气候变暖背景下，冰冻圈的剧烈消融一方面引起固体水资源的锐减，另一方面增加的融水量正逐步改变着流域水文过程和水循环特征^[1~9]。这些影响主要体现在：季节与年际尺度上，由于受冰川、积雪和冻土消融期提前和延长、多年冻土融化、冰川区液态降水比例增加而固态降水比例降低等因素的影响，融水对径流的贡献量逐年增加，产汇流过程发生明显改变，进而引发水循环过程和水文系统季节结构的改变，最终导致流域枯水期、融水洪峰期和降水洪峰期的水量、持续时长及强度等发生变化，并引起极端水文事件发生频率与过程的改变。寒区流域径流分割研究是定量辨识冰川、积雪和冻土活动层地下水对径流补给比例及其产、汇流机制的有益方法^{[3~8, 10]}。开展寒区流域径流分割的传统方法包括对比观测法、图形法、径流模数法、水文模型法、水量平衡法等，但由于高海拔区特殊的气候环境背景，限制了大量观测数据和资料的获取，进而局限了上述方法的广泛应用，例如，短缺的实测资料使得水文模型所需的参数难以率定，导致在寒区流域应用时模型的可靠性和适用性无法得到保证。不同水体稳定同位素时空特征的差异是径流分割的重要前提，由于水体相变过程、局地环境状况、水汽来源等因素的影响，不同水体稳定同位素特征呈现明显时空变化，例如，同一地区冰雪的δ¹⁸O和δD值相对于河水和雨水较低，而且冰雪融水由于受消融过程影响，其同位素分馏过程复杂，与降水同位素信息存在较大差异^[7]；地下水的补给过程和补给量受冻土不透水作用和蓄水冻土作用的制约，与无冻土地区相比，其动态规律和补排条件存在本质的差异，导致稳定同位素季节变化信号较弱^[8]。寒区流域独特的水文过程及其水化学特征是开展径流分割研究的重要基础，其河水补给源为降水、冰雪融水和冻土活动层地下水直接产生的坡面流、降水和融水下渗形成的地下水以及直接进入河流的降水和融水，因此径流有其独特的流量过程线，且河水多在春、夏季流量达到峰值。以此为据，本文以石羊河流域为研究区，开展冰雪和冻土活动层地下水变化对径流过程的影响研究，旨在定量辨识冰冻圈融水对寒区水文过程的影响，探究冰冻圈融水对流域径流过程的影响。

石羊河流域地处祁连山东段北坡(图 1)，下游地区位于巴丹吉林沙漠和腾格里沙漠之间，流域面积为4.16×10⁴km²(101°41′~104°16′E和36°29′~39°27′N)，包括7个支流，从东到西依次为：大靖河、古浪河、黄羊河、金塔河、西营河、东大河和西大河。流域水资源量为16.61×10⁸m³，其中地表水资源量为15.61×10⁸m³，地下水资源量为1.00×10⁸m³，径流主要源自融水和降水补给，集中在夏、秋季，其中64 %的径流发生在6~9月，4~5月的径流占年径流量的16 %，10~12月的流量占年径流量的13.4 %^[11]。冰川只在金塔河、西营河和东大河有分布，流域冰川面积为30.21km^2[11]，多年冻土面积占流域总面积的27 %^[12]。石羊河流域从南到北涵盖了3个气候区，南部祁连山区为高寒半干旱气候(海拔2000~5000m)，降水量为300~600mm；中部走廊平原为干旱气候(海拔1500~2000m)，降水量为150~300mm；北部为极干旱气候(海拔1300~1500m)，降水量低于150mm，最北部的民勤绿洲降水不足50mm。年降水展现出明显的季节分配，90 %的降水集中在5~10月。植被主要分布在海拔2000~3600m之间，包括亚高山草甸带、亚高山草原带、亚高山森林带和农田带。绿洲区面积为7549.43km²，占流域总面积的18 %^[13]。

