2019, Vol. 40
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院(筹), 内陆河流域生态水文重点实验室/甘肃省水文水资源工程技术中心, 兰州 730000;
3. 青海省格尔木市气象局沱沱河气象站, 格尔木 816000;
4. 青海省水文与水资源勘测局直门达水文站, 玉树 815100
2. Key Laboratory of Ecohydrology of In-land River Basin/Gansu Hydrology and Water Resources Engineering Research Center, Northwest Institute of Eco-environment and Resources, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China;
3. Tuotuo River Meteorological Station, Golmud Meteorological Bureau, Golmud 816000, China;
4. Zhimenda Hydrological Station, Qinghai Provincial Hydrology and Water Resources Survey Bureau, Yushu 815100, China
大气降水是地球上水循环过程的重要环节, 也是陆地水资源的根本来源, 研究降水中稳定氢氧同位素有助于深入理解水循环过程[1, 2].我国西北内陆河地区气候干旱, 水资源短缺, 人类活动对自然环境的影响逐年加剧, 如何解决水资源短缺和如何合理利用水资源是当务之急.大气降水氢氧同位素组成和时空分布规律为研究水汽来源、大气环流模式及深入认识水循环过程提供了重要的依据, 进而有利于合理利用水资源[3, 4].目前, 环境同位素技术已经广泛运用于西北地区的水文水资源研究中, 在乌鲁木齐河流域[5]、黑河流域[6~8]、石羊河流域[9~12]、河西走廊[13]等地, 以及排露沟[14]、托来河[15, 16]、兰州[17]、乌鲁木齐[18]等地区开展了研究.但在石羊河流域的研究集中于降水、气候变化、地下水循环同位素研究等[14~16], 缺乏具体针对该流域降水稳定同位素的研究, 因此本文希望通过对石羊河流域降水稳定同位素特征以及稳定同位素与气象要素的关系进行研究与探讨, 以期为进一步揭示干旱内陆河地区降水稳定同位素演化机制研究提供理论依据.
1 研究区概况石羊河流域位于甘肃省河西走廊东部, 地理位置为101°22′~104°14′E、37°7′~39°24′N, 面积4.16×104 km2, 地势南高北低, 自西南向东北倾斜, 由南而北可分为南部祁连山地、中部走廊平原、北部北山山地和阿拉善高原这4个地形区.流域深居大陆腹地, 由于与青藏高原毗邻, 大气环流和气候受青藏高原的影响明显, 高空主要受中纬度西风环流控制, 近地面主要受季风环流控制, 属大陆性温带干旱气候, 降水稀少, 水资源匮乏.流域自上游往下, 多年平均气温递增(0~9℃), 多年平均降水量递减(530~110 mm).流域行政区划包括武威市的古浪县、凉州区、民勤县全部及天祝县部分, 金昌市的永昌县及金川区全部, 以及张掖市肃南县和山丹县部分地区、白银市景泰县的少部分地区, 流域共涉及4市9县(区).全流域2012年总人口220.36万人, 集水面积大于300 km2的较大河流, 自西向东有西大河、东大河、西营河、金塔河、杂木河、黄羊河、古浪河和大靖河.石羊河流域人口密度已达55人·km-2, 是我国内陆河流域中人口密度最大, 人均国内生产总值最高, 人均水资源占有量最少, 中下游水资源供需矛盾最突出, 生态恶化程度最严重的地区[19].
2 数据与方法本文选取了石羊河流域上游的武威站(37°33′N, 102°24′E, 海拔1 531 m)和西大河军马场(38°5′N, 101°21′E, 海拔2 897 m)以及下游的民勤站(38°31′N, 103°E, 海拔1 389 m)作为降水采集点(图 1), 在2013年7月至2014年7月一个完整水文年内, 委托当地气象观测人员完成降水样品的采集.所有降水样品的采集均按照气象观测规定的降水事件定义进行, 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.样品的采集用降水收集器完成, 降水收集器被放在屋顶(离地面8 m), 这样可以远离地面土壤和任何具体的污染源.降水收集器配有5 L聚乙烯收集瓶(底部)和直径为26 cm聚乙烯漏斗.每次降水事件之后, 收集到的雨水或者降雪被存入提前净化好的聚乙烯样品瓶中.为了避免降水样品可能的污染, 所有的采样设备在采样之前均作了洁净化清洗处理.样品采集完成后, 采样瓶口立即用封口膜封住, 以防蒸发影响.所有样品收集后立即存放在冰箱中, 然后以冷冻状态运回实验室开展测试分析.采样期间同步记录降水量、温湿度等气象参数.
