流域水文过程研究一直是水文水资源领域的一个基础问题，同位素技术与水化学信号可为流域径流过程、 路径和来源等水文过程的研究提供有效的工具^[1,2,3,4]. 国外学者多用D和¹⁸ O来反映从降雨到径流对水文过程的影响，采用分割模型来进行水源划分^[5,6]. 国内学者开展了诸如降雨径流关系，降水季节变化与水汽输送，以及同位素高程效应等研究^[7,8,9]. 稳定同位素与水化学信号也被应用于研究地表与地下水的相互转换关系，确定降雨、 积雪融水、 地形、 蒸发等对流域水文过程的影响等方面^{[5,6,7,8,9,10,11]}，同时也被运用于水文过程的鉴别、 驻留时间和水文系统特点等研究中，其在流域水循环各环节的定性和定量研究方面起到了独特的不可替代的作用^{[12,13,14,15,16,17]}. 山西汾河水源区，垂直带谱多样，季节性冻土、 积雪、 降雨、 地下水和地表水均有分布，是研究景观带尺度水文过程的重要区域. 目前汾河流域的研究工作主要集中在水资源特征与演变、 水环境调查评价与水质污染、 植被类型变化、 降雨径流分布式水文模型、 土地利用/覆被变化及其驱动力分析、 流域环境变迁以及土地利用生态安全特征和生态补偿制度等方面. 对汾河流域降雨径流关系，地下水与地表水转换等水文循环规律的研究还明显不足，尤其对汾河水源区完整水文过程研究更加薄弱，流域季节性冻土、 积雪、 降雨等对出山径流的影响的认识还很模糊^{[18,19,20,21,22]}. 本研究应用同位素示踪、 水文地质勘察、 水化学信号等综合研究方法，以各景观带各种水体为对象，将季节性冻土、 降雨、 积雪、 地下水和地表水纳入一个完整水文系统，来甄别汾河源区不同景观带的水文过程机制，以期为流域水资源评价管理和生态环境建设提供科学依据.

汾河发源地处于宁武县境内. 本研究通过对汾河源区地方志的整理和实地调查，划定汾河源区流域的范围，地理位置处于北纬38°45′~38°52′，东经111°57′~112°03′之间，流域面积150.08 km²，汾河源区属于大陆性半干旱季风气候，干旱而寒冷. 山区降雨量高于平川地区，降水年内分配不均，年平均降水量550~750 mm. 降水量集中于汛期7~9月，其降水量占年降水总量的79%. 地形西高东低，年平均气温2.8~6℃，无霜期90~126 d，汾河源区大部分属于土石山区，山高坡陡，沟深滩窄. 但由于地处山区且有大面积森林覆盖，地貌为山地、 森林、 灌草茂密，自然植被较好，覆盖度在70％以上.

2011年6月~2012年12月在汾河源区不同景观带采集了积雪、 冻土、 土壤水、 降雨、 河水和地下水等的样品采集. 同时利用YSI-63便携式式电导仪测定了EC值、 pH值、 水温以及盐度等指标. 在汾河源区区共采集样品87组，所有样品用parafilm予以密封，并置于4℃环境下保存至实验分析. 取样点分布位置见图 1.

图 1

Fig. 1

图 1 各景观带采样点分布示意 Fig. 1 Location of the sampling sites in the landscape zones

样品的同位素含量用同位素比值与标准样品同位素比值的千分偏差值(δ)来表示. Rs和Rsn分别为样品与标准样品中重轻同位素含量比值，采用V-SMOW 作为标准样. δD或者δ¹⁸ O=(Rs/Rsn-1)×10^-3×1000. 所有水样的同位素分别在中国科学院地理所与寒旱所用LGR公司的Isotopic Water Analyzer -35EP同位素分析仪利用离轴积分腔输出激光光谱技术完成，每个样品重复测定6次，测定结果用V-SMOW标准予以校正. δD和δ¹⁸ O测量精度分别小于±1×10^-3和±0.2×10^-3. 土壤水和冻土水用低温真空蒸馏法提取. 样品采集后一个月内在山西大学完成水化学测定. K⁺、 Na⁺、 Ca²⁺、 Mg²⁺ 等阳离子使用PE-2380 型原子吸收光谱仪测定； SO^2-₄、 Cl^-和NO^-₃阴离子使用Dionex-100 离子色谱仪测定. HCO^-₃浓度在现场或者采集后24 h内采用稀硫酸-甲基橙滴定方法测定，测定精度误差为±3%.

