2019, Vol. 40
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国科学院生态环境研究中心, 北京 100085
, LI Zong-xing1
, FENG Qi1 , WEI Wei3 , LI Yong-ge1,2 , LÜ Yue-min1,2 , YUAN Rui-feng1 , ZHANG Bai-juan1
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Research Center for Eco-Environmental Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085, China
大气降水是水循环的关键环节, 降水中稳定同位素除会受地方性因素如气温、降水量、相对湿度、海拔等影响, 大气环流过程中的水汽输送对同位素浓度的影响也很大[1, 2], 与传统水文研究方法相比, 稳定同位素方法更能清晰地阐释关键的水循环过程.目前, 降水同位素方法已被广泛应用到了我国西北地区的水文水资源研究中, 研究区集中在祁连山地区[3, 4]、新疆地区[5]、乌鲁木齐河流域[6~8]、黑河流域[9~11]、石羊河流域[12], 内容主要包括降水稳定同位素的组成特征、时空分布特征、变化规律、模拟、水汽来源示踪以及各气象要素(温度, 降水量, 相对湿度, 平均水汽压)与降水的关系方面, 这些研究分析了降水中同位素的各种环境效应, 为探讨水循环特征提供了相应的理论依据[13].但目前对古浪河流域的相关研究还很少, 所以本文希望通过对古浪河流域降水同位素进一步地研究, 深入了解该区域的水循环过程, 以期为该区域合理利用水资源提供科学的依据.
1 研究区概况古浪河流域发源于祁连山支脉毛毛山、乌鞘岭、雷公山北麓(图 1), 位于河西走廊东段, 是石羊河流域的重要组成部分, 北部属古浪县, 人类活动剧烈, 南部则是开发相对较少的天然林地, 位于天祝藏族自治县以内.流域面积882 km2, 海拔1 550~3 469 m, 地貌类型复杂多样, 垂直地带性现象明显, 自南向北依次分布着干旱半干旱中高山地、低山丘陵沟壑区、倾斜平原绿洲农业区植被稀少.古浪河共有萱麻河、黄羊川河等7条支流, 全部通过红水河汇入石羊河干流, 进入民勤盆地[14, 15].该流域地处西北干旱区, 蒸发强烈, 年平均降水量仅为361.3 mm, 蒸发量却高达1 783.8 mm, 水资源十分短缺, 森林覆盖率仅为14.9%, 生态环境脆弱, 如何合理利用水资源成为该区域当前面临的严峻问题, 深入了解当地水循环过程是解决该问题最关键的突破口[16].
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图 1 古浪河流域位置及降水采样点分布示意 Fig. 1 Source region of the Gulang River and precipitation sampling points |
本文选取了古浪河流域下游的古浪站(37.45 °N, 102.88°E, 海拔2 085 m)和上游的安远站(37.25 °N, 102.85°E, 海拔2 700)作为降水采集点(图 1), 2013年7月到2014年7月期间, 委托当地气象观测人员完成一个水文年降水样品的采集, 共采集到198个样品, 古浪站和安远站分别采集了96和102个, 均按照气象观测规定的降水事件定义进行采集即当日20:00到次日20:00的所有降水定义为一个降水事件, 并采集一个样品.为避免样品污染, 样品采集用降水收集器完成, 收集器放在屋顶(离地面8 m).每次降水事件之后, 收集到的雨水或降雪被存入提前净化好的聚乙烯样品瓶中.采集后瓶口立即用封口膜封住, 以防蒸发影响.所有样品收集后以冷冻状态运回实验室测试分析.采样期间, 同时记录降水量、风速和湿度等气象参数.降水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.用稳定同位素红外光谱技术的液态水稳定同位素分析仪(Model DLT-100, Los Gatos Research, Inc, Mountain View, CA)测定降水中的δ18O和δD值, 18O/16O和D/H的测试精度分别为0.2‰和0.5‰, 符合张自超等对稳定同位素分析结果的有效位数规则[17].测定结果用VSMOW和实验室工作标准进行校准, 最终结果以相对于维也纳标准平均海洋水(vienna standard oceanic water, V-SMOW)的千分差形式表示：
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式中, Rsample和RV-SMOW分别代表降水样与维也纳标准平均海洋水中的氧或氢稳定同位素比率R[(18O/16O、D/H或R(D/H)].
