大興安嶺外源水補給的水量平衡與同位素證據(jù)

陳 剛，王文鳳，馬芬艷，陳建生,3

(1.河海大學(xué)科技處，江蘇 南京 210098； 2.河海大學(xué)土木與交通學(xué)院，江蘇 南京 210098；3.河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，江蘇 南京 210098)

大興安嶺位于內(nèi)蒙古自治區(qū)東北部與黑龍江省西北部，北起黑龍江畔，南至西拉木倫河上游谷地，東北—西南走向，全長1 200 km，平均海拔1 200 m，總面積32.72萬km2[1]。大興安嶺分布著中國面積最大的原始森林，也是內(nèi)蒙古高原與松遼平原的分水嶺。大興安嶺多年平均降水量小于500 mm，但地表水資源極為豐富，溝壑中的溪流常年流淌，主要河流有呼瑪河、塔河、多古河、多布庫爾河、甘河等，大興安嶺地區(qū)年徑流深高達262.4 mm，這是極為罕見的[2]。

關(guān)于大興安嶺地區(qū)水資源豐富的原因存在兩種不同的觀點：一種觀點認為，山區(qū)發(fā)源的河水都來自降水補給，冬季補給河流的泉水來自夏季降水入滲并儲存在含水層中的地下水，流域內(nèi)的總水量是平衡的[2];另一種觀點認為，大興安嶺流域水量不平衡，河流接受穩(wěn)定的泉水補給，穩(wěn)定的泉水不是來自當?shù)亟邓娜霛B補給，而是來自外源地下水的跨流域補給：西藏內(nèi)流區(qū)河流與湖泊存在滲漏[3-5]，滲漏水通過深循環(huán)導(dǎo)水通道補給到鄂爾多斯、阿拉善、內(nèi)蒙古高原、大興安嶺、松嫩平原、三江平原及長白山地區(qū)一帶[4,6-8]。

由于全球降水的氫氧同位素關(guān)系點都落在全球雨水線(global meteoric water line， GMWL)上，地下水如果來自當?shù)亟邓娜霛B補給，那么地下水的氫氧同位素應(yīng)該與當?shù)亟邓亩嗄昙訖?quán)平均值相同或相似，雖然降水在入滲過程中可能受到蒸發(fā)分餾的影響，但氫氧同位素關(guān)系點將沿著特定的蒸發(fā)線(evaporation line， EL)分布，通過對比分析可以確定地下水是否來自當?shù)亟邓娜霛B補給[9-10]?？梢姡凰胤治鰹榕袆e大興安嶺泉水的來源提供了一種技術(shù)手段，通過對比分析，可以確定當?shù)厮w與大氣降水是否存在補給關(guān)系。

本文通過分析大興安嶺呼瑪河流域降水與徑流的關(guān)系，結(jié)合水量平衡計算與水文地質(zhì)條件分析，確定地表水與地下水的相互轉(zhuǎn)化關(guān)系，通過河水、地下水與降水之間的同位素關(guān)系，探尋當?shù)氐乇硭?、地下水的補給源、補給通道及形成機制。

1 研究區(qū)概況

呼瑪河流域位于大興安嶺主峰伊勒呼里山北麓東部一側(cè)，呼瑪河是黑龍江一級支流，流域面積 30 853 km2，塔河是呼瑪河的最大支流。呼瑪河流域由西向東地勢逐漸降低，平均海拔高度385 m，水系分布見圖1。呼瑪河流域多年平均降水量485 mm，蒸發(fā)量685 mm，流域內(nèi)水系發(fā)育良好，共有河流51條，自然泡沼370多個。呼瑪河流域位于大興安嶺原始森林區(qū)，區(qū)域內(nèi)植被覆蓋度較高，植被歸一化指數(shù)在0.8以上，葉面積指數(shù)1.4～5.3，植被優(yōu)勢種群為興安落葉松、白樺林等。呼瑪河流域存在永久凍土層，凍土層厚度一般為50～60 m，在谷底、沼澤化洼地及低階地，凍土層厚度可達70～80 m，最厚可達100 m以上。永久凍土層上存在一層活動層，在冬季與永久凍土層連為一體，在夏季成為地下水含水層。流域內(nèi)分布有凍土層上水、凍土層間水和凍土層下水，由于凍土層的隔水作用，凍土區(qū)凍土層上水與凍土層下水交換較少[11]，僅通過不凍帶進行交換。