图 1(Fig. 1)

图 1 石羊河流域及采样点位置 Fig. 1 Shiyang River basin and sampling sites

2013年7月~ 2014年6月在不同海拔的6个降水采样点，共收集连续降水事件样品343个；它们分别是位于上游的祁连山九条岭水文站(37.9°N，102.1°E；2225m)、西大河水文站(37.35°N，102.9°E；2320m)和安远村(37.3°N，102.9°E；2700m)，位于中游的永昌(38.08°N，101.36°E；2897m)和武威气象站(37.92°N，102.67°E；1532m)以及下游的民勤荒漠化观测研究站(38.63°N，103.08°E；1368m)。2013年7~8月在流域内采集干流和支流河水样品129个(表 1)、山区泉水样品10个和水库水体样品11个以及20个浅层地下水样品(井深 < 100m)和15个渠系水样品，具体分布如图 1所示。此外，收集了民勤盆地23个深层地下水(井深200~300m)^[14]和金川盆地39个深层地下水样品的稳定同位素数据^[15]；36个冻土活动层地下水样品通过在山区开挖活动层剖面以及直接采集其补给的泉水获取。在西营河源区宁缠河3号冰川和东大河源区冰川末端共采集冰雪融水样品22个(图 1)。水体氢氧稳定同位素的测试分析在中国科学院内陆河流域生态水文重点实验室内完成。所用仪器为液态水稳定同位素分析仪(Model DLT-100，Los Gatos Research，Inc.，Mountain View，CA)，测试标准为SMOW，δ¹⁸O的分析精度为0.2 ‰，δD分析精度为0.5 ‰。土壤水样品先通过真空抽提系统获取水分，冷却后再分析氢氧稳定同位素浓度。

表 1(Table 1)

表 1 石羊河流域7个支流的水文信息及样品数 Table 1 The hydrological information for seven sub-basins of Shiyang River 支流名称 面积 /km2 平均流量 /m3·s-1 径流总量 /×108m3 径流模数 /L·(s.km2)-1 样品数 大靖河 389 0.38 0.11 0.96 10 古浪河 878 1.72 0.54 1.96 16 黄羊河 1300 3.98 2.51 6.43 18 金塔河 1692 5.90 3.72 6.96 21 西营河 2532 11.00 6.91 6.22 30 东大河 1614 9.74 3.07 6.03 20 西大河 811 5.19 1.64 6.40 14

表 1 石羊河流域7个支流的水文信息及样品数 Table 1 The hydrological information for seven sub-basins of Shiyang River

Christophersen和Hooper^[16]提出了端元混合径流分割模型(EMMA)，是分析潜在水来源对径流贡献的常用方法，其前提为假定各潜在水源示踪剂浓度存在显著的时空变化，且所选示踪剂化学性质稳定，所存在的变化均为水体混合的结果。所以，三端元混合模型常被用于计算3种不同来源对径流的贡献，具体原理如下：

(1(a))

(1(b))

公式(1) 中，X和Y分别代表两种不同示踪剂，本研究采用多种示踪剂选择对比，如δ¹⁸O、EC、Cl^-和TDS，下标S代表径流水样，1、2和3代表 3个主要径流源对河水的贡献，每一个端元都用F来表示，而F1、F2和F3通过公式2 (a)~ 2 (c)来计算：

(2(a))

(2(b))

(2(c))

当径流仅受两个主要来源控制时，可运用公式3 (a)和3 (b)来计算二端元质量守恒混合模型，而f₁、f₂是不同径流贡献率，可以通过如下公式来计算：

(3(a))

(3(b))

