我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展_李宗省.pdf

地球科学 Earth Sciencehttp:/第 48 卷 第 3期2 0 2 3 年 3 月Vol.48 No.3Mar.2 0 2 3https:/doi.org/10.3799/dqkx.2022.264我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展李宗省1，张百娟1，2，冯起1，桂娟1，2，张百婷1，2 1.中国科学院西北生态环境资源研究院，高寒山区同位素生态水文与国家公园观测研究站/内陆河流域生态水文重点实验室/甘肃省祁连山生态环境研究中心，甘肃兰州 730000 2.中国科学院大学，北京 100049摘要：我国西部高寒山区是亚洲水塔，是重要的生态屏障区.随着环境同位素测试技术的发展和相关理论的成熟，稳定同位素技术已成为集示踪、整合和指示等多项功能于一体的技术.本文基于前人的研究结果，对我国西部高寒山区同位素生态水文研究进行了梳理和总结，表明西部高寒山区大气降水线为 D=7.4418O+5.23（R2=0.86）.降水稳定同位素的温度效应从南向北呈现增加趋势，而降水量效应呈现相反的变化趋势.研究区水汽来源复杂，当温度效应小于 0 时，水汽来源由西南季风主导；温度效应为 00.3 时，水汽来源由西南季风和西风共同主导；温度效应大于 0.3 时，水汽来源由西风主导.不同水体受水源补给、环境作用等的影响存在差异性，使得各水体稳定同位素局地蒸发线的斜率大小依次为：河水冰雪融水地下水.西部高寒山区降水中 18O 海拔效应为-1.3/100m，河水 18O 海拔效应为-0.17/100m.研究区植被水分来源主要是土壤水，对水分的利用率与植被类型及区域环境密切相关.水汽再循环已成为区域降水水汽来源的重要组成部分.然而，随着生态文明建设这一国家重大战略的纵深推进，作为国家重要生态屏障的西部高寒山区，变化环境下生态水文过程正在发生深刻而又剧烈的改变，已对区域水资源安全、生态安全和可持续发展带来极大挑战，为寒区同位素生态水文学的发展提供了广阔舞台，未来亟需从观测、采样、模型和理论 4 个方面全面创新.关键词：高寒山区；稳定同位素；环境效应；生态水文；环境保护.中图分类号：P426.6 文章编号：1000-2383(2023)03-1156-23 收稿日期：2022-05-09A Review of Isotope Ecohydrology in the Cold Regions of Western ChinaLi Zongxing1，Zhang Baijuan1，2，Feng Qi1，Gui Juan1，2，Zhang Baiting1，2 1.Observation and Research Station of EcoHydrology and National Park by Stable Isotope Tracing in Alpine Region/Key Laboratory of Ecohydrology of Inland River Basin/Ecological Environment Research Center of Qilian Mountain，Gansu Province，Northwest Institute of Ecoenvironment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China 2.University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，ChinaAbstract:The mountainous alpine area in western China is an Asian water tower and is an important ecological barrier area.With the development of environmental isotope test technology and the maturity of the related theories,stabilizing isotope technology has become a technique integrating many functions such as tracing,integration,and indication.Based on the previous research results,this study sorts out and summarizes the isotopic ecohydrology of the alpine mountains in a western area.It is found that the atmospheric precipitation line in the west of the alpine mountains is D=7.4418O+5.23(R2=0.86).The temperature effect shows 基金项目：国家自然科学基金区域发展联合基金重点项目（No.U22A20592）；国家重点研发计划项目专题（No.2020YFA0607702）；第二次青藏高原综合科学考察研究项目专题（No.2019QZKK0405）；中国科学院青年交叉团队项目（No.JCTD202218）；中国科学院“西部之光”交叉团队项目重点实验室合作研究专项；甘肃省创新群体项目（No.20JR10RA038）.