呼瑪河流域采樣點分布如圖1所示。2017年8月下旬在采樣點采集水樣10件，其中地表水樣7件，地下水樣3件。地表水樣由6件河水樣品(S1～S6)和1件水塘樣品(S7)組成。河水樣品采集于呼瑪河干流、塔河及其支流等，地下水樣品采集于呼瑪河旁邊的村鎮(zhèn)。采集地表水時先清洗瓶子，在水下采集并密封好后拿出水面；于村民水井中采集地下水時，先讓井水自流5 min后采集。

圖1 呼瑪河流域及采樣點分布

現(xiàn)場采樣時采用WTW Multi3400i便攜式多功能測試儀測量水樣溫度、pH值、TDS、電導(dǎo)率、鹽度等信息，測試誤差小于10%。具體分項誤差為：pH值0.001，TDS 1 mg/L，電導(dǎo)率1 μS/cm。將采集的所有樣品保存在聚乙烯瓶中，帶回實驗室采用MAT253質(zhì)譜儀測定水的氫氧同位素，分析精度δD為±2‰，δ18O為±0.1‰。

本文用到的氣象和水文數(shù)據(jù)來自2003—2012年的水文年鑒，主要包括降水、徑流、蒸發(fā)量和溫度，其中蒸發(fā)量采用20 cm口徑蒸發(fā)器測量。

2 呼瑪河流域補徑排關(guān)系

2.1 降水與徑流特征

呼瑪河流域共設(shè)置了5個水文站和7個雨量站(圖1)，5個水文站中，新林站與塔河站設(shè)置在呼瑪河的一級支流塔河上，碧水站、固其故站與呼瑪橋站設(shè)置在呼瑪河干流上。由于降水量與高程的相關(guān)性不是很強(R2=0.48)，采用普通克里金插值計算流域及子流域的降水量。流域全年多年平均降水天數(shù)為87 d，2003—2012年平均降水量為483.5 mm。降水年內(nèi)分配不均，最大連續(xù)降水多出現(xiàn)在6—9月，占全年降水量的67%，降水主要來自西太平洋季風(fēng)；11月到次年4月的降水總量僅為46.4 mm，占全年降水量的9.5%；5月春汛期降水量為 49.5 mm，占全年降水量的10.2%。降水年際變化大，豐水年與枯水年降水量之比為3.0左右。呼瑪橋站2003—2012年多年平均水面蒸發(fā)量為 770 mm，進入冰期后的11月至次年2月的蒸發(fā)量為15.3 mm，僅占年蒸發(fā)量的2%；5月蒸發(fā)量達到最大值 160.5 mm，風(fēng)速大、濕度小是蒸發(fā)量大的主要原因。呼瑪河流域2003—2012年月平均降水量與蒸發(fā)量分布見圖2。

圖2 呼瑪河流域月平均降水量與蒸發(fā)量

呼瑪河流域碧水站2003—2012年月平均降水量、蒸發(fā)量與氣溫分布見圖3，4—9月平均氣溫在 0 ℃ 以上，河水的徑流量與氣溫幾乎是同步上升，二者的相關(guān)系數(shù)為0.953；而徑流量與降水量的相關(guān)系數(shù)為0.918。河水的徑流除與降水有關(guān)外，還與氣溫有關(guān)，而氣溫則與凍土層上部“活動層”中的融水量呈正相關(guān)關(guān)系，從4月開始，氣溫高于0 ℃，“活動層”中的凍土層自上而下開始融化，融水形成的潛水通過地下徑流補給到河水中，河流徑流量增大。

圖3 碧水站月平均降水量、徑流量與氣溫

碧水站位于呼瑪河上游，受人類活動影響較小，對2003—2012年碧水站的降水和徑流關(guān)系進行逐年分析發(fā)現(xiàn)，該水文站的月降水量與徑流量并非完全一一對應(yīng)，降水量最大的年份是2003年，為 692 mm，然而徑流最大年份出現(xiàn)在2009年，為34.4億m3。為了揭示降水與徑流關(guān)系，對2003—2012年的年內(nèi)降水和徑流分配進行進一步的分析，圖4給出了3種不同類型的徑流方式。

