張 君,陳洪松,黃 榮

1 中國(guó)科學(xué)院亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)研究所亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,長(zhǎng)沙 410125 2 中國(guó)科學(xué)院環(huán)江喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測(cè)研究站, 環(huán)江 547100 3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049

雨水是大氣圈與水圈物質(zhì)與能量交換最積極的一部分,降雨中穩(wěn)定氫(δD)氧(δ18O)同位素及氘盈余(d-excess)的變化已廣泛應(yīng)用于生態(tài)水文過(guò)程和氣候變化的研究中[1]。利用降雨穩(wěn)定氫氧同位素可以獲取水汽源、水汽狀況、大氣循環(huán)類型及季節(jié)變化特征等信息[2—3]。然而,大氣降雨中穩(wěn)定氫氧同位素的變化受到多種因素的影響,區(qū)域位置、緯度、高程、溫度以及降雨量等均會(huì)不同程度影響同位素組成特征[4],導(dǎo)致穩(wěn)定氫氧同位素在時(shí)空尺度上存在較大差異。這種差異也為利用穩(wěn)定氫氧同位素示蹤技術(shù)開展水文過(guò)程研究提供了基礎(chǔ),被廣泛地應(yīng)用于調(diào)查區(qū)域地下水的補(bǔ)給特征、蒸發(fā)和蒸騰作用的區(qū)分、植物水分來(lái)源判定等方面的研究[5—6]。因此,開展大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素變化特征的相關(guān)研究,對(duì)生態(tài)水文過(guò)程及水循環(huán)研究的開展有重要意義。另一方面,也有助于補(bǔ)充和完善全球范圍內(nèi)較欠缺的降雨同位素?cái)?shù)據(jù)網(wǎng)[7]。

早在1961年,世界氣象組織WMO和國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)IAEA就已建立全球大氣降雨同位素觀測(cè)網(wǎng)絡(luò)(GNIP, Global Network of Isotope in Precipitation),開始對(duì)大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素進(jìn)行觀測(cè)。Craig[8]于1961年提出了全球大氣降雨線,為δD=8δ18O+10。從20世紀(jì)70年代開始,國(guó)內(nèi)學(xué)者開展了大量的對(duì)大氣降雨穩(wěn)定同位素組成及影響因素的研究,并建立了適合當(dāng)?shù)氐牡貐^(qū)大氣降水線方程,并基于全球大氣降水線及氘盈余值判斷水汽來(lái)源及水循環(huán)特征[1]。另外,通過(guò)氣象數(shù)據(jù)模擬的手段也可以判定區(qū)域范圍降水的水汽來(lái)源,一方面可以進(jìn)一步加深對(duì)氣候變化的認(rèn)識(shí),同時(shí)也可以為地區(qū)應(yīng)對(duì)氣候預(yù)報(bào)、減災(zāi)預(yù)警的制定提供科學(xué)依據(jù)[9]。HYSPLIT后向軌跡模型被廣泛運(yùn)用到大氣降雨水汽來(lái)源輸送路徑模擬和水汽來(lái)源比例分析中,取得了較好的研究成果[4,10]。例如張百娟等[11]基于HYSPLIT模型發(fā)現(xiàn)祁連山中段夏季連續(xù)降雨水汽來(lái)源主要為西風(fēng)水汽。Bedaso等[7]則利用該模型模擬了空間尺度上降雨δ18O濃度的季節(jié)變化。然而,受制于巨大的空間異質(zhì)性,不同區(qū)域大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素的影響因素仍不明晰,例如陳衍婷等[12]監(jiān)測(cè)分析發(fā)現(xiàn)廈門地區(qū)年尺度的大氣降雨氫同位素值變化有顯著的雨量效應(yīng),即同位素值隨降雨量增加而減小,而到了月尺度或季尺度則不存在這種效應(yīng)。同樣是中國(guó)南方,王超等[13]發(fā)現(xiàn)西南紫色土丘陵區(qū)降雨穩(wěn)定氫氧同位素存在明顯的雨量和反溫度效應(yīng)。因此,點(diǎn)尺度上的降雨穩(wěn)定氫氧同位素監(jiān)測(cè)、分析及模擬的相關(guān)研究仍需進(jìn)一步的完善和深入。

