黃河水氫、氧同位素組成特征及其氣候變化響應(yīng)

范百齡,張 東,陶正華,趙志琦(1.貴州民族大學(xué),貴州 貴陽 550025；2.中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所,環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室,貴州 貴陽 550002；3.河南理工大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,河南 焦作 5000；.中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所,北京 100101)

黃河水氫、氧同位素組成特征及其氣候變化響應(yīng)

范百齡1,2,張 東3*,陶正華4,趙志琦2*(1.貴州民族大學(xué),貴州 貴陽 550025；2.中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所,環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室,貴州 貴陽 550002；3.河南理工大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,河南 焦作 454000；4.中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所,北京 100101)

于2012年7～8月采集黃河流域干流和支流河水樣品,通過分析水體氫氧同位素組成的時間和空間變化特征,研究了河水主要來源的變化以及其對流域氣候變化的響應(yīng).結(jié)果表明:除源頭河水外,黃河干流河水δD值變化范圍為-97.2‰～-62.9‰,均值為-72.2‰, δ18O值范圍為-13.0‰～-8.7‰,均值為-9.9‰, d盈余值為4.1‰～11.0‰,均值為7.0‰;支流河水δD值范圍為-103.8‰～-30.5‰,均值為-68.9‰, δ18O值范圍為-13.7‰～-1.5‰,均值為-9.2‰, d盈余值為-18.5‰～13.2‰,均值為4.5‰.黃河干流蘭州段以上以及中游河水氫氧同位素均值均偏負,而蘭州至頭道拐和下游河水氫氧同位素均值偏正,但河水氘盈余均值呈現(xiàn)由上游到下游逐漸降低的趨勢.黃河干流和支流河水 Na+/Cl-摩爾比值范圍為0.94～3.02,源頭區(qū)黃河干流河水Na+/Cl-摩爾比均值為1.02,蘭州段以上均值為1.58,蘭州至頭道拐間均值為1.30,中游均值為1.79,下游均值為1.41.河水Na+/Cl-摩爾比值與河水δ18O值呈較好的負相關(guān)關(guān)系,表明黃河河水受大氣降水補給, 地下水補給以及蒸發(fā)作用等控制.與前人研究結(jié)果對比發(fā)現(xiàn),2000年以來黃河河水年徑流量逐漸增加,上游河水受二次蒸發(fā)過程影響在降低,中游和下游河水受蒸發(fā)作用影響在減弱,顯示區(qū)域氣候干旱狀況有所降低.

黃河流域；氫氧同位素；大氣降水；氣候變化

河水主要來源包括大氣降水、冰雪融水和地下水等,不同來源水體氫氧同位素組成差異明顯,影響因素眾多且復(fù)雜[1].降水氫氧同位素組成與降水形成時氣象條件以及水汽源區(qū)的狀態(tài)有關(guān)[2-6],云下二次蒸發(fā)作用也是影響大氣降水同位素組成的重要因素[5].地下水氫氧同位素組成與接受補給的大氣降水氫氧同位素以及所經(jīng)歷的蒸發(fā)過程有關(guān)[7].河水氫氧同位素組成除與補給源(大氣降水和地下水)氫氧同位素組成有關(guān)外,還受蒸發(fā)作用影響[8].因此河流水體氫氧同位素組成不但可以揭示河水來源及與之發(fā)生的水力聯(lián)系,而且還可以指示河流水循環(huán)過程對氣候變化的響應(yīng).

黃河是我國僅次于長江的第二大河流[9],是我國西部地區(qū)的重要淡水來源,對黃河流域居民日常生活和工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)具有重要作用,因此對黃河水來源的研究具有重要的社會意義.黃河流域復(fù)雜的水文循環(huán)變化受黃河流域復(fù)雜的地質(zhì)和地貌條件[10],全球氣候變化和人類活動的共同影響[11-13].研究指出外來水體混入、蒸發(fā)作用以及人類活動對黃河水體氫氧同位素組成影響明顯[9,14].同時河水多次循環(huán)使用中產(chǎn)生的二次蒸發(fā)作用也是控制河水氫氧同位素組成的重要因素[15].除全流域河水氫氧同位素變化研究外,國內(nèi)學(xué)者還開展了局部黃河流域水體來源的研究,如黃河內(nèi)蒙古段[10,16-19],銀川平原段[10,20],晉陜峽谷段[10,21-26],顯示大氣降水和地下水是上述區(qū)段黃河河水重要補給來源,同時還接受經(jīng)歷蒸發(fā)作用過程的灌溉退水的補給. 黃河流域氫氧同位素組成在全流域以及不同區(qū)段上變化的差異性,說明河水氫氧同位素受控因素較多.本研究在2012年7～8月間對黃河流域河水采樣分析的基礎(chǔ)上,結(jié)合前人對黃河水氫氧同位素組成的研究結(jié)果,嘗試分析黃河水氫氧同位素組成在流域上的時間和空間變化趨勢,闡明黃河水不同來源及控制過程,并說明近 2000年以來黃河水氫氧同位素組成對全球氣候變化的響應(yīng)特征,為下一步分析黃河流域化學(xué)風(fēng)化以及元素地球化學(xué)循環(huán)提供基礎(chǔ).