3 结果与分析 3.1 降水稳定同位素的时间变化如图 2所示, 古浪河流域降水δ18O(δD)和d-excess值的变化范围为-23.74‰~7.1‰(-175.91‰~37.07‰)和-20.45‰~33.83‰, 加权均值分别为-5.8‰(-32.4‰)和13.8‰. δ18O冬夏相差高达30‰之多, d-excess值相差超过50‰.因为冬、春季降水水汽主要由西风输送, 水汽在长距离输送过程中, δ18O不断受淋洗作用而持续偏负[18], 而夏秋季δ18O主要受云下蒸发的影响, 导致δ18O不断富集而偏正, 该过程对降水量较小的降水事件影响更为显著, 如古浪站7月4日降水量为0.4 mm、δ18O是2.2‰, 安远站8月1日降水量为1.2 mm、δ18O是1.3‰.两站δ18O季节变化呈现出明显的夏秋季较高、冬春季较低的特征, 其中古浪站最小值为-23.7‰(2014年2月17日), 最大值为5.1‰(2013年7月18日). 2013年4~9月δ18O值较为稳定, 从10月开始大幅度波动下降, 到次年2月达到最小值, 然后波动上升, 4月开始趋于稳定(图 2); 安远站δ18O最小值为-20‰(2013年10月31日), 最大值为1.9‰(2013年9月1日); 可以看出δ18O值从2013年5月开始波动上升, 直到8月达到最大值, 然后波动下降, 在10月和次年2月出现了两个谷值, 从次年3月开始大幅度上升(图 2).
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图 2 古浪站和安远站δ18O和d-excess随时间变化 Fig. 2 Daily variation of δ18O and d-excess in precipitation samples from Gulang and Anyuan |
d-excess同样呈现出季节变化特征, 两站δ18O和d-excess值在一些降水事件表现出反向变化趋势, 与安远站相比, 古浪站这种趋势更明显.对于夏秋季降水事件, 偏负的δ18O伴随高 d-excess, 这种特征出现在以下降水事件：古浪站2013年7月14、26日, 8月21、23日, 9月18、22日; 安远站则出现在同年7月3、9日, 8月27、29, 9月24、30日; Dansgaard[19]在前人基础上首次定义了过量氘：d-excess=δD-8δ18O, 有研究表明降水中的d-excess主要受水汽来源地水体蒸发时周围环境空气相对湿度的影响[20], 夏秋季温度高、湿度小, 强烈的蒸发形成的局地水汽再循环, 致使该区降水中出现极高的d-excess值.
3.2 降水稳定同位素的空间变化当气团沿着山坡爬升时, 水汽再循环过程会加强[21], 如图 3所示, 从古浪到安远站, δ18O的加权月均值随海拔升高呈下降趋势, 相反地, d-excess随海拔上升呈升高趋势, 因为低海拔的古浪站与高海拔的安远站相比, 气温更高、饱和水汽压更低, 使得云下蒸发主导降水稳定同位素演化, 进而使δ18O趋于正值, d-excess趋于负值[22]; 高海拔地区温度较低、降水量较大, 使得降水中的稳定同位素演化主要受水汽再循环影响, 微弱的云下蒸发和水汽再循环影响使δ18O趋于负值而使d-excess趋于正值.从古浪站到安远站温度降低了4.6℃, 古浪站δ18O、δD和d-excess的均值分别为-4.43‰、-22.80‰和12.61‰, 安远站分别为-6.92‰、-40.49‰和14.87‰, 这种差异反映了云下蒸发的影响会导致d-excess月均值偏低, 这可解释古浪站d-excess月均值较低.这一结论与祁连山地区的研究结果相符[23]; 也与托来河流域的研究结果相一致[24].
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图 3 古浪河流域不同站点月δ18O和d-excess的变化 Fig. 3 Comparison of the monthly δ18O and d-excess at difference altitudes in the Gulang River Basin |
根据古浪站和安远站实测降水氢氧稳定同位素数据计算得到两地局地大气降水线分别为: δD=7.38δ18O+6.84 (R2=0.94)和δD=7.74δ18O+13.05 (R2=0.96), 如图 4所示, 两站大气降水线的斜率均略小于8, 古浪与安远站相比, 斜率更偏离8, 反映出古浪河流域海拔较低、气候干燥, 蒸发作用强烈且位于低海拔地区的古浪站受蒸发作用影响更大; 另外, 两站大气降水线的斜率均略低于我国(7.9)和我国北方地区(7.88)大气降水线的斜率, 但略高于我国西北地区大气水线斜率(7.05), 这一现象表明该区除了受较强的蒸发影响外, 可能还受到局地水汽再循环影响.