西南喀斯特地區(qū)具有特殊的地表—地下二元三維水文地質(zhì)結(jié)構(gòu),土層淺薄且滲透性強(qiáng),導(dǎo)致水文過(guò)程迅速,同時(shí)也增加了水文過(guò)程研究的難度[14]。大氣降雨是流域范圍水循環(huán)的重要輸入因子,因此利用降雨穩(wěn)定同位素技術(shù)在示蹤喀斯特生態(tài)水文過(guò)程研究中有巨大優(yōu)勢(shì)[14]。目前針對(duì)西南喀斯特地區(qū)大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素組成及其影響因素、季節(jié)變化、水汽來(lái)源等方面研究取得了一些進(jìn)展[15—18]。由于該區(qū)域優(yōu)先流普遍發(fā)育,降雨過(guò)程中雨水穩(wěn)定氫氧同位素的波動(dòng)對(duì)水文過(guò)程的影響很大。因此,次降雨尺度上降雨穩(wěn)定氫氧同位素的變化特征值得關(guān)注,這對(duì)指示全球氣候變化背景下的喀斯特地區(qū)生態(tài)水文循環(huán)過(guò)程研究意義重大[9],而目前此方面研究還未見報(bào)道?；诖?本研究以桂西北典型喀斯特小流域?yàn)檠芯繉?duì)象,一方面基于2013年至2018年的氣象資料和降雨氫氧同位素?cái)?shù)據(jù),分析了研究區(qū)多年大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素的組成特征及其影響因素,并結(jié)合HYSPLIT后向軌跡模型解析水汽來(lái)源輸送路徑及其權(quán)重比例。另一方面,本研究還關(guān)注典型大雨—特大暴雨過(guò)程穩(wěn)定氫氧同位素變化特征,以期為小流域尺度生態(tài)水文循環(huán)過(guò)程研究的深入提供一定的科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于桂西北環(huán)江毛南族自治縣中國(guó)科學(xué)院喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測(cè)研究站木連綜合試驗(yàn)示范區(qū)(108°18′56.9″—108°19′58.4″E,24°43′58″—24°44′48.8″N),該區(qū)面積約為146 hm2,海拔高度介于272.0—647.2 m,地形變化明顯,屬于典型的喀斯特峰叢-洼地地貌(圖1)。研究區(qū)氣候類型屬典型的亞熱帶濕潤(rùn)季風(fēng)氣候,實(shí)測(cè)年均氣溫19.6 ℃,最低溫出現(xiàn)在1—3月,≥10 ℃的年均有效積溫為6300 ℃,無(wú)霜期329 d[18]。多年平均降雨量為1446 mm(圖2),但年內(nèi)降雨分布極不均勻,超過(guò)66%的降雨集中在5—9月。

圖1 研究區(qū)及降水采樣點(diǎn)分布Fig.1 Location of precipitation sampling site in study area

圖2 研究區(qū)多年(2013—2018年)月均溫度和降雨量 Fig.2 Study area′s climograph based climate data at Huanjiang station form 2011 to 2018

1.2 樣品收集及處理

1.2.1氣象數(shù)據(jù)監(jiān)測(cè)

降雨量、降雨強(qiáng)度、氣溫等氣象數(shù)據(jù)通過(guò)中國(guó)科學(xué)院環(huán)江喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測(cè)研究站氣象站內(nèi)的標(biāo)準(zhǔn)氣象站獲取,氣象站距離降雨樣品采集點(diǎn)約400 m(圖1)。

