2020, Vol. 41
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院, 内陆河流域生态水文重点实验室, 兰州 730000;
3. 中国科学院大学资源与环境学院, 北京 100049;
4. 长江科学院水资源综合利用研究所, 武汉 430010
, HE Xiao-bo1,2
, DING Yong-jian1,2,3 , CHANG Fu-xuan4 , WU Jin-kui1,2 , HU Zhao-fu1,3 , WANG Li-hui1,3 , YANG Gui-sen3 , DENG Ming-shan3
2. Key Laboratory of Ecohydrology of Inland River Basin, Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China;
3. College of Resources and Environment, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. Water Resources Department, Yangtze River Scientific Research Institute, Wuhan 430010, China
青藏高原的多年冻土面积约1.26×106 km2, 占高原总面积的56%, 是全球最主要的高海拔冻土区[1].冻土作为冰冻圈的重要组成部分, 对冰冻圈水文过程有着重要影响[2], 对气候变化的响应也极为敏感[3].由于受全球气候变暖影响, 青藏高原冻土退化显著, 产生了一系列水文、生态和环境问题[1, 4].同时冻土区的产流机制有别于非冻土区, 因此在气候变暖的背景下, 冻土退化可能导致多年冻土水文过程发生变化[5, 6].
同位素技术是明晰冻土水文过程的一种有效工具.利用稳定同位素可以探讨冻土区地下水与地表水相互作用, 有助于深入了解径流的形成机制和转化过程[7].目前, 同位素技术已经被广泛应用于冻土区的产汇流过程.Sugimoto等[8]利用同位素研究了西伯利亚东部冻土区不同水文年的土壤水气状态.Obradovic等[9]和Metcalfe等[10]的研究发现, 融雪期间冻土区地下水对河道径流补给量可达50%左右.Mcintosh等[11]通过稳定同位素来区分欧美地区冻土消融释放的地下水和其他来源的地下水.McEachern等[12]利用同位素对比分析发现, 在非连续性多年冻土区流域融雪水占径流比例较高, 而低地流域主要受地下水补给.然而, 到目前为止, 与中国青藏高原地下水同位素有关的研究相对较少.田立德等[13]对青藏高原中部土壤水中稳定同位素变化进行研究, 认为土壤表层水同位素受降水的直接影响.肖可等[14]发现藏南干旱区的地热水受蒸发作用影响.任东兴[15]利用稳定同位素研究长江源区风火山流域的水循环过程, 指出多年冻土区由于冻土作为隔水层的存在, 加强了地下水与大气降水的联系.
长江源多年冻土区是对全球气候变化响应最为敏感的区域之一[16], 由于其海拔高, 气候条件恶劣, 后勤保障十分困难, 使得对数据获取难度极大.而本研究有效地获取了该冻土区连续的地下水同位素数据, 一定程度上弥补了青藏高原中部的长江源多年冻土区地下水同位素数据的不足, 以及通过分析地下水氢氧稳定同位素特征及其影响因素, 以期为深入认识青藏高原长江源区的冻土水文过程提供科学依据.
1 研究区概况研究区(91°58′~92°06′E, 33°00′~33°06′N)位于长江源区的冬克玛底流域(图 1), 流域平均海拔在5 000 m以上, 是内陆干旱区典型冰川流域和青藏高原代表性冻土流域.流域面积为50.96 km2, 在流域源头发育着面积为16.40 km2的冬克玛底冰川.流域河谷广泛分布着多年冻土, 冻土活动层范围为1~3 m[17], 主要植被为高寒草甸.流域年平均气温为-6.0℃, 年平均降水量约为443 mm, 以固态降水为主, 降水主要集中在每年的5~9月, 可占全年的90%以上.流域没有四季之分, 仅有冷暖两季, 其中冷季长达8个月(10~5月), 主要受西风控制, 气候寒冷干燥；暖季为4个月(6~9月), 受印度夏季风影响, 气候温凉湿润.
