Characteristics of Oxygen and Hydrogen Isotope Distribution of Surface Runoff in the Lhasa River Basin
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摘要: 为了探析径流过程中稳定同位素变化特征及其控制因子, 利用2008年拉萨河流域地表径流中δ18O和δD的监测数据以及相关气象和水文资料, 初步研究了流域δ18O和δD的空间分布特征.研究发现: (1)拉萨河流域以大气降水为主要补给来源, 且干流体现了较明显的蒸发效应; (2)河水偏正的d过量参数特征指示了冰雪融水的补给特征; (3)季风降水期间, 拉萨河流域由高程效应和水平距离所造成的δ18O递减率约为0.16‰·(100 m)-1; (4)大循环尺度下, 流域内河水呈现了明显的大陆效应.研究表明高海拔地区地表径流氧氘同位素分布特征能够有效示踪流域水文循环过程, 并提供古高度变化研究的稳定同位素证据.Abstract: The variation characteristics of oxygen and hydrogen isotopes in surface runoff of the Lhasa River basin was studied based on the observations of δ18O and δD in river water and related meteorological and hydrological data in 2008. The results indicate that: (1) precipitation is the main recharge source and that the Lhasa River has experienced strong evaporation; (2) positive d values indicate the snow melting water recharge; (3) during the Tibetan plateau summer monsoon period, the lapse rate of δ18O in river water is approximately 0.16‰·(100 m)-1 due to the "altitude effect"; (4) in large-scale circulation, the basin water presents a significant continental effect. This study demonstrates that it is possible to trace the hydrological cycle with oxygen isotope and deuterium distribution in land runoff in the high altitude areas and to provide the stable isotopic evidence of the ancient latitude variation.
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0. 引言
水循环过程中的稳定同位素变化及其控制因子的探究，对于水循环过程、古气候古环境变化、高原隆升过程等研究具有重要的科学意义.随着20世纪80年代中期青藏高原高山冰川冰芯研究的开展，青藏高原水体中稳定同位素的研究也逐步展开和深入(高晶等，2009；王宁练等，2009；杨晓新等，2009；姚檀栋等，2009)，这对于认识青藏高原的季风活动过程、水汽输送过程以及水文过程都具有重要指导意义.
地表径流是水循环过程的一个重要环节，通过蒸发和补排途径与大气降水、地下水和冰雪融水不断发生转化.刘忠方等(2008)指出，开展河水中稳定同位素示踪研究，不仅有利于河川径流资源的环境监测(Cameron, 1995)，而且可以鉴别河流不同水体的来源(Torgersen, 1979).拉萨河是青藏高原雅鲁藏布江五大支流之一，占雅鲁藏布江流域面积的13.5%，是雅鲁藏布江流域面积最大的一条支流.近年来，已有学者对拉萨河流域大气降水的同位素分布特征展开了研究(田立德等，1997；宁爱凤等，2000)，但对于拉萨河流域径流氢氧同位素组成变化的系统研究报道鲜见.为进一步探讨拉萨河流域水文循环过程中径流过程的稳定同位素变化特征及其控制因子，本文依据拉萨河流域2008年夏季地表主要径流氢氧同位素组成以及相关气象和水文资料，初步研究了流域δ18O和δD的空间分布特征.同时，拉萨河流域河源至河口相对高差约1 600 m，其氢氧同位素分布特征还能够为古高度变化研究提供稳定同位素的证据.
1. 研究区概况
拉萨河流域发源于念青唐古拉山脉南麓嘉黎里彭措的拉孔马沟.如图 1所示，拉曲、热振藏布两条主要的支流汇集形成拉萨河径流，流域东西长约551 km，途中经学绒藏布、墨竹曲和堆龙曲等支流的补给，于曲水县附近汇入雅鲁藏布江.北部和东北部与怒江流域相邻，东部与帕隆藏布和尼洋河相接，南部为雅鲁藏布江干流，西部和西北部为藏北内流水系.流域北部山峰海拔5 000~5 500 m，谷底海拔4 000~4 500 m，相对高差约1 000 m.流域南部山峰海拔4 000~4 500 m，谷底海拔3 580~4 000 m.拉萨河流域内大部分为山地，山峰高耸，坡度陡峭，地势自北向南倾斜，念青唐古拉山脉发育有规模不大的现代冰川.