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图 4 古浪河流域大气降水线 Fig. 4 Local meteoric water line of the Gulang River Basin |
进一步计算了冬半年和夏半年的大气降水线, 得到古浪和安远夏半年降水的δD-δ18O关系方程分别为δD=6.49δ18O+7.19 (R2=0.92)和δD=7.61δ18O+13.95 (R2=0.94), 冬半年分别为：δD=8.08δ18O+20.08 (R2=0.96)和δD=7.43δ18O+7.15(R2=0.97);显然, 古浪夏半年降水的大气水线方程斜率(6.49)低于全球大气水线(表 1)和古浪年降水线, 而冬半年则略高于全球大气水线(表 1)和古浪年降水线, 主要反映了降水过程中动力分馏差异很大[25], 夏季, 温度较高, 受云下蒸发的影响较大, 使得降水中的重同位素不断富集而偏正, 冬季温度偏低, 受再循环水汽和云下蒸发的影响均较小, 可以忽略不计; 与古浪站相比, 安远站大气水线呈现出不同的特征即冬半年和夏半年大气水线的斜率和截距相差不大, 稳定在安远站年降水线附近.
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表 1 部分研究区域局地大气降水线比较 Table 1 Comparison of the local meteoric water line of different regions in China |
4 讨论 4.1 降水稳定同位素与温度的关系
如图 5所示, 在不同温度区间内δ18O和d-excess的组合形式差异很大, 基于此, 依据温度将所有数据分成3组.第1组数据温度在0℃以下, 主要是发生在冬、春季节的降雪事件, 由表 2可以看出δ18O与温度的相关系数显著高于第2组(温度0~10℃)即呈现明显的温度效应, 加之冬春季温度较低, 受云下蒸发和水汽再循环的影响很小, 稳定同位素浓度主要受平衡分馏的影响; 第2组数据对应的温度范围在0~10℃之间, 随温度变化δ18O和d-excess呈稳定状态, 稳定同位素与温度不相关, 表明云下蒸发引起的δ18O富集被局地水汽再循环过程引起的贫化效应所抵消; 第3组数据温度大于10℃, 主要为夏、秋季的降水事件, 此时温度较高而湿度较低, 导致强烈的云下蒸发使得d-excess降低和δ18O增加[29, 30], δ18O值随温度的升高而降低, 即表现出温度效应, 与δ18O不同的是, d-excess随气温的升高而降低, 表明强烈的云下蒸发抵消并超越了水汽再循环对稳定同位素的贫化效应.由表 2可以看出古浪站δ18O与气温呈显著正相关, 而安远δ18O与气温之间则没有明显的相关关系, 这是因为安远海拔相对较高, 受云下蒸发的影响小, 使得同位素富集作用减弱, 另一方面, 高降水量事件也会减弱云下蒸发对稳定同位素的富集作用.
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图 5 古浪站和安远站的δ18O和d-excess随气温的分布变化 Fig. 5 Plot of the temperature versus δ18O and d-excess at Gulang and Anyuan for different temperature ranges |
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表 2 古浪站和安远站δ18O和d-excess在不同温度范围内的温度效应 Table 2 Temperature effect of the δ18O and d-excess at different temperature ranges at Anyuan and Gulang |
第1组数据(温度低于0℃)δ18O与温度的相关系数显著高于第二组(温度0~10℃).当降水事件发生在低于0℃时, 遵从瑞利模型原理, 另外, 位于低海拔的古浪站温度效应比安远站更显著(表 2), 反映了温度效应的局地差异性.
