-
在地球水循环系统中，地表水、地下水和大气降水等不同类型水体具有不同的氢氧稳定同位素组成特征[1]。地热温泉作为一种天然环保的地热资源，是地球水循环过程中的重要组成部分。由于受温度、水-岩作用和冷水混入等因素的影响，地热温泉水的氢氧稳定同位素具有特有的同位素组成特征[2]。因此，为了准确地认识地热温泉水的水源以及水文循环过程，通常采用氢氧稳定同位素对其进行示踪，以获取地热温泉水补给来源、补给高程和补给温度等相关信息[3]，为地热温泉水资源的可持续开发利用提供重要依据。
目前，对于氢氧稳定同位素的研究在理论和实践上均有较快的发展，且主要集中应用于天然水、大气降水以及地表水等水体[4]，同时也逐渐应用于地下热水的相关研究[5-6]。早期的研究通过δD和δ18O数值确定了全球大气降水线，指出通常大气降水是地下热水的母源，18O飘移现象在高温地热系统中普遍存在[7]。如在美国加利福尼亚州科索高温地热系统中，储层岩石中的δ18O值与温度就表现出紧密关系[8]；日本别府地热系统中的高温温泉δ18O值相较于当地大气降水有所偏负，且随着蒸汽冷凝物的混入，温度升高也导致18O飘移的现象发生[9]。这两处典型地热系统均表明18O的飘移与地热热储温度直接相关。近50年来，国内相关专家学者对西藏区域内地下热水的氢氧稳定同位素也开展了相关研究，并利用氢氧稳定同位素信息估算地下热水热储温度和循环深度[4,10-11]，为区域地下热水资源的开发利用提供了良好的科学支持。同时，相关学者分别对西藏东部昌都区域的觉拥温泉[12]、阿旺地下热水[13]，中部拉萨区域的松多温泉、日多温泉、羊八井地热田[11]，北部那曲地区的谷露地热田[14]，南部区域内的谷堆地热田[15]以及西部日喀则区域内的搭格架地热田、色米地热田[15]等一些西藏区域内典型高温地热系统地下热水的氢氧稳定同位素特征开展了相关研究。结果表明西藏区域内地热温泉的补给来源主要为大气降水，但存在不同程度的18O飘移现象。其主要原因是这些地热温泉水体温度较高，水-岩作用强烈，从而发生了明显的氧同位素交换作用，导致地下热水中的δ18O含量增多。值得特别注意的是，西藏西部区域内的高硼地热区的地热温泉水样出现相较更明显的18O飘移现象，显示了岩浆流体补给的特点[15]。
这些前期的研究为进一步系统开展西藏地区地热温泉水的氢氧稳定同位素特征、补给来源以及补给高程的估算提供了基础。本文就以地热温泉分布广泛的西藏日喀则市行政区域为研究范围，涉及该区域18个县中的16个，筛选该区域内地热温泉出露较为典型的27处地热温泉、54个泉眼为研究对象，通过采集2020年枯水期（12月）以及2021丰水期（8月）各泉眼地热温泉水样，对这54个泉眼水样的氢氧稳定同位素时空变化特征、补给来源、补给高程和补给温度开展了研究。旨在同时从空间维度和时间维度对日喀则全区域范围内的地热温泉水循环过程中物质迁移进行了解，为区域地热温泉水资源的可持续开发与利用提供科学依据。
-
日喀则市是西藏自治区下辖地级市（27°13′—31°49′N，82°1′—90°20′E），位于西藏自治区西南边陲。西衔阿里地区、北靠那曲市、东邻拉萨市与山南市，南部与尼泊尔等国家接壤。地处喜马拉雅、冈底斯、念青唐古拉山大山脉中段，平均海拔在4000 m以上[16]。区域降水空间分布不均匀，东部较多，在200—430 mm之间，西北部偏少，少于200 mm，且东部降水早于西部，降水年际波动大。降水量集中在7—8月，约占全年降水的90%以上[16]。西藏日喀则区域年蒸发量为2249.6 mm[17]，且西藏高原年蒸发量具有从中南部向西部、北部向东南部递减的趋势[18]。日喀则区域全年气温偏低，年较差小，日较差大，年均西部亚寒带地区为0 ℃，东部温带地区为6.5 ℃[19]，年平均气温为6.3 ℃，最冷月份（1月）平均气温为2—12 ℃，最暖月份（6月）的平均气温为10—18 ℃[20]。
日喀则区域沿断裂发育，岩浆活动和变质作用剧烈，区域内有大量地热温泉出露[21]。根据2000年出版的《西藏温泉志》记载[22]，日喀则区域内共有120处地热温泉，其中包括有间歇喷泉、高温温泉、中温温泉、低温温泉等多种类型地热温泉，地热温泉类型丰富，开发潜力大。在空间分布上，日喀则区域内东部地热温泉的数量多于西部。本研究涉及的27处地热温泉区域大地构造位置主要位于日喀则弧前盆地，沿印度河-雅鲁藏布江缝合带呈东西向展布，形态上较为狭长，宽度约为20 km，西部延伸至仲巴县境内，东部在仁布县处灭尖，北部紧邻拉萨地块，南部为蛇绿岩带[23]。本研究区域是青藏高原南部最重要的构造变形带。活动断裂主要包括雅鲁藏布江断裂带、谢通门—南木林断裂带以及甲冈—谢通门断裂带[24]。地层单元自南向北出露的分别为前白垩系的浅变质岩、雅鲁藏布江蛇绿岩混合带、昂仁组复理石沉积、大竹卡组砾岩、冈底斯火成岩以及第四系沉积，大体上由不同类型砾岩、黄岗岩、火山碎屑岩、黄土以及细砂等岩石构成[25]。
-
本研究根据《西藏温泉志》中的温度分类标准：微温泉（水温5—20 ℃），低温温泉（水温21—35 ℃），温泉（水温36—45 ℃），热泉（水温46—80 ℃），亚沸泉（水温81 ℃至略低于当地水沸点温度）和沸泉（等于或略高于当地水沸点温度）[22]，结合区域内地热温泉数量东部多于西部的分布特征和地热温泉类型等整体情况，在前期现场调研及样品预采集和分析结果的基础上，筛选出日喀则区域内地热温泉出露较为典型的27处地热温泉（54个泉眼）（图1）作为研究对象，较为系统地对区域内的地热温泉水氢氧稳定同位素特征开展了研究。涉及的54个泉眼枯水期温度范围为13—87 ℃，其中包括3个微温泉，4个低温温泉，16个温泉，27个热泉以及4个沸泉。根据《地热资源地质勘查规范》（GB/T 11615-2010）[26]和《地下水质量标准》（GB/T 14848-2017）[27]中有关地热温泉水样品的采集、运输、保存和测定方法等相关技术规范，分别于2020年12月（枯水期）、2021年8月（丰水期）分2个水期采集了区域内相关地热温泉水样共计104份。其中，枯水期54份，丰水期50份。各地热温泉名称及其编号、相关泉眼样点编号等信息见表1。受丰水期地热温泉（如雅江（YJ）温泉、热龙（RL）温泉、如角（RJ）沸泉的泉眼RJ2及鲁鲁（LL）温泉的泉眼LL3 ，表1）附近河流水位上涨淹没以及人为开发污染（如孔玛（KM）温泉的泉眼KM2，表1）的影响，丰水期缺少相关4个样点水样的采集。
采集到的地热温泉水样现场立即使用0.45 μm聚醋酸纤维膜（美国密理博）过滤于经实验室酸洗预处理（65%HNO3，10% V/V）过的125 mL棕色带有螺旋盖的聚丙烯（PP）样品瓶中，尽量使水样品中不留有气泡，水样装满盖紧并标记后装入清洁的自封式聚乙烯（PE）塑料袋中，于4 ℃便携式冷藏箱保存运至实验室待测。泉眼温度的测量由大气温度计（100 ℃）现场测定完成，海拔、经纬度等参数由GPS（佳明G301）现场测定完成。为了保证数据的准确性和有效性，本研究设置了20%的空白水样以及10%的平行水样。
在实验室，氧同位素和氢同位素分别根据《天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法测定》（DZ/T 0184.21-1997）与《水中氢同位素锌还原法测定》（DZ/T 0814.19-1997），采用同位素比率质谱仪（Finnigan Delta V Advantage）、元素分析仪（Flash 2000 HT）由青岛科创质量检测有限公司完成测定。分析测定的数据统计计算均采用Microsoft Excel 2010、SPSS22.0和Origin8.6数据分析软件进行，结果图集的制作采用Origin8.6、ArcGIS10.6完成。
-
地下水中同位素化学组分可以反映地下水系统的信息与水源形成、运移等动态过程，揭示地下水补径排关系[28]。由于受温度、水-岩作用、后期混入冷水及地下热水在深部滞留一段时间等过程的影响，氢氧稳定同位素具有特有的同位素特征[3]。
-
研究区域内27处地热温泉均处于高海拔区域，海拔高度介于3720—5172 m。受地理因素和气候条件的影响，各地热温泉样点的水温均表现出丰水期高于枯水期的特点。枯水期地热温泉水水温介于13—87 ℃，丰水期水温则介于18—91 ℃，其中水温最高为搭格架（DGJ）间歇喷泉（两季平均水温为89 ℃），最低的为阿当微（ADW）温泉（两季平均水温为17.5 ℃）。
各样点氢氧稳定同位素分析测试结果（表2）表明，这些地热温泉水在枯水期的δD值为−176.3‰—−108.6‰（平均值为−150.8‰），δ18O值为−22.34‰—−12.81‰（平均值为−17.42‰）；丰水期虽然相关δD值变化范围稍有不同，为−182.1‰—−107.3‰，但其平均值与枯水期的平均值基本一致，为−150.062‰。而δ18O值的变化为−23.28‰—−15.17‰，（平均值为−19.309‰）则略低于枯水期。一般情况下，反距离权重法根据相近相似原理，利用预测点和采样点之间的距离进行加权。即，距离预测位置最近的点分配的权重越大，权重则作为距离的函数而减小[29]。由本研究根据氢氧稳定同位素反距离权重法的空间分布情况（图2）可以看出，对整个研究区而言，不同区域地热温泉氢氧稳定同位素均具有较为明显的空间分布特征格局和较大的值域范围。氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势。东南角与西南角为δD值的高值区，而西北部与中部为δD值的低值区（图2a）；氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势。整体上为南高北低的趋势，其中，东南、东北、西南和西北等4个角为δ18O值的高值区，中部为δ18O值的低值区（图2b）。δD与δ18O含量富集分析结果表明，除位于东南角的康布（KB）温泉水中的δD与δ18O含量最为富集以外，其他区域地热温泉水中的δD和δ18O富集、贫化的空间分布正好相反。说明研究区域内地热温泉水δD和δ18O的分布存在一定空间异质性。
研究表明，δ18O的富集与区域内较高的蒸发量有关[30]。自东南向西北，区域海拔逐渐增高，蒸发量也普遍增大，蒸发过程中同位素富集作用，使得区域水体中δ18O同位素含量增加。这表明研究区内，特别是西北部地热温泉水中的δ18O值受蒸发影响显著，而受海拔梯度和降雨量的影响较弱。另外，在地下水循环过程中，温度较高的地热温泉水-岩作用之间δ18O的交换更易于δD的交换[3]。而研究区内，自东南部向西北部，地热温泉温度逐渐升高，热储温度也随之升高[31]，相应地其水-岩作用也越加强烈[32].
