2014, Vol. 35
2. 中山大学地理科学与规划学院, 广州 510275
2. School of Geography and Planning, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China
氢氧同位素是一种广泛存在于水体中的环境同位素，是进行水循环研究的重要手段. 湖泊及地热水是地球水循环过程中的重要组成部分，将湖泊及地热水中的氢氧同位素作为天然的示踪剂，利用水体中同位素变化来探讨湖泊水文循环及补给来源是一种重要的研究方法[1]. 在湖泊及地热泉研究中氢氧同位素的运用主要为水汽来源分析，水体转化关系研究等. Gat等[2] 对北美五大湖降水及地表径流的氢氧同位素组成进行分析，指出该地区地表水的水蒸气中混合了大气水; Mizutani[3] 分析了Otake地区地热水的稳定同位素组成，证明该地区的地热水来源于当地大气降水，并通过溶解性硫酸盐和水之间的氧同位素分馏估算了同位素平衡温度; Portugal等[4]探讨了墨西哥Las地热区水体同位素特征，并建立了水文地质概念模型，指出该地区地热流体主要补给来源为全新世或者更新世的大气降水; 田立德等[5]通过分析青藏高原那曲河流域降水及河流水体氧同位素发现河水δ18 O变化受降水、 降水量及蒸发作用共同调节; 庞洪喜等[6]探讨了玉龙雪山冰川稳定同位素的分馏过程，指出在从固态降雪向补给河流的河水转化过程中水体同位素分馏程度逐渐增强，表明沉积后过程对于海洋型冰川区同位素记录的影响具有空间差异性.
青藏高原作为世界的第三极，其能量与水循环过程研究对于解释区域气候变化有重要意义. 湖水和地热水是青藏高原最重要的水体，也是研究区内自然水循环过程的最重要的组成部分. 青藏高原地区水体稳定同位素组成受到高程效应、 大陆效应及蒸发效应等的影响，表现出很强的特殊性. 研究涉及的藏南干旱区区域广阔且资料有限，本文选取同属藏南雅鲁藏布江流域半干旱区的高海拔淡水湖打加芒错、 蒸发作用强烈的咸水湖朗错及水热活动强烈的搭格架间歇喷泉群作为详细研究对象，探讨区内不同水体同位素组成特征及影响因素，初步揭示了藏南干旱区内陆湖及地热水水文循环过程及演化机制.
1 研究区概况
青藏高原分布着世界上海拔最高，数量最多及面积最大的湖泊群，包含1 000多个水域面积超过1 km2的湖泊，其中以咸水湖为主，淡水湖分布较少. 在青藏高原的水循环过程中这些数量众多的湖泊起着非常重要的作用[7]. 西藏湖泊矿化度由大到小依次为：藏北内陆湖区>藏南外流-内陆湖区>藏东南外流湖区，研究区所在藏南地区主要分布淡水湖及矿化度较低的咸水湖[8]. 喜马拉雅碰撞带是世界上最著名的地热活动带，区内水热活动强烈，温泉众多，地热水积极参与了区内水循环过程.
朗错(87°23′25″E，29°12′15″N)位于冈底斯山南坡断陷盆地内，是雅鲁藏布江水系的外流湖，属藏南山地灌丛草原半干旱气候，年均降水量350 mm，年均气温6.0℃，湖泊面积12 km2，海拔4310 m±10 m，长轴呈东西向延伸. 流域北侧与布马河存在水力联系; 流域西侧为一片高原湿地; 流域南侧与雅鲁藏布江仅一山之隔; 流域东侧湖水汇入拔嘎浦曲注入雅鲁藏布江[9]. 区内出露地层单元有：第四纪(Q)冲积物; 晚侏罗世至早白垩世破姆弄混杂岩(J3K1Pm)硅泥质板岩及黏土质粉砂岩; 三叠系穷果群(T2-3Q)灰泥岩夹粉砂岩与页岩; 二叠系朗错岩块(P2l)灰色厚层层状生物碎屑灰岩夹玄武层[10].
