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河流生态系统，作为生物圈物质循环和能量流动的主要通道之一，在区域气候调节、水质净化以及维持物种生物多样性等方面起到了重要的作用[1-2]。气候变化和人类活动被认为是影响河流水文循环的两个主要因素[3-6]。在气候变化和人类活动的影响下[7]，水文循环速率和路径的改变[8]导致大气和地表之间的水量和能量通量发生变化[9-10]，从而影响了整个流域的水文循环[11]。因此，深入了解现代河流流域水文循环过程对恢复河流径流以及保护流域的生态环境具有重要意义。
液态水稳定同位素方法被广泛地应用于流域水循环。根据不同水体中氘（D）与氧（18O）同位素组成差异[12]，被广泛的用于揭示水体的形成、运移和补给关系等过程。如郭亚文等[13]分析了黄土高原沟壑区南小河沟流域地表水和地下水的氢氧稳定同位素和水化学特征，揭示了地表水与地下水之间的相互关系；梅亮等[14]对黑河上游葫芦沟流域的各水体稳定同位素特征及各水体的水力联系进行分析探讨，运用端元混合分析模型将冻土活动层的水分来源定量化；车存伟等[15]测定了兰州市南北两山的降水、河水及土壤样品中的氢氧稳定同位素，阐明了南北两山土壤蒸发的时空变化；刘鑫等[16]分析了整个汾河流域浅层地下水的水化学和氢氧稳定同位素分布特征及其影响因素，揭示了汾河流域水循环和水质演化过程。
汾河作为黄河的第二大支流，是山西省最大的河流。近些年来，受降水减少、蒸发增大以及人类活动加剧等因素的影响，汾河流域的水资源和水环境状况已经受到严重破坏，出现了河道断流、地下水水位下降、泉水干涸、水质污染等现象[4,17-18]，流域经济社会的可持续发展和生态环境建设已受到严重制约。汾河上游流域作为汾河流域重要的生态屏障，同时是山西省会太原的水源涵养地和供水区，其水资源质量对汾河上游甚至整个流域的人民生产和生活有着重要影响。为了让这条山西的母亲河“水量丰起来”，开展汾河上游的水源解析是十分必要的。因此，本研究以汾河上游为研究对象，利用稳定同位素方法，阐明不同水源的同位素特征和补给关系，为汾河上游的河流生态保护提供科学依据。
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以流域地形地貌及河流特征为根据，汾河干流分为上、中、下游的3段。宁武县管涔山雷鸣寺至太原市兰村为汾河上游段，上游段全长217.6 km，流域面积7705 km2，其属于山区性河流。汾河干流自北向南流动，由万荣县庙前汇入黄河[19]。
宁武县地处山地，平均海拔约2000 m，东临云中山，其最高峰海拔2756 m。管涔山、芦芽山组成宁武西侧山地，吕梁山位于宁武西南部，洪涛山位于北部，禅房山位于东北部，共有99座山峰。宁武县地势呈东北、西南走向，自西向东倾斜，由中部高峰向南北两翼下滑[14]。宁武县总面积的95%为山地，共计1888.32 km2。就水资源而言，宁武地区主要包括两个流域，汾河和恢河流域。汾河流域基本位于高山之间，沿河谷区从东寨到石家庄镇，而恢河流域地势较低，沿河谷地分布。汾河流域东寨北部地层为寒武奥陶纪，以石灰岩为主，东寨南部为石炭二叠纪岩层，以石灰岩和页岩为主，恢河流域绝大部分为三迭二迭纪地层[20]。
汾河源头区为温带大陆性气候，高山严寒区和寒冷干燥区。气候寒冷多风，冬季时间长，无霜期短，温差大。年平均气温6.2 ℃，极端最低气温−27 ℃，无霜期120 d至130 d，日照总时数平均为2835时，日照百分率67%，年平均太阳总辐射142.3 kcal·cm2，年平均气温为2—6 ℃，平均降水量470—770 mm，各季降水占全年降水量的百分比为：春季13%、夏季65%、秋季20%、冬季2%[21]。
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野外采样于2020年9月进行，河水样品采集围绕汾河发源的“三川九沟”进行，自下游至上游均匀布设取样点；汾河源区外采集岚漪河、蔚汾河和恢河的河水作为对照，共采集河水样品19个。湖水样品主要采自宁武高山湖泊群，包括天池、琵琶海、公海样品，共计4个。源区居民稀少，分布散落，且大部分居民使用给水管网供水，供水区为浅层地下水。因此，本次仅采集井水样品8个。采样点分布见图1.
