第34卷第3期 地理科学进展 2015年3月 Progress in Geography Mar.2015 大气水汽氢氧同位素观测研究进展 理论基础、观测方法和模拟 柳景峰',丁明虎3,效存德12 (1.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室,兰州730000 2.中国气象科学研究院极地气象研究所,北京1081;3.国家气候中心雪冰一气溶胶分析实验室,北京100037 摘要:大气水汽氢氧稳定同位素是认识大气环流和水循环的重要信息指标,本文从影响水汽稳定同位素含量的 物理过程入手,即源区蒸发、传输及凝结等方面,系统介绍了影响水汽氢氧稳定同位素的平衡分馏和动力分馏的理 论基础;回顾了传统观测方法、近期发展的激光光谱仪及卫星遥感红外光谱仪等大气水汽同位素观测新手段,重点 分析了光谱仪及遥感观测方法的优势及应用,表明实时观测和遥感监测成为目前水汽同位素研究的主要手段;总 结了目前大气水汽同位素观测研究在同位素基础理论、地表过程等方面的主要进展,汇总分析了大气水汽同位素 环流模型的发展和应用,表明同位素环流模型在全球及区域气候过程、古气候恢复以及环境信息重建方面具有独 特的优势,将会成为今后气候系统研究的新方法;最后提出水汽同位素研究的新焦点即高时空分辨率的实时观测 氢氧同位素的新指标如过量"O以及同位素气候模型的发展完善及应用。 关键词:大气水汽同位素;同位素分馏;水汽同位素观测;水循环 1大气水汽氢氧稳定同位素研究意义相关的古气候重建以及生态系统碳水循环、全球气 候模型(GCMs)修正等领域。 自然界中不同形式的水分子(H2°O,HDO 大气水汽中的同位素含量化比率受一系列水循 H2O)存在质量和组合形式的差别,导致在不同气环过程影响,如海洋表面蒸发影响到全球大气水汽 象条件下相态转化中的同位素分馏,所以水体稳定同位素比率的初始背景值,陆面蒸发则使得大气水 同位素的含量差异反映了其形成过程中水汽交换汽同位素比率进一步降低,气团混合造成大气水汽 及传输等物理特征,因此被作为信息追踪指标广泛同位素比率重新调整,甚至植物茎叶的呼吸作用和 应用于古气候重建和水循环研究中。尤其是极地蒸腾作用也会对区域内的大气水汽同位素比率产 冰芯中的同位素比率被用于重建过去的气温(Dans生影响。目前,对以上大气水汽同位素比率的变化 gard,1953;, Jouzel,200),近来又用中低纬高海拔过程研究已经有了系统的认识 Craig et al,1965 冰芯和石笋来重建古气候以及降水率( Thompson Gat,,1996, Yakir et al.,2000 beringer et al,,2002 eta,1997; Hoffmann et al,2003, Ramirez et a, Noone,2008)。在此基础上目前研究的关注点则是 2003)。另外水体稳定同位素在大气水循环及大气大气水汽同位素,尤其是生态系统的碳水循环,流 环流模拟等方面具有独特的优势 Sturm et al,2010,域尺度的水量平衡以及降水过程等( Yakir et al Noone et al,2011),因此水体氢氧稳定同位素(H,2000 Yepez et al,,2003; Williams et al,2004)。尽管 o)不仅应用于同位素水文学,如地表水汽源区分基于传统的观测方法已经取得了一定的认识,但空间 析及动力驱动过程等研究,而且应用于与大气环流度上大气水汽同位素的认识仍有限,制约了同位 收稿日期:2014-09;修订日期:2015-02。 基金项目:国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2013CBA01804);极地科学战略基金项目(201203015);国家自然科学基 项目(41206179) 作者简介:柳景峰(1984-),男,甘肃庄浪人,博士研究生,主要从事极地冰冻圈研究,E-mai: liujingfeng732@126com。 引用格式:柳景峰丁明虎,效存德2015.大气水汽氢氧同位素观测研究进展:理论基础、观测方法和模拟门地理科学进展,34(3)340-353 [Liu J F, Ding M H, Xiao C D. 2015. Review on atmospheric water vapor isotopic observation and research: theory, method and model- ing. Progress in Geography, 34(3) 340-353.. DOL: 10.11820/dlkxjz201503.009 340-353页
大气水汽氢氧同位素观测研究进展 ——理论基础、观测方法和模拟 柳景峰1 ，丁明虎1,2,3 ，效存德1,2 (1. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室，兰州 730000； 2. 中国气象科学研究院极地气象研究所，北京 100081；3. 国家气候中心雪冰—气溶胶分析实验室，北京 100037) 摘 要：大气水汽氢氧稳定同位素是认识大气环流和水循环的重要信息指标，本文从影响水汽稳定同位素含量的 物理过程入手，即源区蒸发、传输及凝结等方面，系统介绍了影响水汽氢氧稳定同位素的平衡分馏和动力分馏的理 论基础；回顾了传统观测方法、近期发展的激光光谱仪及卫星遥感红外光谱仪等大气水汽同位素观测新手段，重点 分析了光谱仪及遥感观测方法的优势及应用，表明实时观测和遥感监测成为目前水汽同位素研究的主要手段；总 结了目前大气水汽同位素观测研究在同位素基础理论、地表过程等方面的主要进展，汇总分析了大气水汽同位素 环流模型的发展和应用，表明同位素环流模型在全球及区域气候过程、古气候恢复以及环境信息重建方面具有独 特的优势，将会成为今后气候系统研究的新方法；最后提出水汽同位素研究的新焦点即高时空分辨率的实时观测、 氢氧同位素的新指标如过量17O以及同位素气候模型的发展完善及应用。 关 键 词：大气水汽同位素；同位素分馏；水汽同位素观测；水循环 1 大气水汽氢氧稳定同位素研究意义 自然界中不同形式的水分子(H2 16O，HDO， H2 18O)存在质量和组合形式的差别，导致在不同气 象条件下相态转化中的同位素分馏，所以水体稳定 同位素的含量差异反映了其形成过程中水汽交换 及传输等物理特征，因此被作为信息追踪指标广泛 应用于古气候重建和水循环研究中。尤其是极地 冰芯中的同位素比率被用于重建过去的气温(Dansgaard, 1953; Jouzel, 2003)，近来又用中低纬高海拔 冰芯和石笋来重建古气候以及降水率(Thompson et al, 1997；Hoffmann et al, 2003; Ramirez et al, 2003)。