作者简介：李宗省（1984-），男，研究员，主要从事高寒山区生态水文与国家公园研究.ORCID：0000000328707027.Email：引用格式：李宗省，张百娟，冯起，桂娟，张百婷，2023.我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展.地球科学，48（3）：1156-1178.Citation：Li Zongxing，Zhang Baijuan，Feng Qi，Gui Juan，Zhang Baiting，2023.A Review of Isotope Ecohydrology in the Cold Regions of Western China.Earth Science，48（3）：1156-1178.第 3 期李宗省等：我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展an increasing trend from the south to north,while the precipitation effect shows an opposite direction.The water vapor sources in the western alpine mountains are complex.When the temperature coefficient is less than 0,the water vapor source is dominated by the southwest monsoon;when the temperature coefficient is 0-0.3,the water vapor source is jointly dominated by the southwest monsoon and the westerly wind;when the temperature coefficient is more significant than 0.3,the water vapor source is dominated by the westerly wind.Different water bodies are affected by water supply and evaporation differences.The slope of the local evaporation lines of stable isotope in each water body is in the following order:river water ice and snow melt water groundwater.The altitude effect of 18O in precipitation in the western alpine mountains is-1.3/100m,and the altitude effect of 18O in river water is-0.17/100m.The primary source of plant water in the study area is soil water,and the utilization rate of water is closely related to plant types and the regional environment.Water vapor recycling has become an essential part of regional precipitation water vapor sources.However,with the deepening of the major national strategy of ecological civilization construction,the western alpine mountainous area,which is an essential national ecological barrier,is undergoing profound and drastic changes in the ecological and hydrological processes under the changing environment.It poses challenges to regional water resources