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图 1 石羊河流域及降水样品采集点示意 Fig. 1 Shiyang River region and precipitation samplings points |
降水氢氧稳定同位素的测试分析在中科院内陆河流域生态水文重点实验室内完成.采用基于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)对降水中的δ18O和δD进行测定, 测试精度分别为0.2‰(18O/16O)和0.5‰(D/H), 根据张自超[20]对δ18O和δD值的有效位数均保留一位小数.测定结果用VSMOW和实验室工作标准进行校准, 5个标样分别为：LGR1A(δ18O=-19.5, δD=-154.5)、LGR2A(δ18O=-15.5, δD=-116.5)、LGR3A(δ18O=-13.1, δD=-96.4)、LGR4A (δ18O=-7.7, δD=-51.1)和LGR5A(δ18O=-2.8, δD=-9.5), 最终结果以相对于维也纳标准平均海洋水(vienna standard mean ocean water, VSMOW)的千分差形式表示：
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(1) |
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).
Dansgaard[2]将全球降水中氢氧同位素比率出现的差值, 定义为过量氘(D-excess), 其计算方程为:
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(2) |
降水中过量氘主要受制于水汽源区的温度、相对湿度和风速等气象条件, D-excess值反映形成降水过程的气团同位素, 含有形成暖湿气团源区蒸发过程性质的重要信息, 包括蒸发过程的平衡或不平衡状态和蒸发速率等, 过量氘是示踪水汽源区的一个重要参数.
3 结果与分析 3.1 降水稳定同位素的时间变化2013年7月至2014年7月这一个完整水文年内, 研究区次降水δ18O的变化范围为-25.9‰~7.0‰, 降雨量加权平均值为-4.6‰; δD的变化范围为-204.6‰~54.7‰, 降雨量加权平均值为-25.1‰; D-excess的变化范围为-25.9‰~34.1‰, 降雨量加权平均值为11.7‰.流域内2013年7~9月δ18O、δD和D-excess的均值分别为-3.8‰、-17.3‰和13.0‰, 2013年10月~2014年4月δ18O、δD和D-excess的均值分别为-8.5‰、-57.6‰和10.6‰, 明显流域内2013年7~9月δ18O偏正, 2013年10月~2014年4月偏负.已有研究表明, 同一气团的D-excess在气团的运移和凝结过程中保持稳定, 同时受水汽输送及降水过程影响[21], 石羊河流域水汽来源全年以西风水汽为主, 夏季青藏高原气旋环流最为强盛时, 天气尺度下季风水汽可到达研究区, 同时干热的局地气候使得再循环水汽影响强烈, 使D-excess值升高[3, 4, 22, 23].而在2013年10月~2014年4月, 温度较低, 云下二次蒸发及水汽再循环的影响微弱, 呈现出较低的D-excess.