1 樣品采集與分析

結(jié)合黃河流域地質(zhì)與地貌特征,2012年 7～8月從黃河源頭到入?？诓杉铀畼悠?8個,其中源頭樣品 2個,分別是扎陵湖(MH01)和瑪多(MH02)黃河水(海拔4200m以上),干流河水樣品23個(M1～M23),主要支流河水樣品 13個(T1～T13),采樣點分布如圖1所示.內(nèi)蒙古頭道拐(M12點)和鄭州花園口(M20)是黃河干流上游、中游和下游的分界點.在河流岸邊或橋中心采集表層河水,采樣深度 5～10cm,取樣前先用河水潤洗預(yù)先清洗的高密度聚乙烯(HDPE)水袋3遍,然后用河水灌滿采樣袋.樣品需在12h內(nèi)完成過濾,用于氫氧同位素分析的樣品采用注射器(50mL)配過濾頭(醋酸纖維材質(zhì),孔徑0.22μm)方式過濾,置于3mL棕色塑料瓶內(nèi),不留空隙, 密封保存.剩余樣品采用特氟龍過濾器過濾,濾膜材質(zhì)為醋酸纖維濾膜,直徑15cm,孔徑0.22μm.分裝50mL過濾樣品,用于水體陰離子分析,置于聚丙烯(PP)材質(zhì)離心管內(nèi),不加任何保護劑,密封后置于 4℃冰箱內(nèi)保存;分裝50mL過濾樣品,用于水體陽離子分析,置于聚丙烯(PP)材質(zhì)離心管內(nèi),加1滴優(yōu)級純濃硝酸,密封后置于 4℃冰箱內(nèi)保存.水體堿度采用鹽酸(0.02mol/L)滴定法,指示劑甲基橙.氫氧同位素樣品測試采用LGR液態(tài)水同位素分析儀,外精度分別為0.12‰和0.07‰[27],測量結(jié)果都是相對于國際標(biāo)準 V-SMOW表示;陰離子采用離子色譜儀(ICS-90),陽離子采用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀(ICP-OES),測試精度分別優(yōu)于8%和 5%[27],上述樣品分析在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室完成.

圖1 黃河流域河水采樣點分布Fig.1 The sampling water location map in Yellow River Basin

2 研究結(jié)果

2.1 黃河水水化學(xué)以及氫氧同位素組成特征

黃河流域上游、中游、下游以及支流河水水化學(xué)組成以及水體氫氧同位素組成統(tǒng)計結(jié)果如表1所示.

表1 黃河水水化學(xué)以及氫氧同位素組成統(tǒng)計表Table 1 The statistic drochemical and isotopic compositions of the Yellow River water

續(xù)表1

除MH01和MH02外,2012年7月和8月間黃河干流河水 δD值范圍為-97.2‰～-62.9‰,均值為-72.2‰,δ18O值范圍為-13.0‰～-8.7‰,均值為-9.9‰,d盈余值為4.1‰～11.0‰,均值為7.0‰;支流河水δD值范圍為-103.8‰～-30.5‰,均值為-68.9‰,δ18O 值范圍為-13.7‰～-1.5‰, 均值為-9.2‰, d 盈余值為-18.5‰～13.2‰,均值為4.5‰(表1).

