大气降水作为水循环中的重要组成部分，其稳定同位素的组成受到水汽来源地、水汽输送过程、大气环流及水汽输送路径等因素的影响^[1]. 全球水分最终都来自于海洋水的蒸发，在水循环过程中会发生同位素分馏(即同位素以不同的比率分配到两种物质或物相中的现象^[2]). 水汽由海洋向陆地输送时，含重同位素组分的水汽往往先形成降水，而高空中水汽逐渐富集轻同位素，因此，水汽输送路程越长，氢氧同位素值就会越小. 然而，区域河水、湖泊等蒸发形成的降水中氢氧同位素值与当地的气候关系紧密，例如干旱区由于降水稀少、蒸发强烈，河水、湖泊、土壤水等往往具有较高的同位素值，使得由当地水分蒸发形成的降水同位素值也偏高. 因此，可以将水体中的氢氧同位素作为水汽来源及运动路径的自然示踪剂，进而利用其变化规律来反演天气系统及大气环流过程^[3,4].

柴达木盆地位于青藏高原北部，在众多关于季风分区的研究中，柴达木盆地被认为是西南夏季风、东南夏季风以及冬季风三者的交界地带，其中东南季风影响很微弱^{[5, 6, 7]}，水汽输送情况较复杂. 以往对青藏高原水汽来源的研究认为：青藏高原南部和北部降水的水汽来源不同，南部降水主要为西南季风带来的印度洋的水汽，而北部地区深居大陆内部，距海洋远，降水主要来自本地蒸发的水汽和西风带输送的水汽，中部为过渡区^{[8, 9, 10]}. 全球大气降水同位素网络(Global Network of Isotopes in Precipitation，GNIP)和青藏高原大气降水同位素网络(Tibetan Network for Isotopes in Precipitation，TNIP)在青藏高原共设24个观测台站，只有受西风带控制的德令哈站在柴达木盆地内部^[10]，对于柴达木盆地其他地区的水汽来源尚不明确. 本研究选择柴达木盆地南部过渡区的格尔木和东北部已有相关研究的德令哈，在分析这两个地区降水同位素组成时间变化以及降水中δD与δ¹⁸ O关系的基础上，探讨柴达木盆地降水的水汽来源，以期增进对柴达木盆地水汽输送过程的了解.

1 材料与方法 1.1 研究区概况

柴达木盆地位于青藏高原北部边缘(图 1)，是一个封闭的中新生代断陷盆地，东西长约800 km，南北宽约300 km，地形呈北西西-南东东走向^[11]. 具有典型的高原大陆性干旱气候，降水量少，且主要集中在6~9月. 多年平均降水量为107.2 mm，降水分布由东南向西北、由四周高山区向盆地中心递减. 柴达木盆地四周为高山环抱，高山上的积雪和冰川为盆地的地下水和地表径流提供了可靠的补给来源^[12].

图 1

Fig. 1

图 1 采样点在柴达木盆地的位置 Fig. 1 Sampling locations in the Qaidam Basin

格尔木位于柴达木盆地南缘，南邻昆仑山，平均海拔2 800 m；德令哈是青海省海西州首府所在地，位于柴达木盆地东北边缘，属祁连山地，西南距格尔木市387 km，平均海拔2 980 m. 格尔木和德令哈属于高原大陆性气候，降水稀少且集中在夏季，格尔木年蒸发量高达3 000 mm以上，德令哈年蒸发量为2 439.4 mm. 1981~2010年格尔木多年平均气温为5.8℃，降水量为45.2 mm；2010年平均气温为6.8℃，年降水量为90.8 mm，6~9月降水量占全年降水总量的76.5%. 1981~2010年德令哈多年平均气温为4.4℃，降水量为202.9 mm；2010年德令哈平均气温为5.0℃，年降水量为265.1 mm，6~9月降水量占全年降水总量的64.1%(蒸发量数据由格尔木和德令哈气象站提供，气温和降水数据来源于中国气象科学数据共享服务网). 1.2 样品采集与分析方法

采样点分别位于格尔木市气象站(36°20′44.6″N，95°05′26.0″E；海拔2 889 m)和德令哈市气象站(37°20′56.9″N，97°17′02.5″E；海拔2 971 m)内，于2010年6月17日至9月30日，收集格尔木和德令哈的每一次降水，并记录降水的起止时间、降水量以及降水前后的温度. 格尔木、德令哈两地区分别收集到降水13次和20次. 并于2010年6~9月每隔半月收集一次气象站附近的河水和表层土壤样品(0~10 cm). 所有采集的样品均立即装在4 mL玻璃样品瓶中，并用Parafilm封口膜密封，冷藏保存，以防止水分发生分馏. 所有样品取3个平行样.

