水资源既是人类赖以生存的物质基础, 又是维持当地社会经济可持续发展、保持生态环境健康和维系生态系统稳定的不可或缺的一部分^[1].我国西北地区是典型的干旱区, 在近几十年的气候变化和人类活动影响下, 水文过程发生变化, 生态环境脆弱, 对气候变化响应敏感.氢氧同位素被称为“水的指纹”, 是追踪水循环的天然示踪剂.在水循环过程中, 水中的D和¹⁸O受到蒸发和凝聚的影响会产生分馏作用.D和¹⁸O对自然界水循环及水文过程响应极其敏感, 对研究水循环具有重要的指示作用^[2].通过分析同位素的组成特征来监测流域的水文情况, 用于了解降水、地下水补给、地下水-地表水相互作用和流域水文等水文地质过程^[3], 为深入研究流域水循环过程提供了技术手段和理论依据, 被广泛应用在识别自然界流域水循环和水文过程的研究中^{[4, 5]}.近年来, 国内外学者对雅鲁藏布江流域^[6]、脱甲河^[7]、白洋淀^[8]、石羊河流域^[9]、长江中下游地区^[10]、巴拉格尔河流域^[11]和智利北部高原^[12]等流域的不同水体中D和¹⁸O组成特征及时空变化进行了系统的分析, 识别了各流域水循环及水文过程, 对水资源的合理开发利用与评价和促进流域生态环境建设具有重要的理论意义.

闪电河流域是我国荒漠化监测和防治的重点区域, 也是京津冀地区重要的水源和生态功能区^[13], 目前, 应用氢氧同位素技术的相关研究已在闪电河流域开展.贾德彬等^[14]分析水体中氢氧同位素的变化, 判断出不同水体的变化特征及相互关系; 苏文旭等^[15]利用氢氧稳定同位素技术, 揭示不同水源δ¹⁸O值的分布特征, 计算出各潜在水源对杨树和柳树的贡献率; Jia等^[16]以天然杨树为研究对象, 应用同位素技术对其水分利用效率、水分吸收源、耗水量和水分利用策略进行了分析.以上研究主要针对闪电河流域水体同位素特征和植物水分利用规律取得了一定认识, 但对流域同位素整体的空间分布规律及同位素变化的影响因子的识别的研究甚少.因此, 本文选取闪电河流域为研究对象, 探究不同季节降水、地表水和地下水“三水”水体同位素特征及时空变化规律, 识别影响同位素变化的关键因子, 揭示不同水体转化关系, 以期为流域的生态建设及流域生态水文过程的作用机制的深入研究提供科学依据和数据支撑.

闪电河是滦河的上游, 发源于河北省沽源与丰宁两县交界处, 闪电河流域(115°46′~116°20′E, 41°55′~42°30′N)位于内蒙古锡林郭勒盟境内, 总面积1 551.68 km², 海拔高程在1 670~1 247 m之间(图 1), 处于中温带半干旱大陆性季风气候区, 是内蒙古高原向华北平原的过渡地带.风多雨少, 无霜期短, 春季干旱, 降雨分配不均, 60%~70%降雨集中在6~9月内, 多年平均降水量为360 mm, 四季分明, 昼夜温差大.阴山山地向东延伸即为闪电河流域正蓝旗段, 流域内河床坡度较缓, 河曲发育, 主要地形为河谷平原、丘陵及洼地, 蓄水构造为山间断陷盆地蓄水构造.该流域物产丰富资源充足, 草原湿地保存较好, 是京津冀地区重要的生态屏障.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区位置示意 Fig. 1 Location of the study area

本文以闪电河流域为研究对象(图 2), 为得出不同水体氢氧同位素的时空变化特征, 根据研究区的地形及河流支流沿线布设采样点, 降水的采集时间为2020年2月至2022年2月, 地表水和地下水的采样时间为2021年的丰水期(8月)和枯水期(10月).共布设地下水采样点35个, 地表水采样点8个, 降水收集点2处, 在采样时段内共采集地下水样品70份, 地表水样品16份, 大气降水样品90份.降水利用漏斗与聚乙烯采样瓶来自制降水收集装置, 为防止水分蒸发在漏斗上方放入一个乒乓球, 每次降水结束后集中采集一次.地表水和地下水采样时均避开降雨事件, 地表水取自流动的闪电地表水, 地下水样品取自研究区内居民农用浅层地下水井, 水样采集过程中, 用采样水刷洗样品瓶3次后装入250 mL的聚乙烯瓶, 用Parafilm膜密封并进行样品编号, 用GPS定位采样点, 记录经纬度及高程, 所有样品均冷藏于0~4℃的环境中带回实验室待同位素测定.

