近些年，全球气候和环境都发生了重大变化，中国西部寒冷/干旱地区气候变暖趋势加剧，而高寒山区似乎对气候变化响应最为敏感^［1］。气候变暖易改变地表辐射平衡和大气环流，影响区域水循环和流域范围内水分平衡^［2］，特别是山区源头，因地形陡峭、土壤层浅等特点，显著影响流域产汇流过程。因此清楚了解内陆流域径流过程，对于高寒山区水文功能的决策与管理以及生态可持续发展至关重要^［3］。但对于偏远山区来说，复杂地形、恶劣环境以及交通不便是内陆山区水文过程观测研究的主要制约因素^［4］。稳定同位素示踪方法的提出则可为水循环研究提供诸多可能，可用以确定降水水汽来源^［5］、量化不同水源对径流的补给比例^［6］等。

祁连山脉位于青藏高原的东北部，是中国西北干旱区河西走廊和黄河流域重要水源涵养区，维系着青藏高原生态平衡和西部地区生态安全。全球变暖趋势的加剧及地区生态价值的提高，诸多学者展开对祁连山源区水体氢氧稳定同位素的研究^［7-8］，这对于探索内陆地区的水循环和水资源演变具有重要意义。祁连山南坡与北坡地理环境不同，水循环过程也存在差异。祁连山南坡是黑河、托勒河、青海湖等内陆水系和黄河流域外流水系的发源地，其源头流域影响着水资源的数量、时空变化，是中下游城镇居民重要水源地^［9］。目前，祁连山南坡河水同位素的研究集中于地表径流稳定同位素特征^［10］、降雨-径流形成过程^［11］、水体间补排关系^［12-14］和河水水化学特征^［15-16］等，涉及以祁连山区黑河、疏勒河、石羊河及野牛沟等流域尺度的定点长时间尺度观测研究，解决了山区-河流-绿洲的水文循环路径、部分区域降水、冰川融水与径流之间的补给比例问题。Li等^［7］研究表明径流来源于上游山区，因此，对上游山区包括野牛沟河、八宝河、托勒河及大通河径流补给过程的系统整体性研究显得尤为重要，而在一年中，水分循环主要发生在温暖的季节^［17］。故本文基于稳定同位素技术，对祁连山南坡2018年8月及2019年8月大通河、野牛沟河、八宝河及托勒河的氢氧同位素特征及其空间分布进行分析，运用端元混合模型量化不同水体对河流的补给比例，为山区水源地流域水资源管理提供科学依据。

祁连山南坡地理位置为37°03′17″—39°05′56″N、98°08′13″—102°38′16″E，总面积2.40万km²，海拔2 257~5 235 m。该区为高原大陆性气候，年降水量约400 mm，年平均气温-5.9 ℃，太阳辐射强，相对湿度低，蒸发活动强烈^［18］。研究区储水以冰川为主，冰川融水出流及降水输入形成祁连山水系。区内地表径流资源丰富，主要河流为黑河、大通河等。祁连山为黑河与大通河的源头，年径流量23.22亿m³，水能资源理论储藏量56.77万kW。黑河分东西两支，东支为干流，上游分东西两岔，东岔为八宝河，发源于锦羊岭。西岔为野牛沟河，发源于祁连山主峰东坡。两支流在祁连县黄藏寺汇合，于莺落峡出山^［19］。西支托勒河系黑河一级支流，发源于托勒山南麓。大通河系黄河水系-湟水的一级支流，发源于天峻县托勒南山。