圖2 黃河干流及支流河水δ18O與Na+/Cl-摩爾濃度比值關(guān)系Fig.2 The plot of δ18Ovs. Na+/Cl-molar ratio for waters in mainstream and tributaries of Yellow river

河水δ18O值與Na+/Cl-摩爾比值關(guān)系常用來說明河水經(jīng)歷蒸發(fā)過程以及河水來源,受降雨過程影響或以大氣降水補給/地下水補給為主的河水Na+/Cl-摩爾比值一般較高,而水體δ18O值較低;經(jīng)歷蒸發(fā)過程的水體 Na+/Cl-摩爾比值接近于 1,而δ18O值發(fā)生較大程度富集.黃河干流和支流河水 Na+/Cl-摩爾比值范圍為 0.94～3.02,源頭區(qū)黃河干流河水Na+/Cl-摩爾比均值為1.02,蘭州段以上均值為 1.58,蘭州至頭道拐間均值為 1.3,中游均值為 1.79,下游均值為 1.41.由圖 2可以看出,黃河蘭州段以上以及中游河水混入大量雨水以及由雨水補給的地下水,而源頭區(qū)、蘭州段至頭道拐以及下游黃河水則經(jīng)歷明顯蒸發(fā)過程.

2.2 黃河干流河水氫氧同位素組成空間變化特征

黃河干流河水氫氧同位素組成沿河水流動方向呈現(xiàn)有規(guī)律的“V型”變化特征(圖 3),上游MH01和MH02河水氫氧同位素組成明顯偏正(圖3),顯示其可能經(jīng)歷強烈蒸發(fā)過程,其中MH02點氫氧同位素組成與高建飛等[15]2005年研究結(jié)果接近(圖3),與蘇小四等[9]2000年左右研究結(jié)果差異明顯(圖3).黃河蘭州段以上河水δD和δ18O均值分別為-72.0‰和-10.1‰,d盈余均值為8.8‰;蘭州至頭道拐段河水δD和δ18O均值分別為-66.4‰和-9.2‰,d盈余均值為 7.3‰; 中游河水δD和δ18O均值分別為-79.6‰和-10.7‰,d盈余均值為6.3‰;下游河水δD和δ18O均值分別為-66.2‰和-8.9‰,d盈余均值為 5.0‰(表 1).黃河干流蘭州段以上以及中游河水氫氧同位素均值表現(xiàn)為富集輕同位素,而蘭州至頭道拐和下游河水氫氧同位素均值表現(xiàn)為富集重同位素(表1),河水氘盈余均值除源頭樣品外,呈現(xiàn)由上游到下游逐漸降低的趨勢(圖3).前人分別于2001年7月間、2001年3月間以及2005年7月間對黃河干流河水氫氧同位素進行取樣分析[15-16],空間分布特征如圖3所示,可以看出: 2012年7月間黃河干流河水氫氧同位素值以及氘盈余值從上游到下游變化趨勢基本一致,除源頭樣品外,其余干流河水樣品氫氧同位素組成基本呈現(xiàn)出越往下游越富集重同位素的特征.黃河中游樣品氫氧同位素值在2012年7月間和2000年7月間均表現(xiàn)為先下降后升高的趨勢,結(jié)合前人研究結(jié)果,說明晉陜峽谷巖溶地下水混入黃河后引起河水氫氧同位 素富集輕同位素.

圖3 不同年份黃河干流河水氫氧同位素以及氘盈余值空間分布Fig.3 Spatial distribution of hydrogen, oxygen and d excess values in Yellow River water in different year

2.3 黃河河水氫氧同位素組成年際變化特征

圖4 黃河河水氫氧同位素以及氘盈余值年際變化Fig.4 Annual variations of hydrogen, oxygen and d excess values in Yellow River water

通過統(tǒng)計分析黃河干流河水2000年7月、2001年3月、2005年7月以及2012年7月間樣品氫氧同位素組成特征,可以發(fā)現(xiàn)黃河河水氫氧同位素年際變化特征如下:

(1)黃河干流蘭州段以上河水氫氧同位素組成呈現(xiàn)偏正趨勢,即2012年黃河干流河水氫氧同位素較2000年和2001年結(jié)果偏正(圖4a,b),且氘盈余值變小(圖4c).

(2)蘭州至頭道拐段河水與蘭州段以上河水比較而言,水體氫氧同位素均呈現(xiàn)偏正趨勢(圖4a,b).2000年、2005年和2012年該段黃河河水氫氧同位素組成變化不明顯,2001年該段河水氫氧同位素富集輕同位素,河水氘盈余值較高,與 3月份采樣,上游雪水融化有關(guān)(圖4c).

