胶莱平原大气降水氢氧稳定同位素特征研究

2022-06-16崔步礼李东昇王雅璇

地球环境学报 2022年2期

王莹，崔步礼，李东昇，王雅璇

鲁东大学资源与环境工程学院，烟台 264025

降水中氢氧稳定同位素（2H和18O）的组成与水汽来源及气象条件有关，能敏感地响应环境变化，促使降水中的氢氧稳定同位素成为气候变化和水文过程研究的有效工具，可用来示踪各类水体来源和演化机制（Aravena and Suzuki，1990；Clark and Fritz，1997；Aggarwal et al，2012；Kong et al，2019）。因此，水体中的氢氧稳定同位素常被称为水的“指纹”或DNA，成为自然界水循环和气候的天然示踪剂（Dansgaard，1964；Rozanski et al，1993；Gat，1996；Uemura et al，2012；Cui and Li，2015）。章新平和姚檀栋（1998）通过分析IAEA/WMO在中国设立的GNIP站点的降水氢氧稳定同位素数据，总结了中国大气降水中氧同位素比率的分布特征和影响因素以及氧同位素比率与温度、降水量之间的关系；Cui and Li（2015）通过分析青海湖流域内降水氢氧稳定同位素的时空变化特征，揭示了青藏高原东北部大气降水的主要来源，并估算了青海湖湖面蒸发对青海湖流域降水的贡献率为23.42%。Koeniger et al（2016）通过分析2011年3月至2012年7月叙利亚西部喀斯特反黎巴嫩山脉的大气降水和四个泉水的同位素数据，揭示了该地泉水系统受到冰川融雪和冬末降雪的影响。上述相关研究均体现了氢氧稳定同位素在研究水汽来源及示踪不同尺度的水循环过程中的优越性。

胶莱平原地处中纬度欧亚大陆东缘，中国山东半岛中东部（图1），是山东省经济发展的核心区域之一（方春洪等，2012；岳玲莉等，2016）。胶莱平原处于山东半岛东部山地丘陵区，无较大河流过境，降水成为区域淡水资源的唯一输入源（肖蓓等，2019），致使降水的时空分布直接影响胶莱平原的工农业生产活动。自20世纪80年代以来，胶莱平原地区干旱事件发生频率和持续时间增加，导致地表水资源紧缺，加之农业生产活动过度开采地下水，胶莱平原出现大范围的地下水位负值漏斗区（韩美，1996），进而引发了部分地区出现地面沉降、海水入侵、生态退化、农业减产及地方病加剧等一系列严重的地质和环境问题（李道高等，2000；Han et al，2014；Hou et al，2016），给当地社会经济可持续发展带来极大危害，引起了各级政府和学者的极大关注并开展了大量的研究工作。相关研究主要涉及地下水漏斗的成因、海水入侵的成因和交换率、地下水水体污染及水资源评价等（Meng et al，2002；李瑜等，2007；Ma et al，2015；Hou et al，2016），而对唯一输入源的降水研究相对薄弱，特别是有关胶莱平原及相近区域大气降水同位素特征及其水汽来源的相关研究尚未见报道，致使区域内水体转化及水循环研究存在一定的局限性，同时限制了区域生态退化、地下水污染、地方病溯源等相关研究的深入开展。

因此，本研究以胶莱平原为研究区，依托区域内6个气象站开展次降水样品的采集，探究胶莱平原大气降水同位素时空变化特征，揭示胶莱平原大气降水同位素的环境效应，探讨胶莱平原大气降水水汽来源。该研究可为胶莱平原地表水—地下水—海水之间的相互转化及水循环研究提供基础数据，对区域水资源的合理利用提供策略和建议支撑。

1 研究区域、数据及方法

1.1 研究区概况

胶莱平原（亦称胶莱谷地，118°34′55″ —120°40′15″ E，35°38′38″ — 37°23′43″ N）位于鲁中山丘区与胶东丘陵区之间（宽30 — 80 km），海拔大部分在50 m以下，北达莱州湾，南抵胶州湾。胶莱平原主要由两侧丘陵区发育的河流冲击而成，主要涉及潍河、大沽河、胶莱河等河流。本研究拟从流域尺度分析胶莱平原的降水同位素特征，特将研究区范围扩展到各流域的分水岭，研究区涉及流域面积17762.22 km2（图1）。