水-岩作用也是影响研究区内大部分地热温泉水中δ18O值分布的主要因素之一。相较大部分被研究的地热温泉，在东南部的康布（KB）温泉水中δD、δ18O值均表现为最富集（图2）。康布（KB）温泉位于日喀则南部亚东沟，境内海拔较低，气候温润，是喜马拉雅山脉区域内南北纵向开裂的五条印度洋季风的水汽通道之一[33]。与大部分地热温泉不同，大气降水的补给以及较弱的水-岩作用可能是影响该地热温泉δD、δ18O分布的主要影响因素。
研究表明，氚过量值（d-excess值）的大小可用于判断大气补给的地下水滞留时间和水-岩作用程度等相关情况[34]。d-excess值能够反映地区大气降水与全球大气降水同位素分馏的差异程度[35]。即d-excess值越小说明大气降水补给地下水的滞留时间越长，水-岩作用越强烈[36]。因此，通过d-excess值的计算可进一步判断δD、δ18O分布的相关影响因素。
根据全球大气降水线方程（global meteoric water line，GMWL，方程表达式为δD=8δ18O+10[7]）来判断，d-excess值的大小相当于区域大气降水线斜率为8的截距[7]，由此可知全球大气降水中d-excess的平均值为10‰。通常把大气降水中δD和δ18O关系中出现的一个差值定义为氚过量值。即，d-excess=δD-8δ18O[36]。在一定区域内，通常情况下d-excess值与当地大气降水线的d-excess值一致，不受季节、高度和其他因素的影响，理论上数值是维持定值不变，但存在水-岩作用时会使氢氧稳定同位素发生交换，导致d-excess值发生变化[37]。
西藏日喀则区域内54个地热温泉样点在丰水期和枯水期的d-excess值计算结果数据变化如图3所示。由图3可以看出，研究区域内各泉眼地热温泉水的d-excess值在丰水期的变化范围为−20.84‰ —31.08‰，平均值为4.41‰；枯水期的变化范围为−50.72‰—10.76‰，平均值为−11.41‰。总体上，丰水期d-excess值大于枯水期，表明丰水期该区域内地热温泉水的大气降水补给较枯水期明显。但这与全球大气降水中d-excess值（10‰）相比，研究区枯水期地热温泉水的d-excess值范围较大，且均低于10‰，说明研究区内地热温泉水大气降水补给的滞留时间较长，在水-岩作用中的交换程度较强[31]。研究表明，岩石中会富集δ18O的值大约为4.86‰—14.12‰[38]，地热温泉水在径流过程中会与含δ18O的岩石反生交互作用，使得地热温泉水中的δ18O值变大，δD值变小，从而使得地热温泉水中d-excess值降低[31]。相较而言，康布（KB）温泉各泉眼样点的d-excess值较高，为6.98‰—10.76‰（平均值为8.53‰），较为接近全球大气降水的d-excess均值。表明该温泉11个泉眼的水源主要为大气降水且在各泉眼的滞留时间较短[36]。综上所述，可以看出，日喀则区域内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用是区域内地热温泉水中δD、δ18O分布特征的主要影响因素。
由图3可以看出，被研究的54个泉眼样点中，康布（KB）温泉、龙中（LZ）温泉、如角（RJ ）沸泉、搭格架（DGJ）间歇喷泉、芒普（MP）温泉、卡乌（KW）沸泉和欧布堆（OBD）温泉在同一地热温泉范围内不同泉眼样点的d-excess值变化范围较小，说明这些泉眼样点大气降水补给的滞留时间相似，水-岩作用强度相似[36]；相比之下，金嘎（JG）温泉、鲁鲁（LL）温泉、斯冲（SC）温泉和荣满东（RMD）温泉，在同一地热温泉范围内不同泉眼样点的d-excess值变化范围则较大。值得注意的是，鲁鲁（LL）温泉和荣满东（RMD）温泉中天然泉眼（LL3、RMD1）和人工开发泉眼（LL1、LL2、LL4和RMD2）之间d-excess值差异明显。研究区域内，地热温泉的开发基本为小规模的合作社式的开发。为获得更大量及更高温的温泉洗浴用水，采用挖掘机在原有的泉眼所在地进行深部挖掘，并人为围挡是区域内地热温泉开发的主要形式。人为干扰可能是导致人工开发的泉眼d-excess值小于天然泉眼d-excess值的影响因素。而由于周边高山流水的混入情况不同，斯冲（SC）温泉的泉眼样点SC1和SC2的d-excess值变化也较大。虽然，SC1和SC2样点泉眼均位于山涧河道一侧，但SC1泉眼由石头围砌，构造环境比较封闭，径流路径较长，受浅层水的影响较小[39]，而SC2泉眼则直接袒露于河道，两个泉眼内冷水混入的比例不同。冷水水源的汇入会导致氢氧稳定同位素组成的差异变大[40]。
综上所述，除水-岩作用以外，地热温泉水的补给方式也是地下热水中物质组成的影响因素。
-
氢氧稳定同位素中δD和δ18O的值可以用来判断地下水的来源[3]。即，通过区域地热温泉水中δD和δ18O数据与全球大气降水线（global meteoric water line，GMWL，方程表达式为δD=8δ18O+10[7]）、中国大气降水线（China meteoric water line，CMWL，方程表达式为δD=7.9δ18O+8.2[41]）以及区域大气降水线（即，青藏高原东部大气降水线）（local meteoric water line，LMWL，方程表达式为δD=8.2δ18O+19[42]）对比绘制研究区域δD-δ18O关系图，也能够了解该区域地热温泉水源补给、水-岩作用以及地下水混合作用等水文循环特征[43]。由西藏日喀则区域内地热温泉水样氢氧稳定同位素的δD-δ18O关系图（图4）可以看出，除康布（KB）温泉的11个泉眼样点（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）以外，研究区内其他地热温泉水样点基本都落在了GMWL、CMWL及LMWL的下方，且枯水期的偏离程度高于丰水期。在丰水期，区域内地热温泉水氢氧稳定同位素的关系表达式为δD=0.0794δ18O-7.3918（R2=0.7225，图4a），而枯水期这些地热温泉水的氢氧稳定同位素的关系表达式则为δD=0.0685δ18O-7.0904（R2=0.4997，图4b）。这些结果进一步说明，虽然在丰水期大气降水对区域内地热温泉的补给影响大于枯水期，但是除康布（KB）温泉以外，大多数地热温泉水样点可能因水-岩作用等原因使其在不同程度上偏离大气降水线。
由图4a可以看出，丰水期的δD和δ18O值，除康布（KB）温泉（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）、金嘎（JG）温泉、查当微（CDW）温泉和阿当微（ADW）温泉的各泉眼样点位于GMWL、CMWL及LMWL上方外，其余地热温泉样点的δD和δ18O值均位于GMWL、CMWL及LMWL下方。而枯水期（图4b），除康布（KB）温泉的各泉眼样点（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）以外，其余样点的δD和δ18O值均落在GMWL、CMWL及LMWL的下方。说明丰水期的补给来源较为复杂，致使丰水期和枯水期地热温泉补给存在差异。整体而言，除康布（KB）温泉以外，研究区内大部分地热温泉受水-岩作用剧烈的影响，无论是在丰水期还是枯水期，各样点均发生了不同程度的18O漂移现象，即位于GMWL、CMWL及LMWL的下方。这一结果与西藏其他区域的地热温泉，如西藏东部区域的阿旺地下热水[13]、南部的谷堆地热田[15]、西部的色米地热田[15]、北部的谷露地热田[14]，中部的松多温泉、日多温泉、羊八井地热田[11]等的情况类似。即，各地热温泉受水-岩作用影响，存在不同程度的18O飘移现象。而康布（KB）温泉各泉眼样点与大气降水的关系较为紧密，这与西藏东部觉拥温泉的情况类似，说明这两地地热温泉水具有较强的可更新能力[12]。
一般情况下，由于补给地下水的大气降水与岩石之间氢氧稳定同位素的不平衡，会发生水与岩石矿物之间氧同位素的交换，导致地下热水中氧同位素富集，氧同位素会向右偏移大气降水线（即18O飘移）[44]。而氧同位素交换作用通常与地热温泉的温度、压力及矿物的粒度等因素有关，本研究区内的地层岩石包括变质岩、火成岩（占地壳体积的95%[42]）和火山碎屑岩等，因火成岩和变质岩中，通常具有相同的氧同位素富集顺序。且由于岩石及矿物的δ18O值一直要比水的δ18O值大得多，地下热水与围岩接触发生氧同位素交换总是使得水中的δ18O值增加，完成氧同位素交换作用[3]。据此表明研究区水-岩相互作用中存在一定的氧同位素交换作用。
大气降水中海拔每增高100 m，δ18O将减少0.3‰。本研究区内平均海拔在4000 m以上,如角沸泉的海拔高达5128 m，高海拔导致了研究区域内δD、δ18O数据出现偏负现象。根据研究区内查孜地热田地下热水中δD、δ18O数据位于大气降水线下方，出现偏负现象，得出入渗补给的大气降水是影响δD、δ18O值的主要因素[45]，结合本研究的δD、δ18O数据可知，除康布（KB）温泉外，绝大多数地热温泉样点落在大气降水的左下方，且均为负值，表明入渗补给是δD、δ18O数据出现偏负现象的因素之一。通过与区域内雅鲁藏布江谢通门段至曲水段河流水样的δD（−130‰）和δ18O（−13‰）对比分析可知，研究区δD、δ18O值表现相对偏负，进一步说明δD、δ18O值受入渗补给的大气降水的影响。这与西藏东部海拔高于4000 m的大气降水δ18O的平均值为−18.84‰，主要受高程效应的影响不同，据此表明地热温泉水δD、δ18O值与入渗补给大气降水的影响程度强于高程效应。本研究中，水热活动较为剧烈的搭格架（DGJ）间歇喷泉、碧碧龙（BBL）喷泉、如角（RJ）沸泉和卡乌（KW）沸泉地下热水的18O飘移比羊八井地热田深部地下热水更为明显。羊八井地热田18O飘移值约2‰[46]，而本研究涉及的这些区域地下热水的18O飘移值大约分别在8.51‰—8.73‰，5.30‰，6.73‰ —6.85‰，和7.63‰—8.04‰之间。说明这些地热喷泉和沸泉水在上升过程中水-岩作用很强烈，发生了较显著的氧同位素交换作用。在丰水期，金嘎（JG）温泉的泉眼JG3和查当微（CDW）温泉均向大气降水线的左侧偏移。即，存在18O负飘移。推测可能与地热温泉水中长期存在大量游离CO2释放有关，这两个泉眼样点的现场实测游离CO2含量分别为121.18 mg·L−1和75.45 mg·L−1，为研究区东部所有被测样点间的最高值。这说明地热温泉水中长期存在的大量游离CO2的释放可与地下热水发生氧同位素交换，随着游离CO2的不断释放，致使δ18O的值降低，出现18O负飘移[3]。
地热温泉水和围岩之间相互作用可以在一定程度上表明同位素与温度的关系[11]。从研究区域内地热温泉水氢氧稳定同位素离散分布特征（图5）可以看出，在同一温度梯度内，δ18O的值较δD分散，δD的值则相对较集中。这表明在日喀则区域的地热温泉水中δD值更能反映其地下热水的原始来源[3]。
综合以上内容可以看出，日喀则区域内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉以外，受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同。而强烈的水-岩作用使得水岩之间发生氧同位素的交换过程，δ18O得到富集，使δ18O值升高，导致地热温泉水存在不同程度的18O飘移，从而表现为地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。即，水-岩作用是这些地热温泉主要物源的影响因素[6]。而地下热水的化学组成与水-岩作用中的水岩离子交换和氧化还原作用有着密切的联系[47]，因此今后通过水化学组分的分析对水-岩作用的物源输入开展研究有助于进一步了解这些地热温泉的水源、物源及其影响因素。相较而言，位于区域东南角亚东县康布村的康布（KB）温泉，无论在丰水期还是枯水期，大气降水均是地热温泉11个泉眼样点水源的主要补给方式，对大气降水补给的响应最为及时，且11个泉眼的δD、δ18O值相差较小（图3），较为稳定。研究表明，大气降水，当它所处的环境不同（如纬度、高程等），其δD和δ18O值有所差异，因此可以通过这些影响因素与δD和δ18O之间的关系来获得地热温泉补给区的补给高程与补给温度等相关信息[3]，进而可进一步明确补给区地热温泉水源和物源的主要影响因素。
-
由前面的分析可以看出，日喀则区域内27处地热温泉、54个泉眼样点中，康布（KB）温泉全部11个泉眼样点在不同水期的补给来源均为大气降水。因此，可以根据δD和δ18O的高程效应，对该补给区高程进行估算[3]。
大气降水的δD和δ18O的值会随着高程的升高而降低[3]。因海拔高度的影响，不同地区高程效应有着较大的差别[48]。利用高程效应，可以将高海拔地区和低海拔地区地下热水的补给进行区别，进而估算地下热水的补给区高程。
δD和δ18O含量与当地海拔高度关系的高程公式（同位素入渗高度）[3]
而根据我国的δD值与补给区高程的关系，中国大气降水公式δD值的高程效应[49]可表达为：