1.2.2降雨樣品采集

降雨通過(guò)漏斗進(jìn)入直徑為20 cm的密閉棕色收集瓶,漏斗內(nèi)放置一個(gè)乒乓球防止蒸發(fā)[19]。收集過(guò)程中注意密封,盡力避免收集的雨水樣與外界空氣進(jìn)行交換,將蒸發(fā)作用的影響降到最低。雨水樣品放入2 mL冷凍管后用Parafilmm密封后置于4 ℃冷藏保存,直至上機(jī)分析[19]。降雨樣品的采集分為兩部分,一是對(duì)2013年至2018年日尺度降雨樣品采集,共計(jì)408個(gè)樣品；二是采集2019年6月至2020年9月期間典型次降雨過(guò)程樣品,采集頻率根據(jù)次降雨強(qiáng)度和時(shí)長(zhǎng)設(shè)定為0.5 h/次—2 h/次,從降雨開始直至次降雨過(guò)程結(jié)束,共計(jì)90個(gè)樣品。如表1,本研究中分別選取2019年6月23日次降雨(2019-06-23)、7月8日次降雨(2019-07-08)、9月9日次降雨(2019-09-09)、10月22日次降雨(2019-10-22)以及2020年6月5日次降雨(2020-06-05)、6月6日次降雨(2020-06-06)、6月7日次降雨(2020-06-07)、9月7日次降雨(2020-09-07)共8場(chǎng)典型降雨,降雨量及其相關(guān)信息見表1,依據(jù)Lai等[20]雨量分級(jí)標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行降雨等級(jí)分級(jí),即12小時(shí)降雨40 mm為大雨,12小時(shí)降雨量80 mm屬于暴雨,12小時(shí)降雨量160 mm則為特大暴雨。

表1 典型次降雨基本信息

1.3 樣品收集及處理

所有雨水樣品的穩(wěn)定氫氧同位素組成在中國(guó)科學(xué)院亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)研究所亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室用液態(tài)水同位素分析儀(LGR, DLT- 100,美國(guó))進(jìn)行測(cè)定[21],上機(jī)前用0.22 μm的針頭過(guò)濾器對(duì)水樣進(jìn)行過(guò)濾,以去除水樣中的雜質(zhì)。樣品穩(wěn)定氫氧同位素值通過(guò)下式計(jì)算得出：

(1)

式中：δD和δ18O分別為對(duì)應(yīng)樣品的氫和氧穩(wěn)定同位素值(‰)；R樣品和R標(biāo)準(zhǔn)分別為樣品和國(guó)際通用標(biāo)準(zhǔn)物(SMOW,Vienna Standard Mean Ocean Water)中元素的重輕同位素豐度之比,如(18O/16O)。δD值的測(cè)試誤差不超過(guò)±1‰,δ18O值的測(cè)試誤差不超過(guò)0.2‰[21]。

通過(guò)的氘盈余(d-excess)可以示蹤水汽來(lái)源和水汽路徑,全球范圍內(nèi)大部分樣品的氘盈余平均值接近于10‰[8],其計(jì)算公式為：

d-excess(‰)=δD-8δ18O

(2)

1.4 HYSPIT軌跡模型簡(jiǎn)介

本文中氣團(tuán)軌跡模型采用美國(guó)海洋大氣研究中心(NOAA, National Oceanic and Atmospheric Administration)空氣資源實(shí)驗(yàn)室(ARL, Air Resources Laboratory)開發(fā)的HYSPLIT- 5.0(Hybird Single Paticle Lagrangian Integrated Trajectory Model, http://ready. arl. noaa. gov/HYSPLIT. php),是利用氣象場(chǎng)中的四維數(shù)據(jù)、歐拉-拉格朗日混合計(jì)算模式計(jì)算和分析大氣污染物輸送、擴(kuò)散軌跡的專業(yè)模型。模型所使用的氣象資料通過(guò)美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心(NCEP, National Centers for Environmental Prediction)下載。

