青藏高原降水氫氧穩定同位素時空變化特征

作為一種重要的節水裝置，氫氧穩定同位素的使用是探索水文循環的重要手段之一。由于不同區域水體的形成機制、補給來源等各異,氫氧同位素特征也不盡相同。全球降水中δ18O和δD存在很大的時空差異,不僅受氣溫、大氣濕度和降水量等氣候因子的影響,而且受控于區域大氣水汽來源和水汽傳輸途徑。研究降水同位素變化特征,可以揭示降水水汽來源、水循環變化以及水汽蒸發源地的氣候特征,重建區域古氣候和古環境。青藏高原由于其特殊的地理位置和地形狀況,降水水汽來源非常復雜,不同區域降水同位素特征在空間上存在很大差異。目前青藏高原降水同位素研究已經取得了豐碩成果。Yao等根據大氣環流對青藏高原的影響,將青藏高原分為3個區域:西風區、季風區和過渡區。對西風區的研究集中在西寧、德令哈、和田和慕士塔格幾個典型區域,結果均表明降水δ18O與溫度呈正相關表現出明顯的溫度效應。季風區的研究則以聶拉木、拉薩和羊卓雍錯為主,研究表明,這些區域在季風活動期降水δ18O表現為低值而在其他季節相對較高。田立德等和Yu等的研究結果充分展示了過渡區的降水同位素特征,結果顯示在過渡區降水δ18O變化特征很相似:在全年尺度上玉樹、沱沱河、改則、獅泉河降水δ18O與溫度存在正相關關系,但是那曲由于其地理位置偏南,受季風影響比較大,因此在年尺度上不存在溫度效應。受不同因素的影響,高原上河水的δ18O和δD特征存在很大的區域差異,這些差異不僅能夠很好地解釋區域氣候和水文過程,而且能反映降水特征,降水的季節性、降水溫度和降水與海拔的關系。目前青藏高原河水同位素的研究已經取得了很大進展。田立德等分析了那曲河流域河水的δ18O特征;劉光生等探討了風火山流域降水和河水穩定同位素特征;Yao等研究了青藏高原慕士塔格河水、湖水和降水的同位素特征及它們之間的相互補給關系;Yao等和Wen等探討了青藏高原河水同位素與高程效應的相互關系。這些研究很好地揭示了青藏高原水體同位素的區域差異和降水的水汽來源不同。北麓河區域處于青藏高原過渡區,降水水汽來源比較復雜,其降水和河水對北麓河凍土變化和水文過程有很大影響,因此本文基于2011年北麓河降水和河水同位素數據并結合氣象資料,分析了北麓河降水和河水同位素變化特征,深入探討了北麓河降水水汽來源及河水的補給特征,以期能夠為青藏高原多年凍土區水文循環提供科學依據和理論基礎。1方法和材料1.1研究區域及降水青藏高原氣候嚴寒,屬于高寒大陸性氣候,年內凍結期長達6~7個月,蒸發量遠大于降水量。北麓河試驗站位于青藏高原羌塘盆地大片連續多年凍土區東側,在格爾木西南約320km(圖1)。根據北麓河氣象站長期觀測資料,北麓河多年平均氣溫-3.58℃,極端高溫23.2℃,極端低溫-37.7℃,凍結期為10月至次年4月,年平均地溫介于-1.8℃和-0.5℃之間,海拔4500~4600m。在本文觀測區域內,2011年年降水量556.6mm,主要集中于5~9月,其中8月降水最多,月降水量為145.8mm,冬季降水較少。青藏高原水系發育,河湖分布廣泛,河流水量隨季節變化大,主要受降水補給。本文選擇了北麓河兩條支流河開展研究。通過現場的觀測和估算結果表明,河A匯流面積約245萬m2,河B匯流面積約103萬m2。1.2降水樣品采集及預處理本文分析的水樣類型為降水和河水樣,具體采樣位置見圖1和表1。降水樣采集:降水樣在北麓河凍土試驗站(圖1,表1)內利用雨水收集器采集,每次降水事件后同時采集兩個降水樣。自2011年6~12月,共獲得降水樣72個,其中6~9月以降雨為主,9~12月以降雪為主。降雪樣品先裝入塑料采樣袋中,扎緊袋口,在室溫下完全融化后立即封裝。所有降水樣品立即密封裝入20mL的棕色玻璃瓶內冷藏保存直至分析。河水樣采集:在北麓河凍土試驗站附近布置了兩條河流(圖1,表1)進行河水定點采樣,用以對比分析。自2011年6~12月,共采集河水樣144個,所有河水樣品直接裝入20mL玻璃瓶密封冷藏保存直至分析。樣品處理及分析:所有樣品分析之前先進行過濾,完成過濾的樣品在中國科學院寒區旱區環境與工程研究所凍土工程國家重點實驗室進行分析。