2019, Vol. 38
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院 内陆河流域生态水文重点实验室/甘肃省祁连山生态研究中心, 甘肃 兰州 730000;
3. 青海省水文与水资源勘测局直门达水文站, 青海 玉树 815100;
4. 甘肃省水文水资源局, 甘肃 兰州 730000
大气降水作为水循环的输入项, 是自然界中水循环的关键环节, 是影响环境和自然过程的重要气候因素之一(陈曦等, 2016;宋献方等, 2007;张应华等, 2006;刘维成等, 2017), 对大气降水稳定同位素特征和时空分布规律的研究, 为有效识别区域水循环和大气水汽来源等有重要意义(李亚举等, 2011;孟玉川等, 2010;顾慰祖, 2011;郭小燕等, 2015;李永格等, 2018)。目前, 利用降水稳定同位素示踪水汽来源已成为国内外同位素水文工作者的研究热点(Pfahl et al, 2008; Pang et al, 2011;冯芳等, 2017;姚檀栋等, 2000), Boronina et al(2005)分析干旱区Kouris流域降水和地下水的稳定同位素变化特征, Goni(2006)揭示非洲干旱区降水对地下水的补给过程, Rai et al (2014)研究了季风期和非季风期印度Ganges河水的补给特征。同时, 国内学者针对我国高寒山区降水稳定同位素的研究也取得一定进展:刘光生等(2012)发现风火山流域夏季降水中δ18O和δD受到降水量和温度的双重影响, 田立德等(2008)揭示了青藏高原东部降水的水汽来源的影响因素, 章新平等(1996)阐明青藏高原东北地区的暖季, 来自海洋的水汽与来自本地区蒸发的水汽稳定同位素特征。此外, 我国学者对祁连山地区的降水稳定同位素也进行大量的研究, 同时在小尺度流域水循环研究中, 阐述了大气降水稳定同位素与各局地气象因子的相关关系, 以及应用同位素的时空分布规律判断流域降水水汽的来源及运动的路径问题(杨俊华, 2013;张应华等, 2007a, 2007b;王宁练等, 2009;吴锦奎等, 2011;赵良菊等, 2011)。然而, 具体针对祁连山高海拔山区的水体同位素及其环境意义的研究较少, 本文通过对祁连山中段大冬树山垭口站降水稳定同位素特征及其与各局地气象因子的相关关系进行分析, 研究该地区降水稳定同位素的环境意义, 以期为祁连山内陆河流域同位素水文过程提供科学依据。
2 研究区概况祁连山(93.5°E—103.4°E, 35.5°N—40°N, 海拔4000~5000 m)位于亚欧大陆中部, 总面积181689.1 km2, 是青藏高原东北部最大的边缘山系, 其地形地貌较为复杂。南北以柴达木、茶卡盆地及河西走廊为界, 东西以秦岭、六盘山及阿尔金山为界(刘雪梅等, 2016;王希强等, 2017)。祁连山区远离海洋, 长期受西风气流控制, 具有典型的大陆性气候和高原气候的特征, 年均降水量300~700 mm, 是一座天然“高山水塔”, 同时也是我国河西内陆水系、青海内陆水系以及黄河上游水系的发源地(张耀宗等, 2009;郑勤等, 2018)。大冬树山位于祁连山中段北坡的冰沟流域, 该流域是黑河流域上游东支的二级支流, 呈西北走向, 总面积为30.48 km2, 其中海拔3431~3900 m之间的面积约占50%(杨针娘等, 1993)。冰沟流域属于大陆性气候, 降水量丰富, 年均降水量774 m, 但年度分配不均匀, 主要集中在夏季(梁慧等, 2017)。
3 样品采集与分析方法 3.1 样品采集选取祁连山中段大冬树山垭口站(海拔4146.8 m, 38°00′51″N, 100°14′31″E)为降水样品采集点(图 1)。由大冬树山垭口站气象观测人员于2014年1月到2015年1月期间, 定点采集一个完整水文年的降水样品, 期间共采集降水样品145个, 其中降雪56个, 降雨82个, 冰雹7个。降水样品都是以次降水为单位进行采集, 为减小建筑物其他可能污染源对样品的影响, 须将样品收集器远离地面。每次采样结束, 立即将样品装在提前净化好的聚乙烯瓶中并用封口膜封住, 同时贴好标签存放至冰箱冷藏, 以防止蒸发, 并且由气象观测人员记录同期气象数据。
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图 1 研究区位置及降水采样点分布 Fig. 1 Map showing the study area and samplings in precipitation |
降水样品在中科院寒区旱区环境与工程研究所内陆河流域生态水文重点实验室完成测试, 选用测试精度分别为0.2‰(18O/16O)和0.6‰(D/H)的液态水稳定同位素分析仪(Los Gatos Research, Inc.USA)进行分析, 符合张自超等(2000)对稳定同位素分析结果的有效位数规则。测定结果用VSMOW和实验室工作标准进行校准, 最终结果以Vienna“标准平均海水”(VSMOW)的千分差来表示:
| $ {{\delta }^{18}}\text{O}(\text{或}\delta \text{D})=\left[ \frac{{{R}_{\text{sample }}}}{{{R}_{\text{v-smow }}}}-1 \right]\times 1000‰, $ | (1) |