另外水体稳定同位素在大气水循环及大气 环流模拟等方面具有独特的优势(Sturm et al, 2010; Noone et al, 2011)，因此水体氢氧稳定同位素( 2 H， 18O)不仅应用于同位素水文学，如地表水汽源区分 析及动力驱动过程等研究，而且应用于与大气环流 相关的古气候重建以及生态系统碳水循环、全球气 候模型(GCMs)修正等领域。 大气水汽中的同位素含量/比率受一系列水循 环过程影响，如海洋表面蒸发影响到全球大气水汽 同位素比率的初始背景值，陆面蒸发则使得大气水 汽同位素比率进一步降低，气团混合造成大气水汽 同位素比率重新调整，甚至植物茎叶的呼吸作用和 蒸腾作用也会对区域内的大气水汽同位素比率产 生影响。目前，对以上大气水汽同位素比率的变化 过程研究已经有了系统的认识(Craig et al, 1965; Gat, 1996; Yakir et al, 2000; Ehleringer et al, 2002; Noone, 2008)。在此基础上目前研究的关注点则是 大气水汽同位素，尤其是生态系统的碳水循环，流 域尺度的水量平衡以及降水过程等(Yakir et al, 2000; Yepez et al, 2003; Williams et al, 2004 )。尽管 基于传统的观测方法已经取得了一定的认识，但空间 尺度上大气水汽同位素的认识仍有限，制约了同位 收稿日期：2014-09；修订日期：2015-02。 基金项目：国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2013CBA01804)；极地科学战略基金项目(201203015)；国家自然科学基 金项目(41206179)。 作者简介：柳景峰(1984-)，男，甘肃庄浪人，博士研究生，主要从事极地冰冻圈研究，E-mail: liujingfeng7732@126.com。 引用格式：柳景峰, 丁明虎, 效存德. 2015. 大气水汽氢氧同位素观测研究进展: 理论基础、观测方法和模拟[J]. 地理科学进展, 34(3): 340-353. [Liu J F，Ding M H，Xiao C D. 2015. Review on atmospheric water vapor isotopic observation and research: theory, method and modeling[J]. Progress in Geography, 34(3): 340-353.]. DOI: 10.11820/dlkxjz.2015.03.009 340-353页 第34卷 第3期 2015年3月 地 理 科 学 进 展 Progress in Geography Vol.34, No.3 Mar. 2015
第3期 柳景峰等:大气水汽氢氧同位素观测研究进展 41 素方法在认识地球过程和生命过程中的推广应用。监测和模拟,尤其是大气水汽中稳定同位素以及向 具体而言,大气中的稳定同位素水分子,是水南极大陆传输过程中稳定同位素的变化的观测研 循环过程中水汽源区与最终降水之间的可变中间究。因此,迫切需要加强大气水汽同位素监测手 产物,认识它有助于明确我们对水循环过程的了段,以加深对水汽同位素的认识。 解。自从1961年国际原子能机构(AEA)和世界气 象组织(WMO联合建立全球降水同位素观测网络2水汽同位素的理论基础 (GNP)以来,收集了超过500个站点的降水同位素 数据和相应的气象数据,使我们对全球水体稳定同 在全球气候系统综合研究背景下,利用大气水 位素的监测认识有了很大的进步,尤其是降水中稳汽氢氧稳定同位素比率(OO,HH)解读气候及 定同位素分布和影响的物理过程。但目前对控制水循环信息,不仅需要建立在对水体同位素与相关 水体同位素运移过程的认识仍然有限,主要集中在气候因素相互作用机制的认识基础上:如与气温、 地表最终降水同位素观测大尺度水平对流、大气降水量、湿度等有关的蒸发、凝结、凝华以及再蒸发 边界层的垂直混合运动、云的微物理特征以及气一等,而且是基于研究区域内水体同位素转移转化机 水/冰界面过程中基本物理模型的构建等其中有关制的建立。换言之,大气环境中所有的同位素转化 地表物质能量循环及地球生物过程研究是其核过程,即从洋面的蒸发、水平及垂直层面上大气水 心。但这方面大气水汽同位素观测研究更是有限,体的运移传输、成云致雨的过程以及云底的变化等 方面是由于大气水汽物理过程本身的复杂性,另过程都应有定量的分析和描述工具这是目前认识 方面是由于大气水汽同位素观测手段限制了水和分析同位素水循环的依据和基础,也是同位素模 汽同位素高时空分辨率实测资料的获取 型参数化系统所依赖的的基础。以下概要介绍大 与降水同位素观测相比,水汽同位素观测更为气水汽同位素分馏及转化各环节的理论基础。 复杂,但它可以提供比降水更加重要的信息,能更2,1平衡分馏和动力分馏的影响因子认识 直接全面地反映水循环过程中同位素转化机制,因 我们所观测的自然水体中H和"O含量变化主 为水汽稳定同位素的观测不受季节(如非雨季)和天要依赖于重水分子H"0、H°O蒸发过程中的留 气(如晴天)的影响,即不只局限于雨天采样监测,而存量以及凝结凝华)过程中向液态(固态)水的转移 且也不受地域如干早区的限制,具有全时域和全空量。这种同位素差别现象用分馏系数a表征,其定 域观测的优点;另外,可避免降水采样中的部分信义为液态(或固态)水中重同位素含量浓度)与水汽 息失真问题,可以避免雨滴在降落过程中与不同高中重同位素含量(浓度)的比值,即a=RR>1。在热 度的水汽同位素交换以及再蒸发等过程而造成原力平衡系统中,分馏系数可表示为普通水(HO)的 始水汽信息失真( Bolin,1959);除此之外,大气中的 O.和C同位素组成是反映碳水循环过程中植被的比值。根据已有的研究Mpe91: Bender 对气候反馈的有力工具( Farquhar et al,1993;Bend etal,1994),其主要的控制因子是温度。温度决定 er,1994)。但这一过程中最关键的是要确定植物叶 片中的同位素组成(由植被叶片中CO/HO同位素 的"O、H平衡分馏实验模型先后由 Majoube(1971) 交换量以及叶片中的水生产O2量决定),而叶片中 和 Horita等(1994)从实验得出,如以下公式所示 na1-=1137/72-04156/7-000207 同位素组成的相对富集或贫化则是基于对环境中 大气水汽同位素背景值的准确掌握,因此对大气水 (1)(Majoube, 1971) 汽同位素监测的不足造成对植物叶片中同位素组 na1=03504×(10°/7)-1.6664×(10/72)+ 成变化认识的不确定性。另外,在冰芯反映古气候领 67123×(1/1)-7685×10°3 域,核心指标温度所依赖的雪冰稳定同位素(H,"O (2)(Horita et al, 1994) 会不同程度地受降水的季节变化、水汽来源、水汽 H/H na-、=2484472-76248/7+00526 传输过程及沉积后过程等影响,使得利用南极冰芯 (3)(Majoube, 1971) 中稳定同位素恢复过去气候变化变得更为复杂 a1-、=1.1588×(7/10)-1.6201×(72/105)+ 为辨识这些因素对冰芯稳定同位素气候记录的干 079484×(710)-161.04×10-3+2.9992×(1073) 扰程度,需进一步加强氢、氧稳定同位素现代过程 (4)(Horita et al, 1994)