采集样品时先用水体清洗采样瓶和瓶盖3次，河水及湖水选择水流平缓且靠近中间的位置进行，使水体灌满采样瓶，避免留有气泡，并在采样瓶上标注编号。同时使用GPS测定采样点的经纬度及高程。电导率（EC）使用便携式电导率仪测定（雷磁：DDBJ-350）。水样送至山西农业大学水环境分析实验室在4 ℃保存至测试分析。总溶解性固体（TDS）使用TDS计进行测定。水化学分析采用离子色谱仪（DX-12）测定，相对误差为1%，
${\rm{CO}}_3^{2-} $ 和${\rm{HCO}}_3^{-} $ 使用双指示剂中合法（稀盐酸-酚酞指示剂-甲基橙指示剂）测定。稳定同位素δ18O 和δD采用液态水同位素分析仪（LGR）进行测定。对于δ18O的测量精度为±0.2‰，δD的测量精度为±2‰。测试结果以相对维也纳标准海水（VSMOW）的千分差表示。 -
为确定汾河源头区域河水的补给水源的贡献率，端元混合模型（EMMA）是一种常用的分析潜在贡献水源的方法，此模型自1990年被Hooper提出之后被广泛应用于潜在水源的贡献率分析[22]。端元混合模型基于质量平衡的原则，即水样的同位素组成具有时空稳定性，混合水体的同位素值是不同单元水体同位素混合的结果[23]。若潜在水源为两个，可选择一种示踪剂，基于以上假设，建立方程式[24]：
式中，X代表所选择的示踪剂，F1、F2代表两个潜在水源地下水、大气降水对河水的贡献率，A为汾河源头区河水。
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电导率 (EC) 是水体中总溶解离子含量的总体反映，在一定程度上反映了水流在区域水循环过程中径流途径和滞留时间的长短[25]。根据不同水体中电导率的空间分布特征，可以大致推断水的运移路径，从而进一步揭示地表水与地下水的相互作用关系[26]。该研究区所取的不同水体样品电导率如表1所示，通过对比不同水体的电导率发现，汾河源区内外的地下水电导率变化范围较大，为72.2—910 μS·cm−1，其中，J3（恢河上游）的电导率最高（910 μS·cm−1）可能是由于溶解周边矿物质所导致。汾河源区内，河水的电导率变化范围为179.5—458 μS·cm−1, 平均值为276.8 μS·cm−1。以岚漪河与黄河汇入口作为出山口（图1），沿岚漪河至汾河的取样点由下游至上游探讨电导率沿程变化，由图2可知，汾河源头区的水体电导率较低，汾河水在山区沿坡度陡峭的河道顺地势向下流动时，电导率沿程呈增加趋势。将河水与地下水的电导率进行对比，两者的差异并不明显，说明地下水与河水存在紧密的联系。
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汾河源头区域不同类型的阴、阳离子浓度分析结果见表2. 汾河源头区不同类型水体的阴离子当量浓度之和为195.07 mol·L−1，阳离子当量浓度之和为191.04 mol·L−1，阴阳离子当量浓度的相对误差为2.1%。河水阴离子浓度的高低顺序为
${\rm{HCO}}_3^{-} $ >${\rm{CO}}_3^{2-} $ >${\rm{SO}}_4^{2-} $ >C1−，阳离子浓度的高低顺序为Ca2+>Mg2+>Na+>K+，TDS平均值为244 mg·L−1，最高可达792 mg·L−1。地下水的阴、阳离子浓度的高低顺序与河水水体离子相似，并且地下水的TDS平均值为211 mg·L−1，略高于河水TDS，体现出河水与地下水相似的离子影响因素。湖水的水体离子浓度与河水、地下水偏差较大，湖水阳离子浓度顺序为Na+>K+>Ca2+>Mg2+，阴离子浓度顺序为${\rm{HCO}}_3^{-} $ >${\rm{CO}}_3^{2-} $ >C1−>${\rm{SO}}_4^{2-} $ ，反映出较大的空间差异性，湖水的离子浓度和TDS均高于河水、地下水，这一现象可能与湖水因具有开阔的水域环境导致的蒸发能力强有关。水化学Piper三角图能够体现水体的化学组成特征，进而可以辨别水体的一般化学特征及其控制单元[27]。图3为汾河源头区域不同类型水体piper三角图，地下水的水化学类型以Ca·Mg-HCO3为主，但部分地下水样点因位于河水的不同径流位置水化学类型为Ca·Mg-CO3和Ca·Mg-SO4，地下水的矿化度在河流不同径流位置的矿化度变化较大。河水的水化学类型以Ca·Mg-HCO3为主，沿着河水径流的变化，部分河水样品的水化学类型变为Ca·Mg-SO4。河水的水样点分布较为分散，离子含量变化与地下水相似，证明地下水和河水存在紧密的水力联系，与由电导率变化得出的结论相一致。湖水的水化学类型不同于地下水、河水的水化学类型，主要为Na-HCO3，同时湖水的矿化度比河水、地下水高，这可能是由于湖泊的水流缓慢，蒸发作用强烈导致湖泊中盐分含量累积，并经过钙镁矿物沉淀析出和阳离子置换吸附等作用使得Na+成为水中优势离子[28]。
