天山科其喀尔冰川末端降水化学特征及控制因素

王 建， 韩海东， 许君利， 颜 伟

（1.盐城师范学院苏北农业农村现代化研究院，江苏 盐城 224007；2.中国科学院西北生态环境资源研究院冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；3.信阳师范学院地理科学学院，河南 信阳 464000）

大气降水物质组成的研究可以促进对土壤、水和空气质量等环境条件的了解。降水化学组成在区域尺度上受化合物的来源与量级，以及大气传输过程中气团内物质的化学反应和沉降过程等多因素的控制［1-3］。通过降水化学组成的富集因子分析及气团运动轨迹研究，有助于了解污染物来源及其对生态系统的作用［4-5］。若大气物质在转移过程中受到人类活动影响，沉降后，可能是有毒物质的来源，也可能是生态系统的营养源［6］。在干旱半干旱地区，风蚀常强于水蚀，地表含氮、硫、钾等物质的粉尘，经远距离输送后受降水作用沉降，可以促进高寒地区植被生长，促进畜牧业发展和降低生态环境脆弱性［7］。

高寒山区作为我国西北干旱半干旱区的重要组成部分，不仅是内陆河流的发源地，也是众多天然牧场、林场的集聚中心。山区降水物质组成不仅影响冰雪的形成、积累和消融过程［8-9］，也为山区土壤的形成及植被生长提供基础条件。已有高寒山区降水化学的研究集中于湿沉降物质对雪冰消融与水化学侵蚀强度的影响［10-11］，以及现代降水和历史时期降水（冰芯记录）化学组成差异的对比分析等［12］。鲜有高寒山区降水的溶质来源与控制因素研究的报道［5］。

近年来，位于“一路一带”重要节点的天山地区，区域经济飞速发展，工农（牧）业活动显著增强。在此期间，污染物经大气环流已扩散到内陆偏远的高寒山区［13-14］，影响到降水水化学组成及高山植被发育。为此，本研究于2013—2014 年6—9 月对天山托木尔峰南坡科其喀尔冰川末端的大气降水进行系统采样，利用离子关系、因子分析、富集因子及后向轨迹法，分析高寒内陆山区降水化学特征及溶质来源，探讨海洋源和人类活动的贡献强度，为区域水环境安全发展提供参考。

1 研究区概况与方法

1.1 研究区概况

内陆高寒山区的降水采样点位于塔里木盆地北缘，距天山托木尔峰南坡科其喀尔冰川末端约1 km 的高山天然牧场内，与阿克苏市区直线距离约45 km（图1）。采样点附近年平均气温约0.77 ℃，多年平均降水量约600 mm，其中80%发生在5～10 月的冰川消融及植被生长期［15］。天山冰川作用区作为塔里木河可靠的水源地，仅支流昆马力克河源区发育冰川面积达3200 km2［16］，而广泛发育的现代冰川是冰川风形成的关键因素。

图1 天山科其喀尔冰川末端采样点位置Fig.1 Location of atmospheric precipitation sampling points at the end of the Koxkar Glacier,Tianshan Mountains

天山冰川消融区覆盖大量松散表碛物［17］，内含的可溶性物质是影响出山径流水质的重要因素［10］。但受山区降水及冰面消融渗侵的影响，常处于湿润或冻结状态的表碛物较山麓与平原区松散物质而言，对降水化学组成的影响可以忽略。研究区南侧塔里木盆地内戈壁与荒漠分布广泛，发育的塔克拉玛干沙漠在多年平均降水量不足100 mm，蒸发量超过1100 mm，年均风速1.7～1.8 m·s-1的条件下［18］，可为区域降水提供丰富的可溶性物质补给。同时，在西风环流作用下，托木尔峰西（北）侧中亚地区的松散物质和咸水湖（如伊塞克湖）蒸发物质，也可能成为塔里木地区风积物和气溶胶物质的重要补给源［13,19］。