第3期 柳景峰 等：大气水汽氢氧同位素观测研究进展 素方法在认识地球过程和生命过程中的推广应用。 具体而言，大气中的稳定同位素水分子，是水 循环过程中水汽源区与最终降水之间的可变中间 产物，认识它有助于明确我们对水循环过程的了 解。自从1961年国际原子能机构(IAEA)和世界气 象组织(WMO)联合建立全球降水同位素观测网络 (GNIP)以来，收集了超过500个站点的降水同位素 数据和相应的气象数据，使我们对全球水体稳定同 位素的监测认识有了很大的进步，尤其是降水中稳 定同位素分布和影响的物理过程。但目前对控制 水体同位素运移过程的认识仍然有限，主要集中在 地表最终降水同位素观测、大尺度水平对流、大气 边界层的垂直混合运动、云的微物理特征以及气— 水/冰界面过程中基本物理模型的构建等，其中有关 地表物质能量循环及地球生物过程研究是其核 心。但这方面大气水汽同位素观测研究更是有限， 一方面是由于大气水汽物理过程本身的复杂性，另 一方面是由于大气水汽同位素观测手段限制了水 汽同位素高时空分辨率实测资料的获取。 与降水同位素观测相比，水汽同位素观测更为 复杂，但它可以提供比降水更加重要的信息，能更 直接全面地反映水循环过程中同位素转化机制，因 为水汽稳定同位素的观测不受季节(如非雨季)和天 气(如晴天)的影响，即不只局限于雨天采样监测，而 且也不受地域如干旱区的限制，具有全时域和全空 域观测的优点；另外，可避免降水采样中的部分信 息失真问题，可以避免雨滴在降落过程中与不同高 度的水汽同位素交换以及再蒸发等过程而造成原 始水汽信息失真(Bolin, 1959)；除此之外，大气中的 O2和 CO2同位素组成是反映碳水循环过程中植被 对气候反馈的有力工具(Farquhar et al, 1993; Bender, 1994)。但这一过程中最关键的是要确定植物叶 片中的同位素组成(由植被叶片中CO2/H2O同位素 交换量以及叶片中的水生产 O2量决定)，而叶片中 同位素组成的相对富集或贫化则是基于对环境中 大气水汽同位素背景值的准确掌握，因此对大气水 汽同位素监测的不足造成对植物叶片中同位素组 成变化认识的不确定性。另外，在冰芯反映古气候领 域，核心指标温度所依赖的雪冰稳定同位素( 2 H, 18O) 会不同程度地受降水的季节变化、水汽来源、水汽 传输过程及沉积后过程等影响，使得利用南极冰芯 中稳定同位素恢复过去气候变化变得更为复杂。 为辨识这些因素对冰芯稳定同位素气候记录的干 扰程度，需进一步加强氢、氧稳定同位素现代过程 监测和模拟，尤其是大气水汽中稳定同位素以及向 南极大陆传输过程中稳定同位素的变化的观测研 究。因此，迫切需要加强大气水汽同位素监测手 段，以加深对水汽同位素的认识。 2 水汽同位素的理论基础 在全球气候系统综合研究背景下，利用大气水 汽氢氧稳定同位素比率( 18O/16O, 2 H/1 H）解读气候及 水循环信息，不仅需要建立在对水体同位素与相关 气候因素相互作用机制的认识基础上：如与气温、 降水量、湿度等有关的蒸发、凝结、凝华以及再蒸发 等，而且是基于研究区域内水体同位素转移转化机 制的建立。换言之，大气环境中所有的同位素转化 过程，即从洋面的蒸发、水平及垂直层面上大气水 体的运移传输、成云致雨的过程以及云底的变化等 过程都应有定量的分析和描述工具，这是目前认识 和分析同位素水循环的依据和基础，也是同位素模 型参数化系统所依赖的的基础。以下概要介绍大 气水汽同位素分馏及转化各环节的理论基础。 2.1 平衡分馏和动力分馏的影响因子认识 我们所观测的自然水体中2 H和18O含量变化主 要依赖于重水分子 H2 18O、1 H2 H16O 蒸发过程中的留 存量以及凝结(凝华)过程中向液态(固态)水的转移 量。这种同位素差别现象用分馏系数α表征，其定 义为液态(或固态)水中重同位素含量(浓度)与水汽 中重同位素含量(浓度)的比值，即α=Rl/Rv>1。在热 力平衡系统中，分馏系数可表示为普通水(H2O)的 饱和水汽压与“重水”(H2 18O或1 H2 H16O)饱和水汽压 的比值。根据已有的研究(Majoube, 1971; Bender et al, 1994)，其主要的控制因子是温度。温度决定 的18O、2 H平衡分馏实验模型先后由Majoube(1971) 和Horita等(1994)从实验得出，如以下公式所示： 18O/16O: ln αl - v =1137 T2 - 0.4156 T - 0.00207 (1) (Majoube, 1971) ln αl - v = 0.3504 ×(106 /T3 )- 1.6664 ×(103 /T2 ) + 6.7123 ×(1/T)- 7.685 × 10-3 (2) (Horita et al, 1994） 2 H/1 H: ln αl - v = 24844 T2 - 76.248 T + 0.0526 (3) (Majoube, 1971) ln αl - v = 1.1588 ×(T3 /109 )-1.6201 ×(T2 /106 ) + 0.79484 ×(T/103 )-161.04 × 10-3 + 2.9992 ×(106 /T3 ) (4) (Horita et al, 1994) 341
