2024, Vol. 45
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院, 兰州 730000
2. Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China
降水是全球水文循环的重要组成部分, 是陆地生态系统水文过程的输入端. 全球变暖已导致全球的水文循环发了显著改变[1, 2], 最为显著的是降水变率随气候变暖而增强, 大气极端降水随之增加[3]. 氢氧（D和O18）是降水稳定同位素的关键成分, 由于其能敏感地响应环境变化[4], 可作为研究气候和环境变化的重要示踪剂[5]. 随着水体稳定同位素技术[6, 7]在生态、水文、气象和地质等领域的广泛应用, 降水同位素的研究受到越来越多研究人员的关注[8, 9].
在我国的西北内陆区, 目前已有大量研究针对降水同位素与气候因子的关系等进行了空间[10]和时间[11, 12]上的分析；例如柳鉴容等[13]对西北地区大气降水δ18O进行时空特征分析, 得出西北地区存在显著温度效应, 但降水量效应仅在6 ~ 7月存在, 反映西北地区的大气环流背景；吴锦奎等[14]对黑河流域的大气降水稳定同位素时空变化进行研究, 结果表明降水中同位素的变化和气温之间呈现出非常明显的正相关关系, 但降水量效应仅在降水尺度上存在；黄天明等[15]研究了西部降水氢氧稳定同位素温度及地理效应, 确定了降水中δ18O和δ2H与月平均气温、降水量、海拔高度和纬度的相关关系；朱建佳等[16]对柴达木盆地东部降水氢氧同位素特征与水汽来源进行分析研究, 得出降水稳定同位素特征受气温和降水影响, 且水汽来源亦具有差异性. 也有部分研究学者对西北内陆区流域降水同位素特征进行研究, 例如袁瑞丰等[17]在石羊河流域研究荒漠区、绿洲和山区之间降水稳定同位素差异, 表明该流域地区间具有显著海拔效应, 且在天气尺度下具有降雨量效应；桂娟等[18]得出古浪河流域降水同位素低海拔地区温度效应更显著；李永格等[19]对托来河流域的不同海拔降水稳定同位素进行研究, 表明低海拔地区有较强的云下蒸发, 高海拔地区有显著的局地水汽循环. Zhang等[20]亦对中国西北高寒区水文同位素进行综述, 表明高寒地区存在温度和降水效应. 虽然目前对西北内陆区降水稳定同位素的研究较多, 但大部分学者仅停留在部分小区域（如乌鲁木齐[21]、敦煌[22]和天山[23]）的点尺度研究且研究时段较短, 缺少对区域的分类及整体性的解析. 然而, 我国西北内陆区地形复杂, 具有多地貌特征, 且气候差异性显著, 降水对当地水资源安全和生态系统稳定极其重要, 迫切需要对西北内陆区降水氢氧稳定同位素时空分布特征及水汽来源开展综合研究和整体分析, 这亦是进行当地水资源可持续利用和脆弱生态系统保护的基础.
本文根据西北内陆区不同流域内的气候、水文和地形地貌的空间差异, 将其划分为4个子区域. 通过综合文献资料中西北内陆区97个研究站点的降水同位素数据, 分析了整个西北内陆区及其4个子区域降水稳定同位素的时空分布规律, 揭示了温度、降雨、海拔和经纬度对降水稳定同位素的影响, 并结合西北内陆区水汽通量及其极端降水HYSPLIT后向轨迹模拟方法, 对西北内陆区的水汽来源进行追踪. 本研究结果可作为厘清西北内陆区植物水分利用、探究地表水及地下水来源、明晰降水水汽输送过程和开展古气候代用指标正确解译的重要依据.
1 材料与方法 1.1 研究区概况西北内陆区（73.1° ~ 105.9°E, 32.87° ~ 47.2°N）地处亚欧大陆腹地（图 1）, 地形复杂多样, 广泛分布高原、沙漠和盆地, 日照时间长, 气候干燥, 蒸发强烈[24]；年降雨量不足200 mm[25], 海洋水汽难以到达, 大陆性气候明显；水资源主要来源于冰川融水[26]和山地降水[27]. 根据水文、地形、地貌和气候的差异, 结合水资源三级区划（根据《中华人民共和国水资源》对全国水资源进行分级划分[28]）, 将西北内陆区划分为4个子区域：将以祁连山发源的疏勒河、黑河、石羊河所连接的河西地区及阿拉善盟划分为河西内陆区（94.20° ~ 105.9°E, 37.19° ~ 38.56°N）, 平均海拔2 111 m, 年均气温8.7 ℃, 年均降水量268 mm, 大部分地区属于山前倾斜平原, 气候为大陆性干旱气候, 昼夜温差大；柴达木-青海湖地区（95.09° ~ 100.76°E, 36.34° ~ 37.58°N）被祁连山、阿尔金山和青藏高原东北部所围, 地势西北高东南低, 四周广泛分布冰川, 是冬季西风带、东南亚季风和热带季风的交汇地带, 平均海拔3 234 m, 年均气温2.73℃, 年均降水量218 mm, 属于半干旱大陆性气候；塔里木地区（75.01° ~ 87.70°E, 37.13° ~ 43.03°N）处于天山、昆仑山和阿尔金山之间, 地势西高东低, 是典型的封闭性山间盆地, 四周环状分布, 边缘为山地戈壁, 中心是中国最大沙漠——塔克拉玛干沙漠, 平均海拔1 497 m, 年均气温6℃, 年均降雨量177 mm, 属于暖温带大陆性气候；将准噶尔盆地、吐鲁番盆地和哈密盆地所包围的地区统称为准噶尔-吐哈地区（80.23° ~ 94.70°E, 41.17° ~ 47.28°N, 含乌鲁木齐）, 三盆夹一山, 地势呈中间高两边低, 呈不规则平行四边形, 平均海拔1 243 m, 年均气温7.25℃, 夏季气温高, 冬季气温低, 降雨稀少, 属于温带大陆性气候.