土壤中水分采用低温真空蒸馏法提取，提取出来的水分与河水、降水样品在河北师范大学稳定同位素实验室用Picarro L2130-i液态水同位素分析仪进行δD和δ¹⁸ O的测定. δD的误差小于0.100‰，δ¹⁸ O的误差小于0.025‰. Picarro L2130-i 液态水同位素分析仪采用稳定同位素红外光谱技术，由于水分抽提过程中容易混入与水分子具有相似光谱吸收峰的甲醇和乙醇等有机物，会引起光谱污染，造成结果的偏差，因此需要对结果进行检验并校正. Picarro ChemCorrect水同位素分析仪数据校验软件能够有效检验出有机物污染，本实验未检验出有机污染样品，结果可靠. 测定结果用国际原子能机构(IAEA)提供的3个梯度的国际标准样品进行校正.

2 结果与分析 2.1 降水氢氧同位素组成特征随时间的变化

2010年6月17日至9月30日格尔木总降水量为35.4 mm，总降水次数13次，其中大于5 mm降水3次，最大1次降水量为8.3 mm. 德令哈降水相对较多，采样期间总降水量为154.8 mm，共观测到大小降水20次，两次较大降水分别是发生在7月1日的21.1 mm和7月16日的15.1 mm，除这两次之外，降水量均在10 mm以下，大于5 mm降水共8次. 格尔木降水零星分布在7、8、9月这3个月，德令哈在6、7、9月这3个月中降水较多.

两地区6~9月降水中δD与δ¹⁸ O存在较大波动，格尔木δD的变化范围为：-125.42‰~21.06‰，平均值为-56.32‰，δ¹⁸ O的变化范围：-16.23‰~1.89‰，平均值为-6.60‰；德令哈δD的变化范围为：-125.50‰~13.20‰，平均值为-50.45‰，δ¹⁸ O的变化范围为：-17.21‰~0.29‰，平均值为-7.54‰.

格尔木降水的δ¹⁸ O在7月初较高，平均为-0.66‰±1.27‰(Mean±S.E.，下同)，表现出一定的重同位素富集；在7月中下旬至9月初，δ¹⁸ O较低，平均为-5.29‰±1.70‰；9月中下旬更低，平均为-13.04‰±1.60‰. 德令哈降水的δ¹⁸ O在6~8月相对较高，平均为-4.56‰±0.77‰；9月中下旬较低，平均为-14.47‰±0.65‰(图 2). 格尔木和德令哈降水的δ¹⁸ O值与降水量、降水前温度的相关分析表明，两地区均无降水量效应，仅德令哈表现出一定的温度效应：δ¹⁸ O=0.77T-18.65(T为降水前温度，R2=0.27，P=0.02).

图 2

Fig. 2

图 2 2010年6~9月格尔木、德令哈日降水量、降水前温度及降水δ18 O值 Fig. 2 Daily precipitation,anterior temperature before precipitation and δ18 O in precipitation of Golmud and Delingha during June to September,2010

降水同位素中δD与δ¹⁸ O的线性关系称为大气降水线，全球大气降水线方程^[13]为δD=8δ¹⁸ O+10，而δD与8倍δ¹⁸ O的差值被定义为过量氘，用d表示(d=δD－8δ¹⁸ O)^[14]. 大气降水线、过量氘对判断区域干旱程度和水汽来源具有重要意义.