由于高程效应是影响我国西南地区及青藏高原大气降水中δ18O值变化的主要原因，因此西南地区高程效应的表达式[50]为：
式中，H为补给区高程（m）；h为取样点高程（m）；δG为取样点水样的δD或δ18O值；δP为取样点附近大气降水（补给水）的δD或δ18O值。因西藏河流蒸发趋势线的斜率为7.83，最为接近我国大气降水线斜率7.9，说明河流水体的δD与δ18O更易受大气降水的影响[40]。据此本研究采用位于区域内雅鲁藏布江谢通门段至曲水段河流水样的δD（−130‰）和δ18O（−13‰）作为取样点附近的大气降水的δD、δ18O值[40]；K为大气降水δD或δ18O的高程梯度（δ/100 m）。在中国，高程每升高100 m，δ18O值降低−0.31‰，δD值降低−1‰—−4‰[51]，结合前人对大气降水中氢氧稳定同位素含量分布与地形高程之间的关系研究分析[51]，本研究采用西藏东部地区δ18O的高度梯度值（K取值为0.31‰/100 m）较为合适[51]。康布（KB）温泉补给区11个泉眼样点的补给高程计算结果如表3所示。
由表3可以看出，相比根据公式1、公式2和公式3计算得到的补给区高程，公式1计算所得各个泉眼的补给高程为4252—4301 m，仅高出实际泉眼取样点高程约10 m，较为接近各温泉泉眼的采样点实际高程，且高于周边补给区河流高程（本研究上游实测为4245 m，下游实测为4122 m）。因康布（KB）温泉同位素组成明显的接近补给区大气降水的平均同位素组成，表明康布（KB）温泉的补给来源主要来自地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给[42]。康布（KB）温泉洗浴历史较长，人为影响较显著，其不确定性影响因素也较多。如分别以δ18O与补给高程（H）和取样点高程（h）之间进行相关性比较，分别得出线性方程：H=−190.69δ18O+981.11（R2=0.9939）、h=−12.422δ18O+4068.5（R2=0.1643），δ18O与补给高程的相关关系显著高于取样点高程。由此，可进一步说明地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给是影响康布（KB）温泉地下热水水源和物源的主要因素。
-
受大气降水补给的地下热水中的δD和δ18O与当地的大气温度总体上也会呈现出正相关关系[52]。因此补给区温度可以通过δD和δ18O的值根据温度效应进行估算[3]。
北半球大气降水的δ18O值和当地平均温度的关系式[3]
中国大气降水的δD的温度效应[28]可以表示为：
北半球高纬度地区大气降水的δ18O的温度效应[36]可以表示为：
根据公式4、公式5和公式6对康布（KB）温泉各泉眼样点的δD和δ18O值的计算结果如下表4所示。由于岩石中含氢矿物较少，地下热水中18O同位素更容易与围岩发生同位素交换反应，同位素交换反应对地下热水中的δD值影响不大，并根据氢氧稳定同位素离散分布特征，δD值离散程度较为稳定，据此根据δD值计算的结果更为准确。由表中数据可以看出，11个泉眼补给区温度为−6.27—−5.53 ℃，均为负值，且小于研究区内年平均气温（6.3 ℃[19]），推测由于补给区的海拔一般较高引起的。康布（KB）温泉所在地海拔较高（>4200 m），位于亚东沟，周围山峰常年积雪，所以补给区温度出现负值具有一定的合理性[53]。通过康布（KB）温泉补给区温度较低出现负值，进一步说明康布（KB）温泉地下热水水源和物源主要是地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给的，与“2.3”结论相符合。
-
（1）氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势，氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势，其蒸发量和水-岩作用可能是影响该区域内温泉δD、δ18O分布的主要影响因素。且日喀则区域内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用和地热温泉水的补给方式是地下热水中物质组成的影响因素。
（2）日喀则区域内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉以外，其余地热温泉δD、δ18O值因受入渗补给大气降水的影响，δD、δ18O值出现偏负现象，且受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同，导致地热温泉存在不同程度的18O飘移，从而表现出地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。
（3）通过大气降水中δD和δ18O的高程效应和温度效应，得出康布（KB）温泉11个泉眼的补给高程为4252—4301 m；补给区温度为−6.27—−5.53 ℃，均为负值且小于研究区内年平均气温，推测由于补给区的海拔一般较高引起的。补给区高程和补给区温度的估算结果均表明地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给是影响康布（KB）温泉地下热水水源和物源的主要因素。
西藏日喀则区域地热温泉水氢氧稳定同位素特征
Hydrogen and oxygen stable isotopic characteristics of geothermal hot spring water in Shigatse region, Tibet
-
摘要: 西藏日喀则区域内地热资源丰富，但针对这些地热温泉水氢氧稳定同位素特征研究相对匮乏。本研究对西藏日喀则区域内27处地热温泉、54个泉眼水样的δD和δ18O含量时空变化、补给来源、补给高程和补给温度开展了研究。结果表明，氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势，氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势，其蒸发量和水-岩作用可能是研究区地热温泉水δD、δ18O分布的主要影响因素。在被研究的54个泉眼中，与西藏其他区域情况类似，研究区内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉的11个泉眼以外，其余43个泉眼样点受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同，导致地热温泉水存在不同程度的18O飘移，从而表现出地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。研究区内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用和地热温泉水的补给方式是地下热水中物质组成的影响因素。而康布（KB）温泉，因无明显的水-岩作用，使得其与大气降水的关系更为紧密。利用大气降水中δD和δ18O的高程效应和温度效应的计算可以得出康布（KB）温泉的补给高程为4264—4301 m，补给温度为−6.27—−5.53 ℃。这进一步表明康布（KB）温泉地下热水主要受地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给影响。Abstract: The Shigatse region of Tibet is rich in thermal resources, but there are few studies on the hydrogen and oxygen stable isotopic characteristics of these geothermal hot spring waters and their significance. In this study, the temporal and spatial variations of δD and δ18O contents, recharge sources, recharge elevation and recharge temperature of 27 geothermal hot springs (all together with 54 spring water samples) in Shigatse region ,Tibet were studied. The results showed that the overall spatial variation of hydrogen isotopes showed a trend of decreasing and then increasing, and decreasing at the end from southeast to northwest direction. Oxygen isotopes were as decreasing and then increasing from southeast to northwest. The evaporation and water-rock interaction may be the main factors influencing the distribution of δD and δ18O in geothermal hot spring waters. Among the 54 spring samples studied, similar to the other regions in Tibet, the geothermal hot spring waters in the study area were mainly recharged by atmospheric precipitation, and the impact was more obvious in the wet season than in the dry season. However, except for the 11 springs samples from Khambu (KB) hot spring, the remaining 43 spring samples were affected by the regional altitude, precipitation, evaporation, hot spring water temperature and free CO2 contents. The intensity of the hydrothermal effect of geothermal hot springs was different, resulting from different degrees of 18O drift in geothermal hot spring waters, thus showing the spatial heterogeneity of hydrogen and oxygen stable isotopes in geothermal hot spring waters. Except for the Khambu (KB) hot springs in the study area, the water-rock interaction and the replenishment method of the geothermal hot spring waters were the influencing factors of the material composition of the underground hot waters. The Khambu (KB) hot springs had no obvious water-rock interaction, which made it more closely related to atmospheric precipitation. It can be concluded that the recharge elevation of the Khambu (KB) hot spring is 4264—4301 m, and the recharge temperature is −6.27—−5.53 ℃. This further indicates that the geothermal waters of the Khambu (KB) hot springs was mainly affected by the infiltration and recharge of atmospheric precipitation received by the mountains near the geothermal hot springs.