在地理信息系统软件ArcGIS和景观格局分析软件Fragstats环境下，利用GIS和RS手段对汾河源区的TM影像进行解译(表 1). 根据植被覆盖、 地表组成与土壤特征，划分流域生态水文响应单元，绘制出景观要素分布图，对其景观要素类型结构特征、 景观异质性、 景观要素斑块大小及各景观要素的空间关系特征进行系统研究. 在ArcGIS环境下使用数字化方法，将汾河源区切成若干块多边形，每一块多边形代表一种景观带，由于汾河源区总面积已知，切出来的每一块多边形的面积系统会自动生成，由此可以算出每种景观带所占的面积及所占比例. 汾河源区地处上游山区，沟谷切割剧烈，海拔高程多在1676～2665 m，气温、 降水呈现明显的垂直分布特征. 由低山带到高山带，景观带类型依次为亚高山草甸带、 中高山森林带、 疏林灌丛带、 山地草原带和农作区. 流域下垫面性质的空间异质性很大，海拔和复杂地形的变化影响大气要素在山区流域的空间和时间分布和变化，上述景观带对径流形成、 河水流量调蓄和涵养水源具有重要作用.

表 1(Table 1)

表 1 汾河源区各景观带面积 Table 1 Area of the different landscape zones in the Mafengou River basin 项目 亚高山草甸带 中高山森林带 疏林灌丛带 山地草原带 农作区 合计 面积/km2 21.06 67.92 43.29 12.31 5.50 150.08 比例/% 14.04 45.25 28.84 8.20 3.67 100

表 1 汾河源区各景观带面积 Table 1 Area of the different landscape zones in the Mafengou River basin

汾河源区地表水多数分布于山谷河床之中，地貌林网密布，沟深山高，走向是从西向东，河流左岸地层以石炭二叠系的石灰岩、 页岩为主，河流右岸地层以太古代的花岗岩、 片麻岩为主. 泉水大部分直接补给河水，其余沿山谷渗漏于地下，常年降水量为420~470 mm，径流系数为8.4%，干流长14.5 km，河网密度0.177 km ·km^-2，平均纵坡3%^[23,24,25]. 汾河源区属宁静向斜的西翼，主要出露地层为太古界变质岩； 寒武奥陶系灰岩、 白云质灰岩、 竹叶状灰岩、 鲕状灰岩及奥陶系碳酸盐岩； 石炭、 二叠系煤系地层. 地层总体向南东东方向倾斜，其中古生界碳酸盐岩构成泉域岩溶地下水含水层^[26,27] (图 2). 区内没有其它外源地表水入境，岩溶地下水主要接受降水入渗补给和泉域内西南部火成岩山区地表水和风化裂隙水通过碳酸盐岩段的渗漏补给. 受地貌以及地层产状的共同作用(图 3)，地下水在东西方向上由西向东渗流； 在南北方向上，自西向东横切泉域的汾河及北石河河谷形成岩溶地下水的排泄基准，控制了岩溶地下水由南、 北两侧向中部汇集的总体流场形态. 中部涔山乡一带谷底切割出的下伏火成岩体以及岩溶发育程度相对较弱的下奥陶统和寒武系碳酸盐岩，受相对隔水影响，岩溶地下水形成多点排泄^[28,29,30]. 东侧石炭二叠系碎屑岩构成了最终阻水体，在东寨西北的汾河河谷谷肩排泄形成了泉群中最大的泉水——雷鸣寺泉.