研究区降水稳定同位素具有显著的季节效应, 夏秋季具有较高的稳定同位素值, 冬春季较低.就降水稳定同位素的日变化趋势来看, δ18O值在7~9月保持一个较高的水平, 而其他月的值都相对较低. δ18O值在2013年7月达到最高值, 从2013年9月开始波动式降低, 在2014年2月达到最低值, 随后波动式上升在2014年7月又达到一个较高的值(图 2).夏季受到高温与较小降水量下强烈的云下蒸发的影响, 导致偏高的δ18O值的出现; 冬季的低温与降雪使得δ18O值偏低, 同时也可能受到地形以及其它环境因素的影响. D-excess值的变化则与δ18O相反, D-excess值在2013年7月至2014年7月总体保持一个波动变化的趋势, 夏季秋较低, 冬春季较高.在2014年2月达到最高值, 在2014年6月达到最低值.武威站夏季部分降水δ18O和D-excess值表现出反向的变化趋势, 既偏负的δ18O值伴随较高的D-excess值, 这可能是受到了局地水汽再循环或季风水汽的影响, 民勤站2013年6月8日、9月18日的降水事件也表现出了同样的趋势.已有研究表明D-excess主要受水汽源区的海面温度、风速和相对湿度影响[24], 干旱地区强烈的蒸发形成的局地水汽再循环, 导致该地区降水中出现极高的D-excess值[25].与西大河相比, 武威站降水δ18O与D-excess值的反向变化趋势更加明显, 这是因为相对于低海拔地区, 高海拔山区降水稳定同位素更多地受到局地水汽再循环的影响, 而低海拔地区主要受到云下二次蒸发的影响[26, 27].
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图 2 武威站、民勤站和西大河降水δ18O和D-excess的时间变化 Fig. 2 Daily variation of δ18O and D-excess in precipitation at Wuwei Station, Minqin Station, and Xidahe Station |
气团在运移过程中遇到山脉和/或高原时不断抬升产生降水, 使降水稳定同位素逐渐贫化[24, 28].石羊河流域δ18O、δD和D-excess海拔梯度分别为-0.002、-0.008和0.005‰·m-1, δ18O和δD随着海拔升高而降低, D-excess随海拔升高表现出增加趋势.除2014年2月以外, 研究区δ18O月降水量加权平均值随着海拔上升而逐渐降低, D-excess则相反(图 3).受到海拔、地形等局地环境因素的影响, 研究区内三站点的降水稳定同位素和D-excess差异比较明显.民勤降水δ18O、δD和D-excess的均值为-2.2‰、-10.5‰和7.3‰, 武威站降水δ18O、δD和D-excess的均值分别为-3.7‰、-20.7‰和8.6‰, 西大河降水δ18O、δD和D-excess的均值分别为-5.7‰、-26.9‰和14.6‰.武威站全年偏低的D-excess值, 表明该地降水来源于偏湿润的水汽或在降水过程中受到了强烈的云下二次蒸发的影响[6], 而拔较高的西大河则是主要受局地再循环水汽的影响.位于山区的西大河降水D-excess值月均值高于位于平原的武威站, 与在黑河中上游流域, 张应华等[7]的研究得出降水D-excess值的空间分布呈现山区高平原低的趋势一致, 与托来河流域的研究结果相似[15].同时, 对比武威站和西大河站δ18O和D-excess月均值的变化趋势可以发现, 低海拔的武威站δ18O和D-excess具有明显的反向变化趋势, δ18O夏秋高冬春低, D-excess正好相反, 夏秋低冬春高, 而在高海拔的西大河站, D-excess的变化趋势与δ18O值的变化基本一致, 这一现象与在祁连山[29]和阿尔泰山[30]的研究结果类似.这种不同的δ18O和D-excess的变化趋势主要有两个原因：①低海拔的武威站降水过程中受到更多的云下二次蒸发的影响, 造成δ18O升高和D-excess降低; ②海拔较高, 位于山区的西大河云底与地面的距离以及饱和水汽压差都小于低海拔的武威, 因此更少地受到云下二次蒸发的影响, 同时石羊河流域的植被主要集中在高海拔地区, 存在更多的植被蒸腾水汽, 使高海拔山区的降水稳定同位素更多地受到局地再循环水汽的影响.