(3)黃河中游河水氫氧同位素年際變化較大,2012年該段河水氫氧同位素組成富集輕同位素(圖4a, b),氘盈余值較高(圖4c),與該段接受大量地下水補給有關(guān).2000年和 2005年該段黃河水氫氧同位素富集重同位素,氘盈余值較低(圖4c),顯示河水經(jīng)歷蒸發(fā)過程.

(4)黃河下游河水氫氧同位素年際變化與中游河段相同,2012年該段河水氫氧同位素組成富集輕同位素(圖4a, b),氘盈余值也較高(圖4c).

(5)黃河干流河水氫氧同位素年際空間變化規(guī)律基本一致,黃河蘭州段以上具有較低的氫氧同位素組成以及較高的氘盈余值(圖 4);進入寧夏平原和內(nèi)蒙古河套平原, 氫氧同位素發(fā)生富集,河水氘盈余值也開始降低(圖 4);進入晉陜峽谷后,接受地下水補給,河水氫氧同位素值降低,出峽谷后河水氫氧同位素繼續(xù)發(fā)生富集,河水氘盈余值進一步降低(圖 4);流出花園口后,黃河河水氫氧同位素繼續(xù)發(fā)生富集,河水氘盈余值則繼續(xù)降低(圖4).2001年3月黃河下游河水受上游雪水或冰水融化影響,氘盈余值升高(圖4c).

3 討論

丁悌平等[1]在研究長江全流域河水氫氧同位素組成時指出,河流是一個動態(tài)系統(tǒng),河水氫氧同位素組成與現(xiàn)代大氣降水、冰雪融水、地下水以及地?zé)崴葰溲跬凰亟M成密切相關(guān),同時還受到蒸發(fā)和擴散作用以及人類活動的影響[28].李孝廉等[29]對黃河流域三水轉(zhuǎn)換關(guān)系研究表明,黃河蘭州段以上以及中游段,大氣降水和地下水是主要補給源,地下水以側(cè)向徑流形式排泄轉(zhuǎn)化為黃河水;黃河蘭州至頭道拐段以及下游段,河水補給地下水,大氣降水是河水重要補給源,但區(qū)內(nèi)蒸發(fā)強烈.

3.1 黃河河水主要來源的氫氧同位素組成特征

3.1.1 大氣降水 黃河源頭區(qū)及上游雪水(SNW)的氫氧同位素均值分別為-51.3‰和-10.9‰[30],青海湖(QHH)流域大氣降水氫氧同位素年均值分別為-77.2‰和-11.72‰[31].結(jié)合國際原子能機構(gòu)大氣降水氫氧同位素數(shù)據(jù),1986～2002年間黃河流域主要站點大氣降水氫氧同位素組成如下;上游蘭州(LZ)、銀川(YC)和包頭(BT)大氣降水氫氧同位素的年均雨量加權(quán)均值分別為-43.2‰和-6.18‰、-45.3‰和-6.93‰、-54.7‰和-7.68‰; 黃河中游和下游西安(XA)、鄭州(ZZ)、太原(TY)和石家莊(SJZ)大氣降水年均雨量加權(quán)均值分別為-49.9‰和-7.58‰、-53.8‰和-7.57‰、-55.7‰和-7.88‰、-53.4‰和-7.73‰.上游蘭州等站點位于內(nèi)陸地區(qū),氣候干燥,云下雨滴經(jīng)歷二次蒸發(fā)以及水汽局地循環(huán)等造成雨水氫氧同位素富集重同位素,中游和下游等站點則受季風(fēng)運動影響[32].

3.1.2 地下水 黃河蘭州以上河段是黃河河水主要產(chǎn)流區(qū),總體上該段河水中 56%來自大氣降水,其余 44%來自地下水[29],地下水氫氧同位素值范圍為-72‰～-63‰,-9.8‰～-8.7‰[16];銀川平原地下水氫氧同位素組成范圍分別為-73‰～-55‰和-10.7‰～-7.9‰,均值分別為-64‰和-9.4‰,內(nèi)蒙古河套平原地下水氫氧同位素組成范圍分別為-91‰～-53‰和-11.6‰～-5.9‰,均值分別為-73‰和-9.7‰;中游天橋泉巖溶系統(tǒng)排泄區(qū)巖溶水 δD和 δ18O組成范圍分別為-87.0‰～-63.8‰和-11.08‰～-8.73‰,均值分別為-73.3‰和-9.7‰[21-22];黃河下游沖洪積扇地下水氫氧同位素組成范圍分別為-83‰～-54‰和-11.8‰～-7.0‰,均值分別為-66‰和-8.7‰[33].