图 2

Fig. 2

图 2 采样点分布示意 Fig. 2 Distribution of sampling

采集的水样在实验室经0.2 μm的滤膜过滤至干燥清洁的玻璃瓶后, 利用液态水稳定同位素分析仪LGR分析.样品测试前使其恢复室温, 在每次测定前使用专业润滑剂润洗样针, 每个样品分析6次, 为了减小记忆效应, 前2次分析结果舍弃, 保证所得数据精准性.测得的氢氧稳定同位素含量为维也纳标准平均海水(V-SMOW)的千分偏差, 计算公式为：

(1)

式中, R_sample和R_standard分别为水样中和维也纳标准平均海水中的重同位素与轻同位素的比值.当δ大于0时, 表示样品中的重同位素值比标准值富集; 当δ值小于0时, 则表示重同位素比标准值贫化.

使用美国国家海洋与大气管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration)空气资源实验室(Air Resources Laboratory)开发的混合单粒子拉格朗日积分轨迹模型(HYSPLIT模型), 分析大气水汽的运动轨迹^[17].应用该模型对研究区采样时间内2021年的1、4、7月和9月的水汽来源进行后向轨迹的模拟, 运行步长为6 h, 追踪时长为72 h, 模型输出的结果为降水前3 d内水汽的输送路径.

利用端元混合模型, 可推算出各水体之间的补给比例, 其依据的原理是稳定同位素质量守恒, 公式为：

(2)

(3)

式中, δC为混合水体的氢氧同位素值, C_i为第i个水源的氢氧同位素值, f_i为第i个水源在混合水体中所占比例, 和值为1.

2020年2月至2022年2月闪电河流域大气降雨δD值变化区间为-147.32‰~-8.49‰, 均值-64.74‰, δ¹⁸O变化区间为-18.75‰~-2.37‰, 均值为-9.27‰.雨水同位素值的变化可归因于其运输轨迹、降雨、温度和海拔效应.

Craig^[18]通过对不同地理位置的河水、湖水、雨水和雪水样品进行分析, 建立了δD与δ¹⁸O之间的线性关系方程：δD=8δ¹⁸O+10, 被定义为全球大气水线(GMWL).大气降水线可反映流域的气候特征, 闪电河流域降水线(LMWL)方程为：δD=7.41δ¹⁸O+3.97(图 3), 其斜率和截距均小于全球大气降水线, 表现了降水量仅为365 mm·a^-1, 年均蒸发量高达1 925 mm·a^-1的干旱区域气候特征, 加上降水降落过程中较强的蒸发分馏, 导致降水中重同位素的富集, 大气降水线的斜率和截距变小.其斜率与截距与西北地区兰州^[19]、阿拉善^[20]和阿尔泰^[21]等地的大气降水线接近, 普遍小于全球大气降水线, 反映了西北地区的干旱、蒸发量大的气候背景.

图 3

Fig. 3

图 3 研究区全年大气降水线及比较 Fig. 3 Annual atmospheric precipitation line and comparison in the study area

大气降水水汽运动轨迹在不同时间上存在一定程度的差异, 应用HYSPLIT模型确定研究区不同季节降水水汽来源.综合HYSPLIT模型结果显示(图 4), 闪电河流域在1、4月和10月的水汽主要来自西风水汽和极地气团, 经过长距离的水汽输送, 且受沿途蒸发的影响, 西风带与极地气团的到来使当地气候呈现气温低、干燥少雨的特点, 处于夏半年的7月份降水水汽来源主要为来自东南部的东亚季风环流, 随着季风的到来, 此时该地区降水较多、天气炎热.对应了内蒙古降水集中在夏季, 蒸发量大于降水量的气候特点.研究区水汽来源的特点与阿拉善^[20]和兰州等周边地区^[22]的研究所得出的结论相似, 符合大气环流条件.

