漓江流域δD和δ^18O对蒸发的指示作用

中国环境科学 2020,40(4)：1637~1648 China Environmental Science 漓江流域δD和δ18O对蒸发的指示作用
任梦梦1,2,黄芬1*,胡晓农2,曹建华1,张鹏1,2,梁建宏1,张晋3(1.中国地质科学院岩溶地质研究所/自然资源部、广西壮族自治区岩溶动力学重点实验室,广西桂林 541004；2.中国地质大学(北京)水资源与环境学院,北京 100083；3.暨南大学,广东广州 510632)
摘要：以漓江流域为例查明不同水体之间氢氧稳定同位素组成特征,并探讨氢氧稳定同位素对漓江流域的蒸发过程指示作用. 结果表明:流域内不同水体之间,氢氧稳定同位素表现出不同的组成特征,地表水和地下水,在丰水期δD值和δ18O值要比枯水期更容易富集,地下水的δD值和δ18O值分布范围较地表水小;随着水温的升高,δ18O的变化趋势比d-excess明显.从漓江上游到下游高程逐渐下降,河水线的斜率和截距也在逐渐减小,其中漓江下游河水线的斜率和截距要低于当地大气降水线,表明下游受到蒸发作用较强烈;地下河水线、地表河水线在一定程度上偏离当地大气降水线,但偏离程度较小,表明三者之间有很好的水力联系.受温度和湿度的共同影响,漓江干流丰水期河水的蒸发量占最初水体总量的0.7%~9.1%,枯水期河水的蒸发量占最初水体总量的2.6%~9.7%,丰水期的蒸发比例低于枯水期,从上游到下游蒸发比例在逐渐上升.研究区蒸发量估算值为959.40mm,与多年实测值少43.11mm,相对误差4.70%.氢氧稳定同位素对研究区降水、地表水、地下水之间的转换规律具有重要的实际意义,在今后的漓江流域水文研究中有着更加广阔的空间.
关键词：δD；δ18O；蒸发；水文过程；漓江流域
中图分类号：X522,P339 文献标识码：A 文章编号：1000-6923(2020)04-1637-12
The composition characteristics of hydrogen and oxygenstable isotopes as an indicator of evaporation in the River Lijiang, China. REN Meng-meng1,2, HUANG Fen1*, HU Xiao-nong2, CAO Jian-hua1, ZHANG Peng1,2, LIANG Jian-hong1, ZHANG Jin3 (1.Key L aboratory of Karst Dynamics, Ministry of Natural Resources/Guangxi, Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin 541004, China；2.School of Water Resources and Environment, China University of Geosciences, Beijing 100083, China；3.Jinan University, Guangzhou 510632, China). China Environmental Science, 2020,40(4)：1637~1648 Abstract：The stable isotope compositon of water (δD and δ18O) were collected in November 2018 and March 2019 along the L ijiang River to estimate their indication of the evaporation. The results showed that: the δD and δ18O values had different composition characteristics among different sampling sietes in the the Lijiang River, the δD and δ18O values of groundwater was smaller than those of surface water, the δD and δ18O values in the wet season were easier to enrich than in the dry season; The variation trend of δ18O value was more obvious than d-excess under the increasing of water temperature. The elevation gradually decreased from the upstream to the downstream, and the slope and intercept of Lijaing River water line also gradually decreased; Underground river water line and Lijiang River water line were closely to local meteoric water line(LMWL), indicating that there was a close hydraulic connection between underground river, Lijiang River and precipitation in the study area. Due to the influence of temperature and humidity, the evaporation proportion of Lijiang River in wet season and dry season were 0.7%~9.1%,2.6%~9.7%, respectively; The evaporation proportion from upstream to downstream gradually increased in the study area, regardless of in wet season or dry season. The evaluated evaporation value based on isotope mass balance model in the study area was 959.40mm, which was less 43.11mm than the multi-year monitoring data, with the relative error of 4.70%; Using stable isotopes (δD and δ18O) is an essential method to study the hydrological cycle in a river basin, thus stable isotope still has a wide application space in hydrological cycle in Lijiang River Basin.