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图 1 西北内陆区地理位置、子区域边界和降水采样点分布示意 Fig. 1 Geographical location, sub-regional boundaries, and distribution of precipitation sampling sites in the inland region of Northwest China |
为综合分析西北内陆区降水稳定同位素的时空分布特征及其水汽来源, 本文选取了来自全球大气降水同位素观测网（Global Network of Isotopes in Precipitation）、中国大气降水同位素监测网络（CHNIP）野外站点的观测数据[29], 同时通过相关文献资料, 共收集到西北内陆区97个研究点不同时段内的降水同位素数据. 气象数据选取来自中国气象数据网（https://data.cma.cn）和野外观测站实测数据, 根据西北内陆区降水和气温的变化规律, 将一年中的4 ~ 9月称为夏半年, 10月至次年3月为冬半年. 本文所采用的同位素数据, 其分析测定可概括为两类：一为利用光腔振荡技术采用Picarro或LGR液态水同位素分析仪进行测定, 二是使用气体稳定同位素质谱仪如MAT-252/253. 不同气体质谱仪和同位素分析仪δD和δ18O测量精度分别为如表 1所示.
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表 1 同位素测量仪及其精度 Table 1 Isotope measuring instrument and accuracy |
测定结果以维也纳标准平均海水V-SMOW（vienna standard mean ocean water）标准表示：
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Dansgaard[7]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）, 其反映了降水过程中稳定同位素受蒸发的强度, 过量氘在降水中受气温、相对湿度等气象条件影响, 在追踪大气降水稳定同位素来源中具有重要作用, 计算方程为[17]：
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本文采用EXCEL和SPSS处理数据, 使用ArcGIS和Origin制图. 利用线性回归模型[35]计算西北内陆区降水稳定同位素的大气降水线方程及其与气象因素之间的相关关系；利用欧洲中期天气预报中心（https://cds.climate.copernicus.eu）的逐日平均水汽含量和美国国家环境预报中心/ 国家大气研究中（NCEP /NCAR, http://www.esrl.noaa.gov）提供的平均经、纬向风分量以及地面气压资料, 所选取的站点采集数据的时间基本分布在2006 ~ 2016年, 因此选取2006 ~ 2016年的水汽资料, 计算了西北内陆区冬半年和夏半年在500 hPa和700 hPa上空的水汽通量. 利用拉格朗日HYSPLIT气团轨迹模型, 对夏半年极端降水事件的水汽来源进行追踪.
2 结果与分析 2.1 大气降水稳定同位素时空变化特征西北内陆区大气降水δ18O值的变化范围为-21.20‰ ~ 1.70‰, 均值为-7.99‰；δD值的范围为-144.20‰ ~ -5.21‰, 均值为-58.86‰[图 2（a）和2（b）]. 而中国降水稳定同位素δ18O介于-24‰ ~ 2.0‰之间, 均值为-7.95‰, δD介于-190‰ ~ 20‰之间, 均值为-54.82‰. 西北内陆区大气降水氢氧稳定同位素波动范围均在中国大气降水的变化范围内, 但西北内陆区降水稳定同位素均值小于中国, 对其进行差异性显著分析得出P = 0.985, 表明西北内陆区降水稳定同位素均值与中国无明显差异, 这是由于西北内陆区采样数据含括在中国内, 导致两者的降水稳定同位素均值差异不显著. 西北内陆区降水δ18O和δD值的波动范围比东南季风区和西南季风区大[图 2（a）和2（b）], 对三者进行差异性显著分析得出P = 0.016 < 0.05, 表明西北内陆区与季风区降水稳定同位素亦具有显著差异, 这主要是由于西北内陆区分布范围广, 地貌类型多样, 海拔跨度大, 使得降水的形成过程比东南季风区和西南季风区复杂所致. 但西北内陆区大气降水δ18O和δD组成的均值却显著低于西南[36]（δ18O年均值为-6.49‰, δD年均值为-48.60‰）和东部地区[11]（δ18O年均值为-6.25‰, δD年均值为-43.77‰）, 体现了由于沿海向内陆降水重同位素逐渐贫化的变化规律, 主要原因是由于西北内陆区距海较远, 来自海洋上的大气水汽通过长途输送以后, 到达西北内陆的水汽形成的降水同位素值贫化显著；另外, 西北内陆区降水稀少, 蒸发强烈, 同时地势纬度较高, 典型的大陆性气候特征导致降水稳定同位素年内变化显著.
