汾河源頭水源穩定同位素特征及水源解析

　　摘　要：針對汾河源頭水的來源不清楚的問題，以寧武地區汾河源頭流域為研究區，通過系統采集區域內河水、湖水以及淺層地下水樣品，運用水體化學離子分析和氫氧同位素技術，確定區內各水體的水化學特征、氫氧同位素特征及其水力聯系，運用端元混合模型(EMMA)量化河水的水分來源. 研究表明，河水與淺層地下水的電導率沿程變化從上游至下游呈上升趨勢，且兩者對比變化不明顯. 汾河源頭區域淺層地下水、河水的優勢陰陽離子為和Ca2+，湖水的優勢陰陽離子為Na+和，淺層地下水、河水的水化學類型以Ca·Mg-HCO3為主，湖水的水化學類型主要為Na- HCO3，河水與淺層地下水的離子來源主要是巖石風化作用. 以太原地區大氣降水氫氧同位素值建立汾河源頭區域大氣降水(LMWL)方程，當地河水、湖水、地下水蒸發線方程為δD=4.9δ18O-21.4，蒸發線方程的斜率與截距均比全球大氣降水和當地大氣降水方程小，表明河水在運移路徑中經歷了一定的蒸發作用. 河水的δ18O、δD值從下游至上游區域呈現出下降趨勢，并有一定的海拔效應. 河水、湖水、地下水的同位素值基本落在當地大氣降水線兩側，證明大氣降水為汾河源頭區域各類水體的主要來源，并且河水、地下水離子含量變化相似，穩定同位素值相近，結合電導率沿程變化，證明地下水和河水存在緊密的水力聯系. 以dexcess作為示蹤劑對河水進行二元端元混合模型計算。

　　關鍵詞：穩定同位素，汾河源頭區域，水化學，水力聯系

　　河流生態系統，作為生物圈物質循環和能量流動的主要通道之一，在區域氣候調節、水質凈化以及維持物種生物多樣性等方面起到了重要的作用[1−2]. 氣候變化和人類活動被認為是影響河流水文循環的兩個主要因素[3−6]. 在氣候變化和人類活動的影響下[7]，水文循環速率和路徑的改變[8]導致大氣和地表之間的水量和能量通量發生變化[9−10]，從而影響了整個流域的水文循環[11]. 因此，深入了解現代河流流域水文循環過程對恢復河流徑流以及保護流域的生態環境具有重要意義.液態水穩定同位素方法被廣泛地應用于流域水循環.

　　根據不同水體中氘(D)與氧(18O)同位素組成差異[12]，被廣泛的用于揭示水體的形成、運移和補給關系等過程. 如郭亞文等[13]分析了黃土高原溝壑區南小河溝流域地表水和地下水的氫氧穩定同位素和水化學特征，揭示了地表水與地下水之間的相互關系;梅亮等[14]對黑河上游葫蘆溝流域的各水體穩定同位素特征及各水體的水力聯系進行分析探討，運用端元混合分析模型將凍土活動層的水分來源定量化;車存偉等[15]測定了蘭州市南北兩山的降水、河水及土壤樣品中的氫氧穩定同位素，闡明了南北兩山土壤蒸發的時空變化;劉鑫等[16]分析了整個汾河流域淺層地下水的水化學和氫氧穩定同位素分布特征及其影響因素，揭示了汾河流域水循環和水質演化過程.

　　汾河作為黃河的第二大支流，是山西省最大的河流. 近些年來，受降水減少、蒸發增大以及人類活動加劇等因素的影響，汾河流域的水資源和水環境狀況已經受到嚴重破壞，出現了河道斷流、地下水水位下降、泉水干涸、水質污染等現象[4,17−18]，流域經濟社會的可持續發展和生態環境建設已受到嚴重制約. 汾河上游流域作為汾河流域重要的生態屏障，同時是山西省會太原的水源涵養地和供水區，其水資源質量對汾河上游甚至整個流域的人民生產和生活有著重要影響. 為了讓這條山西的母親河“水量豐起來”，開展汾河上游的水源解析是十分必要的. 因此，本研究以汾河上游為研究對象，利用穩定同位素方法，闡明不同水源的同位素特征和補給關系，為汾河上游的河流生態保護提供科學依據.

　　1 實驗部分(Experimentalsection)

　　1.1 研究區概況

　　以流域地形地貌及河流特征為根據，汾河干流分為上、中、下游的3段. 寧武縣管涔山雷鳴寺至太原市蘭村為汾河上游段，上游段全長217.6 km，流域面積7705km2，其屬于山區性河流. 汾河干流自北向南流動，由萬榮縣廟前匯入黃河[19].寧武縣地處山地，平均海拔約2000 m，東臨云中山，其最高峰海拔2756m. 管涔山、蘆芽山組成寧武西側山地，呂梁山位于寧武西南部，洪濤山位于北部，禪房山位于東北部，共有99座山峰. 寧武縣地勢呈東北、西南走向，自西向東傾斜，由中部高峰向南北兩翼下滑[14].