Gibbs图能够较清晰的反映出水体主要成分趋于“降水控制类型”、“岩石风化类型”或“蒸发浓缩类型”[29]。以汾河源头区域不同水体的水化学数据为基础绘制Gibbs图（图4），由图4可知，河水的主要样点Na+/（Na+ + Ca2+）的比值范围为0.1—0.5，浅层地下水样点Na+/（Na+ + Ca2+）的比值范围为0.2—0.4，河水和地下水的主要样点集中于Gibbs图的中部区域，说明河水、地下水主要的离子来源于岩石风化作用。但湖水的全部样点Na+/（Na+ + Ca2+）的比值范围较大，为0.7—1.0，湖水样点落在三角区外，表明湖水水化学组成可能受到了人类活动的影响。
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由于太原市和汾河源区处于同纬度，因此，本研究大气降水中的同位素采用国际原子能机构（IAEA）于1986 —1988年太原站的降水同位素数据，依据最小二乘法绘制得出当地大气降水曲线（LMWL）：δD = 6.4δ18O−4.7（R² = 0.9452）[30]。太原地区大气降水的δ18O值为−13.83‰—1.07‰，δD值为−94.26‰—10.57‰，降水氘盈余值（d excess）为−13.91‰—18.08‰。太原地区的大气降水同位素值随季节变化明显。受冬季季风的影响，其含有的水汽稳定同位素值较低，夏季主要受太平洋东南季风和印度洋西南季风，季风中含有稳定同位素值较高的水汽，故太原地区的大气降水同位素值呈现出夏季高，冬季低的特点。氘盈余参数（d = δD-8δ18O）反映水汽蒸发过程中不平衡的参数，其变化主要依赖于水分在蒸发和凝结过程中同位素分馏的实际条件[31]，太原地区内氘盈余值的平均值为6.62‰，小于全球的氘盈余平均值10%，说明降水可能来自于地区循环水分。从图5看出，太原地区大气降水线落在了GMWL的右下方，该区LMWL的斜率和截距均偏离全球的平均水平，斜率小于8，说明该地区降水经历了一定的蒸发过程。
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由表1可知，汾河源头区地下水δ18O的变化范围为−10.8‰—−9.7‰，δD的变化范围为−73‰—−71‰，氘盈余值的变化范围为7.1‰—14.2‰，地表水河水δ18O的变化范围为−11.3‰—−8.3‰，δD的变化范围为−76‰— −64‰，氘盈余值的变化范围为2.2‰—13.6‰，湖水δ18O的变化范围为−0.7‰— 0.1‰，δD的变化范围为−25‰ —−21‰，氘盈余值的变化范围为−22.1‰—−19.3‰。通过对比地下水、河水和湖水的δ18O、δD的变化范围发现，河水的稳定同位素值变化范围较大，湖水、地下水的变化范围较小。如图6所示，汾河的稳定同位素值与海拔高度存在一定联系，河水的δ18O、δD值从下游流域至上游源区呈下降趋势，呈现出随海拔增高而减少的效应，但δ18O、δD同位素值与海拔线性关系的相关性分别为0.50和0.31，说明影响δ18O、δD同位素变化的因素复杂。
结合汾河源区水文地质图（图7）可知，汾河源头区域中汾河、恢河两流域被地表分水岭泉域所分离，但从稳定同位素值看，汾河与恢河两流域稳定同位素值相近，推断两流域的河水具有相同的补给水源，将河水样品稳定同位素值与附近浅层地下水样品进行对比，河水与浅层地下水的稳定同位素值十分接近，证明河水与地下水存在补给与排泄的水力联系。浅层地下水δD的平均值为−73‰，δ18O的平均值为−10.5‰，氘盈余的平均值为10.3‰，对比河水的δD、δ18O和氘盈余的平均值−71‰、−10.0‰和9.0‰，浅层地下水的同位素值相比于河水略亏损，证明浅层地下水排泄至河水，而将河水、地下水与全球大气降水的氘盈余值（d=10‰）相比，河水的氘盈余值与全球大气降水的氘盈余值相差更大，证明河水在流动过程中的蒸发作用比浅层地下水明显。对于湖水，公海与琵琶海、天池被地表分水岭泉域界线分离，但三者的稳定同位素值并未有明显区别，说明三者经历了相同的蒸发过程，推断三者的水源相同。据实地考察发现，临近公海的干海在上世纪90年代因人类建设活动的破坏已导致干涸，在宁武地区蒸发量大于降雨量的气候特征事实下，公海、琵琶海及天池作为高山湖泊仍有水量而不干涸，推断汾河源头区的高山湖泊群与周边水源存在一定的联系，但对湖泊水的补给仍需后续进行研究探讨。
将汾河源头区的河水、地下水和湖水的稳定同位素进行回归模拟，得到区域的蒸发趋势线方程：δD=4.9δ18O−21.4（R2=0.993）。从图5可以看出，河水、地下水中的δD和δ18O数据点基本分布在当地大气降水线附近，河水、地下水的同位素值位于当地大气降水同位素值的范围内，说明两者水源主要来自大气降水的补给，部分河水、地下水样品位于当地大气降水线的右下方，且区域的蒸发线斜率与截距均小于全球大气降水线和当地大气降水线，说明河流和地下水在受水源补给的过程中经历了一定程度的蒸发作用，但蒸发分馏现象并不明显，这种现象往往出现在干燥气候或封闭盆地中[32]。在降水-地表径流-地下水的转化过程中，推断大气降水主要补给地表径流和地下水，由于地下水在接受大气降水的补给后一定程度的补给河水，在补给的过程中受河流蒸发作用的影响导致氢氧同位素不断富集，三者的同位素值变化趋于均一化，反映了时间、空间的混合。湖水中的δD和δ18O全部位于全球雨水线的右下方，各湖水样品的稳定同位素值明显大于河水和地下水的同位素值，说明宁武地区的高山湖泊水在开阔的水域环境下受到了强烈的蒸发作用影响，使得湖水的同位素过度分馏而导致δD和δ18O富集[33]，侧面印证了宁武地区蒸发量大于降雨量的事实。蒸发线具有较高的相关性，说明河水、地下水和湖水均主要接受大气降水的补给，拥有相似的水源特征，而水样的稳定同位素落在蒸发线的不同部位说明不同的水样在遭受不平衡蒸发程度中存在差异。与河南济源盆地的河水蒸发线斜率4.7563[34]和陕西延安延河水蒸发斜率5.22[35]对比发现，汾河源头区各类水体的蒸发程度与济源盆地河水和延河水均相近，但略小于济源盆地河水的蒸发程度且略大于延河水的蒸发程度。