打加芒错(85°44′45″E，29°38′00″N)是古搭格架热泉沉积叠加在古冰川与冰水沉积物上形成的冰川-热泉堰塞湖. 湖泊面积8 km2，湖面海拔5080 m±10 m，年均降水量250 mm，年均气温4.5℃，呈南北状展布. 流域北部连接高原湿地; 流域东侧与淡水湖蓬错湖相通; 流域北西侧紧邻小型冰川发育的山脉; 流域南侧为搭格架间歇喷泉，外流湖水与搭格架地热水混合后汇入长马曲，经由多雄藏布最终注入雅鲁藏布江[11]. 搭格架水热区位于冈底斯陆缘岩浆弧的南缘，区域内发育一系列张性正断层，搭格架地热区位于一南北向小型地堑盆地边缘[12]. 区内出露：第四纪(Q)冲积物; 古近系大竹卡组(E3N1d)中细粒长石岩屑砂岩夹钙质粉砂岩与页岩; 古近系典中组二段(E1-2d2)流纹质火山岩夹凝灰质砂岩、 流纹岩; 白垩系昂仁组一段(K1-2a1)深灰色、 灰黑色砂岩、 粉砂岩页岩韵律层. 出露岩浆岩主要为白垩纪侵入的(KZπBiηr)中粒似斑状黑云二长花岗岩[10].
打加芒错位于朗错北部，平均海拔高于朗错约700 m，温度较低，蒸发强度略低于朗错，为碳酸盐型淡水湖，而朗错为碳酸盐亚型咸水湖.
2 样品采集与测试
为探讨青藏高原湖泊及地热水稳定同位素特征及水文循环过程，选取藏南干旱区海拔不同的淡水湖打加芒错与咸水湖朗错，及位于打加芒错南部的搭格架间歇地热温泉，于2011年8月及2012年7月两次对研究区进行系统的野外考察与取样，采样点的分布情况如图 1. 共采集湖水水样40个，朗错湖水样14个，打加芒错湖水样26个; 搭格架地热区热水水样28个(表 1). 水样经0.45 μm微孔滤膜过滤后，使用洁净聚氟乙烯瓶蜡封. 样品测试采用的仪器设备为Gas Bench 连接Delta V Plus气体稳定同位素质谱仪，氧同位素测试，是将水样与标准CO2参考气(高纯He+0.2％高纯CO2)在室温下平衡18～20 h; 氢同位素则在室温下将水样与标准H2参考气(高纯He+0.2％高纯H2)平衡40 min后测试. 样品的同位素值由同批次测量的标准样所得的工作曲线计算获得相对于V-SMOW标准. 所有实验均在西南大学地理科学学院地球化学与同位素实验室完成.
 | 表 1 青藏高原打加芒错及朗错水样采集 Table 1 Sampling of water in Daggyaima Co and Lang Co basin |
 | 图 1 青藏高原打加芒错及朗错采样点分布示意
Fig. 1 Location of sampling sites in Daggyaima Co and Lang Co basin
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选取朗错14个表水样及打加芒错26个水样进行δ18 O值及δD值的比较. 样品氢氧同位素组成如图 2所示，研究发现朗错水样LC1、 LC7、 LC10、 LC11这4个河水汇入处表水样氧同位素的值分别为-13.4‰、 -17.7‰、 -17.9‰、 -18.2‰，明显低于其他采样点. 因为河水δ18 O值低于湖水，故在湖泊的河水汇入处受到稀释作用的影响，导致河流入湖口处采样点水样的δ18 O值低于其他采样点. 排除河水汇入处表层水样后，得出朗错湖泊表水样δ18 O值分布为-7.5‰~-5.9‰，平均值-6.4‰，δD值分布为-92.9‰~-84.2‰，平均值-87.45‰，打加芒错湖泊表水样δ18 O值分布为-20.5‰~-14.4‰，平均值-17.0‰，δD分布为-156.9‰~-120.6‰，平均值-138.6‰，因为经历多年的水文循环加之湖盆形状规则，湖水能够充分混合，故表层湖水氧同位素组成变化不大.