342 地理科学进展 第34卷 式中:表示液态水,v表示水汽,a1-、(RR)为液态相致雨的整个循环过程,都受不同大气状况影响而具 对于水汽中重同位素分馏系数;T为开氏温度。 有不同的分馏效应,以下简要介绍对各个水循环过 但实际上自然条件下很少有理想的热力平衡程的理论认识。 状态,比如开敞水体在水面相对湿度低于100%时 海面蒸发的水汽相对海水而言同位素较为贫 表层水向大气中的蒸发:这种情况下,轻重水分子化, Craig等(1965)提出了定量描述净蒸发通量同位 透过水一气粘滞边界层逸散至自由大气层,导致了素组成δ的模型 进一步的分馏一动力分馏。动力分馏主要受不同 =[)-5h-4/(-b)+10×△(5) 同位素水分子在空气中的扩散、蒸发表面的湿度亏式中:61和分别为海表蒸发面和自由大气水汽 损(100%h%)、甚至蒸发表层的温度等影响(Meri vat et al,1975,1979)。不同条件下水体蒸发的动力 的同位素组成;h4为自由大气的相对湿度;a为平 分馏定量描述见表1 衡分馏系数;E为蒸发过程中的同位素总富集系数 目前对平衡分馏的认识已经较为清楚,但对动 平衡分馏富集和动力分馏富集);△e为分馏富集 力分馏的实验及理论认识仍有待深入。水汽传输系数。 过程中的动力分馏主要有以下3种情况:开敞水体 气团水汽在湿绝热上升成云过程中的凝结使 的蒸发( Merlivat et al,.1979),气温低于-20℃时过饱得水汽同位素更加贫化,因为重水分子H2O和 和情况下气态向固态的凝华( Jouzel et a,1984),以 HH"O更易于形成雨滴和冰晶,降雨前没有水汽损 及非饱和雨滴下降过程中液态雨滴的再蒸发以及失的气一水(冰)两相系统中海洋云气团同位素组 成可简单描述如下 与周围非饱和空气的同位素交换作用( Stewart 1975)。这些非热力平衡过程中的水分子扩散差异 (6+)+(a- 是动力分馏的核心问题。 式中:6为凝结前水汽中的初始同位素含量;a。 22水循环中从蒸发至降雨过程的同位素分馏理论是云团温度对应的平衡分馏系数;L是气团系统中 大气水汽中同位素含量从其源区蒸发到成 总绝对湿度的云一水比例,其变化范围较大,但平 表1水体蒸发时的同位素动力分馏效应 Tab. I Kinetic fractionation effect of water isotopes during evaporation 1水汽分子扩散 FID/D) D/D=1.0251(H);D/D= 285("O) E=25.1(%)(H,c=285(%a)("O) 式中:c表示某反应系统中生成物的同位素组成相对于反应物中同位素组成的富集程度;D、D 为空气中HO和HHO(H2"O的分子扩散系数 D(H2"OyD(HD"O=1.0164;D(H"OD(H2"O=1.0319 ( Cappa et al, 2003) c=164%(H);E4=31.9%a(O 式中:E4表示某反应系统中生成物的同位素组成相对于反应物中同位素组成的富集程度;扩散 系数D表示一种物质在另一种介质(或真空)内的运动过程中,同一元素的不同同位素分子的扩 散速度的差异。 2陆地环境风洞实验一分馏富集系数△E (ogt,1976) E=124(1-ha)(%c)(H) △E=141-h2)(%)("O) 式中h为蒸发表面以上10m处相对湿度/% 3海洋环境 (Merlivat et al, 1979) .=(4/(k-1)1-h), 无风海表(1<-7m/s):k4=62%;k=5.5% 风浪海表(u7ms):k1=3.5%;k=3.1% 式中:k为动力分馏常数;hn为10m高处大气相对湿度;a为10m高处风速;km和k分别表示"O 和原子的化学反应平衡常数
地 理 科 学 进 展 第34卷 式中：l表示液态水，v表示水汽，αl - v (Rl/Rv)为液态相 对于水汽中重同位素分馏系数；T 为开氏温度。 但实际上自然条件下很少有理想的热力平衡 状态，比如开敞水体在水面相对湿度低于 100%时 表层水向大气中的蒸发：这种情况下，轻重水分子 透过水—气粘滞边界层逸散至自由大气层，导致了 进一步的分馏—动力分馏。动力分馏主要受不同 同位素水分子在空气中的扩散、蒸发表面的湿度亏 损(100%~h%)、甚至蒸发表层的温度等影响(Merlivat et al, 1975, 1979)。不同条件下水体蒸发的动力 分馏定量描述见表1。 目前对平衡分馏的认识已经较为清楚，但对动 力分馏的实验及理论认识仍有待深入。水汽传输 过程中的动力分馏主要有以下3种情况：开敞水体 的蒸发(Merlivat et al, 1979)，气温低于-20℃时过饱 和情况下气态向固态的凝华(Jouzel et al, 1984)，以 及非饱和雨滴下降过程中液态雨滴的再蒸发以及 与周围非饱和空气的同位素交换作用(Stewart, 1975)。这些非热力平衡过程中的水分子扩散差异 是动力分馏的核心问题。 2.2 水循环中从蒸发至降雨过程的同位素分馏理论 大气水汽中同位素含量从其源区蒸发到成云 致雨的整个循环过程，都受不同大气状况影响而具 有不同的分馏效应，以下简要介绍对各个水循环过 程的理论认识。 海面蒸发的水汽相对海水而言同位素较为贫 化，Craig等(1965)提出了定量描述净蒸发通量同位 素组成 δE 的模型： δE = [(δL /αe)-δAhA - ε] [(1 - hA) + 10 ] -3 × Δε (5) 式中：δL 和 δA 分别为海表蒸发面和自由大气水汽 的同位素组成；hA 为自由大气的相对湿度；αe 为平 衡分馏系数；ε 为蒸发过程中的同位素总富集系数 (平衡分馏富集和动力分馏富集)；Δε 为分馏富集 系数。 气团水汽在湿绝热上升成云过程中的凝结使 得水汽同位素更加贫化，因为重水分子 H2 18O 和 1 H2 H16O更易于形成雨滴和冰晶，降雨前没有水汽损 失的气—水（冰）两相系统中海洋云气团同位素组 成可简单描述如下： δ V = (δ V ) O + 1 [1 + (αe - 1)L] -1 - 1 (6) 式中：δ VO 为凝结前水汽中的初始同位素含量；αe 是云团温度对应的平衡分馏系数；L是气团系统中 总绝对湿度的云—水比例，其变化范围较大，但平 表1 水体蒸发时的同位素动力分馏效应 Tab.1 Kinetic fractionation effect of water isotopes during evaporation 动力分馏 1 水汽分子扩散 εk = [(D D ) ] I - 1 × 103 D DI = 1.0251 ( 2 H); D DI = 1.0285 ( 18O) εk =25.1(‰) (2 H); εk =28.5(‰) (18O) 式中：εk 表示某反应系统中生成物的同位素组成相对于反应物中同位素组成的富集程度；D、DI 为空气中H2O和1 H2 HO(H2 18O)的分子扩散系数。 D(H2 16O)/D(HD16O)=1.0164; D(H2 16O)/D(H2 18O)=1.0319 εk =16.4/‰( 2 H)；εk =31.9/‰( 18O) 式中：εk 表示某反应系统中生成物的同位素组成相对于反应物中同位素组成的富集程度；扩散 系数D表示一种物质在另一种介质（或真空）内的运动过程中，同一元素的不同同位素分子的扩 散速度的差异。 2 陆地环境风洞实验—分馏富集系数 Δε Δε = 12.4(1 - hd) (‰) (2 H) Δε = 14.3(1 - hd) (‰) (18O) 式中：hd为蒸发表面以上10 m处相对湿度/%。 3 海洋环境 εk = (k (k - 1))(1 - h10) ，εk /‰ 无风海表（17 m/s）: k18 =3.5‰；kD =3.1‰ 式中：k 为动力分馏常数；h10 为10 m高处大气相对湿度；u为10 m高处风速；k18和 kD 分别表示18O 和2 H原子的化学反应平衡常数。 引证 (Merlivat, 1978) (Cappa et al, 2003) (Vogt, 1976) (Merlivat et al, 1979) 342