图1 胶莱平原地理位置及采样点分布Fig.1 Location of the Jiaolai Plain and sites for sampling precipitation

研究区气候为暖温带季风气候，年平均气温为12.9℃，年降水量为626.7 mm（1981 — 2010年），降水时空分布不均，时间上，降水多集中在6 — 8月（约占全年降水的60% — 65%）；空间上，降水量表现为自东南向西北递减（肖蓓等，2019）。年平均蒸发量为1665.1 — 2158.1 mm，年平均相对湿度68% — 72%，年内无霜期190 —210 d，最大冻结深度40 — 50 cm。胶莱平原土壤类型主要为棕壤、潮土、砂姜黑土等；自然植被为暖温带落叶阔叶林和赤松，沿海盐土上分布翅碱蓬为主的一年生植物群落，海滩及河滩上则有砂生植被分布。

1.2 数据来源及研究方法

1.2.1 降水样品采集及测试

根据研究区地形与海拔高度分布特征，在研究区内布设降水采集点6处（图1），分别位于昌邑、高密、莱西、莱州、平度、五莲6个气象局。2018年10月 — 2019年9月，共收集次降水样品254个，其中降雨232个，降雪22个。采样期间同时观测降水量。

降水样品中的氢氧稳定同位素在西北农林科技大学采用LGR液态水同位素分析仪（IWA-45-EP）测定，以VSMOW作为标样，δ2H和δ18O的测试精度分别为± 0.5‰和± 0.2‰。

1.2.2 研究方法

本研究选取温度效应、降水量效应和高程效应来分析胶莱平原的大气降水同位素环境效应（Dansgaard，1964；Bortolami et al，1979；Cook and Herzeg，2000）。为反映胶莱平原的降水来源及水汽运移路径特征，通过对比分析不同降水路径的全球大气降水同位素网络GNIP（global network of isotopes in precipitation）站点的降水同位素季节变化特征，验证胶莱平原水汽来源结果。自西向东包括：乌鲁木齐、包头、石家庄、东京；自南向北包括：香港、南京和齐齐哈尔。其中，香港位于中国东南部，受控于东南季风；乌鲁木齐位于中国西北部，受控于西风；包头和石家庄（研究区的西北方向）、东京（研究区的东部方向）、南京（研究区的南部方向）及齐齐哈尔（研究区的北部方向）5个站点的湿季受控于东南季风，干季受控于西风（图1；Araguás-Araguás et al，1998；Ma et al，2012）。各站点的降水同位素数据下载自全球大气降水同位素网络GNIP（http://www.iaea.org）。

2 结果分析

2.1 大气降水同位素特征

胶莱平原大气降水中的δ2H介于-89.76‰ —-0.54‰，平均值为-34.43‰；δ18O介于-13.85‰ —-0.05‰，平均值为-5.51‰（图2）。各值均处于中国大气降水氢氧稳定同位素的波动范围（δ2H：-280.0‰ — 24.0‰；δ18O：-35.5‰ — 2.5‰）之内（Tian et al，2001）。δ18O和δ2H在时间上的分布规律相似，均呈现双峰状（“M”型）：1 — 5月，δ2H和δ18O逐渐富集；5 — 8月逐渐贫化；8 — 9月逐渐富集；9 — 12月逐渐贫化（图2）。总体表现出夏冬低、春秋高的季节变化特征，这主要与不同季节水汽来源以及降水期间的气象条件有关。其中，δ2H和δ18O值在5月开始贫化，其原因可能是东亚季风自5月开始影响胶莱平原的降水，致使同位素相对贫化（Ding and Chan，2005；Kong and Pang，2016）。

图2 胶莱平原大气降水同位素及气温的年内变化特征Fig.2 Contents of δ2H and δ18O in precipitation and temperature of the Jiaolai Plain