-
近年来，我国一些发达地区的村落建设了分散式农村污水处理设施，并取得了较好的环境效益，但这些村落污水的治理，仍以COD、氨氮、总磷等污染物的降解为考核目标，而农村居民生活水平和医疗条件在不断提高，村落水环境中EDCs浓度水平也相应增加，其对水环境生态和人类健康危害日益严重[1]，尤其是农村地区，EDCs通过灌溉形式，直接被稻、麦、瓜果等农作物吸收，进而进入食物链。EDCs是一种能扰乱生物体新陈代谢平衡的化学物质，主要分为天然产生（E1、E2、E3）及人工合成（EE2）[2]。据报道，各种环境基质中均检测到不同浓度的EDCs，水体中其质量浓度可低至10−6(1 μg·L−1)量级和10−9(1 ng·L−1)量级，而EDCs在极低浓度下就可引起水生生物的生殖发育障碍[3-4]。主要原因在于，EDCs与生物体内的雌激素受体结合而干扰生物内分泌系统正常代谢[5]。Legler等[6]研究发现，当自然水体中E2浓度达到1.0 ng·L−1时，可引起生物体内分泌紊乱。Cappiello等[7]发现不少猝死婴儿体内残留的EDCs含量相对普通新生婴儿较高；Clarke等[8]研究表明，妊娠期女性若接触过量EE2，则将増加母女患乳腺癌的风险。由此可见，当EDCs进入动物食物链，再经过层层传递，最终在人类体内积累，对人体健康损害威胁相应不断增大。
国内外众多学者研究表明，耕作型稻田复合生态系统通过“微生物-稻田湿地”耦合的复合系统对村落污水中的有机污染物进行生物降解，其主要依靠水稻复杂的根系及其附着的生物膜协同净化作用，不但可以达到净化村落污水的效果，还可以产生水稻增肥的效益[9]。但存在类固醇类激素（EDCs）环境污染及生态危害问题。现阶段，人为去除环境中雌激素类污染物主要通过吸附[10]、光催化氧化[11]、生物降解[12]的3种途径使EDCs在环境中迁移、降解。阳春等[10]研究表明，污泥对雌激素的吸附主要来自于污泥中的活性成分，而被生物表面所吸附的雌激素才能被生物降解。光解与氧化作用是EDCs真正的分解过程，因为它不可逆的改变了分子结构，强烈影响其在环境中的归趋，但光降解类固醇雌激素极易受pH的影响，近期有一些研究表明类固醇雌激素光氧化降解后产生的代谢产物仍具有雌激素活性[11]。生物降解通过微生物新陈代谢和自身与周围环境进行物质交换，达到将污染物去除或转化为无害无毒的物质[12]，日益受到人们的重视。
本文针对村落污水中的类固醇类激素（EDCs）环境污染及生态危害问题，构建耕作型稻田湿地[13]，并以本课题组筛选的农药降解菌HD为EDCs生物强化降解菌[14]，考察其对EDCs的降解效能，以期为村落水环境中的EDCs降解机制及环境生态影响评价提供参考。
1. 材料与方法（Materials and methods）
1.1 试验装置与进水水质
耕作型稻田湿地试验装置分2组，A组为空白对照组，B组为HD菌剂强化组。试验装置如图1所示，整个耕作型稻田湿地装置采用PP板（L×B×H=1 m×0.4 m×0.65 m），由集水区、湿地处理区和出水区3部分所组成，集水区沸石[15]层厚度200 mm，湿地填料层厚度300 mm，自下而上由40—50 mm砾石、15—35 mm红砖碎块、4—8 mm陶粒组成，孔隙率约30.8%；试验进水通过恒流水泵抽入集水区，经集水区的沸石层有效拦截后，再进入稻田湿地。装置内的土壤，取自常州洛阳镇薛家河周边稻田表层15—20 cm处土壤，所取土壤为该地区连年种植水稻土，装置内土壤层厚度为20 cm。耕作层厚度10 cm。水稻秧苗取自常州市洛阳镇薛家河周边水稻田中，种植密度为45株·m−2。
菌剂投加：A、B二组均采用自然进水法生物膜培养，当镜检可见填料上有褐色生物膜和原生动物及COD降解率超过60%时，认为生物挂膜成功。此时在B组中投加HD菌剂，配制100 mL的基础液体培养基（氯化钠：0.5 g，七水合硫酸镁：0.5 g，七水合硫酸亚铁：0.002 g，硫酸铵：1.5 g，氯化钙：0.04 g，磷酸氢二钾：1.5 g，磷酸二氢钾：1.5 g，蒸馏水：1 L，琼脂粉：20 g，pH：7.2—7.4），按照体积分数2.5%的比例接入菌种HD，培养48 h，将菌液混合后，再按照1%的投加比例混入进水中，随进水进入B组耕作型稻田湿地系统，连续投加2周，进行菌剂强化挂膜。A组不投菌，在正常条件下进行生物挂膜，为试验对照组。
农药降解菌HD筛选自南京某废弃农药厂的土壤中，是一株具有降解2,4-二氯苯酚能力的菌，现保藏于中国微生物菌种保藏管理委员会普通微生物中心，保藏编号：CGMCC No. 15123。经理化特性和分子鉴定判断属于摩式假单胞菌属（Pseudomonas mosselii）。
试验进水水质如表1所示。在生活污水的基础上添加少量内分泌干扰物，模拟进水内分泌干扰物浓度波动，如表2所示。
表 1 试验进水水质Table 1. Test water quality指标Index CODcr/(mg·L−1） 总磷/(mg L−1）TP 氨氮/(mg·L−1） NH+4 总氮/(mg·L−1）TN pH 范围 87—156 2.23—5.69 8.75—16.34 10.86—18.33 7.39—7.84 | Show Table
DownLoad:
CSV
表 2 进水内分泌干扰物浓度（μg·L-1）Table 2. Concentration of endocrine disruptors in water inlet（μg·L-1）类固醇Steroid estrogen E1 Estrone E2 Estradiol EE2 17-α-ethinylestradiol E3 Estriol 原水浓度 10.13—15.25 0.79—1.1 0.88—1.82 6.31—9.58 模拟进水浓度 38.69—60.13 9.86—14.32 10.89—13.21 33.28—54.36 | Show TableDownLoad:
CSV
1.2 试验仪器与试剂
表 3 主要试验试剂Table 3. Main experimental reagents药品名称Drug names 分子式Molecular formula 规格Specification 生产单位Production unit E1 C18H22O2 — 阿拉丁 E2 C18H24O2 — 阿拉丁 E3 C18H24O3 — 阿拉丁 EE2 C20H24O3 — 阿拉丁 BSTFA C8H18F3NOSi2 — 阿拉丁 吡啶 C5H5N AR 永华化学科技(江苏) 丙酮 CH3COCH3 AR 国药 正己烷 C6H14 AR 江苏强盛功能化学 二氯甲烷 CH2Cl2 AR 永华化学科技(江苏) 雄烷 C19H23 — 北京谱析科技有限公司 | Show TableDownLoad:
CSV
表 4 试验主要仪器Table 4. Experimental main instruments仪器设备Instrument and equipment 型号Model number 生产单位Production unit 多用途高速离心机 SORVALL Thermo electron corporation 行星式球磨机 QM-1SP2 南京大学仪器厂 超声波细胞粉碎机 JY96-Ⅱ 宁波新芝生物科技股份有限公司 气质联用 Trace ISQLT 美国赛默飞科技有限公司 | Show TableDownLoad:
CSV
1.3 水样预处理
采集1 L水样，GF/F（0.45 μm）滤膜抽滤，滤液用99%的浓硫酸调节至pH3以下。
固相萃取：利用Simon Acti-Carb SPE柱进行固相萃取，首先活化SPE，分别加入2.5 mL甲醇3次，3.5 mL超纯水3次，控制流速在10 mL min−1，进行萃取，待水样萃取完，再分别加入8 mL甲醇、8 mL二氯甲烷、8 mL正己烷进行洗柱，最后用10 mL的二氯甲烷和丙酮的混合溶液淋洗，收集淋洗液，在35—40 ℃的水浴中，用高纯度氮气吹至1 mL，放入冰箱待用，具体步骤见图2。
1.4 土样预处理
稻田土壤采集后，自然风干，去除杂石杂草，用球磨机在400 r·min−1的条件下充分研磨，过20目筛网，混匀后放入冰箱待用。预处理时，称取1 g的样品，放入10 mL的离心管中，加入5 mL溶剂（甲醇∶丙酮=1∶1），超声波萃取10 min，随后以5000 r·min−1转速离心10 min，收集上清液至25 mL离心管中。重复以上步骤2次，合并上清液后，经高纯度氮气吹至1 mL后，定容至20 mL。最后按照图2水样预处理的方法，进行固相萃取。
1.5 衍生化处理
环境中类固醇类EDCs的含量相对较低，且由于这类化学物质都含有—OH官能团，极性较强，若直接采用气质联用测定，在测定过程中容易被色谱柱所吸附，从而造成实测浓度小于实际浓度，因此为降低该类物质的极性，提高其热稳定性，增加了衍生化步骤，即在正常衍生化的步骤中，又增添了吡啶，可以有效降低EE2的衍生产物转变为E1的衍生产物。黄成等[16]对某制药厂污水样品中E1、E2、E3和EE2衍生化后使用气相色谱/质谱法（GC-MS）分析表明，4种目标化合物的加标回收率达到（94.0%±2.9%）—（101.0%±3.8%），说明GC-MS法可应用于污水中雌激素化合物定量检测。
衍生化方法是在1.5 mL色谱进样瓶中加入100 μL的混合标液，通入高纯度氮气将其缓慢吹干，接着在进样瓶中加入25 μL BSTFA和50 μL吡啶，待其反应一定时间后吹干，最后加入V（二氯甲烷）∶V（正己烷）=1∶4的进样溶剂和10 μL 0.01 g·L−1的内标，取1 μL注入GC-MS分析，在空白污水样品中添加100，300、500 ng·L−1 等3个浓度水平的目标物，测定回收率。衍生化的具体反映结构变化如下：
1.6 EDCs的测定条件
试验中E1、E2、EE2、E3选用气质联用进行测定，色谱柱为TG-5MS（30 m×0.25 mm×0.25 μm），气相条件如下：
GC：以氦气为载气，流速1 mL·min−1；不分流方式进样，进样口温度280 ℃，进样体积1 μL；柱初始温度为50 ℃，保持2 min，以12 ℃·min−1程序升温至260 ℃，保持8 min，再以3 ℃·min−1升温至280 ℃，保持5 min；
MS：接口温度280 ℃，传输线温度300 ℃，离子源为EI源，温度250 ℃，电子轰击能量70 eV，溶剂延迟时间12 min，以全扫描模式定性，扫描范围50—600 m/z，以选择离子扫描模式定量；
根据其衍生产物的特征碎片离子分布特征来确定目标产物的实际浓度，衍生产物实际参数如表5所示。
表 5 衍生产物的相应参数Table 5. corresponding parameters of derivative products衍生产物Derivative product 保留时间/min Retention time 特征碎片离子（m/z）Characteristic fragment ion 线性回归方程Equation of linear regression TMS-E1 24.28 342、327、285 Y=(9.43×108)x+(1.02×109)；R2=0.91 di-TMS-E2 25.43 416、401、285 Y=(1.08×107))x+(7.55×106)；R2=0.91 di-TMS-EE2 27.03 440、425、285 Y=(1.90×107))x+(3.92×106)；R2=0.92 Tri-TMS-E3 28.43 504、489、285 Y=(1.14×106)x+(2.38×106)；R2=0.90 注：x为目标产物的实际浓度，单位mg·L−1，Y为色谱峰面积. Note：x is the actual concentration of the target product, unit: mg·L−1, Y is the peak area. | Show TableDownLoad:
CSV
2. 结果与讨论（Results and discussion）
2.1 耕作型稻田湿地去除EDCs效能分析