第3期 柳景峰等:大气水汽氢氧同位素观测研究进展 343 均值约为0. I(Liljequist et a,1979)。 位素富集/贫化均值。 在随后气团水平或垂直移向更冷区域过程中 在水循环的各个环节中,最受关注的是3类情 的湿绝热冷却和重水分子在降水过程中的选择性况下的动力分馏,即:开敞水体表面蒸发、低温过饱 损耗,导致剩余水汽中同位素的进一步贫化。假设和凝华以及雨滴再蒸发,其理论模型如下 的封闭气团在这一过程中的同位素变化则可用瑞 开敞水体的蒸发可用以下公式描述( Merlivat 利分馏模型来描述( Dansgaard,1964) etal,1979): R. -hR (11) 1=a(、+1)-1 式中:6和1分别代表云中雨滴形成降落过程中 1-(Bx+C)V≥ 气相和液相水同位素组成;是水汽初始同位素式中:R,R和R2分别为海表蒸发水汽的同位 组成;F是残余水汽量占原始水汽量的比例;a是雨素比率,海表水同位素比率以及周围大气水汽同位 滴冰晶形成过程中的有效分馏系数。但是瑞利分素比率;a。为平衡分馏系数;am为开敞水体表面 馏模型却忽略了全球水汽循环中的紊流/对流混合,水汽的分馏系数,由式(12)得到;为风速(ms);h 尤其是经向和垂直方向上的紊流混合(因为垂直方为相对湿度;A、B、C为常数,相对"0为0006 向上的涡流扩散系数约为10°cm…s量级,而水平0002856000:0应D为00028,0038和 方向则在10°cm2·s量级)( Eriksson,1965)。 0.0007216 基于瑞利分馏模型可以推导对流层氢氧稳定 过饱和状态下的凝结凝华用公式可描述为 同位素的垂直分布,假设湿绝热递减均值为6℃m,( Ciais et al,99:am=ama 对流层各高度相对湿度为常量h,则绝对湿度可表 示为海拔高度的函数( Sonntag et al,1983) (D/(S-1)+ (13) q: =4.8xhx[exp( /To)exp(=/=](9) S -wTT<-20 式中:T为地表气温;h为相对湿度;T为特征温度 288K;为大气水汽分布高度(25km)。近地面饱 式中:am为实际分馏系数;am为中间变量;a为 和水汽绝对湿度q。=48×cr7/)。水汽随海拔平衡分馏系数;D、D为重同位素水分子与普通水 分子的扩散系数;T为气温/C;S为用温度表征的过 高度的递减由exp(-=)表征。 饱和比例,w为常数。 因此根据瑞利分馏的假设条件,对流层大气水 雨滴降落过程中的蒸发和同位素交换分馏模 汽同位素组成可表示为海拔高度:的函数Smg为( Stewart,1975: =(1+0)(-a-]小-}(0 m-P(R, -, (15) 式(10)也反映出对流层水汽中H和"O含量随 h B=1=,1、m=a(D∥D)(-)(6) 海拔高度呈指数减少,递减率分别为-40%a/km(H 和-5%0km("O)。很明显,对流层底部同位素递减式中:m为雨滴体积;R为雨滴同位素比率;R为 率更大,而在对流层以上,一般认为甲烷氧化可能周围空气同位素比率;为平衡分留系数;D、D 是平流层水汽的来源之一。 Rozanski等(1982通过为重同位素水分子与普通水分子的扩散系数;为 对对流层底部氢同位素实验数据以及考虑大气不自由度,赋值058;h为相对湿度;n为雨滴冲并 同高度降水过程同位素交换作用的一维模型,得出次数 了对流层的氢同位素垂向递减变化规律。基于适 上述公式整合可表述为 当的假设条件,利用已有的同位素分馏理论基础可 通过地表观测的月均或季均绝对湿度估算可降水 进而通过内陆的可降水与水汽源区可降水的比率 R,=[9o+(go-mR. q (18) 表征进入内陆水汽的降水率,在此基础上运用瑞利式中:下标0表示未分馏之前的状态,q和m分别 分馏模型来计算进入内陆的水汽和降水最终的同表示同位素水汽量和雨滴量;c为同位素平衡态雨滴
第3期 柳景峰 等：大气水汽氢氧同位素观测研究进展 均值约为0.1(Liljequist et al, 1979)。 在随后气团水平或垂直移向更冷区域过程中 的湿绝热冷却和重水分子在降水过程中的选择性 损耗，导致剩余水汽中同位素的进一步贫化。假设 的封闭气团在这一过程中的同位素变化则可用瑞 利分馏模型来描述(Dansgaard, 1964)： δV = (δO + 1)F(α - 1) - 1 (7) δL = αe(δV + 1) - 1 (8) 式中：δV 和 δL 分别代表云中雨滴形成降落过程中 气相和液相水同位素组成；δO 是水汽初始同位素 组成；F是残余水汽量占原始水汽量的比例；α 是雨 滴/冰晶形成过程中的有效分馏系数。但是瑞利分 馏模型却忽略了全球水汽循环中的紊流/对流混合， 尤其是经向和垂直方向上的紊流混合(因为垂直方 向上的涡流扩散系数约为105 cm2 ·s -1 量级，而水平 方向则在1010cm2 ·s -1 量级）(Eriksson, 1965）。 基于瑞利分馏模型可以推导对流层氢氧稳定 同位素的垂直分布，假设湿绝热递减均值为-6℃·km-1 ， 对流层各高度相对湿度为常量h，则绝对湿度可表 示为海拔高度z的函数(Sonntag et al, 1983)： qz = 4.8 × h ×[exp(Tg /To)][exp(-z/zs )] (9) 式中：Tg为地表气温；h 为相对湿度；T0为特征温度 288 K；zs 为大气水汽分布高度(2.5 km)。近地面饱 和水汽绝对湿度 qg = 4.8 × exp(Tg /To) 。水汽随海拔 高度的递减由 exp(-z/zs ) 表征。 因此根据瑞利分馏的假设条件，对流层大气水 汽同位素组成可表示为海拔高度z的函数(Sonntag et al, 1983)： δz = (1 + δo){exp[1 - [αe - 1](z/zs )] - 1} (10) 式(10)也反映出对流层水汽中2 H和18O含量随 海拔高度呈指数减少，递减率分别为-40‰/km(2 H) 和-5‰/km(18O)。