1.2 数据采集与分析

此外，为了便于验证数据可靠性及分析离子之间的关系，浓度单位μg·L-1换算成μeq·L-1，换算公式为：

同时，涉及的pH、EC和离子浓度的平均值均为以降水量为权重的加权平均值，计算公式为：

式中：Ai为第i离子的平均浓度（μeq·L-1），或pH值，或EC（μS·cm-1）；ai,j为历次降水的各离子浓度，或pH 值，或EC；Pj为历次降水事件的降水量（mm）；n为降水事件的数量。

1.3 数据质量控制

表1 不同时期降水化学组成的降水量加权平均值Tab.1 Chemical composition of precipitation in different periods

样品野外收集过程中可能受到沙尘、鸟粪和蒸发作用等不确定性因素的影响，对降水化学数据进行质量控制。在保证仪器测量方法正确与精度的前提下，剔除：（1）单次降水量＜2 mm的水化学数据组；（2）单次降水过程中，水面蒸发量超过降水量5%的水化学数据组；（3）各参数介于ci±3ΔSi之外的数据组，其中c为各化学参数平均值，i为各主要离子、EC 和pH，ΔS为各化学参数的标准偏差［27］。剔除后，剩余134个样品数据。

1.4 富集因子

在Keene等［28］提出定量化降水化学物质来源的基础上，肖辉等［29］对海洋源指示剂进行修正，富集因子法（Enrichment Factor，EF）广泛应用于海洋源补给物质的辨别和补给强度的确定［14,30-31］；同时，结合亲石元素Ca作为地壳源的参考元素，用于评估降水中地壳源的溶质富集过程及补给强度［5,14,32］。海洋源的参考元素浓度数据来自全球降水化学计划和大西洋西部实验测量［28］，地壳源的参考元素浓度/丰度数据来自黎彤［33］等关于塔里木—华北板块的地壳和岩石圈元素丰度的研究结果。当EF 值接近1 时，评估离子/元素与参考源有类似的补给源；当1＜EF≤10时，参考源是评估离子/元素的重要补给源之一；当EF＞10 时，评估离子/元素浓度较参考源显著偏高，较参考源显著富集，参考源为非主要补给源；反之，EF值显著小于1时，该离子/元素被消耗或稀释［32,34］。鉴于研究区降水中Na+/Cl-和Mg2+/Cl-的浓度比分别为2.13和2.09，均高于海水的相应值（Na+/Cl-=0.859，Mg2+/Cl-=0.195），为此，本研究选用Cl-作为海洋源指示剂进行分析［29］。富集因子计算方程如下：

式中：EFi,海洋源和EFi,地壳源分别为第i离子相对于海洋源和地壳源的富集因子；［Cl-］降水和［Cl-］海洋源分别为降水和海洋中Cl-的浓度，［Ca2+］降水和［Ca2+］地壳源分别为降水和地壳中Ca2+的浓度；［Xi］和［Yi］分别指海洋和地壳中第i离子或元素的浓度。

在溶质来源定性分析的基础上，对降水溶质受海洋源、地壳源和人类活动部分的输入进行定量化［31-32］，具体的计算公式为：

海洋源输入：

地壳源输入：

人类活动输入：

式中：MSFi、CFi和AFi分别为第i离子源于海洋源、地壳源和人类活动部分的输入比例。

1.5 Hysplit聚类后向轨迹模式

受可溶性物质来源及气溶胶组成的影响，气团源区、输送路径和输送过程中温湿度变化及降水再蒸发作用等均可能影响大气降水的化学组成［24］。运用美国国家海洋大气研究中心空气资源实验室开发的Hysplit聚类后向轨迹模式来追踪研究区降水的气团来源（https://www.arl.noaa.gov/hysplit-2/）［5,35］。因研究区位于海拔约3000 m的山区，致雨云层高度相对较低，且具有“一天一小下及三天一大下”的特点［17］，为此，运算选择的起始高度为100 m、500 m和1000 m，时间为120 h，聚类分析采用36 h 的聚类时间+1 h的聚类时间间隔。