大气降水中δ2H和δ18O的关系构成胶莱平原的本地大气降水线LMWL（图3）（δ2H = 6.38δ18O +0.72，VSMOW，n=254，R= 0.89），此大气降水线略偏离全球大气降水线（GMWL）（δ2H = 8δ18O +10），这是因为局地环流系统在时空尺度上的水汽来源及蒸发模式不同（Clark and Fritz，1997；Cui and Li，2015）。胶莱平原大气降水线与石家庄地区大气降水线（δ2H = 6.39δ18O - 3.75，R2= 0.88）（朱艺文等，2017）、天津地区大气降水线（δ2H=6.57δ18O + 0.31，R2= 0.88）（徐涛等，2014）以及相邻的国际原子能机构GNIP站点烟台站和天津站大气降水线（分别为δ2H= 6.29δ18O - 3.63，R2= 0.81；δ2H= 6.57δ18O + 0.31，R2= 0.94）的斜率相近，表明胶莱平原与这些相邻区域的大气降水来源具有相似性。同时，各大气降水线的斜率均低于全球大气降水线的平均值8，表明降水过程可能受到了云下二次蒸发的影响，氢氧稳定同位素发生部分分馏，使得大气降水线斜率变小（Dansgaard，1964；Clark and Fritz，1997）。

胶莱平原大气降水的氘盈余介于-23.32‰ —36.00‰，平均值为7.56‰（图4）。其中，10月—次年4月降水中的大部分d值均大于10‰（图4），表明降水的水汽源区湿度较低；同时，此时段（春季、秋季、冬季）的降水氢氧稳定同位素点多位于本地大气降水线左上方（图3），表明胶莱平原10月 — 次年4月的降水主要来源于西风带气团以及局地蒸发水汽，并具有明显的陆地蒸发水汽再循环（Gat et al，1994；Araguás-Araguás et al，1998；Froehlich et al，2008；Pang et al，2011；Pang et al，2017）。5 — 9月降水中的大部分d值均小于10‰（图4），表明降水水汽源区湿度较高（王海静等，2012），即降水可能来源于相邻沿海区域或东亚季风携带的低纬度太平洋海域水汽（Yamanaka et al，2004）；同时，此时段的降水氢氧稳定同位素点多位于本地大气降水线右下方（图3），表明胶莱平原夏季降水受到云下二次蒸发影响（Friedman et al，1992；Cui and Li，2015）。由此表明：胶莱平原大气降水中的氘盈余存在明显的季节变化，这种季节性主要源于大气环流模式的逆转，致使胶莱平原不同时期的降水水汽来源不同（Araguás-Araguás et al，1998）。

图3 胶莱平原大气降水氢氧稳定同位素及本地大气降水线Fig.3 The relationship between δ2H and δ18O of precipitation in the Jiaolai Plain

图4 胶莱平原大气降水的氘盈余特征Fig.4 Values of d-excess in precipitation of the Jiaolai Plain

2.2 大气降水稳定同位素环境效应

2.2.1 温度效应

天然水体在蒸发或凝结过程中，氢氧稳定同位素的分馏强度与温度成反比，致使降水中氢氧稳定同位素δ值与气温之间存在线性关系，称之为温度效应（Dansgaard，1964）。胶莱平原大气降水中的氢氧稳定同位素表现较强的季节性变化（图2），1 — 5月，逐渐富集；9 — 12月逐渐贫化，即除夏季（6 — 8月）外，其他季节的降水氢氧稳定同位素与气温变化趋势一致，表明胶莱平原大气降水氢氧稳定同位素存在较强的温度效应。降水同位素δ18O与温度的关系显示：降水中δ18O随温度升高而逐渐富集，富集幅度为0.093‰ · ℃-1（表1），温度效应较显著（显著水平在0.001以上），与相邻区域石家庄地区的温度效应相近（朱艺文等，2017）。

表1 研究区内气象观测站经纬度及海拔Tab.1 Latitude， longitude and altitude of meteorological stations in the study area