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由同位素特征论述可知，汾河源头区河水与浅层地下水的稳定同位素δD和δ18O值接近，证明河水与浅层地下水存在密切的水力联系，河水除接受大气降水以外，还接受汾河源头区域内地下水的补给。本文将河水视为降雨与浅层地下水共同补给的混合水体，以二端元混合分析模型来确定河水的两个水分来源降雨与浅层地下水的混合定量分析。因各水体的δ18O、d excess值具有明显的差异性且变化范围大，故将δ18O、d excess的浓度值作为示踪剂，分别将各水样的δ18O 平均值、d excess平均值（表3）代入模型计算得出降雨与浅层地下水对河水的贡献率，其中降雨的同位素值采用太原站大气降水同位素值（见表4）的平均值。经模型计算发现，以δ18O作为示踪剂，汾河源头区域河水74.6%来自于大气降水，25.4%来自于浅层地下水，以d excess作为示踪剂，大气降水对河水的贡献率为70.6%，浅层地下水对河水的贡献率为29.4%。不同示踪剂的模型计算表明，大气降水为河水的主要补给来源。
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（1）汾河源头区域河水与地下水沿汾河走势电导率总体上有上升的趋势，地下水的电导率总体上略大于河水电导率，两者的相对变化不明显，说明河水与地下水之间存在紧密的水力联系，两者有一定的补给关系。
（2）汾河源头区域浅层地下水、河水的优势阴阳离子为
${\rm{HCO}}_3^{-} $ 和Ca2+，湖水的优势阴阳离子为${\rm{HCO}}_3^{-} $ 和Na+，浅层地下水、河水的水化学类型以Ca·Mg-HCO3为主，湖水的水化学类型主要为Na-HCO3，河水离子含量变化与地下水相似，证明地下水和河水存在紧密的水力联系，与由电导率变化得出的结论相一致，湖水的水化学类型与浅层地下水、河水的差别较大。由Gibbs图可知，浅层地下水、河水的主要离子来源于岩石风化作用，而湖水会更多的受到人为活动的影响。（3）河水的δ18O、δD值从下游至上游区域呈现出下降趋势，具有一定的海拔效应。以太原地区大气降水同位素值建立汾河源头区域当地大气降水方程：δD = 6.4δ18O−4.7，将汾河源头区的河水、地下水和湖水的稳定同位素进行回归模拟，得到区域的蒸发趋势线方程：δD=4.9δ18O−21.4，蒸发线方程具有明显的相关性，证明各类水体具有相同的水源特征，通过对比发现，蒸发线方程的斜率与截距均比全球大气降水和当地大气降水方程小，表明河水在运移路径中经历了强烈的蒸发作用。同时，河水、湖水、地下水的同位素值基本落在当地大气降水线两侧，证明大气降水为汾河源头区域各类水体的主要来源。
（4）通过二元端元混合模型分析大气降水与浅层地下水对河水的贡献率发现，以δ18O作为示踪剂，大气降水为77.18%，浅层地下水为22.82%，以d excess作为示踪剂，大气降水为76.8%，浅层地下水为23.2%，再次证明大气降水为汾河源头区域河水的主要水分来源。
汾河源头水源稳定同位素特征及水源解析
Stable isotope characteristics of the headstream region of Fenhe River and water resource analysis
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摘要: 针对汾河源头水的来源不清楚的问题，以宁武地区汾河源头流域为研究区，通过系统采集区域内河水、湖水以及浅层地下水样品，运用水体化学离子分析和氢氧同位素技术，确定区内各水体的水化学特征、氢氧同位素特征及其水力联系，运用端元混合模型（EMMA）量化河水的水分来源。研究表明，河水与浅层地下水的电导率沿程变化从上游至下游呈上升趋势，且两者对比变化不明显。汾河源头区域浅层地下水、河水的优势阴阳离子为