a.降水直接產(chǎn)生地表徑流。呼瑪河流域上游的年徑流量和森林覆蓋率存在著相反的變化趨勢，森林覆蓋率升高10.0%，徑流系數(shù)降低14.9%[12]。降水被植物截留后落在地表，如果下滲的水量大于土壤的滲透量，將形成超滲產(chǎn)流[13]，在地表下的非飽和層形成了一個飽和薄層，不能滲入“活動層”的降水通過地表徑流直接補給河水。如2003年7月碧水站降水量224.9 mm，當月的徑流量達到 490 m3/s，顯然地表徑流來自降水(圖4(a))。降水產(chǎn)生地表徑流的年份還有2007年7月(降水量 105 mm，徑流量120 m3/s)。

b.降水入滲“活動層”形成潛流補給河流。降水受到植物截留后，降雨強度小于土壤的下滲速率，在土壤表層不足以形成飽和的薄層，降水不能形成地表徑流。降水經(jīng)過土壤入滲到“活動層”中形成潛流，潛流補給河流一般滯后降水1～2個月。如2010年與2011年7月降水量為全年最高，分別達到185.6 mm與167.4 mm，8月的徑流量達到最大值，分別為358 m3/s與199 m3/s，最大徑流量滯后最大降水量約1個月，表明降水入滲“活動層”大約經(jīng)過1個月后匯集到河水中。2008年最大的降水量(132.2 mm)出現(xiàn)在7月，同月出現(xiàn)最大徑流量(118 m3/s)，而第二大徑流量(94.6 m3/s)出現(xiàn)在9月，顯然9月的最大徑流量應(yīng)該來自7月、8月的降水(圖4(b))，由此也可以看出，降水入滲形成的潛流匯集到河水需要1～2個月。

c.承壓水上涌補給河流。一些年份的徑流量與降水、氣溫沒有對應(yīng)關(guān)系，如2006年最大降水量出現(xiàn)在7月(159 mm)，而最大徑流量出現(xiàn)在6月(242 m3/s)。7月(159 mm)和8月(124 mm)的降水量都大于6月(112 mm)，但7月徑流量(174 m3/s)與8月徑流量(158 m3/s)小于6月，9月也未出現(xiàn)大徑流，表明6月的徑流除了降水補給之外還存在別的補給來源。具有相同特征的還有2009年，2009年最大降水量出現(xiàn)在8月(165 mm)，最大徑流量(335 m3/s)出現(xiàn)在6月，如果說6月徑流來自6月降水(156 mm)，那么8月降水應(yīng)該產(chǎn)生比實際徑流量(229 m3/s)更大的徑流量(圖4(c))。由于2006年和2009年6月的平均氣溫分別為 15.6 ℃ 和13.4 ℃，低于該月多年平均值16.9 ℃，因此，6月徑流量的增大也不是氣溫升高、凍土融化量增加的結(jié)果。

2.2 降水與蒸散發(fā)特征

表1為2003—2012年呼瑪河各子流域(以水文站所在斷面為出口斷面)的多年平均徑流量、徑流深與降水量分布，呼瑪河流域以水文站所在斷面(碧水站、固其故站、呼瑪橋站、新林站、塔河站)為控制斷面的子流域的降水量與徑流深的差值在233.8～275.6 mm之間，其中上游(碧水站子流域和新林站子流域)差值最小。如果流域內(nèi)所有的水都來自當?shù)亟邓?，根?jù)流域水量平衡原理，那么降水量與徑流深的差值就應(yīng)該是蒸散發(fā)量，曲迪等[14]根據(jù)流域水量平衡理論確定該地區(qū)的蒸散發(fā)量為234 mm。但是一些學(xué)者通過遙感衛(wèi)星反演以及建立野外實驗站測量得到的蒸散發(fā)量遠大于水量平衡計算得到的蒸散發(fā)量，如賀添等[15]通過MOD16模型計算了中國2001—2010年的年均蒸散發(fā)量，呼瑪河流域的多年平均蒸散發(fā)量為300～500 mm；蘇布達等[16]通過17種全球氣候模式計算了中國1982—2003年的蒸散發(fā)量，呼瑪河流域的多年平均蒸散發(fā)量為400～500 mm；李博生等[17]通過建立蒸散發(fā)實驗站得到的該地區(qū)7月的蒸散發(fā)量為88 mm。此外，Chen等[18-19]在內(nèi)蒙古、黑龍江、吉林等呼瑪河流域的周邊地區(qū)對草原、旱作農(nóng)田、灌木林、針葉林、灌木荒漠、人工林等進行了蒸散發(fā)量研究，發(fā)現(xiàn)蒸發(fā)量在287.1～433.5 mm之間，其中，大興安嶺典型克氏針茅草原的蒸散發(fā)量最小，針葉林的蒸散發(fā)量遠大于草原，黑龍江寒溫帶落葉針葉林的蒸散發(fā)量為325.4 mm。綜上所述，呼瑪河流域的蒸散發(fā)量在300 mm以上，明顯大于降水量與徑流深的差值。