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图 2 西北内陆区δ18O和δD值变化范围及其与其他地区的差异 Fig. 2 Range of changes in the values of δ18O and δD in the inland region of Northwest China and their differences from those in other regions |
西北内陆区4个子区域降水稳定同位素变化幅度并不相同[表（2）, 图 2（c）和2（d）], 具体而言, 河西内陆区δ18O值范围在-13.60‰ ~ 1.60‰, 均值为-7.99‰；δD值范围为-88.80‰ ~ -5.21‰, 均值为-58.86‰, 与李佳芳等[37]、郭小燕等[22]、李永格等[19]的研究结果一致, 表明河西内陆区夏季δ18O和δD值偏正, 冬季偏负的变化特征. 在准噶尔-哈密盆地区则δ18O值范围在-18.60‰ ~ -3.60‰, 均值为-9.07‰；δD值范围为-144.20‰ ~ -25.20‰, 均值为-66.29‰, 与郑新军等[35]在研究准噶尔东南部的降水中δ18O值为-36.6‰ ~ 1.7‰和δD值为-269.3‰ ~ 8.0‰相比, 后者冬季降水稳定同位素更贫化, 夏季更富集. 而在塔里木盆地及周边地区δ18O值范围在-13.33‰ ~ 1.70‰, 均值为-6.21‰；δD值范围为-86.20‰ ~ -8‰, 均值为-41.42‰, 与宋洋等[38]、吐尔逊江·艾莎等[39]和郭新等[40]得出和田等地区降水稳定同位素具有明显的季节差异结论一致. 柴达木盆地-青海湖流域地区δ18O值范围在-21.20‰ ~ -4.10‰, 均值为-8.68‰；δD值范围为-113.84‰ ~ -22.40‰, 均值为-50.18‰, 吴华武等[41]得出青海湖地区降水中同位素值存在两个明显的变化阶段, 在8月中旬之前降水中稳定同位素值较低, 而之后明显偏高, 这与受夏季风和局地再循环水汽的影响有关；与尹常亮等[36]和朱建佳等[16]在德令哈地区大气水汽中δ18O季节变化显著, 夏季值高于冬季值相似. 总体而言, 河西内陆区和塔里木盆地区降水δ18O和δD值偏正, 而准噶尔-哈密盆地和柴达木-青海湖盆地其值相对偏负. 其原因可能是由于河西内陆区和塔里木盆地是我国沙漠的主要分布区, 其气候与准噶尔-哈密盆地及柴达木-青海湖盆地相比更为干旱, 雨滴在降落过程中容易受到二次蒸发的影响, 导致其同位素值相对偏正.
西北内陆区降水稳定同位素δ18O值在时间尺度上均表现为夏秋季富集、冬春季贫化的季节变化特征（图 3）. 降水δ18O值表现出在1 ~ 7月不断富集, 8 ~ 12月逐渐贫化的变化规律. 而西北内陆区δ18O的月变化与东南季风区的香港[42]和西南季风区的昆明[43][图 3（a）]完全相反. 降水δ18O在西北内陆区表现为夏高冬低的变化特征, 而东南季风区（香港）和西南季风区（昆明）降水δ18O的变化特点是夏低冬高. 西北内陆区与东南季风区和西南季风区的这一显著差异可能是由于中国各地降水的季节变化明显导致, 沿海地区降水量和温度年际变化小, 西北内陆区则变化大, 各地区水汽来源也有较大差异. 西北内陆区4个子区域降水稳定同位素月变化趋势基本一致[图 3（b）], 只是在夏半年不同的子区域之间, 降水δ18O值差异较大. 如图 3（b）所示, 准噶尔-吐哈地区和柴达木-青海湖地区是夏半年δ18O值的低值区, 而河西内陆区和塔里木地区是高值区, δ18O的最大值出现在7 ~ 8月, 最小值出现在2月；塔里木盆地地区在冬季δ18O值低于其他3区, 在夏季高于其他区, 这可能是由于夏季蒸发强烈导致, 冬季则是受降雪影响；准噶尔-吐哈地区在全年中除3 ~ 5月均比其他3区低, 说明其全年受气象等因素制约较强.
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图 3 西北内陆区δ18O季节变化特征及其与其他区域的差异 Fig. 3 Seasonal variation characteristics of δ18O in the inland region of Northwest China and its differences from those in other regions |
西北内陆区过量氘存在显著的季节变化[图 4（a）], 波动范围为-20.37‰ ~ 46.48‰, 均值为10.0‰, 与全球降水d-excess值（10‰）一致, 最低值出现在6月, 最高值出现在12月, 表现为夏半年贫化, 冬半年富集, 这是由于夏季气温高, 蒸发强烈, 雨滴在降落过程中受到的二次蒸发较为强烈, 导致降落到地面的雨水中d-excess值偏负. 然而东南季风区（香港）d-excess的变化趋势为冬高夏低, 且全年变化幅度低, 是由于夏季香港降水有台风等影响, 但其全年受到的水汽来源一致, 仍受海洋气团的影响, 但西南季风区的昆明[43]d-excess变化规律与之相反, 其变化趋势为夏高冬低, 这表明昆明的水汽来源与东部和西北内陆区均不一致[44], 其显著的降雨量效应和高原的局地蒸发可能是导致其夏高冬低的原因.
