馮盛楠， 劉興起， 李華淑

(首都師范大學(xué)資源環(huán)境與旅游學(xué)院， 北京 100048)

摘 要： 湖泊水體的氫氧同位素(δD、δ18O)是研究區(qū)域大氣降水和水文循環(huán)的重要手段之一， 目前對(duì)其的研究主要以單一湖泊為主. 以2016年夏季在中國(guó)西部地區(qū)采集的33個(gè)湖泊水體為研究對(duì)象， 分析其氫氧同位素的變化特征， 并結(jié)合當(dāng)?shù)叵募敬髿饨邓⒑}度、海拔與緯度等資料， 探討中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體δD、δ18O的空間分布特征及其影響因素. 結(jié)果表明：33個(gè)湖泊水體的δD與δ18O組成主要受控于大氣降水， 但受蒸發(fā)分餾的影響， 湖水線的斜率與截距低于大氣水線. 湖泊水體與夏季大氣降水氫氧同位素存在明顯的空間分異， 這種分異與湖水鹽度無關(guān)， 主要受到區(qū)域降水水汽來源不同的影響. 青藏高原南北兩側(cè)由于水汽來源及蒸發(fā)條件的不同， 使得青藏高原湖泊水體的氫氧同位素呈現(xiàn)出“北高南低”的特點(diǎn)， 新疆西北部受西風(fēng)影響， 湖泊水體的氫氧同位素明顯偏負(fù)， 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)受東南季風(fēng)的影響， 湖水受到蒸發(fā)分餾作用使其δD與δ18O偏正. 不同區(qū)域湖泊水體的氘盈余(d_excess)反映了不同的水汽源地的濕度狀況而不能指示湖水的蒸發(fā)狀況. 受降水影響， 青藏高原地區(qū)湖水氫氧同位素組成與海拔高度呈負(fù)相關(guān)， 與緯度呈正相關(guān).

對(duì)于天然水體氫氧同位素的研究可追溯到20世紀(jì)60年代， Craig首次對(duì)世界范圍內(nèi)淡水氫氧同位素進(jìn)行研究， 發(fā)現(xiàn)全球大氣降水中氫氧同位素存在明顯的線性關(guān)系， 擬合關(guān)系式為δD=8 δ18O+10[1]， 后被定義為全球大氣水線(Globle Meteoric Water Line， GMWL)[2]， 這對(duì)研究不同地區(qū)水循環(huán)過程中氫氧同位素變化具有重要的參考價(jià)值. 同年， 國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)(IAEA)與世界氣象組織(WMO)在全球范圍內(nèi)對(duì)降水氫氧同位素進(jìn)行有組織的監(jiān)測(cè)，搜集不同地區(qū)的月降水中氫氧同位素組成數(shù)據(jù)[2]. 隨著研究的深入， 對(duì)于天然水體氫氧同位素的研究由降水中同位素變化特征[3-6]向河流[7-9]、冰川[10-11]、湖泊[12-14]等其他地表水體擴(kuò)展. 而探討地球表面其他水體(如湖泊、河流、冰川等)中氫氧同位素比率及其與降水同位素之間的關(guān)系有利于進(jìn)一步理解不同水體之間的相互聯(lián)系， 為現(xiàn)代水文過程研究提供有力的證據(jù). 就湖泊而言， 基于水體氫氧同位素組成研究， 可以探討湖泊與其他水體的補(bǔ)給關(guān)系及區(qū)域控制因素[15-17]；利用湖水氫氧同位素記錄的區(qū)域氣候特征可以建立湖水同位素與現(xiàn)代氣候關(guān)系， 進(jìn)而為重建過去氣候或構(gòu)造變化提供數(shù)據(jù)支撐[14，18]；利用不同水文特征的湖泊水體氫氧同位素與當(dāng)?shù)仄渌w同位素長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)的數(shù)據(jù)可建立質(zhì)量平衡模型， 用于估算及解釋湖水水量收支變化[19-23]. 然而， 關(guān)于湖泊水體氫氧同位素的眾多研究主要以單一湖泊或流域?yàn)橹鱗12-13， 24]， 這些研究只能反映局地水循環(huán)以及溫度、濕度、海拔等特定地理因素對(duì)湖水氫氧同位素的影響， 無法探究大范圍空間尺度的水汽來源及其影響因素.