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图 1 研究区及采样点位置示意 Fig. 1 Location of the study area and sampling sites |
本研究的地下水采样点位于冬克玛底流域大本营地下水观测场, 该取样点为一个深入地下约为1.5 m, 直径为0.2 m的PVC管, PVC管顶部密封, 以防止蒸发及降水直接进入.由于大部分冻土水在重力的作用下会积蓄在不透水界面之上, 由此地下水便会在PVC管中汇集, 因此本研究的地下水实际上是来源于不同层位的冻土融水及土壤水的混合.冻土地区的地下水一般分为冻土层上水(活动层地下水)、冻土层间水和冻土层下水[4], 而本文所采集的地下水属于冻土层上水.本研究的地下水采样期为2017年6~9月, 采样时间为每日20:00, 期间共采集地下水样品84个.为了防止水样被污染, 所用的采样设备均作洁净化清洗处理.水样采集完毕后, 立即用封口膜封住瓶口, 以防止水样蒸发, 而后置于冰箱中冷冻存储.
2.2 同位素测定样品以冷藏状态运输至中国科学院冰冻圈科学国家重点实验室进行同位素比率的测定, 测定仪器为液态氢氧同位素分析仪(LGR, DLT-100 LWIA, USA).为了减小仪器记忆效应带来的误差, 每个样品均测6次, 取后4次测定的平均值, 测定结果以相对于维也纳标准平均海洋水(vienna standard mean oceanic water, V-SMOW)的千分差形式表示：
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(1) |
式中, RS和RV-SMOW分别代表地下水和维也纳标准平均海洋水氢或氧稳定同位素比率R(18 O/16 O、D/H), δ18O与δD平均测定误差范围分别为±0.2‰和±0.6‰.另外, 实验室分析氢氧稳定同位素所使用的标样有5组, 如表 1所示.
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表 1 实验室分析同位素的标样 /‰ Table 1 Standard samples for analyzing stable isotopes /‰ |
2.3 气象数据
本文所利用的气象数据主要有降水量、气温和土壤温度, 其中降水量是在每次降水事件结束后由人工观测得到.气温和不同深度的土壤温度来自冬克玛底流域大本营气象观测场的双层风湿温自动气象站, 数据采集仪器为CR10X.
3 结果与讨论 3.1 地下水同位素特征在采样期内, 研究区地下水δ18O的变化范围在-15.3‰~-12.5‰之间, 平均值为-14.0‰；δD的变化范围为-108.9‰~-91.7‰, 平均值为-100.2‰, 与同期在该流域观测到的降水同位素(δ18O：-29.8‰~-0.2‰和δD：-223.5‰~11.6‰, 平均值分别为-15.0‰和-104.5‰)以及全球大气降水同位素(δ18O：-50‰~10‰和δD：-350‰~50‰)[18]相比, 地下水同位素的变化幅度相对较小, 并且平均值要高于同期该流域的大气降水同位素, 说明地下水比大气降水富集重同位素.
图 2显示了地下水同位素时间变化特征(以δ18O为例), 可知地下水δ18O随着时间波动较为明显, 同时发现地下水同位素随着时间呈略微地向上变化趋势(R2=0.35, P < 0.001, n=84), 可能是由于降水或由降水形成的地表径流在入渗过程中受到一定蒸发富集作用.但在采样初期, 地下水同位素相对贫化, 其δ18O最小值达到-15.3‰.同时, 地下水δ18O在波动变化过程中, 其值出现多个异常负值, 这可能与降水对地下水的补给有关.通过分析发现, 地下水δ18O的2次异常负值所对应的降水δ18O值分别为-15.4‰(8月13日)和-26.2‰(9月1~3日), 这两个阶段的降水δ18O均低于降水δ18O平均值(-15.0‰), 均表现出相对贫化.事实上, 这与青藏高原长江源区夏季的季风暴发有关, 因为由季风携带的降水往往贫化重同位素, 虽然期间也伴随着富集重同位素的西风和局地气团的降水, 但其比例相对较小[19].