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图 4 西北内陆区降水d-excess值的季节变化特征及其与其他区域的差异 Fig. 4 Seasonal variation characteristics of precipitation d-excess values in the inland region of Northwest China and their differences from those in other regions |
d-excess值既反映了海水蒸发形成云气团时的热力条件和水汽平衡条件, 同时又反映降水形成时地理环境和气候条件. 分析西北内陆区d-excess值的变化规律, 对研究区4个子区域d-excess的月变化进行分析[图 4（b）], 其中柴达木-青海湖地区d-excess值为1.87 ~ 23.44‰, 月均值为14.62‰；准噶尔盆地地区d-excess值为-8.6‰ ~ 16.60‰, 月均值为13.53‰；河西内陆区d-excess值为-3.40‰ ~ 25.60‰, 月均值为7.99‰；塔里木盆地地区d-excess值为-25.51‰ ~ 13.07‰, 月均值为-4.33‰. 柴达木盆地-青海湖地区d-excess值在西北内陆4个区域中最高, 比西北内陆区的降水d-excess值高4.6‰；塔里木盆地d-excess值最低, 比西北内陆区低14.33‰. 夏季, 西北内陆区气温高蒸发强, 存在较强的雨滴二次蒸发, 导致d-excess值偏负, 塔里木地区在夏季d-excess值最低, 柴达木-青海湖地区最高[图 4（b）]. 冬季, 西北内陆区干旱少雨, 气温寒冷导致蒸发减少, 水汽来源受西风影响, 导致d-excess值偏正, 河西内陆区和准噶尔-吐哈地区d-excess值在冬季最高, 塔里木地区较弱. 柴达木-青海湖地区d-excess值在夏季较为富集, 是由于该地区的平均海拔是4个子区域里面最高的, 约为3 234.18 m, 且年平均气温仅为2.73℃, 是4个子区域中最低的, 当地较为高寒的气候环境, 使得雨滴云下二次蒸发同其他3个区域相比被减弱了；同时该地区包含了中国最大的咸水湖——青海湖, 湖内含盐量大, 使得湖水表面蒸发减少, 导致d-excess值偏正. 而塔里木地区d-excess值在夏季较为贫化, 该地区包含我国最大沙漠——塔克拉玛干沙漠, 地处沙漠腹地, 塔里木盆地夏季气温高, 蒸发强烈, 雨滴发生二次蒸发, 同时受副热带高压下的西风急流导致部分地区有极端降水, 局地水汽循环强烈, 与其他地区相比d-excess值在夏季偏负. 河西内陆区在夏季受季风水汽影响, 伴随极端降水出现, d-excess值季节差异显著；准噶尔-吐哈地区d-excess值亦表现为冬高夏低变化特征, 该地区冬季受极地气团和西风影响[34], 降水稀少, 同时由于纬度较高, 二次蒸发较强, 引起d-excess值较高.
2.3 西北内陆区大气降水线方程大气降水中δD和δ18O之间的关系对于研究水循环过程中稳定同位素的变化具有重要意义. 根据97个站点的降水δ18O和δD值, 利用一元线性回归分析获得西北内陆区的大气降水线方程为：
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该方程R2值为0.92, 表明δ18O和δD的相关性较高. 西北内陆区大气降水方程与中国大气降水线方程[8]：δD = 7.9δ18O+8.2和全球大气降水方程[45]：δD = 8δ18O+10相比, 斜率和截距均小于中国和全球大气降水线[图 5（a）和5（b）], 根据西北内陆区多个区域的大气方程得出其斜率范围为8.69 ~ 6.07, 截距范围为-17.7 ~ 25.09, 表现出西北内陆区部分站点的斜率和截距低于中国和全球大气降水线, 说明西北内陆区气候干燥且蒸发强烈, 而有部分站点的斜率和截距高于中国大气水线, 其原因是高海拔地区降水或降雪时导致的相对湿度较大, 且温度低更利于重同位素富集[46]. 对西北内陆区高海拔地区（2 500 m以上）大气水线进行分析发现：δD = 7.44δ18O+8.58（R2 = 0.96, P = 0.001）, 其斜率略低于西北内陆区, 说明在高海拔地区存在大量的局地水汽循环, 二次蒸发较强[5]；而低海拔地区（2 500 m以下）大气方程为：δD = 7.46 δ18O + 4.59（R2 = 0.92, P = 0.016）, 其斜率略高于西北内陆区, 表明低海拔地区的云下蒸发弱于高海拔地区, 水汽含量受西风影响较重, 其次, 海拔每升高100 m, 气温降低0.65℃, 降水同位素亦随温度发生变化.
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图 5 西北内陆区及其他地区大气降水线对比 Fig. 5 Comparison of atmospheric precipitation lines in the inland region of Northwest China and other precipitation areas |
如图 5（c）和5（d）所示, 可以明显看出东部季风区大气方程斜率高于西北内陆区, 而截距远低于西北内陆区, 说明东部季风区受蒸发程度低于西北内陆区；而西南季风区其斜率远小于西北内陆区, 截距甚至为负值, 表明西南季风区在冬季受温度效应较强, 在夏季存在降雨量效应.