很明显，对流层底部同位素递减 率更大，而在对流层以上，一般认为甲烷氧化可能 是平流层水汽的来源之一。Rozanski等(1982)通过 对对流层底部氢同位素实验数据以及考虑大气不 同高度降水过程同位素交换作用的一维模型，得出 了对流层的氢同位素垂向递减变化规律。基于适 当的假设条件，利用已有的同位素分馏理论基础可 通过地表观测的月均或季均绝对湿度估算可降水， 进而通过内陆的可降水与水汽源区可降水的比率 表征进入内陆水汽的降水率，在此基础上运用瑞利 分馏模型来计算进入内陆的水汽和降水最终的同 位素富集/贫化均值。 在水循环的各个环节中，最受关注的是3类情 况下的动力分馏，即：开敞水体表面蒸发、低温过饱 和凝华以及雨滴再蒸发，其理论模型如下： 开敞水体的蒸发可用以下公式描述(Merlivat et al, 1979)： RE = αk_mv Rsea /αe - hRa 1 - h (11) αk_mv = { 1 - A V < 7 1 -(B × V + C) V ≥ 7 (12) 式中：RE ，Rsea 和 Ra 分别为海表蒸发水汽的同位 素比率，海表水同位素比率以及周围大气水汽同位 素比率；αe 为平衡分馏系数；αk_mv 为开敞水体表面 水汽的分馏系数，由式(12)得到；V为风速 /(m/s) ；h 为相对湿度；A、B、C 为常数，相对 18O 为 0.006， 0.000285 和 0.00082；对应 D 为 0.00528，0.0002508 和 0.0007216。 过饱和状态下的凝结/凝华用公式可描述为 (Ciais et al, 1994)：αeff = αk_jmαe αk_jm = S αe(D/ ′ )(S - 1) + 1 (13) S = {1 T ≥ -20 1 - wT T < -20 (14) 式中：αeff 为实际分馏系数；αk_jm 为中间变量；αe 为 平衡分馏系数；D′、D 为重同位素水分子与普通水 分子的扩散系数；T为气温/℃；S为用温度表征的过 饱和比例，w为常数。 雨滴降落过程中的蒸发和同位素交换分馏模 型为(Stewart, 1975)： m dRr dm = β(Rr - γRv) (15) β = 1 - μ μ ，γ = αeh 1 - μ ，m = αe(D/D′) n (1 - h) (16) 式中：m为雨滴体积；Rr 为雨滴同位素比率；Rv 为 周围空气同位素比率；αe 为平衡分馏系数；D′ 、D 为重同位素水分子与普通水分子的扩散系数；µ为 自由度，赋值 0.58；h 为相对湿度；n 为雨滴冲并 次数。 上述公式整合可表述为： Rr = εé ë ê ù û (R ) ú r0 - γRv0 (m m0) β + γRv0 + (1 - ε)Rr0 (17) Rv = [q′0 + (q′0 - mRr)] q (18) 式中：下标0表示未分馏之前的状态，q′ 和 m′ 分别 表示同位素水汽量和雨滴量；ε 为同位素平衡态雨滴 343
344 地理科学进展 第34卷 体积比率,对流云设定为45%,层云设为95% 自的优势弥补传统方法的不足。激光光谱技术可 以上理论主要基于室内实验和有限的大气水以现场实时监测大气水汽同位素,提供高时间分辨 汽同位素的观测数据得出,大气水汽同位素实测数率水汽同位素信息;而卫星搭载的发射光谱仪则能 据的欠缺是目前同位素研究面临的最主要的问题提供全球尺度的同位素分布;附生植物可以用来重 之一,因此大气水汽同位素监测方法的研究是值得建生长季节所在地的大气水汽同位素比率。以下 关注的另一问题。 对上述四类方法分别作一介绍 3.1传统观测方法 3大气水汽同位素观测方法的进展 传统的水汽收集方法大概有四种,表2介绍各 方法的原理、优缺点和应用研究。 目前,大气水汽同位素实地监测数据的匮乏和3.2激光光谱仪和星载高分辨率发射光谱仪观测法 不足是大气水汽同位素研究的主要障碍之一。常 传统冷凝收集方法仍然是目前水汽收集的最 用的方法是基于降水观测利用瑞利分馏模型对近可靠的方法之一,但其本身的缺陷限制了大范围长 地表大气水汽同位素进行推理估算,但由于估算所时间观测的应用。目前用于直接观测大气水汽同 依赖的降水量以及决定平衡分馏的温度等存在不位素的新手段主要为激光光谱仪和星载发射光谱 确定性,所以目前的推导关系也不精准。因为实测仪,尤其是近年来光谱仪的发展和完善为同位素测 的水汽同位素数据太少,所以平衡分馏的推算仍是量提供了简易可行的手段。光谱仪原理不同于传 必须的手段。另一种方法是借助于全球及区域尺统的质谱测量原理,是基于连续波长的红外波谱被 度动力模型来模拟同位素分馏过程及含量变化(Ci-待测气体吸收之后的红外吸收光谱特征来定量待 ais et al,1997, Riley et al,2003),但这类模型在某些测气体含量的。根据这一原理成熟的光谱技术有 尺度上定量分析缺乏可靠性。要解决这些问题,必须以下两种:一种是离轴积分震腔输出光谱技术,即 对大气水汽同位素有全面系统的直接观测和认识。O- Axis Icos( Off- Axis Integrated Cavity Output 大气水汽同位素实地观测的重要性毋庸置疑, Spectroscopy),另一种是振腔衰荡光谱技术即 但由于观测手段的限制,实际观测数据在相当长时CRDS( Cavity Ring-Down- Spectorscopy) o Off-Axis 间里非常稀缺,直到最近几年光谱观测仪器的出现COS主要测定水及CO2中的同位素组成,CRDS则 才部分解决了这一问题。因为传统的大气水汽同主要测定水样及气体中的同位素组成。还有一种 位素观测是在收集大气水汽的基础上再利用标准是TDL一可调谐二极管激光吸收光谱技术。表3 质谱仪测量同位素相对含量,这些方法尽管可靠,简要总结了各自代表性的成熟仪器及目前的应用 但是工作量很大,而且需要大量的后勤准备,不适情况。 合野外大范围长时间的观测,制约了水汽同位素高 相对传统方法而言,光谱技术的优点非常明 时空分辨率监测。最近新出现的光学观测方法显:一是体积小,方便野外携带,缩短采样分析的时 激光光谱仪和高分辨率卫星搭载的发射光谱间间隔,可进行现场实时监测;二是相对于传统的 仪以及生物指标一景天酸代谢附生植物等,可以各IRMS仪,可同时测定8O和8H;三是测样成本较 表2四种水汽收集传统方法介绍 Tab 2 Traditional methods for gathering water vapor 水汽收集方法 原理 优点 液氮冷阱冷凝 液氮等冷凝剂约-0℃足够低的温度使水分子完需要持续供给液氮;冷阱极高的气流(>1L·m-)造成额外 环境下将水汽分子完全全凝结 的分馏或冰晶流失;极端制冷剂造成CO2和O2凝结 冷却凝结 Peltier制冷法 半导体制冷产生约 避免其他气体的过冷凝结冷凝温度不够低造成凝结水量少,不能满足质谱仪分析 -50℃的冷凝温度 的精度要求;有可能造成重同位素的富集,而富集校正又 需要精确测量采样时的气流量、凝结温度、气温及相对湿 度等,造成误差累积放大 干燥剂脱水法 精度高 吸湿性干燥剂含O,会引起同位素交换;需要做非饱和- 饱和状态的校正恢复;需要集成以适应野外作业 Flask真空采样瓶 真空直接采样 直接取样,没有冷凝等造成采集量少,可用于HDO,但不能满足"O测量剂量