 | 图 2 湖水及地热水的氢氧同位素组成
Fig. 2 Isotope compositions of lake water and geothermal water
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选取打加芒错3个湖泊断面，剖面1至剖面3分别为DJMC3至DJMC6，DJMC7至DJMC11，DJMC13至DJMC18. 采样点均由湖岸向湖心分布，分析其δ18 O值变化特征(图 3)，结果表明湖水同位素组成存在一定的变化规律，整体表现为由湖岸向湖心δ18 O值逐渐增大，这可能是因为湖岸水浅，湖水受湖岸低温岩石的影响导致湖心水温高于湖岸，从而水体受温度效应影响而导致湖心同位素组成偏重. 从DJMC3~DJMC6,δ18 O值表现为增大之后降低，这与DJMC5及DJMC6取样点位置存在北部高原湿地汇入的河水有关，河水样DJMC1的δ18 O值为-18.1‰，由于河水的稀释作用导致靠近河流的湖泊表层水氢氧同位素值较其他水样偏负.
 | 图 3 打加芒错湖水同位素变化
Fig. 3 Variation of isotopes in Daggyaima Co basin
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为得出研究区内朗错、 打加芒错湖水及搭格架地热区热水的蒸发趋势线，对湖泊水及地热水的氢氧同位素组成进行回归拟合，得出蒸发趋势方程：
朗错湖水：
δD=5.04δ18 O-55.17‰(n=14,R2=0.9972)
打加芒错湖水：
δD=5.3δ18 O-47.94‰(n=25,R2=0.9622)
搭格架地热水：
δD=3.0δ18 O-100.62‰(n=3,R2=0.9415)
将王军等[13] 对西藏雅鲁藏布江中下游大气降水分析得出的降水方程δD=7.54δ18 O+15.92作为当地大气降水线(LMWL)与全球大气降水线[14] (GMWL)绘入图中，得出水体蒸发趋势线见图 2.
所有湖泊水及地热水的蒸发线均偏离大气降水线并位于其右下方，偏离程度不等，这是因为在大水文循环的尺度下，水汽运移及降水的过程中的同位素分馏作用导致高海拔地区重同位素贫化. 研究区属于内陆高海拔地区，故其区内水体的δ18 O及δD值较之中国其它地区明显偏负，表现出明显的大陆效应.
湖水及地热水都存在着不同程度的同位素分馏，受蒸发效应的影响其氢氧同位素组成与当地大气降水相比明显偏重[15]. 一般情况下，随着蒸发作用的加强，水体蒸发线的斜率会逐步减小，研究区域内水体蒸发线斜率均小于8，表现出了降水少而蒸发作用强的干旱区特征[16]. 通过比较三者蒸发线的斜率，可以发现蒸发强烈程度为：搭格架地热水>朗错湖水>打加芒错湖水. 朗错及打加芒错均属于雅鲁藏布江流域，但表现出较大的氢氧同位素差异，首先是因为青藏高原是世界海拔最高的高原，打加芒错平均海拔约5000 m，比朗错高出约700 m，温度较低，水体同位素特征存在着高程效应的影响，再者朗错是比打加芒错蒸发作用强烈得多的咸水湖，蒸发效应的作用使得朗错表层湖泊水比打加芒错更富集重同位素.
朗错与打加芒错的蒸发线偏差较小，这样的蒸发线特征表明这两个湖泊具有相同的水源特征[17]. 打加芒错采样点位于降水线附近，说明其补给来源应该主要是降水[18]，而朗错湖水受蒸发作用影响富集重同位素，位于蒸发线右上方，打加芒错相对前者比较贫重同位素而位于蒸发线左下方.