Key words：δD；δ18O；evaporation；hydrologic process；Lijiang River Basin
降水、径流、蒸散发是水循环过程中重要的环节.其中,大气降水是水资源的根本来源,其氢氧稳定同位素的组成受到水汽来源地、水汽输送过程、大气环流及水汽输送路径等因素的影响[1-2].降水中氢氧稳定同位素能够敏感地响应环境的变化,记载着水循环过程的历史信息[3-4].径流作为不同水体之间相互联系的桥梁,对流域水文循环中的稳定同位素的影响至关重要.河流的补给来源有:大气降水、地 收稿日期：2019-09-25
基金项目：国家自然科学基金资助项目(41772385, 41530316,41571203);广西自然科学基金资助项目(2016GXNSFAA380034);广西科技计划资助项目(桂科AD17129047);基本科研业务费资助项目(2020004)
* 责任作者, 副研究员,*************.cn
1638 中国环境科学 40卷
表径流、壤中流和地下径流,但因其在流域或盆地的地理状况、地质背景、气象条件和水文要素等不同,其δ18O、δD组成在时间和空间上呈现出不同变化的特点[5],同时也使得地下水中稳定同位素组成存在差异.蒸散发向是降水的逆过程,自然界中的蒸发和凝结是水体δ18O、δD的重要分馏方式之一,也是造成地表水δ18O、δD差异性分布的重要原因[6].水分子在蒸发和凝结的过程中发生分馏,使得氢氧同位素含量发生变化,进而造成不同状态的水体含有不同的δ18O、δD[7].由于这种特异性,δ18O、δD可作为示踪剂成为指示流域水循环、确定地表水和地下水径流来源以及地表水、地下水相互作用关系等研究方面的重要技术手段[8-10].
氢氧稳定同位素在水文学中的应用越来越广泛,如在中国西北地区的乌鲁木齐河流域[11]、黑河流域[12]、锡林河流域[13]、拖来河流域[14]以及石羊河流域[15],华北地区的潮白河流域[16]和永定河流域[17].这些研究表明,地表或地下水δ18O、δD组成受到不同程度的蒸发作用的影响,导致其组分不同于降水,这为稳定同位素技术在水循环研究中的应用提供了基础.目前,我国学者对西南亚热带季风气候区流域水体中氢氧稳定同位素的研究鲜有报道,一定程度上制约了对该类型流域的水文循环过程、地表水与地下水相互关系等方面的深刻认识.
漓江是整个桂林地区最大的水源地,其水质、水量直接影响着桂林地区生产、生活等活动,据桂林水利部门统计桂林市区每年利用的2.5亿m3的地表水有81.6%来自漓江.在确保生态环境安全前提下,确定完全满足水质要求的漓江上游生态需水量是60.72m3/s(19.15亿m3),防止污染基本生态需水量是30.23m3/s(9.53亿m3)[18].漓江流域作为世界闻名的喀斯特基地和旅游区,由于漓江流域缺乏对不同水体的氢氧同位素组成特征的对比研究,弄清、查明流域不同水体之间的水循环过程对流域水体的水质、水量等具有重要意义.本文通过分析不同水体中δ18O、δD稳定同位素值,结合大气降水δ18O、δD稳定同位素资料,查明漓江流域不同水体同位素组成特征,进而揭示地表水和地下水之间的潜在水力联系,为流域水资源评价、保护、开发、利用以及生态环境建设提供科学依据.同时,通过对漓江流域不同水体中氢氧稳定同位素组成及水文过程的研究,以期为中国亚热带季风气候稳定同位素水文循环过程的进一步研究提供科学参考.
1 材料与方法
1.1研究区概况
110°10′110°20′ 110°30′
图例
采样点岩溶区
地下水
地表河
地层城镇
县城
城市
2
5
°
4
′
2
5
°
3
′
2
5
°
2
′
2
5
°
1
′
2
5
°
′
2
4
°
5
′
图1 采样点分布
Fig.1 Location of location of water sampling sites in the
study area
漓江流域位于我国西南地区,广西壮族自治区的东北,发源于桂林北部的兴安猫儿山,是珠江水系桂江的上游段.漓江流域地理坐标:E109°45′~111°02′, N24°16′~26°21′.流域全长164km,面积约为6050km2.整个流域以漓江为轴线,呈南北向狭长带状分布(图1),由北向南,依次流经兴安、灵川、桂林市区、阳朔.研究区纬度较低,属于雨热同期的中亚热带季风气候区,年平均气温在16.5~20℃,平均为19.5℃,全年平均降水量约2000mm左右,年均相对湿度为73%~79%[19].漓江流域的丰水期在每年的3~8月,枯水期从每年的9月到翌年的2月[19].流域内地表水和地下水是漓江地表径流的主要来源,在雨季发洪水时地表水向地下渗透,枯水期地下水补给河槽[20].据
4期任梦梦等：漓江流域δD和δ18O对蒸发的指示作用 1639
资料显示,漓江水质不断恶化,以N-NH4+为例,2005年漓江阳朔断面的N-NH4+浓度是0.05mg/L,2012年N-NH4+浓度是0.18mg/L,增加了2.6倍左右[21].漓江是世界闻名的旅游圣地,随着旅游业的快速发展,游客人数的急剧增长,使得漓江生态系统的结构与平衡均遭受不同程度的破坏,河流的生态功能和自净能力减弱,进一步加剧了河流的污染[22-23].