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图 2 地下水δ18O、d-excess及气温的时间变化 Fig. 2 Variation of δ18O, d-excess in groundwater, and air temperature |
地下水和大气降水δD和δ18O的关系可用于定性分析地下水的来源.本文将地下水氢氧稳定同位素的关系定义地下水线(groundwater line, GL), 通过运用最小二乘回归方法拟合得到观测期内研究区多年冻土区的地下水线为：
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(2) |
该地下水线与全球大气降水线(global meteoric water line, GMWL)：δD=8δ18O+10[20]、中国降水线：δD=7.9δ18O+8.2[21]以及该地区的局地大气降水线(local meteoric water line, LMWL)：δD=8.43δ18O+20.62[19]相比, 其斜率和截距均较小.如图 3所示, GL与GMWL和LMWL均有交点, 但地下水同位素点基本上位于LMWL的下方, 说明研究区地下水受到一定的非平衡蒸发的影响.同时, 地下水同位素点在GMWL和LMWL的两侧都有分布, 表明地下水一定程度上受到大气降水补给的影响.地下水δD和δ18O之间的关系虽然达到0.001的显著性水平, 但拟合系数相对较低(0.22), 说明地下水同位素的分布比较离散, 表明影响其组成和变化的因素较为复杂, 除了受降水和蒸发的影响外, 还可能有其他因素, 如植物的吸收和冻土融水补给等.
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图 3 地下水δ18O和δD的关系 Fig. 3 Relationship between δ18O and δD in groundwater |
在水循环过程中, 由于同位素的不平衡分馏, 会导致水体中δD与δ18O的关系会出现一个差值, Dansgaard[22]称之为氘盈余(d-excess), 其被定义为：d-excess=δD-8δ18O, 全球大气降水中的d-excess平均值为10‰.蒸发是影响氘盈余值大小的一个重要因素, 如果蒸发越强烈, 氘盈余的值会下降.因此, 地下水的氘盈余是能够反映补给到地下水的水体受到蒸发作用的强烈程度[23].
在采样期内, 研究区地下水d-excess的变化范围介于4.9‰~25.0‰之间, 平均值为11.6‰, 与全球大气降水平均d-excess值(10‰)相近, 但远低于该流域大气降水氘盈余平均值(15.1‰)[19].由图 2可以看出, 地下水d-excess随时间呈明显的波动变化, 同时发现d-excess与δ18O之间存在一定的反向变化关系, 通过分析发现二者具有显著的负相关性(r=-0.34, P < 0.01, n=84), 进一步说明实了地下水受到了一定的蒸发作用, 因为当较强的蒸发发生时, 水体富集重同位素的同时, 其d-excess值相应会减小.
3.4 地下水同位素的影响因素 3.4.1 地下水同位素与降水量的关系已有相关研究发现, 该流域的大气降水由于受印度夏季风的影响, 降水同位素存在显著的降水量效应[19], 即降水量越大, 降水重同位素越贫化, 而这种显著的降水量效应可能会影响到地下水同位素的组成.如图 4(a)所示, 地下水同位素与日降水量存在显著的负相关关系(r=-0.44, P < 0.01, n=37), 可能是由于当降水量较大时, 气温和空气相对湿度降低, 降水补给地下水的过程中受到蒸发作用的影响较小, 有效补给地下水的降水比重增加, 此时降水同位素往往较为贫化, 导致地下水接受贫化同位素值的大气降水的补给量较高, 使得地下水的同位素值偏负.同时考虑到降雪和冰雹等固态降水在地表形成一定的积雪后, 可导致降水入渗到地下的过程中存在一定的滞后.因此, 将平均5 d地下水δ18O值与5d总降水量进行相关分析[图 4(b)], 发现二者之间依然存在显著的相关性(r=-0.70, P < 0.01, n=18), 并且其相关性要优于日尺度上的结果, 进一步说明了大气降水对地下水重要的补给作用.因此, 由于研究区地下水受降水的补给, 降水量的大小或降水同位素的降水量效应是影响冻土区地下水同位素组成的原因之一.