采用液態水同位素分析儀(Picarro,Inc,L1102-i,USA)進行同位素分析,測定結果用VSMOW和實驗室標準進行校準,最后的結果以VSMOW表示,其中δ18O和δD的測量精度分別為0.07‰和0.3‰。2結果與分析2.1北河降水的平等特性和水資源的來源2.1.1降雨格局變化的影響降水中d-最在整個觀測期內δ18O和δD值分別介于-25.67‰~-5.14‰和-179.42‰~-20.96‰之間,平均值為-11.29‰和-72.73‰;其中6~9月平均值分別為-10.17‰和-64.70‰,9~12月平均值分別為-19.92‰和-134.37‰。很明顯6~9月δ18O和δD的值偏正,9月以后逐漸偏負(圖2),說明夏季和冬季影響降水同位素的因素有所不同。6月30日至7月2日為連續降雨期,降雨期內δ18O和δD在波動中持續下降(表2),下降幅度分別約為6‰和51‰(圖2),與持續降雨導致的淋洗作用和瑞利分餾使水汽中δ18O和δD貧化有關,因為此次連續降雨期水汽來源相同,隨著降雨的進行,富集18O和D的水汽優先形成降水,使得水汽中δ18O和δD越來越貧,其凝結形成的降雨中δ18O和δD也必然會貧乏,期間過量氘(d-excess)值稍微有所降低,這可能與局地水汽循環和降雨過程中雨滴在云下二次蒸發有關。降水中的d-excess值與水汽蒸發時的動力分餾過程有關,主要受水汽源地的空氣相對濕度和溫度影響。從圖2可以看出,降水d-excess介于11.8‰~32.32‰之間,與全球降水線(GMWL)的d-excess(10‰)值相比偏大。6~9月d-excess值介于11.76‰~22.47‰之間,平均值為16.69‰,9~12月顯著增大,d-excess值介于15.9‰~32.32‰之間,平均值為26.50‰。Yao等研究結果顯示:北麓河流域處于西風和季風的過渡區,冬夏季節降水水汽來源不同,夏季(6~9月)受西風和季風共同影響,冬季(9~12月)則主要受到西風帶的控制,導致其d-excess的季節差異,在沱沱河與那曲也發現了相似的d-excess特征。夏季來自于印度洋的潮濕海洋水汽能夠到達北麓河,潮濕水汽不僅提供了大量的降水(2011年夏季降水量(491.3mm)占全年降水量(556.6mm)的88.3%,見圖3),而且由于在水汽輸送過程中不斷貧化,導致降水同位素在夏季為低值,另外受潮濕氣流的影響,水汽源地相對濕度高,導致d-excess較低;而在冬季(9~12月),北麓河主要受西北大陸氣團的補給,導致其降水減少,同時由于氣團比較干燥,加上北麓河區域水體再循環過程的影響使得其同位素和d-excess較高。北麓河降水同位素均位于全球降水線的上方,降水線斜率小于全球降水線的斜率,截距大于10‰(圖4),主要由于北麓河夏季局地蒸發強烈,在降水過程中,地表水體蒸發形成的氣團與降水水汽氣團混合,產生了同位素混合效應,導致降水線斜率偏小。2.1.2降水與降水的相關性分析結果圖5(a)顯示,北麓河2011年降水氫氧同位素與日平均氣溫具有明顯的正相關關系:即溫度升高1℃,降水δ18O增加0.69‰,δD增加4.98‰;如果根據月平均值計算,則得到另一個關系:δ18O=0.62T-14.3(r2=0.65),此結果與Zhang等根據沱沱河降水月平均數據得到的結果相似,降水δ18O和溫度之間的這種較高的季節變化梯度可能是由于高海拔和低溫度的關系。然而如果把觀測期劃分為兩個時段:6~9月份和9~12月份,降水同位素和日平均氣溫的關系發生了顯著變化:6~9月,降水同位素和日平均氣溫基本不相關,這是由于北麓河盆地處于季風和西風的過渡區,在6~9月內降水同位素既受季風的影響,同時也受西風的控制,導致同位素變化不僅僅是溫度的函數,還受到降水量效應的影響。而9月以后,日平均氣溫和同位素變化呈明顯的正相關(相關系數r2=0.83),說明9月以后降水主要受局地氣團和西風帶的影響。