1、引言

氢氧稳定同位素（D和18O）在自然水体中所占比例很小，却对环境变化非常敏感，承载着水循环演化过程的重要信息[1]，能反映自然水相变过程和与其他物质交换过程中的稳定同位素分馏[2]。使得氢氧稳定同位素成为研究水循环过程的理想示踪剂，能够回答区域内水从哪里来？流往哪里去？期间发生何种转化[3]？因此，常被称为水循环研究的“指纹”[4]。水体化学性质是河流的重要水文特征，能反映河流水质情况和生态环境特点[5]。

通过研究河流水化学成分及其规律，可以充分理解河水的化学来源，河流与自然环境间关系以及人类活动对河流的影响。因此，水体中的化学离子被视为天然的“示踪剂”[6]。其中，氯离子（Cl-）具有较高的溶解性，是自然界中比较理想的水化学示踪剂[7]，水体中的氯离子浓度可用于补给源补给速率[8]、贡献率[9]和运移机制[10]研究。

因此，氢氧稳定同位素和水化学常被应用于流域水文过程研究中，主要涉及降水来源[11,12,13]、蒸散组分拆分[14,15,16]、土壤水下渗[17,18]、地下水[19,20,21]和河水补给[22,23]等。这些研究主要应用氢氧稳定同位素或水化学一种方法研究水文过程的单个环节和不同水体的水化学类型。例如，在青海湖流域，学者们应用氢氧稳定同位素揭示了湖水蒸发量[13]及其对降水的贡献比例[24]，降水[25]和冰雪融水[26]对径流的补给作用；利用水化学方法研究了河水[27]和浅层地下水[28]的水化学类型。

这些研究很好地明确了青海湖流域水文过程某些环节的水文情形，但研究结果缺乏相关佐证。结合两种方法研究流域尺度水文过程可提供更为准确的研究结果。而且，由于青海湖流域面积较大，地质地貌复杂，以往研究多为典型点位的样品采集，数据较为稀疏，不利于对流域水文过程规律的综合认识。基于此，本文以氢氧稳定同位素（D和18O）和水化学（Cl-离子）为示踪剂，以青海湖第二大河——沙柳河为研究对象，旨在探究D-18O同位素和Cl-离子能否指示和量化流域水文过程，明确流域降水对地表水和地下水作用的差异，识别和示踪不同水体的补给关系，进而为流域水文水资源优化利用和配置提供科学依据。

2、研究区概况与数据来源

2.1 研究区概况

沙柳河，中上游河段又名伊克乌兰河，是青海湖的第二主要入湖河流。其流域位于青藏高原东北部，青海湖北部，发源于克克赛尼哈山，流域介于99°37'10.20"E～100°17'9.96"E,37°10'55.92"N～37°51'2.16"N之间，海拔3191～4666m左右，流域面积1679.2km2（图1）。行政区划上沙柳河流域位于青海省海北藏族自治州的刚察县境内，主要涉及刚察县的吉尔孟乡、泉吉乡、伊克乌兰乡和沙柳河镇。

研究区气候属高原大陆性气候，1月平均气温-22.1～-14.0℃，7月平均气温10.0～11.5℃；年降水量300～600mm，受地形等影响，降水量自流域南部向北部递增，降水集中于5～9月，降水量占全年降水量的55%～85%[29]。根据植被、土壤、地层和海拔分布特征将沙柳河流域划分为高山寒漠带、高山草甸带和高山草原带。

其中，高山寒漠带植被覆盖度低，土壤以寒漠土为主，地层透水性好，海拔大于3800m；高山草甸带植被以嵩草为主，土壤主要为草甸土，地层透水性较好，海拔范围为3500～3800m；高山草原带植被主要为芨芨草，土壤以栗钙土为主，地层透水性差，海拔小于3500m[29]。基于研究需要和便于论述，本文将高山寒漠带、高山草甸带和高山草原带以此分别划分为上、中、下游三个区域（图1）。