图3是2018年7月至11月，水稻生长过程中，耕作型稻田湿地对EDCs中E1、E2、EE2、E3的去除效果图。从图3可以看出，生活污水中EDCs通过耕作型稻田湿地吸附降解后，A组的E1、E2、EE2、E3的平均去除率为80.1%、72.4%、68.3%、51.4%，B组的平均去除率为82.6%、73.4%、75.6%、60.5%，除了E3外，其余各目标污染物的去除率均在65%以上，Baronti[17]在试验过程中发现E2在生物降解过程中，一部分的E2较易氧化转化成E1，遵循典型的醇氧化为酮原则，而E1通过水和作用又转化为E3，随着中间产物的不断产生，进而导致了出水E3浓度偏高。B组投加HD菌后，可能是假单胞菌HD诱导产生了羟基酶[18]，相比A组E1、E2去除率未发生明显变化，EE2和E3去除率增高7%—9%，Huang等[19]发现，在BPA（双酚A）降解的河流底泥中，假单胞菌和鞘单胞菌占据了原有细菌群落的73%，由此可见，向湿地中投加假单胞菌HD有助于提高EDCs的去除率。
图 3 耕作型人工湿地对E1、E3、E2、EE2的去除效果Figure 3. Removal effect of cultivated constructed wetland on E1, E3, E2 and EE2湿地经过5个月的连续运行后，投菌组B中的EDCs残留量明显低于未投菌组A。由图3中的实测数据，经计算B组湿地出水中E1、E2、E3和EE2含量相比A组分别降低约26.6%、17.1%、30.3%、13.3%。试验时间跨秋夏两季，夏季EDCs的去除效果要明显优于秋季，这主要是因为夏季正值水稻生长期，水稻根系对EDCs有一定吸收作用，夏季温度较高，微生物活性较强，微生物新陈代谢较为旺盛，运行至秋季时，温度降低，水稻收割，微生物活性逐渐降低，EDCs的降解率并未大幅下降，说明人工湿地中填料层及土壤层对EDCs的去除起到了一定作用。
2.2 HD菌剂强化后耕作型稻田湿地各生物单元对EDCs去除分析
图4为耕作型稻田湿地经HD菌剂强化后EDCs浓度变化趋势图，沿程对E1、E2、E3和EE2的总去除率分别为88.6%、76.3%、64.8%和81.2%。3个生物单元填料层、土壤层、耕作层对E1去除率分别为16.2%、75.1%、28.2%，对E2去除率分别为14.5%、61.8%、18.7%，对E3去除率分别为20.6%、49.8%、10.4%，对EE2去除率分别为8.9%、43.4%、-8.1%，显然土壤层对EDCs的去除贡献占比相对最大，主要是因为土壤中微生物种群丰度要远高于填料层孔隙中生物膜上的微生物种群丰度，同时，土壤中还有分布广泛的水稻根系，通过其根系的泌氧作用，刺激微生物活性，促进微生物新陈代谢，进而加强了微生物降解能力，而填料层的填料作为微生物的代谢场所[20]，其主要作用有二：一是直接吸附EDCs，二是作为微生物的载体，在其表面形成微生物集聚（生物膜），为生物膜微生物吸附、吸收、降解EDCs提供平台。其中E1、E2、E3的降解沿程越往后，目标污染物浓度越低，但EE2在经过土壤层的降解后，其浓度却略有提升，一方面，据Ascenzo等[21]研究显示，EE2的生物降解只发生在好氧段，因为EE2拥有乙炔基，从空间结构上来看，这对基团基质和受体的结合有阻碍作用，使得酶活性表达受阻，且在厌氧阶段，会使其由结合态变为游离态，导致EE2不易被降解，另一方面，Li等[22]研究发现，EE2在厌氧条件下更有利用吸附，耕作层分布有植物根系，植物根系的泌氧作用使得填料层吸附作用相比土壤层较弱。同时在降解过程中E3的含量在进水时略低于E1，但随着沿程越往后E3出水浓度高于E1，因为E2在生物降解过程中，一部分的E2较易氧化转化成E1，而E1通过水和作用又转化为E3，随着中间产物的不断产生，进而导致出水E3浓度偏高。
图 4 耕作型湿地沿程EDCs浓度变化Figure 4. Changes of EDCs concentration along the course of cultivated wetland2.3 耕作型稻田湿地水芹种植期土壤中残留EDCs的变化特征
类固醇类EDCs多半有亲脂疏水的特性，易被土壤所吸附，一般类固醇类EDCs在环境中的半衰期为5—25 d不等，土壤中残留的EDCs会在一定时期，通过迁移、浸出到水体中，所以稻田湿地水体中EDCs含量通常偏高[23]。图5反应了耕作型稻田湿地净化过程中，土壤中残留EDCs含量的变化趋势，可看出投菌组B中E1、E2、EE2残留量明显小于A组，可见稻田湿地微生物对EDCs进行生物降解时，反硝化假单胞菌[24]使得反硝化细菌种群丰度提升，有利于E1的生物降解，说明HD菌促进了土壤层中羟基酶的产生，提高了其对EDCs的去除效率。从图5可看出，EE2浓度是先增后减，可能是由于EE2较为稳定不易降解。Ternes等[25]研究EE2的生物降解特性，发现1 mg·L−1的EE2经24 h后几乎无降解。10月水稻收割后，新种植了水芹，据Schroeder等[26]研究发现水芹在24 h内便能通过茎部富集近0.9 ng·L−1的EE2，所以后期EE2浓度又显下降趋势。B组中E3浓度一直呈上升趋势，任海燕等[27]研究发现，对EE2降解中间产物进行质谱分析推测，EE2在降解过程中首先被氧化为E1，后经过一系列生物催化作用生成2-羟基-2,4-二烯-戊酸和2-羟基-2,4-二烯-1,6-己二酸两种中间代谢产物，E1通过水合作转化为E3，又E2在生物降解过程中部分较易被氧化转化为E1，E1通过水合作用又转化为E3，故而导致土壤中E3浓度不断增高。湿地运行初期E1、E2浓度分别增加了85%、25%，EE2、E3浓度下降了60%、30%，这主要是因为生活污水中EDCs的构成主要以天然雌激素中的E1、E2为主，且其主要为结合态形式，极性更强，更易被土壤所吸收[28]，且溶解性有机物的共轭物在经细菌酶分解时，亦会产生E1的衍生产物[29]，进而导致E1浓度提高。虽然土壤层对于EDCs的降解效果较好，但初期由于土壤中生物种群尚未稳定，所以导致E1、E2的处理效果受限。
3. 结论（Conclusions）
（1）未投菌的A组对雌酮（E1）、雌二醇（E2）、雌三醇（E3）及17α-乙炔基雌二醇（EE2）的平均去除率分别为80.1%、72.4%、51.4%、68.3%，投加HD菌剂强化的B组平均去除率分别为82.6%、73.4%、60.5%、75.6%，A、B两组耕作型稻田湿地对E3去除率相比E1、E2、EE2最低。E2在生物降解过程中较易氧化转化成E1，而E1通过水和作用又转化为E3，随着中间产物的不断产生，出水E3浓度增大。A、B两组耕作型稻田湿地中，除E3外E1、E2、EE2去除率均在65%以上，EE2的生物降解只发生在好氧段，EE2拥有乙炔基，从空间结构上来看，这对基团基质和受体的结合有阻碍作用，使得酶活性表达受阻，且在厌氧阶段，会使其由结合态变为游离态，致使EE2不易被降解。
（2）投加HD菌后，耕作型稻田湿地对E1、E2、E3和EE2的总去除率分别为88.6%、76.3%、64.8%和81.2%。耕作层、土壤层、填料层3个生物单元对EDCs（E1、E2、E3、EE2）去除效果均有提升，其中：对E1去除率分别为16.2%、75.1%、28.2%；对E2去除率分别为14.5%、61.8%、18.7%；对E3去除率分别为20.6%、49.8%、10.4%；对EE2去除率分别为8.9%、43.4%、−8.1%。HD菌对耕作型稻田湿地中微生物群落产生影响，诱导产生的羟基酶有利于降解EDCs，从而提高了EDCs的去除效率。耕作型稻田湿地经HD菌剂强化后，3个生物单元中明显土壤层对EDCs去除贡献相对较大，土壤层微生物种群丰度更大，且土壤层中还分布有广泛的水稻根系，不仅为微生物代谢提供营养物质和氧气，还进一步提高了其生物分解能力。
（3）湿地运行初期，耕作型稻田背景土壤中残留的EDCs含量相对较高，经过5个月的连续运行后，土壤中EDCs含量明显下降，投菌组B中的EDCs残留量要明显低于未投菌组A，B组湿地出水中E1、E2、E3和EE2含量相比A组可分别降低约26.6%、17.1%、30.3%、13.3%。表明HD菌剂能强化耕作型稻田湿地土壤中EDCs的降解。本研究对于村落水环境中的EDCs降解机制及环境生态影响评价有一定的参考价值。
-
图 1 西藏日喀则区域地热温泉样点分布图
Figure 1. Map of sampling sites for geothermal hot springs in Shigatse region, Tibet
图 2 西藏日喀则区域地热温泉水氢（a）和氧（b）同位素空间分布特征图
Figure 2. Spatial distribution of hydrogen （a）and oxygen（b） isotopes in geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
图 3 西藏日喀则区域地热温泉水d-excess值在枯水期和丰水期的变化图
Figure 3. Variation of d-excess value of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet during dry and wet seasons
图 4 西藏日喀则区域地热温泉水δD-δ18O关系图（a）丰水期；（b）枯水期
Figure 4. δD-δ18O relationship diagram of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
图 5 西藏日喀则区域地热温泉水δD、δ18O与温度关系图
Figure 5. The relationship between δD, δ18O and temperature of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
表 1 西藏日喀则区域地热温泉样点基本信息表
Table 1. Basic information of geothermal hot spring sampling sites in Shigatse region, Tibet
序号Serial number 地热温泉名称Name of geothermal hot spring 泉眼编号 - 地热温泉类型Spring sampling number - Geothermal spring type 海拔/mAltitude 地热温泉所在县The county 1 荣满东温泉（RMD） 2个采样点:枯（RMD1、RMD2）- 热泉；丰（RMD2）→低温温泉 4096 仁布县 2 雅江温泉（YJ） 1个采样点:枯（YJ）- 热泉；丰→未采样 3720 3 查当微温泉（CDW） 1个采样点:（CD）- 微温泉 4177 康马县 4 拉布普温泉（LBP） 1个采样点:（LBP）- 温泉 4368 南木林县 5 碧碧龙喷泉（BBL） 1个采样点:（BBL）- 沸泉 4548 6 欧布堆（OBD） 2个采样点:枯（OBD1）-热泉；（OBD2）-低温温泉；丰（OBD2)→温泉 4455 7 金嘎温泉（JG） 2个样点:（JG1、JG3）- 温泉 4316 江孜县 8 康布温泉（KB） 11个样点:枯（A、B、C、D、E、I、J、K、M）- 热泉，（F、G-温泉）；丰（D、E、J、K、M）→温泉 4259 亚东县 9 塔杰温泉（TJ） 1个采样点:（TJ）-热泉 4492 岗巴县 10 龙中温泉（LZ） 3个采样点:枯：（LZ1）-热泉，（LZ2）-温泉，（LZ3）-沸泉；丰（LZ1）→温泉 4512 11 孔玛温泉（KM） 2个采样点:枯（KM1）-温泉、（KM2）-热泉；丰（KM2）→未采样 4697 12 东拉热泉（DL） 1个采样点:（DL）-温泉 4776 定结县 13 果琼温泉（GQ） 1个采样点:（GQ）-热泉 3923 谢通门县 14 卡嘎温泉（KG） 1个采样点:（KG）-热泉 3946 15 卡乌温泉（KW） 3个采样点:枯（KW1、KW3）- 热泉；（KW2）-温泉；丰（KW1）→沸泉，（KW2）→低温温泉 4619 萨迦县 16 芒普温泉（MP） 2个采样点:枯（MP1、MP2）- 温泉；丰（MP2）→热泉 4607 拉孜县 17 锡钦温泉（XQ） 1个采样点:（XQ）-热泉 4013 18 尼夏温泉（NX） 1个样点:（NX）-热泉 4173 定日县 19 鲁鲁温泉（LL） 4个采样点:枯（LL1、LL2）-热泉，（LL3）-低温温泉，（LL4）- 温泉；丰（LL3）→未采样 4421 20 仓木达温泉（CDM） 1个采样点:（CDM）-温泉 4398 21 搭格架间歇喷泉（DGJ） 3个样点：枯（DGJ1、DGJ3）- 沸泉，（DGJ2）—热泉；丰（DGJ2）→沸泉，（DGJ3）→亚沸泉 5065 昂仁县 22 热龙温泉（RL） 1个采样点:(RL）-温泉 4383 昂仁县 23 阿当微（ADW） 1个样点:（ADW）-微温泉 4352 聂拉木县 24 仲玛低温温泉（ZM） 1个采样点:枯（ZM）-微温泉；丰：（ZM）→热泉 4291 吉隆县 25 卡龙温泉（KL） 1个采样点:（KL）-温泉 4443 26 如角沸泉（RJ） 3个采样点:枯（RJ1-RJ3）-热泉；丰（RJ1）→沸泉，（RJ3）→未采样 5128 萨嘎县 27 斯冲温泉（SC） 2个泉眼:（SC1、SC2）-低温温泉 5120 仲巴县
