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湖泊是陆地水循环的重要组成部分，其水化学特征是湖泊研究中的重要内容. 湖泊水化学特征能够反映湖泊的水质状况和区域水文地质情况，阐明湖泊水质演化规律，是区域气候与环境的指示器[1]. 因此，研究湖泊水体水化学特征对了解湖泊流域水环境状况、辨别湖泊水化学溶质来源并揭示其主要控制机制和补给方式具有重要意义.
湖泊水化学特征受控于自然过程、气候条件和人类活动等多方面的影响，与流域的大气沉积、降水、岩石、土壤、植被的物理化学特征和生产活动紧密相关. 水体中的离子含量受区域地质岩性、水流路径长短、水岩作用强度等多方面自然过程的影响. 我国的长江、黄河、雅鲁藏布江、澜沧江及鸭绿江等主要河流离子水化学组成主要受岩石风化作用的影响，碳酸盐岩和蒸发岩溶蚀作用的影响比受铝硅酸盐岩风化作用明显[2]. 张立成和董文江等[3]对我国东部河流水化学的研究表明，我国东部河水矿化硬度、酸缓冲容量和溶蚀性等的变化具有区域一致性，水化学特征主要受地质岩性条件影响. 另外，湖泊流域降水量、气温及干燥度等气候条件也在一定程度上影响湖泊的水化学特征. 青藏高原盐湖地区的盐湖和清水河多年离子浓度对比发现，盐湖受青藏高原气候暖湿化影响而逐渐淡化[4]. 随着社会经济和城镇化进程的快速发展，人类活动对湖泊水化学的影响也日趋 严重. 引水灌溉、化肥施用等农业活动、生活污水和工业废水排放及化石燃料燃烧等人类活动的持续作用使得湖泊水体的水化学特征出现方向性的变化[5 − 7].
青海湖是我国最大的内陆封闭性河流，处于气候过渡地带，受东亚和印度季风以及西风大气流的影响，其水化学变化受到广泛关注[8 − 15]. 上世纪90年代初，确定了青海湖的水化学类型和演化方向，湖水类型属于硫酸钠亚型，其演化过程与沉积过程紧密相关，向盐湖方向发展[8]. Xu等[9]在2010年对青海湖的研究发现，流域周围湖水和河水的化学成分分别受到蒸发结晶和碳酸盐风化作用的影响. 青海湖湖水季节性分析表明，青海湖水化学的季节性和空间变化受自生碳酸盐沉淀的影响[10]. 青海湖流域地下水、河水和湖水在演化过程中发生了硫酸盐还原、离子交换、碳酸盐岩和硅酸盐岩风化、溶解和蒸发作用[11]. 最新的研究发现，封冻期青海湖离子组成主要受控于强烈的蒸发结晶作用，而大量沉积岩溶解对河水水化学组成具有突出贡献，不同水体中总溶解性固体（TDS）含量在空间上的差异与泉水和河水补给以及结冰过程中的离子迁移有关[12].
青海湖已有的水化学研究主要集中在水化学的季节性差异和空间分布特征[10，13]，流域的补给来源和演化过程对湖水化学成分的影响[11，14]等方面. 最近有研究开展了青海湖冬季[15]和封冻期的水化学特征的分析[12]，而对夏季湖周水体的水化学特征研究较少. 本研究主要分析夏季青海湖周边湖水的离子分布特征、水化学及氢氧同位素特征，揭示青海湖水化学特征的影响因素，为青海湖流域水环境保护和生态治理提供科学决策依据.
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青海湖（36°32′—37°15′N, 99°36′—100°47′E）深居大陆内部，位于青藏高原东北部，包含尕海、海晏湾、耳海三个子湖，是我国最大的内陆咸水湖. 湖区东西长，南北窄，偏椭圆形，全流域地形由西北向东南倾斜，西北高，东南低. 流域总面积约为
29661 km2，水体面积为4625.6 km2，海拔高度在3159 —5279 m之间，青海湖年平均水位3196.51 m，平均水深21 m，最大水深32 m[16]. 青海湖湖水的主要补给来源为地表径流，其次为湖底的泉水和降水[17]. 布哈河、沙柳河、哈尔盖河、泉吉河和黑马河等青海湖的五大水系均在刚察境内入湖，都为青海湖提供了源源不绝的水源，其中布哈河和沙柳河的径流量占总量的64%. 青海湖流域的河流均发源于四周山地，以盆地底部青海湖为中心，构成辐合状水系.青海湖湖盆的雏形形成于晚第三纪初的喜马拉雅第二期运动[18]，在该断陷盆地内集水成湖，形成河湖并存状态. 在第四纪早中期，青海湖盆地进一步沉降，在此期间，大量的河湖相沉积在盆地发育[19]；随着中-晚更新世时青海湖东部断裂带构造抬升，西部下陷，湖水向东流动受阻，青海湖全盛发展，最后形成了完全闭塞的青海湖内陆盆地. 末次冰期开始，本区冰川、冻土开始较大规模发育[20]；全新世以来，山地进一步隆升，湖中岛屿逐渐增多，并与陆地相连[18]. 因受地质和地形影响，青海湖流域水系发育明显不对称，西面和北面河流多，流量大，东面和南面河流少，流量小. 湖区地貌类型复杂多样，平均海拔高度高于同一纬度的东部的湟水谷地和西部的柴达木盆地荒漠区，但低于同一纬度范围排列的南侧的江河源头和北侧的祁连山山地.