3.2 黃河河水氫氧同位素組成控制因素

李小飛等根據(jù)黃河流域站點的大氣降水氫氧同位素組成得出黃河流域大氣降水直線方程(LML)為:δD=7.0δ18O+1.43‰[32],本次采集的黃河干流以及支流河水氫氧同位素均位于LML附近(圖 5a),說明大氣降水是黃河干流以及支流河水重要來源.

由圖5a可以看出,黃河蘭州段上游河水氫氧同位素與附近青海湖(QHH)流域大氣降水氫氧同位素均值接近,說明大氣降水是該段河水的重要來源,同時由于該段黃河河水海拔較高, 氣溫整體較低,地下水在接受大氣降水補給后,氫氧同位素發(fā)生同位素交換以及同位素分餾的可能性不大,導(dǎo)致地下水與大氣降水氫氧同位素接近.雖然本次研究沒有采集到有代表性的地下水,但是黃河蘭州段以上河水氫氧同位素組成偏負以及氘盈余值較高的事實也說明河水可能沒有經(jīng)歷明顯蒸發(fā)過程(圖4).

黃河蘭州段至頭道拐段以及黃河下游河水氫氧同位素分布比較集中,說明河水來源一致,結(jié)合前述內(nèi)容,蘭州至頭道拐段黃河河水沒有明顯地下水混入,且黃河河水經(jīng)歷明顯蒸發(fā)過程, 流入與流出的黃河氫氧同位素值比較發(fā)現(xiàn), δD值富集約+1.8‰, δ18O值富集約+0.4‰,同時河水 TDS也有顯著增加,這些變化與人類活動如農(nóng)業(yè)灌溉、水庫建設(shè)所引起的蒸發(fā)作用加劇密切相關(guān).該段支流河水T3和T4氘盈余值均較低,特別是 T4點(烏梁素海)(圖 5b),顯示該水體經(jīng)歷強烈蒸發(fā)過程;T3點(清水河)氘盈余值也較低,但是偏離蒸發(fā)線,說明水體TDS含量升高不但與蒸發(fā)有關(guān),而且與溶濾作用有關(guān)(圖 5b).下游黃河河水氫氧同位素值分別富集約+2.9‰和 0.6‰,較蘭州至頭道拐段富集值高,可能與下游年均溫度高有關(guān).

圖5 黃河干流及支流河水氫氧同位素組成(a)以及氘盈余值與TDS關(guān)系(b)Fig.5 Plots of δD vs. δ18O (a) and TDS vs. d excess (b) for waters in mainstream and tributaries of Yellow river

黃河中游段干流和支流河水來源復(fù)雜,頭道拐(M12)黃河河水氫氧同位素組成分別為-66.8‰和-9.2‰,吳堡(M13)黃河河水氫氧同位素組成分別為-97.2‰和-13.0‰,該段黃河水存在氫氧同位素組成偏負的地下水混入,這與韓穎研究結(jié)果一致[22],說明晉陜峽谷天橋泉域巖溶水對黃河河水存在明顯補給過程;壺口(M14)和洽川(M15)黃河干流河水氫氧同位素組成持續(xù)偏正,除與河水蒸發(fā)過程有關(guān)外,還與支流河水(T6和T8)混入有關(guān),這些河水受蒸發(fā)作用影響,氫氧同位素組成偏負,且氘盈余值較低(圖2);潼關(guān)(M16)黃河河水氫氧同位素值降低可能與萬榮巖溶水混入有關(guān);潼關(guān)(M16)到花園口(M20)段河水氫氧同位素值持續(xù)偏正,說明河水受蒸發(fā)作用影響.黃河中游支流河水(T5、T7和T10)氫氧同位素值均偏負(圖5a),氘盈余值也較高(圖2),說明這些支流河水主要是由地下水補給的,而其他支流河水氫氧同位素值較高,氘盈余值較低,說明這些支流河水經(jīng)歷蒸發(fā)過程.