下载: 导出CSV
表 2 西藏日喀则区域地热温泉氢氧稳定同位素和温度数据
Table 2. Hydrogen and oxygen stable isotopes and temperature data of geothermal hot springs in Shigatse region, Tibet
序号Serial number 泉眼编号Spring sample number 丰水期 (Wet season) 枯水期 (Dry season) δ18O/‰ δD/‰ t/℃ δ18O/‰ δD/‰ t/℃ 1 荣满东（RMD）温泉RMD1泉眼 −17.72 −151.9 59 −12.81 −153.2 54 2 荣满东（RMD）温泉RMD2泉眼 −15.82 −147.4 24 −16.55 −152.3 63 3 雅江（RMD）温泉YJ泉眼 — — — −18.45 −162.3 78 4 查当微（CDW）温泉CDW泉眼 −22.22 −148.5 18 −19.12 −148.6 17 5 拉布普（LBP）温泉LBP泉眼 −20.54 −165.4 42 −18.37 −165.8 36 6 碧碧龙（BBL）喷泉BBL泉眼 −21.65 −165.7 91 −15.30 −165.0 85 7 欧布堆（OBD）温泉OBD1泉眼 −21.63 −170.1 72 −16.47 −167.3 66 8 欧布堆（OBD）温泉OBD2泉眼 −21.75 −178.9 39 −15.91 −166.8 28 9 金嘎（JG）温泉JG1泉眼 −20.27 −149.3 43 −18.22 −149.4 40 10 金嘎（JG）温泉JG3泉眼 −21.78 −149.3 39 −19.11 −153.5 40 11 康布（KB）温泉A泉眼 −17.41 −108.2 50 −14.93 −110.2 54 12 康布（KB）温泉B泉眼 −16.85 −107.9 47.5 −14.92 −108.6 52 13 康布（KB）温泉C泉眼 −16.97 −109.8 48 −14.93 −110.3 51 14 康布（KB）温泉D泉眼 −16.16 −108.8 44.5 −14.51 −109.1 48 15 康布（KB）温泉E泉眼 −15.92 −107.9 44 −14.65 −109.1 49 16 康布（KB）温泉F泉眼 −15.88 −107.6 44 −14.88 −110.1 45 17 康布（KB）温泉G泉眼 −16.13 −109 43 −14.79 −110.1 41.5 18 康布（KB）温泉I泉眼 −15.99 −109.9 48 −14.80 −110.3 50 19 康布（KB）温泉J泉眼 −15.36 −108.7 42 −14.72 −110.5 46 20 康布（KB）温泉K泉眼 −15.63 −108.9 45 −14.76 −110.8 50 21 康布（KB）温泉M泉眼 −15.17 −107.3 39 −14.78 −110.1 43 22 塔杰（TJ）温泉TJ泉眼 −19.69 −155.2 53 −18.30 −155.8 50 23 龙中（LZ）温泉LZ1泉眼 −19.27 −154 37 −18.01 −155.8 77 24 龙中（LZ）温泉LZ2泉眼 −18.74 −153.2 42 −17.76 −153.8 41 25 龙中（LZ）温泉LZ3泉眼 −19.19 −155.4 88 −18.01 −154.8 84.5 26 孔玛（KM）温泉KM1泉眼 −18.65 −158.4 43 −17.04 −158.0 45 27 孔玛（KM）温泉KM2泉眼 — — — −16.84 −156.5 53 28 东拉（DL）温泉DL泉眼 −23.28 −174.3 44 −22.34 −176.3 40 29 果琼（GQ）温泉GQ泉眼 −18.97 −160.6 60 −17.82 −160.3 57 30 卡嘎（KG）温泉KG泉眼 −20.98 −167.1 55 −20.30 −168.3 48 31 卡乌（KW）沸泉KW1泉眼 −20.93 −169.8 87 −17.63 −165.5 75 32 卡乌（KW）沸泉KW2泉眼 −17.3 −158.2 22 −17.87 −163.3 39 33 卡乌（KW）沸泉KW3泉眼 −19.47 −173.2 61 −18.04 −164.3 54 34 芒普（MP）温泉MP1泉眼 −21.69 −167.1 44 −20.90 −168.0 40 35 芒普（MP）温泉MP2泉眼 −21.91 −168.5 46 −21.20 −169.1 45 36 锡钦（XQ）温泉XQ泉眼 −22.04 −182.1 53 −20.43 −171.6 50 37 尼夏（NX）温泉NX泉眼 −22.97 −172.7 50 −20.83 −169.7 48 38 鲁鲁（LL）温泉LL1泉眼 −20.94 −169.1 58 −19.70 −169.0 61 39 鲁鲁（LL）温泉LL2泉眼 −19.38 −166.1 57 −17.23 −165.9 66 40 鲁鲁（LL）温泉LL3泉眼 — — — −19.18 −167.2 32 41 鲁鲁（LL）温泉LL4泉眼 −19.84 −167.1 44 −18.44 −168.4 43 42 参木达（CDW）温泉CDM泉眼 −20.33 −161.4 39.5 −19.84 −165.0 44 43 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ1泉眼 −19.44 −158.2 91 −18.73 −158.4 87 44 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ2泉眼 −19.48 −159.6 84 −18.51 −159.4 78 45 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ3泉眼 −20.13 −162.1 81 −18.59 −159.8 85 46 热龙（RL）温泉RL泉眼 −19.24 −156.7 37 −18.98 −159.6 41 47 阿当微（ADW）温泉ADW泉眼 −18.04 −131.9 18 −15.22 −133.5 19 48 仲玛（ZM）低温温泉ZM泉眼 −19.66 −161.1 48.5 −17.80 −150.0 13 49 卡龙（KL）温泉KL泉眼 −18.93 −160.5 42.5 −15.35 −155.3 40 50 如角（RJ）沸泉RJ1泉眼 −21.63 −172.2 84 −16.85 −166.5 79 51 如角（RJ）沸泉RJ2泉眼 −21.59 −166.2 75 −16.73 −167.0 70 52 如角（RJ）沸泉RJ3泉眼 — — — −16.81 −168.0 80 53 斯冲（SC）温泉SC1泉眼 −20.38 −159.2 32 −15.90 −162.9 32 54 斯冲（SC）温泉SC2泉眼 −20.51 −161.4 35 −20.53 −161.1 21
下载: 导出CSV
表 3 西藏日喀则区域康布（KB）温泉补给区高程计算结果统计表
Table 3. Statistical table of elevation calculation results of Khambu (KB) hot spring supply area in Shigatse region, Tibet
泉眼编号Spring number δG(18O)/‰ δP(18O)/‰ 采样高程/mSampling elevation K/‰ H/m 平均高程/m Average elevation 公式1Formula 1 公式2Formula 2 公式3Formula 3 A −16.17 −13 4254 −0.31 4264 2740 5172 4058.67 B −15.885 −13 4292 −0.31 4301 2708 5014 4007.67 C −15.95 −13 4261 −0.31 4271 2768 5050 4029.67 D −15.335 −13 4260 −0.31 4268 2732 4708 3902.67 E −15.285 −13 4260 −0.31 4267 2717 4681 3888.33 F −15.38 −13 4263 −0.31 4271 2728 4733 3910.67 G −15.46 −13 4259 −0.31 4267 2752 4778 3932.33 I −15.395 −13 4263 −0.31 4271 2770 4742 3927.67 J −15.04 −13 4252 −0.31 4259 2753 4544 3852.00 K −15.195 −13 4245 −0.31 4252 2762 4631 3881.67 M −14.975 −13 4257 −0.31 4263 2723 4508 3831.33
下载: 导出CSV
表 4 西藏日喀则区域康布（KB）温泉补给区温度估算结果
Table 4. Estimation results of Khambu(KB) hot spring supply area temperature in Shigatse region, Tibet
泉眼编号Spring number δ18O/‰ δD/‰ t/℃ 平均值/℃Average value 公式4 Formula 4 公式5 Formula 5 公式6 Formula 6 A −16.17 −109.20 0.06 −6.07 −1.91 −2.64 B −15.89 −108.25 0.08 −5.53 −1.90 −2.45 C −15.95 −110.05 0.06 −6.10 −1.91 −2.65 D −15.34 −108.95 0.86 −5.70 −1.31 −2.05 E −15.29 −108.50 0.60 −5.70 −1.51 −2.21 F −15.38 −108.85 0.15 −6.03 −1.84 −2.57 G −15.46 −109.55 0.33 −6.03 −1.71 −2.47 I −15.40 −110.10 0.31 −6.10 −1.73 −2.51 J −15.04 −109.60 0.46 −6.17 −1.61 −2.44 K −15.20 −109.85 0.38 −6.27 −1.67 −2.52 M −14.98 −108.70 0.35 −6.03 −1.70 −2.46
下载: 导出CSV
-
[1] ZOUABI-ALOUI B, ADELANA S M, GUEDDARI M. Effects of selective withdrawal on hydrodynamics and water quality of a thermally stratified reservoir in the southern side of the Mediterranean Sea: A simulation approach [J]. Environmental Monitoring and Assessment, 2015, 187(5): 292. doi: 10.1007/s10661-015-4509-3 [2] 王茜. 四川稻城温泉同位素、元素水文地球化学特征研究[D]. 成都: 成都理工大学, 2002. WANG Q . Study on the thermal spring character of isotope and element hydrogeochemistry in Daocheng, Sichuan[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2002(in Chinese).