security,ecological security and sustainable development,which in turn provides a broad stage for the development of isotope ecohydrology in cold regions.In the future,it is urgent to further advances in the four aspects involving the observation,sampling,modeling,and theory in this domain.Key words:mountainous alpine;stable isotopes;environmental effects;ecohydrology;environmental protection.0 引言 我 国 寒 区 特 别 是 以 青 藏 高 原 为 主 体 的 高 原及周边高寒山地是世界上众多大江、大河的发源地，也 是 对 气 候 变 化 响 应 极 为 敏 感 的 关 键 地 带（姚檀栋等，2013；程国栋和金会军，2013）.全球变化背景下，寒区水体多相态加速转换导致水文过 程 剧 烈 变 化（Li et al.，2019b），进 而 引 起 水 循环的结构、速度、时空过程、要素组成及其水文与生态效应发生改变.因此寒区水文过程和生态过程研究已成为近年来全球变化与区域响应研究的焦点（Chen et al.，2014；秦大河等，2014）.同位素技术在水循环过程中的应用始于 20 世纪 50 年代（Dansgaard，1964）.1961 年，国际原子能机构（IAEA）和世界气象组织（WMO）建立了全球大气降水同位素监测网（GNIP）.Craig（1961）得到全 球 降 水 线（global meteoric water line，简 称 GMWL）的 线 性 关 系：2H=818O+10.Dansgaard（1964）最早分析了降水同位素与温度、纬度、高度、降水量和距海岸距离的关系.此后，氢氧稳定同位素技术在河川径流的研究中迅速展开（Turner et al.，1992；Maurya et al.，2011；Yang et al.，2011；Kong and Pang，2012；Pu et al.，2013）.我国同位素水文研究历经 50多年，取得了重要的进展.1966年在珠穆朗玛峰的科学考察拉开了我国 降 水 稳 定 同 位 素 研 究 的 序 幕（Zhang et al.，1973）.1983 年以后我国先后有 20 多个监测站被纳入 IAEA 全球观测网，2004 年开始建立中国大气降水同位素网络（简称 CHNIP）（宋献方等，2020）.我国水体稳定同位素研究从最初的分析降水中18O 和 D 的时空变化特征（郑淑蕙等，1983；田立德等，1998；Yao et al.，1999；Tian et al.，2007），到探究不同水体稳定同位素环境效应，讨论局地气象因子、水汽来源、局地水汽再循环等对水体稳定同位素的影响（Kong and Pang，2012；Li et al.，2014，2015a，2016a，2019a；Wang et al.，2016；Gui et al.，2020，2022），各水体稳定同位素的研究也逐渐由现象描述、成因分析转向对产生同位素环境效应的深层机制的挖掘，对于各水体同位素及其环境效应以及影响机制的认识在不断提高，已有研究还量化了中国降水同位素温度效应和降水量效应的空间范围，并提出了空间覆盖完整 的 中 国 大 气 降 水 线 方 程（Wang et al.，2022），同时水体稳定同位素为追踪水汽来源、反映全球和区域水循环机制与大气环流模式等研究提供了重要依据（Yao et al.，2013；田立德等，2021）.作为国家重要生态屏障的西部高寒山区，变化环境下生态水文过程正在发生深刻而又剧烈的改变，已对区域水资源安全、生态安全和可持续发展带来了挑战.西部高寒山区水资源变化直接影响到河川径流和“亚洲水塔”的水源涵养功能，在我国乃至全球尺度水循环、水平衡及水资源研究中具有重要的科学价值（Kang et al.，2010；汤秋鸿等，2019）.目前，中国西部地区的同位素生态水文研究，已取得了不少成果，这些研究主要集中在单一的流域或1157第 48 卷地球科学 http:/单 一 站 点（Wang et al.，2016；Kong and Pang，2016；Adhikari et al.，2019；Li et al.，2020）.因此本文基于前人的研究结果，综述了西部高寒山区不同水体稳定同位素时空变化特征以及水体同位素影响因素，总结降水稳定同位素的温度效应、降雨量效应、海拔效应等环境效应，并从径流分割、水汽来源、植物水分利用以及局地水汽再循环方面分析水体稳定同位素生态水文效应，以期为高寒区同位素水文过程的研究提供一定的参考.1 研究区概况 我国西部高寒山区（73.67107.64E，21.0149.01N）（图 1）是指海拔大于 1 500 m 的西部地区，主要分布在青藏高原及其邻近山区，区域气候复杂且水循环过程错综多变（Li et al.