石羊河流域尺度河水δ¹⁸O(δD)值的变化范围为从-10.0 ‰到-6.7 ‰ (从-60.6 ‰到-33.9 ‰)，均值为-8.2 ‰ (-47.1 ‰)；d-excess的变化范围为从6.7 ‰到23.2 ‰，均值为18.9 ‰。就7条支流而言，大靖河、古浪河、黄羊河、金塔河、西营河、东大河和西大河平均δ¹⁸O和d-excess值依次为-8 0 ‰和16 5 ‰、-8 1 ‰和16 7 ‰、-8 5 ‰和18 9 ‰、-8 5 ‰和17 0 ‰、-8 4 ‰和18 4 ‰、-8 2 ‰和16 9 ‰、-8 3 ‰和16 2 ‰。由于蒸发强度、径流量大小以及子流域的地理特征不同，各支流稳定同位素均值存在明显差异。一般地，低海拔区蒸发影响的强度明显大于高海拔区，而降水径流的不断汇入对河流稳定同位素浓度有明显的稀释作用。例如，位于祁连山最东段的大靖河流域面积和径流量最小，流域海拔最低，由于受较强的蒸发影响，其稳定同位素浓度明显偏正。依据129个河水样品的稳定同位素值，计算表明石羊河流域河水蒸发线为δD=6.59δ¹⁸O+6.87，R²=0.80，相对较低的斜率和截距反映了河水从高海拔到低海拔汇流过程中经历了蒸发作用的明显影响。如图 2所示，河水δ¹⁸O随采样点海拔升高展现出一个明显的海拔效应，其值为-0.33 ‰ /100m，R²=0.46，这与祁连山区降水稳定同位素的海拔效应^[16]一致，反映了径流主要受来自高海拔区的降水补给。

图 2(Fig. 2)

图 2 石羊河流域河水δ18O随海拔的变化 Fig. 2 The variation for δ18O in river water with altitude in Shiyang River basin

如图 3所示，22个冰雪融水样品δ¹⁸O(δD)的变化范围为从-9.8 ‰到-9.0 ‰ (从-53.4 ‰到-49.7 ‰)，均值为-9.4 ‰ (-51.7 ‰)；d-excess变化范围为从8.6 ‰到27.3 ‰，均值为23.8 ‰。36个冻土活动层地下水样品的δ¹⁸O(δD)的变化范围为从-8.8 ‰到-1.8 ‰ (从-57.2 ‰到-14.5 ‰)，其均值为-6.0 ‰ (-44.5 ‰)；相应的d-excess变化范围为从13.2 ‰到18.6 ‰，均值为15 ‰。与其他水体相比，冻土活动层地下水稳定同位素浓度明显偏正，反映了强烈的蒸发影响。石羊河流域11个水库水的δ¹⁸O(δD)和d-excess变化范围为从-8.2 ‰到-3.1 ‰ (从-50.5 ‰到-27.0 ‰)和从10.1 ‰到23 ‰，均值为-7.2 ‰ (-43.6 ‰)和14 ‰，明显高于河水，反映出水库水经历了蒸发作用的影响。红崖山水库水的δ¹⁸O(d-excess)为-3.1 ‰ (-2.2 ‰)，该水库海拔为1406m，位于沙漠地区，经受了最强的蒸发影响，而位于海拔2875m的西大河水库，其δ¹⁸O(d-excess)为-8.0 ‰ (18.1 ‰)。绿洲农田区灌溉水主要来自水库水及地下水，15个渠系水δ¹⁸O(δD)变化范围为从-9.1 ‰到-6.5 ‰ (从-56.2 ‰到-40.2 ‰)，其均值为-7.9 ‰ (-46.2 ‰)，相应的d-excess变化范围为从12 ‰到21 ‰，均值为17.1 ‰。依据11个水库水样品的稳定同位素值，计算的蒸发线为δD=4.12δ¹⁸O-14.47，R²=0.87，其斜率和截距明显低于河水蒸发线，再次确认了蒸发过程的影响。10个泉水样品的δ¹⁸O(δD)的变化范围为从-10.5 ‰到-5.4 ‰ (从-64.3 ‰到-28.5 ‰)，均值为-8.2 ‰ (-49.1 ‰)(图 3); 相应的d-excess变化范围为从7.7 ‰到20.9 ‰，均值为16.4 ‰，非常接近于河水值(δ¹⁸O(δD)值为-8.2 ‰ (-47.1 ‰))，反映出山区河水与泉水之间存在多次转换，这也是内陆河流域山区水循环的重要特征。各个采样点泉水稳定同位素浓度存在明显的时空差异，主要受泉水来源、受蒸发影响的程度以及所处的海拔位置来决定。例如，在西营河源区采集的泉水样品，其δ¹⁸O值为-9.7 ‰，源自冰雪融水补给；黄羊河源头泉水的δ¹⁸O值为-10.5 ‰，受高海拔区的降水补给。通过稳定同位素浓度对比确认，研究区泉水多为降水入渗补给或冻土活动层地下水补给。