图 4

Fig. 4

折线图单位：m 图 4 HYSPLIT模型输出研究区每月降水水汽来源 Fig. 4 Hysplit model output monthly precipitation water vapor source in the study area

我国降水同位素分馏过程中主要受到温度效应和降水量效应的控制, 温度的升高导致同位素分馏作用增强, 通过云下二次蒸发使降水氢氧同位素富集, 雨滴在穿过大气层时蒸发并与大气中的水汽相互作用, 会使降水中稳定同位素发生变化.对降水同位素与同期气象因子(气温、降水)的相关关系分析如图 5所示, 从中可知, 闪电河流域降水中的δ¹⁸O值与同期降水量关系式为δ¹⁸O=0.04P-9.54, 相关系数为0.092, 无明显相关关系, 表明降水量不是影响降水同位素变化的主要因素.大气降水δ¹⁸O值与气温的相关关系式为δ¹⁸O=0.36T-14.69, 相关系数为0.66, δ¹⁸O值与气温呈现显著的正相关关系, 表明随温度的升高, δ¹⁸O值有富集的趋势.降水中稳定同位素会因雨滴在穿过大气层时蒸发并与大气中的水汽相互作用而发生变化^[23], 降水量较大时, 受二次蒸发影响较小; 当降雨量较少时, 降水量受二次蒸发影响较大.在降水丰沛的季节, 闪电河流域的降水量基本在1~30 mm内, 为小尺度降水, 其受到云下二次蒸发的影响要大于同位素交换反应的影响^[24], 所以同位素并没有表现出明显的降水效应, 而是表现出显著的温度效应.另一方面, 闪电河流域处于西北内陆地区, 距离海洋遥远, 流域水汽大部分来自局地水汽蒸发, 季风气候对其影响较弱, 导致降水效应较弱.这与陕甘宁^[25]和银川平原^[26]等干旱区降水同位素对气象因子响应特点一致.这符合西北内陆干旱区的同位素对气候的特点^{[23, 27]}.

图 5

Fig. 5

图 5 闪电河流域降水δ18O值与降水量和温度关系 Fig. 5 Precipitation in Shandian River Basin Relationship between δ18O value and precipitation and temperature

地表水与地下水的δD和δ¹⁸O值在季节上具有相似的变化规律(表 1), 且枯水期δD和δ¹⁸O值的波动范围均大于丰水期, 水体同位素组成变化具有季节性差异.丰水期地表水δD和δ¹⁸O的变化范围分别在-62.68‰~-53.48‰和-7.60‰~-6.34‰之间, 枯水期变化范围在-86.3‰~-65.83‰和-10.32‰~-8.35‰之间, 丰水期较枯水期δD和δ¹⁸O更富集, 推测在丰水期地表水虽有降水补给, 但强烈的蒸发作用仍使地表水同位素变得富集.Dansgaard^[28]提出氘盈余(d-excess)是研究大气降水过程及受影响因素的重要的指标参数, d-excess值与水体受到的蒸发分馏作用相关, d-excess值越小其受到蒸发分馏作用越强^[29].地表水d-excess均值在丰、枯水期分别为-1.49‰和2.88‰, d-excess均值低于全球平均值(10‰), 经历了较强的蒸发作用.地表水d-excess值季节差异较大, 丰水期较枯水期降水多, 空气湿度高, 降水中d-excess值低, 降水补给地表水, 再加上丰水期地表水流量较大, 河流流速较大, 造成河谷平原面积增加, 使沿途蒸发较多, 因此, 丰水期的d-excess值较枯水期低, 可以归因于降水d-excess的高变异性以及河流沿途蒸发较大.

表 1 (Table 1)

表 1 不同水体δ18O、δD和d-excess值变化 Table 1 Values of δ18O, δD, and d-excess vary in different water bodies 项目 水体 δD/‰ δ18O/‰ d-excess/‰ 最大值 最小值 平均值 最大值 最小值 平均值 最大值 最小值 平均值 丰水期 地表水 -53.48 -62.68 -57.06 -6.34 -7.6 -6.89 -0.39 -2.98 -1.49 地下水 -67.91 -86.21 -76.32 -9.26 -10.63 -10.12 10.58 -2.17 4.63 枯水期 地表水 -65.83 -86.3 -74.28 -8.35 -10.32 -8.97 5.65 -3.03 2.88 地下水 -70.51 -86.83 -78.8 -9.3 -11.94 -10.5 13.27 -2.9 5.21

表 1 不同水体δ18O、δD和d-excess值变化 Table 1 Values of δ18O, δD, and d-excess vary in different water bodies