，2019b），特殊的地形和气候等条件使其成为研究水循环的理想区域.西部高寒山区西起帕米尔高原，东至横断山脉，北部是阿尔泰山脉，南部为喜马拉雅山脉（Li et al.，2019b），面 积 约 为 3.36106 km2，平 均 海 拔 超 过 3 800 m，年均气温 3 左右，年均降水约 306 mm（彭守璋，2019，2020）.区内地势较高，积雪、冰川广布，主要分布在昆仑山山系、天山山系以及念青唐古拉山等山系，冰川数量共约 48 571 条，面积约51 766.08 km2，冰储量约 4 494.00 175.93 km3（刘时银等，2015），同时分布大量的多年冻土，其中青藏高原地区多年冻土面积约为 1.06106 km2（Zou et al.，2017）.区内植被类型丰富，垂直分带性明显，包括高寒草原、高寒草甸、高山灌丛、落叶阔叶林、荒漠和温带草原等类型（石芳忠等，2018）.2 数据来源 本 文 所 用 数 据 来 源 于 国 家 青 藏 高 原 科 学 数据 中 心（https：/ 已 发表 文 献（表 1），共 收 集 到 降 水 同 位 素 点 124 个、河水同位素点 961 个、地下水同位素点 159 个以及冰雪融水同位素点 25 个（图 1）.3 不同水体稳定同位素的时空特征 3.1降水稳定同位素3.1.1局地大气降水线（LMWL）全球自然水体中的 18O 和 D 之间存在线性关系，Craig（1961）将其定义为全球大气水线（GMWL）：D=818O+10.不同区域由于气温、地形和地理位置的差异，降水表 1数据来源Table 1Data source of water stable isotope from published literature数据类型降水稳定同位素河水稳定同位素地下水稳定同位素冰雪融水稳定同位素径流分割数据数据来源Zhou et al.,2007;Tian et al.,2007;Wu et al.,2010;Gao et al.,2013;Zhang et al.,2014;Li et al.,2014,2015a,2016a,2016b,2016c,2016d,2016e,2019a;Yu et al.,2014;Adhikari et al.,2019;Gui et al.,2019,2020;Li et al.,2020a,2020b;章新平等，2001;章新平等，2003;田立德等，2008;柳鉴容等，2008;文蓉等，2012;杨玉忠等，2013;侯浩等，2014;郭晓燕，2015;王圣杰，2015;陈粉丽，2016;郭小云，2016;孙从建等，2019；张子宇，2019;史晓宜，2020;宋梦媛等，2020Hren et al.,2009;Bershaw et al.,2012;Xu et al.,2014;Zhou et al.,2014;Li et al.,2015a,2016a,2016b,2016c;Gui et al.,2019;Li et al.,2020b;章新平等，2001;刘忠方等，2008;丁林等，2009;丁悌平等，2013;高建飞等，2011;杨玉忠，2014;刘琴，2014;仝晓霞和刘存富，2018;郭小云，2016;孙从建等，2019;包宇飞，2019;李宗杰，2020;宋梦媛等，2020;刘峰等，2020Meng et al.,2013;Yang et al.,2013,2017,2020;Li et al.,2015a,2016a,2016b,2016c;Ma et al.,2017;Gao et al.,2018;Wang et al.,2018a,2018b,2019;Gui et al.,2019;李小飞，2013;孙从建和陈伟，2017;郭小云，2016Yang et al.,2013;Meng et al.,2013;Zhou et al.,2014;Li et al.,2015b,2016c;Fan et al.,2015;Wang et al.,2016;李小飞，2013;宋梦媛等，2015;孙从建和陈伟，2017；郭小云，2016Liu et al.,2008b;Maurya et al.,2011;Yang et al.,2011;Kong and Pang,2012;Pu et al.,2013;Li et al.,2014,2015a,2016a,2016b,2016c;Zhou et al.,2014,2015;Sun et al.,2015,2016a;Wang et al.,2015;Fan et al.,2015;Xing et al.,20151158第 3 期李宗省等：我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展线也存在不同（Liu et al.，2007；Pang et al.，2011；Guo et al.，2015；Li et al.，2020；Wu et al.，2022）.