复杂的地质活动及外地质作用，形成了众多的构造断陷盆地，赋存其中的地下水具有高矿化度，山间盆地多河谷发育，祁连山以多年冻土区的分布控制地下水的形成，地下水类型为基岩裂隙水、岩溶水和松散的第四系孔隙水、冻结层水^［20］。祁连山南坡范围广泛，地下水分布深度不一，基岩裂隙水因构造、岩性、地貌和气候等的不同，富水性不均匀，埋深相差悬殊，在湟水的一级支流大通河，有较厚的第四系砾石分布，形成了丰富的河谷潜水，地下水类型以第四系孔隙水为主，河谷潜水在河漫滩到三级阶梯埋深多为30 m以内，松散盐类孔隙水水位埋深5~100 m及以上不等，含水层厚度不一，冻结层含水层厚度一般小于10 m^［20］。

根据祁连山南坡地形和河流分布特征，结合野外调查，于2018年8月和2019年8月，采集降水、冰川融水、河水、地下水和泉水共计208组（图1），其中，雨水样8组，冰川冰及冰雪融水11组，河水样158组，地下水和泉水样31组。

采样期间，降水样品（降水量>2 mm）以随机采样的方式于自制雨量桶内收集；冰川融水采集于八一冰川消融区；冰样采集于八一冰川末端表层（0~10 cm）；河水采自距河岸1 m、流速较快的河流中部；地下水分别运用水桶及电泵抽取居民家中饮用水的方式采集，水桶采集时应尽量采集深层水，电泵抽取出水后应待5 min采集；泉水自山泉出露处。所有样品的采集均以样品充分混合、避免同位素分馏为原则，每个采样点均需使用冲洗后的60 mL聚乙烯密封瓶采集2份重复，使用Parafilm膜密封；通过手持GPS仪记录采样点的高程及经纬度，所采样品均置于-4 ℃的环境中冷藏，直至测定。

降水、冰川融水、地表水和地下水样品氢氧稳定同位素的测定均在青海省自然地理与环境过程重点实验室进行，所有水样通过0.22 μm过滤膜过滤，测定仪器为美国LGR公司生产的IWA-35EP（型号912-0026-0001）水同位素分析仪，测定结果以相对维也纳标准平均海水（VSMOW）的千分差表示^［7］，测定精度分别为0.2‰（¹⁸O/¹⁶O）和1‰（D/H）。

本文基于祁连山南坡降水、冰川融水、河水及地下水δ¹⁸O、δD值及氘盈余数据，运用SPSS软件、ArcGIS软件对不同水体氢氧同位素组成进行相关分析，通过Origin进行图表制作。由于河水补给来源的差异和子水体种类的差异，本文采用二端元混合模型及三端元混合模型估算了不同水源对河水的补给比例。因本文所涉及的降水采样点较少，采样期较短，在综合考虑降水观测时长、观测范围和观测频率等因素的前提下，笔者采用孙从建等^［21］提出的祁连山大气降水线LWML：δD=7.77δ¹⁸O+13.03（R²=0.99，n=127）作为当地大气降水线。为了确定河流补给关系，个别流域降水稳定同位素值使用拟合方程，以所采集降水的经度、海拔为因变量，建立二元线性回归模型：δ¹⁸O=0.395*Long-0.003*Alt-37.14（R²=0.88），δD=3.683*Long -0.0178*Alt -362.373（R²=0.81）。

二端元混合模型^［22］基于下列方程进行计算：

式中：Q为流量；C为示踪剂浓度；t为二组分混合后的水体；u为水体来源一；v为水体来源二。

三端元混合模型^［23］将δ¹⁸O、δD值及过量氘（d-excess）值作为参数参与径流分割，基于下列方程进行计算：

式中：Q为流量；C、W为两种示踪剂浓度；t为三组分混合后的水体；u为水体来源一；v为水体来源二；z为水体来源三。

祁连山南坡所采集河水样品中，大通河83组，野牛沟河26组，八宝河27组，托勒河22组。δ¹⁸O与δD值取值范围较大，δ¹⁸O值-10.02‰~ -6.35‰，变幅3.67‰，平均值-8.38‰；δD值 -61.05‰~ -38.11‰，变幅22.94‰，平均值-49.91‰。d-excess值10.96‰~24.76‰，变幅13.8‰，平均值17.15‰。