中國(guó)西部地區(qū)涉及西風(fēng)區(qū)、東南季風(fēng)邊緣區(qū)、西南季風(fēng)區(qū)以及干旱區(qū)， 面積大， 天然湖泊眾多， 且以封閉湖泊為主[25]， 受人類活動(dòng)影響小， 是研究湖泊自然演化的理想場(chǎng)所. 本文選取中國(guó)西部不同區(qū)域的33個(gè)湖泊， 并結(jié)合當(dāng)?shù)叵募窘邓畾溲跬凰刭Y料， 分析湖水氫氧同位素與大氣降水的氫氧同位素、湖水鹽度、湖面海拔高度、湖泊所處的緯度之間的關(guān)系， 旨在揭示不同區(qū)域湖水氫氧同位素的空間分布特征與分異規(guī)律， 探討不同水汽來源、水汽輸送過程、局地水循環(huán)狀況對(duì)不同區(qū)域湖泊水體氫氧同位素的影響， 為今后中國(guó)西部水循環(huán)及氣候環(huán)境演化的研究提供科學(xué)依據(jù).

1 采樣與方法

2016年7-8月， 對(duì)中國(guó)內(nèi)蒙古、山西、甘肅、青海、新疆、西藏等地區(qū)33個(gè)代表性湖泊的湖水進(jìn)行了采集(圖1， 表1). 為避免入湖徑流對(duì)湖水的影響， 對(duì)于面積較小的湖泊， 采樣點(diǎn)一般設(shè)在湖的中心， 而對(duì)于面積較大的湖泊， 采樣點(diǎn)至少離岸邊2 km以上. 為確保湖泊水體充分混合以避免受到表面水體蒸發(fā)等同位素分餾效應(yīng)的影響， 水樣采自湖水面下50 cm處， 采集的水樣取500 mL密封于塑料瓶?jī)?nèi)， 并在0～4℃溫度下冷藏保存.

圖1 中國(guó)西部地區(qū)33個(gè)湖泊的取樣位置

為了與33個(gè)湖泊夏季湖水同位素值作對(duì)比， 我們利用Online Isotopes Precipitation Calculation (OIPC)-3.1版本(http://waterisotopes.org)計(jì)算獲得33個(gè)湖泊所處位置7、8月降水氫氧同位素的平均值. 通過OIPC-3.1計(jì)算獲得的數(shù)據(jù)來自于IAEA /WMO聯(lián)合建立的全球降水同位素觀測(cè)GNIP， 計(jì)算的數(shù)據(jù)結(jié)合了水汽輸送過程、地理位置、氣溫等多種因素[27-28]， 可達(dá)95%的置信水平.

2 結(jié)果

2.1 研究區(qū)33個(gè)湖泊的基本特征

本研究選取的33個(gè)湖泊分布于我國(guó)的第二、第三級(jí)階梯， 地勢(shì)變化明顯， 其湖泊類型、氣候水文特征也各不相同. 33個(gè)樣點(diǎn)區(qū)域跨度大， 東西最大跨度為34.84°， 南北最大跨度為17.94°；湖面海拔高度也存在明顯的梯度差異， 湖面海拔最高的湖泊為青藏高原南部的打加錯(cuò)(5156 m)， 湖面海拔最低的湖泊為新疆西北部的艾里克湖(270 m). 33個(gè)湖泊的湖水鹽度差異顯著， 鹽度最大的為德令哈尕海(87.99 g/L)， 鹽度最小的為寇查湖(0.35 g/L). 33個(gè)湖泊中， 除鄂陵湖、扎陵湖、寇查湖、冬給錯(cuò)納、克魯克湖、朗措、博斯騰湖屬于出口型湖泊外， 其他湖泊大都為封閉型湖泊.

中國(guó)西部33個(gè)研究樣點(diǎn)的湖水與降水氫氧同位素波動(dòng)范圍較大. 湖水δD的波動(dòng)范圍在-79.12‰～11.22‰之間， δ18O的波動(dòng)范圍在-8.82‰～5.65‰之間， 而當(dāng)?shù)叵募窘邓笑腄波動(dòng)范圍在-134‰～24.28‰之間， δ18O波動(dòng)范圍在-18.05‰ ～-2.55‰之間， 總體上湖水δD與δ18O比當(dāng)?shù)叵募窘邓摩腄與δ18O更偏正(表1).