西部高寒山区大气降水线为：D=7.4418O+5.23（R2=0.86，n=103）（图 2），其斜率和截距均低于全球大气水线，以及我国西部地区、祁连山地区和我国一些湿润地区，但高于西北干旱区以及天山地区（表 2）.这反映了降水同位素的区域差异性和水汽来源的不同，此外强烈的云下二次蒸发作用也会导致 LMWL 的 斜 率 及 截 距 均 偏 小（Wang et al.，2016；Gui et al.，2020）.西部高寒山区大气水线斜率和截距的空间分布如图 3所示，LMWL 的斜率在空间上差异较大.整体上，LMWL 的斜率从西北到东南呈减小趋势，高值主要分布在昆仑山地区，低值分布在祁连山和阿尔泰山地区.同时在季风过渡段 的 祁 连 山 地 区 的 LMWL 斜 率 与 GMWL 比 较接 近（7.99）（Gui et al.，2020），而 在 非 季 风 区 的天 山 地 区 的 LMWL 明 显 低 于 GMWL（7.51）（孙从建等，2019）.受到水汽循环和蒸发过程影响，河 西 走 廊 地 区 的 疏 勒 河 流 域、石 羊 河 流 域、托来河流域和排露沟流域大气水线的斜率和截距较 低（Li et al.，2016d；Zhao et al.，2016；冯 芳等，2017；李 永 格 等，2018）.这 一 现 象 说 明：（1）水汽来源差异对西部高寒山区降水稳定同位素的 影 响 较 大；（2）蒸 发 作 用 和 水 汽 再 循 环 对 该区域大气降水稳定同位素也产生了显著影响.3.1.2降水稳定同位素的时间分布特征西部高寒山区降水稳定同位素值年际变化较大，其中降水中 18O 的 变 化 范 围 为-18.6 到-1.6，D 从-144.2 变化到-5.2.，降水稳定同位素值较大的差异性表明研究区气候的极端性和水汽来源的图 1研究区概况Fig.1The map of the study region and distribution of sampling图 2西部高寒山区局地大气降水线Fig.2Local meteoric water line in the western cold regions图 3大气降水线斜率和截距空间分布Fig.3Spatial distribution of slope and intercept of LMWL1159第 48 卷地球科学 http:/复杂性.降水稳定同位素值在时间尺度上，也表现出一定的规律性.在青藏高原南部（Yao et al.，2013）、天山地区（Pang et al.，2011；Wang et al.，2016）、祁连山地区（Li et al.，2016c，2016d，Gui et al.，2020）、以 及 青 藏 高 原 北 部（Tian et al.，2007）等地区降水稳定同位素表现为夏、秋季偏正，冬、春季偏负的特征.喜马拉雅山降水中 18O最 大 值 出 现 在 5 月，最 小 值 出 现 在 9 月 或 10 月（章新平等，2001）.西南地区氢氧同位素组成则表现出夏半年偏低，冬半年偏高的特征（张贵玲等，2015）.降 水 稳 定 同 位 素 组 成 的 季 节 变 化 反映 了 水 汽 来 源 和 水 汽 运 输 路 径 的 季 节 性 变 化（田 立 德 等，1998；Tian et al.，2001，2007；Yao et al.，2013；田立德等，2021；Guo et al.，2022）.3.1.3降水稳定同位素的空间分布特征西部高寒山区降水稳定同位素整体上随着纬度的增加而增加（图 4）.研究表明西北内陆地区降水中的 18O远高于青藏高原南部地区，这与中亚腹部干旱的气候条件和大陆内部的局地水汽循环有关（田立德等，1998；Liu et al.，2008b）.Liu et al.（2008b）发现在西部高寒区，氢氧同位素的低值区分布在青藏高原喜马拉雅山、阿尔泰山等山地，并指出这主要与显著的海拔效应有关.章新平和姚檀栋（1998）指出受到不同气团的影响，我国西北地区的大气降水中18O 较高，而青藏高原南部的 18O 则较低，青藏高原南部地区较低的稳定同位素值一方面与海拔效应以及该地区水汽来源有关，另一方面与低纬度海洋水汽在喜马拉雅山南坡爬升过程中强烈的洗涤作用有关.因此西部高寒山区降水稳定同位素空间分布的差异性主要受到气候条件、水汽来源以及水汽再循环等因素的影响（Yao et al.，2013；Kong and Pang，2016；Gui et al.，2020）.但需要强调的是，造成稳定同位素空间差异的原因不是单一的水汽输送或强烈的蒸发作用等，而是多种因素共同作用的结果.3.2河水稳定同位素气候变化是影响高寒山区河道径流形成过程的主导因素（常启昕等，2022）.西部高寒山区河水的稳定同位素值存在区域差异性，河水 18O 的变化范围为-21.1 到 5.5，平均值为-10.2；河水中的 D 从-157.4 变 化 到-8.5，平 均 值 为-86.7，在空间上由南到北、从西向东呈增加趋势（图 5），高值主要分布在天山地区和祁连山地区，这些差异能够很好地解释区域气候和水文过程（Hren et al.