地 理 科 学 进 展 第34卷 体积比率，对流云设定为45%，层云设为95%。 以上理论主要基于室内实验和有限的大气水 汽同位素的观测数据得出，大气水汽同位素实测数 据的欠缺是目前同位素研究面临的最主要的问题 之一，因此大气水汽同位素监测方法的研究是值得 关注的另一问题。 3 大气水汽同位素观测方法的进展 目前，大气水汽同位素实地监测数据的匮乏和 不足是大气水汽同位素研究的主要障碍之一。常 用的方法是基于降水观测利用瑞利分馏模型对近 地表大气水汽同位素进行推理估算，但由于估算所 依赖的降水量以及决定平衡分馏的温度等存在不 确定性，所以目前的推导关系也不精准。因为实测 的水汽同位素数据太少，所以平衡分馏的推算仍是 必须的手段。另一种方法是借助于全球及区域尺 度动力模型来模拟同位素分馏过程及含量变化(Ciais et al, 1997; Riley et al, 2003)，但这类模型在某些 尺度上定量分析缺乏可靠性。要解决这些问题，必须 对大气水汽同位素有全面系统的直接观测和认识。 大气水汽同位素实地观测的重要性毋庸置疑， 但由于观测手段的限制，实际观测数据在相当长时 间里非常稀缺，直到最近几年光谱观测仪器的出现 才部分解决了这一问题。因为传统的大气水汽同 位素观测是在收集大气水汽的基础上再利用标准 质谱仪测量同位素相对含量，这些方法尽管可靠， 但是工作量很大，而且需要大量的后勤准备，不适 合野外大范围长时间的观测，制约了水汽同位素高 时空分辨率监测。最近新出现的光学观测方法 ——激光光谱仪和高分辨率卫星搭载的发射光谱 仪以及生物指标—景天酸代谢附生植物等，可以各 自的优势弥补传统方法的不足。激光光谱技术可 以现场实时监测大气水汽同位素，提供高时间分辨 率水汽同位素信息；而卫星搭载的发射光谱仪则能 提供全球尺度的同位素分布；附生植物可以用来重 建生长季节所在地的大气水汽同位素比率。以下 对上述四类方法分别作一介绍。 3.1 传统观测方法 传统的水汽收集方法大概有四种，表2介绍各 方法的原理、优缺点和应用研究。 3.2 激光光谱仪和星载高分辨率发射光谱仪观测法 传统冷凝收集方法仍然是目前水汽收集的最 可靠的方法之一，但其本身的缺陷限制了大范围长 时间观测的应用。目前用于直接观测大气水汽同 位素的新手段主要为激光光谱仪和星载发射光谱 仪，尤其是近年来光谱仪的发展和完善为同位素测 量提供了简易可行的手段。光谱仪原理不同于传 统的质谱测量原理，是基于连续波长的红外波谱被 待测气体吸收之后的红外吸收光谱特征来定量待 测气体含量的。根据这一原理成熟的光谱技术有 以下两种：一种是离轴积分震腔输出光谱技术，即 Off- Axis ICOS(Off- Axis Integrated Cavity Output Spectrosscopy)，另 一 种 是 振 腔 衰 荡 光 谱 技 术 即 CRDS(Cavity Ring- Down- Spectoscopy)。 Off- Axis ICOS主要测定水及CO2中的同位素组成，CRDS则 主要测定水样及气体中的同位素组成。还有一种 是 TDL—可调谐二极管激光吸收光谱技术。表 3 简要总结了各自代表性的成熟仪器及目前的应用 情况。 相对传统方法而言，光谱技术的优点非常明 显：一是体积小，方便野外携带，缩短采样分析的时 间间隔，可进行现场实时监测；二是相对于传统的 IRMS 仪，可同时测定δ18O 和δ2 H；三是测样成本较 表2 四种水汽收集传统方法介绍 Tab.2 Traditional methods for gathering water vapor 水汽收集方法 液氮冷阱冷凝 Peltier制冷法 干燥剂脱水法 Flask真空采样瓶 原理 液氮等冷凝剂约-70℃ 环境下将水汽分子完全 冷却凝结 半导体制冷产生约 -50℃的冷凝温度 分子筛选吸附 真空直接采样 优点 足够低的温度使水分子完 全凝结 避免其他气体的过冷凝结 精度高 直接取样，没有冷凝等造成 的信息失真 缺陷 需要持续供给液氮；冷阱极高的气流(>1 L· m-1 )造成额外 的分馏或冰晶流失；极端制冷剂造成CO2和O2凝结 冷凝温度不够低造成凝结水量少，不能满足质谱仪分析 的精度要求；有可能造成重同位素的富集，而富集校正又 需要精确测量采样时的气流量、凝结温度、气温及相对湿 度等，造成误差累积放大 吸湿性干燥剂含O2，会引起同位素交换；需要做非饱和- 饱和状态的校正恢复；需要集成以适应野外作业 采集量少，可用于HDO ，但不能满足18O测量剂量 344
第3期 柳景峰等:大气水汽氢氧同位素观测研究进展 345 表3激光光谱仪及应用简介 Tab 3 Laser spectroscopy and application 激光光谱分析类型 代表性仪器 Off-Axis ICOs离轴积分将激光谐振腔与气体测量室合为一体,激光在谐振腔两端的反射镜中反复 GRind. Steen-Larsen et al, 振腔输出光谱技术 震荡,其中少部分透过反射镜到达检测器。进入检测室的激光必先在待9080000201, Steen.Larsen 测气体中反复通过上万次才能到达检测器,相当于增加了测量室的厚 度,使水汽吸收信号明显增强,来检测含量极低的水汽中诅和∽O。 CRDS振腔衰 激光进入谐振腔后透过待测水汽在镜片间反射震荡,强度不断增加,其 PICARRO Ind. Steen-Larsen et al, 荡光谱技术 中少部分光透过镜片到达检测器。当检测器中的光信号达到一定的稳L102-2013; Steen- Larsen 定值后,停止照射激光,体系在检测器方向的漏光将使检测器监测到的 et a. 2014 光强度随时间按指数规律衰减。由于待测水汽重的同位素吸收特定频 率的光,所以光衰减到某一确定程度所需要的时间将变短,根据这一变 短的时间推算水汽同位素含量 TDL可调谐二极管 利用激光器波长调谐通过被测气体的特征吸收区,水汽同位素的直接吸 Campbell Inc. Wen et al200 激光吸收光谱技术 收光谱就是以波长为函数记录对入射光吸收的原型吸收线。由测量获 TDL-TGAl001 得的线性、线宽和强度可以计算出同位素分子的吸收截面,进而计算出 被测水汽同位素的浓度,可用于同时观测水汽(1.37Lm波长)和CO2同 低,而且对操作人员要求不高,这些都方便了光谱3.3生物原理观测法 仪的推广应用。 