如图 6所示, 西北内陆4个区域大气降水方程差异较大, 均低于全球大气方程, 其中塔里木地区大气降水线为：δD = 5.48 δ18O-7.76（R2 = 0.95）, 斜率和截距与全球大气降水线斜率相差最大, 而塔里木地区d-excess值远低于全国均值, 相差约4‰, 同时夏季塔里木地区蒸发显著, d-excess值远低于其他地区, 这与塔里木地区大气水线斜率低于其他3区表现一致. 准噶尔-吐哈地区（δD = 7.58 δ18O+3.38, R2 = 0.95）与新疆天山[47]（δD = 7.6 δ18O+2.66, R2 = 0.98）较为相似, 是西北内陆区距全球大气降水线斜率最小的地区, 李晖等[48]对乌鲁木齐地区大气降水的δD和δ18O的关系研究中得出, 造成斜率和截距较低的差异主要是源于远离海洋, 气候干燥, 和来自局地的蒸发作用. 河西内陆区大气降水线（δD = 6.53 δ18O+0.45, R2 = 0.99）与张掖站[37]大气降水线（δD = 6.76 δ18O-4.54, R2 = 0.94）结果相近, 柴达木盆地-青海湖地区（δD = 6.68 δ18O+3.37, R2 = 0.95）与托来河上游[19]δD = 7. 69 δ18O+15. 53斜率相似, 均表明在干旱区水汽在输送过程中发生了动力分馏. 西北内陆区δ18O的月均值随海拔升高基本呈下降趋势（图 7）, 同时d-excess值亦随海拔升高呈增加趋势, 均证明在水汽循环中, 雨滴在降落过程中受到了二次蒸发, 并存在局地再循环水汽的混入, 而西北内陆4个子区域大气降水线均小于全国大气降水线, 进一步证实西北内陆区降水稳定同位素除受环境因子影响外, 水汽来源亦是重要影响因子.
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色块表示站点所对应的降水稳定同位素δ18O和δD的对应值 图 6 西北内陆4个子区域大气降水水线方程 Fig. 6 Atmospheric precipitation waterline equations for four subregions in the inland region of Northwest China |
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图 7 西北内陆区的降水δ18O和d-excess的海拔效应 Fig. 7 Precipitation in the inland region of Northwest China δ18O and d-excess altitude effects |
Dansgaard[7]早在1964年就提出影响降水中稳定同位素时空分布的相关因素, 为温度效应、纬度效应、海拔效应、雨量效应和大陆效应等, 目前有关影响降水稳定同位素的研究也都是通过这几个方面分析.
3.1 海拔和经纬度对西北内陆区降水稳定同位素的影响西北内陆区的降水δ18O值与海拔（H）呈现显著负梯度（图 7）, 线性关系为：δ18O = -0.000 4 H - 6.92（R2 = 0.013, P = 0.21）, 即海拔越高, δ18O值越低, 海拔每升高100 m, δ18O减少0.04‰, 在相关性检验中R2仅为0.013, 表现为不显著弱相关. 将d-excess与海拔进行线性回归分析, 得到d-excess = 0.003 2 H + 3.99（R2 = 0.19, P < 0.01）, 表明西北内陆区过量氘有显著的海拔效应, 海拔每升高100 m, d-excess增加0.32‰. 根据现有关于西北内陆区降水δ18O与海拔的相关性研究, 其斜率大多为负, 波动范围在-0.016 7 ~ 0.003, 表明海拔升高, δ18O减少；如祁连山[80]的海拔效应为-0.26‰·（100 m）-1, 而张子宇[49]在对西北高寒区海拔梯度研究中, 得出δ18O = -0.001 3H+8.56（R2 = 0.80, P < 0.05）, 表明昆仑山地区在年际中有显著的海拔效应, 刘忠方等[10]研究表明中国降水稳定同位素与海拔有显著的负相关.
为了进一步明确西北内陆区4个区δ18O与海拔高度的关系（图 8）, 本文对δ18O和海拔高度（H）进行相关分析, 结果表明河西内陆区δ18O = -0.001 3H - 4.24（R2 = 0.21, P = 0.000 3）降水δ18O值与海拔呈现显著负相关性, 海拔升高100 m, δ18O减少0.13‰、塔里木地区（δ18O = -0.003H - 1.87（R2 = 0.23, P = 0.09）也表现为显著的负相关, 海拔升高100 m, δ18O减少0.3‰；而柴达木青海湖地区δ18O = 0.004H-23.56（R2 = 0.04, P = 0.54）和准噶尔-吐哈地区δ18O = 0.000 2H - 9.28（R2 = 0.004, P = 0.73）降水δ18O值与海拔相关性较弱, 这主要是由于受到局地较强云下二次蒸发和大气水分循环过程的影响.
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图 8 西北内陆区不同子区域降水δ18O值与海拔之间的关系 Fig. 8 Relationship between precipitation δ18O values and altitude in different subregions of the inland region of Northwest China |
为揭示经度（E/W）和纬度（N/S）对西北内陆区降水δ18O的影响, 对二者分别进行一元线性相关分析, 发现经度与δ18O的相关关系为：δ18O = 0.018E-9.61（R2 = 0.001 3, P = 0.69）；δ18O值与经度成正相关, 并通过了0.05水平的显著性检验, 降水δ18O值随经度的变化率为0.18‰·（10°）-1, 也就是说经度每增加10°, 降水δ18O值就会随之增加0.18‰. Wu等[50]也发现在冬季西北地区降水同位素的分布与经向变化有关. 例如, 德令哈[51]（地处97.97°E）δ18O年值为-6.50‰, 祁连山[52]（地处102°E）δ18O年值为-5.90‰. 而研究结果指出在95%的置信区间下, δ18O值与纬度成不显著相关δ18O = -0.183N-0.54（R2 = 0.013, P = 0.20）（图 9）, 降水发生的纬度越高, 降水中的δ18O值就会越低越低, 但其相关性未通过0.05水平的显著性检验, 这可能是源于西北内陆区远离海洋且大陆性气候明显, 蒸发强且降雨少, 自然环境的影响超过了地理因子的影响. 尽管其显著性微弱, 但仍在西北内陆区有一定影响, 比如库尔勒[38]（地处41.25°N）δ18O年值为-3.2‰, 高山站[53]（地处45.10°N）δ18O年值为-7.70‰.