采用經(jīng)緯度坐標(biāo)為24.71° N、108.3° E,用后向軌跡模型追蹤大尺度上水汽輸送路徑,模型運(yùn)行的起始高度為距地面500 m[7]。由于水汽的平均滯留時(shí)間一般不超過(guò)72小時(shí)[22],因此后向軌跡天數(shù)設(shè)置為 5日,可覆蓋連續(xù)性降雨,也可提高追蹤水汽來(lái)源路徑的精確性。以月尺度為標(biāo)準(zhǔn),分別計(jì)算2013年1月至2018年12月到達(dá)研究區(qū)的氣團(tuán)的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)輸軌跡。然后使用模型自帶的聚類分析確定主要水汽補(bǔ)給來(lái)源,這種方法將接近的水汽運(yùn)行軌跡合并后通過(guò)平均軌跡來(lái)展示,并計(jì)算出每組輸送路徑的比例權(quán)重[12],聚類方法詳見HYSPLIT官網(wǎng)(https://ready.arl. noaa.gov/documents/Tutorial/html/traj_cluseqn.html)。環(huán)江縣位于廣西西北部,夏半年受西南印度季風(fēng)和東亞季風(fēng)共同影響,冬半年主要受蒙古-西伯利亞冷氣團(tuán)或西風(fēng)環(huán)流所攜帶的大陸性氣團(tuán)的影響[17]。基于此,本研究確定的3個(gè)主要水汽補(bǔ)給源分別是印度季風(fēng)、東亞季風(fēng)和蒙古-西伯利亞季風(fēng)。

2 結(jié)果與分析

2.1 年尺度和季節(jié)尺度同位素特征及水汽來(lái)源

2.1.1降雨同位素及其季節(jié)性

圖3和表2分別為研究區(qū)2013—2018年日尺度降雨穩(wěn)定氫氧同位素組成(雨量加權(quán)平均)及其統(tǒng)計(jì)特征值。結(jié)果表明,研究區(qū)多年降雨同位素的δ18O和δD值變化范圍分別介于-118.88‰—32‰和-15.1‰—1.06‰,平均值則分別為(-6.00±3.58)‰和(-35.90±30.42)‰。氘盈余(d-excess)值介于-9.25‰—33.89‰,平均值為(12.02±6.24)‰。

表2 2013—2018年試驗(yàn)區(qū)降雨δD、δ18O和d-excess季節(jié)變化

圖3 研究區(qū)2013年至2018年日尺度降雨同位素(δ18O、δD和d-excess)分布特征Fig.3 Daily precipitation isotopes (δ18O, δD, and d-excess) collected from 2013 to 2018

降雨穩(wěn)定氫氧同位素值表現(xiàn)出極強(qiáng)的季節(jié)性。整體而言,夏季δ18O、δD和d-excess值最低,秋季其次,春冬則顯著(P<0.05)高于夏秋兩季(表2)。其中,夏季δ18O、δD顯著(P<0.05)低于秋季,d-excess值則無(wú)顯著差異。降雨樣品數(shù)量最大在夏季(6—8月),占總樣品量的35.19%,其次是春季,約占30.34%,秋季和冬季分別占25.73%和8.74%。夏季、春季、秋季和冬季降雨量則分別占降雨總量的40%、30%、22%和8%(圖2)。

2.1.2當(dāng)?shù)卮髿饨邓€及環(huán)境因子

由于水在蒸發(fā)和凝結(jié)過(guò)程中的同位素分餾,使大氣降水的δ18O和δD值存在線性關(guān)系,這一關(guān)系用最小二乘法表示,即為大氣降水線方程。圖4為研究區(qū)大氣降水線,方程為δD=8.37δ18O+14.45(n=407),δ18O與δD值有極顯著相關(guān)性(R2=0.96,P<0.001)。當(dāng)?shù)卮髿饨邓€方程的斜率和截距分別為8.37和14.45,與全球大氣降水線方程δD=8δ18O+10相比,研究區(qū)降水線方程斜率和截距偏大。由于δD值通常與δ18O呈線性變化[8],在本文其余部分使用δ18O值來(lái)反映降雨同位素特征。

圖4 研究區(qū)當(dāng)?shù)卮髿饨邓€(黑色虛線)與全球大氣降水線(黑色實(shí)線)對(duì)比Fig.4 Comparison of local′s LMWL (black dashed line) using daily precipitation with GMWL (black solid line)