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图 4 地下水δ18O与日降水量和5 d总降水量的关系 Fig. 4 Relationships between δ18O in groundwater and daily precipitation, 5-day total precipitation |
温度是影响水体同位素组成的一个重要因子[19].如图 2所示, 可以看出, 在前期(气温上升阶段), 气温与地下水δ18O变化具有一定的正向对应关系, 通过分析发现[图 5(a)], 地下水同位素与上升阶段的气温呈显著的正相关关系(r=0.52, P < 0.01, n=43), 但与整个采样期日均气温并不相关[图 5(b)], 可能原因是, 在气温上升阶段时, 冻土活动层厚度较薄, 地下水受气温影响更为明显, 而此时蒸发较为强烈, 导致地下水不断富集重同位素.Zhang等[24]的研究发现, 青藏高原的地表消融和降水入渗是同时进行的, 活动层较浅时可增加蒸发量, 以及王利辉等[25]的研究发现, 青藏高原中部冻土区的蒸散发与气温存在显著的正相关关系, 说明气温可通过影响蒸发进而影响地下水同位素的组成.但在8月初后, 不断降低的气温对地下水的蒸发富集作用实际上是有所减弱的, 但是此时地下水同位素仍然呈现富集的趋势, 其具体原因则需进一步探讨.
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图 5 地下水δ18O与上升阶段和整个观测期日均气温的关系 Fig. 5 Relationships between δ18O in groundwater and daily air temperature during a period of increasing temperature, and daily air temperature over the whole observation period |
随着年内气温的变化, 不同深度的土壤温度也会发生变化, 进而导致冻土活动层厚度随着发生变化, 最终影响冻土区的产汇流过程[6, 16].图 6为流域冻土区不同土壤深度土壤温度的变化, 可以发现10、30和50 cm的土壤温度变化较为一致, 虽然个别时段出现了逆温层, 但总体上随着深度的增加土壤温度降低.而70 cm和110 cm的土壤温度变化表现出了与表层土壤温度不同的变化特征, 10、30和50 cm的土壤温度在8月初之后呈下降的趋势, 这与气温的变化十分一致, 但是在8月初之后, 70 cm和110 cm的土壤温度依然有增加的趋势.根据土壤温度可以判断冻土活动层厚度的变化(图 6), 就整个采样期而言, 冻土活动层随着时间呈逐渐变厚的趋势, 5月中旬活动层约为30 cm, 6月中旬为70 cm左右, 7月底的冻土活动层约为110 cm.
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图 6 不同深度的土壤温度变化 Fig. 6 Variation of soil temperature at different depths |
因此, 为了探讨地下水同位素的组成是否与土壤温度有关, 通过相关分析发现, 地下水同位素与平均活动层温度存在显著的正相关关系(表 2), 但相关性较低(r=0.22, P < 0.05, n=84).进一步分析地下水同位素与不同深度的土壤温度的关系, 发现地下水同位素与10 cm和30 cm的土壤温度的变化并不相关, 却与50、70和110 cm的土壤温度存在显著的正相关关系(表 2), 并且随着深度的增加, 相关性增强, 可能的原因是随着深层土壤温度的升高, 使得冻土活动层厚度增加, 而增加的冻土活动层厚度让降水入渗水分在土壤中滞留的时间增加, 导致蒸发作用进一步加强了地下水中δ18O的富集.同时, 这也解释了为什么在采样后期气温下降的同时, 地下水同位素依然呈富集的趋势.因此, 伴随着气温年内波动变化, 冻融锋面也发生迁移变化(冻土活动层厚度发生变化), 可导致在不同的时间段影响地下水δ18O组成和变化因素有所不同, 在冻土的冻融前期, 活动层较薄, 地下水受气温影响明显, 后期气温降低, 但冻土活动层厚度依然在增加, 土壤水的滞留时间的增加是地下水δ18O富集的主要因素.从另一方面讲, 也可能是入渗水分与活动层底部的冻土融水进行交换混合, 产生了混合效应, 而这部分水体可能富集重同位素, 随着活动层厚度不断增加, 该融水可能更为富集重同位素.同样在祁连山马粪沟流域, 混合和蒸发效应也是冻土区地下水同位素变化的主要影响因素[26].因此, 多年冻土区冻土的冻融过程对流域地下水同位素变化实际上起到了十分重要的作用.