图 3(Fig. 3)

图 3 石羊河流域地表水δD-δ18O关系图 Fig. 3 Plot of δD versus δ18O for surface water in Shiyang River basin

流域内的地下水样品δ¹⁸O与降水相比明显偏负，反映出地下水并非局地尺度的降水入渗补给。就20个浅层地下水而言，δ¹⁸O(δD)和d-excess的变化范围为从-10.5 ‰到-5.4 ‰ (从-67.5 ‰到-41.3 ‰)和从-7.4 ‰到23.9 ‰，其均值为-8.4 ‰ (-59.0 ‰)和18.2 ‰ (图 4)，介于山区降水(δ¹⁸O为-8.8 ‰)和出山口河水(δ¹⁸O为-8.2 ‰)之间，再次表明走廊平原地区的降水并非地下水的主要来源。浅层地下水稳定同位素浓度从南部浅山区向北部走廊盆地一带逐渐偏正，δ¹⁸O从-9.7 ‰升高到-7.5 ‰，反映出随海拔降低，逐步强烈的蒸发影响。

一般来讲，地表或地下水蒸发线(Local Evaporation Line，简称LEL)和区域大气水线(Local Meteoric Water Line，简称LMWL)交点的稳定同位素值被定义为地表或地下水初始补给水体的稳定同位素值^{[17, 18]}。利用研究区内6个站大气降水数据的稳定同位素数据得到的LMWL为δD=7.68δ¹⁸O-10.77(R²=0.96)，见图 3；另外，如图 4所示，研究区浅层地下水的蒸发线(LEL-S)为δD=3.06δ¹⁸O-33.17(R²=0.36)，其较低的斜率和截距值反映了水体经历了强烈的蒸发影响或者非平衡动力分馏。LEL与LMWL交点的δ¹⁸O为-9.5 ‰、δD为-62.3 ‰、d-excess为13.8 ‰，相对偏负的δ¹⁸O反映出区域地下水主要受来自高海拔区的降水或者河水补给。就深层地下水而言，δ¹⁸O(δD)和d-excess的变化范围为-11.3 ‰ ~-8.5 ‰ (-86.2 ‰ ~-58.9 ‰)和7.1 ‰ ~ 21.3 ‰，均值为-9.9 ‰ (-71.1 ‰)和13.9 ‰^{[14, 15]}。与浅层地下水相比，深层地下水δ¹⁸O更为偏负，表明补给来源来自高海拔区，或古水。据之前研究 ，河西走廊地区深层地下水多为古水和现代水的混合补给，民勤盆地古地下水形成于4万年左右，金川盆地古地下形成于9680年到15000年前左右。民勤盆地平均δ¹⁸O(δD)为-10.3 ‰ (-68.3 ‰)，金川盆地平均δ¹⁸O(δD)为-9.8 ‰ (-66.2 ‰)^{[14, 15]}，其浓度的差异可能反映了古水和现代水的不同补给比例。如图 4所示，深层地下水的蒸发线(LEL-D)为δD=3.98δ¹⁸O-31.74(R²=0.42)，与区域LMWL交点的δ¹⁸O为-11.5 ‰、δD为-77.5 ‰，相应的d-excess为14.5 ‰，极低的浓度再次确认了古水和现代水的混合补给。