3.3 黃河河水氫氧同位素組成對氣候變化的響應(yīng)

黃河河水氘盈余值與環(huán)境密切相關(guān),如空氣溫度和濕度等[34],因此可以用來指示氣候變化特征.結(jié)合黃河2000～2012年間黃河河水氫氧同位素組成以及期間黃河河水氘盈余值與年均流量關(guān)系,可以發(fā)現(xiàn):

(1) 2000～2012年間黃河河水氫氧同位素組成表現(xiàn)為上游富集輕同位素,下游富集重同位素.蘭州上游河水普遍富集輕同位素,同時氘盈余值較高(圖 6a).附近青海湖區(qū)域大氣降水氘盈余均值為+16.6‰[31],雪水的氘盈余均值為+35.9‰[30],蘭州大氣降水氘盈余均值為+6.2‰,貴德地下水氘盈余值范圍為+6.4‰～+12.8‰[16],共和地下水氘盈余值范圍為+5.6‰～+10.6‰[16].可見河水應(yīng)該是接受更為富集輕同位素的大氣降水補給.內(nèi)陸水體水汽循環(huán)往往導(dǎo)致雨水富集輕同位素,同時氘盈余值較高,因此蘭州上游河水接受內(nèi)陸水汽循環(huán)形成的降雨比例較大, 顯示蘭州上游地區(qū)干旱的氣候特征.蘭州以下河水開始受蒸發(fā)作用影響, 氘盈余值開始下降(圖6a).

(2) 2000～2012年蘭州以上河水氘盈余值逐漸降低(圖6a),接近全球大氣降水線(GML),表明區(qū)內(nèi)接受大氣降水的氘盈余值也在降低,說明區(qū)內(nèi)水體二次蒸發(fā)作用在減弱,氣候干旱程度有所降低,同時河水流量也在增加(圖 6b),大氣降水或者高山雪水補給河水量增加.蘭州-頭道拐河水氘盈余值也逐漸降低,開始遠離GML,2001年取樣時間為3月份,河水應(yīng)來自融雪水,故氘盈余值高(+13.1‰),2000年、2005年和2012年取樣時間均為7～8月間,氘盈余值介于+4‰～+10‰之間,2005年河水氘盈余均值最低,2012年河水氘盈余值有所升高,2005年和2012年上游河水氘盈余值接近(+10‰左右),表明2005年較2012年河水蒸發(fā)作用對河水氫氧同位素影響較大,氣候干旱.中游河水氘盈余值 2001年最大,顯示上游雪水的影響,其余年份河水氘盈余值均接近+4‰(圖 6a),顯示蒸發(fā)作用的影響,其中 2000年河水氘盈余值最低,顯示 2000年氣候干燥的特征.下游河水除 2001年氘盈余值高外,其余年份河水氘盈余值較低,其中 2000年氘盈余值最低,河水流量最小(圖6b),顯示強烈蒸發(fā)過程,氣候干旱特征.

圖6 不同年份黃河干流河水氫氧同位素 (a)和河水氘盈余值與流量(b)關(guān)系Fig.6 Plots of δD vs. δ18O (a) and d excess values vs. flow (b) of Yellow river water in different years

(3)2000～2012年黃河中游地區(qū)河水普遍受到地下水混入的影響,較蘭州-頭道拐段河水流量增加(圖6b),但是均未引起河水氘盈余值升高.黃河中游天橋泉巖溶系統(tǒng)排泄區(qū)巖溶水的氘盈余均值為+4.3‰[21-22],與中游黃河河水氘盈余值接近(圖 6a).附近太原和西安大氣降水氘盈余均值分別為+7.4‰(1986～1988)和+10.8‰(1985～1991),說明雨水中降落補給地下水的過程中經(jīng)歷蒸發(fā)過程.

總體上,黃河上游河水接受大氣降水和地下水的補給,下游河水經(jīng)歷蒸發(fā)過程.2012年較2000年相比,河水流量增加,流域氣候干旱狀況有所降低.

4 結(jié)論

4.1 黃河干流河水氫氧同位素組成沿河水流動

二是多措并舉，強化預(yù)警信息發(fā)布傳送。采用傳統(tǒng)方法和現(xiàn)代手段相結(jié)合發(fā)布傳送預(yù)警信息，解決預(yù)警信息“最后一公里”問題，確保預(yù)警信息及時快速發(fā)布傳送到基層。

方向呈現(xiàn)有規(guī)律的“V型”變化特征,源頭河水氫氧同位素組成明顯偏正,顯示其可能經(jīng)歷強烈蒸發(fā)過程;蘭州段以上大氣降水和地下水是河水重要來源;蘭州段至頭道拐段以及下游河水未接受明顯補給來源,蒸發(fā)過程是控制河水氫氧同位素組成重要因素;中游河水接受大氣降水和地下水補給.