2.3 地表水與地下水氫氧同位素分析

根據(jù)測量得到的水樣氫氧同位素值得到呼瑪河流域地表水、地下水、降水的δD～δ18O關(guān)系見圖5，地表水與地下水的氫氧同位素關(guān)系點較為接近，都落在全球雨水線上，δD值在-97.7‰～-106.4‰之間，δ18O值在-12.47‰～-14.43‰之間。呼瑪河中游(S4)的同位素最貧化，δD與δ18O的值分別為-106.4‰與-14.43‰。呼和力鄉(xiāng)水泡子(S5)的同位素最富集，δD與δ18O的值分別為-97.7‰與-12.47‰。呼瑪河流域地下水的δD與δ18O值變化范圍分別為-99.7‰～-100.6‰與-13.08‰～-13.29‰，地下水的同位素變化范圍較小，且包含于地表水中。

呼瑪河流域內(nèi)沒有降水同位素觀測站，東北地區(qū)的降水同位素觀測站分別設(shè)在齊齊哈爾、哈爾濱、長春等地。齊齊哈爾站是距離呼瑪河流域最近的降水同位素觀測站，相距約500 km。齊齊哈爾的多年平均降水量545.8 mm，略高于呼瑪河流域(483.5 mm)。由于齊齊哈爾與呼瑪河流域之間沒有山脈阻擋，距離較近，且降水的主要來源均為西太平洋季風(fēng)[20]，所以，兩個地區(qū)的降水同位素較為接近，可以用齊齊哈爾的降水同位素表征呼瑪河流域的降水同位素。對比分析可以看出，呼瑪河流域地表水、地下水的氫氧同位素比當?shù)亟邓募訖?quán)平均值(-80.1‰，-10.9‰)貧化。為了進一步加強同位素證據(jù)，圖5還給出了大興安嶺南部海拔1 000 m地區(qū)的溫泉數(shù)據(jù)，溫泉的氫氧同位素與該流域水體有相似的特征，其氫氧同位素都比當?shù)亟邓毣?，大興安嶺南部的溫泉與研究區(qū)的地表水和地下水補給源區(qū)相同。

河水采樣點S2與S4靠近泉眼，δD～δ18O關(guān)系點落在全球雨水線上。除了S2與S4外，其余各采樣點的δD～δ18O關(guān)系點都不同程度地偏離了全球雨水線(δD=8δ18O+10‰)，明顯受到蒸發(fā)的影響。根據(jù)地表水同位素擬合得到對應(yīng)的地表水蒸發(fā)線，可以發(fā)現(xiàn)，地表水蒸發(fā)線的斜率為4.3，遠小于當?shù)亟邓€的斜率8，地表水受到了明顯的蒸發(fā)作用。地下水同位素關(guān)系點位于地表水蒸發(fā)線附近，表明其在入滲之前也受到了蒸發(fā)作用的影響。沿著蒸發(fā)線外推，可得蒸發(fā)線與全球雨水線的交點，該交點為呼瑪河上游(S2)與中游(S4)的同位素關(guān)系點，說明當?shù)夭煌貐^(qū)河水補給源一致。齊齊哈爾的降水同位素值為-80.1‰和-10.9‰，氫氧同位素關(guān)系點位于呼瑪河流域地表水和地下水的右上方，而其他北方地區(qū)降水的氫氧同位素關(guān)系點更加富集(圖5)，表明當?shù)亟邓皇茄芯繀^(qū)地表水和地下水的主要補給源。呼瑪河流域的δD、δ18O值相對貧化，說明它受到降水較多或海拔較高、具有相對貧化δD和δ18O特征的地區(qū)補給。由圖5可以看出，呼瑪河流域的河水和地下水同位素相較中國北方地區(qū)的降水同位素貧化，因此其補給源不在中國北方地區(qū)。