2.2 数据来源

2.2.1 样品采集和数据获取

降水、河水和地下水样品于2017年10月至2018年9月的每月中下旬定点收集，降水采样点（Y01～Y09）均匀分布在干流中上游和支流源头，因流域降水主要集中在夏季，故在2018年4—9月的各月中下旬定点收集了6个月混合降水样品，共50份降水样品。其中，Y01～Y05样点降水样品各月齐全，Y06～Y09样点因道路冰冻、道路崎岖和牲畜牧民破坏等原因缺失1次月降水样品（图1，表1）。

河水采样点遵从主干河流（A1～A8）海拔间距100m和各支流下河段处（B1～B9）布设采样点各1处；地下水采样点（C1～C4）分布在流域干流中下游河段附近（上游地下水埋深较深，无居民长期定居，地下水样品采集难度大）。研究周期内共采集78份干流河水、80份支流河水和48份地下水样品，其中A1和A2干流河水和C1～C4地下水各月齐全，其他干支流河水样品因2017年12月至2018年2月期间河道冰冻缺失。此外，2018年5月，B2支流河道干涸未收集到该样品。

降水利用自制式防蒸发式5L集雨筒（集雨面积为226.86cm2）采集逐月多次混合降水，采集前倒入1cm厚矿物油层来防止蒸发，采集时先用量筒确定各采样点逐月降水量，主要用于判断氢氧稳定同位素值的“雨量效应”，然后利用带有0.22μm滤膜的注射器采集降水样品。河水采集于离河岸0.5～2.0m，水面以下0.2m的流动河水；地下水为井水，用水泵抽取井水待其水温和电导率稳定后采集。

所有水样采样时用环境样品润洗60mL高密度聚乙烯塑料瓶（HDPE)3～5次，然后装于塑料瓶中用Parafilm膜作密封处理，带回实验室冷冻，以备氢氧稳定同位素组成和氯离子浓度的测定。氢氧稳定同位素组成（δD和δ18O）利用LGR公司液态水同位素分析仪（Model:912-0026-0001）进行测定，δD和δ18O测定精度分别为0.6‰和0.2‰。氯离子（Cl-）浓度利用瑞士万通公司生产的离子色谱仪测定。

本文选取了位于沙柳河流域出山口的刚察水文站（100°7′49″E,37°19′20″N，海拔为3291m）为全流域径流观测点（图1）。海拔数据（DEM）来自地理空间数据云平台（http://www.gsCloud.cn/search），河源距离由ArcGIS软件分析工具箱提取。

2.2.2 数据分析

研究周期内河水和地下水δD、δ18O和d-excess平均值（也称d值：d=δD-8δ18O）及Cl-离子平均浓度为算术平均值，降水δD和δ18O平均值为加权平均值，计算公式为[25]:公式1。式中：δˉW为δD和δ18O加权平均值；δi为各月δD和δ18O值；pi为各月降水量。

本文应用二元混合模型量化青海湖沙柳河流域不同支流河水对干流河水的补给比例以及地表水与地下水间的补给比例。该模型有两个关键假设，一是各组分间必须符合线性规律，即混合组分后的示踪剂浓度应位于混合前组分示踪剂浓度混合线上；二是这种线性规律为水量的混合。水体3由水体1和水体2补给时，二元混合模型计算公式为[30,31,32]:公式2。式中：f1和f2是水体1和水体2对水体3的贡献比例；t1、t2和t3分别为三个水体的示踪剂的值或浓度。

其中，B1～B4支流河水和C3地下水示踪剂为Cl-离子，B5支流河水示踪剂为δ18O,B6～B9和A8示踪剂为d-excess。本文先量化不同海拔高度干流河水的各支流河水和地下水补给比例，进而计算各支流河水和地下水对水文站河水(A1)的贡献比例。本文利用高斯标准差传播定律对误差或不确定性(W)进行评估，定量评价示踪剂信号的分析误差和系统误差，计算公式为[32,33,34]:

式中：t1、t2和t3分别代表水体1、水体2和水体3的示踪剂浓度；W1、W2和W3是上述3个水体的示踪剂浓度不确定性，分别为其平均值的标准差（SD）。

3、结果

3.1 降水氢氧稳定同位素组成

本文研究周期内沙柳河流域降水δD和δ18O平均值范围分别为δD:-54.10‰～-33.69‰，δ18O:-9.04‰～-6.40‰（表1），它们在2009—2010年青海湖流域降水[13]（δD:-180.80‰～11.51‰，δ18O:-24.40‰～-2.8‰）和2012年夏季沙柳河流域降水的δD和δ18O值[35]范围内（δD:-69.6‰～-34.6‰，δ18O:-14.8‰～0.14‰）。δD和δ18O最小值和最大值分别出现在上游Y09和中游Y05采样点。此外，降水δD和δ18O平均值在流域上、中、下游存在空间差异，其值上游较小，中游较大，下游介于二者之间。

通过拟合沙柳河流域降水δD和δ18O值的线性关系获得其局地大气降水线（简称LM-WL，下文同），见表1。所有降水样品的LMWL为：δD=8.43δ18O+21.81,n=50,R2=0.94,p<0.001，其斜率和截距均大于全球大气降水线（简称GMWL，下文同）：δD=8.00δ18O+10）。流域内各降水采样点每月LMWL如表1所示，斜率范围为8.00～9.60，截距为18.98～35.68。上游Y08采样点的LMWL斜率和截距最大，分别为9.60和35.68,Y09采样点LMWL的斜率最小为8，下游Y02截距最小为18.98，与GMWL的斜率接近，但其截距远大于10。

3.2 河水和地下水δD、δ18O、d-excess值和Cl-离子浓度的空间分布

研究周期内沙柳河流域河水和地下水δD、δ18O和d-excess平均值及Cl-离子平均浓度如表2所示。干流河水δD平均值范围为-58.95‰～-43.66‰，δ18O平均值范围为-9.71‰～-7.33‰。其中，上游A8（河源）处δD和δ18O平均值最小，下游A1处δD和δ18O平均值最大（表2，图2a和图2b）。干流河水d-excess平均值从水文站（A1）的14.97‰增加到河源（A8）的18.76‰，总体上表现出随海拔升高和河源距离减小而增大的趋势（表2，图2c）。

干流河水Cl-离子平均浓度范围为（3.75～14.63)mg/L，水文站A1处Cl-离子平均浓度最大，河源处A8最小。值得注意的是，河源河水向下游流动过程中，Cl-离子平均浓度增大，尤其下游A2至A1的河段，Cl-离子平均浓度变化较明显，从5.33mg/L增大为14.63mg/L（表2，图2d）。

支流河水δD平均值范围为-58.26‰～-38.48‰，δ18O平均值范围为-9.47‰～-6.52‰，与干流河水相比，δD和δ18O平均值偏大（表2，图2a和图2b）。支流河水δD和δ18O最小值和最大值分别出现在B9和B2采样点，与干流河水δD和δ18O值大小情况相似。支流河水d-excess平均值为12.53‰～17.47‰，中游B4河段河水d-excess平均值最小，离河源较近的支流B9河水d-excess平均值最大，表现出上游支流河水d-excess值较大，下游支流河水d-excess值较小的特点，与干流河水d-excess值空间分布相似（表2，图2c）。支流河水Cl-离子平均浓度范围为（3.78～7.96)mg/L，最大值和最小值均出现在B1和B9。各个支流Cl-离子平均浓度表现出随海拔或河源距离增加而增大的特点，不同支流之间河水Cl-离子平均浓度差别较大（表2，图2d）。

地下水δD平均值范围为-42.20‰～-36.22‰，δ18O平均值范围为-7.03‰～-6.21‰，上、中、下游地下水δD和δ18O平均值变化差异不显著。因此，地下水δD和δ18O值变化比干支流河水小（表2，图2a和图2b）。地下水d-excess平均值范围为12.56‰～13.48‰，不同区域d-excess值变化差异不大（表2，图2c）。地下水Cl-离子平均浓度为（12.64～6.02)mg/L，下游C1处的Cl-离子平均浓度12.64mg/L，明显高于其他地区（表2，图2d）。

3.3 水文站河水δD、δ18O和d-excess值及Cl-离子浓度的时间变化

为揭示氢氧稳定同位素组成和Cl-离子浓度的时间变化，选择了样品齐全、有流量记录的干流水文站河水采样点（A1）数据。研究周期内，水文站河水δD和δ18O值分别为-51.06‰～-39.13‰和-8.03‰～-6.60‰，与干支流河水δD和δ18O平均值（干流河水δD:-53.06‰～-40.09‰，δ18O:-8.74‰～-6.76‰；支流河水δD:-52.44‰～-30.78‰，δ18O:-8.52‰～-5.22‰）差异不大，最大值和最小值分别出现在2018年6月和2017年10月（表3）。