，2009；Bershaw et al.，2012）.对青藏高原喜马拉雅山源头（Boral et al.，2019）、雅鲁藏布江流域（刘忠方等，2008）、风火山流域（刘光生，2012）、北麓河流域（杨玉忠，2013）、长江源流域（李宗杰，图 4降水稳定同位素空间分布Fig.4Spatial distribution of stable isotopes in precipitation表 2西部高寒山区不同区域大气降水线差异比较Table 2Local meteoric water line in different regions of the western cold regions研究区西部高寒山区我国西部地区西北干旱区祁连山地区青海湖流域长江源地区天山地区昆仑山区云贵高原大气降水线D=7.4418O+5.23（R2=0.86）D=7.8818O+9.42D=7.4218O+1.38D=7.9918O+14.57D=7.9118O+13.94D=7.9518O+10.82D=7.5118O+0.56D=8.5118O+18.39D=8.1218O+11.2文献来源本文黄天明等，2008Liu et al.,2009Gui et al.,2020崔步礼，2011Li et al.,2020孙从建等，2019杨玉忠，2014Wu et al.,20221160第 3 期李宗省等：我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展2020）、慕 士 塔 格 地 区（姚 檀 栋 等，2009）、祁连 山 地 区（Li et al.，2014，2016a）、乌 鲁 木 齐河 流 域（Sun et al.，2015，2016a）等 地 区 河 水中 稳 定 同 位 素 的 研 究 表 明，河 水 稳 定 同 位素 时 空 异 质 性 主 要 受 径 流 补 给 源、水 体 蒸发 程 度、局 地 水 文 过 程 等 因 素 的 交 互 影 响.西部高寒山区河水中 18O 随着海拔升高而逐渐降低（图 6），河水 18O 海拔效应为-0.17/100m（P0.01），反映出河水从高海拔到低海拔汇流过程中经历了强烈的蒸发作用，而且降水径流的不断汇入对河流稳定同位素浓度有一个明显的稀释作用（李宗杰，2020）.河水稳定同位素的海拔效应存在区域差异性，青藏高原地区拉萨河流域河水海拔梯度为-0.35/100m（余婷婷等，2010）.青藏高原喜马拉雅山南麓、青藏高原中部、青藏高原北部河 水 海 拔 梯 度 分 别 为-0.33/100m、-0.26/100m、-0.09/100m（刘 琴，2014）.雅 鲁 藏 布 江流域河水海拔梯度为-0.21/100m（刘忠方等，2008）.李 宗 杰（2020）研 究 发 现 长 江 源 地 区 在 强消 融 期 表 现 出 明 显 的 海 拔 效 应（2016 年：-0.16/100m；2018 年：-0.14/100m）.祁 连山 地 区 石 羊 河 流 域 河 水 海 拔 梯 度 为-0.33/100m，黑河源区河水 18O 值随海拔升高，未展现出 明 显 的 海 拔 效 应（Li et al.，2016c）.天 山 吉 木乃诸河河水中稳定同位素与海拔呈现正相关关系，海拔梯度为 0.06/100m（宋梦媛等，2020）.由于收集河水稳定同位素数据主要集中在青藏高原南部地区，存在区域不均匀性，因此笔者将研究区局地蒸发线（LEL）进行区域划分（图 7），得到青藏 高 原 地 区 河 水 蒸 发 线 为 D=8.4118O+15.20，（R2=0.95，n=412），祁连山地区河水蒸发线为 D=6.4318O+3.31，（R2=0.86，n=96）以及天山地区河水 蒸 发 线 为 D=5.9318O-5.87，（R2=0.91，n=36），在整个区域上，河水稳定同位素蒸发线的截距和斜率随着纬度的增加呈下降趋势，最高值在青藏高原地区，而低值在天山山区，再次体现出河水稳定同位素显著的空间差异性.青藏高原地区河水蒸发线 与 Hren et al.（2009）研 究 相 近（D=8.518O+17.5），表明该区域河水除了受降水补给外，还受到图 5河水稳定同位素空间分布Fig.5Spatial distribution of stable isotopes in river water图 6河水稳定同位素与海拔的相关关系Fig.6Correlation between stable isotopes of river water and elevation1161第 48 卷地球科学 http:/局 地 再 循 环 水 汽 和 蒸 发 作 用 的 较 大 影 响.昆 仑山 地 区、天 山 地 区、祁 连 山 地 区 和 青 海 湖 流 域河 水 蒸 发 线 的 斜 率 均 小 于 该 区 域 大 气 降 水 线（崔 步 礼，2011；杨 玉 忠，2014；孙 从 建 等，2019；Gui et al.，2020），表 明 汇 流 过 程 中 河 水 受 到 蒸发 作 用 和 降 水 补 给 的 稀 释 作 用.