漓江有13条主要支流,由上游至下游依次为:上游黄柏江、川江、灵渠、小溶江、大溶江,中游甘棠江、桃花江、良丰河、花江、潮田河,下游兴坪河、遇龙河、金宝河,如图1所示.漓江流域各子流域的水文特征见表1.
表1 漓江流域各子流域水文特征信息[24]
Table 1 Hydrological characteristics of sub catchment in Lijiang River Basin
子流域名称分叉比R b河长比R L水系分维D b河网密度(km/km2)径流系数子流域面积(km2)
3.35 2.49 1.330.560.7481272.08
漓江干流
大溶江 3.79 2.41 1.510.510.714719.37小溶江 4.93 2.57 1.690.500.637272.54甘棠河 3.88 1.99 1.970.510.707796.11灵渠 4.19 2.12 1.910.540.746245.75桃花江 4.55 1.54 2.000.530.800277.54 良丰河 4.30 1.73 2.000.580.797560.94 潮田河 3.57 1.61 2.000.500.752461.55 黄柏河 4.33 2.24 1.820.570.785213.87 遇龙河 4.00 1.77 2.000.560.735341.04 金宝河 5.20 1.57 2.000.540.711219.59 大源河 3.83 1.68 2.000.520.746137.72 其他 4.02 2.49 1.530.490.743305.44 均值 4.15 2.02 1.830.53——
注:R b指除该流域干流外,任一级别的水系总数与比它高一级别水系总数的比值;R L是指水系中除最低级别水系外,任一级河流的平均长度,与比其低一级河流的平均长度比值;D b为水系分维,其值越大,表明水系分布密度越大,也表明河流愈弯曲,也反映了河流的发育程度;—为数据缺失.
研究区地形北、东、西三面海拔较高,北部有猫儿山,东部有海洋山,向中,向南海拔逐渐降低,形成地势开阔的岩溶谷底.主要的地貌形态主要是峰从洼地、峰林平原以及峰从谷地,在海拔较高地区,多是碎屑岩地层组成的丘陵.研究区岩性大都以碳酸盐岩分布,中泥盆统东岗岭阶(D2d)、上泥盆统融县组(D3r)、下石炭统岩关阶(C1y)、大塘阶(C1d),总厚度大约3000m,广泛分布于漓江中下游的岩溶谷地之中[25].流域内岩溶强烈发育的地区,有大泉、溶潭发育,地下水位埋藏较浅,平均埋深为4.5m[26].地下水最终汇聚于溶洞管道中,以地下河形式径流和排泄,水力坡度较大流速较快.在岩溶发育强烈的纯碳酸盐岩地区,降雨入渗系数在0.29~0.54之间[26].整个区域地下水主要由大气降水补给,在一些地表-地下水相互作用强烈的地区还接受碎屑岩地区地表水和基岩裂隙水的侧向补给.
1.2样品采集与测试
共布设地下水取样点16个,地表水取样点36个,共计52个.考虑到从上游到下游海拔逐渐降低、径流途径变长对氢氧稳定同位素的影响,把地表水取样点又分为漓江上游13个,中游15个,下游8个.于枯水期(2018年11月)和丰水期(2019年3月)采集样品.在每次采样之前,用水样清洗采样瓶3~4次,用0.45μm聚碳酸酯膜过滤水样,存储于聚乙烯采样瓶内,实验室内0~4℃保存.在水面以下15~25cm采集河水样,确保河流水体充分混合并避免受表面水的蒸发等影响同位素的分馏.
样品中的δD和δ18O采用离轴整合积分腔光谱输出技术(OA2ICOS)的液态水稳定同位素分析仪(LWIA-24d,Los Gatos, Research, USA)测定(精度δD:±0.6‰,δ18O:±0.2‰),测试工作在中国地质科学院岩溶地质研究所完成.测试结果用V-SMOW和实验室标准进行校准,δD和δ18O测试结果均采用平均海水V-SMOW进行标准化,最终结果以相对于维也纳标准平均海洋水(vienna standard oceanic water, VSMOW)的千分差形式表示:
sample
standard
D18()(1)1000
R
R
δδ=−×
或‰ (1)
1640 中 国 环 境 科 学 40卷
1816sample sample sample D /H O /O R δδδδ=或 (2)
1816standard standard standard D /H O /O R δδδδ=或 (3)
式中:R sample 和R standard 分别代表待测样品和平均海水V -SMOW 中氢或氧稳定同位素比率(D/H 或
18
O/16O).