2 结果与分析

2.1 大气降水的化学组成

图2 天山科其喀尔冰川末端降水化学组成与其他区域对比Fig.2 Comparison of mean weighted concentrations of major ions in precipitation at the end of the Koxkar Glacier with other areas

图3 科其喀尔冰川末端近地层风向与风频的分布状况Fig.3 Wind direction and wind frequency distribution in the near-surface layer at the end of the Koxkar Glacier

此外，降水的EC均值从6月49.54 μS·cm-1上升至9月的68.84 μS·cm-1，增加了38.96%，总离子浓度均值也由888.81 μeq·L-1增加到1305.89 μeq·L-1，增加高达46.93%，而同期pH 均值由7.97 下降到7.70（表1）。降水过程中气温、总辐射和风速值与各离子浓度之间相关性较差，表明采样过程可靠，离子浓度未明显受蒸发作用的影响。除了物质来源因素外，一般认为降水中离子浓度的变化，主要受到降水量的控制［24］，这种现象在本区非常显著，降水中EC 和总离子浓度与降水量之间存在显著的幂指数关系（图4a）。但降水量对溶质的稀释作用在月尺度上并不显著（图4b，图4c），根本原因是区域性降水中可溶性物质浓度与水化学组成类型主要受溶质来源及其补给强度的支配［40］（图2）。中亚地区及塔里木盆地夏季不断升高的气温和蒸发强度，是增强粉尘进入大气而形成降水溶质的直接原因［9］；其次，随大陆高压减弱至消失的过程中，西风环流季节性地增强，从中亚输送的粉尘物质增多［26,38］，也可能是改变区域降水化学组成的重要因素。

图4 降水中总离子浓度和EC对降水量变化的响应Fig.4 Response of total ion concentration and conductivity to changes in precipitation

2.2 溶质的来源

表2 降水中主要溶质参数的因子分析（样本数n=134）Tab.2 Factor analysis of main solute parameters in precipitation（Number of samples n=134）

表3 科其喀尔冰川末端降水中离子组分相对于海洋和地壳源的富集因子Tab.3 The enrichment factor of ion concentration in precipitation at the end of the Koxkar Glacier relative to ocean and crustal sources

表4 不同来源对研究区降水主要离子的贡献比例Tab.4 The contribution ratio of different sources to the main ions in precipitation at the end of the Koxkar Glacier /%

2.3 水汽的后向轨迹追踪分析

图5 基于Hysplit后向轨迹模式的降水气团来源Fig.5 Sources of precipitation air masses based on Hysplit backward-trajectory model

表5 不同来源的降水及各离子雨量加权的平均浓度Tab.5 Percentage of different source trajectories and mean weighted concentrations of major ions in precipitation at the end of the Koxkar Glacier

局地环流（路径3）补给水汽的降水频次和降水（量）分别占采样期的33.39%和43.42%，但2014 年夏季补给水汽的降水频次和降水（量）分别占当年的40.58%和52.43%，约是2013 年的1.55 倍和1.53倍（表5）。然而，虽然二者的降水中各离子平均浓度略有差异，但总离子平均浓度相近，分别为1414.16 μeq·L-1和1497.83 μeq·L-1，相差不足6%。另外，2013 年表征水汽来源路径4 支流可能是东亚季风的结果，即“春风偶度玉门关”所致［45］，也有可能是塔里木盆地内部地表蒸散发补给所致，但是补给水汽而形成降水的频次和降水量分别占2013 年的3.08%和7.06%（表5），与2014年自帕米尔高原经昆马力克河河谷的路径4′补给平均，二者的降水频次和降水量（以降水量为权重）仅占研究期的2.26%和3.54%，基本可以忽略。

3 结论