[3] 王恒纯. 同位素水文地质概论[M]. 北京: 地质出版社, 1991. WANG H C. Introduction to Isotope Hydrogeology [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1991(in Chinese).
[4] 王洁青. 云南西北部温泉氢、氧稳定同位素研究[D]. 北京: 中国地质大学, 2017. WANG J Q. A study of hydrogen and oxygen stable isotopes of the hot springs in nonthwestern Yunnan[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2017(in Chinese).
[5] 谭梦如, 周训, 张彧齐, 等. 云南勐海县勐阿街温泉水化学和同位素特征及成因 [J]. 水文地质工程地质, 2019, 46(3): 70-80. TAN M R, ZHOU X, ZHANG Y Q, et al. Hydrochemical and isotopic characteristics and formation of the Mengajie hot spring in Menghai County of Yunnan [J]. Hydrogeology & Engineering Geology, 2019, 46(3): 70-80(in Chinese).
[6] 张磊, 郭丽爽, 刘树文, 等. 四川鲜水河-安宁河断裂带温泉氢氧稳定同位素特征 [J]. 岩石学报, 2021, 37(2): 589-598. doi: 10.18654/1000-0569/2021.02.16 ZHANG L, GUO L S, LIU S W, et al. Characteristics of hydrogen and oxygen stable isotopes of hot springs in Xianshuihe-Anninghe fault zone, Sichuan Province, China [J]. Acta Petrologica Sinica, 2021, 37(2): 589-598(in Chinese). doi: 10.18654/1000-0569/2021.02.16
[7] CRAIG H. Isotopic variations in meteoric waters [J]. Science, 1961, 133(3465): 1702-1703. doi: 10.1126/science.133.3465.1702 [8] ETZEL T M, BOWMAN J R, MOORE J N, et al. Oxygen isotope systematics in an evolving geothermal system: Coso hot springs, California [J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2017, 329: 54-68. doi: 10.1016/j.jvolgeores.2016.11.014 [9] KITAOKA K, YUSA Y, KAMIYAMA K, et al. Migration processes of geothermal fluids in the beppu geothermal system, Japan, estimated from stable isotope ratios [J]. Journal of Groundwater Hydrology, 1993, 35(4): 287-305. doi: 10.5917/jagh1987.35.287 [10] 钱会, 马致远, 李培月. 水文地球化学[M]. 2版. 北京: 地质出版社, 2012. QIAN H, MA Z Y, LI P Y. Hydrogeochemistry[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2012(in Chinese).
[11] 周立. 西藏中部典型温泉特征[D]. 北京: 中国地质大学, 2012. ZHOU L. Characteristics of the typical hot springs in the central Tibet[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2012(in Chinese).
[12] 郭宁. 西藏江达县典型地热显示区水化学特征及成因研究[D]. 石家庄: 河北地质大学, 2020. GUO N. Hydrogeochemical characteristics and genetic of geothermal water in Jiangda, Tibet[D]. Shijiazhuang: Hebei GEO University, 2020(in Chinese).
[13] 廖昕, 蒋翰, 徐正宣, 等. 西藏东部阿旺地下热水化学特征及其成因初探 [J]. 工程地质学报, 2020, 28(4): 916-924. LIAO X, JIANG H, XU Z X, et al. Hydrogeochemical characteristics and genesis mechanism of geothermal water in awang, eastern Tibet [J]. Journal of Engineering Geology, 2020, 28(4): 916-924(in Chinese).
[14] 刘昭. 西藏尼木—那曲地热带典型高温地热系统形成机理研究[D]. 北京: 中国地质科学院, 2014.LIU Z. The forming mechanism of typical high-temperature geothermal systems in Nimu-Naqu geothermal belt, Tibet[D]. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences, 2014(in Chinese). [15] 刘明亮. 西藏典型高温水热系统中硼的地球化学研究[D]. 武汉: 中国地质大学, 2018. LIU M L. Boron geochemistry of the geothermal waters from typical hydrothermal systems in Tibet[D]. Wuhan: China University of Geosciences, 2018(in Chinese).
[16] 张敏, 王晓丽, 马玉寿, 等. 西藏日喀则地区牧草供需研究 [J]. 草地学报, 2021, 29(10): 2332-2338. ZHANG M, WANG X L, MA Y S, et al. Study on the supply and demand of forage in Shigatse region, Tibet [J]. Acta Agrestia Sinica, 2021, 29(10): 2332-2338(in Chinese).
[17] 徐建华. 现代地理学中的数学方法[M]. 北京: 高等教育出版社, 1996: 48-63. XU J H. Mathematical Methods in Modern Geography [M]. Beijing: Higher Education Press, 1996: 48-63(in Chinese).
[18] 徐宗学, 巩同梁, 赵芳芳. 近40年来西藏高原气候变化特征分析 [J]. 亚热带资源与环境学报, 2006, 1(3): 24-32. doi: 10.3969/j.issn.1673-7105.2006.03.004 XU Z X, GONG T L, ZHAO F F. Analysis of climate change in Tibetan Plateau over the past 40 years [J]. Journal of Subtropical Resources and Environment, 2006, 1(3): 24-32(in Chinese). doi: 10.3969/j.issn.1673-7105.2006.03.004
[19] 熊兴容. 西藏日喀则市农业种植结构变化及影响因素 [J]. 耕作与栽培, 2020, 40(4): 39-43. XIONG X R. Variation of agricultural planting structure and influence factor in Shigatse, Tibet [J]. Tillage and Cultivation, 2020, 40(4): 39-43(in Chinese).
[20] 中国科学院青藏高原综合科学考察队. 西藏地热[M]. 北京: 科学出版社, 1981. Chinese Academy of Sciences Qinghai-Tibet Plateau Comprehensive Scientific Expedition Team. Tibet Water Conservancy [M]. Beijing: Science Press, 1981(in Chinese).
[21] 熊德清, 崔笑烽. 喜马拉雅山脉地震带主要地质灾害与地形地貌关系: 以西藏日喀则地区为例 [J]. 地质通报, 2021, 40(11): 1967-1980. doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2021.11.014 XIONG D Q, CUI X F. The relationship between main geological hazard and topography in the Himalayan seismic belt: A case study in the Xigaze area, Tibet [J]. Geological Bulletin of China, 2021, 40(11): 1967-1980(in Chinese). doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2021.11.014
[22] 佟伟. 西藏温泉志[M]. 北京: 科学出版社, 2000: 5-9. TONG W. Thermal springs in Tibet[M]. Beijing: Science Press, 2000: 5-9(in Chinese).
[23] 吴燕芹. 西藏日喀则地区冷泉碳酸盐岩综合研究[D]. 北京: 中国地质大学(北京), 2016. WU Y Q. Synthetic study in cold seep area, Shigatse, Tibet[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2016(in Chinese).
[24] 朱菲菲. 雅鲁藏布江中游谢通门南北向活动断裂带特征及工程效应研究[D]. 成都: 成都理工大学, 2008. ZHU F F. The research of the north-south active fault belt in xiatongmoin in the middle reaches of the Yarlung zangbo river and effection engineering[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2008(in Chinese).