圖5 呼瑪河流域水體、東北地區(qū)降水與西藏河流的δD～δ18O關(guān)系

3 呼瑪河流域泉水補給源討論

呼瑪河流域徑流量較大，徑流深高達 180.6 mm，且由上游向下游徑流深逐漸減小，產(chǎn)流主要位于上游地區(qū)。由于研究區(qū)地表之下存在1.5～2.0 m的“活動層”，“活動層”僅在氣溫高于0 ℃時出現(xiàn)，隨著氣溫的升高，“活動層”的深度增大。氣溫低于 0 ℃ 后，“活動層”逐漸被凍結(jié)，與下部的多年凍土層連成一體。碧水站11月至次年3月多年平均降水量為32.4 mm，僅占多年平均降水總量(483.3 mm)的6.7%，此期間都是降雪，開春后降雪才開始融化，融化的雪水首先滿足植被的用水量需求，能夠入滲到“活動層”中的水量很少，所以，“活動層”中凍土層的融水不可能來自冬季的降水。8月以后，隨著氣溫的降低，凍土的融化速率下降，融水量也隨之下降，匯入河流的水量隨著氣溫的降低而減少。10月凍土層的融化基本停止，11月之后“活動層”重新冰凍，9月以后進入“活動層”的降水如果沒有流出則被凍結(jié)。冰凍從地表向下發(fā)展，“活動層”越來越薄，最終被完全凍結(jié)。

如果河流中的水全部來自“活動層”的潛流，那么當“活動層”被完全凍結(jié)后，潛流就停止了，河流中不應(yīng)該存在徑流，因為此時地表水也都被凍結(jié)。事實上，呼瑪河流域的河流在冬季存在徑流，冬季的徑流應(yīng)該來自泉水補給，冬季的泉水只可能來自凍土層下部的凍土層下水，凍土層下水通過凍土層之間的不凍帶補給河流(圖6)。根據(jù)前面的分析可知，凍土層下水補給地表水的量呈現(xiàn)季節(jié)性變化，有可能是因為受外界溫度影響，不凍帶斷面發(fā)生變化，冬天溫度降低，不凍帶斷面減小，進而導(dǎo)致補給河流流量減小。

圖6 大興安嶺多年凍土層地區(qū)地下水補給河水示意圖

由于凍土層的存在，凍土層下水的補給和排泄相對苛刻，其補給與排泄主要通過不凍帶進行，凍土層下水主要依靠上游的河流和湖泊通過下部的不凍帶補給。呼瑪河流域內(nèi)沒有較大的湖泊，而且呼瑪河流域常年存在凍土層下水補給地表水的情況，因此，呼瑪河流域的凍土層下水并非本流域降水補給。這也表明流域內(nèi)降水量與徑流深的差值小于蒸散發(fā)量是由于存在凍土層下水的補給，造成了該地區(qū)水量不平衡。

由以上分析可知，呼瑪河流域河水的徑流量不僅與活動凍土層有關(guān)，同時還與凍土層下水有關(guān)。由于河流下部無多年凍土層，凍土層的厚度由山區(qū)向河流地區(qū)逐漸變薄，“活動層”厚度變化剛好與之相反[1]，因此，凍土層下水極有可能通過不凍帶補給到河流與“活動層”中?！盎顒訉印鄙喜坑幸粚雍谕?，針葉林與草本植物生長在黑土上，夏季的降水一部分被樹葉、植被截留，一部分吸附在有機質(zhì)很高的黑土層中，只有小部分降水入滲到“活動層”中，大部分降水被植物和土壤截留，這就是夏季河水的氫氧同位素與凍土層下水相同而比當?shù)亟邓毣脑颉?/p>