图 4(Fig. 4)

图 4 石羊河流域地下水δD-δ18O关系及LEL Fig. 4 Plot of δD versus δ18O for groundwater and its LEL in Shiyang River basin

图 3为各水体稳定同位素浓度与LMWL的关系。依据δD-δ¹⁸O关系的总体趋势和均值，冰雪融水稳定同位素值最为偏负，位于大气水线的左上方，所有水体中只有水库水和冻土活动层地下水位于大气水线下方，反映了强蒸发过程的影响。泉水与河水的δ¹⁸O和δD位于大气水线上，其值介于大气降水、冰雪融水和冻土活动层地下水之间，而且泉水与河水的聚类分布表明了二者的相互转化和补给关系以及密切的水力联系，表明河水受大气降水、冰雪融水和冻土活动层地下水的混合补给。浅层地下水位于大气水线上，相对其他水体稳定同位素浓度明显偏负，而且河水和浅层地下水展现出聚类分布，反映了河水对浅层地下水的补给关系及水力联系。深层地下水稳定同位素浓度值最低，位于大气水线左下方(见图 4黑色方块)，表明其独特的补给来源。如图 5所示，降水为第一端元，冻土活动层地下水和冰雪融水为第二和第三端元。据此，计算结果表明大气降水、冻土活动层地下水和冰雪融水对流域出山径流的补给率分别为77 %、20 %和3 %。石羊河流域由七大支流组成，其中只有东大河、西营河和金塔河流域有冰川分布，径流分割结果表明，降水对3条河流出山口径流的贡献率分别为72 %、78 %和87 %，相应的冻土活动层地下水贡献率为21 %、17 %和12 %，冰雪融水为7 %、5 %和1 %。降水对西大河、黄羊河、古浪河和大靖河的径流贡献率分别为84 %、91 %、76 %和73 %，冻土活动层地下水对径流的贡献率依次为16 %、9 %、24 %和27 %。依据前文的分析，深层地下水可划分为两个端元，即古水和浅层地下水(图 6)，民勤盆地和金川盆地古水对深层地下水的补给率分别为64 %和36 %，其余部分为浅层地下水渗漏补给(图 7)。

图 5(Fig. 5)

图 5 依据δ18O和d-excess的石羊河(a)、东大河(b)、西营河(c)和金塔河(d)径流源解析 Fig. 5 Mixing diagram using the mean values of δ18O and deuterium excess for Shiyang River (a), Dongda River (b), Xiying River (c) and Jinta River (d)

图 6(Fig. 6)

图 6 依据δ18O和d-excess的西大河(a)、黄羊河(b)、古浪河(c)和大靖河(d)径流源解析 Fig. 6 Mixing diagram using the mean values of δ18O and deuterium excess for Xida River (a), Huangyang River (b), Gulang River (c) and Dajing River (d)

图 7(Fig. 7)

图 7 依据δ18O和d-excess的民勤盆地(a)和金川盆地(b)径流源解析 Fig. 7 Mixing diagram using the mean values of δ18O and deuterium excess for deep groundwater in Minqin Basin (a) and Jingchuan Basin (b)

依据石羊河流域6个降水站点的次降水数据计算的5~10月降水稳定同位素的海拔(H)效应为δ¹⁸O=-0.0031H+2.0095(R²=0.86，n=6)。径流分割结果表明，流域出山口河水主要源自山区降水，其出山径流δ¹⁸O为-8.2 ‰，据此海拔效应计算，出山径流的补给带高度为海拔3300m以上；浅层地下水初始补给水体的δ¹⁸O为-9.5 ‰，据此计算其补给带高度为3700m以上。这些特征反映了石羊河流域水资源主要源自高海拔山区。依据对石羊河流域的植被调查^[13]，植被覆盖指数在3400m达到最值，而后降低，3600m以上植被分布稀疏。周幼吾等^[19]研究确认祁连山多年冻土主要分布在3600m以上，据此，可将祁连山区分冰雪冻土带(多年冻土、冰川、积雪)和植被带(海拔2000~3600m)。据端元混合径流分割模型，表明冰雪冻土带贡献了出山径流的82 %，而植被带贡献了18 % (图 8)。Wang等^[20]研究证实黑河流域出山径流的80.2 %来自冰雪冻土带贡献，康尔泗等^[21]通过水量平衡研究认为这一贡献率高达83 %。从这个意义上讲，冰雪冻土带关乎内陆河流域的水资源安全，是内陆河流域水资源的形成区，也是对气候变化响应极为敏感的地带。