图 2

Fig. 2

图 2 汾河源区水文地质剖面 Fig. 2 Profile map of hydrology geology in Fenhe River basin

图 3

Fig. 3

图 3 汾河源区水文地质 Fig. 3 Hydrology geology in Fenhe River basin

不同径流路径会导致不同的水化学特点，化学离子浓度变化反映了径流路径的水岩作用. 根据研究区水化学Piper图解可以看出，各离子质量浓度及水化学指标变化不大，地表水与地下径流均为阳离子以钙为主，阴离子以HCO^-₃为主. 由于汾河源区各地段的地下水补给、 径流和排泄方式不同，因而表现出不同的水化学特征. 中高山森林带来水中主导阴离子是HCO^-₃，占总阴离子的摩尔比例90%，主导阳离子是Ca²⁺，占总阳离子的85%. 图 4显示亚高山草甸带与中高山森林带来水阴离子相对含量顺序均为：HCO^-₃>SO^2-₄>NO^-₃>Cl^-，阳离子顺序为：Ca²⁺>Mg²⁺>Na⁺>K⁺，亚高山草甸带与中高山森林带水样阳离子均落在Ca²⁺一端，阴离子均落在HCO^-₃组分一端，EC平均值为320.78 μS ·cm^-1，溶解性总固体平均为171.43 mg ·L^-1，水化学类型均为Ca-HCO₃型，属于方解石等纯碳酸盐岩石风化溶解. 疏林灌丛带与山地草原带的地表径流中Ca²⁺和Mg²⁺是最强的阳离子，其含量均占总阳离子的90%以上，HCO^-₃是最强阴离子，占总阴离子的85%，EC平均值为541.24 μS ·cm^-1，溶解性总固体平均为389.13 mg ·L^-1，均为Ca-Mg-HCO₃型水. 这些表明离子主要来自方解石和白云石等碳酸盐风化溶解，据此初步推断此地表水混合了亚高山草甸带和中高山森林带来水. 图 4显示雷鸣寺泉水中Ca²⁺+Mg²⁺占总阳离子的90%以上，Ca²⁺是主导阳离子，占总阳离子的65%，Mg²⁺占28%. HCO^-₃ 是主导阴离子，占阴离子总量的68%，EC平均值为590.52 μS ·cm^-1，溶解性总固体平均420.19 mg ·L^-1，水化学类型为Ca-Mg-SO₄-HCO₃型，HCO^-₃含量相对较多，而SO^2-₄相对较少，说明混合了多种不同类型的水源，且主要以方解石和白云石等碳酸盐风化溶解为主导，且有小部分石膏等硫酸盐的溶解，进一步推断雷鸣寺泉水是由不同景观带来水混合形成.

图 4

Fig. 4

图 4 各种水样三角图水化学分析 Fig. 4 Triangle diagram for hydrochemical analysis of various water samples

汾河源区降水的δ¹⁸ O和δD范围是：-16.48×10^-3~-5.32×10^-3，-84.6×10^-3~-52.17×10^-3，根据降水δD和δ¹⁸ O值求出当地降水线方程为δD=7.82δ¹⁸ O+8.68，R2=0.94，与全球降水线方程相比，斜率与截距均偏低(图 5)，说明大气降水下渗到地下后，其同位素值变化趋于均一化，反映了时间空间的混合. 此外，汾河源区自然地理因素、 水岩相互作用和气候条件也对同位素值产生影响. 汾河源头亚高山草甸水处于当地降水线左下方，δ¹⁸ O和δD变化范围为-11.59×10^-3~-11.76×10^-3和 -80.28×10^-3~-84.42×10^-3，相对贫同位素δ¹⁸ O和δD. 由图 5得知，亚高山草甸带深层冻土处于降水线左下方，而上层冻土处于右下方，说明在冻融过程中均受到蒸发效应影响，上层冻土更为显著. 冻土样与亚高山草甸带、 中高山森林带水样聚集，它们之间有一定水力联系. 上层土壤水的同位素组成特征与其地表径流相近，而比下层冻土相对富集δ¹⁸ O和δD，说明地表径流接受冻土融水补给，上层冻土融化且受到蒸发影响. 由图 5得知，汾河源区河水的δD和δ¹⁸ O变化范围为-11.19×10^-3~-11.75×10^-3和-75.05×10^-3~-78.15×10^-3，处于当地降水线下方，偏离当地降水线，而且河水与疏林灌丛带和山地草原带水聚集，有密切的水力联系，可推断汾河源区河水主要来自亚高山草甸带，亚高山草甸主要是季节性冻土消融和降水下渗，转换成土壤水，形成地下径流，补给河水，说明在降水-地表径流-土壤水-地下水的转化过程中，受混合效应影响，水体δD与δ¹⁸ O不断富集，并在补给河水过程中，受蒸发作用影响，δD和δ¹⁸ O含量更加富集.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区不同水体的δD和δ18 O组成 Fig. 5 Isotopic composition of different water bodies