青海湖流域处于东亚和印度季风的过渡地带，属于高原大陆性气候，寒流时间长，太阳辐射大，光照充足，降水少，多年平均气温为-1.6 ℃，年均降水量介于291.0—579.0 mm[16]，水面蒸发量在
1300 —2000 mm，降水主要集中在6—9月，约占全年降水量的78%. 青海湖流域中草地和水域面积占86%以上，城镇居民用地主要分布在青海湖的北部，极少数的中小矿区和农耕地主要分布在环青海湖的滩地[21]. 青海湖的滨湖地带主要沉积物有砾、砂和泥，浅湖带主要沉积物有弱灰质砂、弱灰质泥质粉砂和石灰华等，其主要的物质组成为石英石、长石、文石和泥质混合物；半深湖-深湖亚相的沉积物主要为粘土矿物、粉砂、碳酸盐和有机质等；而布哈河的河水悬浮物中以方解石为主；尕海和海晏湾的主要沉积物为含黏土砂质粉砂，碳酸盐含量较高，以文石和方解石为主[22]. 流域内岩石类型兼有砂岩、砾岩、粉砂岩等碎屑沉积岩，花岗岩、闪长岩等岩浆岩及千枚岩、石英岩等变质岩类，河漫滩地区多以砂岩、砾岩为主[18]. 湖盆及周边山区主要由中、新生界、古生界及晚元古界地质体镶嵌组成，湖泊四周平原则以第四纪松散堆积物为主[23]. -
于2021年6月对青海湖进行了水样采集工作，在青海湖周边布设了14个采样点（图1），采取表层水样. 其中Q7点位于布哈河入湖口处，Q8点位于鸟岛，Q10点位于国道315与环湖西路省道206交界处，Q11点附近为青海湖农场，Q12点位于尕海，其余样点大部分位于湖泊周边的城镇或农场，而湖的南部和西部多为旅游景点，且靠近国道和省道. 水质现场监测指标包括pH值、电导率（EC）、TDS、水温（T）、盐度（SAL）、溶解氧（DO）、和浊度（Turb），利用便携式水质监测仪（YSI Professional Plus, USA）和多参数水质监测仪（YSI EXO 2, USA）进行测定.
湖水样品被收集在聚乙烯瓶中，在收集水样前用原水清洗聚乙烯瓶，离子测定前利用0.45 μm的滤膜进行过滤. 金属及微量元素（Ca2+、Mg2+、Na+、K+、Ba2+、Sr2+和SiO2）采用电感耦合等离子体光发射光谱仪（Perkin Elmer, USA）进行测定；阴离子（Cl−、SO42−和F−）采用离子色谱法（Dionex ICS-
3000 , USA）进行测定；重碳酸根及碳酸根（HCO3−和CO32−）浓度则在取样后24 h内用稀硫酸-甲基橙滴定法测定；溶解性有机碳（DOC）的含量利用TOC分析（Liqui TOC Ⅱ, Germany）进行测定. 水中稳定同位素δD和δ18O值采用液态水稳定同位素分析仪（Los Gatos Research, USA）进行测定，测定标准为维也纳标准平均海水（V-SMOW），δD的相对标准偏差< 0.5‰，δ18O的相对标准偏差< 0.1‰. 湖水水样的水化学和氢氧稳定同位素分析均在中国科学院地理科学与资源研究所理化分析中心完成. -
本研究采用Pearson相关性分析确定变量之间的相关程度，显著性水平为P<0.01或P<0.05. 采用线性回归分析探究水体重金属及微量元素含量之间的相关关系和氢氧稳定同位素之间的关系，显著性水平为P<0.01或P<0.05. 利用舒卡列夫分类法和Piper三线图，根据TDS与Na+/（Na++Ca2+）和Cl−/（Cl−+HCO3−）之间的比值判断青海湖水化学组成特征及离子来源，结合Gibbs图解法定性分析水化学类型和离子占比. 数据分析及制图分别利用软件Microsoft Excel、SPSS 26、Origin 2021及ArcMap 10.8.1完成.