4.2 河水 δ18O值與 Na+/Cl-摩爾比值關(guān)系說明蘭州段以上河水和中游河水混入大量雨水和地下水,而源頭區(qū)、蘭州至頭道拐段以及下游河水則經(jīng)歷蒸發(fā)過程.

4.3 2000～2012年蘭州以上河水氘盈余值逐漸降低,區(qū)內(nèi)水體二次蒸發(fā)作用在降低,氣候干旱程度有所降低,河水流量在增加.蘭州以下河流氫氧同位素受蒸發(fā)作用控制,但是2012年蒸發(fā)作用的影響有所降低,顯示區(qū)內(nèi)氣候干旱程度也在降低.

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致謝：感謝中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所灌瑾、樊宇紅和凌宏文老師在樣品分析中給予的指導(dǎo)和幫助.

Compositions of hydrogen and oxygen isotope values of Yellow River water and the response to climate change.

FAN Bai-ling1,2, ZHANG Dong3*, TAO Zheng-hua4, ZHAO Zhi-qi2*(1.Guizhou Minzu University, Guiyang 550025, China；2.State Key Laboratory of Environmental Geochemistry, Institute of Geochemistry, China Academy of Sciences, Guiyang 550002, China；3.Institute of Resources & Environment, Henan Polytechnic University, Jiaozuo 454000, China；4.Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, China Academy of Sciences, Beijing 100101). China Environmental Science, 2017,37(5)：1906～1914

To better understand the source changes and the response of river water to climate change, waters in mainstream and tributaries in Yellow River Basin were sampled from July to August 2012, and temporal and spatial variations of hydrogen and oxygen isotope values in water samples were analyzed. The results showed that (1) Excluding source water, the values for hydrogen, oxygen isotope, and d excess in mainstream waters in Yellow River ranged from -97.2‰ to -62.9‰ with mean value of -72.2‰, and from -13.0‰ to -8.7‰ with mean value of -9.9‰, and from 4.1‰to 11.0‰ with mean value of 7.0‰, respectively. For tributary water, the values for hydrogen and oxygen isotope varied from -103.8‰ to -30.5‰ with mean value of -68.9‰ and from -13.7‰ to -1.5‰ with mean value of -9.2‰, respectively, and the d excess varied between -18.5‰ and 13.2‰ with mean value of 4.5‰; (2) The hydrogen and oxygen isotope values in water from the upper-stream of Lanzhou station and middle-stream of Yellow river were more negative than those of water from upper-stream between Lanzhou station and Toudaoguai station and the low-stream, while the d excess values decreased gradually along the flow path; (3) The Na+/Cl-molar ratios varied from 0.94 to 3.02. The mean value of Na+/Cl-molar ratio was 1.02 in source water, and 1.58 in mainstream water above Lanzhou station, and 1.30 in mainstream water between Lanzhou station and Toudaoguai station, and 1.79 in middle-stream water and 1.41 in low-stream water. The negative correlation between Na+/Cl-molar ratio and oxygen isotope values of river water indicatedthat the Yellow River waters were mainly controlled by atmospheric deposition, groundwater recharge and evaporation; (4) Compared with results of previous studies, it was found that since 2000, the annual water flux of Yellow River increased gradually, the second-evaporation effect on the upper-stream river water decreased, and the evaporation effect on middle and low stream water also decreased, indicating that the climate in Yellow River Basin was becoming less dry.

Yellow River Basin；hydrogen and oxygen isotope；atmospheric deposition；climate change

X522,P597

A

1000-6923(2017)05-1906-09

范百齡(1986-),男,安徽安慶人,副教授,博士,主要從事地表物質(zhì)循環(huán)研究.發(fā)表論文8篇.

2016-09-27

國家自然科學(xué)基金資助項目(41173030,41573095)

* 責(zé)任作者, 張 東, 副教授, zhangdong@hpu.edu.cn; 趙志琦, 研究員, zhaozhiqi@vip.skleg.cn