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图 9 西北内陆区降水δ18O与经度和纬度的关系 Fig. 9 Precipitation δ18O in the inland region of Northwest China in relation to latitude and longitude |
西北内陆区大部分地区处于中高纬度且海拔较高, 降水稳定同位素具有显著的温度效应, 根据现有西北内陆区针对δ18O与温度（T）的关系所做的研究表明, 不同地区具有不同的温度效应（表 3）. 通过对西北内陆区部分站点的降水δ18O值与温度进行分析发现, 其呈现显著相关性, 气温每上升1℃, δ18O值增加0.60‰（R2 = 0.52）, 其中, 准噶尔-吐哈地区降水δ18O值受温度的控制较强, 温度梯度为0.75‰·℃-1 （R2 = 0.73）, 如乌鲁木齐[23]和喀什流域[54]δ18O与T具有显著的相关性, R2分别为0.97和0.66；其次是塔里木地区, 温度梯度为0.7‰·℃-1 （R2 = 0.61）, 和田[39]则表现为明显的温度效应, 夏季降水稳定同位素富集, 冬季贫化, 相差25‰左右；河西内陆区δ18O值与温度亦具有正相关, 其温度上升1℃, δ18O值增加0.59‰（R2 = 0.53）, 敦煌[22]和张掖[37]均具有显著的温度效应；柴达木-青海湖地区降水δ18O值对气温的变化的响应相对较弱, 温度梯度仅为0.29‰·℃-1 （R2 = 0.22）, 但仍有一定的温度效应, 如德令哈站[16]在对温度的响应中相关性仅有0.27, 而托来河流域研究则表明气温在0 ~ 10 ℃时, 温度效应不显著[19].
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表 2 西北内陆区及区域降水稳定同位素特征 Table 2 Stable isotopic characteristics of precipitation in the inland region of Northwest China |
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表 3 研究区部分站点降水δ18O与温度（T）及降水量（P）的相关关系 Table 3 Correlation between precipitation δ18O and temperature (T) and precipitation (P) at some stations in the study area |
西北内陆区年降雨量仅有221 mm, 集中在夏季, 冬季降水稀少. 由表 2可知, 西北内陆区的降水稳定同位素值在雨季并未表现明显的降水量效应. 通过对西北内陆区δ18O值与降水量线性分析, 结果表明西北内陆区降水量效应-0.19‰·mm-1 （R2 = 0.08）呈现显著不相关的负梯度, 这可能是季节尺度上的温度效应过于明显, 完全掩盖了降水量效应. 但在子区域尺度上, 准噶尔-吐哈地区、河西内陆区、柴达木-青海湖地区、和塔里木地区降水量效应（‰·mm-1）分别为：-0.41（R2 = 0.10）、-0.27（R2 = 0.11）、-0.13（R2 = 0.04）和-0.10（R2 = 0.11）, 由于西北内陆区纬度海拔的升高, 距海愈远, 整体西北内陆区的降雨量效应基本上不存在. 吴锦奎等[14]在黑河流域得出降水稳定同位素与降水量呈微弱的负相关, 朱建佳等[16]的研究表明在柴达木盆地降水量效应基本不存在. 证明在西北内陆区, 降水量效应不是决定降水稳定同位素的关键因素[60]. 而在单个连续降水事件, 同位素值也表现出一定的淋溶效应, 连续降雨过程使降水同位素值越来越小[61], 降水初期和降水结束期其同位素差异显著. 疏勒河在2013年6月的一次持续降雨中降雨同位素值越来越负[90], 而大量的来自季风的水汽会导致北方地区δ18O逐渐偏负.
通过对西北内陆区各研究站点降水δ18O与温度、δ18O与降水的变化率及其相关性系数空间分析, 发现西北内陆区降水δ18O的温度效应强烈[图 10（a）和10（c）], 但降雨量效应并不显著[图 10（b）和10（d）]. 从空间变化特征来看, 降水δ18O温度效应表现为西北高东南低[图 10（c）], 准噶尔-吐哈地区和塔里木地区北部受温度影响, 表现为显著正相关；而在河西内陆区和柴达木-青海湖地区降水δ18O温度效应则较弱. 值得注意的是高海拔地区, 由于温度低, 温度效应则是呈显著负相关. 降雨量效应整体表现为中部低四周高的空间变化规律[图 10（a）], 除准噶尔-吐哈地区周边降雨量效应为负相关, 其他地区均为正相关, 但并不显著, 降雨量效应也较为微弱；其次由图 10（b）可知, 有降雨量效应的地区基本分布在高海拔降雨量高的地区, 而降雨量低的地区, 基本无降雨量效应.