[25] 雷生学, 李振海, 张文朋, 等. 西藏日喀则拉堆—乃东与毕定—甲舍拉断裂的活动性分析研究 [J]. 地震工程学报, 2018, 40(4): 785-793. doi: 10.3969/j.issn.1000-0844.2018.04.785 LEI S X, LI Z H, ZHANG W P, et al. Activity analysis of the Ladui—Naidong and Biding—Jiashela Faults in Xigaze, Tibet [J]. China Earthquake Engineering Journal, 2018, 40(4): 785-793(in Chinese). doi: 10.3969/j.issn.1000-0844.2018.04.785
[26] 国家质量监督检验检疫总局, 中国国家标准化管理委员会. 地热资源地质勘查规范: GB/T 11615—2010[S]. 北京: 中国标准出版社, 2011. General Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People's Republic of China, Standardization Administration of the People's Republic of China. Geologic exploration standard of geothermal resources: GB/T 11615—2010[S]. Beijing: Standards Press of China, 2011(in Chinese).
[27] 国家质量监督检验检疫总局, 中国国家标准化管理委员会. 地下水质量标准: GB/T 14848—2017[S]. 北京: 中国标准出版社, 2017. General Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People's Republic of China, Standardization Administration of the People's Republic of China. Standard for groundwater quality: GB/T 14848—2017[S]. Beijing: Standards Press of China, 2017(in Chinese).
[28] 周训, 金晓媚, 梁四海. 地下水科学专论: 彩色版[M]. 2版. 北京: 地质出版社, 2017. ZHOU X, JIN X M, LIANG S H. Monograph on groundwater science (color version) [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2017(in Chinese).
[29] 肖阳, 李守义, 刘计良, 等. 弧形钢闸门支承钢梁横向加劲肋布置研究 [J]. 水资源与水工程学报, 2019, 30(5): 189-193. XIAO Y, LI S Y, LIU J L, et al. Study on the arrangement of the bearing steel beams transverse stiffeners of the radial steel gate [J]. Journal of Water Resources and Water Engineering, 2019, 30(5): 189-193(in Chinese).
[30] 焦艳军, 王广才, 崔霖峰, 等. 济源盆地地表水和地下水的水化学及氢、氧同位素特征 [J]. 环境化学, 2014, 33(6): 962-968. doi: 10.7524/j.issn.0254-6108.2014.06.023 JIAO Y J, WANG G C, CUI L F, et al. Characteristics of hydrochemistry and stable hydrogen, oxygen isotopes in surface water and groundwater in Jiyuan Basin [J]. Environmental Chemistry, 2014, 33(6): 962-968(in Chinese). doi: 10.7524/j.issn.0254-6108.2014.06.023
[31] 马致远, 钱会. 环境同位素地下水文学[M]. 西安: 陕西科学技术出版社, 2004. MA Z Y, QIAN H. Environmental isotope groundwater literature [M]. Xi'an: Shaanxi Science & Technology Press, 2004(in Chinese).
[32] 汪集栘. 中低温对流型地热系统[M]. 北京: 科学出版社, 1993. WANG J Y. Low-medium temperature geothermal system of convective type[M]. Beijing: Science Press, 1993(in Chinese).
[33] 赵健宇. 西藏雨季主要水体氢、氧同位素特征的研究[D]. 长沙: 湖南农业大学, 2017. ZHAO J Y. Tibet study on hydrogen and oxygen isotope characteristics of main water body in Tibetan rainy season[D]. Changsha: Hunan Agricultural University, 2017(in Chinese).
[34] 毛龙富, 付舒, 刘宏, 等. 基于氢氧稳定同位素的喀斯特泉水补给来源分析[J/OL]. 地球科学: 1-13[2022-02-11].http://kns.cnki.net/kcms/detail/42.1874.P.20211015.1031.002.html MAO L F, FU S, LIU H, et al. Analysis of karst spring water supply sources based on stable isotopes of hydrogen and oxygen [J/OL]. Earth Science: 1-13 [2022-02-11].http://kns.cnki.net/kcms/detail/42.1874.P.20211015.1031.002.html(in Chinese).
[35] GAT J R. Paleoclimate conditions in the Levant as revealed by the isotopic composition of paleowaters[J]. Israel Meteorological Research Papers, 1981. [36] DANSGAARD W. Stable isotopes in precipitation [J]. Tellus, 1964, 16(4): 436-468. doi: 10.3402/tellusa.v16i4.8993 [37] 尹观, 倪师军, 张其春. 氘过量参数及其水文地质学意义: 以四川九寨沟和冶勒水文地质研究为例 [J]. 成都理工学院学报, 2001, 28(3): 251-254. YIN G, NI S J, ZHANG Q C. Deuterium excess parameter and geohydrology significance—taking the geohydrology researches in Jiuzaigou and yele, Sichuan for example [J]. Journal of Chengdu University of Technology, 2001, 28(3): 251-254(in Chinese).
[38] 包宇飞. 雅鲁藏布江水文水化学特征及流域碳循环研究[D]. 北京: 中国水利水电科学研究院, 2019. BAO Y F. The study of hydrochemical characteristics and carbon cycles in the Yarlung zangbo river basin[D]. Beijing: China Academy of Water Resources and Hydropower, 2019(in Chinese).
[39] 仁增拉姆, 罗珍, 叶浠倩, 等. 西藏年楚河流域温泉水水化学特征及其环境意义[J/OL]. 水生态学杂志: 1-17[2022-03-29].DOI:10.15928/j.1674-3075.202103290085. REN Z L M, LUO Z, YE X Q, et al. The chemical characteristics of hot spring water in the Nianchu River Basin in Tibet and its environmental significance [J/OL]. Journal of Water Ecology: 1-17 [2022-03-29].DOI:10.15928/j.1674-3075.202103290085(in Chinese).
[40] 李继荣, 赵健宇, 杨乐, 等. 西藏雨季主要水体氢、氧同位素特征 [J]. 干旱区研究, 2017, 34(2): 411-415. LI J R, ZHAO J Y, YANG L, et al. Stable hydrogen and oxygen isotopes in waters in Tibet [J]. Arid Zone Research, 2017, 34(2): 411-415(in Chinese).
[41] 郑淑蕙, 侯发高, 倪葆龄. 我国大气降水的氢氧稳定同位素研究 [J]. 科学通报, 1983, 28(13): 801-806. doi: 10.1360/csb1983-28-13-801 ZHENG S H, HOU F G, NI B L. Study on hydrogen and oxygen stable isotopes of atmospheric precipitation in my country [J]. Chinese Science Bulletin, 1983, 28(13): 801-806(in Chinese). doi: 10.1360/csb1983-28-13-801
[42] 于津生. 中国同位素地球化学研究[M]. 北京: 科学出版社, 1997. YU J S. Research on isotopic geochemistry in China [M]. Beijing: Science Press, 1997(in Chinese).
[43] PANG Z H, KONG Y L, LI J, et al. An isotopic geoindicator in the hydrological cycle [J]. Procedia Earth and Planetary Science, 2017, 17: 534-537. doi: 10.1016/j.proeps.2016.12.135 [44] 顾慰祖. 同位素水文学[M]. 北京: 科学出版社, 2011. GU W Z. Isotope hydrology[M]. Beijing: Science Press, 2011(in Chinese).
[45] 罗绍强, 徐琳, 唐华, 等. 西藏日喀则市查孜地热田水化学及同位素特征研究 [J]. 中国地质调查, 2020, 7(5): 10-15. LUO S Q, XU L, TANG H, et al. Hydrochemical and isotopic characteristics of Chazi geothermal field in Shigatse in Tibet [J]. Geological Survey of China, 2020, 7(5): 10-15(in Chinese).
[46] 卫克勤, 林瑞芬, 王志祥. 西藏羊八井地热水的氢、氧稳定同位素组成及氚含量 [J]. 地球化学, 1983, 12(4): 338-346. doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.1983.04.002 WEI K Q, LIN R F, WANG Z X. Hydrogen and oxygen stable isotopic composition and tritium content of waters from yangbajain geothermal area, Xizang, China [J]. Geochimica, 1983, 12(4): 338-346(in Chinese). doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.1983.04.002
[47] 王贝贝, 卢国平, 胡晓农, 等. 粤西深大断裂温热泉水化学分析 [J]. 环境化学, 2019, 38(5): 1150-1160. WANG B B, LU G P, HU X N, et al. Hydrochemical characterization of thermal spring waters in the deep fault region in western Guangdong [J]. Environmental Chemistry, 2019, 38(5): 1150-1160(in Chinese).
[48] 朱炳球, 地热田地球化学勘查[M]. 北京: 地质出版社, 1992. ZHU B Q. Geochemical exploration of geothermal fields [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992(in Chinese).
[49] 王东升. 应用环境核素研究地下水污染问题 [J]. 勘察科学技术, 1993(4): 20-23. WANG D S. Application of environmental nuclide to study the groundwater contamination problem [J]. Site Investigation Science and Technology, 1993(4): 20-23(in Chinese).
[50] 张洪平. 我国大气降水稳定同位素背景值的研究 [J]. 勘察科学技术, 1989(6): 6-13. ZHANG H P. Study on the background value of stable iso opes in precipitations of China [J]. Site Investigation Science and Technology, 1989(6): 6-13(in Chinese).
[51] 于津生, 张鸿斌, 虞福基, 等. 西藏东部大气降水氧同位素组成特征 [J]. 地球化学, 1980, 9(2): 113-121. doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.1980.02.001 YU J S, ZHANG H B, YU F J, et al. Oxygen isotopic composition of meteoric water in the eastern part of Xizang [J]. Geochimica, 1980, 9(2): 113-121(in Chinese). doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.1980.02.001
[52] LIU W J, YI P Z, HONG M L, et al. Fog drip and its relation to groundwater in the tropical seasonal rain forest of Xishuangbanna, Southwest China: A preliminary study [J]. Water Research, 2005, 39(5): 787-794. doi: 10.1016/j.watres.2004.12.002 [53] 曹入文, 周训, 陈柄桦, 等. 四川巴塘县茶洛地区温泉及间歇喷泉水化学特征和成因分析 [J]. 地学前缘, 2021, 28(4): 361-372. CAO R W, ZHOU X, CHEN B H, et al. Hydrogeochemical characteristics and genetic analysis of the Chaluo hot springs and geysers in the Batang County of Sichuan Province [J]. Earth Science Frontiers, 2021, 28(4): 361-372(in Chinese).
-
点击查看大图
计量
- 文章访问数: 3429
- HTML全文浏览数: 3429
- PDF下载数: 72
- 施引文献: 0