两地区6~9月大气降水线的斜率和截距均低于全球大气降水线，格尔木6~9月大气降水线的截距为-4.566，德令哈的截距为8.606(图 3)，都小于全球大气降水线方程的截距，符合干旱区的特点. 而格尔木由于强烈的蒸发和极少的降雨量使得降水过程中氢氧同位素分馏明显，降水中的氢氧同位素值相对较高，反映出格尔木极其干旱的气候特点.

图 3

Fig. 3

图 3 格尔木与德令哈6~9月大气降水线 Fig. 3 Meteoric water line between June to September of Golmud and Delingha

两地区降水的d具有一定的差异，且波动范围较大. 格尔木d的变化范围为：-27.86‰~10.79‰，d的降水量加权平均值为1.87‰；德令哈d的变化范围为：0.96‰~20.25‰，d的降水量加权平均值为12.41‰. 格尔木d在7月中下旬至9月初值较低，7月初和9月中下旬较高；德令哈的d在6~9月都比较高，随时间无明显变化(图 4).

图 4

Fig. 4

图 4 2010年6~9月格尔木与德令哈过量氘的时间变化 Fig. 4 Variation in d-excess of Golmud and Delingha during June to September,2010

降水中氢氧同位素值和d都可以用来指示水汽来源，降水中d的高低主要取决于水汽来源地的温度、相对湿度和风速等因素^[14]，因此，由湿润的海洋性气团带来的水汽，降水中d较低，而海洋性气团在输送过程中重同位素不断贫化，形成的降水中氢氧同位素值低于局地蒸发的水汽. 杨梅学等^[15]在研究藏北高原夏季水汽来源时，认为降水中δ¹⁸ O＜-20‰，水汽来源为海洋性气团；降水中δ¹⁸ O＞-13‰，水汽来源为局地蒸发. 格尔木和德令哈同属青藏高原北部地区，两地区在2010年6~9月的降水中δ¹⁸ O都高于-20‰，这主要是由于青藏高原北部气候干旱、蒸发强烈，海洋性气团向内陆输送过程中与当地蒸发的水汽混合^[16]，使降水的δ¹⁸ O值有所升高. 而且两地区降水同位素值在7月初至9月上旬都高于河水(图 5)，证实了青藏高原北部降水水汽来源主要为局地蒸发的结论^[10]. 然而，格尔木和德令哈降水的δ¹⁸ O和d变化特征还存在一些差异，说明柴达木盆地内部不同地区水汽来源不完全相同.

图 5

Fig. 5

格尔木取样河流在8月以后出现断流，由于河水同位素值时间变化不大，因此可以用前几次河水δ18 O的平均值作为8月以后河水的同位素值，和降水进行比较图 5 2010年6~9月格尔木、德令哈降水、河水和表层土壤水的δ18 O值 Fig. 5 δ18 O in precipitation,river water and surface soil water of Golmud and Delingha during June to September,2010

从格尔木降水中δ¹⁸ O和d随时间的变化(图 2、图 4)可以看出，7月初d值较高，而且降水的δ¹⁸ O高于河水和表层土壤水(图 5)，水汽主要为局地蒸发. 在7月中下旬至9月初，降水同位素值处于表层土壤水和河水之间，降水主要来源为局地蒸发；而低的δ¹⁸ O和d反映了降水水汽来源地气候湿润，说明这段时间的降水除了当地河、湖、土壤水等蒸发的水汽外，可能还混有少量西南季风输送的印度洋水汽. 研究表明，印度洋水汽是青藏高原南部降水的主要来源^[17,18]，随着纬度增加，西南季风影响逐渐减弱，局地蒸发水汽组成的大陆性气团所占比例逐渐增大^[17]. 印度洋区降水δ¹⁸ O的多年平均值为-4.26‰^[19]，输送到拉萨(青藏高原南部)，降水δ¹⁸ O降低到-16.24‰，再向北输送，印度洋水汽δ¹⁸ O会更加贫化，但是由于混入越来越多局地蒸发的水汽，使得青藏高原中北部降水δ¹⁸ O值有所升高(青藏高原中部沱沱河降水δ¹⁸ O为-11.85‰^[9]). 姚檀栋等^[9]将青藏高原上35°N以北地区划分为西风区，而格尔木的纬度为36°N，在西南季风较强的年份，可能会有部分印度洋的水汽影响到格尔木地区的降水.