据4条河水的氢氧稳定同位素组成（表1）可知，祁连山南坡大通河氢氧稳定同位素取值范围最大，富集程度高于其余3条河流。大通河流程较其他3条长，更易受蒸发作用的影响，又因人类活动，其δ¹⁸O与δD均值较大。河流氢氧稳定同位素组成自东向西的变化为：大通河较托勒河富集，八宝河与野牛沟河较接近。在相对位置上，大通河与八宝河东部易最先受到东南或西南暖湿气流影响，同位素值较高，向西北部降低。野牛沟河上游受冰川融水与地下水影响，使得八宝河稳定同位素值与之相接近，这表明补给源对河流氢氧稳定同位素值具有较大影响。

祁连山南坡主要流域河水的蒸发线方程为δD=4.87δ¹⁸O-9.08（R²=0.87，n=158）。研究区4条河水氢氧稳定同位素值均具有较好的线性关系（图2），δ¹⁸O与δD关系点大致位于当地大气降水线（LMWL）附近，且斜率均小于LMWL，表明4条河受到大气降水的补给，并受到一定程度的蒸发作用。祁连山南坡大通河与托勒河河水蒸发线更靠近大气降水线，且与之存在交点，与上游所采集到的雪水样点的δ¹⁸O与δD值接近，表明研究时段内2条河流可能受同一场降水补给。对4条流域河水的蒸发线斜率进行比较可知，托勒河<野牛沟河<八宝河<大通河。八宝河与大通河的斜率（5.15，5.29）更接近当地大气降水线的斜率7.77，表明河水更易受大气降水影响，野牛沟河与托勒河斜率较小，这是由于两条河流偏西部内陆地区，湿度低，蒸发大，更易受局地水循环影响。

河水在自上而下流动过程中，因受其他水体补给以及环境因素影响，自身补排关系存在差异，导致河水内部稳定同位素值会随汇流过程产生一系列变化^［24］。图3给出了祁连山南坡主要河流干流δ¹⁸O值的沿程变化。随着到河口距离的增加，不同河流稳定同位素值变化特征存在明显差异，主要表现为：大通河δ¹⁸O值以点C023为界波动式升高，后又以点C005为界逐渐降低，其稳定同位素变化呈偏正→贫化的趋势；野牛沟河δ¹⁸O值波动升高，稳定同位素值表现为逐渐偏正的趋势；八宝河δ¹⁸O值变化特征同野牛沟河类似，除C013点外δ¹⁸O值逐渐增大，稳定同位素值逐渐偏正；托勒河δ¹⁸O值以C041为界呈减小→增大的趋势，稳定同位素值表现为贫化→偏正的变化特征。

氘盈余（d-excess）取决于形成降雨时水汽来源的相对湿度，可作为判断水体补排过程中的同位素交换以及蒸发影响程度的指标。已有研究表明，在干旱环境下，水体蒸发分馏作用的增加，会使得来自海洋水汽形成的降水d-excess值增高^［25］。祁连山南坡夏末河水d-excess值均大于全球雨水氘盈余均值10‰，这表明夏季由于气温较高，研究区河水受到强烈的蒸发作用，加之植被生长旺盛，地形复杂，高山与河谷相间，本地蒸发水汽对降水补给也会有一定影响。但河水自高海拔向低海拔流动过程中不仅受到降水的补给，夏季地下水与河水之间有密切的补给关系，此外冰雪融水等都会有一定的贡献。这些水体在蒸发的过程中对河流进行补给，使得d-excess值沿海拔有明显变化。