在整個觀測期內,降水量與同位素變化相關性不明顯(圖5(b)),這是因為北麓河區域冬夏季節降水水汽來源不同,如果單獨分析6~9月份降水數據,發現降水同位素與降水之間存在很弱的負相關關系,說明降水量效應能夠對北麓河夏季降水同位素變化產生影響,這也從另一個角度說明了北麓河夏季降水受季風和西風的共同影響。因本研究降水樣品較少,持續時間較短,為了進一步研究北麓河降水水汽來源,將本結果與沱沱河的研究結果進行對比分析,發現本研究與沱沱河研究結果具有較好的一致性:降水δ18O和δD表現出夏季(6~9月)較高,冬季(9~12月)較低的變化趨勢,降水線與沱沱河站點的降水線方程比較接近。但是由于受季風影響,夏季也出現δ18O和δD的低值,主要由于沱沱河與北麓河同處于過渡區,夏季水汽受季風和西風的共同影響,降水δ18O和δD既表現出季風的特征,又反映了西風的特征,冬季則主要受西風和局地水汽循環的影響,導致δ18O和δD較低。青藏高原由于降水水汽來源及水汽循環不同,導致從南到北降水同位素特征存在很大差異。受大陸性水汽來源的影響,青藏高原降水線的斜率和截距從南向北越來越高(圖6)。然而和沱沱河相比,北麓河降水線的斜率和截距均偏小,不符合青藏高原南北降水同位素變化特征。由于北麓河取樣時間為2011年6月12日~12年11日,其他區域則集中在5~8月。如果不考慮北麓河9月以后的降水,將6~9月份的降水同位素單獨分析,則得到另外一個回歸方程,其斜率和截距都大于沱沱河降水線的斜率和截距(圖6),與青藏高原從南到北降水同位素區域變化規律一致,這意味著冬季降水對青藏高原大尺度范圍內的降水線有很大影響。2.2降水速率對水文同位素的影響河A的δ18O、δD和d-excess值分別介于-13.1‰~-7.8‰,-89.8‰~-46.9‰和8.53‰~18.02‰之間,平均值分別為-10.3‰,-69.4‰和13.27‰;河B分別介于-26.4‰~-6.3‰,-94.5‰~-35.9‰和5.56‰~26.60‰之間,平均值分別為-10.6‰,-71.8‰和13.34‰。河水同位素變化趨勢和降水同位素相似(圖2(b)),體現了降水對河水的補給特征,但是變化幅度小于降水同位素,可能由于夏季凍土活動層水分與河水產生交換和混合,對地表徑流特征產生了影響,使得河水同位素與活動層水分同位素產生混合效應,導致其變化幅度有所降低;另外流域面積越小,降水對流域的影響也就越強,河流中的同位素波動較大,本研究中由于河A匯流面積大于河B,因此河A同位素波動幅度小于河B。河水δ18O~δD相關方程的斜率和截距差別很小,同位素值基本落在降水同位素范圍之內,表明兩條河流補給來源相同,夏季受北麓河降水的補給;然而,河水同位素幾乎都位于北麓河降水線的下方(圖7),表明蒸發分餾作用對河水同位素變化影響很大。河水同位素δ18O~δD相關方程的斜率和截距均大于北麓河降水線的斜率和截距,指示該區域河水除了受降水補給外,還與北麓河局地水體內循環有關。另外由于采樣時間集中在夏季(6~9月份),使得多年凍土活動層水分也成為河水同位素變化的原因之一。此外,降水量的大小也會對河水同位素產生影響,Liu等發現降水量較小時,降水對河水的影響減弱,在北麓河也發現了相似的同位素變化特征,當降水量較大時,河水同位素的變化與降水同位素差別較大:在7月1日和2日,降水量很大,和降水相比,河水同位素偏負約3‰;而在7月27日和28日,降水量很小,降水和河水同位素差別很小(<0.3‰)(圖2(b),表3)。4降水同位素特征與斷裂時代的關系青藏高原北麓河區域降水穩定氫氧同位素在整個觀測期間(2011年6~12月)大尺度上與溫度呈正相關:溫度每升高1℃,δ18O增加0.69‰,δD增加4.98‰,但是存在季節變化:6~9月降水同位素受到溫度和降水量效應的共同控制,9月以后則主要受溫度的影響。研究結果顯示北麓河區域降水同位素變化特征與沱沱河區域研究結果有很好的一致性,這是由于沱沱河與北麓河都處于季風和西風的過渡區,夏季降水受西南季風和西風帶的共同影響,而冬季水汽主要來源于西北大陸氣團,導致其同位素的季節差異。通過與德令哈、沱沱河和拉薩降水同位素特征對比發現,北麓河夏季降水同位素特征符合青藏高原同位素的南北區域變化特