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青海湖水体基本理化指标具有空间分布特征（图2）. 青海湖水体平均温度为（15.3±2.9）℃（平均值±方差），在采样点Q1具有最低温度9.6 ℃，在采样点Q9具有最高水温20.3 ℃. pH值范围7.8（Q8）—8.5（Q5），波动较小，均值为（8.2±0.2）. 与以往研究相比[12 − 15，24]（同时期pH值为8.8—9.5；冬季为9.1；封冻期为8.9），pH值降低了1. 湖水中DO含量均值为（7.3±0.7）mg·L−1，波动范围小，DO在采样点Q7具有最大值8.2 mg·L−1，在采样点Q5具有最小值6.0 mg·L−1. EC值范围2.4（Q7）—32.6（Q12）mS·cm−1，变异系数为41，均值为（15.6±6.3）mS·cm−1，与历史同期的EC值（19.1 mS·cm−1）[24]相比降低了3.5 mS·cm−1，但与冬季（10月末）（
0.0047 mS·cm−1）[15]和封冻期（1月）的EC值（10.17 mS·cm−1）[12]相比分别升高19.09 mS·cm−1和5.43 mS·cm−1. TDS的变化范围1.9（Q7）—25.9（Q12）g·L−1，均值为（12.4±4.8）g·L−1. 其均值相较于以往研究（15.5 g·L−1；12.9 g·L−1）[14，24]降低了0.5—3.1 g·L−1，与封冻期（7.17 g·L−1）[12]相比升高了5.23 g·L−1.青海湖夏季水体与历史同期相比，pH、EC以及TDS值减小. 2004年以来，青海湖水位整体呈现上升态势，湖泊年均面积整体持续扩张，蒸发量减少，水量总体呈增加趋势[25 − 26]，因此受稀释作用影响，其pH、EC以及TDS值降低. SAL均值为（11.5±4.9）ng·L−1，在采样点Q7具有最小 值1.6 ng·L−1，在采样点Q12具有最大值25.5 ng·L−1. Turb值波动范围大，平均值为（7.8±7.5）NTU，变异系数为97；在采样点Q4具有最大值28.7 NTU，是平均值的4倍，在采样点Q8具有最小值0.2 NTU，其最小值与最大值都明显低于历史同期的Turb值（2.1—196 NTU）[13]，分别降低了1.9 NTU和167.3 NTU. DOC的含量为（10.4±3.2）mg·L−1，在采样点Q12具有最大值17.1 mg·L−1，采样点Q7具有最小值5.1 mg·L−1. 水体中CO32−的平均浓度分别为（3.54±0.02）μg·L−1，在采样点Q7未检出；在检出的样点中，样点Q12具有最大值3.80 μg·L−1，样点Q8具有最小值3.25 μg·L−1. HCO3−的平均浓度为（0.71±0.17）g·L−1，在采样点Q9具有最大值0.99 g·L−1，在采样点Q7具有最小值0.26 g·L−1. Cl−的平均浓度为（4.90±0.54）g·L−1，在采样点Q1具有最大值5.68 g·L−1，在采样点Q4具有最小值4.03 g·L−1. SO42−平均浓度为（2.08±0.29）g·L−1，在采样点Q1具有最大值2.60 g·L−1，在采样点Q4具有最小值1.65 g·L−1. F−的平均浓度为（17.31±4.79）mg·L−1，在采样点Q1具有最大值27.95 mg·L−1，在采样点Q8具有最小值11.63 mg·L−1.
湖泊水体中重金属及微量元素在空间分布上具有一定的波动性（图2）. 水体中Ca2+含量的均值为（0.017±0.012）g·L−1，在采样点Q7具有最大值0.058 g·L−1，在采样点Q8具有最小值0.011 g·L−1. Mg2+的平均浓度为（0.81±0.25）g·L−1，在采样点Q12具有最大值1.29 g·L−1，在采样点Q7具有最小值0.12 g·L−1，其平均值为最小值的6.6倍. Na+的平均浓度为（4.07±1.61）g·L−1，在采样点Q12具有最大值8.41 g·L−1，在采样点Q7具有最小值0.52 g·L−1. K+的平均浓度为（0.17±0.085）g·L−1，在采样点Q12具有最大值0.43 g·L−1，在采样点Q7具有最小值0.20 g·L−1. 与封冻期[12]相比，青海湖夏季水体中Cl−、Mg2+、Na+和K+的含量分别升高了2.02 g·L−1、0.36 g·L−1、1.9 g·L−1、0.097 g·L−1，而Ca2+含量则降低了1.9 mg·L−1，说明绝大多数离子含量在季风期较高（6—9月），而非季风期尤其是封冻期（1—4月）偏低[27]. 湖水中EC值及其TDS、Cl−、Mg2+、Na+和K+的浓度升高，可能是因为在冬季时湖水结冰的过程中更容易析出沉淀，大气中离子的干、湿沉降也由于湖冰的阻隔而无法进入湖水；而夏季随着气温和湖面温度的回升，湖冰开始解冻消融，化学离子大量释放使湖水中的绝大多数离子浓度升高[27]；Ca2+含量的变化则相反，Ca2+浓度降低可能是由于6月处于雨季，每年绝大部分降水和冰川消融亦在这期间发生，导致径流量增大，含有比湖水Ca2+浓度更高的河水补给给河水后，Ca通过自生碳酸盐的方式，从湖水中大量沉淀，快速进入沉积物中，导致钙矿物沉淀现象[10]，进而导致Ca2+含量不但没有升高，反而降低. 阳离子中，Mg2+、Na+和K+均在Q7点达到最小值，在尕海（Q12）点达到最大值，同时尕海水体中的TDS、EC和SAL值也最高，这与离子供应条件有关. 高含量的Na+和K+与尕海的蒸发量相对较大有关，高含量的Mg2+可能来自于湖底的沉积物，尕海水中结晶析出的白云石和水菱镁矿也可能与Mg2+有关[22]. 这些不同的供应条件导致了盐度、电导率和离子浓度与主湖区的显著差异.