圖5反映的是降雨δ18O值與日均氣溫和降雨量變化的關(guān)系,大氣降雨穩(wěn)定氫氧同位素的變化與產(chǎn)生降雨的物理過(guò)程密切相關(guān)。δ18O隨氣溫(T)升高表現(xiàn)出減小的趨勢(shì),對(duì)兩者進(jìn)行相關(guān)性分析得到：δ18O=0.26-0.27T(n=319),兩者表現(xiàn)出極顯著水平,R2=0.18且P<0.001。通過(guò)線性關(guān)系發(fā)現(xiàn)溫度每升高1 ℃,δ18O值降低0.27‰。δ18O隨降雨量(P)的增大而減小,對(duì)兩者進(jìn)行相關(guān)性分析得到：δ18O=-5.29-0.05P(n=379,R2=0.10,P<0.001)。降雨量每增加1 mm,δ18O值降低0.05‰。相對(duì)來(lái)說(shuō),溫度與δ18O的相關(guān)性要強(qiáng)于降雨量與δ18O的關(guān)系。

圖5 降雨δ18O與日平均氣溫和降雨關(guān)系圖(基于2013至2018年采樣數(shù)據(jù))Fig.5 δ18O-Temperature/precipitation based study area daily isotope data from 2013 to 2018

2.1.3年尺度和季節(jié)尺度水汽來(lái)源

基于HYSPLIT模型統(tǒng)計(jì)了2013年至2018年間季節(jié)尺度水汽來(lái)源組成(表3)。整體而言,研究區(qū)全年以蒙古-西伯利亞季風(fēng)為主導(dǎo),多年平均占比達(dá)(53.69±31.45)%。秋季和冬季,蒙古-西伯利亞季風(fēng)分別占(67.61±21.22)%和(81.06±16.59)%。春季雖然蒙古西伯利亞季風(fēng)占比超過(guò)50%,但東亞季風(fēng)比例較高,為(37.28±20.15)%。夏季則與其他季節(jié)不同,以印度季風(fēng)為主,達(dá)(59.17±22.14)%,蒙古-西伯利亞季風(fēng)僅占(14.72±20.52)%。

表3 基于HYSPLIT后向軌跡模型模擬研究區(qū)不同季節(jié)降雨水汽來(lái)源組成

具體到每個(gè)月份,印度季風(fēng)年際尺度呈現(xiàn)“倒U形”變化趨勢(shì)(圖6),每年10月至次年4月份所占比例極小,變化范圍介于0%—2.83%；5月至9月增大,變化范圍介于16.33—57.67%。蒙古-西伯利亞季風(fēng)則表現(xiàn)出與印度季風(fēng)相反的變化趨勢(shì)。相對(duì)而言,東亞季風(fēng)變化趨勢(shì)較為平緩,全年平均占比為(28.11±20.15)%,變化范圍介于9.67%至44.83%之間,4月最大,12月最小。另外,5月和9月水汽來(lái)源組成仍具有明顯的夏季特征,即蒙古-西伯利亞季風(fēng)相對(duì)較弱,東亞和印度季風(fēng)較強(qiáng)。9月是夏季的結(jié)束,蒙古-西伯利亞季風(fēng)、東亞季風(fēng)和印度季風(fēng)占比分別為(44±12.35)%、(39.67±18.71)%和(16.33±20.27)%。5月是春季的結(jié)束夏季的開始,蒙古-西伯利亞季風(fēng)、東亞季風(fēng)和印度季風(fēng)占比分別為(48.17±25.78)%、(26.83±22.94)%和(25.00±14.96)%。

圖6 基于2013年至2018年氣象數(shù)據(jù),通過(guò)HYSPLIT后向軌跡模型模擬月尺度研究區(qū)水汽來(lái)源組成Fig.6 HYSPLIT back trajectory composition with the water vapor sources under monthly scale from 2018 to 2018

2.2 次降雨過(guò)程δ18O動(dòng)態(tài)變化

典型降雨的δ18O加權(quán)平均值范圍介于-3.25‰—-9.58‰(表4)。其中 2019-10-22次降雨產(chǎn)生于秋季δ18O加權(quán)平均值最大,為-3.25‰,2019-09-09次降雨δ18O加權(quán)平均值最小,為-9.58‰。值得注意的是,2019-09-09次降雨是臺(tái)風(fēng)(“玲玲”)活動(dòng)影響下形成的降雨(http://typhoon.nmc.cn/web.html)。2019-09-09次降雨氘盈余值為4.38‰,低于該地區(qū)多年大氣降水氘盈余值(12.02‰,表2),2020-09-07次降雨氘盈余值為18.40‰,高于地區(qū)多年大氣降水氘盈余值,其余降雨的氘盈余值與地區(qū)多年大氣降水氘盈余值相近。