通过地下水蒸发线在当地大气降水线上的截距，可以估计初始补给源的同位素组分，即有效补给地下水的大气降水的加权平均值[17]. 搭格架地热水在当地大气降水线上的截距δ18 O为-25.67‰，据文献[13]可以得知研究区域附近的拉孜县大气降水中δ18 O为-24.50‰，与估算结果较为接近. 3.3 湖水及地热水的氘过量参数特征
氘过量参数又称氘盈余,是Dansgaard[19] 提出的新概念,定义为：d=δD-8δ18 O. d值的大小，相当于某地区的大气降水斜率为8时的截距值，是区域水岩氧同位素交换程度的总体反映. 在任一地区，其当地大气降水线一旦决定，则大气降水氘过量参数d也随之确定，且该区域内的d值不受其他因素影响，在理论上维持恒定值不变，而当大气降水进入含水层之后由于水与岩石发生同位素交换会导致d值发生变化[20].
为便于研究区域氘过量参数特征的讨论，将全球大气降水方程δD=8δ18 O+10(d=10‰)及当d值为30‰、 20‰、 0‰、 -10‰、 -20‰、 -30‰、 -40‰时的特征绘出(图 4)，得到朗错、 打加芒错湖水及搭格架地热水的δ18 O-δD关系图，通过水样的氢氧同位素组成可以得出以下结论.
 | 图 4 湖水及地热水的d值分布
Fig. 4 The d value distribution of lake water and geothermal water
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(1)打加芒错湖水d值为-10.6‰~9.4‰，平均值为-2.27‰，朗错湖水除河水汇入处的湖水表样外d值为-39.9‰~-33.2‰，平均值为-36.1‰，两者均不同程度的偏离了当地大气降水线，主要是受到湖泊蒸发作用影响.
(2)搭格架地热水d值为-6.6‰~-1.7‰，平均值为-4.39‰. 因为一般岩石或地层中氢的化学组成含量低，所以对地下水的δD值难以通过水岩同位素交换产生变化，而δ18 O值则会随着水岩交换作用的进行而逐渐升高，一般在低温(<60℃)地 下水与围岩接触时，水岩之间的氢氧同位素交换反 应速度非常缓慢，难以达到交换平衡，而当温度高(>80℃)时，水吸收的能量可以破坏水分子内部氢氧原子键，同位素交换反应加快，通过同位素交换作用，使δ18 O值升高，这种现象称之为氧漂移. 图 4中搭格架地热水表现出的氧漂移也主要是同位素交换作用导致的. 一般情况下地热水热储温度越高，氧漂移现象越明显，基于区域地质背景选取相应公式[21,22] 计算搭格架热储温度：
TNa/K= 855.6 lg(Na/K)+0.8573 －273.15(℃)
TSiO2= 1309 5.19－lg(SiO2) －273.15(℃)
根据搭格架温泉水水化学组成，采用上述公式计算搭格架热储温度见表 2. 其中Na/K地热温标热储平衡温度范围为196.4~241.5℃，平均温度210.5℃，SiO2地热温标热储平衡温度范围为142.9~196.6℃，平均温度181.1℃. TSiO2低于TNa/K 30℃左右，这是因为TNa/K计算出的温度代表的是热储深部水岩反映的平衡温度，而TSiO2代表的是含水层中的热水温度[23]. 两者均反应了搭格架地热温泉较高的热储温度，有利于促进水岩同位素交换作用的进行.
| 表 2 搭格架地热温标计算温度 Table 2 Calculated results of geothermometers in Dagejia |
3.4 搭格架地热水补给来源分析及高程估计
搭格架地热水的δD为-159.9‰~-157.2‰，δ18 O为-19.8‰~-18.8‰，均低于打加芒错湖水平均值，若搭格架地热区热水的主要补给来源是打加芒错湖水，则其δD及δ18 O值只可能因为蒸发及同位素交换作用而比补给水源富集重同位素，而非偏轻[24]，可见其补给来源与打加芒错湖水并无密切关系. 而岩浆水的δD值为-80‰~-50‰，δ18 O值为+7.0‰~+9.5‰[16]，同上也不可能作为主要补给源. 综上根据搭格架地热水的氢氧同位素组成特征可以推断搭格架间歇地热喷泉的地热水是大气降水形成的冰川融水从地表沿断裂入渗到地层之后，与地热交换升温并与围岩发生溶滤作用，经过一系列的深部循环，最后出露地表形成的.