式中: Rsample和RV-SMOW分别代表降水样与国际通用标准样中的氧或氢稳定同位素比率; R为同位素的比值(18O/16O或D/H)。
为了量化不同地区的大气降水线和全球大气降水线在斜率和截距上的偏移及比较这种差异, Dansgaard (1964)在前人基础上首次定义了过量氘d-excess=δD-8δ18O, 可用于判断降水来源地气候特征。
4 结果与分析 4.1 降水稳定同位素的季节变化由图 2可知, 采样期间降水δ18O(d-excess)值的年际波动非常大, 其值的变化范围为-24.29‰~9.95‰(从-34.16‰~50.42‰), 均值为-9.32‰(21.27‰), 夏季δ18O和d-excess的均值是-6.55‰和20.74‰, 冬季的均值是-11.34‰和25.60‰。陈中笑等(2010)研究表明同一气团在输送、凝结过程中d-excess的值保持不变, 而研究区夏季与冬季的d-excess值发生了变化, 表明这两时段形成降水的水汽来源不同。
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图 2 2014年1月到2015年1月大冬树山垭口站δ18O和d-excess的季节变化 Fig. 2 Seasonal variation of δ18O and d-excess in precipitation at Dadongshu Pass site from January 2014 to January 2015 |
大冬树山垭口站降水稳定同位素值波动较大, δ18O值相差达到30‰, 具有显著的季节性变化, 表现为夏、秋季高, 冬、春季低的特征。δ18O的值从2014年2月开始波动上升至5月突变具有最小值, 2014年6月波动下降至7月再次上升并在7月达到最大值, 到8月后略有降低, 然后在10月开始波动下降, 在11月降到最低值以及在12月、1月及2015年1月时段内无降水事件发生。同时, 大冬树山垭口站δ18O和d-excess值在季节尺度变化趋势一致, 反映该地区水汽来源及运输路径的季节变化。研究区冬、春季较偏负的降水δ18O值是由于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的高值主要受云下蒸发的影响所致, 对降水量较低的降水事件影响更为显著(Zhou et al, 2007), 可用于解释大冬树山垭口站2014年7月16日的δ18O高值(9.95‰; 降水量1.86 mm)以及9月7日的δ18O高值(4.02‰; 降水量3.70 mm)等。
4.2 局地大气降水线根据大冬树山垭口站采样期内所有次降水稳定同位素数据, 分析得到该地区局地大气降水线(δD=8.13δ18O+22.49)[图 3(a)], 由次降水稳定同位素数据与全球大气降水线(GMWL)和局地大气降水线(LMWL)的分布关系[图 3(b)]可将所有数据分为3组。第1组数据的δ18O值较高, 位于局地大气降水线的左上方, 这些点均高于全球大气降水线, 表明降水受到云下蒸发的影响, 其d-excess值大于22‰, 主要为夏、秋季的降水事件, 气温高且蒸发强烈, 降水形态主要为雨水和冰雹水。第3组数据δ18O值较低, 位于局地大气降水线的右下部, 主要代表低温和较低相对湿度的降水事件, 主要发生在冬、春季, 降水形态主要为雪水和雨水, d-excess值小于20.33‰。第2组数据位于第1组和第3组之间, δ18O值位于局地大气降水线上, 主要受到平衡分馏的影响。
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图 3 大冬树山垭口站大气降水线 Fig. 3 Local meteoric water line at Dadongshu Pass site |
如表 1大冬树山垭口站不同月份大气降水线方程所示, 对于不同的月份, δD与δ18O关系式的斜率和截距均发生变化, 反映出区域降水线的时间动态, 由于2月、3月和11月降水样品数较少, 不具有代表性, 因此可不做分析。可以看出研究区其他月份R2均在0.93以上, 表明δD和δ18O有较好的相关性。该区域不同月份降水线斜率的变化范围为7.45~9.46, 其中在6月降水线斜率较大(9.46), 明显高于全球大气降水线, 4月和7月降水线斜率较小(7.46和7.45)。
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表 1 大冬树山垭口站不同月份大气降水线方程 Table 1 Comparison for monthly local meteoric water line at Dadongshu Pass site |