2 结果与分析
2.1 漓江流域地表水δD 和δ18O 组成特征
漓江流域不同水体氢氧稳定同位素具有不同的组成特征(表2).在枯水期整个漓江流域地表水δD
和δ18O 分别在-45.6‰ ~ -28.1‰, -6.28‰ ~ -4.81‰
之间,平均值分别-34.16‰, -5.74‰.在丰水期地表水δD 和δ18O 分别在-34.6‰~-13.0‰, -5.68‰~ -3.35‰之间,平均值分别-27.91‰, -5.09‰.表明漓江流域组成δD 和δ18O 具有明显的时空分布特征.丰水期比枯水期降水更多,较重的降水(δD 含量多)比较轻的降水(δD 含量少)更容易到达地表,且漓江主要来源于降水补给,同时期的3月份大气降水δD 和δ18O 比11月份偏重[27].使得丰水期δD 和δ18O 更容易富集.
表2 漓江流域水体δD 和δ18O 分析结果
Table 2 The results of δD and δ18O in water samples in Lijiang River Basin
2018年11月 2019年3月 2018年11月 2019年3月
水体
样品 编号 δD V -SMOW (‰) δ18O V -SMOW (‰) δD V -SMOW (‰) δ18O V -SMOW (‰) 水体 样品
编号
δD V -SMOW (‰) δ18O V -SMOW (‰) δD V -SMOW (‰) δ18O V -SMOW
(‰) 3BC -40.7 -6.02 -29.9 -5.49 42BJ -36.8 -6.28 -32.9 -5.59 4BF -42.1 -6.10 — — 43BX -34.1 -6.04 -30.6 -5.31 5BS -45.6 -6.14 -30.9 -5.44 44BY -32.2 -5.70 -29.6 -5.16 6BL -44.3 -6.27 -34.6 -5.68 45BS -32.2 -5.59 -28.1 -4.98 7BT
-38.2 -6.05 -30.8 -5.42 46B Z -30.9 -5.65 -28.6 -5.01 8BN -34.3 -5.95 -29.8 -5.42 47BD -30.0 -5.57 -27.6 -5.13 10BS -33.5 -5.68 -28.5 -5.19 48BD -32.4 -5.95 -29.9 -5.26 11BR
-37.2 -6.02 -31.3 -5.57
地表水-漓江下游50BC
-31.8 -5.67 -27.1 -5.07 12BL -34.8 -5.86 -24.4 -4.81 1XR -35.9 -5.89 -29.3 -5.36 14BD -37.5 -6.06 -28.5 -5.32 2XS -38.4 -5.67 -28.9 -5.13 15BN -34.4 -5.87 -30.2 -5.24 9XG -34.6 -6.00 -33.4 -5.75 16BN -35.0 -5.84 -33.9 -5.67 13XL -33.0 -5.34 -28.7 -4.97 地表水 - 漓江上游 17BH -37.3 -6.13 -33.8 -5.75 31XM -35.6 -6.07 -29.4 -5.37 18BX -35.7 -6.06 -31.6 -5.54 32X Z -34.0 -5.90 -30.1 -5.40 19BD -35.9 -6.03 -30.2 -5.21 33X Z -34.9 -5.89 -25.3 -4.88 20BY -31.6 -5.34 -31.2 -5.22 35XD
-35.7 -6.12 -27.9 -5.09 21BC -33.9 -5.53 -31.9 -5.33 36X Z -35.1 -6.00 -26.4 -4.86 22BC -30.0 -5.26 -16.3 -3.92 37XN -34.1 -6.06 -28.4 -5.24 23BM
-28.6 -5.00 -13.0 -3.35 39XL -33.8 -5.82 -21.7 -4.58 24BN -28.1 -4.86 -14.7 -3.66 40XT -36.3 -6.09 -20.5 -4.45 25BJ -28.7 -4.98 -19.4 -4.25 41XJ -35.8 -5.85 -30.7 -5.38 26BY
-28.3 -4.81 -18.9 -4.19 49XM -30.8 -5.78 -27.2 -5.09 27BL -31.8 -5.53 -25.2 -4.82 51XW -31.0 -5.86 -27.6 -5.13 28BS -28.2 -4.95 -25.5 -4.77
地下水
52XJ
-29.4
-5.48 -24.5 -4.85 29BD -29.2 -5.11 -25.8 -4.78 30BC -35.6 -6.10 -31.1 -5.55 34BD -35.9 -6.17 -32.5 -5.78 地表水 - 漓江中游 38BL
-32.9
-5.60
-28.5
-5.16
如图2所示,δD 和δ18O 沿流程变化显著,总体上,呈现出上升的趋势.δD 和δ18O 沿着漓江的变化主要由河水的蒸发引起.对河水的蒸发来说,多种因素可对其产生影响,其中主要包括河流量、流速及河床的宽度.河流量小、速度慢、河床宽度大将导致河水的
大量蒸发;河流量大、速度快、河床宽度小,河水蒸发将显著减少.在研究区,从上游到下游坡度逐渐降低,地形逐渐平坦,随着径流途径的加长,河水受蒸发的影响愈来愈显著,使得δD 和δ18O 富集,从而δD 和δ18O 表现出上升的趋势.沿流程方向,27BL 采样点位
4期
任梦梦等：漓江流域δD 和δ18O 对蒸发的指示作用 1641
于漓江的中下游,水流湍急,河道较宽,水位较浅,蒸发显著,从而导致δD 和δ18O 最富集.与6BL 采样点相比,5BS 采样点δ18O 较富集,这是因为5BS 采样点位于水库内,与湖泊类似,受蒸发作用的影响明显.
