū)活動層水分來源研究的空缺，為充分認識多年凍土區(qū)的水文過程與預(yù)測水文循環(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 葫蘆溝流域采樣點分布

1.2 樣品采集與測定

數(shù)據(jù)來源于前人研究成果［9，14，17-18］與項目組監(jiān)測。取樣時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。每個樣品同一地點重復(fù)取兩次。所有樣品在實驗室分析前保存在4℃環(huán)境下。

水樣氫氧穩(wěn)定同位素測定在中國地質(zhì)大學（北京）同位素實驗室完成，利用液體水同位素分析儀（LosGatosResearchDEL-100）測定。樣品在室溫下利用0.22μm過濾器進行過濾，除去雜質(zhì)后盡快進行分析。測定結(jié)果用樣品同位素比值與標準樣品同位素比值的千分偏差值（δ）來表示，采用 IAEA制定的VSMOW作為標準樣加以校正。δ18O與δD的測量精度分別為 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水源的常用方法。水樣的水化學或同位素組成是時空穩(wěn)定的，本質(zhì)上任何同位素與水化學參數(shù)的變化都是流動路徑上混合的結(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1、2、3代表潛在的3個水源（端元）；F1、F2、F3為各潛在水源對活動層水的貢獻率；A為活動層水。

若活動層的潛在水源為2個，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存在時空變化與分析誤差，因此有必要對水源劃分結(jié)果進行不確定性分析。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準差求得［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?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濕度、空氣溫度及水汽蒸發(fā)過程中的動力分餾緊密相關(guān)，濕度越高對應(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

一個地區(qū)的地表水或地下水同位素回歸線被稱作當?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的小（見圖2），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給來源。冰川積雪融化期主要發(fā)生于5—6月，此時的活動層仍然處于凍結(jié)狀態(tài)；冰川積雪融化完成后，6—9月活動層開始解凍直至達到最大深度，此時溫度較高，活動層會經(jīng)歷蒸發(fā)作用較強的時期，因此活動層季節(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)計值

活動層水的 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‰?；顒訉铀凰刂禂?shù)據(jù)點散布在大氣降水線附近，說明其主要接受當?shù)卮髿饨邓a給；活動層水數(shù)據(jù)點基本位于大氣降水線的下方（見圖4），反映活動層水在凍融循環(huán)的過程中受到強烈蒸發(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)，且波動范圍小，說明泉水主要接受降水補給，不同海拔處泉水來源具有相似性且蒸發(fā)強度的差異較小。

LEL與LMWL的交點能夠反映地表水或地下水的原始補給水源的穩(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給［27］。與LMWL相比，LEL-S的斜率與截距均偏小（見圖5），這是寒旱區(qū)的非平衡蒸發(fā)作用導(dǎo)致的［9］。LEL-S與LMWL的交點為-15.19‰（δ18O）、-108.57‰（δD），對應(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給來源是降水，并排泄進河水。

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)代水有限補給的古老水的混合物，因此表明先前深層補給溫度比目前的要高［28］。LEL-D與大氣降水線LMWL的交點為-7.65‰（δ18O）和-43.35‰（δD），對應(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給，同時古老水也會接受現(xiàn)代水的一部分補給。

2.2 活動層水源的確定

降水對活動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活動層的補給，故冰川積雪融水對活動層的貢獻極為有限［29］。融雪期后，由于潛在蒸發(fā)率相對較低，補給活動層的暖季雨水大多保留相對較長時間，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)性冰的形式儲存下來，待翌年暖季融化補給活動層，因此季節(jié)性冰是活動層的另一個潛在來源［3］。綜上所述，活動層水的潛在來源包括降水、冰川積雪融水、活動層季節(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、活動層水、冰川融雪水、活動層季節(jié)性冰具有明顯不同的δ18O、d-excess特征，然而活動層水樣并未在3個潛在水源組成的三角形里，表明活動層水并不完全是由這3個潛在來源補給，故三端元不存在。如上文所述，冰川融雪水對活動層的補給被活動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行活動層兩個水分來源的定量計算與混合過程分析。

圖6 葫蘆溝流域活動層的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）計算得出降水、活動層季節(jié)性冰對活動層水的貢獻率，結(jié)果顯示降水是活動層的主要水分來源，占比77.26%；其次是活動層季節(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 活動層同位素特征

在垂向土壤剖面上，較淺層活動層水的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?；顒訉铀饕邮荛L期的現(xiàn)代降水補給，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?。?2］。葫蘆溝流域年均降水量為400～600 mm，太陽輻射強，相對濕度小，導(dǎo)致葫蘆溝流域蒸發(fā)損失大。蒸發(fā)對夏季活動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 活動層水源分析

活動層水的潛在來源有降水、活動層季節(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］，但對活動層的貢獻極為有限［3］，原因是融雪期間活動層仍處于凍結(jié)狀態(tài)，活動層孔隙充滿著冰，冰川積雪融水會很快以地表徑流的形式匯流到河道中［25］（見圖7［35］）。 活動層的 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層的實際貢獻水源之一。隨著融雪期的結(jié)束，活動層開始解凍，此時的暖季降水將大范圍補給活動層。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］，土壤相對較為干燥、儲水能力較強，潛在蒸發(fā)率較低，補給活動層的降水將保留很長一段時間［26］。另外，有學者發(fā)現(xiàn)在青藏高原多年凍土上限活動層下限處存在厚度為50～80 cm的黏土層，大大限制了活動層水分的下滲與多年凍土融化水對活動層的補給［36］；活動層在秋冬季凍結(jié)前達到融化深度最大值，隨著活動層開始凍結(jié)，降水補給活動層被保留下來的水分以冰的形式存留在活動層中［3］，這一部分冰將作為活動層另一個潛在水來源。圖4顯示，活動層季節(jié)性冰同位素值數(shù)據(jù)點與活動層水數(shù)據(jù)點有部分重合，也證明了季節(jié)性冰作為活動層水分來源之一的合理性。通過模型計算得知活動層季節(jié)性冰對活動層水分的貢獻率為22.74%，而降水的貢獻率達到77.26%，表明降水是活動層水分的主要來源。

圖7 活動層水分循環(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?；顒訉蛹竟?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）的表達式為 δD＝7.69δ18O+8.24，主要補給來源是降水，并排泄進河水。深層地下水的蒸發(fā)線（LEL-D）表達式為 δD＝6.09δ18O+3.24，主要來源于古老水補給，這類古老水也會接收現(xiàn)代水的補給。泉水與河水之間存在補給與排泄的水力聯(lián)系，不同海拔處泉水來源具有相似性且蒸發(fā)強度的差異較小。

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