2017年10月至2018年9月，水文站河水δD和δ18O值变化呈先波动增大后波动减小的趋势（图3a和图3b）。水文站河水d-excess值为13.14‰～18.38‰，其中2017年10月最小，2018年7月最大，比干支流河水d-excess平均值大（干流12.75‰～17.47‰，支流12.75‰～17.47‰），见表3。水文站河水d-excess值未表现出明显的时间变化特点（图3c）。水文站河水Cl-离子浓度为（4.07～31.43)mg/L，高于干支流河水Cl-离子平均浓度（干流为（3.75～14.63)mg/L，支流为（3.78～7.96)mg/L），最大值和最小值分别出现在2018年1月和5月，水文站河水Cl-离子浓度呈先增大后减小再增大的变化特点（图3d）。

4、讨论

4.1 沙柳河流域地表水和地下水对降水的响应特征

尽管流域水分与以往遗留水分存在混合作用和蒸发作用[36,37]，但由于降水是青海湖流域内水分的唯一输入源[13]，使得青海湖流域河水和地下水氢氧稳定同位素变化主要受降水同位素组成自然变化影响。研究周期内，青海湖沙柳河流域所有降水氢氧稳定同位素数据拟合的LMWL（δD=8.43δ18O+22.71）与2012年夏季青海湖流域LMWL（δD=8.69δ18O+17.5)[35]的斜率和截距类似（图4），比2009—2010年青海湖流域LMWL（δD=7.86δ18O+15.01)[13]和GMWL（δD=8δ18O+10）的斜率和截距大（图4），表明研究周期内沙柳河流域4—9月的局地大气降水线与青海湖流域夏季大气降水线接近，与其全年局地大气降水线存在一定偏差。因此，本文在探讨沙柳河流域干、支流河水、地下水和降水的δD与δ18O关系时也参考了2009—2010年青海湖流域的LMWL和GMWL。

干、支流河水（A1～A8和B1～B9）和地下水（C1～C4）及各月水文站河水的δD和δ18O值介于研究周期和2009—2010年LWML及GMWL之间（图5），这表明降水是流域不同水体的主要补给源[26]。所有干流河水的氢氧稳定同位素组成分布在与研究周期和2009—2010年LMWL和GMWL之间（图5），表明全域的干流河水与降水补给联系紧密。

上游支流（B6～B9）河水氢氧稳定同位素组成靠近2009—2010年LM-WL和GMWL，中游支流河水（B3～B5）和下游支流河水（B1～B2）氢氧稳定同位素组成逐渐远离2009—2010年LMWL和GMWL（图5），表明上、中、下游支流河水与降水补给联系存在差异，表现为上游较强，中游次之，下游较弱，这可能与青海湖流域河水补给来源多在3800m以上有关[25]。地下水（C1～C4）氢氧稳定同位素组成紧靠GMWL，远离研究周期和2009—2010年的LMWL（图5），表明地下水受降水补给作用较弱，这可能与地下水的长补给周期和稳定补给路径有关。

各月水文站河水氢氧稳定同位素组成与本文研究周期和2009—2010年的LMWL及GMWL呈现了两种趋势（图5）。一是2018年1月至4月水文站河水的氢氧稳定同位素组成靠近GMWL，表明该时期流域河水与降水补给关系较弱；二是2017年10月至12月和2018年5月至9月水文站河水的氢氧稳定同位素组成靠近本文研究周期和2009—2010年LMWL，表明该时期降水与地下水补给关系较强。两个时期与降水补给联系存在差异，可能与降水水汽来源不一有关[13]。