Ba2+含量的范围为0.014（Q8）—0.07（Q7）mg·L−1，均值为（0.023±0.014）mg·L−1，最大值为均值的3倍. Sr2+含量的范围为0.044（Q8）—0.447（Q7）mg·L−1，均值为（0.103±0.109）mg·L−1，变异系数为105. SiO2的范围为1.24（Q8）—7.28（Q7）mg·L−1，均值为（2.11±1.53）mg·L−1，最大值为均值的3.5倍. Ca2+和Ba2+、Sr2+、SiO2均在Q7点达到最大值， Sr2+和Ba2+含量较高，代表其离子组成可能来源于布哈河的方解石和碎屑岩石风化和溶解，而SiO2含量高，则与布哈河支流底部岩石组成[11]及其入湖处的硅酸盐溶解有关[28]. 其中Ba2+和Sr2+在Q9点相较于其他点位也出现明显波动，Sr2+和SiO2在Q12点出现明显波动，而其他点位趋于平稳，无明显变化.
青海湖湖水各样点的物理化学指标进行Pearson相关分析（表1）表明，湖水水温与Cl−含量之间呈显著负相关（P<0.01）. 湖水中EC、TDS、SAL、DOC均与阳离子Mg2+、Na+和K+呈显著正相关（P<0.01），EC、TDS、SAL还与阴离子CO32—呈显著正相关（P<0.01或P<0.05），且EC、TDS、SAL、DOC相互之间也存在显著相关性（P<0.01）. TDS与Na+和K+含量的强相关性，说明其与水体的蒸发浓缩相关[29]；而Na+、K+与Cl−相似，主要来源于蒸发岩中的石盐和钾盐溶解[30]. 这些理化指标之间的关联性说明，EC、TDS、SAL和DOC，尤其是SAL对湖泊的水化学特征影响较大. 因此，盐度是表征青藏高原湖泊水质综合特征的主要因子[31]，盐度的差异造成青藏高原湖泊水化学特征的差异性[32]. 湖水中Ca2+与Mg2+、CO32—和HCO3−均呈显著负相关关系（P<0.01），与Ba2+、Sr2+和SiO2之间呈显著正相关关系（P<0.01）. Mg2+、Na+、K+相互之间具有显著正相关性，且均与CO32—呈显著正相关性（P<0.01或P<0.05），说明几种离子具有相同的来源. SO42—只与F−之间具有显著的正相关性（P<0.05）. Ba2+、Sr2+和SiO2相互之间具有显著正相关性（P<0.01），且均与Ca2+之间呈显著正相关性（P<0.01），说明四者具有相同的岩石风化来源. 青海湖水体基本理化指标、重金属及微量元素之间的相关性表明岩石条件对水化学组成的影响.
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青海湖夏季周边湖水主要离子Piper三线图结果表明（图3），阴阳离子组分落在Cl−和（Na++K+）端元，其水化学类型为NaCl型. 阳离子含量分布在Na+和K+轴的附近，平均浓度大小的趋势为Na+> Mg2+> K+> Ca2+，主要阳离子为Na+和Mg2+，占阳离子总量的96.3%. 阴离子主要分布在Cl−和SO42−轴的附近，其平均浓度大小的排序为Cl−>SO42−>HCO3−>CO32−，主要阴离子为Cl−和SO42−，占阴离子总量的90.8%. 阳离子在不同季节的绝对含量有所差异，但大小趋势不变，均为Na+> Mg2+> K+> Ca2+；而阴离子在不同时期含量不同，大小趋势也不同，但Cl−含量均占主导地位[11 − 12，15，24].