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图 3 武威站、民勤站和西大河降水δ18O和D-excess的月变化 Fig. 3 Comparison of monthly δ18O and d-excess at Wuwei Station, Minqin Station, and Xidahe Station |
通过研究区降水稳定同位素数据计算得出石羊河流域(δD=7.23δ18O+5.73, R2=0.95)、武威站(δD=6.73δ18O+1.04, R2=0.95)、民勤站(δD=6.22δ18O+4.77, R2=0.94)和西大河站(δD=8.08δ18O+13.73, R2=0.97)的LWML局地大气水线, R2较高, δD和δ18O有很好的相关性(图 4).通过与GMWL(δD=8δ18O+10)对比可以发现[1], 武威站降水稳定同位素主要分布在全球大气水线右方偏下, 民勤站降水稳定同位素主要分布在GMWL中上部, 西大河降水稳定同位素主要分布在GMWL中部.通过与托来河流域、黑河流域、乌鲁木齐河流域、中国北方地区和全球大气降水线(δD=8δ18O+10)相比较(表 1), 石羊河流域局地大气水线的斜率(7.23)和截距(5.73)明显低于以上地区, 这与干旱区干燥的气候环境有关, 同时本流域的降水过程中可能经历了比较强烈的蒸发作用, 相对较低的斜率反映了干旱气候背景下稳定同位素不平衡分馏效应的存在.但与我国西北地区大气水线(δD=7.05δ18O-2.17)的斜率和截距相比略高, 主要是由于研究区受到强烈的局地再循环水汽的影响, 导致局地大气水线斜率和截距的升高[28, 31, 32].
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表 1 部分研究区局地大气降水线 Table 1 Comparison of local meteoric water linefor the different regions of China |
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图 4 石羊河流域局地大气降水线 Fig. 4 Local meteoric water line for Shiyang River basin |
通过将研究区大气水线和参考GMWL, 结合次降水稳定同位素数据在局地大气水线的分布状况, 研究区降水稳定同位素数据可分为3组(图 4).武威第一组数据δ18O偏正, 位于大气水线右上方, 主要为夏季降水, 第二组数据为降雪数据, 位于大气水线左下, D-excess在8‰左右, 第三组数据位居大气水线中间, 稳定同位素主要受到平衡分馏的影响.西大河第一组数据δ18O偏正, 位于大气水线右上方, 降水全部发生于7月, 主要是由于云下二次蒸发的作用使得δ18O富集; 第二组数据δ18O偏负, 位于大气水线左下方, D-excess普遍在10‰以上, 降水主要产生于温度较低的冬春季节, 以及降水量较大的情况下云下二次蒸发的作用被抵消; 第三组数据位于大气水线中部, D-excess在13‰左右, 主要受平衡分馏的影响.民勤第一组数据δ18O偏正, 位于大气水线右上方, 主要是较小的降水量下受到了较强的云下二次蒸发作用; 第二组数据δ18O偏负, 位于大气水线左下方, D-excess普遍大于13, 第三组数据位于第一组与第二组之间, 主要受平衡分馏的作用.武威站和民勤站局地大气水线和斜率低于GWML, 可能更多地受到干燥的环境和云下蒸发的影响; 而西大河站局地大气水线的斜率和截距明显高于全球大气降水线, 除了干燥的环境和蒸发作用之外, 更多地受到局地再循环水汽的影响.从武威站和民勤站到西大河, 随着海拔的升高, 局地大气降水线的斜率和截距明显升高, 与已有的在托来河流域[15]和乌鲁木齐河流域[5]的研究结果类似.
表 2反映了不同温度、降水量与湿度对局地大气水线斜率和截距的影响.随着温度的上升, 局地大气降水线的斜率和截距不断减小, δD和δ18O值逐渐富集, D-excess逐渐降低, 主要是云下二次蒸发的作用随着温度的升高不断加强, 已有研究显示, 随着气温的升高, 大气水线的斜率和截距均逐渐表现出降低的趋势, 在气温低于0℃时, 斜率非常接近全球大气水线的斜率[24].随着降水量和相对湿度的增加, 大气降水线的斜率和截距不断增加, δD和δ18O值逐渐降低, D-excess逐渐升高, 显示稳定同位素随着降水量的增加不断富集, 同时云下二次蒸发的作用逐渐减小, 而较低的空气湿度会促进雨水的蒸发.降雪与降水量较大的降水事件受到的蒸发影响相对较小, δD和δ18O不再发生富集, 斜率和截距也比较接近, 而降水量较小的降水事件上依然受到强烈的蒸发的影响, 斜率和截距较低, δD和δ18O值相对较高, D-excess值较低, 此结果与已有的研究结果基本一致[33~36].