地表水同位素组成在空间上的变化特点在一定程度上能较好地指示其与地下水和降水的补给关系.闪电河流域地表水δ¹⁸O值在不同季节沿流程变化如图 6所示.空间变化上河流δ¹⁸O值丰枯季节具有相同的变化特征, 整体上沿河流流向从上游到下游总体富集.这与艾比湖流域河水^[30]和长江水^[31]中氢氧同位素组成具有相似的变化规律.与其不同的是, 闪电河流域位于农牧交错带, 地势平坦, 上游至下游坡度较低, 其地表水同位素值受地形坡度影响较小, 河流两岸农牧业生产活动和居民点频繁分布, 对流域水循环和各水文过程产生较大影响, 同时地表水同位素空间变化往往还受不同水源的补给和蒸发富集作用共同影响.上游段为河流中下游的补给水源, 其相比中下游受到的沿程蒸发较小, 同位素值较为贫化, 中游段河流δ¹⁸O值较高, 是由于正蓝旗旗政府位于中游段, 城市集中, 受城市人类活动影响, 同位素富集的生活污水的支流汇入引起城市河流的δ¹⁸O值普遍高于相应的非城市河水^{[32, 33]}, 具有较高δ¹⁸O值的中游地表水通过径流通道补给下游地表水, 同时在地表水流动过程中水面逐渐增宽, 水流变缓, 受蒸发分馏作用的影响更大, 使得下游地表水同位素值更高.

图 6

Fig. 6

图 6 闪电河流域水体δ18O的时空分布 Fig. 6 Water body of Shandian River Basin temporal and spatial distribution of δ18O

丰水期地下水δD和δ¹⁸O的变化范围分别在-86.21‰~-67.91‰和-10.63‰~-9.26‰之间, 枯水期变化范围在-86.83‰~-70.51‰和-11.94‰~-9.30‰之间, 丰枯季节差异较小, d-excess在丰、枯水期的均值分别为4.63‰和5.21‰, 可以看出, 无论丰水期还是枯水期, 地下水同位素要比地表水同位素更贫化, 显示出地表水经历更强的蒸发作用.

地下水同位素表现出较大的空间变异性, 高值区在丰水期分布比枯水期少, 河流左侧地下水同位素值普遍比河流右侧偏低, 且大多数高值区出现在靠近河流处, 主要由于地下水取自第四系松散沉积物造成的孔隙潜水, 河床两侧含水层厚度大, 地下水埋深小, 与地表水相互转化频繁, 而附近地表水δ¹⁸O值较高.丰水期上游地下水埋深为3~6 m, 其同位素值较大与密集的农业活动及地下水埋深有关, 密集的农业活动标志着提取大量地下水, 随后通过灌溉回流补给过程使地下水δ¹⁸O值出现蒸发富集, 而下游地区地下水受双山水库水及河流水补给, 地下水位在2~9 m范围内, 受蒸发作用较小, 同位素较为贫化.枯水期河流上游右侧及下游左侧δ¹⁸O值变高, 主要是由于农业活动停止, 上游地下水位回升, 埋深较小(2~4 m), 受潜水蒸发的影响, 同位素较富集; 枯水期受农业灌溉影响使得地下水位暂时无法恢复, 下游地区河水流量变小不能充分补给地下水, 导致地下水埋深较大(5~10 m), 很难接受降水补给, 同时在枯水期降水量少, 蒸发强度大, 使地表水同位素富集, 此时地表水与地下水之间相互转换, 导致地下水的δ¹⁸O值富集.

由上述分析可知地下水氢氧同位素与埋深存在一定相关关系, 因此, 根据地下水统测埋深与δ¹⁸O实测值, 进一步分析其相关关系, 得出地下水埋深与同位素关系如图 7所示.研究区地下水埋深在1~10 m间, 地下水δ¹⁸O值随埋深的增加更加贫化, 其产生的原因可能为地下水埋深越大, 由浅到深, 地下水接受大气降雨和地表水补给的作用逐渐减弱, 受侧向径流的影响增加, 且深层地下水受到的蒸发分馏作用较弱, 水中同位素较贫化.这与王雨山等^[8]研究的结果一致.