2.2 中國(guó)西部夏季湖水水線

根據(jù)研究區(qū)降水的氫氧同位素資料回歸擬合得出相應(yīng)的當(dāng)?shù)叵募敬髿馑€(Local Meteoric Water Line， LMWL)：δD=8.00 δ18O+8.02(R2=0.99，n=33)(圖2a)， 與全球大氣水線(GMWL， δD=8 δ18O+10)、中國(guó)境內(nèi)降水線[29](δD=7.9 δ18O+8.2)相似. 綜合33個(gè)湖泊水體δD與δ18O進(jìn)行回歸擬合， 建立了中國(guó)西部地區(qū)氫氧同位素湖水水線(Lake Water Line， LWL)， 它們之間存在良好的線性關(guān)系：δD=6.73 δ18O-19.79 (R2=0.86，P<0.0001，n=33)(圖2a). 與GMWL和LMWL進(jìn)行比較發(fā)現(xiàn)， 西部湖水線居于大氣水線右下方并明顯偏離大氣水線， 其斜率與截距低于GMWL和LMWL.

中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體氫氧同位素存在明顯的空間分異(圖2b)：青藏高原北部與南部湖水氫氧同位素組成明顯分布在上下兩側(cè)(圖2b)， 兩者氫氧同位素差異顯著. 北部湖水δD與δ18O明顯偏正， δ18O最高可達(dá)5.65‰， δD最高達(dá)11.22‰；而青藏高原南部湖水δD與δ18O明顯偏負(fù)， δ18O最低為-8.82‰， δD最低達(dá)-77.53‰. 與新疆西北部湖泊相比， 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)湖水δD與δ18O明顯偏正(圖2b)， 但琵琶湖、岱海、查干淖爾、達(dá)里諾爾4個(gè)湖泊水體的δD與δ18O波動(dòng)范圍較大， 其中琵琶湖與岱海氫氧同位素值偏正， 而相比之下查干淖爾和達(dá)里諾爾湖水的氫氧同位素偏負(fù)(表1).

3 討論

3.1 降水對(duì)湖水氫氧同位素的影響

湖泊水體同位素組成由主要補(bǔ)給水源決定其初始值， 又受到自身湖泊類型、局地水汽循環(huán)條件、溫度、濕度、海拔等多種因素影響， 因此湖水同位素可以反映補(bǔ)給水源的同位素值， 又與復(fù)雜的氣候環(huán)境變量密切相關(guān)[15， 30]. 中國(guó)西部地區(qū)湖泊多為封閉性湖泊， 受外流河影響較小， 特別在夏季， 大氣降水與湖水表面蒸發(fā)對(duì)湖水理化性質(zhì)的變化發(fā)揮著重要的作用. 我們將從中國(guó)西部33個(gè)湖泊所處位置的降水蒸發(fā)線與湖水蒸發(fā)線的關(guān)系、降水與湖水氫氧同位素空間分異規(guī)律、湖水氘盈余與水汽來源3個(gè)方面， 討論降水對(duì)中國(guó)西部湖水氫氧同位素的影響.

3.1.1 降水與湖水線 本文所研究的33個(gè)湖泊的湖水線(LWL)延長(zhǎng)可最終落于LMWL上(圖2a)， 這說明研究區(qū)湖泊主要補(bǔ)給來源為大氣降水， 其湖水氫氧同位素初始組成受到大氣降水的水汽源區(qū)、水汽凝結(jié)與輸送過程中分餾效應(yīng)的影響[31]. 一般而言， 不同水體水線的斜率和截距代表水循環(huán)過程中的水體性態(tài)變化與平衡狀態(tài)， 在降水量少且蒸發(fā)強(qiáng)烈的地區(qū)， 水體處于非平衡蒸發(fā)狀態(tài)， 除湖水表面的平衡蒸發(fā)外， 還會(huì)出現(xiàn)由于氫氧同位素比例組成不同的水分子的擴(kuò)散速度差異引起的動(dòng)力分餾[32]， 且水體中氫氧同位素比率增大， 斜率往往隨之降低. 強(qiáng)烈的蒸發(fā)分餾使輕同位素在水體中優(yōu)先分離出來， 重同位素不斷富集， 導(dǎo)致輕、重同位素分餾速率比不斷增大， 從而使得中國(guó)西部湖水線的斜率和截距低于大氣降水線， 即LWL明顯偏離LMWL并位于其右下方(圖2a).