由于温度、湿度、水汽压等因素对地表水体蒸发作用的影响,使得δD 和δ18O 随季节发生变化.雨季发洪水时,地表水向地下渗透补给地下水,枯水期地下水补给河槽[20].总体上,δD 和δ18O 具有显著的季节变化,尤其是δD,丰水期δD 值较枯水期偏正.在丰水期,上游δ18O 较枯水期偏正,下游δ18O 较枯水期又偏负.这可能与二者的补给来源和经受的水循环过程不同有关.由于雨季主要受到夏季风的温暖湿润水汽团影响,在温暖湿润水汽团影响下,动力分馏较小,δ18O 偏小.同时研究区大气降水源的蒸发速率相对较慢,并且大气降水来源单一[28-
29].旱季主要受
西风带输送的水汽源影响,该水汽源主要来自于干旱半干旱地区,风速大,蒸发比较旺盛,因此δD 偏重.无论丰水期还是枯水期δD 和δ18O 具有相似的变化
趋势,不难发现δD 和δ18O 沿流程的变化状态不完全一致.这是因为在质量效应的影响下,δD 和δ18O 分馏程度不同而造成的[30].
δ1
8O (‰)
δD (‰)
δD2018-11旱季 δD2019-3雨季 δ18O2018-11旱季δ18O2019-3雨季
图2 δD 和δ18O 沿漓江流程变化特征
Fig.2 Var iation of δD value and δ18O value of river water
along Lijiang River
2.2 漓江流域地下水δD 和δ18
O 组成特征
枯水期地下水的δD 和δ18O 变化分别在-38.4‰~-29.4‰, -6.12‰~-5.34‰之间(表2),平均值分别-34.28‰, -5.87‰.丰水期地下水δD 和δ18O 变化分别在-33.4‰~-20.5‰, -5.75‰~-4.45‰之间
(表2),平均值分别-27.50‰, -5.10‰.地下水δD 和δ18O 变化范围较小,空间变化不明显,呈富集趋势,表明地下水所处环境可能较稳定.如图3所示,地下水δD 和δ18O 随季节发生变化非常明显,丰水期的地下水δD 和δ18O 较枯水期偏负.丰水期各地下河δD 和δ18O 存在很大差异.所有的地下水取样点中,最明显的是40XT,41XJ 采样点,δD 和δ18O 最偏正.在枯水期,40XT,41XJ 采样点δD 值和δ18O 值又明显偏负,表明这两条地下河经受的水循环过程与其它地下河显著不同.除此外,其它地下水采样点之间δD 和δ18O 变化不大.由于各个地下河的内部结构,补给来源,岩溶管道特征有差异,水循环过程存在着一定差异,使得每条地下河的δD 和δ18O 组成特征有差异.
δD (‰)
a(δD)
δ1
8O (‰)
b(δ18O)
图3 不同时期地下水δD 和δ18
O 的组成特征 Fig.3 Tempor al var iation of δD value and δ18O value of groundwater sampling points in Lijiang River Basin
3 讨论
3.1 漓江流域大气降水与其它水体δD 和δ18O 的关系特征
Craig 根据大气降水中δD 和δ18O 平衡分馏之后的线性关系,建立了全球大气降水线(GMWL),即δD
1642 中 国 环 境 科 学 40卷
= 8δ18O +10[31].但是由于大气降水受外界环境和地理位置等多种因素的影响,如温度效应、纬度效应、高程效应、大陆效应以及降水量效应,使得各地大气降水线偏离全球大气降水线的程度各不相同[32],反映了各地降水的变化规律.由于大气降水、地表水、地下水在时间和空间上存在一定联系,将当地大气降水线与地表水、地下水中的δD 和δ18O 组成关系进行对比,具有十分重要的意义.由于桂林地区覆盖本文研
究区,故本文的大气降水线采用桂林市的大气降水线(LMWL),即δD=8.87δ18O+15.49[27].与干旱,蒸发强烈的鲁木齐河流域(δD=7.43δ18O+9.68)[11]、黑河流域(δD=7.82δ18O+7.63)[12]、以及石羊河流域(δD= 7.80δ18O+5.00)[15]大气降水线相比,桂林地区大气降水线的斜率(8.87)和截距(15.49)明显偏高,这反映出桂林地区湿润多雨的气候特点.漓江流域不同水体的δD 和δ18O 组成关系见表3,图4,图5.