地热水的补给区往往来自于距地热水位置较远的区域，因为降水中的氢氧同位素组成会表现出高程效应：随着海拔上升，水汽分馏加剧，大气降水会逐渐贫重同位素，δD值和δ18 O值均会降低[25]，由此地下水补给区高层可由下列式子[26] 估算： H= δG－δP K +h 式中,H为地下水补给区高层(m); h为取样点高层(m); δG为地下水的δ18 O值或δD值; δP为取样点附近大气降水的δ18 O值或δD值; K为大气降水δ18 O值或δD值的高度梯度(‰/100 m)
2005年，刘忠方等[27] 在雅鲁藏布江流域收集降水水样259个，通过降水氢氧同位素组成，给出了雅鲁藏布江流域δ18 O随海拔高度(H)垂直递减率为0.034‰/100 m. 按式计算得搭格架地热水的补给区高程约为5213~5239 m，平均高程为5228 m. 根据研究区域地貌特征表明搭格架地热水的补给区很可能是间歇泉区两侧海拔高于湖面的山谷冰川. 3.5 稳定同位素循环概念模式
研究区域为青藏高原高海拔地区，湖泊水体分为咸水湖与淡水湖，湖泊水与地热水的同位素循环过程存在差异. 在水汽运移过程中，由于高程效应的影响，随着海拔的上升，降水的氢氧同位素组成会逐渐贫重同位素，δD及δ18 O的富集程度由轻到重为：冰川融雪<打加芒错流域降水<朗错流域降水. 由于湖泊均存在不同程度的蒸发作用，含轻同位素的水分子优先脱离液相形成蒸汽相上升，而含重同位素的水分子残留下来，导致湖泊水比当地降水富重同位素，而咸水湖朗错蒸发作用强烈，加之海拔低于打加芒错，具有较高的气温，同位素动力分馏作用强烈，使得湖水氢氧同位素组成偏正.
冰川融水沿着断裂下渗形成地下水，并通过地下管道到达搭格架地热区，在高温环境下，地下水与围岩水岩同位素交换反应速度加快，地下水开始富集δ18 O，最终出露地表形成的地热水稳定同位素组成富集重同位素. 通过上述分析讨论建立湖泊及地热水稳定同位素循环概念模型(图 5).
 | 图 5 氢氧同位素循环概念模式
Fig. 5 Conception model of Hydrogen and Oxygen isotope cycling
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(1)同一湖泊不同位置水样氢氧同位素组成变化不大，主要是因为研究选取的湖泊形状规则，通过多年水文循环湖水混合充分. 受到来自高原湿地河水汇入而产生的稀释作用影响，在河流入湖口处氢氧同位素值比湖水总体水平偏轻. 打加芒错湖水表现出从湖岸到湖心同位素值逐渐增大，表明湖水的同位素组成受到温度效应及稀释作用的影响.
(2)对研究区水体氢氧同位素组成进行回归拟合，得到蒸发趋势线方程，通过分析水体δD-δ18 O的关系，发现研究区域湖水表现出明显的大陆效应，氢氧同位素组成由重到轻为：朗错湖水>打加芒错湖水>搭格架地热水.
(3)湖泊及地热水样氘过量d值均小于全球d=10‰的平均水平，表现出青藏高原高海拔地区由于存在高程效应及大陆效应而造成的轻同位素富集的现象，朗错湖水d值极为偏负，表现出蒸发强烈的咸水湖水体特征. 搭格架地热水存在氧漂移现象，主要是较高的热储温度环境下，水岩同位素交换作用导致. 通过分析氢氧同位素特征，推断搭格架地区热水的主要补给来源并非打加芒错湖水或岩浆水，而是来自大气降水及冰川融水下渗.
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