图 8(Fig. 8)

图 8 依据δ18O和d-excess的出山口径流源解析 Fig. 8 Mixing diagram using the mean values of δ18O and deuterium excess for the outlet river runoff in Shiyang River basin

通过流域内位于不同海拔的6个降水站的连续观测，证实石羊河流域降水量随海拔(H)的关系为：P=0.159H-89.73(R²=0.98，n=6)，即海拔每升高100m，降水量增加15.9mm，据此计算流域冰雪冻土带的年均降水量为590mm，植被带的降水量为370mm，确认了冰雪冻土带的高降水量特征。Yang等^[22]对祁连山区草地蒸散发量的观测研究证实，植被带年总蒸散发量占年降水量的96.5 %，反映出植被带的水量主要以蒸散发的形式消耗，其产流系数较低。而冰雪冻土带的高降水量、低蒸散发量使其具有较高的产流系数，进而成为内陆河流域重要的径流形成区。

石羊河流域，由于冰川分布面积较小且储量较低，冰雪融水对出山径流的贡献极小，整个流域尺度的贡献率仅为3 %左右，在东大河、西营河和金塔河这一贡献率为7 %、5 %和1 %。然而，考虑到冻土活动层地下水的贡献，在石羊河流域冰冻圈融水贡献率则达到23 %，相应地东大河、西营河、金塔河、西大河、黄羊河、古浪河与大靖河的贡献率分别为28 %、22 %、13 %、16 %、9 %、24 %和27 %。在祁连山中段的葫芦沟小流域，Li等^[7]研究发现冻土活动层地下水对径流的补给率是21 %。虽然降水主导流域水资源，但冰冻圈融水的贡献不容忽视，石羊河流域冰冻圈融水的贡献率接近1/4。Zhang等^[11]研究发现1970年到2009年，石羊河流域冰川面积萎缩了43.64 %，现仅存30.21km²。曹斌等^[23]研究发现近年来石羊河流域244条冰川已有27条消失，而且87 %的冰川均为面积小于1km²的小冰川。以宁缠河3号冰川为例，1972~2009年，冰川面积和体积分别萎缩了13.1 %和35.3 %，冰川厚度降低了9.4m^[24]。虽然冰川消融强烈，但其融水资源极为有限。Zhang等^[25]研究发现气候变暖背景下1961~2008年石羊河流域冰川物质积累量和物质平衡量显著降低，冰川径流量未展现出明显增加趋势，并在2008年达到峰值后而持续降低。已有研究证实冰川剧烈萎缩背景下石羊河流域和黑河流域来自冰川区的径流贡献量近年来正在持续降低 。这些结果反映了冰川的急剧萎缩已导致石羊河流域冰川对水资源的调节功能逐步减退，其对径流的贡献量将持续降低。