　　寧武縣總面積的95%為山地，共計1888.32km2. 就水資源而言，寧武地區主要包括兩個流域，汾河和恢河流域. 汾河流域基本位于高山之間，沿河谷區從東寨到石家莊鎮，而恢河流域地勢較低，沿河谷地分布. 汾河流域東寨北部地層為寒武奧陶紀，以石灰巖為主，東寨南部為石炭二疊紀巖層，以石灰巖和頁巖為主，恢河流域絕大部分為三迭二迭紀地層[20].汾河源頭區為溫帶大陸性氣候，高山嚴寒區和寒冷干燥區. 氣候寒冷多風，冬季時間長，無霜期短，溫差大. 年平均氣溫6.2 ℃，極端最低氣溫−27 ℃，無霜期120 d至130 d，日照總時數平均為2835時，日照百分率67%，年平均太陽總輻射142.3 kcal·cm2，年平均氣溫為2—6 ℃，平均降水量470—770 mm，各季降水占全年降水量的百分比為：春季13%、夏季65%、秋季20%、冬季2%[21].

　　1.2 樣品采樣與測試

　　野外采樣于2020年9月進行，河水樣品采集圍繞汾河發源的“三川九溝”進行，自下游至上游均勻布設取樣點;汾河源區外采集嵐漪河、蔚汾河和恢河的河水作為對照，共采集河水樣品19個. 湖水樣品主要采自寧武高山湖泊群，包括天池、琵琶海、公海樣品，共計4個. 源區居民稀少，分布散落，且大部分居民使用給水管網供水，供水區為淺層地下水.

　　采集樣品時先用水體清洗采樣瓶和瓶蓋3次，河水及湖水選擇水流平緩且靠近中間的位置進行，使水體灌滿采樣瓶，避免留有氣泡，并在采樣瓶上標注編號. 同時使用GPS測定采樣點的經緯度及高程. 電導率(EC)使用便攜式電導率儀測定(雷磁：DDBJ-350). 水樣送至山西農業大學水環境分析實驗室在4 ℃保存至測試分析. 總溶解性固體(TDS)使用TDS計進行測定. 水化學分析采用離子色譜儀(DX-12)測定，相對誤差為1%，和使用雙指示劑中合法(稀鹽酸-酚酞指示劑-甲基橙指示劑)測定. 穩定同位素δ18O 和δD采用液態水同位素分析儀(LGR)進行測定. 對于δ18O的測量精度為±0.2‰，δD的測量精度為±2‰.

　　2 結果與討論(Resultsanddiscussion)

　　2.1 電導率變化特征分析

　　電導率 (EC) 是水體中總溶解離子含量的總體反映，在一定程度上反映了水流在區域水循環過程中徑流途徑和滯留時間的長短[25]. 根據不同水體中電導率的空間分布特征，可以大致推斷水的運移路徑，從而進一步揭示地表水與地下水的相互作用關系[26].

　　通過對比不同水體的電導率發現，汾河源區內外的地下水電導率變化范圍較大，為72.2—910 μS·cm−1，其中，J3(恢河上游)的電導率最高(910 μS·cm−1)可能是由于溶解周邊礦物質所導致. 汾河源區內，河水的電導率變化范圍為179.5—458 μS·cm−1, 平均值為276.8 μS·cm−1. 以嵐漪河與黃河匯入口作為出山口，沿嵐漪河至汾河的取樣點由下游至上游探討電導率沿程變化，汾河源頭區的水體電導率較低，汾河水在山區沿坡度陡峭的河道順地勢向下流動時，電導率沿程呈增加趨勢. 將河水與地下水的電導率進行對比，兩者的差異并不明顯，說明地下水與河水存在緊密的聯系.

　　2.2水化學組成特征

　　HCO−3CO2−3SO2−4HCO−3CO2−3SO2−4汾河源頭區域不同類型的陰、陽離子濃度分析結果. 汾河源頭區不同類型水體的陰離子當量濃度之和為195.07 mol·L−1，陽離子當量濃度之和為191.04 mol·L−1，陰陽離子當量濃度的相對誤差為2.1%. 河水陰離子濃度的高低順序為>>>C1−，陽離子濃度的高低順序為Ca2+>Mg2+>Na+>K+，TDS平均值為244 mg·L−1，最高可達792 mg·L−1.

　　地下水的陰、陽離子濃度的高低順序與河水水體離子相似，并且地下水的TDS平均值為211 mg·L−1，略高于河水TDS，體現出河水與地下水相似的離子影響因素. 湖水的水體離子濃度與河水、地下水偏差較大，湖水陽離子濃度順序為Na+>K+>Ca2+>Mg2+，陰離子濃度順序為>>C1−>，反映出較大的空間差異性，湖水的離子濃度和TDS均高于河水、地下水，這一現象可能與湖水因具有開闊的水域環境導致的蒸發能力強有關.