表3 不同水体δD 和δ18O 组成特征
Table 3 Relationshipn between δD and δ18O of different water types in Lijiang River Basin
水体类型 不同水体线方程 相关系数(R 2)
海拔(m) 样品数量 漓江上游 δD = 11.774 δ18O +33.824 0.928 500~1000 26 漓江中游 δD = 8.701 δ18
O +16.033 0.958 200~500 30 漓江下游 δD = 6.130 δ18O +2.769 0.869 0~200 16 整个漓江 δD =9.052 δ18O +17.965 0.962 0~1000 72 地下水 δD = 8.575 δ18O +16.099 0.854 — 32 LMWL
[27]
δD = 8.87 δ18O +15.49
0.98
—
—
δ D (‰)
δ18O(‰)
漓江上游
漓江中游漓江下游地下水
图4 不同水体δD 和δ18O 值
Fig.4 Plot of δD and δ18
O valus of different water types in
Liajing River Basin
整个研究区δD 和δ18O 组成与LMWL 较接近(图5d),表明蒸发对漓江的影响较小,大气降水是漓江流域河水的主要补给来源.局部河水线又具有不同特征,其中漓江上游河水线斜率偏大(11.774) (图5a),漓江中游河水线与大气降水线斜率较接近(8.701) (图5b),漓江下游河水线斜率偏小(6.130) (图5c),这很可能和海拔有关.从漓江上游到漓江下游海拔逐渐降低(表3),河水δ18O 与高程之间有较好的负相关性,表明河水存在明显的δ18O 高程效应.沿着河流流动方向,高程逐渐降低,δ18O 表现为富集.与河北柳江盆地(斜
率:3.24,截距:-29.51)[33],内蒙古锡林河流域(斜率:5.78,截距:-18.58)[13]河水线的斜率和截距相比,漓江河水线的斜率和截距偏大.这是因为该地区受亚热带季风气候影响明显,河流的补给主要来自于大气降水,从
而使得该地区河水线的斜率和截距比其它地区偏大.中国华北地区受季风气候影响较弱[33],中国西北地区
受大陆性气候影响强,使得气候干燥[13],降水、径流量锐减,气象干旱加剧[34],河中经受强烈的蒸发分馏作用,使得河水线的斜率和截距偏小.
地下河水线斜率和截距小于漓江河水线(图5f ),
这可能与漓江流域的地层分布有关.流域内碳酸盐岩分布广泛,岩溶含水层有很强的水力联系,地表裂隙、空隙发育.降水直接通过落水洞、漏斗、竖井等补给地下河,地下河又直接、快速相应降水补给,降水补给源基本未发生蒸发作用或受蒸发作用强度较低.因此,地下河水线斜率和截距小于漓江河水线.地下水线与漓江河水线的分布规律较相近,表明地下水和河水具有相似的来源[32].但是地下水的δD 和δ18O 比河水分布较为集中,表明漓江流域河水的来源和所经历的循环过程有一定差异.地下水线斜率(8.575)、截距(16.099)和LMWL 斜率、截距相接近(表3,图5e),表明地下水的补给来源主要是大气降水.大多数地下水取样点位于LMWL 之上,说明蒸发地下水的影响微乎其微.由于漓江流域大多数地下河
4期
任梦梦等：漓江流域δD 和δ18O 对蒸发的指示作用 1643
径流途径短,岩溶管道发育,同位素交换、溶解速度无显著差异,各地下河的δ18O 组成较接近.与河北柳江盆地(斜率:4.66,截距:-18.96)[33],内蒙古锡林河流域(斜率:6.14,截距:-14.46)[13]地下河水线的斜率和截距相比,漓江地下水线的斜率和截距偏大.首先,它们三者降水补给来源的δD 和δ18O 组成不同.由于冬夏季风位置以及变化范围的影响[27],漓江流域受西南(印度)夏季风和东南(东亚)夏季风的影响较大,锡林河流域和柳江盆地受冬季风的影响较大,使得大
气降水中的δD 和δ18O 组成不同.其次,它们三者地下水径流条件不同循环过程不同,使得同位素交换、溶解速度有显著差异.漓江流域地下水岩溶管道发育,裂隙水较少,大多以地下河的形式径流排泄,丰水期地表水补给地下水,枯水期地表水补给地下水[20].锡林河流域地下水大多以裂隙水或裂隙—孔隙水的形式存在,锡林河为当地的排泄基准面,沿途不断接受地下水的补给[13].柳江盆地含有丰富的孔隙介质,径流速度缓慢,地下水与地表水水力联系微弱[33].