表4 典型次降雨δ18O與d-excess值特征

次降雨過(guò)程中δD與δ18O值的關(guān)系也受降雨類型的影響。與全球δD=8δ18O+10和當(dāng)?shù)卮髿饨邓€δD=8.37δ18O+14.45相比,除2019-10-22、2020-06-06和2020-09-07次降雨外,斜率均接近當(dāng)?shù)?8.37)或全球大氣降水線(8.0)。截距則差異明顯,2020-06-07和2020-09-07次降雨高于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€截距(14.45),其余次降雨均小于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€截距。另外,2020-06-06次降雨的斜率和截距遠(yuǎn)低于其他次降雨,分別為2.86和-24.61。

典型次降雨過(guò)程中δ18O值與降雨類型有關(guān)(圖7)。首先,雨量效應(yīng)——即δ18O值與降雨量呈顯著(P<0.05)負(fù)線性關(guān)系,僅在持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)的降雨中體現(xiàn),包括2019-06-23、2019-07-08和2020-06-05次降雨(圖7),3場(chǎng)降雨的持續(xù)時(shí)間分別為9.5、11和12.5 h。與其他三場(chǎng)降雨相比,雖然2019-10-22次降雨持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)(14 h),但不存在雨量效應(yīng)(圖7),可能與該次降雨產(chǎn)生于秋季而大陸性季風(fēng)盛行有關(guān)。再者,特大暴雨過(guò)程中δ18O值沒有雨量效應(yīng)(圖7),2020-06-07和2020-09-07次降雨屬均屬特大暴雨(表1),降雨總量分別為115 mm和334 mm,約占區(qū)域多年平均降雨量的8.00%和23.30%,平均降雨強(qiáng)度分別為32.86 mm/h和33.40 mm/h。

圖7 典型次降雨過(guò)程中δ18O變化Fig.7 The variation of δ18O in typical rainfall event

3 討論

3.1 降雨氫氧穩(wěn)定同位素特征及其影響因素

我國(guó)大氣降雨δD值的變化范圍為-134‰—-17‰,δ18O的范圍為-13.9‰—-3.6‰[13],研究區(qū)的δD和δ18O值的變化范圍分別為118.88 ‰—32‰和-15.1‰—1.06‰,與全國(guó)大氣降水的δD和δ18O值具有一致性。其次,δD和δ18O值表現(xiàn)出明顯的季節(jié)效應(yīng),即夏秋季明顯偏負(fù),而春冬季則明顯偏正。

這種季節(jié)特征主要受兩個(gè)方面的影響,一方面是大尺度上水汽來(lái)源的影響,包括水汽的蒸發(fā)來(lái)源和水汽在輸送過(guò)程中同位素發(fā)生的變化[12]。一般而言,水汽來(lái)源的季節(jié)性變化是決定因素。章新平等[23]研究結(jié)果表明,在雨季,我國(guó)西南地區(qū)降水主要源于低緯度海洋,空氣濕度大,而旱季則主要受大陸性氣團(tuán)影響,再加上西風(fēng)帶和內(nèi)陸輸送的空氣濕度小,導(dǎo)致δD和δ18O值較大。HYSPLIT模型聚類分析結(jié)果證實(shí)了這一點(diǎn),春冬季以蒙古-西伯利亞大陸性季風(fēng)為主,夏秋則以濕潤(rùn)的印度季風(fēng)和東亞季風(fēng)為主(圖6)。特別在夏季,濕度大的印度季風(fēng)主導(dǎo)了該季節(jié)降雨的水汽來(lái)源,這是導(dǎo)致夏季同位素值偏負(fù)的主要原因[23]。另外,季風(fēng)特性同樣影響氘盈余(d)值。d值能夠敏感的反映出降水水汽來(lái)源地洋面濕度變化,當(dāng)濕度較低時(shí),形成的降雨d值偏大,反之偏小。d值在夏、秋季偏低而旱季春、冬季偏高,該結(jié)果與δD和δ18O值結(jié)果一致,進(jìn)一步反映了研究區(qū)夏秋季海洋性濕潤(rùn)水汽為主,冬春季大陸性水汽為主的特點(diǎn)。研究區(qū)多年平均氘盈余值(12.02±6.24)‰高于全球平均值(10‰),這與章新平等[23]對(duì)整個(gè)西南地區(qū)降雨水汽來(lái)源的研究結(jié)果一致。我國(guó)氘盈余值分布呈現(xiàn)西高東低、南高北低的分布狀況,西南地區(qū)是我國(guó)氘盈余的其中一個(gè)高值區(qū)[24]。