4.2 青海湖沙柳河流域地表水和地下水的水文联系

尽管地表水和地下水δD，δ18O值与LMWL、GMWL的关系揭示了它们与降水补给联系的强弱性，但不能直观地反映流域上、中、下游地表水与地下水的水文联系。干流河水和地下水d-excess值与Cl-离子浓度的关系弥补了这一缺憾。干、支流河水与地下水d-excess值与Cl-离子浓度的关系显示，河水和地下水d-excess值与Cl-离子浓度间存在显著的对数关系（河水：d-excess=16.00-0.45ln(Cl--3.75),n=8,R2=0.87,p<0.001；地下水：d-excess=13.05-0.20ln(Cl--6.01),n=4,R2=0.90,p<0.01），见图6。一般而言，补给源同位素组成和水化学成分在接受补给过程中符合线性规律，即混合后的浓度应介于混合前补给源示踪剂浓度之间[30,31]，利用这一特性可清晰识别支流河水对干流河水的补给空间分布。

将支流河水d-excess值与Cl-离子浓度散点图与干流河水进行对比（图6），发现干流河水（A1）主要受中上游（B5～B9）的补给作用（海拔3500m以上），这与青海湖流域地表水补给来源主要分布在高海拔地区研究结论类似[27]。靠近水文站的下游河道（A2至A1),Cl-离子浓度明显增大，对应支流河水Cl-离子浓度变化不大，地下水Cl-离子浓度较大。而且地下水（C1～C4）与对应支流河水（B1～B4)d-excess值与Cl-离子浓度间存在显著的对数关系（图5），表明该河段地下水是干流河水（A1）的主要补给源，这与杨羽帆等[38]、崔步礼[39]和金章东等[40]研究结果类似。

偏中游的C4（海拔3575m）和C3（海拔3473m）地下水的d-excess值和Cl-浓度位于支流河水B3～B6的区域内（图6），表明高海拔地区地下水受到了河水补给作用；偏下游的C1和C2地下水的d-excess值和Cl-浓度不在干支流河水样品区域内，表明下游地下水受河水补给作用较小。C1和C2地下水氢氧稳定同位素组成与氯离子浓度较大，表明下游地下水受蒸发影响较显著[41]，而C1和C2地下水d-excess值较小，表明下游地下水的滞留时间较长[42]，这一定程度上说明研究区下游地下水较稳定，受其他水体影响较小。

4.3 青海湖沙柳河流域的水文过程

利用前文分析的地表水和地下水水文联系，结合端元混合模型揭示青海湖沙柳河流域水文过程。水文站河水（A1）受地下水的补给作用主要位于下游地区（<3500m），补给比例为15.45%（图7）。干、支流河水对水文站河水补给作用存在空间差异。其中，下游B1～B4支流对水文站河水补给的贡献比例分别为6.00%、7.41%、6.67%和2.34%，这可能与下游地势较缓、植被覆盖度高有关。平坦地势和高植被覆盖（图1）使河水汇集的降水较少，造成形成的地表径流小，植被和土壤的截流作用使大部分降水转为地下水，而后补给地表水。

中游地区（3500～3800m），干流河水主要受支流河水补给，B5、B6和B7支流的补给贡献比例分别为22.12%、29.03%和3.08%（图7），表明中游地区是干流河水的重要补给区域，这与该集水区地势陡峭和宽广集水区有关。B5和B6支流集水区的海拔均较高，集水区面积占流域面积较大（图1），致使高降水量的这些区域（表1）较容易形成大的径流，从而补给河水。上游地区（>3800m），干流河水受B8和B9及源头区（A8）的补给比例分别为2.19%、2.85%和2.85%（图7），表明上游支流对河水补给作用较弱，这可能与地势陡峭、植被覆盖低、集水区小和离水文站较远有关。

上游地区，植被覆盖度较低（图1），一些区域地表甚至裸露，使得降水较容易形成地表径流、其流动过程中，一部分蒸发，一部分河水可能转为地下水，从而造成上游地区到达水文站的流量较小。同样地，中游地区径流流动过程中，河水也会形成地下水，中游地区河水对地下水的贡献比例为42.40%，这除了受中游地区较陡的地势和较为丰富的地表水影响外，还可能与中上游较大的水位差和岩石孔隙度有关，故未来需加强中上游地区地下水的水文地质方面科学研究。