更 为 重 要 的是，各 区 域 LEL 与 LMWL 交 点 处 的 氢 氧 稳 定 同位 素 值 与 降 水 稳 定 同 位 素 值 最 为 接 近，其 次 是地下水，表现出降水是河水的主要补给源.3.3地下水稳定同位素本文中综述的地下水主要包括冻土层上水、井水、浅层地下水以及冻土地下冰等.研究区地下水稳定同位素值在空间上由西南向东北呈增加趋势，在祁连山地区地下水同位素值最为偏正，而在青藏高原南部同位素值较为偏负，这种差异性主要受地下水补给源以及土壤植被蒸散发的区域差异性影响（Li et al.，2015a，2016a，2016b，2016c）.西 部 高 寒 山 区 地 下 水 LEL 为 D=6.5418O11.04，（R2=0.86，n=296），并且存在区域差异性，其明显较低的斜率和截距值反映了水体受到强烈的蒸发影响或者非平衡动力分馏（图 8）.同时分析 表 明，冻 土 层 上 水 和 地 下 冰 稳 定 同 位 素 位 于LMWL 的右下部，反映了蒸散发过程和冻结过程中 的 同 位 素 分 馏 效 应（杨 玉 忠，2014；Li et al.，2016a）.浅 层 地 下 水、井 水 和 泉 水 较 为 接 近 大 气降水线，这些特征表明寒区不同水源先充分混合为地下水后再补给河道，且河水入渗补给地下水以后还受到了蒸发的影响.更为重要的是，在青藏 高 原 地 区，地 下 水 LEL 与 LMWL 交 点 处 的 氢氧稳定同位素值与河水稳定同位素的值最为接图 7河水局地蒸发线Fig.7The evaporation line of River water in the western cold regions图 8地下水蒸发线Fig.8The evaporation line of groundwater in the western cold regions1162第 3 期李宗省等：我国西部高寒山区同位素生态水文研究进展近，而在天山和祁连山地区与降水稳定同位素值最为接近，表现出地下水补给源的区域差异性.3.4冰雪融水稳定同位素西部高寒山区冰雪融水稳定同位素呈现出显著的差异性（图 9a），冰雪融水 18O 的变化范围为从-68.1 到-6.6，相比其他水体值较为偏负.在空间上冰雪融水稳定同位素值从西南到东北呈增 加 趋 势.对 乌 鲁 木 齐 河 源 1 号 冰 川（李 小 飞，2013）、玉龙雪山（Pu et al.，2020）、玉珠峰冰川、冬克玛底冰川和姜古迪如冰川（李宗杰，2020）、祁连山十一冰川（Li et al.，2015b）等冰融水的研究表明，冰雪融水稳定同位素浓度受到消融强度、消融持续时间和新雪融水的影响，同时降雨或降雪的补给使得稳定同位素浓度更加贫化.如图 9b 所示 青 藏 高 原 南 部 地 区 冰 雪 融 水 蒸 发 线 为 D=8.3718O+24.04，（R2=0.93，n=30），祁 连 山 地 区冰 雪 融 水 蒸 发 线 为 D=7.2118O+13.86，（R2=0.96，n=8），天 山 地 区 冰 雪 融 水 蒸 发 线 为 D=8.3518O+21.71，（R2=0.91，n=10），冰 雪 融 水 稳定同位素蒸发线的截距和斜率随着纬度的增加呈下降趋势，再次体现出冰雪融水稳定同位素显著的空间差异性.各区域冰雪融水的 LEL 斜率和截距与河水 LEL 极为接近，表明在低海拔出山口的冰川末端融水径流，冰雪融水是其主要的补给源.4 稳定同位素的环境效应 4.1温度效应西部高寒山区 18O 与气温的相关系数空间分布如图 10 所示，整个研究区降水中 18O 的温度系数自东南向西北呈增加趋势.唐古拉山以南地区与青海湖地区温度与降水同位素呈负相关，不存在 温 度 效 应，但 唐 古 拉 山 以 北 温 度 系 数 范 围 为0.011.36，存在温度效应.已有研究根据西南季风与西风带对降水 18O 影响，将青藏高原地区分为西风区、过渡区和季风区（姚檀栋等，2009；Yao et al.，2013）.在青藏高原季风区的聂拉木和拉萨地区，夏季季风活动时期降水 18O 偏负，降水 18O与 气 温 之 间 不 存 在 相 关 性（Tian et al.，2003，2007）；青藏高原过渡区的玉树、那曲、沱沱河、改则和狮泉河等地区，在全年尺度上，除了那曲以外，其他地区降水 18O 与气温存在一定的正相关（田立德等，1998，2008）；西风区以西宁、德令哈、图 10温度效应的空间分布Fig.10Spatial distribution of precipitation stable isotope correlation with temperature图 9冰雪融水稳定同位素空间分布(a)和 LEL(b)Fig.9Spatial distribution of stable isotopes(a)and local evaporation line(b)of glacial snow meltwater1163第 48 卷地球科学 http:/和田、慕士塔格为代表区，降水 18O 与气温存在显著的正相关关系（田立德等，2008）.在天山（王圣杰，2015