　　2.3 各水體同位素特征分析

　　2.3.1 大氣降水同位素特征分析

　　由于太原市和汾河源區處于同緯度，因此，本研究大氣降水中的同位素采用國際原子能機構(IAEA)于1986 —1988年太原站的降水同位素數據，依據最小二乘法繪制得出當地大氣降水曲線(LMWL)：δD = 6.4δ18O−4.7(R² =0.9452)[30]. 太原地區大氣降水的δ18O值為−13.83‰—1.07‰，δD值為−94.26‰—10.57‰，降水氘盈余值(dexcess)為−13.91‰—18.08‰. 太原地區的大氣降水同位素值隨季節變化明顯.

　　冬季受西伯利亞西北季風，其含有的水汽穩定同位素值較低，夏季主要受太平洋東南季風和印度洋西南季風，季風中含有穩定同位素值較高的水汽，故太原地區的大氣降水同位素值呈現出夏季高，冬季低的特點. 氘盈余參數(d=δD-8δ18O)反映水汽蒸發過程中不平衡的參數，其變化主要依賴于水分在蒸發和凝結過程中同位素分餾的實際條件[31]，太原地區內氘盈余值的平均值為6.62‰，小于全球的氘盈余平均值10%，說明降水可能來自于局部循環水分.太原地區大氣降水線落在了GMWL的右下方，該區LMWL的斜率和截距均偏離全球的平均水平，斜率小于8說明該地區降水經歷了一定的蒸發過程.

　　在降水-地表徑流-地下水的轉化過程中，推斷大氣降水主要補給地表徑流和地下水，由于地下水在接受大氣降水的補給后一定程度的補給河水，在補給的過程中受河流蒸發作用的影響導致氫氧同位素不斷富集，三者的同位素值變化趨于均一化，反映了時間、空間的混合. 湖水中的δD和δ18O全部位于全球雨水線的右下方，各湖水樣品的穩定同位素值明顯大于河水和地下水的同位素值，說明寧武地區的高山湖泊水在開闊的水域環境下受到了強烈的蒸發作用影響，使得湖水的同位素過度分餾而導致δD和δ18O富集[33]，側面印證了寧武地區蒸發量大于降雨量的事實.

　　蒸發線具有較高的相關性，說明河水、地下水和湖水均主要接受大氣降水的補給，擁有相似的水源特征，而水樣的穩定同位素落在蒸發線的不同部位說明不同的水樣在遭受不平衡蒸發程度中存在差異. 與河南濟源盆地的河水蒸發線斜率4.7563[34]和陜西延安延河水蒸發斜率5.22[35]對比發現，汾河源頭區各類水體的蒸發程度與濟源盆地河水和延河水均相近，但略小于濟源盆地河水的蒸發程度且略大于延河水的蒸發程度.

　　3 結論(Conclusion)

　　(1)汾河源頭區域河水與地下水沿汾河走勢電導率總體上有上升的趨勢，地下水的電導率總體上略大于河水電導率，兩者的相對變化不明顯，說明河水與地下水之間存在緊密的水力聯系，兩者有一定的補給關系.HCO−3HCO−3(2)汾河源頭區域淺層地下水、河水的優勢陰陽離子為和Ca2+，湖水的優勢陰陽離子為和Na+，淺層地下水、河水的水化學類型以Ca·Mg-HCO3為主，湖水的水化學類型主要為NaHCO3，河水離子含量變化與地下水相似，證明地下水和河水存在緊密的水力聯系，與由電導率變化得出的結論相一致，湖水的水化學類型與淺層地下水、河水的差別較大. 由Gibbs圖可知，淺層地下水、河水的主要離子來源于巖石風化作用，而湖水會更多的受到人為活動的影響.

　　(3)河水的δ18O、δD值從下游至上游區域呈現出下降趨勢，具有一定的海拔效應. 以太原地區大氣降水同位素值建立汾河源頭區域當地大氣降水方程：δD = 6.4δ18O - 4.7，將汾河源頭區的河水、地下水和湖水的穩定同位素進行回歸模擬，得到區域的蒸發趨勢線方程：δD=4.9δ18O-21.4，蒸發線方程具有明顯的相關性，證明各類水體具有相同的水源特征，通過對比發現，蒸發線方程的斜率與截距均比全球大氣降水和當地大氣降水方程小，表明河水在運移路徑中經歷了強烈的蒸發作用. 同時，河水、湖水、地下水的同位素值基本落在當地大氣降水線兩側，證明大氣降水為汾河源頭區域各類水體的主要來源.(4)通過二元端元混合模型分析大氣降水與淺層地下水對河水的貢獻率發現，以δ18O作為示蹤劑，大氣降水為77.18%，淺層地下水為22.82%，以dexcess作為示蹤劑，大氣降水為76.8%，淺層地下水為23.2%，再次證明大氣降水為汾河源頭區域河水的主要水分來源。

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　　作者：馬浩天　甄志磊**　武小鋼

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