5、结论

本文基于青海湖沙柳河流域完整水文年定期定点所收集的降水、河水和地下水样品，以氢氧稳定同位素组成和氯离子含量作为示踪剂，揭示了高寒内陆河流域不同水体间的水文联系，表明两种方法可相互佐证并很好地量化高寒内陆河流域的水文过程，这较以往研究中单一方法的结果更加科学可靠，可为青藏高原其他类似流域水文过程研究提供方法上的借鉴和参考。研究结果有利于掌握高寒内陆河流域的水文循环过程，为流域水文水资源优化利用和配置提供科学依据。本文主要结论如下：

(1）青海湖沙柳河流域降水对地表水和地下水的影响差异明显。干流河水与降水联系较为紧密，支流河水与降水补给联系表现为上游较强，中游次之，下游较弱的空间差异；地下水受降水补给作用较弱。

(2）青海湖沙柳河流域干流河水在中上游区域主要由支流河水补给，在下游区域主要由地下水补给；地下水在中上游区域受到了河水补给，下游地下水受河水补给作用较弱。

(3）青海湖沙柳河水下游干流河水受下游地下水和全域支流河水补给，比例分别为15.45%和84.55%；地下水主要由中上游的42.40%河水和57.60%地下水补给。

因此，河水和地下水氢氧稳定同位素组成和氯离子浓度较好地揭示了青海湖沙柳河流域不同时期的水文过程，结果表明中游地区干流河水受支流河水补给较强和地下水受河水补给作用较强。因此，应重点加强中游地区水文水资源保护。基于高斯标准差传播定律得到的误差范围为0.94%～7.46%，验证了这个方法的科学性和实效性，可见，根据氢氧稳定同位素和氯离子可分离高寒内陆河流域的水文过程，为青藏高原其他类似流域水文过程示踪研究提供一定见解。

参考文献：

[1]宋献方,柳鉴容,孙晓敏,等.基于CERN的中国大气降水同位素观测网络.地球科学进展,2007,22(7):738-747.

[2]王彩霞,张杰,董志文,等.基于氢氧同位素和水化学的祁连山老虎沟冰川区径流过程分析.干旱区地理,2015,38(5):927-935.

[4]章新平,刘晶淼,田立德.亚洲降水中δ18O沿不同水汽输送路径的变化.地理学报,2004,59(5):699-708.

[5]肖捷颖,赵品,李卫红.塔里木河流域地表水水化学空间特征及控制因素研究.干旱区地理,2016,39(1):33-40.

[7]王欢欢.基于深剖面土壤水同位素及氯离子的地下水补给机制研究.杨陵:西北农林科技大学硕士学位论文,2018:6-7.

[11]郭小燕,冯起,李宗省,等.敦煌盆地降水稳定同位素特征及水汽来源.中国沙漠,2015,35(3):715-723.

[14]田立德,姚檀栋,孙维贞,等.青藏高原中部水蒸发过程中的氧稳定同位素变化.冰川冻土,2000,22(2):159-164.

[23]姚鹏,卢国平.拒马河的水化学､同位素特征及其指示意义.环境化学,2017,36(7):1525-1536.

[27]张飞,金章东,石岳威,等.青海湖水化学的季节性和空间变化及其受自生碳酸盐沉淀的影响.地球环境学报,2013,4(3):1314-1321.

[29]刚察县志编纂委员会.刚察县志.西安:陕西人民出版社,1998:95-97.

[35]吴华武,李小雁,赵国琴,等.青海湖流域降水和河水中δ18O和δD变化特征.自然资源学报,2014,29(9):1552-1564.

[38]杨羽帆,曹生奎,冯起,等.青海湖沙柳河流域浅层地下水氢氧稳定同位素分布特征.中国沙漠,2019,39(5):45-53.

[39]崔步礼.基于氢氧稳定同位素的青海湖流域水循环及水量转换关系研究.北京:北京师范大学博士学位论文,2011:16-18.

[40]金章东,石岳威,张飞.青海湖流域浅层地下水补给来源及其水位变化.地球环境学报,2010,1(3):169-174.

文章来源：雷义珍,曹生奎,曹广超,杨羽帆,兰垚,季雨桐,李华非.基于氢氧稳定同位素和水化学的青藏高原高寒内陆流域水文过程示踪研究[J].地理研究,2021,40(05):1239-1252.