汾河源区河水的同位素特征与雷鸣寺泉水的相比，河水的δ¹⁸ O和δD相对富集，而与水库水的同位素特征相比，其δ¹⁸ O和δD相对贫化，雷鸣寺泉水的δ¹⁸ O和δD变化范围为-10.25×10^-3~-10.87×10^-3和-76.17×10^-3~-76.93×10^-3，介于中高山森林带与疏林灌丛带、 山地草原带之间，说明雷鸣寺泉水接受中高山森林带和疏林灌丛带、 山地草原带混合补给. 反映在D-O关系图上，雷鸣寺泉水与大庙沟流域河水聚集，且处于当地降水线以下，同位素含量接近，有密切的水力联系，雷鸣寺泉水和大庙沟流域河水接受亚高山草甸带和中高山森林带水的补给，点距离越近，水力关系越密切，可推断源区河水主要来自雷鸣寺泉水，主要接受亚高山草甸带和中高山森林带水补给，同时接受疏林灌丛带和山地草原带的补给. 不同景观带的水都位于当地降水线附近，表明均接受降水补给，且受蒸发影响. 由图 5得知，源区河水、 亚高山草甸带水、 疏林灌丛带水、 山地草原带来水、 地下水和降水之间存在相互补给排泄关系，河水是由多种水源混合补给.

氘过量参数d=δD-8δ¹⁸ O，也是同位素水文学与水文地质学研究的另一个重要参数. 结果显示亚高山草甸带d值为15.59×10^-3~17.2×10^-3，中高山森林带的氘盈余参数没有明显的差异，d值为13.39×10^-3~14.78×10^-3，疏林灌丛带平均值为12.46×10^-3，山地草原带为11.96×10^-3. 雷鸣寺泉水为10.93×10^-3~13.23×10^-3，介于亚高山草甸带、 中高山森林带和疏林灌丛带之间，这说明雷鸣寺泉水主要由亚高山草甸带、 中高山森林带和疏林灌丛带混合补给. 雷鸣寺泉水以下流域，经头马营，至汾河水库，这一段河水的d值均偏低，且变化幅度很大，为7.18×10^-3~10.72×10^-3，汾河水库最低为7.18×10^-3，与全球平均值d值有较小幅度的偏离,表明与汾河源区地形和气候等地方性因素有密切关系，这也反映了沿汾河径流方向受蒸发与混合等因素作用，致使出现一些比较低的d值.

总体而言，整个汾河源区各种水体的同位素δ¹⁸ O和δD差异不大，均在-9.11×10^-3~-11.76×10^-3和-52.43×10^-3~-84.42×10^-3范围之内，图 5显示这些水体之间存在很密切的水力联系，存在相互补给排泄关系. 汾河源区补给水源主要来自亚高山草甸带. 汾河源区中高山森林带面积较大，拦截降水，下渗，形成土壤水，补给地下径流，最后汇入河道. 疏林灌丛带和山地草原带在接受亚高山草甸带和中高山森林带来水补给的同时，也拦截降水，下渗，形成土壤水，补给地下水，最后汇入河道.

汾河源区各种水资源以不同形式补给河流，亚高山草甸带降水和融水一部分形成地表径流，一部分通过下渗进入补给基岩裂隙水，形成地下径流. 地下水径流流经中高山森林带，在中高山森林带位置较低的岩石裂隙中渗出，以泉水形式排泄，汇入河道. 中高山森林带河水流量最大，是汾河源区主要径流形成区. 疏林灌丛带与山地草原带通过密集的植被覆盖，吸纳降水，增加入渗，从而在数量上减少地表径流的形成. 但由于其面积分布较小，对汾河源区贡献较小. 源区径流主要由积雪、 冻土融水、 降雨和地下水混合补给，流域内降水很少直接产生地表径流，而是经各景观带下渗，转换成壤中流、 地下径流，最终汇入河道.