水体中δ¹⁸O与δD值随海拔的升高而逐渐降低的现象，即氢氧稳定同位素的“海拔效应”。祁连山南坡大通河河水氢氧稳定同位素值呈现出随海拔升高先富集后贫化的现象（图4）。为了更好地分析大通河河水氢氧稳定同位素与海拔的关系，将大通河河水样本数据分为2组，第1组设置在海拔低于3 300 m的范围，即河流中游区域，该区域地形相对平坦，地势开阔，可以看出δ¹⁸O与δD值与海拔呈显著正相关关系，斜率为0.002‰·m^-1和0.006‰·m^-1，表现为“反海拔效应”；第2组设置在海拔大于3 300 m的范围，即河流上游区域，该区域地形陡峭，该河段河水氢氧稳定同位素值表现出显著“海拔效应”，斜率为-0.001‰/m和-0.008‰·m^-1。野牛沟河与八宝河的氢氧稳定同位素值呈现出随海拔升高而富集的现象，野牛沟河河水斜率为0.001‰·m^-1和0.004‰·m^-1，八宝河河水斜率为0.001‰·m^-1和0.003‰·m^-1，氢氧稳定同位素呈现出明显的“反高程效应”。托勒河δ¹⁸O与δD值除上游两个点外呈现出明显的高程效应，斜率为-0.005‰·m^-1和-0.144‰·m^-1。

基于河水采样点实测值并结合ArcGIS地统计插值方法，通过设置250 m河网缓冲区分析得到了祁连山南坡主要河流δ¹⁸O的空间分布及趋势变化。同时，按照分层设色将空间插值结果分为高、中和低3个等级并以此代表不同区域（图5，橙色代表高值区、黄色代表中值区以及绿色代表低值区）。

野牛沟河δ¹⁸O高值区分布于流域中部，流域西北部与东南部主要为中、低值区域；通过趋势分析变化可以看出流域自西向东、自北向南δ¹⁸O值先增大后减小，整体均呈倒“U”型分布。八宝河流域主要为中值区、低值区，位于流域西北部出河口处，高值区位于流域西部的子流域；八宝河δ¹⁸O值空间变化趋势同野牛沟河类似，均表现为自西向东、自北向南δ¹⁸O值增大→减小的变化过程。托勒河流域高值区主要位于东南部，并以自东南向西北为方向逐渐减小，流域出河口处分布低值区；其δ¹⁸O值空间变化趋势表现为自西向东、自北向南逐渐增大。大通河流域δ¹⁸O高值区分布于流域西北部，流域中部与东南部依次主要分布中值和低值区域；大通河δ¹⁸O值趋势变化表现为自西向东δ¹⁸O值先增大后平缓减小，自南向北表现为先平缓增大后急剧减小的现象。

祁连山南坡沟壑纵横，河流发育众多，覆盖范围较广，气候及环境影响因素多种多样，导致该地区径流补给来源、补给比例以及补给方式在不同流域范围内存在差异，而处于同一流域内的不同河段因所处环境影响，其径流补给关系也不尽相同。本文以采样点到河口距离以及海拔梯度为依据将祁连山南坡主要河流（大通河、野牛沟河、八宝河和托勒河）划分河段，并以上、中游和下游为区分，研究其在不同河段上的补给关系。基于混合端元模型评估不同水源对祁连山南坡主要河流的径流补给关系及补给比例如图6、7所示。