2. 样品采集与分析
2009年8月，笔者对拉萨河流域自下游逆流展开了取样调查，共采集50个水样.水样的δ18O和δ D值由中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质教育部重点实验室提供，测试方法为TC/EA-IRMS(高温裂解元素分析仪-气体稳定同位素比值质谱联用)法，仪器为Thermo Fisher TM Flash 2000和MAT253型气体稳定同位素比值质谱仪.测试数据相对VSMOW(维也纳标准平均海洋水)报道(表 1)，δ18O和δD的分析精度分别为±0.10‰和±1.0‰.
表 1 拉萨河流域水体氢氧同位素组成Table Supplementary Table δD and δ18O values of water samples collected from the Lhasa River basin取样位置 编号 纬度 经度 高程(m) δ18OVSMOW(‰) δDVSMOW(‰) d值(‰) 雅鲁藏布江 01 29°19′53″ 90°41′39″ 3 597 -17.76 -132.2 9.9 雅鲁藏布江 02 29°18′37″ 90°45′35″ 3 583 -17.69 -134.6 6.9 拉萨河干流 03 29°23′48″ 90°52′58″ 3 600 -17.58 -131.2 9.4 拉萨河干流 04 29°26′40″ 90°55′46″ 3 605 -17.49 -130.8 9.1 拉萨河干流 05 29°29′59″ 90°56′20″ 3 612 -17.59 -131.1 9.6 拉萨河干流 06 29°33′55″ 90°59′34″ 3 625 -17.98 -134.2 9.6 拉萨河干流 07 29°33′55″ 90°59′39″ 3 634 -17.38 -128.4 10.7 拉萨河干流 08 29°38′34″ 91°06′50″ 3 655 -17.32 -129.0 9.6 拉萨河干流 09 29°38′23″ 91°09′39″ 3 655 -17.23 -127.9 9.9 拉萨河干流 10 29°40′03″ 91°18′04″ 3 685 -17.25 -129.0 9.1 拉萨河干流 11 29°40′22″ 91°23′16″ 3 696 -17.26 -127.2 10.9 拉萨河干流 12 29°48′58″ 91°33′36″ 3 753 -17.47 -128.6 11.2 拉萨河干流 13 29°47′57″ 91°35′59″ 3 760 -17.41 -129.1 10.2 拉萨河干流 14 29°48′48″ 91°40′08″ 3 785 -17.42 -129.2 10.2 拉萨河干流 22 29°52′07″ 91°45′27″ 3 815 -18.01 -132.0 12.0 拉萨河干流 23 29°54′27″ 91°48′42″ 3 831 -17.83 -131.1 11.5 拉萨河干流 24 29°56′22″ 91°51′52″ 3 843 -17.89 -132.6 10.5 拉萨河干流 25 29°58′41″ 91°52′51″ 3 882 -17.80 -131.5 10.9 拉萨河干流 31 30°01′32″ 90°51′16″ 3 885 -17.63 -132.1 9.0 拉萨河干流 32 30°02′37″ 91°49′11″ 3 892 -17.59 -132.7 8.1 拉萨河干流 33 30°04′14″ 91°46′32″ 3 904 -17.77 -133.2 9.0 拉萨河干流 34 30°04′44″ 91°43′55″ 3 914 -17.43 -131.1 8.3 拉萨河干流 35 30°04′24″ 91°37′48″ 3 947 -17.44 -127.9 11.6 拉萨河干流 36 30°04′38″ 91°34′21″ 3 962 -17.37 -130.5 8.5 拉萨河干流 37 30°06′08″ 91°29′25″ 4 001 -17.24 -129.7 8.2 拉萨河干流 38 30°08′37″ 91°24′52″ 4 013 -17.21 -129.6 8.1 拉萨河干流 39 30°11′35″ 91°20′45″ 4 045 -16.95 -127.9 7.7 拉萨河干流 40 30°13′59″ 91°21′59″ 4 056 -16.86 -127.3 7.6 热振藏布 41 30°16′01″ 91°23′21″ 4 069 -16.67 -123.2 10.2 热振藏布 42 30°17′53″ 91°27′46″ 4 100 -16.82 -123.0 11.6 热振藏布 43 30°18′28″ 91°31′07″ 4 125 -16.64 -119.8 13.3 热振藏布 45 30°12′07″ 91°20′08″ 4 049 -17.18 -126.4 11.1 拉曲 46 30°15′26″ 91°16′27″ 4 076 -17.47 -127.7 12.0 拉曲 47 30°15′50″ 91°12′49″ 4 097 -17.36 -126.9 12.0 学绒藏布 26 30°00′06″ 91°56′14″ 3 899 -18.66 -137.8 11.5 学绒藏布 27 30°00′53″ 92°01′07″ 3 988 -18.59 -137.8 10.9 学绒藏布 28 30°01′37″ 92°04′08″ 4 047 -18.6 -140.2 8.6 学绒藏布 29 30°02′50″ 92°07′45″ 4 099 -18.69 -137.5 12.0 学绒藏布 30 30°05′23″ 92°10′31″ 4 179 -18.65 -134.8 14.5 墨竹曲 15 29°46′38″ 91°52′28″ 3 919 -18.12 -135.8 9.1 墨竹曲 16 29°45′23″ 91°56′10″ 3 981 -18.25 -136.2 9.8 墨竹曲 17 29°42′57″ 92°02′25″ 4 093 -18.33 -136.7 9.9 墨竹曲 18 29°42′38″ 92°09′59″ 4 256 -18.44 -137.7 9.8 墨竹曲 19 29°42′35″ 92°14′52″ 4 372 -18.32 -137.6 9.0 墨竹曲 20 29°41′23″ 92°16′14″ 4 398 -19.19 -143.4 10.1 墨竹曲 21 29°50′04″ 91°44′37″ 3 814 -18.24 -135.2 10.7 堆龙曲 50 29°40′15″ 90°54′53″ 3 692 -18.03 -133.4 10.9 堆龙曲 51 29°45′22″ 90°47′11″ 3 807 -18.31 -134.0 12.5 堆龙曲 52 29°55′11″ 90°42′54″ 3 935 -18.18 -135.0 10.5 堆龙曲 53 30°04′58″ 90°33′31″ 4 264 -18.41 -133.0 14.3 3. 流域氢氧同位素组成分析
3.1 流域河水的氘过量参数特征
氘过量参数又称氘盈余，是Dansgaard(1964)提出的一个新概念，定义为：d=δD-8δ18O，即d值相当于某一地区大气降水线斜率为8时的截距.Craig(1961)根据全球降水资料，经统计后得出全球大气降水线(GMWL)方程：δD=8δ18O+10，即它的d值为10‰.Craig的全球大气降水线实质上是全球许多地区大气降水线的平均值.而每一个地方大气降水线又由水蒸汽气团的起源、降水期间的二次蒸发和降水的季节变化等地方气候因子控制.Gat and Garmi(1970)在地中海东部获得的地方大气降水线为：δD=8δ18O+22(d=22‰).可见d值实际上是大气降水的重要的综合环境因素指标.为了方便进行拉萨河流域氘过量参数特征分析，首先将全球大气降水线方程及其当d=20‰、d=0‰时的特征线绘出，然后依据表 1做出拉萨河流域河水的δ18O-δD关系图.
一般参加近期水循环的天然水基本都分布在全球大气降水线附近，据此可以判断出天然水起源及其参与水文循环的程度.如图 2所示，拉萨河的河水水样的氢氧同位素组成分布在全球大气降水线(GWML)附近，表明大气降水是该流域的主要补给来源.拉萨河干流径流段大部分水样的氢氧同位素组成分布于全球大气降水线的右下方，这表明干流河域面积广而受到了较强烈的蒸发浓缩作用，这也是半干旱环境中的普遍现象.例如，热振藏布支流为拉萨河上游且海拔达5 200 m，但由于河源地区为平坦湿地，蒸发作用强烈，因而δ18O和δD值为偏正.