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图 10 西北内陆区降水温度效应与降雨量效应 Fig. 10 Precipitation temperature effect and rainfall effect in the inland region of Northwest China |
过量氘含有水汽来源的重要信息, 在追踪大气降水中稳定同位素的来源中作为重要的示踪剂[62]. 影响过量氘的变化主要因素是气温和相对湿度[63], 图 4所示, 过量氘在夏半年贫化, 冬半年富集, d-excess值范围为-20.37‰ ~ 46.48‰, 表明西北内陆区过量氘随气温的升高而降低, 而研究过量氘与相对湿度的相关关系发现两者呈正相关, 相对湿度越高, d-excess值越高（图 11）, 其拟合方程为：d-excess = 0.29RH-7.53, R2 = 0.26, P = 0.01. 说明d-excess值在夏季高温时, 由于相对湿度大, 造成降水时雨滴下降过程中受到地面的高温蒸发, 使d-excess值减小, 而西北内陆区虽然夏季是雨季, 但由于其气候干燥, 降雨量少且持续时间短, 导致过量氘在夏季表现为负值. 孙从建等[64]在对塔里木盆地站点研究中曾说明, 夏季较高的过量氘值可能与当地夏季降水再度蒸发有关, 夏季低海拔被蒸发的水汽在途经山区时会再次凝结降水, 此时将造成高海拔地点过量氘值增大. 而造成夏季降水的水汽来源, 部分研究得出夏季主要水汽来源于西风气团和局部的再蒸发, 而来自大西洋的暖湿气团降水相对湿度高, 导致形成降水过量氘处于较低值[65]. 冬季来自极地水汽相对湿度低, 导致降水中过量氘值较高, 赵玮[66]对疏勒河流域水汽来源追踪中分析发现, 西风水汽可能来源于亚欧大陆高纬度地区, 北大西洋等海洋性水汽, 局地再循环水汽大多来源于附近区域的蒸发, 夏季的西南季风可能来源于印度洋的海洋性水汽, 而冬季水汽源地可能为青藏高原.
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图 11 过量氘与相对湿度的相互关系 Fig. 11 Correlation between d-excess and relative humidity |
为进一步了解西北内陆区降水的水汽来源, 在不同气压高度场下观测西北内陆区的水汽通量, 如图 12所示. 在冬半年西北内陆区水汽通量较低, 不足10 mm；在500 hPa其水汽均是来自西风方向[图 12（a）], 在700 hPa除西风水汽外[图 12（c）], 还有部分西南水汽流向塔里木盆地区. 除外部水汽来源, 西北内陆区局部循环水汽也有体现, 在冬季500 hPa上, 柴达木-青海湖地区水汽通量比西北内陆区其他地区低, 其值不足5 mm. 在夏半年, 西北内陆区水汽通量有所增加, 但仍主要受西风水汽影响. 在500 hPa气压下[图 12（b）], 仅有塔里木盆地区水汽通量不足10 mm；而在700 hPa气压高度下, 水汽通量在空间上表现为中间低两边高, 这表明在西北内陆区夏季局地蒸发强烈, 水汽来源较为复杂[图 12（d）], 水汽通量在塔里木盆地区和河西内陆区受到多种水汽影响, 水汽通量值不足5 mm.
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（a）冬季-500 hPa, （b）夏季-500 hPa, （c）冬季-700 hPa, （d）夏季-700 hPa；虚线红框表示研究区；箭头表示风向 图 12 西北内陆区冬-夏季水汽通量 Fig. 12 Winter-summer water vapor flux in the inland region of Northwest China |
结合西北内陆区过量氘与水汽通量对水汽来源研究发现, 西北内陆区全年受西风气团影响, 同时伴随局地水汽循环影响. 在冬季受盛行西风的影响, 在夏季部分地区受季风气团影响[67], 导致水汽通量部分地区存在高低值差异. 侯典烔等[68]在对乌鲁木齐地区大气降水来源研究中也表明乌鲁木齐全年大气降水来源于西风带和局地再循环水汽源区, 主要为大陆性气团. 李小飞等[59]在对西北干旱区研究中表明张掖约有59%的水汽气流源自里海及其附近地区, 另一条源于中亚东北部边缘与俄罗斯、蒙古和中国边境交界处；而德令哈站在冬季的降水水汽主要来源于局部再循环, 这可能是由于夏季青藏高原形成了高原低压中心, 使得亚洲季风不断地影响内陆地区, 大陆水汽再循环导致中亚地区在全年都受到大陆水汽影响, 导致稳定同位素相对较高[69]. 和田站[4]在冬季主要水汽来源是除西风输送外还有部分西南水汽, 而夏季主要是西风水汽和西北方向的气团.