大通河上游河水主要补给端元为地下水与降雨，据此将降雨作为第一端元，地下水作为第二补给端元进行比例划分。结果表明，大通河中上游地区降雨对径流的补给比例为80.8%，地下水补给比例为19.2%。该河段地下水稳定同位素值较为贫化（δ¹⁸O=-9.61‰），降雨同位素较为偏正（δ¹⁸O_PW=-6.9‰），因此河段河水δ¹⁸O值较高（图6）的原因则为受到稳定同位素值较为偏正的降雨补给，而在此补给过程中降雨所占比例也较高。值得注意的是，大通河上游源区存在河水δ¹⁸O低值分布的现象，造成该特征的原因可能主要为上述区域地处流域边缘，海拔较高，同时存在多年积雪，位于该处的雪水采样点XS19D01则证实了融雪中稳定同位素值较为贫化（δ¹⁸O=-9.4‰），因此积雪融化形成的坡面流中稳定同位素相应较为贫化；大通河中下游河水主要受降雨和地下水补给，端元混合模型表明（图6），降雨对径流的补给比例为32.6%，地下水补给比例为67.4%，地下水是河段主要的补给来源。相较于流域中上游，中下游河段地下水稳定同位素值有所增大（δ¹⁸O=-8.85‰），同时降雨同位素更加偏正（δ¹⁸O=-6.52‰），但相较而言地下水δ¹⁸O值仍明显贫化，因此作为主要补给端元的地下水对河水的补给是造成河水稳定同位素值较低的主要原因。大通河自上游至下游河水中降雨所占比例降低，地下水所占比例增大。造成上述现象的主要原因可能为，高海拔山区因特殊的地形，降水下渗损失较小且易形成山间径流，降雨是该地径流的主要补给来源^［26］；相应地，流域中下游海拔较低，地势平缓，地下水主要通过地下径流或出露形成泉水并补给河水。

野牛沟河上游河水主要补给端元为降雨、地下水和冰雪融水（图6）。基于三端元混合模型计算结果，该河段降雨、地下水和冰雪融水对河水的贡献率分别为16.6%、25.2%和58.2%（图7）。野牛沟河上游靠近八一冰川，河水主要补给来源为冰川融水，因上游冰川冰或冰川融水中稳定同位素值均较为偏正（所测得的δ¹⁸O平均值分别为-5.96‰和 -7.69‰），相应的导致该河段河水中δ¹⁸O值较高（δ¹⁸O=-8.1‰）；中游河段，泉水、地下水和降雨为主要补给来源，根据三端元混合模型计算结果，各端元补给比例分别为44.8%、20.8%和34.4%。泉水和降雨对野牛沟河中游的补给贡献接近80%，二者稳定同位素均较为贫化（所测得的δ¹⁸O平均值分别为 -9.08‰和-8.53‰）。另外，该段河水除上游干流汇入外，其右侧存在一条较大支流（δ¹⁸O=-8.91‰ ），此支流的流量贡献比例达到40%。因此中游河水同位素值较为贫化的原因则主要为支流河水的汇流以及泉水和降雨的补给；下游河段，河水主要受到降雨和地下水的补给，二者补给比例分别为28.2%和71.8%。地下水作为主要补给来源，δ¹⁸O值为 -9.59‰，较为贫化，因此野牛沟河下游干流河水稳定同位素相应较低。就整条河流而言，融水贡献比例仅为5.2%，而降水和地下水贡献比分别占到40.9%和53.9%。

八宝河上游河水主要受降雨、地下水和泉水补给，据三端元混合模型计算3者贡献比例分别为（图6、7）36.5%、56.7%和6.8%，降雨和地下水为主要补给源；八宝河下游河水主要受降雨和地下水补给，其比例分别为10.2%和89.8%，地下水为其主要补给来源。相较于上游而言，作为下游主要补给源的地下水，其稳定同位素值较为贫化（上游δ¹⁸O=-8.14‰，下游δ¹⁸O=-9.6‰），因此下游河水受地下水影响较大。值得注意的是，八宝河与野牛沟河为东西走向且相向流动的河流，作为黑河的上游主要支流，两条河在下游出山口处汇入黑河。同时，野牛沟河和与八宝河在下游河段补给关系十分相似，2者均受地下水和降雨补给，且主要补给来源为地下水（地下水所占比例分别为71.8%和89.8%），据此可以说明黑河上游各大支流河水主要补给来源为地下水。然而，以往研究表明，降水是祁连山区径流的主要补给源^［3，27］，造成这种差异的原因可能在于：①本次采样期虽为夏季，但观测期较短，期间降雨事件较少，对不同流域河水的补给减少，致使该地区更多受地下水或由冻土带消融形成的地下径流补给^［28-30］；②降水对河水的补给存在滞后现象，高海拔山区因地势陡峭，蒸散发较低，植被稀疏，成为降水径流的主要产流地^［7，26］；而在流域下游，植被覆盖度高，土层较厚，对降水的截流作用明显，导致采样期无法及时观测到来自于河水中的降水同位素信号。