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=11.774δ18O+33.284 R 2=0.928
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=8.701δ18O+16.033 R 2=0.958
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=6.130δ18O+2.769 R 2=0.869
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=9.052δ18O+17.965R 2=0.962
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=8.575δ18O+16.099 R 2=0.854
δ18O(‰)
δD (‰)
δD=8.87δ18O+15.49R 2=0.98
δD=9.052δ18O+17.965R 2=0.98
δD=8.575δ18O+16.099 R 2=0.854
图5 漓江流域不同水体δD 和δ18O 之间的关系曲线
Fig.5 Plot of δD vs. δ18O of different water types in Lijiang River Basin
总的来说,河水线和地下河水线的斜率和截距存在着一定差异,这说明不同部位的地表水和地下
1644 中 国 环 境 科 学 40卷
水的来源以及所经历的循环过程有一定差异,而且地表水和地下水的δD 和δ18O 组成与其在流域的空间位置有着一定的关系,在某些程度上,反映了地表水与地下水之间的相互作用.
3.2 不同水体δ18O 、d -excess 与水温之间的关系
y =-0.271x +16.426 R 2=0.158
y =-0.1971x +16.638 R 2=0.028
y =-0.12x -3.484 R 2=0.259
y =-0.163x -2.419 R 2=0.216
b(δ18
O)
δ1
8O (‰)
图6 δ18
O 、d -excess 与温度之间的关系
Fig.6 Cross plot of δ18O 、d -excess vs.water temperature
众所周知,温度效应和降水效应对大气降水δ18O 的影响最为显著.研究区河水水温与河水δ18O 的线性方程为:δ18O= -0.126T -3.484(图6),地下水水温与δ18O 的线性方程为:δ18O=-0.163T -2.419,表现出反温度效应的负相关关系,这与研究区大气降水δ18O 与大气温度的关系类似(δ18O= -0.18T -2.07)[27].由于大气降水的水汽来源于不同的季风区域,不同水汽源对δ18O 的影响掩盖了大气温度对δ18O 分馏的影响,因此出现这种反温度效应[27].由此推知,河水和地下水的补给来源不同以及经历的水循环过程有差异,使得不同补给源掩盖了水温对δ18O 分馏的影响.
由于地理环境和气候特征的差异,会导致气、液相同位素分馏程度产生差异,进而使不同地区的大气降水线具有不同的特点.不同地区大气降水线与全球大气降水线在斜率和截距的偏离程度均有不同,这种偏离程度用d -excess 表示(d = δD - 8δ18O)[35].如图6所示,漓江流域河水的d -excess 值在6.70‰~15.2‰之间,平均为12.26‰.河水d -excess 值与水温之间相关性较差,R 2=0.158.随着水温的上升, d -excess 值变小,可能是因为水温的升高,加剧了河水的蒸发强度.地下水的d -excess 在 6.96‰~ 15.88‰,平均为12.95‰,近似于河水的d -excess 值,但是地下水d -excess 值与水温之间无相关性.无论是河水d -excess 值还是地下水d -excess 值,都接近
于桂林10月至次年4月的大气降水d -excess 值(12.59‰)[27]. 3.3 δD 、δ18O 组成对河水蒸发的指示作用 3.3.1 剩余水体中氢氧稳定同位素组成与剩余水体量的比例关系 蒸发是水文循环过程中重要的过程之一,既然水体受到了蒸发作用的影响,那么确定蒸发量有多大是一个急需解决的问题. Rayleigh 平衡分馏模型已成功运用于蒸发比例的计算[30,36].在Rayleigh 平衡蒸发条件下,剩余水体的氢氧稳定同位素组成(δ)与受蒸发后剩余水体和原始水体的比率(f ) 呈指数关系,又称为瑞利蒸发分馏模型: (1)0(1)1f αδδ−=+− (2)
式中:δ0为水体氢氧稳定同位素的初始组成;δ为漓江流域河水实际测量值;f 为剩余水体的比例;ɑ为蒸发分馏系数.因为地下水受蒸发影响小,初始水体δ18O 和δD 与不受蒸发影响的地下水体δ18O 和δD 接近,故本文选取地下水的最小值作为δ0值[30].计算2018年11月的f 时,δ0值为(δD:-35.7‰,δ18O: -6.53‰),计算2019年3月的f 时,δ0值为(δD: -33.4‰,δ18O:-5.75‰).因此,只要确定蒸发分馏分馏系数ɑ,就可以计算出水体的剩余比例.为了方便计
算,(2)式又可简化为:
30()10(1)ln f δδα−=− (3) 在Rayleigh 平衡分馏模型中,温度是控制氢氧稳定同位素分馏的主要因素,平衡分馏系数会随外界温度的改变而发生变化.当温度在273.15K~ 373.15K 之间时,分馏系数与温度存在以下关系[37]:
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任梦梦等：漓江流域δD 和δ18O 对蒸发的指示作用 1645
63
*3
18O 2101010ln ' 1.137()0.4156()2.0677
T T
εα≈=−−
(4) 6
3
*3D 21010
10ln '24.844()76.248()52.612
a T T
ε≈=−+
(5) 式中:ε*为平衡富集系数;T 为温度,K.