另一方面是區(qū)域性的地理因素,包含了溫度、降雨量等各因素的綜合作用[25]。Dansgarrd在1964年發(fā)現(xiàn)降雨穩(wěn)定氫氧同位素與溫度呈現(xiàn)顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系,即所謂的溫度效應(yīng),這種現(xiàn)象普遍存在于中高緯度大陸[26]。然而,到了中國(guó)亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)則不存在溫度效應(yīng),甚至是“反溫度效應(yīng)”。本研究中亦得到δ18O值與溫度呈現(xiàn)顯著正相關(guān)關(guān)系,即反溫度效應(yīng)。在研究區(qū)所在西南喀斯特地區(qū),朱曉燕等[17]和胡可等[18]人也得到的了相同的結(jié)果,這種現(xiàn)象是由于亞熱帶季風(fēng)氣候“雨熱同期”的氣候特征決定[18]。另外,夏季較大的降水量掩蓋了溫度效應(yīng),導(dǎo)致明顯的同位素虧損,這是導(dǎo)致反溫度效應(yīng)的一個(gè)主要原因[3]。本研究觀察到降雨量與同位素值呈現(xiàn)顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系,即所謂的同位素雨量效應(yīng),與我國(guó)南方的桃源、惠通、鼎湖山及哀牢山地區(qū)的研究結(jié)果一致[4]。然而,降雨量對(duì)δ18O值的影響不如溫度影響高,章新平等[23]認(rèn)為,受凝結(jié)高度、風(fēng)速、大氣的穩(wěn)定度、濕度以及水汽條件等氣象要素的隨機(jī)影響,降雨中的同位素離散程度較大,從而導(dǎo)致降雨同位素與雨量的效應(yīng)相對(duì)較弱。綜上所述,由于降雨過(guò)程中雨水穩(wěn)定氫氧同位素值的變化存在較大的不確定性,因此在開展同位素水文學(xué)相關(guān)研究時(shí),應(yīng)該關(guān)注同位素值在次降雨時(shí)間尺度上的變化。

3.2 次降雨過(guò)程同位素特征

自1961年Craig[8]建立全球大氣降水線(GMWL)起,很多地區(qū)都建立了適用于當(dāng)?shù)氐膮^(qū)域大氣降水線(LWML)。由于雨滴在降落過(guò)程中受到不平衡的二次蒸發(fā)作用而引起的同位素分餾,降水中穩(wěn)定氫氧同位素值相應(yīng)的會(huì)因蒸發(fā)而偏離全球大氣降水線?？諝庀鄬?duì)濕度越高的地區(qū),不平衡蒸發(fā)作用越弱,則大氣降水線的斜率和截距越大[12]。與GMWL相比,本研究區(qū)的LWML斜率(8.37)和截距(14.45)均偏大,這與我國(guó)南方地區(qū)LWML的斜率及截距均大于全球大氣降水線的結(jié)果一致[12],反映出研究區(qū)所處的西南地區(qū)濕潤(rùn)多雨的特點(diǎn)。