二端元混合模型结果显示（图6），托勒河河水主要补给来源为降雨和地下水，二者所占比例分别为46.9%和53.1%。已有研究表明，冻土层活动地下水因形成条件特殊，水体稳定同位素值相对偏正^［31-32］，托勒河上游地处典型冻土带，则可推测河流上游河水受到冻土活动层地下水的影响，使得河水δ¹⁸O较为偏正（平均值为-7.77‰）。但因托勒河上游河网稀疏，顺流而下逐渐密集，导致上游冻土活动层水^［7］对径流的实际贡献较小，而在流动过程中受到泉水（平均值为-9.36‰）或出山地下水（平均值为-8.36‰）的补给，使得河水同位素值也相对贫化。托勒河下游河水稳定同位素值逐渐偏正，一方面归因于河水主要补给来源中，降雨（δ¹⁸O=-8.47‰）和地下水（δ¹⁸O=-8.0‰）δ¹⁸O值均偏正，另外一方面则可能受到下游河面宽阔、河水蒸发增强及植被蒸发旺盛影响。

综上，根据端元混合模型所得河水补给比例来看，大通河上游区域受降水影响较大，下游河水受到贫化地下水补给居多，比例达67.4%，导致δ¹⁸O值表现出随海拔增加而偏正的趋势；野牛沟河上游受到偏正的冰川融水的补给，下游受到贫化地下水的影响；八宝河上、下游受到地下水的影响居多，所占比例均较高，分别为56.7%和89.8%，降水贡献比率较少；托勒河地下水与降水补给比例接近，上游出现偏正值与冻土层活动地下水有关。采样期内，祁连山南坡河水自上游向下游流动过程中，受到贫化的地下水的影响均较多，而这种贫化程度超过了偏正降水补给的影响及河水受蒸发而发生偏正的速度，水体之间的密切补排关系使得河流的稳定同位素大多表现为“反高程效应”。本文中仅将降水与地下水作为大通河与八宝河补给端元，未考虑冰川融水补给情况，在今后的研究中还需增加采样点继续探讨。

祁连山南坡主要流域河流δ¹⁸O与δD值取值范围较大，δ¹⁸O值-10.02‰~-6.35‰，δD值-61.05‰~ -38.11‰，平均值分别为-8.38‰和-49.91‰，d-excess值均大于全球雨水氘盈余均值10‰。4条流域河水的蒸发线为δD=4.87δ¹⁸O-9.08（R²=0.87，n=158）。

在δ¹⁸O与δD值沿程变化和沿海拔变化方面，大通河均表现出先富集后贫化的现象，野牛沟河及八宝河基本呈现富集趋势，托勒河表现出先贫化后富集现象，d-excess值总体变化均存在自高海拔的上游向低海拔下游升高的特点。

不同水源的汇入是祁连山南坡源头流域河水氢氧稳定同位素空间存在差异的主要原因，其河水主要受降水与地下水补给。δ¹⁸O值空间分布上，大通河δ¹⁸O值自西北向东南δ¹⁸O值先增大后平缓减小，中上游地区主要受降雨补给，补给比例为80.8%；中下游主要受地下水补给，补给比例为67.4%。野牛沟河与八宝河δ¹⁸O值自西北向东南先增大后减小，整体呈倒“U”型分布，野牛沟河补给来源主要为降水和地下水，占比分别为40.9%和53.9%；八宝河上游主要受降水和地下水影响，中下游受地下水影响居多。托勒河δ¹⁸O值自西北向东南逐步缓慢增大，降雨和地下水补给比例分别为46.9%和53.1%。