4.2 降水稳定同位素与降水量和相对湿度的关系两站点全年降水中的δ18O并没有随降水量的增大而贫化(y=0.056x+5.82, R2=0.002), 这一现象证明了降水量效应在内陆地区通常不显著[31, 32].雨滴在下降过程中可能经历了二次蒸发或雨滴凝结时混入了一定量的局地再循环的水汽, 这种现象在干旱区夏秋季更常见, 因此本文进一步分析夏季(6~8月)同位素与降水量的关系, 发现2013年6~8月, 安远站没有表现出降水量效应, 古浪站7月的降水事件没有呈现出明显的温度效应, 但δ18O和δD却呈现出微弱的降水量效应, 可能是受季风影响造成的, 因为天气尺度下, 受季风水汽的影响, 在一定程度上引起了降水量与δ18O之间的微弱负相关[33], 进一步证实了在内陆干旱区, 降水量并不是影响降水同位素的根本因素(表 3).
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表 3 古浪站和安远站夏季降水稳定同位素的温度和降水量效应 Table 3 Isotopic temperature and amount effects at Gulang and Anyuan in summer |
另外, 无论是夏半年还是冬半年持续降水中的δ18O和δD值会逐渐偏负[34], 如表 4所示, 夏半年古浪站6月17~20日连续降水事件中δ18O和δD分别从0.0‰和17.6‰下降至-5.6‰和-29.5‰, 安远站8月20~22日连续降水中, δ18O和δD分别从-4.16‰和-23.63‰下降至-5.11‰和-24.35‰; 冬半年连续降水中, 古浪站2月8~9日δ18O和δD从-10.1‰和-47.3‰下降至-15.7‰和-106.4‰, 安远站δ18O和δD分别从2月17日的-14.5‰和-101.5‰下降至2月18日的-23.7‰和-175.9‰; 其原因是降水开始时水汽云团中相对富含重同位素δ18O和δD, 但在形成降水的过程中, 富含δ18O和δD的水汽优先凝结降落, 导致降水初期同位素值较高, 随着降水的持续, 水汽云团中的重同位素越来越贫化, 降水中δ18O和δD值也越来越偏负(表 4).
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表 4 古浪站和安远站连续降水事件的天气状况及稳定同位素浓度变化 Table 4 Variation of the isotopic composition and weather conditions for continuous precipitation events at Gulang and Anyuan |
如图 6, 随平均相对湿度的增大, 两站的d-excess值均成增大趋势, 就δ18O而言, 古浪站降水δ18O随着形成降水时大气的平均相对湿度的增大而减小, 安远则呈现增大的趋势; 具体为：古浪站降水δ18O与形成降水时大气的平均相对湿度呈不显著负相关(y=-0.11x+3.29, R2=0.08), 安远站降水δ18O与平均相对湿度呈不显著正相关(y=0.003x-7.243, R2=0.1);就d-excess而言, 古浪站降水d-excess与形成降水时大气的平均相对湿度成显著正相关(y=0.34x-10.55, R2=0.17)而安远站则成微弱正相关(y=0.09x+8.11, R2=0.017); d-excess的变化主要与气温和相对湿度有关, 古浪流域降水d-excess随气温的上升逐渐降低, 随相对湿度的增加而增加, 原因可能是雨滴在高温低湿的天气条件下从云层降落到地面的过程中二次蒸发明显增强, 导致d-excess显著降低.
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图 6 古浪站和安远站δ18O和d-excess与相对湿度的关系 Fig. 6 Relationship between δ18O, d-excess, and relative humidity at Gulang and Anyuan |
(1) 两站δ18O都呈现明显的夏秋高、冬春低的特征, 由于冬、春季水汽源自西风环流且长距离输送, 不断受淋洗作用而持续偏负, 而夏、秋季降水δ18O的值则主要受云下蒸发的影响而偏正; 两站δ18O和d-excess在一些降水事件上表现出反向变化趋势.
(2) 从古浪到安远站, δ18O的月均值随海拔升高整体呈下降趋势, 相反地, d-excess随海拔升高呈增加趋势.
(3) 古浪和安远的大气水线分别为: δD=7.38δ18O+6.84 (R2=0.94)和δD=7.74δ18O+13.05(R2=0.96), 斜率均略低于我国(7.9)和我国北方地区(7.88)的斜率, 但略高于我国西北地区大气水线斜率(7.05), 表明该区除受较强的蒸发影响外, 可能还受局地水汽再循环影响.
(4) 位于低海拔地区的古浪站温度效应比安远更显著, 且温度效应在不同的温度范围内并不是一成不变的; 古浪河流域无论是全年还是夏半年均没有表现出明显的降水量效应.
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