在Gibbs图中，水化学溶解离子的来源可根据TDS浓度和离子的质量比值分为蒸发浓缩、岩石风化、大气降水三个方面（图4）. 若TDS浓度较高，且Na+/（Na++Ca2+）或Cl−/（Cl−+HCO3−）>0.5时，水中的离子来源主要受蒸发结晶作用控制；若TDS浓度中等，且Na+/（Na++Ca2+）或Cl−/（Cl−+HCO3−）<0.5时，水中的离子来源主要受岩石风化控制；若TDS浓度较低，且Na+/（Na++Ca2+）或Cl−/（Cl−+HCO3−）>0.5时，水中的离子来源主要受大气降水控制. 结果表明，青海湖湖水的TDS浓度为9.98—25.94 g·L−1，浓度偏高；湖水各采样点Na+/（Na++Ca2+）的变化范围为0.899—0.998，均值为0.99；Cl−/（Cl−+HCO3−）的变化范围为0.815—0.952，均值为0.87. 大部分采样点的TDS含量较高，其Na+/（Na++Ca2+）和Cl−/（Cl−+HCO3−）值均>0.5，接近于1，分布在图形的右上方区域，因此判断青海湖水中的离子主要受蒸发结晶作用控制；而采样点Q7的TDS含量相对较低（1.9 g·L−1），其Na+/（Na++Ca2+）和Cl−/（Cl−+HCO3−）值均大于0.5，但位于图中蒸发作用区域外，说明该样点水化学受蒸发作用影响较小.
青海湖入湖河流附近的采样点为Q4、Q7和Q11. 其中位于布哈河入湖口处的采样点Q7与其他样点的水化学性质差异较大. 布哈河流域内碳酸盐岩分布较广，具有大量含钙物质和碳酸盐类物质，采样点Q7受布哈河入湖河水的影响，导致其水化性质受碳酸盐风化作用影响较大. 而位于黑马河附近的Q4和哈尔盖河附近的Q11与其他采样点的水化学性质相似，差异不明显. 主要是因为流量较大的入湖河流多分布在湖区西部和北部，如布哈河和沙柳河占据入湖流量的半数以上，而湖区东部和南部的其他入湖河流流域面积和流量小，流程短[18, 33]，且多数属于间歇性河流[33]，存在季节性干涸现象，因此对入湖处的湖水影响较小.
不同的地质背景具有不同的岩石类型，水岩作用一定程度上控制了水体的化学特征[11]，因此岩石风化作用是控制水体离子来源的一个重要因素. 水体中离子之间的浓度关系可以反推水中离子的主要来源，判断影响水化学的主导水岩作用. 在Ca2++Mg2+与HCO3−的关系图中（图5），Ca2++Mg2+与HCO3−呈显著的二次曲线关系，决定系数R2为0.581（P=0.008），其当量比值大于1，表明青海湖发生了硅酸盐风化和溶解过程[11]. Ca2+和Mg2+均与CO32—存在极为显著的二次曲线关系，R2分别为0.980和0.958（P<0.001），说明湖水也受到碳酸盐岩风化的影响. 青海湖中Ca2+的浓度远远大于CO32—的浓度，除碳酸盐的溶解作用外，Ca2+还有可能受到含有较高的Ca2+负荷的西部气团的影响[34]. 以往的研究表明，青海湖收集到的总悬浮颗粒中富含Ca2+，酸性物质可以吸附在颗粒物质上，并被颗粒中的Ca2+中和. 当地碱性土壤的空气粉尘引起的青海湖的雨水呈碱性， Ca2+远远高于CO32—的含量，主要是受富钙大陆沙尘的降水影响[35]. 因此，除蒸发结晶作用和岩石风化作用，降水也对离子组成有一定的影响. Na++K+与Ca2++Mg2+的当量比值可用来判断流域内不同种类岩石风化的相对强度. 受碳酸盐风化控制作用下的（Na++K+）/（Ca2++Mg2+）当量比值低于受蒸发岩控制作用下的（Na++K+）/（Ca2++Mg2+）当量比值 [14]. （Na++K+）与（Ca2++Mg2+）呈极显著的二次曲线关系（R2=0.985, P<0.001），采样点Q12的（Na++K+）/（Ca2++Mg2+）值相较于其他点位值最高，采样点Q7（Na++K+）/（Ca2++Mg2+）的值相较于其他点位最低，则说明由于布哈河支流是由富含碳酸盐的沉积岩主导[36]，青海湖入湖处湖水的离子组成受碳酸盐风化作用影响较大，而其他点位的水体离子组成则受蒸发岩作用影响较大，尕海处（Q12）受到蒸发岩作用影响最大. 湖水中的（Ca2++Mg2+）与Mg2+/Ca2+呈线性关系（R2=0.616, P=0.001），Mg2+/Ca2+的值和Mg2+含量的变化对方解石相和文石相的转变能起到至关重要的作用，较低Mg2+浓度有利于方解石和球霰石的沉淀；Mg2+浓度越高，文石沉淀物越稳定[37]，大部分点位的Mg2+/Ca2+当量比值较高，采样点Q7的Mg2+/Ca2+当量比值比较低，说明青海湖湖水以硅酸盐矿物溶解为主，河水则以方解石矿物溶解为主. SO42−和F−呈显著的二次曲线关系，R2为0.647（P=0.003），而与阳离子都没有显著的相关性，表明湖水离子含量受硫酸盐矿物溶解的影响不明显，可能与青海湖东部和东北部含有较高SO42—气团的降水有关[34].