水体的蒸发不仅有平衡蒸馏过程,还有动力蒸馏过程.分馏系数与大气相对湿度有以下关系[38]
:
183o 14.2(1)10h ε−Δ=−× (6)
3
D 12.5(1)10h ε−Δ=−× (7) 式中:Δε为动力富集系数;ε=ε*+Δε,ε=1000(ɑ-1);h 为大气相对湿度.因此氢氧稳定同位素的蒸发分馏系数主要由两部分构成,温度控制的平衡分馏因子和湿度控制的动力分馏因子.
根据以往学者研究表明在计算水体剩余比例f 时,采用δ18O 更为准确[30].漓江流域年平均湿度为73%~79%[19],本文湿度取75%,通过计算a =1.0098,漓江干流上游到下游的河水蒸发比列计算结果见表4.2019年3月漓江的蒸发比例在0.71%~9.05%之间,2018年11月在2.62%~9.70%之间,3月份的蒸发比例略低于11月份.从漓江上游到下游,水体蒸发比例逐渐成上升趋势.
表4 从漓江上游至下游蒸发比例计算结果 Table 4 Calculated evaporationproportion from upstream to
downstream of Lijiang River
δ18OV -SMOW (‰) 蒸发比例(%)
取样点 2018-11 2019-03 2018-11 2019-03
5BS -6.14 -5.44 3.90 3.11 6BL -6.27 -5.73 2.62 0.71 11BR -6.02 -5.57 5.07 1.82 14BD -6.06 -5.32 4.68 4.29 15BN -5.87 -5.24 6.51 5.07 18BX -6.06 -5.54 4.68 2.12 19BD -6.03 -5.21 4.97 5.36 27BL -5.53 -4.82 9.70 9.05 38BL -5.6 -5.16 9.05 5.84 44BY
-5.7
-5.16 8.12 5.84
3.3.2 氢氧稳定同位素平衡法估算河流蒸发量 氢氧稳定同位素方法已经成功运用于湖泊蒸发量的估算[39-
40].利用氢氧稳定同位素计算湖泊蒸
发量的优势在于不必测定入湖水量,只需测定各种入湖水体的氢氧稳定同位素组成,结合水量平衡方
程和氢氧稳定同位素质量守恒方程,就可计算出湖泊或河流的蒸发量.
河流的水量平衡方程:
d d V
I P Q E t
=+−− (8)
式中:d V /d t 表示河流蓄水量的变化;t 为时间;I 流入河流的水量;P 为河流集水面积内降雨量;Q 流出河流的水量;E 为河流蒸发量.
若将方程(8)中各项都乘以对应的同位素含量,
则构成同位素质量守恒方程,即:
R I P E Q d()d V I δP E Q t
δδδδ⋅=⋅+⋅−⋅−⋅ (9) 式中:δR ,δI ,δP ,δE ,δQ 分别为河水、流入河水、降水、河水蒸发水汽和流出河水的同位素含量.若短时间
内氢氧稳定同位素组成保持不变,d δR /d t =0.联合方
程(8)和方程(9),河流蒸发量可表示为:
R I I P I Q I R I E
d d 2()()()
d d E V
V I P Q t t
δδδδδδδδδδ=+++−+−++ (10)
根据Saxena [41]
提出的水体蒸发过程中蒸发水汽的氢氧稳定同位素组成方程为:
R a E 1
(1)(1)1(1)h a h δδδβ+−+=−− (11)
式中:δa 为近地面大气水汽氢氧稳定同位素组成;h 为大气相对湿度,本文取h =75%;β为重轻分子传输阻力系数,约为1.012;大气中氢氧同位素的δa 由下式可求[42]:
2a 0.0140.6723.4 T T δ=−+− (12)
式中:T 为河水面的温度℃,本文取桂林市年平均气
温19.5℃.
由于本文只估算漓江干流的蒸发量,故δR 为漓江干流取样点的δ18O 算术平均值,δR = -5.62‰.δI 与前文4.3.1部分取值相同,δI = -6.53‰.δP = -5.76[27].当河水完全混合后,δQ =δR = -5.62‰.前文4.2.1部分求得a =1.0098,再由方程(12)和(11)求得δa = -15.66‰,δE = -12.99‰.根据漓江上游大溶江水文站和下游桂林水文站多年实测资料,漓江蓄水量的多年变化量为722.64mm.大溶江水文站年均径流量38.85m 3/s,集水面积719km 2,可换算为I = 1704.00mm [42].桂林水文站年均径流量127.62m 3/s,。