一般地， 湖水的蒸發(fā)線與當(dāng)?shù)卮髿馑€的交點(diǎn)即反映了湖水氫氧同位素的初始組成[33]. 針對(duì)不同的區(qū)域發(fā)現(xiàn)， 青藏高原南部和北部湖水蒸發(fā)線LEL1、LEL2分別交于LMWL的左下方和右上方， 很好地落入了青藏高原南部和北部降水氫氧同位素組成點(diǎn)附近；新疆西北部地區(qū)湖水蒸發(fā)線LEL3交于LMWL的中部， 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)湖水蒸發(fā)線LEL4與LMWL的交點(diǎn)位置， 與青藏高原北部地區(qū)的類似(圖2b). 這表明不同區(qū)域的大氣降水水汽來源以及水汽輸送過程的不同， 影響了中國(guó)西部不同區(qū)域湖水同位素的初始組成. 因此， 中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體同位素組成受到不同區(qū)域大氣降水同位素組成與當(dāng)?shù)卣舭l(fā)作用的共同影響.

圖2 中國(guó)西部33個(gè)湖水與夏季降水氫氧同位素之間的關(guān)系

3.1.2 降水與湖水氫氧同位素空間分異規(guī)律及影響因素 青藏高原北部、青藏高原南部、新疆西北部、內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)4個(gè)區(qū)域降水與湖水氫氧同位素具有顯著的空間分異特征(圖3)， 不同區(qū)域的降水與湖水同位素都有其特定的分布范圍.

前人的研究表明， 青藏高原南、北兩側(cè)降水氫氧同位素的明顯差異反映出水汽來源及水汽循環(huán)方式的不同[34]. 夏季青藏高原主要存在兩種氣團(tuán)：一種是來自印度洋的濕潤(rùn)海洋氣團(tuán)， 另一種是來自內(nèi)陸水體和土壤的大陸氣團(tuán)， 前者主要控制青藏高原南部， 后者主要控制青藏高原北部[31]. 高原南部受到西南季風(fēng)帶來的降水影響， 而降水氫氧同位素不僅與氣團(tuán)初始濕度、溫度以及源地有關(guān)， 還與暖濕氣團(tuán)中氫氧同位素的殘余量有關(guān)， 氣團(tuán)在運(yùn)移過程中不斷形成降水， 剩余水汽的δ值下降， 加之水汽在運(yùn)移過程中隨海拔抬升凝結(jié)分餾從而加劇氫氧同位素的貧化[32]， 導(dǎo)致青藏高原南部降水中δD與δ18O偏負(fù)；而北部深處大陸內(nèi)部， 喜馬拉雅山阻擋來自西南的水汽向北運(yùn)行， 又加之北部岡底斯山脈與唐古拉山的阻隔， 使得大陸氣團(tuán)控制青藏高原北部， 加劇了北部的干旱氣候. 一方面， 來自內(nèi)陸與土壤的大陸水汽中氫氧同位素保持著較高值， 另一方面， 由于氣候條件干旱， 容易出現(xiàn)雨滴云下二次蒸發(fā)與水體表面蒸發(fā)[35-36]， 從而使青藏高原北部降水中δD與δ18O偏正. 受上述降水同位素分異特征的影響， 青藏高原南、北兩側(cè)湖泊水體的氫氧同位素也表現(xiàn)出與降水同位素分異特征一致的現(xiàn)象(圖3)， 即青藏高原南部湖泊氫氧同位素明顯偏負(fù)， 而北部湖泊氫氧同位素明顯偏正.