然而,具體到典型的次降雨,發(fā)現(xiàn)其降水線與當(dāng)?shù)鼗蛉虼髿饨邓€的斜率和截距均存在不同程度的偏離。一方面,季節(jié)性差異會(huì)影響次降雨過(guò)程的降水線斜率,例如2019-10-22次降雨斜率顯著低于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€,與十月份空氣濕度低,不平衡蒸發(fā)作用強(qiáng)有關(guān)[12]。另一方面,降雨過(guò)程也會(huì)影響降水線斜率和截距,雖然2020-06-06次降雨與2019-10-22次降雨的斜率和截距均較小,但影響因素不同。2020-06-06次降雨的斜率低是因?yàn)樵谇耙蝗盏脑茍F(tuán)發(fā)生降水后,降水水滴在其到達(dá)地面前又發(fā)生蒸發(fā)所致,導(dǎo)致其斜率和截距接近蒸發(fā)線[27]。再者,特大暴雨斜率和截距均高于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€,反映特大暴雨過(guò)程中的水汽經(jīng)歷多次蒸發(fā),導(dǎo)致分子質(zhì)量小的氫同位素比分子質(zhì)量大的氧同位素的分餾速度快,導(dǎo)致降水的斜率和截距偏大[28]。

由于典型降雨事件的強(qiáng)度大,溫度對(duì)其影響可以忽略,而雨量對(duì)其影響則因降雨類型不同而異。研究發(fā)現(xiàn),同位素雨量效應(yīng)僅反映在持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)(>9.5 h)的典型次降雨過(guò)程中,表現(xiàn)為同位素值隨降雨的進(jìn)行而持續(xù)偏負(fù)。瑞利分餾方程可以較好的解釋這種變化過(guò)程,即開放系統(tǒng)中,反應(yīng)生成的產(chǎn)物一旦形成后,馬上從系統(tǒng)中分離,所以降雨過(guò)程的雨水同位素值逐漸變貧[3]。然而,瑞利分餾模型在假定分餾系數(shù)不隨時(shí)間變化的理想前提下進(jìn)行的,但自然界中水在蒸發(fā)和凝結(jié)的過(guò)程中發(fā)生的氫氧同位素分餾現(xiàn)象來(lái)說(shuō),這種理想情況實(shí)際上是不存在的[3]。因此,本研究也觀察到一些次降雨不存在這種同位素值持續(xù)偏負(fù)的現(xiàn)象。降雨強(qiáng)度的變化及空氣濕度的變化會(huì)導(dǎo)致雨水下降過(guò)程出現(xiàn)蒸發(fā),或者由于水汽來(lái)源的不同的云團(tuán)作用也可能導(dǎo)致這種現(xiàn)象[24]。對(duì)于特大暴雨,亦未發(fā)現(xiàn)“雨量效應(yīng)”,與Ansari等[9]研究結(jié)果一致,其研究指出這種特大暴雨過(guò)程中的雨量效應(yīng)或溫度效應(yīng)影響較小,而大氣或者地理因素是主要影響因素[9]。值得注意的是,Fudeyasu等[29]及Xu等[30]研究發(fā)現(xiàn)臺(tái)風(fēng)形成的降雨同位素值顯著低于其他類型降雨,本研究中2019-09-09次降雨是由臺(tái)風(fēng)“玲玲”活動(dòng)影響下形成的降雨,該場(chǎng)次δ18O值低于其他場(chǎng)次降雨,與上述研究結(jié)果一致。

4 結(jié)論

基于2013年至2018年長(zhǎng)時(shí)間序列的日尺度降雨穩(wěn)定氫氧同位素值,建立了當(dāng)?shù)氐拇髿饨邓€,為δD=8.37δ18O+14.45(n=407)。研究區(qū)多年降雨δD和δ18O值存在明顯的季節(jié)效應(yīng),夏秋季δD和δ18O值偏負(fù),春冬季δD和δ18O值偏正,水汽源季節(jié)性差異是導(dǎo)致δD和δ18O值差異的主要原因。季風(fēng)氣候影響下,降雨δ18O值存在同位素值隨溫度的升高而減小的反溫度效應(yīng),年際尺度降雨δ18O值存在顯著的雨量效應(yīng)(P<0.05)。典型次降雨過(guò)程中,僅持續(xù)時(shí)間>9.5 h的降雨存在雨量效應(yīng),但也受到季節(jié)性的影響。此外,特大暴雨事件不存在雨量效應(yīng),與大氣或地理因素的影響有關(guān)。