德令哈降水的d值始终保持较高的水平(图 4)，反映出德令哈水汽来源主要为局地河水、土壤水的蒸发. 格尔木和德令哈两地区9月下旬降水中δ¹⁸ O为6~9月的最低值，均低于河水和表层土壤水(图 5)，说明此时除了当地河水、土壤水的蒸发之外，降水还有其他来源；然而较高的d反映出水汽来源地的气候相对干燥，因此可以推断还有部分来自西风输送的中亚内陆地区的水汽(中亚地区降水的δ¹⁸ O平均为-9.79‰^[20]). 德令哈地区9月下旬降水中的δ¹⁸ O较低，还受到了“温度效应”的控制，与Yao等^[21]、章新平等^[22]的结论一致.

为了验证稳定氢氧同位素技术指示柴达木盆地降水水汽来源结果的可靠性，本研究还应用HYSPLIT模型^[23](Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model)，对格尔木和德令哈2010年6~9月的每次降水气团进行后向轨迹模拟，垂直方向上选取1 000、2 500、3 000 m这3个高度作为模拟的初始高度，模拟其向后追踪10 d的运动轨迹(图 6). 该模型在确定降水水汽来源的研究中也得到了广泛的应用^[24,25]. 从格尔木和德令哈2010年6~9月的降水气团的后向轨迹可以看出，两地区主要的水汽来源是西风带输送的中亚内陆水汽以及局地蒸发的水汽，格尔木在7月有来自西南方向的水汽，9月下旬西风带对两地区水汽输送影响较大. 后向轨迹模拟的结果与稳定氢氧同位素的分析结果相符合.

图 6

Fig. 6

不同颜色轨迹代表的垂直高度分别为，红色：1 000 m，蓝色：2 500 m，绿色：3 000 m图 6 2010年6~9月格尔木、德令哈降水气团典型后向轨迹 Fig. 6 Typical air mass backward trajectories of Golmud and Delingha during June to September,2010

综合以上研究结果，格尔木和德令哈水汽来源以局地蒸发为主，但不同时间水汽来源也存在一些差异. 格尔木地区位于柴达木盆地南缘，昆仑山北麓，夏季强盛的西南季风可能会将少量印度洋的暖湿气流带到格尔木，形成降水. 德令哈地区位于柴达木盆地东北部，祁连山南麓，到达格尔木的西南季风已经比较微弱，因此印度洋水汽很难到达德令哈. 格尔木地区可能是西南季风能够到达青藏高原的北部边界.

4 结论

(1) 格尔木和德令哈地区6~9月大气降水线分别为，格尔木：δD=7.840δ¹⁸ O-4.566(R2=0.918，P<0.001)，德令哈：δD=7.833δ¹⁸ O+8.606(R2=0.986，P<0.001). 两地区6~9月大气降水线的斜率和截距均低于全球大气降水线，而格尔木地区的截距仅为-4.566，反映出格尔木极其干旱的气候特点.

(2) 格尔木降水的δ¹⁸ O在7月初较高，平均为-0.66‰±1.27‰，表现出一定的重同位素富集；在7月中下旬至9月初，δ¹⁸ O较低，平均为-5.29‰±1.70‰；9月中下旬更低，平均为-13.04‰±1.60‰. 德令哈降水的δ¹⁸ O在6~8月相对较高，平均为-4.56‰±0.77‰；9月中下旬较低，平均为-14.47‰±0.65‰.

(3) 根据6~9月大气降水线方程截距、d特征及大气降水与河水、表层土壤水δ¹⁸ O比较，格尔木和德令哈地区水汽来源有一定的差异. 格尔木7月上旬水汽来源于当地河湖等的蒸发，7月中旬至9月上旬降水来源为局地蒸发和少量印度洋水汽；德令哈地区水汽来源主要为局地蒸发；格尔木和德令哈两个地区9月下旬主要水汽来源为当地河湖等蒸发的水汽和西风输送的中亚地区水汽. 格尔木地区可能是西南季风能够到达青藏高原的北部边界.