內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)和新疆西北部湖水與夏季降水氫氧同位素具有相反的組成特征(圖3). 與新疆西北部相比， 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)夏季降水同位素值偏負(fù)， 而湖水同位素值偏正. 而根據(jù)OIPC所計(jì)算的33個(gè)湖區(qū)年均降水同位素值來看， 2個(gè)地區(qū)的年均降水氫氧同位素組分變化與湖水具有一致性， 均為內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)氫氧同位素偏正， 新疆西北部偏負(fù). 相對(duì)濕度、溫度、風(fēng)速、日照時(shí)數(shù)等氣象因子都是已知的可能控制水體氫氧同位素組分變化的重要因素[37-39]. 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)夏季降水氫氧同位素值偏負(fù)， 一方面是由于該地區(qū)位于現(xiàn)代季風(fēng)邊緣區(qū)， 夏季受到東南季風(fēng)的影響[40]， 隨著水汽運(yùn)輸距離的增加， 瑞利分餾作用更加顯著， 導(dǎo)致降水同位素值較低；另一方面該地區(qū)7、8月相對(duì)濕度>新疆西北部， 日照時(shí)長(zhǎng)<新疆西北部(國(guó)家氣象信息中心， http://data.cma.cn)， 導(dǎo)致夏季雨滴二次蒸發(fā)現(xiàn)象少于新疆西北部地區(qū)， 使其夏季降水同位素值低于新疆西北部. 而新疆西北部主要受西風(fēng)控制， 受到西風(fēng)環(huán)流所攜帶高緯地區(qū)海源水汽的影響， 并在沿途輸送過程中不斷形成降水， 在歐亞大陸上， 大西洋沿岸的氣團(tuán)比太平洋和印度洋的氣團(tuán)推進(jìn)的更遠(yuǎn)[21]， 導(dǎo)致其年均降水氫氧同位素比內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)貧化. 兩地湖水氫氧同位素組成并未及時(shí)隨降水同位素的變化而變化， 可能是由于湖水同位素反映的是長(zhǎng)時(shí)間尺度的水汽來源特征， 對(duì)當(dāng)季補(bǔ)給水源的響應(yīng)有一定滯后性.

圖3 中國(guó)西部湖水與夏季降水δD、δ18O的空間變化

上述研究表明我國(guó)西部湖水氫氧同位素的變化， 明顯受降水同位素的控制和影響， 或者說我國(guó)西部不同區(qū)域湖水氫氧同位素的變化， 繼承了不同區(qū)域降水同位素的變化.

3.1.3 研究區(qū)湖水氘盈余與水汽源地的關(guān)系 氘盈余(d_excess=δD-8 δ18O)作為氫氧同位素關(guān)系的重要指標(biāo)， 指示水汽源地的大氣濕度以及區(qū)域蒸發(fā)分餾過程等水文環(huán)境狀況[4， 32，41]， 分析33個(gè)湖泊水體中氘盈余的變化有利于進(jìn)一步探究降水水汽源地濕度狀況， 揭示大氣降水以及局部水循環(huán)過程. 前人研究表明， 理想狀態(tài)下， 湖水的停滯時(shí)間越長(zhǎng)， 越會(huì)增加潛在蒸發(fā)的可能性， 使得輕質(zhì)量的水分子蒸發(fā)到空氣中， 氫氧同位素分餾比率不斷增加， 使得殘余水中δ18O升高， 而氘盈余降低， 即較低的氘盈余指示了強(qiáng)烈的蒸發(fā)分餾作用[41-43]. 中國(guó)西部地區(qū)湖水與降水中氘盈余相比， 33個(gè)湖泊降水氘盈余均為正值， 而湖水中氘盈余普遍偏負(fù)， 平均湖水氘盈余低于降水氘盈余平均值24.28‰(表1)， 這在一定程度上反映了湖水經(jīng)歷了蒸發(fā)富集的作用， 使得湖水中氘盈余遠(yuǎn)低于降水. 但若按照上述效應(yīng)， 青藏高原北部由于受到強(qiáng)烈的蒸發(fā)分餾作用應(yīng)顯示為較低的氘盈余值， 但除尕海(德令哈)和托素湖(鹽度分別為87.99和29.29 g/L)2個(gè)鹽度最大、蒸發(fā)量最高的湖泊遵循蒸發(fā)效應(yīng)外， 其余12個(gè)湖泊氘盈余相對(duì)較高(表1， 圖4). 因此在本文所研究的湖泊水體中， 氘盈余并不能反映蒸發(fā)分餾作用， 可能指示水汽來源與氫氧同位素初始組分， 以及它們對(duì)中國(guó)西部湖泊水體的同位素值變化的影響.