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表 2 地下水δ18O与不同深度土壤温度(t)的关系1) Table 2 Relationship between δ18O in groundwater and soil temperature at different depths |
3.5 地下水的补给来源分析
通过前面对研究区地下水氢氧稳定同位素特征及其影响素的分析可以发现, 大气降水对地下水具有重要的补给作用, 以及大气降水在补给地下水的过程中经历了一定的蒸发作用, 同时流域内的高寒草甸以及其他植被对地下水的吸收作用, 也可能影响地下水同位素的组成和变化.事实上, 已有相关研究指出冻土层上水主要来源于大气降水, 如果在冷季冻结之前没有以地下径流的形式流走, 其将会以地下冰的形式储存在活动层中[4].其流动路径主要受区域地形控制, 无论是冻土层上水还是层下水, 总体上是以水平径流的形式从地势较高处流向地势较低的河谷洼地[7].
根据冬克玛底流域的地形特点, 流域多年冻土主要分布在主河道两岸, 并以一定坡度向河道倾斜, 所以地下水可能会补给河水, 但地下水几乎很难有河水的补给.另外, 流域仅在河水源头有冰川存在, 但是由冰川融化产生的融水顺着地势优先汇入源头主河道, 同时流域侧边的山谷并无冰川覆盖, 由此可以推断冰川融水同样难以补给地下水.尽管在冻土融化过程中, 冻土活动层厚度不断增加, 会产生一定量冻土融水, 但这部分水往往比较少.综上, 结合流域地形特点和地下水同位素特征及其影响因素, 可以推断研究区地下水的补给来源比较单一, 而降水是地下水的主要补给来源.
4 结论(1) 研究区地下水同位素随时间波动变化明显, 其δ18O的变化范围为-15.3‰~-12.5‰, 平均值为-14.0‰；δD的变化范围为-108.9‰~-91.7‰, 平均值为-100.2‰, 与全球和当地大气降水相比, 地下水同位素值的变化范围相对较小, 并且比大气降水富集重同位素.
(2) 研究区地下水δ18O与δD的关系为：δD=4.74δ18O-34.04(R2=0.22, P < 0.001，n=84), 其斜率和截距均低于全球和局地大气降水线, 表明地下水受到一定的蒸发作用.地下水线的拟合系数相对较低(0.22), 说明地下水同位素的分布比较离散, 表明影响地下水同位素组成和变化的因素较为复杂.
(3) 研究区地下水的氘盈余(d-excess)变化范围为4.9‰~25.0‰, 平均值为11.6‰, 与全球大气降水平均d-excess值(10‰)相近, 但低于当地大气降水氘盈余平均值(15.1‰).同时, 地下水d-excess与δ18O的存在显著的负相关关系, 进一步表明地下水受蒸发作用的影响.
(4) 研究区地下水同位素与降水量存在显著的负相关关系, 表明大气降水对地下水具有重要的补给作用.通过分析地下水同位素与气温和土壤温度的关系, 发现在不同时期影响地下水δ18O组成和变化因素有所不同, 在冻土的冻融前期(气温上升阶段), 活动层较薄, 地下水受气温影响明显, 后期气温降低, 但冻土活动层厚度依然在增加, 土壤水滞留时间的增加是地下水δ18O富集的一个重要因素.
(5) 根据流域的地形特点和地下水同位素特征及其影响因素, 研究区地下水的补给来源比较单一, 而降水是地下水的主要补给来源.
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