内陆河流域上游地区广泛分布多年冻土，其主要特征为陡峻的地形、稀疏的植被和寒冷的气候，它对流域内地表水和地下水的交换以及年内分配起着重要作用^{[7, 29~31]}，进而对寒区水文过程产生了显著影响。冬、春季节冻土活动层冻结、地下冰形成，使得土壤成为一个显著的隔水层；在积雪融化季节，积雪融水及冻土活动层表层的冻结水融水由于受冻结层的阻隔，直接汇入河道补给径流，成为春季径流的重要组成部分；夏、秋季时，冻土活动层融化，吸水性增强，使得降水和地表水很快转化为冻土活动层地下水，在地势陡峻地带，迅速以泉水的形式补给径流，而在地势较为平坦地带，以地下水的形式直接补给径流，成为寒区径流的重要组成部分。影响多年冻土区水文循环的主要因子有冻土活动层变暖、增厚，冻融循环过程、土壤水含量以及降低的水力梯度^[32~33]。在我国青藏高原各河流源区，近年来气候变暖引起的冻土退化，已经导致了河流、湖泊、沼泽及湿地生态环境和水文环境的改变，对区域水循环过程产生了显著影响^[34]。多年冻土的持续退化引起了江河源区地下水位下降，进而导致湖泊萎缩、沼泽草甸化、草甸草原化、草原沙漠化等一系列退化现象，最终引起寒区水文环境的逆向演化^[29]。普遍意义上来讲，冻土退化将导致冻土活动层加厚，进而引起冻土储水能力和地下水量增加^[34]。因此，多年冻土区径流系数在6月最高，而后持续降低，直到9月^[31]。评估结果显示，青藏高原多年冻土地下冰的储水量约为9528km³，是我国冰川储水量的2.3倍，近几十年来青藏高原地下冰对径流的贡献量约为50~110km³，已成为重要的水源补给^[35]。稳定同位素径流分割研究表明，北极地区冬季时多年冻土活动层储水的径流深为140~240mm^[36]。因此，气候变暖和冰冻圈急剧萎缩背景下，进一步加强对冻土活动层地下水文过程的影响研究具有极为重要的意义^[37]。

由于蒸发强度、径流量大小以及子流域的地理特征不同，石羊河流域7个支流的稳定同位素浓度均值存在明显差异。河水δ¹⁸O随采样点海拔的升高展现出一个明显的海拔效应，其值为-0.33 ‰ /100m，反映了流域径流主要受降水补给。出山口水库水经历了强蒸发作用的影响，稳定同位素偏正。泉水δ¹⁸O(δD)接近于河水值，表明河水与泉水之间存在多次转换。与浅层地下水相比，深层地下水稳定同位素浓度更为偏负，极低的浓度确认了其为古水和现代水的混合补给。端元径流分割计算表明，大气降水、冻土活动层地下水和冰雪融水对流域出山径流的补给率分别为77 %、20 %和3 %。石羊河流域只有东大河、西营河和金塔河流域有冰川分布，降水对出山径流的贡献率分别为72 %、78 %和87 %，相应的冻土活动层地下水贡献率为21 %、17 %和12 %，冰雪融水为7 %、5 %和1 %。降水对西大河、黄羊河、古浪河和大靖河的径流贡献率分别为84 %、91 %、76 %和73 %，冻土活动层地下水对径流的贡献率依次为16 %、9 %、24 %和27 %。民勤盆地和金川盆地古水对深层地下水的补给率分别为64 %和36 %，其余为浅层地下水渗漏补给。依据稳定同位素的海拔效应，流域出山口河水的补给高度为海拔3300m以上，浅层地下水的补给高度为3700m以上，冰雪冻土带贡献了出山径流的82 %，而植被带贡献了18 %。研究区由于冰川分布面积较小且储量较低，冰雪融水对出山径流的贡献极小，反映出随着冰雪的剧烈萎缩，其对水资源的调节功能正在逐步减弱。研究表明内陆河流域上游地区广泛分布多年冻土，其环境特征为陡峻的地形、稀疏的植被和寒冷的气候，它对流域内地表水和地下水的交换以及年内分配起着重要作用，进而对寒区水文过程产生了显著影响。

致谢: 感谢审稿专家提出的建设性的修改意见。本文受到甘肃省杰出青年基金项目(批准号：1506RJDA282)、国家自然基金项目(批准号：91547102) 和中国科学院大学生科技创新实践计划项目共同资助。