青藏高原南北兩側(cè)湖泊水體氘盈余差異顯著(圖4)， 指示了區(qū)域降水水汽源區(qū)濕度的不同[31]. 除尕海(德令哈)與托素湖湖水的氘盈余明顯偏低外， 青藏高原北部其他湖泊的氘盈余整體偏高， 南部氘盈余顯著偏低. 青藏高原北部水汽來源為內(nèi)陸水循環(huán)， 與溫暖濕潤(rùn)的季風(fēng)所攜帶水汽相比， 表現(xiàn)為較高的氘盈余[44]， 而青藏高原南部在季風(fēng)時(shí)期相對(duì)低的氘盈余與來自孟加拉灣的水汽濕度增加有關(guān)[45].

內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)湖水中氘盈余明顯偏低， 這是由于該地區(qū)夏季受到東南季風(fēng)攜帶的太平洋濕潤(rùn)水汽的影響， 而采樣時(shí)間為6-7月， 使測(cè)得湖水水樣中氘盈余偏低. 值得一提的是， 岱海與琵琶湖氘盈余偏低， 平均氘盈余為-29.84‰， 查干淖爾與達(dá)里諾爾平均氘盈余為-15.45‰， 整體偏高， 而岱海、琵琶湖與查干淖爾、達(dá)里諾爾相比， 其δD與δ18O值卻是偏正的. 這可能是由于岱海、琵琶湖相較于查干淖爾、達(dá)里諾爾來說位置更偏南， 距離東南季風(fēng)源地較近， 受東南季風(fēng)所帶來的濕潤(rùn)水汽影響更大， 導(dǎo)致其氘盈余偏負(fù)；而查干淖爾與達(dá)里諾爾位置偏北， 一方面季風(fēng)攜帶的水汽到達(dá)時(shí)剩余濕度減小， 導(dǎo)致氘盈余偏高， 另一方面水汽輸送過程中不斷形成降水， 又導(dǎo)致其氫氧同位素較貧化. 這說明了同一水汽源地的剩余濕度以及運(yùn)輸距離會(huì)對(duì)不同湖泊水樣氘盈余及氫氧同位素產(chǎn)生影響.

圖4 中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體氘盈余的空間變化

新疆西北部與內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)相比湖泊水體氫氧同位素偏負(fù)(表1， 圖3)， 而兩地的氘盈余卻顯示了相反的特征， 新疆西北部湖水與內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)相比， 氘盈余更偏正(圖4). 前人對(duì)哈薩克斯坦西部地表水研究發(fā)現(xiàn)， 來自地中海與里海、黑海的水汽中具有較高的氘盈余[41]， 因此西風(fēng)所帶來的水汽會(huì)使氘盈余偏高[46]. 新疆氘盈余最偏正(圖4)， 進(jìn)一步表明該地區(qū)受西風(fēng)影響顯著. 這也在一定程度上說明東南季風(fēng)所處的太平洋水汽源區(qū)比西風(fēng)所處的北大西洋源區(qū)濕度大， 指示了不同水汽源地對(duì)湖水氘盈余的影響.

3.2 湖水鹽度對(duì)湖泊水體氫氧同位素的影響

湖水鹽度與水體氫氧同位素變化所表現(xiàn)出的關(guān)系取決于蒸發(fā)、徑流、降雨等多種因素的混合[47]. 研究表明， 隨著水的不斷蒸發(fā)， 水的鹽度增高， 剩余水中的δ18O逐漸增高[48-49]. 2000年， 沈吉等[50]通過實(shí)驗(yàn)室蒸發(fā)模擬實(shí)驗(yàn)， 對(duì)岱海湖水鹽度與氧同位素關(guān)系進(jìn)行了研究， 發(fā)現(xiàn)隨著蒸發(fā)增加， 剩余水體中鹽度升高， δ18O也隨之升高并呈指數(shù)形式增大. Liu等[51]對(duì)青海湖及周邊湖泊的相關(guān)研究發(fā)現(xiàn)， 湖水δ18O與鹽度的關(guān)系不僅受到蒸發(fā)的影響， 還與補(bǔ)給水源的多少有關(guān)， 且不同采樣點(diǎn)與補(bǔ)給湖泊的主要河流入湖口的距離不同， 其湖水δ18O與鹽度也有所不同. 隨著蒸發(fā)量增加， 湖水鹽度增加且δ18O呈指數(shù)形式升高， 但當(dāng)鹽度>14 g/L時(shí)， 隨鹽度增加δ18O緩慢升高或幾乎不變， 除此以外， 補(bǔ)給水源與采樣點(diǎn)的距離較近時(shí)， 由于入湖河水的稀釋作用會(huì)導(dǎo)致湖水鹽度降低， δ18O偏負(fù)， 而距離增大時(shí)， 湖水鹽度升高， δ18O偏正[51].