${{\rm{HCO}}_3^{-} }$ 和Ca2+，湖水的优势阴阳离子为Na+和${{\rm{HCO}}_3^{-} }$ ，浅层地下水、河水的水化学类型以Ca·Mg-HCO3为主，湖水的水化学类型主要为Na- HCO3，河水与浅层地下水的离子来源主要是岩石风化作用。以太原地区大气降水氢氧同位素值建立汾河源头区域大气降水（LMWL）方程，当地河水、湖水、地下水蒸发线方程为δD=4.9δ18O−21.4，蒸发线方程的斜率与截距均比全球大气降水和当地大气降水方程小，表明河水在运移路径中经历了一定的蒸发作用。河水的δ18O、δD值从下游至上游区域呈现下降趋势，并有一定的海拔效应。河水、湖水、地下水的同位素值基本落在当地大气降水线两侧，证明大气降水为汾河源头区域各类水体的主要来源，并且河水、地下水离子含量变化相似，稳定同位素值相近，结合电导率沿程变化，证明地下水和河水存在紧密的水力联系。以d excess作为示踪剂对河水进行二元端元混合模型计算，大气降水占比为70.6%，为河水的主要水分来源。Abstract: In this paper, in response to the problem that the source of the water of the headstream region in Fenhe River is unclear, the headstream region of Fenhe River which is represented by Ningwu county, Shanxi Province was used as the study area. Through field investigation, the water samples including rivers, lake water and shallow groundwater were detected for water chemical ion analysis and environmental isotopes to reveal the water chemistry characteristics and stable isotopes characteristics of different water bodies and analysis the hydraulic connection between water bodies. Besides, the quantitative analysis of the water source in rivers was carried out by End-Member Mixing Analysis (EMMA) model. The study results show that electrical connectivity values of rivers and shallow groundwater increased from the upstream source region to the downstream region. Meanwhile, electrical connectivity between rivers and groundwater is in little differences. The dominant anions and cations of shallow groundwater and river water in the source area of Fenhe River are${\rm{HCO}}_3^{-} $ and Ca2+, nevertheless, for the lake water, the dominant anions and cations are Na+ and${\rm{HCO}}_3^{-} $ . The hydrochemical types of shallow groundwater and river water are mainly Ca·Mg-HCO3, the main water chemical type of lake water is Na- HCO3. The ion source of river water and shallow groundwater is mainly rock weathering. Based on the stable isotope values of precipitation in Taiyuan City, the equation of Local Meteoric Water Line (LMWL) in Fenhe River’s headstream region is built, the river, groundwater, lake water Local Evaporation Line Equation (LEL) is δD=4.9δ18O-21.4, the slope and intercept are smaller than those of the Global Meteoric Line(GMWL) and LMWL, which demonstrates that the river has experienced strong evaporation within flow path and the δ18O, δD values of rivers show a downward trend from downstream to upstream with an