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表 2 石羊河流域不同温度、降水量及平均相对湿度下局地大气降水线的斜率与截距 Table 2 Meteoric water line and related parameters under different air temperature, precipitation amount, and relative humidity conditions around the Shiyang River |
4 讨论 4.1 降水中稳定同位素与温度的关系
根据温度的变化将研究区所有次降水稳定同位素划分为3组(图 5).第1组数据温度大于10℃, δ18O与温度成正相关, 表现出显著的温度效应, 而D-excess与温度成负相关, 这是由于在降水过程中稳定同位素受到云下二次蒸发的作用不断富集, 同时强烈的蒸发作用抵消了局地再循环水汽对降水稳定同位素的贫化作用, 这些降水事件主要集中发生在夏秋季节, 具有偏高的温度和较低的湿度, 雨滴从云底降落到地面的过程中, 较低的饱和水汽压差和较高的气温, 导致强烈的云下蒸发使得D-excess降低和δ18O升高[39, 40]; 第2组数据温度在0~10℃之间, δ18O随着温度的上升而显著增加, δ18O具有显著的温度效应, 海拔较低的武威站比海拔较高的西大河具有更强的温度效应; 第3组数据在0℃以下, 主要为发生在冬春季节的降雪事件, δ18O值随着温度的升高而增加, 表现出温度效应.而且冬、春季节云下蒸发和水汽再循环过程的影响可忽略不计, 当气温在0℃以下时, 降雪过程中主要受平衡分馏的影响[41, 42].
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图 5 石羊河流域降水δ18O和D-excess随气温的分布变化 Fig. 5 Plot of temperature versus δ18O and D-excess at Shiyang River at different temperature ranges |
如表 3所示, 第2组(温度0~10℃)δ18O与温度的相关系数显著高于第3组(温度小于0℃). 3组数据δ18O与温度都呈现出正相关, δ18O随着温度的上升而不断增大.当温度低于0℃时, 降水稳定同位素主要受到平衡分馏的影响.表明干旱区降水稳定同位素的温度效应随温度变化而波动, 在中高纬度地区, 局地气温的变化是影响降水稳定同位素变化的关键因素[43], 因此研究区温度在降水稳定同位素的演化过程中起着关键决定性的作用.另外, 温度大于0℃时, 武威站温度效应为0.30‰·℃-1(R2=0.12), 西大河温度效应为0.57‰·℃-1(R2=0.37), 均通过P < 0.05的显著性检验, 高海拔的西大河站温度效应比低海拔的武威站更显著, 与在乌鲁木齐流域[44]和黑河流域[45]δ18O与温度的相关性随海拔上升而增加的研究结果一致, 反映了温度效应的局地差异性.
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表 3 不同温度范围内降水中δ18O和D-excess的温度效应1) Table 3 Temperature effect on δ18O and D-excess at different temperature ranges at Shiyang River |
4.2 降水中稳定同位素与降水量、大气水汽压及湿度的关系 4.2.1 降水中稳定同位素与降水量的关系
在整个研究时段内, 研究区降水中δ18O不存在降水量效应(y=-0.02x-4.44, R2=0.01), 证明了在内陆地区降水量效应普遍不显著[41, 46].石羊河流域降水主要集中在5~9月, 且次降水量普遍偏小, 普遍受到干旱区强烈的云下二次蒸发作用.
如表 4所示, 2013年7~9月, 武威站、西大河没有表现出明显的降水量效应, 民勤站7月降水稳定同位素没有表现出明显的温度效应, 但却呈现出微弱的降水量效应, 这可能是由于在天气尺度下受到了季风水汽的影响, 引起了降水量与δ18O之间的微弱负相关[47], 在黑河流域[26]的研究显示西北内陆地区夏季降水中的稳定同位素存在着微弱的降水量效应.总体来看, 各站点夏季降水事件中并未表现出明显的降水量效应, 证实了降水量并不是在干旱内陆区稳定同位素演化过程中的关键因素[37].