本文所研究的33個(gè)湖泊以內(nèi)陸封閉湖泊為主， 鹽度的變化幅度大， 鹽度最小的為0.35 g/L(寇察湖)， 最大的可達(dá)88.0 g/L(德令哈尕海). 通過對(duì)33個(gè)湖泊湖水鹽度與δD、δ18O的關(guān)系研究發(fā)現(xiàn)(圖5)， 湖水鹽度與δD、δ18O并沒有呈現(xiàn)很好的相關(guān)性， 表明我國(guó)西部地區(qū)33個(gè)湖泊水體氫氧同位素組分的變化與鹽度并無直接聯(lián)系， 蒸發(fā)也并不是造成其空間差異的重要因素， 而大氣降水所帶來的氫氧同位素初始組成決定了我國(guó)西部湖泊水體的δD、δ18O的空間分異.

圖5 中國(guó)西部33個(gè)湖泊湖水鹽度與δD(a)、δ18O(b)的關(guān)系

從上面的討論可以看出， 單一地理背景條件下的封閉湖泊， 湖水本身的蒸發(fā)率以及離補(bǔ)給水源的距離所引起的湖水鹽度變化是影響湖水氫氧同位素的主要因素， 但當(dāng)湖泊處于不同地理位置使其受到不同氣候及水汽條件影響時(shí)， 補(bǔ)給水源的同位素組成是最終決定并影響湖水同位素組分變化的最重要因素.

3.3 海拔、緯度對(duì)湖水氫氧同位素的影響

探討海拔、緯度與水體δD-δ18O的相關(guān)性有助于分析這些地理變量對(duì)水體氫氧同位素組成的影響程度[41]. 湖水δD與δ18O與海拔的相關(guān)性表明(圖6a，6b)：以3000 m為界， 當(dāng)海拔小于3000 m時(shí)， 即新疆西北部地區(qū)與內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)湖泊， 湖水δD、δ18O與海拔E(m)的關(guān)系為：δD=0.023E-57.647，R2=0.43，P=0.0769; δ18O=0.003E-5.717，R2=0.22，P=0.2360， 相關(guān)性并不顯著；當(dāng)海拔大于3000 m時(shí)， 即青藏高原南北兩側(cè)湖泊， 湖水δD與δ18O與海拔E(m)呈顯著性負(fù)相關(guān)：δD=-0.039E+120.693，R2=0.71，P<0.0001; δ18O=-0.005E+18.219，R2=0.77，P<0.0001. 當(dāng)海拔抬升到2000 m以上， 氣溫迅速下降， 水汽凝結(jié)致雨[52]， 受海拔效應(yīng)的影響， 青藏高原降水的氫氧同位素明顯偏負(fù)[53]， 進(jìn)而使得青藏高原地區(qū)湖泊水體δD與δ18O隨海拔的抬升而發(fā)生貧化. 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)與新疆西北部海拔均在3000 m以下， 且內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)與新疆西北部湖泊樣點(diǎn)少， 因此在研究中高程效應(yīng)并不明顯.

青藏高原湖泊水體中氫氧同位素與緯度LAT(°)呈顯著性正相關(guān)(δD=9.495LAT-359.539，R2=0.88，P<0.0001；δ18O=1.067LAT- 38.567，R2=0.72，P<0.0001)(圖6c，6d)， 這種正相關(guān)關(guān)系并不符合降水同位素中一般意義上的緯度效應(yīng)-水汽由低緯向高緯輸送過程中， 隨溫度的降低與運(yùn)輸距離的增加不斷凝結(jié)降水， 剩余水汽中δ18O逐漸降低[32]. 但青藏高原南北降水的氫氧同位素同樣不符合緯度效應(yīng)， 研究表明， 青藏高原南北兩側(cè)水汽來源不同， 青藏高原南部受到西南季風(fēng)的影響， 湖水氫氧同位素偏負(fù)， 青藏高原北部居于大陸內(nèi)部， 主要受大陸氣團(tuán)控制， 氫氧同位素值偏正[34， 54]， 因此， 緯度較高的青藏高原北部降水的氫氧同位素比青藏高原南部降水的同位素偏重， 青藏高原北部湖泊水體的氫氧同位素同樣比南部偏重， 表明湖水中氫氧同位素組成仍然受控于青藏高原南北大氣降水氫氧同位素組成. 內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)與新疆西北部大陸效應(yīng)不明顯. 整體來看， 雖然33個(gè)湖泊夏季湖水氫氧同位素在一定程度上受到海拔、緯度等因素的影響， 但湖水δD與δ18O值仍然顯示了明顯的空間分異特征(圖6)， 表明水汽源地是控制中國(guó)西部夏季湖水氫氧同位素的主要因素.