图 7

Fig. 7

图 7 地下水δ18O值与埋深 Fig. 7 Groundwater δ18O value and buried depth

大气降水到达地面后, 一部分下渗补给地下水, 另一部分直接成为地表水, 河流地表水与地下水也存在水量和能量的交换, 且这种交换会被气候、地质构造和流域面积等因素影响^[34].根据测得的丰水期和枯水期的地表水和地下水中的δD与δ¹⁸O值进行回归分析, 并参照大气降水线将δD与δ¹⁸O线性关系定义为地表水线(RWL)和地下水线(GWL)见图 8, 水线的斜率和截距分别表示氘氧的分馏速率和偏离程度^[35], 根据水线关系可定性分析流域水体补给关系.丰水期地表水δD与δ¹⁸O值比枯水期大, 丰水期地表水水线方程的斜率和截距均小于枯水期, 但二者斜率均小于当地降水线斜率, 这是由于不同季节温度和降雨量等气象因子具有差异, 大气降水补给河流后, 河流受到不同程度的蒸发作用, 丰水期RWL斜率(7.50)与当地大气降水线斜率接近, 表明处于丰水期的地表水受降水补给较多, 枯水期RWL斜率为5.11, 其斜率小于当地大气降水线, 表明地表水受降水补给量较少且受蒸发作用.RWL斜率的季节差异还与温度有关, 根据瑞利平衡条件可知, 温度越低, 分馏系数越高(脱甲河), 在温度较低的10月, δD和δ¹⁸O在蒸发和凝结过程中, 发生了一定程度的偏离, 且枯水期在河流水位、流量和流速方面均比丰水期小, 温度的变化对河水同位素的影响较大^[28], RWL斜率与截距较小, 其符合水循环过程同位素变化规律^[36].

图 8

Fig. 8

图 8 不同季节地表水和地下水δD与δ18O关系 Fig. 8 Surface water and groundwater in different seasons δD and δ18O relationship

地下水稳定同位素组成受到一定程度的蒸发分馏影响, 但影响程度弱于地表水, 所以GWL的斜率要大于RWL.GWL具有季节性差异, 斜率最高在丰水期为7.87, 与当地大气降水线和RWL斜率十分接近, 且丰水期GWL在RWL下方, 表明丰水期“三水”存在复杂的水力联系.枯水期GWL为δD=5.86δ¹⁸O-17.27, 斜率大于地表水线(5.11), 远小于当地大气降水线, 同位素组成贫化的水流向同位素组成富集的水, 枯水期地表水与地下水同位素值有重合部分, 枯水期研究区降水十分稀少, 降水补给微小, 说明此时地表水与地下水相互转换.

基于上述同位素关系分析, 丰水期大气降水较多, 水体补给关系较复杂, 沿河流上游至下游布设5个断面(图 2), 利用端元混合模型对丰水期水体转换关系进行定量分析, 各断面水体的转换比例如表 2所示, 研究区降水对地表水的补给均大于50%, 表明流域主要接受降水的补给, 其次是接受地下水的径流补给, 且下游地下水对地表水的补给比例大于上游, 地下水对地表水补给最小比例在下游E-E′断面, 为21.80%, 最大在上游的B-B′断面, 为28.6%.各断面补给比例差异较小, 下游地下水埋深较大, 且夏季农业用水量较为频繁, 地下水埋深较大, 地表水受地下水补给较少.证实了闪电河流域地下水的排泄方式是补给河水的研究^[37].

表 2 (Table 2)

表 2 不同断面水体转化率/% Table 2 Water conversion rate of different sections/% 水体 转化率 断面A-A′ 断面B-B′ 断面C-C′ 断面D-D′ 断面E-E′ 降水 74.4 71.35 77.17 73.01 78.20 地表水 100 100 100 100 100 地下水 25.6 28.65 22.83 26.99 21.80

表 2 不同断面水体转化率/% Table 2 Water conversion rate of different sections/%

(1) 闪电河流域降水线(LMWL)方程为：δD=7.41δ¹⁸O+3.97.运用HYSPLIT模型模拟出研究区的水汽来源主要为来自西风水汽、极地气团和东亚季风环流.降水同位素表现出明显的温度效应但没有显著的降水效应.

(2) 地表水丰水期的d-excess值较枯水期低, 可以归因于降水d-excess的高变异性以及河流沿程蒸发较大, 河流δ¹⁸O值丰枯季节具有相同的变化特征, 整体上从上游到下游总体富集, 受人类活动影响较大; 无论丰水期还是枯水期, 地下水同位素要比地表水同位素更贫化, d-excess值更高, 显示出地表水经历更强的蒸发作用.地下水丰水期δ¹⁸O高值区主要集中在左下游, 高值区在丰水期分布比枯水期少, 受地下水埋深影响较大.

(3) 通过对不同季节的各水体水线特征分析, 得知丰水期地表水水线方程的斜率和截距均大于枯水期, 且二者斜率小于当地降水线斜率, 丰水期地下水水线与当地大气降水线和地表水线斜率十分接近, 表明丰水期“三水”间转换复杂, 枯水期地表水与地下水同位素值有重合部分, 此时地表水与地下水相互转换.结合端元混合模型进一步分析丰水期补给关系, 得出地表水接受降水的补给, 其次是接受地下水的径流补给, 且上游地下水对地表水的补给比例大于下游的结论.