图 2 拉萨河流域河水的δ18O-δD组成关系Fig. 2. Relationship between δ18O and δD distribution of waters in the Lhasa River basin表 2中列出的阿尼玛卿山雪水样d值＞20‰，体现了雪水样的d值特征.西藏羊八井的河水接受大量冰雪融水的补给，则显著体现了冰雪融水的补给特征.而拉萨流域河水的氢氧同位素组成存在一定的d过量现象，同样体现了冰雪融水的补给特征.采样期为青藏高原中高温期，拉萨河源头念青唐古拉山脉冰川发生消融，冰雪融水补给河流比重增加.特别是海拔较高(＞4 000 m)的热振藏布、拉曲以及堆龙曲支流河源处发育有小规模的现代冰川，冰雪融水补给河流，因而取自源头的水样43、30和53的d值最为偏正(d值＞13.0‰，详见表 1).据此可以推断，拉萨河应属于大气降水和融雪补给类型，且水量的大小就会随着气温的高低和降水量的多少而变化.
表 2 阿尼玛卿山雪水及西藏羊八井河水氢氧同位素组成Table Supplementary Table δD and δ18O values of the melt-water samples collected from the Animaqing Mountain and the river water samples from Yangbajing样品编号 高程(m) δ18O(‰) δD(‰) d值(‰) 山-1a 4 700 -13.41 -87.0 20.3 山-2a 5 700 -8.68 -49.0 20.4 山-3a 6 050 -10.67 -65.2 20.2 W-24b / -19.98 -141.0 18.8 W-78b / -19.28 -135.5 18.7 注：a.雪水样，1983年，王勇峰取自阿尼玛卿山；b.河水样，选自卫克勤等(1983). 3.2 高程效应
青藏高原为我国第一级阶地，其氢氧同位素组成也体现了高度效应.同位素高程效应实际上是同位素温度效应或气温高度效应的反映，对某一地区来说，同位素高度梯度是同位素气温变化率和气温高度梯度的函数(Clark and Fritz, 1997).当海拔高度增加，地势变高，气温下降，大气降水中δD和δ18O值就越低(Joussaume et al., 1984).由于流域内高程变化大，河源至河口相差超过1 600 m，造成上、下游及山峰河谷气候有较大的差异，因而上、下游的大气降水同位素高程效应的差别可能导致河水氢氧同位素区域高程效应的差异性.
如图 3a所示，在拉萨河流域南部的中下游段，其河水的δ18O值与海拔的线性相关系数达0.676，并以0.16‰·(100 m)-1的速率随海拔递减，体现出显著的区域高程效应.这表明季风时节拉萨河中下游河水的补给来源较为简单，季风降水提供了主要补给源.如图 3b所示，拉萨河流域北部相对高差约1 000 m，但河水的氢氧同位素组成并没有明显的区域高程效应，这与怒江地区来的气流和孟加拉湾暖流在拉萨河中上游汇合有关.复杂的气流来源和混合作用，导致该流域段的氢氧同位素组成变化没有明显的区域分布特征.
3.3 大陆效应
大水文循环尺度下，海洋蒸发导致水汽中稳定同位素分馏，云团在赤道附近的洋面上形成后向两极移动，随着降水过程的凝结分馏，后续降水将逐渐贫化重同位素.因而，不同地区的降水就表现出不同的δ值，一般运移的距离越远，δ值就愈负.拉萨河流域为内陆高海拔区，表 1显示出拉萨河流域河水的δ18O和δD值都特别偏负，δ18O为-16.13‰~-19.19‰，δD为-119.84‰~-143.44‰.偏负的氢氧值，具有明显的内陆特征，源于大陆效应.