大興安嶺分布著世界著名的原始森林與草原，雖然年降水量小于500 mm，但河流發(fā)育，水資源極為豐富。河流徑流量不僅與降水、氣溫有關(guān)，凍土層下水通過不凍帶上涌補給河流，造成當?shù)亓饔蛩坎黄胶狻Ｓ蓤D5可知，河水的氫氧同位素關(guān)系點并沒有落在北方降水的加權(quán)平均值附近，說明河水的主要補給源不是北方降水，而是海拔較高的其他地區(qū)。通過對比分析，發(fā)現(xiàn)中國除拉薩以外的全球大氣降水同位素站點的降水同位素都比呼瑪河流域的地表水和地下水同位素富集，其中部分呼瑪河流域地表水與地下水的δD～δ18O關(guān)系點靠近拉薩，而且與西藏高原湖水的關(guān)系點落在了相同的區(qū)域[21](圖5)。Zhou等[3]通過水量平衡研究發(fā)現(xiàn)，西藏內(nèi)流區(qū)的納木錯湖存在嚴重的滲漏，滲漏水量為 120～190 m3/s。西藏內(nèi)流區(qū)形成于3萬a前，在內(nèi)流區(qū)存在13個TDS小于1 g/L的淡水湖泊，通過湖水鹽分平衡分析可知，這些湖水都存在滲漏[4]。據(jù)此推斷，呼瑪河流域凍土層下水的補給源可能來自西藏高原。

同樣的現(xiàn)象發(fā)生在長白山天池[22]，長白山天池是世界上海拔最高的火山口湖，水面高程 2 189.7 m，天池四面環(huán)山，唯北部有一個缺口，湖水從此溢出形成長白山瀑布，此瀑布也是松花江支流二道白河的源頭。通過水量平衡計算發(fā)現(xiàn)，地下水補給占天池來水量的65%。在天池湖濱發(fā)育著兩處大型的溫泉群，泉眼高程2 193 m，溫泉水全年不結(jié)冰，水溫最高可達73 ℃，由于溫泉水必須經(jīng)過深部地層加熱才能形成，補給的地下水在巖石圈應(yīng)經(jīng)歷深循環(huán)過程[23]。補給天池的地下水必須滿足4個條件：①補給源區(qū)高程遠高于天池及溫泉水位；②補給源區(qū)的湖泊與河流存在強烈的滲漏；③滲漏水的氫氧同位素與天池水相同或相似；④補給源區(qū)水量存在嚴重的不平衡，降水量遠遠大于蒸發(fā)量。在長白山周邊1 300 km范圍內(nèi)，沒有地表高程高于2 193 m的山脈，能夠同時滿足上述4個條件的只有西藏高原。溫泉地下水經(jīng)歷深循環(huán)過程，通過氚定年測得長白山溫泉水、天池地下水的年齡約為40 a[24]。通過對玄武巖地下水涌水通道的調(diào)查發(fā)現(xiàn)，火山口中涌出的地下水來自熔巖隧道。導(dǎo)水的熔巖隧道或管道的形成應(yīng)該與熔巖流有關(guān)。據(jù)此推斷，火山噴發(fā)停息后，斷裂帶中的熔巖流冷卻，體積減小形成收縮縫，地下水進入收縮縫中循環(huán)，最終形成了管道型導(dǎo)水通道。泉水中富含的氦、氖、鍶、碳、氮等物質(zhì)也證實了地下水與地幔巖漿巖發(fā)生了水巖反應(yīng)[6,25]。大興安嶺地區(qū)中生代和新生代時期火山活動強烈，造成巖漿大面積噴發(fā)[26]，使得大興安嶺地區(qū)形成眾多的火山地貌，屬于新生代玄武巖富水地區(qū)。呼瑪河流域豐富的水資源可能與長白山的水資源一樣來自西藏高原。

4 結(jié) 論

a.大興安嶺北部多年凍土層地區(qū)的地表水對地下水沒有補給關(guān)系，由于多年凍土層屬于隔水構(gòu)造，進入活動帶的淺層地下水不能入滲補給凍土層下水，大興安嶺補給河流的泉水的主要補給源不可能來自當?shù)氐慕邓?，泉水接受非本流域降水的補給。

b.呼瑪河流域降水量與徑流深的差值小于針葉林的蒸散發(fā)量，表明流域的水量不平衡。冬季徑流量完全來自泉水，河流接受凍土層下水的補給，降水不是唯一的補給源，不能根據(jù)流域水量平衡關(guān)系確定蒸散發(fā)量。

c.河水與北方降水的氫氧同位素存在較大的差異，能夠滿足補給源區(qū)所有條件的地區(qū)只有西藏高原。西藏的河流經(jīng)過裂谷時出現(xiàn)了嚴重的滲漏，大興安嶺地下水的氫氧同位素關(guān)系點與西藏河流落在相同的區(qū)域，二者存在補給關(guān)系。