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青海湖水中δD和δ18O值呈现从2月到7月逐渐下降，从7月到2月逐渐增加的规律[38]. 青海湖夏季湖水中δD的范围在−42.2‰—11.5‰之间，平均值为−2.17‰，δ18O的范围在−6.78‰—2.31‰之间，平均值为−0.14‰；冬季湖水的δD和δ18O值分别为1.6‰和7.67‰[38]. 相较于冬季，青海湖夏季水体的δD和δ18O值均偏低. 青海湖大部分的降水量和河流年流量发生在夏季，而降水和河水的氢氧同位素值均低于湖水[11]，因此夏季水体的同位素值偏低可能与夏季青海湖的降水量和河流径流量增加有关. 根据测得的青海湖水体中氢氧稳定同位素值，得到了青海湖湖水氢氧同位素关系线性方程：δD=5.903δ18O−1.36（R2=0.978, P<0.01; 图6）. 将青海湖夏季水中氢氧同位素关系曲线与全球大气降水线（GMWL: δD=8δ18O+10）进行对比分析，结果发现青海湖湖水的同位素值绝大部分在全球大气降水线的右下方，而采样点Q9、Q12和Q13的同位素值距离GMWL较远. 与青海湖流域大气水线 （LMWL: δD=8.26δ18O+16.91）[39]进行对比，结果表明采样点Q7的水体同位素值在当地大气降水线附近，表明布哈河的主要水汽来源为当地大气降水[36]；而其余采样点的水体同位素值与当地大气降水线具有一定的偏离，均位于当地大气降水线的下方，且比较集中，此外青海湖湖水氢氧同位素关系曲线的截距均小于GMWL和LMWL的截距，且为负值，表明湖水的水汽来源受到蒸发作用的强烈影响[11]，进一步印证了Gibbs图的分析结果.
青海湖夏季湖水中氘盈余（d-excess）（d-excess=δD-8δ18O）的变化范围是−6.98‰—12.1‰，均值为−1.07‰，其中采样点Q4、Q5、Q6和Q7的d-excess值为正值，其余采样点的d-excess均为负值（图7）.
氘盈余最高值为12.1‰，出现在布哈河入湖口处（Q7），最低值为−6.98‰，出现在青海湖北部（Q9）. 水体中δD和δ18O的变化趋势基本一致，采样点Q7的δD和δ18O较贫化，湖水中重同位素富集. 布哈河流域河水蒸发程度较整个青海湖流域偏低，主要受当地降水控制，湖水受蒸发作用的影响更强烈. 青海湖流域河水的主要补给来源主要为同期当地大气降水，而流域内大气降水氢氧稳定同位素存在较强的温度效应，并且伴随海拔高度的增加呈现逐渐贫化的趋势[33]，因此可能受高海拔的大气降水对河水补给的影响，Q7与其它水样氘氧同位素差异大. Q7点的氘盈余值高于全球大气降水线的氘盈余值，而其余点位的氘盈余值均低于全球大气降水线的氘盈余值. 尕海（Q12）没有地表水的补给，其氢氧同位素值相比其他点位较低，可能是受到底部地下水补给的影响[40]，而供给的地下水中的氢氧同位素值小于湖泊水体中的值[11]，导致混合后的尕海其同位素值较低.