由于西北内陆区降雨多在夏半年, 为了更详细了解西北内陆区大气降水的水汽来源, 利用拉格朗日HYSPLIT气团轨迹模型, 对酒泉、乌鲁木齐、和田和德令哈的夏季极端降水[70, 71]情况进行追踪, 如图 13所示. 在不同气压场下对大气降水气团进行后向轨迹模拟发现, 酒泉市在2019年6月20日的极端降水中, 其水汽来源在500、100和1 500 hPa的高度下均来自东南方向, 暴雨过程受到河套地区歪脖子高压脊阻挡和青海低涡前部动力抬升影响[72], 将来自孟加拉湾水汽输送至河西走廊东部地区[73]. 乌鲁木齐市2020年6月29日的大规模降雨, 其水汽来源在500 hPa和1 000 hPa上来自西风水汽, 而在1 500 hPa上来自西南方向, 这可能是源于地形复杂, 导致高空对流引起[74]. 和田市2021年6月15日的暴雨主要源于副热带高压下的西风急流, 在不同气压场下, 在西北和东南方向存在两个涡流中心, 水汽受低层气旋影响, 塔里木盆地有偏东急流将低层水汽输送至南疆西部[75]. 德令哈站2022年8月27日的极端降水气团轨迹在3个气压场下均来自北方, 水汽沿祁连山区西北气流东灌至湟水河谷地[76], 引起降水的主要原因是冷空气南移, 与局地水汽辐合产生大规模的降水.
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图 13 西北内陆区极端降水气团后向轨迹模拟 Fig. 13 Simulation of backward trajectories of extreme precipitation air masses in the inland region of Northwest China |
总体而言, 准噶尔盆地区的主要水汽来源为西风水汽, 部分来自局地循环和大陆气团；河西内陆区全年均受西风气团控制, 夏季则还受东南季风的水汽和局部再蒸发的影响；柴达木盆地-青海湖地区水汽来源主要受局地在循环气团影响, 还有部分大陆性气团影响；塔里木盆地区的全年水汽来源于西风输送和大陆气团控制, 冬季还受少量西南季风水汽影响. 西北内陆区全年受西风控制, 西风水汽输送为主导, 部分地区受局部水汽再蒸发循环影响, 冬季受西南季风水汽影响, 夏季降水受东南季风水汽影响.
4 结论（1）西北内陆区降水同位素δD和δ18O表现为夏季富集冬季贫化的变化特征, 与东南季风区和西南季风区相反；夏高冬低最值出现在塔里木地区, 表明该地区降水稳定同位素因地形因素抑制, 受局地水汽影响更强烈. 大气降水中d-excess平均值为10.0‰, 与全球降水d-excess值一致. 西北内陆区全年d-excess呈冬高夏低的变化趋势, 其中柴达木-青海湖地区的过量氘平均值最高, 而塔里木地区d-excess值在夏季最低.
（2）西北内陆区大气降水线方程为δD = 7.45 δ18O+5.25（R2 = 0.92）, 塔里木盆地区大气降水线为：δD = 5.48 δ18O-7.76（R2 = 0.92）, 准噶尔盆地地区（δD = 7.58 δ18O+3.38, R2 = 0.95）, 河西内陆区大气降水线（δD = 6.53 δ18O+0.45, R2 = 0.99）, 柴达木-青海湖地区（δD = 6.68 δ18O+3.37, R2 = 0.95）. 研究区斜率与截距均低于全球大气降水线, 同时随海拔升高, 斜率越大, 表明其水汽来源复杂, 且受二次蒸发和局地水循环的影响.
（3）西北内陆区内存在显著的海拔效应：δ18O = -0.000 4H - 6.92（R2 = 0.013, P = 0.21）；其中河西内陆区δ18O = -0.001 3H - 4.24（R2 = 0.21, P = 0.000 3）, 塔里木地区（δ18O = -0.003H -1.87（R2 = 0.23, P = 0.09）, 表明西北内陆区δ18O随海拔升高而贫化；而柴达木青海湖地区δ18O = 0.004H - 23.56（R2 = 0.04, P = 0.54）和准噶尔-吐哈地区δ18O = 0.000 2H- 9.28（R2 = 0.004, P = 0.73）则不显著, 表明其受局地水汽循环影响掩盖了海拔因素对降水稳定同位素的变化. 降水δ18O值随经度的变化率为0.18‰·（10°）-1, 但不存在显著的纬度效应, 表明西北内陆区降水稳定同位素主要受自然环境因素的影响.
（4）西北内陆区存在显著的温度效应（0.6‰·℃-1）和显著不相关的降水量效应（-0.19 ‰·mm-1）. 准噶尔-吐哈盆地受温度影响更强（0.75‰·℃-1）, 柴达木-青海湖区相对较弱（0.29‰·℃-1）, 表现为西北高东南低的空间变化特征. 而降雨量效应则较微弱, 整体表现为中部低四周高的空间变化规律, 除准噶尔-吐哈地区周边降雨量效应为负相关, 其他地区均为正相关；4个子区域降雨量效应均不显著, 在极端降水中存在一定的淋溶效应, 可能导致降雨量效应不显著.
（5）西北内陆区大气水汽全年主要来自西风水汽输送, 冬季受极地大陆气团影响, 夏季极端降水时, 受到季风水汽影响. d-excess与相对湿度呈显著正相关, 表明西北内陆区降水还同局地水汽再循环有关. 通过HYSPLIT气团后向轨迹追踪和水汽通量也发现河西内陆区水汽来源还受孟加拉湾水汽输送, 准噶尔-吐哈地区除西风输入外还有部分西南季风水汽来源；塔里木盆地夏季除西风环流影响外, 亦与东南季风水汽有关；柴达木-青海湖区水汽来源则比较复杂, 与其地形因素有关, 除受来自局地二次蒸发和西北水汽输送影响外, 还有部分大陆气团的南下产生降水.
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