在内陆水循环过程中，水体的蒸发作用也会导致稳定同位素分馏.在青藏高原地区，这一过程使得水汽中氢氧同位素富集重同位素.大气降水补给河水的过程中，就会对河水的氢氧同位素组成产生相应的影响.对于拉萨河流域，沿途有很多的支流加入，每个小流域不同的地理因素同样也影响着这些支流中稳定同位素的组成，从而影响到干流河水中稳定同位素的变化.例如，39号水样采自热振藏布和拉曲支流的交汇处，其同位素组成则介于两条支流(40和41号水样)之间.同时，8月份为青藏高原季风期，复杂的气象条件和冰川融水补给比重的差异，使得拉萨河流域并未体现明显的区域性大陆效应.
4. 结论
(1) 依据地表径流氢氧同位素组成，推断拉萨河流域以大气降水为主要补给来源.与流域支流不同，拉萨河干流体现了较明显的蒸发浓缩效应，造成这种差异的主要原因在于干流宽阔的径流面积为蒸发分馏提供了更有利的条件.
(2) 河水偏正的d过量参数，体现了冰雪融水补给特征.中高温期，冰雪融水对流域补给比重增加.拉萨河流域支流源区的d值偏正(d值＞13‰)，不同于地中海干旱、湿度小、风速大的气候特征.升华和积雪内的水蒸气交换以及雪和融水之间的交换是改变积雪同位素分布的两个主要过程.
(3) 在青藏高原夏季季风降水期间，拉萨河流域由下游入河口至中游，河水中δ18O逐渐递减，其由高程效应和水平距离所造成的递减率梯度为0.16‰·(100 m)-1，区域高程效应明显.
(4) 从大的水文循环来看，流域内河水呈现明显的大陆效应.但从流域空间尺度的水文循环上来看，由于受到支流、冰雪融水、蒸发以及复杂的地形气候等影响，河水中δ18O没有体现出明显的区域大陆效应.
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图 2 拉萨河流域河水的δ18O-δD组成关系
Fig. 2. Relationship between δ18O and δD distribution of waters in the Lhasa River basin
表 1 拉萨河流域水体氢氧同位素组成
Table 1. δD and δ18O values of water samples collected from the Lhasa River basin
取样位置 编号 纬度 经度 高程(m) δ18OVSMOW(‰) δDVSMOW(‰) d值(‰) 雅鲁藏布江 01 29°19′53″ 90°41′39″ 3 597 -17.76 -132.2 9.9 雅鲁藏布江 02 29°18′37″ 90°45′35″ 3 583 -17.69 -134.6 6.9 拉萨河干流 03 29°23′48″ 90°52′58″ 3 600 -17.58 -131.2 9.4 拉萨河干流 04 29°26′40″ 90°55′46″ 3 605 -17.49 -130.8 9.1 拉萨河干流 05 29°29′59″ 90°56′20″ 3 612 -17.59 -131.1 9.6 拉萨河干流 06 29°33′55″ 90°59′34″ 3 625 -17.98 -134.2 9.6 拉萨河干流 07 29°33′55″ 90°59′39″ 3 634 -17.38 -128.4 10.7 拉萨河干流 08 29°38′34″ 91°06′50″ 3 655 -17.32 -129.0 9.6 拉萨河干流 09 29°38′23″ 91°09′39″ 3 655 -17.23 -127.9 9.9 拉萨河干流 10 29°40′03″ 91°18′04″ 3 685 -17.25 -129.0 9.1 拉萨河干流 11 29°40′22″ 91°23′16″ 3 696 -17.26 -127.2 10.9 拉萨河干流 12 29°48′58″ 91°33′36″ 3 753 -17.47 -128.6 11.2 拉萨河干流 13 29°47′57″ 91°35′59″ 3 760 -17.41 -129.1 10.2 拉萨河干流 14 29°48′48″ 91°40′08″ 3 785 -17.42 -129.2 10.2 拉萨河干流 22 29°52′07″ 91°45′27″ 3 815 -18.01 -132.0 12.0 拉萨河干流 23 29°54′27″ 91°48′42″ 3 831 -17.83 -131.1 11.5 拉萨河干流 24 29°56′22″ 91°51′52″ 3 843 -17.89 -132.6 10.5 拉萨河干流 25 29°58′41″ 91°52′51″ 3 882 -17.80 -131.5 10.9 拉萨河干流 31 30°01′32″ 90°51′16″ 3 885 -17.63 -132.1 9.0 拉萨河干流 32 30°02′37″ 91°49′11″ 3 892 -17.59 -132.7 8.1 拉萨河干流 33 30°04′14″ 91°46′32″ 3 904 -17.77 -133.2 9.0 拉萨河干流 34 30°04′44″ 91°43′55″ 3 914 -17.43 -131.1 8.3 拉萨河干流 35 30°04′24″ 91°37′48″ 3 947 -17.44 -127.9 11.6 拉萨河干流 36 30°04′38″ 91°34′21″ 3 962 -17.37 -130.5 8.5 拉萨河干流 37 30°06′08″ 91°29′25″ 4 001 -17.24 -129.7 8.2 拉萨河干流 38 30°08′37″ 91°24′52″ 4 013 -17.21 -129.6 8.1 拉萨河干流 39 30°11′35″ 91°20′45″ 4 045 -16.95 -127.9 7.7 拉萨河干流 40 30°13′59″ 91°21′59″ 4 056 -16.86 -127.3 7.6 热振藏布 41 30°16′01″ 91°23′21″ 4 069 -16.67 -123.2 10.2 热振藏布 42 30°17′53″ 91°27′46″ 4 100 -16.82 -123.0 11.6 热振藏布 43 30°18′28″ 91°31′07″ 4 125 -16.64 -119.8 13.3 热振藏布 45 30°12′07″ 91°20′08″ 4 049 -17.18 -126.4 11.1 拉曲 46 30°15′26″ 91°16′27″ 4 076 -17.47 -127.7 12.0 拉曲 47 30°15′50″ 91°12′49″ 4 097 -17.36 -126.9 12.0 学绒藏布 26 30°00′06″ 91°56′14″ 3 899 -18.66 -137.8 11.5 学绒藏布 27 30°00′53″ 92°01′07″ 3 988 -18.59 -137.8 10.9 学绒藏布 28 30°01′37″ 92°04′08″ 4 047 -18.6 -140.2 8.6 学绒藏布 29 30°02′50″ 92°07′45″ 4 099 -18.69 -137.5 12.0 学绒藏布 30 30°05′23″ 92°10′31″ 4 179 -18.65 -134.8 14.5 墨竹曲 15 29°46′38″ 91°52′28″ 3 919 -18.12 -135.8 9.1 墨竹曲 16 29°45′23″ 91°56′10″ 3 981 -18.25 -136.2 9.8 墨竹曲 17 29°42′57″ 92°02′25″ 4 093 -18.33 -136.7 9.9 墨竹曲 18 29°42′38″ 92°09′59″ 4 256 -18.44 -137.7 9.8 墨竹曲 19 29°42′35″ 92°14′52″ 4 372 -18.32 -137.6 9.0 墨竹曲 20 29°41′23″ 92°16′14″ 4 398 -19.19 -143.4 10.1 墨竹曲 21 29°50′04″ 91°44′37″ 3 814 -18.24 -135.2 10.7 堆龙曲 50 29°40′15″ 90°54′53″ 3 692 -18.03 -133.4 10.9 堆龙曲 51 29°45′22″ 90°47′11″ 3 807 -18.31 -134.0 12.5 堆龙曲 52 29°55′11″ 90°42′54″ 3 935 -18.18 -135.0 10.5 堆龙曲 53 30°04′58″ 90°33′31″ 4 264 -18.41 -133.0 14.3 
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表 2 阿尼玛卿山雪水及西藏羊八井河水氢氧同位素组成
Table 2. δD and δ18O values of the melt-water samples collected from the Animaqing Mountain and the river water samples from Yangbajing
样品编号 高程(m) δ18O(‰) δD(‰) d值(‰) 山-1a 4 700 -13.41 -87.0 20.3 山-2a 5 700 -8.68 -49.0 20.4 山-3a 6 050 -10.67 -65.2 20.2 W-24b / -19.98 -141.0 18.8 W-78b / -19.28 -135.5 18.7 注：a.雪水样，1983年，王勇峰取自阿尼玛卿山；b.河水样，选自卫克勤等(1983).
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