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底质岩石和蒸发结晶强度等供应条件的不同导致了青海湖离子分布在空间上具有差异性. 与早期同季节的研究相比，水体的pH值、TDS和EC有所降低，可能是近20年来青海湖水量总体呈上升趋势所致；与冬季和封冻期湖水相比，青海湖夏季湖水中EC、TDS、Cl−、Mg2+、Na+和K+的含量升高，而Ca2+含量降低. 相关分析结果表明，EC、TDS、SAL和DOC之间及与Mg2+、Na+、K+的正相关性（P<0.01或P<0.05）表明青海湖夏季湖水受蒸发浓缩作用影响，Na+、K+与Cl−之间及其与其他重金属及微量元素之间的相关性表明，湖水的水化学组成受到岩石条件的影响. 夏季湖水的水化学类型为NaCl型，离子组成以Na+、Mg2+、Cl−和SO42−为主，不同季节的阳离子大小趋势均为Na+> Mg2+> K+> Ca2+，阴离子中Cl−占主导地位. 蒸发结晶作用是影响水体离子组成的不同的主要控制因素. 离子之间的线性回归分析表明，布哈河入湖口处（Q7）湖水的离子组成受碳酸盐风化作用影响较大，而其他点位的水体离子组成则受蒸发岩作用影响较大. 青海湖夏季水中的δD和δ18O值均低于冬季其同位素值，其分布特征和氘盈余值印证了蒸发结晶作用对水化学的影响，而布哈河入湖口处受当地降水的影响更为明显，尕海的氢氧同位素值相比其他点位较低，则可能是受到底部地下水补给的影响. 总之，青海湖夏季湖水的水化学特征受到蒸发结晶、岩石风化和降水作用的综合影响.
青海湖夏季水化学特征及其影响因素
Hydrochemical characteristics and influencing factors of the Qinghai Lake in summer
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摘要: 为探明夏季青海湖湖周水体的水化学特征及其影响因素，本研究采用统计方法，结合Piper三线图、Gibbs图和离子比值法，分析了青海湖夏季水体离子空间分布差异特征、水化学特征和水体氢氧同位素特征，从而揭示了自然过程和气候条件对青海湖水化学特征的影响. 结果表明：（1）青海湖夏季水体理化指标及其离子含量具有空间变化特征. 布哈河入湖口和尕海处的离子含量与主湖区差异明显. 与历史同期相比，夏季湖水中的pH、TDS和EC值有所降低；与冬季和封冻期湖水相比，青海湖夏季湖水中EC、TDS的含量升高，Cl−、Mg2+、Na+和K+ 的含量也分别升高了2.02 g·L−1、0.36 g·L−1、1.9 g·L−1、0.097 g·L−1，而Ca2+含量则降低了1.9 mg·L−1. 各变量之间的相关分析结果表明，青海湖夏季湖水水化学组成受蒸发浓缩作用和岩石条件的影响，而盐度对水化学特征影响较大. （2）青海湖夏季水体的水化学类型为NaCl型，湖水中Na+/（Na++Ca2+）和Cl−/（Cl−+HCO3−）的均值分别为0.99和 0.87，表明青海湖夏季水中离子主要受蒸发结晶作用控制；离子之间的线性回归分析表明，布哈河入湖口处的（Na++K+）/（Ca2++Mg2+）值最低，表明该处水化学主要受碳酸盐风化作用影响，而其他点位处的水化学主要受蒸发结晶作用影响. （3）青海湖夏季水中δD和δ18O值（−42.2‰—11.5‰和−6.78‰—2.31‰）的分布特征和氘盈余值（d-excess=−6.98‰—12.1‰）表明，布哈河入湖口处（d-excess=12.1‰）受当地降水的影响较为强烈，而其他采样点处湖水中的δD和δ18O值受蒸发结晶作用影响较大；尕海的δD和δ18O值（分别为−4.80‰和0.15‰）相比其他点位较低，可能是受到底部地下水补给的影响. 该研究为青海湖流域水环境保护和生态治理提供了科学决策依据.Abstract: In order to investigate the hydrochemical characteristics and influencing factors of the water around the Qinghai Lake in summer, this study analyzed the spatial distribution differences of water ions, hydrochemical characteristics and the stable isotopic compositions (δD and δ18O) of lake-water in the Qinghai Lake in summer by using statistical methods and combining with Piper's trilinear diagram, Gibbs diagram and ion ratio method, thus revealing the influence of natural processes and climatic conditions on the hydrochemical characteristics. The results showed that: (1) The physical and chemical indicators and ion contents in the water of Qinghai Lake in summer had spatial differences. The ionic contents at the inlet of the Buha River and the Gahai are distinctly different from that of the main lake. The pH, TDS and EC values in the lake water in summer were lower than that in the same period of history. Compared with the lake water in winter and during the freeze-up period, the contents of EC and TDS were elevated in the summer lake water of Qinghai Lake, as well as the contents of Cl−, Mg2+, Na+ and K+ were elevated by 2.02 g·L−1, 0.36 g·L−1, 1.9 g·L−1 and 0.097 g·L−1, respectively, while the content of Ca2+ was reduced by 1.9 mg·L−1. The correlation analysis between the variables showed that the hydrochemical composition of the summer lake water in Qinghai Lake was influenced by evapotranspiration and concentration and rock conditions, while salinity had a greater influence on the hydrochemical characteristics. (2) The hydrochemical type of the Qinghai Lake in summer was NaCl type. The mean values of Na+/(Na++Ca2+) and Cl−/(Cl−+HCO3−) were 0.99 and 0.87, indicating that the water of the lake in summer were mainly controlled by evaporation and crystallization. The linear regression analysis between ions showed that the (Na++K+)/(Ca2++Mg2+) value at the inlet of the Buha River was the lowest among the sampling sites, indicating that the hydrochemistry at the sampling site was largely affected by carbonate weathering, while the others were mainly influenced by evaporative crystallization. (3) The distribution characteristics of δD and δ18O values (−42.2‰—11.5‰ and −6.78‰—2.31‰) and deuterium excess (−6.98‰—12.1‰) in the water during summer indicated that the water samples at the inlet of the Buha River to the lake (d-excess=12.1‰) were more strongly influenced by local precipitation, while the others were strongly influenced by evaporative crystallization. The lower δD and δ18O values (−4.80‰ and 0.15‰) observed at Gahai may be influenced by groundwater recharge at the bottom. This study provides a scientific and decision-making basis for water environmental protection and ecological management in the Qinghai Lake basin.