值得一提的是， 青藏高原北部的金子海(圖3、圖6中的黑色實(shí)心箭頭所示， 圖4中編號(hào)為13的湖泊)與克魯克湖(圖3、圖6中的空心箭頭所示， 圖4中編號(hào)為16的湖泊)的湖水氫氧同位素值既不符合δD與δ18O的空間分布規(guī)律， 也不遵循高程效應(yīng)與緯度效應(yīng)， 屬于本研究的特殊點(diǎn). 其中， 克魯克湖是柴達(dá)木盆地最大的淡水湖， 位于東北部的巴音河與西北部的巴勒更河是其主要的補(bǔ)給水源， 湖水在東南部流出到托素湖[55]， 水體更新速度快， 可能在一定程度上導(dǎo)致湖水氫氧同位素異常偏負(fù). 金子海與克魯克湖均位于蒸發(fā)強(qiáng)烈的柴達(dá)木盆地， 但二者卻都是淡水湖， 且兩個(gè)湖泊水體氫氧同位素在區(qū)域上異常， 表明這2個(gè)湖泊水體來源的復(fù)雜性， 值得今后做深入的研究.

圖6 中國(guó)西部湖水氫氧同位素與海拔、緯度的關(guān)系

4 結(jié)論

本文對(duì)中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體氫氧同位素組成與當(dāng)?shù)叵募窘邓畾溲跬凰亟M成、湖水鹽度、湖面海拔高度、及湖泊所處緯度的關(guān)系進(jìn)行了研究， 從大的空間尺度上， 探討了中國(guó)西部湖泊水體δD和δ18O的變化特征、分異規(guī)律及其影響因素， 為今后中國(guó)西部水循環(huán)及氣候環(huán)境演化的研究提供了一定的數(shù)據(jù)支撐.

中國(guó)西部33個(gè)湖泊夏季湖水氫氧同位素存在良好的線性關(guān)系， 其蒸發(fā)線特征說明湖水的主要補(bǔ)給來源為大氣降水， 并且由于蒸發(fā)現(xiàn)象的普遍存在使得湖水線斜率與截距低于大氣降水線. 湖水氫氧同位素呈現(xiàn)明顯的空間分異特征：青藏高原北部>內(nèi)蒙古及鄰近地區(qū)>新疆西北部>青藏高原南部， 這種空間分異特征與降水氫氧同位素的空間分異特征基本一致， 而湖水鹽度與其氫氧同位素之間并沒有相關(guān)性， 表明影響湖水氫氧同位素的最主要因素為大氣降水所帶來的氫氧同位素的初始組分， 降水對(duì)湖水氫氧同位素的影響遠(yuǎn)大于鹽度與蒸發(fā)作用. 此外， 研究區(qū)湖水的氘盈余并不能很好地反映蒸發(fā)效應(yīng)對(duì)氫氧同位素的影響， 但可以指示不同區(qū)域水汽源地的濕度. 青藏高原地區(qū)湖泊的氫氧同位素與海拔高度呈負(fù)相關(guān)、與緯度呈正相關(guān)， 由于湖水的氫氧同位素受降水的影響， 從而使得湖水的氫氧同位素也隨海拔和緯度的變化而變化.

總之， 盡管中國(guó)西部33個(gè)湖泊水體氫氧同位素受到自身湖泊類型、局地水汽循環(huán)條件、溫度、濕度、海拔等多種因素影響， 但湖水氫氧同位素組成仍主要受控于大氣降水， 其空間分布特征與降水水汽來源及氣團(tuán)性質(zhì)密切相關(guān).