2.2.2 降水量效应

雨量的大小对降水同位素组成也产生影响，通常雨量越大，δ18O和δ2H越小（Dansgaard，1964）。胶莱平原降水同位素δ18O与降水量的关系显示：降水中δ18O随降水量增加而逐渐贫化，贫化幅度为0.02‰ · mm-1（表1），降水量效应较显著（显著水平在0.05以上）。其原因可能是受东亚季风影响的结果（陈中笑等，2010），受季风影响较大的香港、南京都有明显的雨量效应，天津则较弱，齐齐哈尔和内陆区域的降水量效应不显著（Araguás-Araguás et al，1998；Kong et al，2019）。

2.2.3 高程效应

高程（高度）效应是指在地形起伏比较大的地区当水汽团从地面升起发生绝热冷凝（通过扩散）时都会出现地形降水，从而使得大气降水的δ18O和δ2H值随着高程增加而降低的现象（Bortolami et al，1979）。胶莱平原大气降水中δ18O与高程的关系显示（表2）：降水δ18O与高程呈反比关系，即降水中18O随海拔升高逐渐贫化，呈现高程效应，但不显著。

表2 胶莱平原大气降水中δ18O的环境效应Tab.2 Environmental effects of the stable isotopes in precipitation of the Jiaolai Plain

2.3 胶莱平原大气降水来源

为了分辨胶莱平原大气降水水汽来源，选取不同季风区内GNIP站点的降水同位素进行对比分析（图1、图5、图6）。乌鲁木齐降水δ18O与气温变化呈正相关，表现为夏季相对富集，冬季相对贫化（Tian et al，2007；Yao et al，2013）。香港的降水主要受东亚季风携带的海洋水汽影响，夏季温度高、降水量大，水汽主要来源于较远海域的蒸发水汽，降水δ18O相对贫化；冬季降水水汽主要来源于近海域及本地的蒸发水汽，降水δ18O 相对富集（Araguás-Araguás et al，1998；Xie et al，2011）。图5显示：在10月 — 次年5月，胶莱平原降水δ18O与包头、石家庄、东京、南京的大气降水中δ18O的变化趋势相似，此时间段各站点降水均受控于西风。6 — 9月，胶莱平原降水δ18O与香港、东京、南京、石家庄降水中δ18O的变化趋势相似，此时段各站点降水均受控于东亚季风。与之相反，胶莱平原降水δ18O在6 — 9月与乌鲁木齐降水δ18O的变化趋势相反（图5a），此时段乌鲁木齐降水受控于西风（冯芳等，2017）；在10月 — 次年5月，胶莱平原降水δ18O与香港降水δ18O的变化趋势相反（图5b），此时段香港降水受控于东亚季风（Araguás-Araguás et al，1998）。由此说明，6 — 9月，胶莱平原降水水汽受控于东亚季风，10月 — 次年5月，受控于西风。

图5 胶莱平原及相关站点中降水中δ18O年内变化特征Fig.5 Seasonal variation of δ18O in precipitation in the Jiaolai Plain and other stations derived from GNIP network

同时，在西风控制时段（10月 — 次年5月），乌鲁木齐和齐齐哈尔的降水δ18O贫化程度最高（图5），其原因主要是两个站点降水均受西风环流携带的大西洋水汽和极地水汽共同作用，水汽沿途凝结降水且陆地蒸发补充较少，使得降水δ18O贫化程度高（李小飞等，2012；冯芳等，2017）。乌鲁木齐降水同位素氘盈余（d）大于10，而齐齐哈尔降水d小于10（图6），表明齐齐哈尔降水来源于北冰洋冷湿水汽的比例较高，乌鲁木齐降水来源于沿途陆地蒸发水汽的比例较高（李小飞等，2012；冯芳等，2017；Pang et al，2017）。胶莱平原与其他站点（包头、石家庄、东京、南京）的降水δ18O均高于乌鲁木齐和齐齐哈尔，且氘盈余大于10，表明胶莱平原降水水汽在西风控制时段主要来源于局地蒸发，受极地水汽影响较小。同时，图6显示，胶莱平原与东京和齐齐哈尔的d值在东亚季风控制时段（6 —9月）相近，表明其降水水汽来源一致，均为湿度较高的相邻太平洋海域蒸发水汽（Kurita et al，2015）。