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Key words:
- Qinghai Lake /
- hydrochemical characteristics /
- influencing factors.
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图 2 青海湖水体夏季各指标空间变化
Figure 2. Spatial variations of each variable in the Qinghai Lake in summer
图 3 青海湖夏季水体主要离子Piper图
Figure 3. Piper diagram of major ion compositions in the water of the Qinghai Lake in summer
图 6 青海湖水体夏季氢氧同位素之间的关系
Figure 6. The relationship between δD and δ18O values in lake water of the Qinghai Lake in summer
图 7 青海湖水体夏季各样点氢氧稳定同位素和氘盈余值
Figure 7. Variations of lake-water δD and δ18O values and d-excess at different sampling sites in the Qinghai Lake in summer
表 1 青海湖湖水夏季物理化学指标之间的相关分析
Table 1. Correlations between physicochemical variables in the water of the Qinghai Lake in summer
T EC DO pH TDS SAL Turb DOC Ca2+ Mg2+ Na+ K+ CO32− HCO3− Cl− SO42− F− Ba2+ SiO2 Sr2+ T 1 EC 0.347 1 DO −0.425 −0.280 1 pH −0.072 −0.318 0.020 1 TDS 0.159 0.977
**−0.240 −0.316 1 SAL 0.150 0.975
**−0.221 −0.345 0.999
**1 Turb 0.303 −0.140 −0.313 0.486 −0.182 −0.192 1 DOC 0.217 0.795
**−0.442 −0.229 0.763
**0.759
**−0.187 1 Ca2+ −0.076 −0.481 0.253 0.274 −0.529 −0.493 0.014 −0.321 1 Mg2+ 0.190 0.909
**−0.299 −0.191 0.930
**0.914
**0.006 0.689
**−0.699
**1 Na+ 0.148 0.965** −0.229 −0.256 0.991
**0.989
**−0.107 0.733
**−0.526 0.954
**1 K+ 0.111 0.958
**−0.182 −0.284 0.987
**0.992
**−0.158 0.735
**−0.412 0.894
**0.986
**1 CO32− 0.141 0.648
*−0.336 −0.125 0.684
**0.651
*0.015 0.512 −0.954
**0.848
**0.696
**0.585
*1 HCO3− 0.336 0.410 −0.446 −0.030 0.377 0.341 0.252 0.384 −0.666
**0.636
*0.410 0.279 0.733
**1 Cl− −0.823
**0.024 0.177 0.010 0.196 0.214 −0.408 0.073 0.097 0.060 0.186 0.255 −0.102 −0.335 1 SO42− −0.514 −0.338 0.154 −0.049 −0.256 −0.265 −0.282 −0.324 −0.103 −0.190 −0.267 −0.287 −0.031 0.044 0.345 1 F− −0.296 −0.085 0.261 −0.086 −0.050 −0.068 0.062 −0.040 −0.283 0.095 −0.031 −0.077 0.233 0.337 −0.031 0.635
*1 Ba2+ −0.048 −0.524 0.271 0.195 −0.568
*−0.537
*0.046 −0.347 0.976
**−0.685
**−0.552
*−0.457 −0.933
**−0.545 0.045 −0.049 −0.205 1 SiO2 −0.270 −0.483 0.404 0.207 −0.484 −0.444 −0.055 −0.386 0.957
**−0.691
**−0.489 −0.358 −0.940
**−0.771
**0.255 0.002 −0.191 0.905
**1 Sr2+ 0.052 −0.385 0.109 0.229 −0.467 −0.434 −0.033 −0.193 0.973
**−0.633
*−0.473 −0.367 −0.903
**−0.535 0.033 −0.137 −0.333 0.967
**0.881
**1 注：** 表示在 0.01 级别（双尾）相关性显著；* 表示在 0.05 级别（双尾）相关性显著. 
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