从大冬树山垭口站δ18O和d-excess与温度变化关系(图 4)可以看出, 在不同温度区间内δ18O、d-excess与温度的相关关系展现出不一致, 因此基于降水稳定同位素数据与温度的分布模式, 将研究区所有数据分成2组:第1组数据为0 ℃以下, δ18O与温度呈明显的正相关关系, 表现出显著的温度效应, 同时d-excess也随着气温的升高而升高。降水事件主要是发生在冬、春季节的降雪事件, 温度较低, 受云下蒸发和水汽再循环的影响很小, 可忽略不计, 降水稳定同位素浓度主要受平衡分馏的影响(Pang et al, 2011)。第2组数据对应温度范围在0 ℃以上, δ18O未展现出温度效应, 而是保持稳定状态, 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(Li et al, 2015), 而且在该温度范围内, d-excess也保持稳定状态, 其原因是由于蒸发蒸腾作用引起的再循环水汽降水将导致d-excess升高, 而δ18O和δD值降低。同时, 再将第二组δ18O数据分为两组(图 5), 即以δ18O值为-10‰为分界点, 明显看出δ18O值在-10‰以上与气温呈现显著的正相关, 表现出温度效应, 而δ18O值在-10‰以下正好相反, 该温度范围内独特的稳定同位素变化模态可由以下两个原因来解释: (1)部分降雨事件可能来自于季风环流; (2)强烈的云下蒸发对不同降水事件的影响差异所致。
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图 4 大冬树山垭口站δ18O和d-excess与温度变化关系 Fig. 4 Relationship between δ18O and d-excess at Dadongshu Pass site in different temperature ranges |
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图 5 大冬树山垭口站0 ℃以上的δ18O随温度变化 Fig. 5 Variations of δ18O above 0 ℃ in Dadongshu Pass site with temperature |
大冬树山垭口站δ18O和d-excess的温度效应(表 2)显示, 所有次降水事件中δ18O温度效应显著, 温度每升高1 ℃, δ18O增加0.62‰, 且第1组数据的δ18O(0 ℃以下)与温度的相关性强于第2组(0 ℃以上), 表明大冬树山垭口站降水稳定同位素的温度效应随温度变化而变化。因此, 研究区温度是降水稳定同位素演化的决定性因素, 并与平衡稳定同位素分馏、云下蒸发和水汽再循环过程密切相关。
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表 2 大冬树山垭口站δ18O和d-excess的温度效应 Table 2 Temperature effect for δ18O and d-excess at Dadongshu Pass site |
在采样期间, 研究区降水主要集中在6—9月, 其降水事件次数高达68次, 约占全年降水量的81%, 因此本文重点分析研究区夏季降水稳定同位素的特征。
如表 3大冬树山垭口站夏季稳定同位素的降水量效应所示, 大冬树山垭口站在2014年6月降水稳定同位素展现出微弱的温度效应和降水量效应, 在2014年7月仅展现出温度效应, 没有呈现出降水量效应, 但在2014年在8月, 降水稳定同位素展现出同2014年6月相一致的特征, 表明大冬树山垭口站δ18O仅在夏季天气尺度下展现出微弱的降水量效应。由此推断产生此现象的原因可能是降水的水汽来源为季风环流或是降雨过程中受到云下二次蒸发的影响, 表明研究区降水量并不是决定降水δ18O的关键性因素。
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表 3 大冬树山垭口站夏季稳定同位素的降水量效应 Table 3 Precipitation effect of isotopic at Dadongshu Pass site in summer |
由表 4可知, 大冬树山垭口站在2014年7月9—13日期间发生连续降水事件, 且降水中δ18O和δD值随着连续降雨事件的持续变得更加偏负, 达到最低时δ18O为-7.13‰、δD为-34.35‰, 即表现出淋溶效应, 反映出降水事件来自相同的气团。进一步分析, 研究区在2014年7月9日降水量较大(37.75 mm), 但δ18O(0.71‰)和δD(17.65‰)相对偏正, 而在2014年7月12日正好相反, 在降水相对较小(1.95 mm)的情况, δ18O(-6.47‰)和δD(-27.61‰)变的相对偏负, 同时在2014年7月16—19日、8月6—8日、27—30日和9月3—6日也发现类似现象。此独特的稳定同位素变化特征的可能原因是: (1)水汽主要源自季风环流; (2)由于连续降水事件的发生导致水汽云团中的重同位素贫化, 使得降水中的δ18O和δD变的更加偏负。
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表 4 2014年7月9—13日大冬树山垭口站夏季连续降水稳定同位素浓度变化及同期气象状况 Table 4 Variation of isotopic composition and weather conditions for continuous precipitation events at Dadongshu Pass site from 9 to 13 July 2014 |