altitude effect to some extent. The stable isotope values of river, lake water and groundwater are distributed in both sides of LMWL, which indicates that precipitation is the main source of different water bodies in Fenhe River’s headstream region. Meanwhile, river water and groundwater ion content changes similarly, stable isotope values between both water bodies are similar, combined with changes in electrical conductivity along the way, these phenomenon indicate that close hydraulic connection between river water and groundwater. In order to analysis the contribution of precipitation and groundwater to Fenhe River, Binary EMMA was applied to calculate by the values of d excess as the tracers, respectively. The model results show that the river water mainly comes from precipitation, with a contribution rate of 70.6% . -
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图 1 汾河源头区域采样点分布图
Figure 1. Distribution map of sampling points in the headstream region of Fenhe River
图 2 汾河源区内地下水、河水沿程电导率变化图
Figure 2. The electrical conductivity change by flow path of groundwater and river in Fenhe River Basin
图 3 汾河源头区域不同类型水体Piper图
Figure 3. Piper diagram of different water samples in the headstream region of Fenhe River
图 4 汾河源头区域不同类型水体Gibbs图
Figure 4. Gibbs diagram of different water samples in the headstream region of Fenhe River
图 5 汾河源头区不同水体的δD和δ18O的关系
Figure 5. The connection of δD and δ18O in different water bodies in the headstream region of Fenhe River
表 1 汾河源头区样品稳定同位素值和电导率值
Table 1. Stable isotope values and electrical conductivity values of samples from the source area of Fenhe River
样品类型
Sample types样品编号
Sample IDδ18O/‰ δD/‰ d excess/‰ 海拔高/m
AltitudeEC/(μS·cm−1) 地下水 J1 −9.7 −71 7.1 1526.04 72.2 J2 −10.0 −73 7.1 1603.54 476 J3 −9.9 −72 7.2 — 910 J4 −10.2 −73 8.6 1765.57 515 JC −10.6 −73 11.5 1484.62 205 BD1 −11.1 −76 13.6 1693.14 278 BD2 −11.2 −75 14.2 1869.77 399 F1 −11.1 −76 13.1 1574.42 284 河水 LY1 −9.8 −71 7.8 823.29 458 LY2 −9.8 −70 8.0 923.33 255 LY3 −10.2 −73 9.2 1264.15 207 LY4 −10.4 −73 10.3 1264.98 377 LY5 −10.3 −73 9.6 1525.96 207 H6 −9.9 −71 7.7 1516.13 1140 H7 −10.0 −70 9.3 1515.83 714 H9 −10.7 −77 8.8 1714.11 1600 H10 −11.0 −79 9.1 1770.19 