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表 4 武威站、民勤站和西大河夏季降水稳定同位素的降水量效应和温度效应 Table 4 Isotopic temperature and amount effect at Wuwei Station, Minqin Station, and Xidahe Station in summer |
在连续降水事件中, 降水的δ18O和δD会持续偏负(表 5).如在武威站, 2013年8月21~22日, δ18O和δD值随着降水的持续更加偏负.在西大河站, 2014年4月16~20的持续降水中, δ18O值最低达到-13.1‰, δD最低达到-93.9‰, 这表明降水期间的水汽来源于同一个气团.这主要是由于持续降水事件下的淋洗作用导致降水稳定同位素浓度更加偏负或在天气尺度下降水事件水汽来源于季风环流[2].但在民勤站2013年7月26~27日的持续降水中, δ18O值反而升高, 这是由于7月27日的降水量较低(0.2 mm), 受到了强烈的云下二次蒸发的影响.
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表 5 三站点连续降水事件的天气状况及稳定同位素浓度变化 Table 5 Variation of isotopic composition and weather conditions for continuous precipitation events at Wuwei Station, Minqin Station, and Xidahe Station |
4.2.2 降水中稳定同位素与平均相对湿度的关系
如图 6所示, 在武威站, δ18O值随着平均相对湿度的上升而略微降低, 呈不显著负相关(y=-0.11x +4.13, R2=0.05), δD则表现出相反的趋势, 呈不显著正相关(y=0.15x-4.5, R2=0.01).民勤站与武威站相似, δ18O呈不显著负相关(y=-0.08x+4.7, R2=0.08), δD呈不显著正相关(y=0.13x-2.37, R2=0.004), 均未通过显著性检验.这与随着相对湿度的增加, 云下蒸发对降水作用逐渐减弱有关.由表 6可知, 随着降水量、平均相对湿度的升高, 云下二次蒸发的影响逐渐减弱.在敦煌[48]的研究显示降水D-excess值随平均相对湿度的升高而增大, 与本研究的结果相一致.
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图 6 石羊河流域δ18O和D-excess与平均相对湿度和平均水汽压的关系 Fig. 6 Relation between δ18O, D-excess, average relative humidity and vapor pressure at Shiyang River basin |
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表 6 石羊河流域不同相对湿度下降水事件的天气状况及稳定同位素浓度变化 Table 6 Variation of isotopic composition and weather conditions under differentrelative humidity conditions around the Shiyang River basin |
4.2.3 降水中稳定同位素与平均水汽压的关系
如图 6所示, 2013年7月~2014年7月武威站平均水汽压均值为101.64 hPa, 民勤站为142.64 hPa.武威站δ18O值随平均水汽压的升高增大(y=0.07x-9.9, R2=0.23, P < 0.01), D-excess随平均水汽压的升高而减小(y=-0.09x +13.56, R2=0.07, P < 0.05), 民勤站则与之相反, δ18O值随平均水汽压的升高减小(y=-0.03x +2.96, R2=0.01), D-excess随之增大(y=0.07x-3.94, R2=0.01).与武威站相比, 民勤站温度与平均水汽压更高, 降水难以形成, 降水稳定同位素更多地受到云下二次蒸发的影响.
5 结论(1) 计算得出了石羊河流域局地大气水线(δD=7.23δ18O+5.73, R2=0.95).
(2) 研究区降水δ18O值随海拔升高而降低(-0.002‰·m-1), D-excess值随海拔升高而增加(0.005‰·m-1).
(3) 研究区低海拔地区降水δ18O值与D-excess值在时间序列上表现出反向变化趋势, 高海拔区则不存在, 主要是由于在降水过程中, 低海拔区更多地受到云下二次蒸发的作用, 而高海拔区更多受到局地再循环水汽的影响.
(4) 研究区降水稳定同位素变化具有显著的温度效应(0.51‰·℃-1), 不存在降水量效应, 降水稳定同位素表现出了显著的季节效应, 夏秋季同位素值较高, 冬春季较低.
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