大冬树山垭口站降水δ18O和d-excess与平均气压都呈正相关关系(图 6), 且平均气压与δ18O之间的相关性强于d-excess。其原因是随着气压的升高, 气温同时升高, 降水稳定同位素浓度受到云下蒸发影响的富集作用更强烈, 降水难以形成, 降水量较小, 使得δ18O和δD偏正。如图 6所示, 大冬树山垭口站降水δ18O和d-excess与平均相对湿度的相关关系较弱, 随着大气相对湿度升高, 降水中δ18O值降低, 而d-excess值表现出反向变化趋势, 此现象与郭小燕等(2015)发现疏勒河流域降水形成时大气的相对湿度升高, 降水d-excess值增大相一致。原因可能是当流域内大气相对湿度增加时, 云下二次蒸发降低, 导致降水所受到的蒸发减少, 使得d-excess值相对保持不变。
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图 6 大冬树山垭口站δ18O、d-excess随气压(a)和平均相对湿度(b)的分布关系 Fig. 6 The distribution relationship of δ18O and d-excess with vapor pressure (a) and averaged relative humidity (b) at Dadongshu Pass site |
大冬树山垭口站δ18O和d-excess值在季节尺度变化趋势一致, 这与祁连山中段葫芦沟站观测结果相一致(Li et al, 2014), 而在祁连山中段托勒站、嘉峪关站降水中δ18O和d-excess值在一些降水事件或季节尺度上呈反向变化趋势(李永格等, 2018), 反映该地区水汽来源及运输路径的季节变化。该地区大气水线的斜率(8.13)和截距(22.49)显著不同于干旱区大气水线的特征, 明显高于全球大气降水线(δD=8δ18O+10)以及我国北方地区(δD=7.88δ18O+9.42)和西北地区(δD=7.05δ18O-2.17)的大气水线斜率(刘进达等, 1997;柳鉴容等, 2008), 该地区大气水线较高的斜率和截距表明该区降水形成过程中同位素分馏不平衡程度偏大, 可能是由强烈的局地再循环水汽所引起的。大量研究表明局地再循环水汽可导致大气水线斜率和截距的升高, 同时也是区域水循环的重要组成部分(Trenberth et al, 2003; Bisselink et al, 2009; Seneviratne et al, 2010;李永格等, 2018)。夏季降水过程中容易受到二次蒸发的影响导致大气降水线的斜率和截距降低(刘洁遥等, 2018), 而研究区夏季降水线斜率较高, 原因可能是强烈的局地水汽再循环或不同的水汽来源。
大冬树山垭口站次降水事件中δ18O温度效应显著, 而降水量效应仅在夏季天气尺度下展现, 此现象与黑河上游地区的降水量效应表现一致(王宁练等, 2008), 同时Wu et al(2010)研究认为黑河流域月尺度降水δ18O未展现降水量效应, 但在天气尺度下表现出微弱的降水量效应, 因此研究区内降水量不是决定降水同位素演化的关键性因素。由于连续降雨事件的发生, 降水中δ18O和δD值随着连续降雨时间的持续变得更加偏负, 即表现出明显的淋溶效应, 类似现象也发生在祁连山葫芦沟流域以及讨赖河流域的托勒站和嘉峪关站(Li et al, 2015;李永格等, 2018)。
6 结论(1) 研究区降水稳定同位素δ18O和d-excess值在季节尺度变化一致, 都表现为夏、秋季高, 冬、春季低的特征, 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。
(2) 研究区局地大气降水线方程为δD=8.13δ18O+22.49(R2=0.97), 该方程斜率明显高于全球大气降水线, 揭示该区降水形成过程中同位素分馏不平衡程度偏大, 这一现象还与强烈的局地再循环水汽有关。
(3) 大冬树垭口站所有次降水事件中δ18O温度效应显著, 温度效应是0.62‰, 且温度效应在不同的温度范围内是不一致的。而全年降水量效应不明显, 仅在夏季降水事件中存在微弱的降水量效应。
(4) 研究区δ18O和d-excess与平均气压都呈显著正相关, 且平均气压与δ18O之间的相关性强于d-excess, 其主要原因是降雨过程中受到强烈的云下蒸发的影响。
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2. China Key Laboratory of Eco-hydrology of In-land River Basin, Northwest Institute of Eco-environment and Resources, Chinese Academy of Sciences/Gansu Qilian Mountains Ecological Research Center, Lanzhou 730000, Gansu, China;
3. Zhimenda Hydrological Station, Qinghai Hydrology and Water Resources Survey Bureau, Yushu 815100, Qinghai, China;
4. Hydrology and Water Resources Bureau of Gansu Province, Lanzhou 730000, Gansu, China