1426 NQG1 −8.4 −64 3.2 1751.14 406 河水 NQG2 −10.0 −71 9.2 1757.41 235 LPG −10.7 −73 12.1 1751.18 179.5 MDG −10.3 −71 10.9 1629.26 346 DM −11.0 −75 13.6 1628.27 242 ML1 −10.7 −73 12.7 1963.70 229 ML2 −10.9 −74 13.5 1677.00 180.2 LV1 −9.6 −71 6.3 — — LV2 −10.2 −71 10.7 — — LV3 −9.2 −66 7.9 — — 湖水 TC −0.7 −25 −20.1 1753.51 352 PPH 0.1 −21 −22.1 1760.31 445 GH1 −0.1 −21 −20.5 1833.95 849 GH2 −0.2 −21 −19.3 1834.60 690 注：—代表数据未获取.
Note: —represents data not obtained
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表 2 汾河源头区不同水体主要离子浓度分析（mg·L−1）
Table 2. Statistics of major components of water samples in the source area of Fenhe River（mg·L−1）
水体类型Water types 项目Items Ca2+ Mg2+ Na+ K+ ${\rm{HCO}}_3^{-} $ ${\rm{CO}}_3^{2-} $ ${\rm{SO}}_4^{2-} $ C1− TDS 地下水 （n=6） 最大值 236.10 40.27 24.59 5.74 700.28 68.44 99.40 11.99 551 最小值 10.53 16.00 5.40 2.38 16.96 3.84 0.00 1.56 36 平均值 91.58 25.44 15.15 3.25 303.70 26.72 23.40 4.91 211 标准差 69.19 7.26 7.05 1.07 228.37 22.46 36.33 3.61 201 河 水（n=17） 最大值 384.52 46.54 77.39 10.84 1065.06 215.31 200.23 37.81 792 最小值 13.24 10.06 4.99 1.86 1.04 0.48 0.00 0.00 90 平均值 76.48 23.12 21.06 5.00 253.43 47.56 33.54 6.96 244 标准差 109.41 10.09 19.28 2.88 331.74 60.74 54.07 8.44 212 湖 水（n=4） 最大值 23.18 19.34 201.16 36.09 740.54 248.30 56.07 33.37 424 最小值 7.97 6.93 29.57 6.60 85.83 14.79 0.00 8.21 176 平均值 13.33 12.33 110.65 20.04 376.19 97.99 19.51 21.40 292 标准差 5.88 5.27 77.17 13.51 282.61 92.32 22.93 11.38 98
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表 3 汾河源头区不同水体的参数值
Table 3. Parameter values of different water bodies in the source area of Fenhe River
水体类型
Water type样品个数
Nunber of samplesδ18O d excess 平均值Mean 标准差Standard deviation 平均值Mean 标准差Standard deviation 浅层地下水 7 −10.5 0.59 10.3 2.98 降水 8 −10.0 2.50 10.2 4.42 河水 26 −10.2 0.75 10.2 2.99
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表 4 太原地区大气降水同位素数据统计
Table 4. Statistics of isotope data of atmospheric precipitation in Taiyuan
日期Date δ18O δD d excess 3-15 −13.8 −94 16.4 6-15 −7.1 −44 13.1 7-15 −7.1 −52 4.4 10-15 −13.2 −89 16.2 6-15 −11.3 −86 5.1 7-15 −11.1 −81 7.2 8-15 −8.4 −56 10.9 9-15 −8.3 −59 8.0 平均值 −10.0 −70 10.2
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