某些特殊的植被可以连续记录生长季周围大 星载光学观测仪器可用来获取大气水汽同位气的水汽同位素特征,如景天酸代谢附生植被(Epi 素连续的空间分布特征。大气的温度决定了其辐 phytic plants with Crassulacean acid metabolism 射主要是红外辐射,而其散射辐射的特征频率由大CAM)是目前人们注意到的可用作大气水汽同位 气中各种同位素核素的含量决定,各种大气水汽同素记录的新代用指标,它的生长环境和特性决定了 位素辐射的特征光谱可由精确空基光谱仪观测它可以作为周围大气环境的生物记录者。因为 到。尽管精度不高,但它提供了对流层中部的水汽CAM的生长需满足以下条件:其叶片进行水分交 同位素的连续估测手段。表4为红外光谱仪类仪器换时周围环境的相对湿度≥90%,使得叶片水同位 观测方法简介。 素与周围大气水汽同位素处于近似平衡状态,这种 上述4种星载观测仪中,IMG、 MIPAS、TES都情况多出现在夜晚。CAM植被光合作用的特征是 是对地观测,可以反演边界层以上对流层中下部的夜间吸收CO2,释放水分;夜间吸收的CO2转化为苹 水汽同位素。需要指出的是,它不能反演边界层同果酸保存在细胞液中,第二天在光的作用下脱羟基 位素或受复杂过程控制的降水同位素。另外,其反释放的CO2被利用,在正常的光合作用中形成植被 演精度有限,如TES反演的δD精度为10%,而光谱的各有机部分,白天则气孔关闭,很少有CO2或水 仪实地观测的精度为1%,传统质谱仪的δD精度为分散失。它的这种生理机制最大化吸收CO2同时 0.2%a(顾慰祖等,201),并且TES相应的8O的反演最小化损失水分,决定了它的生长速率较其他普通 精度更差,但却提供了同位素空间分布观测的平台植物也要慢。其中典型的如西班牙苔藓( Tillandsia 和方法。图1为TES观测的HDO空间分布图。 isneoides)已经通过实验验证,并应用于热带太平洋 表4可用于同位素反演的星载光谱传感器简介 Tab 4 Spaceborne hyperspectral sensors on isotopic invers 星载同位素监测传感器类型 观测简介 温室气体观测干涉仪( Interferometric Monitor for green-属于日本EOS观测系统的一部分,在1996-997年运行了9个月;基于该观测数 house-gasses, IMG); 据估算的HDO表明其可以重现纬向递变规律; 迈克尔森大气无源探测干涉仪( Michelson Interferometer搭载于 Envisat卫星上,运行于2002-2004年,可用来反演6km以上至平流层 for Passive Atmospheric Sounding, MIPAS) 顶部HDO,其中平流层结果相对可 对流层发射光谱仪 Tropospheric 搭载 NASA Arua航天器上,发射于2004年。连续扫描,可提供全球5°×5°分辨 Emission Spectrometer, TES) 率的HDO分布; 红外大气探测干涉仪( nfrared Atmospheric Sounding Inter-类似于TES,但不是对地观测 ferometer. IASI
第3期 柳景峰 等：大气水汽氢氧同位素观测研究进展 低，而且对操作人员要求不高，这些都方便了光谱 仪的推广应用。 星载光学观测仪器可用来获取大气水汽同位 素连续的空间分布特征。大气的温度决定了其辐 射主要是红外辐射，而其散射辐射的特征频率由大 气中各种同位素核素的含量决定，各种大气水汽同 位素辐射的特征光谱可由精确空基光谱仪观测 到。尽管精度不高，但它提供了对流层中部的水汽 同位素的连续估测手段。表4为红外光谱仪类仪器 观测方法简介。 上述 4 种星载观测仪中，IMG、MIPAS、TES 都 是对地观测，可以反演边界层以上对流层中下部的 水汽同位素。需要指出的是，它不能反演边界层同 位素或受复杂过程控制的降水同位素。另外，其反 演精度有限，如TES反演的δD精度为10‰，而光谱 仪实地观测的精度为1‰，传统质谱仪的δD精度为 0.2‰(顾慰祖等, 2011)，并且TES相应的δ18O的反演 精度更差，但却提供了同位素空间分布观测的平台 和方法。图1为TES观测的HDO空间分布图。 3.3 生物原理观测法 某些特殊的植被可以连续记录生长季周围大 气的水汽同位素特征，如景天酸代谢附生植被(Epiphytic plants with Crassulacean acid metabolism (CAM))是目前人们注意到的可用作大气水汽同位 素记录的新代用指标，它的生长环境和特性决定了 它可以作为周围大气环境的生物记录者。因为 CAM 的生长需满足以下条件：其叶片进行水分交 换时周围环境的相对湿度≥90%，使得叶片水同位 素与周围大气水汽同位素处于近似平衡状态，这种 情况多出现在夜晚。CAM植被光合作用的特征是 夜间吸收CO2，释放水分；夜间吸收的CO2转化为苹 果酸保存在细胞液中，第二天在光的作用下脱羟基 释放的CO2被利用，在正常的光合作用中形成植被 的各有机部分，白天则气孔关闭，很少有 CO2或水 分散失。它的这种生理机制最大化吸收 CO2同时 最小化损失水分，决定了它的生长速率较其他普通 植物也要慢。其中典型的如西班牙苔藓(Tillandsia usneoides)已经通过实验验证，并应用于热带太平洋 表3 激光光谱仪及应用简介 Tab.3 Laser spectroscopy and application 激光光谱分析类型 Off-Axis ICOS离轴积分 振腔输出光谱技术 CRDS振腔衰 荡光谱技术 TDL-可调谐二极管 激光吸收光谱技术 原理 将激光谐振腔与气体测量室合为一体，激光在谐振腔两端的反射镜中反复 震荡，其中少部分透过反射镜到达检测器。进入检测室的激光必先在待 测气体中反复通过上万次才能到达检测器，相当于增加了测量室的厚 度，使水汽吸收信号明显增强，来检测含量极低的水汽中2 H和18O。 激光进入谐振腔后透过待测水汽在镜片间反射震荡，强度不断增加，其 中少部分光透过镜片到达检测器。当检测器中的光信号达到一定的稳 定值后，停止照射激光，体系在检测器方向的漏光将使检测器监测到的 光强度随时间按指数规律衰减。由于待测水汽重的同位素吸收特定频 率的光，所以光衰减到某一确定程度所需要的时间将变短，根据这一变 短的时间推算水汽同位素含量。 利用激光器波长调谐通过被测气体的特征吸收区，水汽同位素的直接吸 收光谱就是以波长为函数记录对入射光吸收的原型吸收线。由测量获 得的线性、线宽和强度可以计算出同位素分子的吸收截面，进而计算出 被测水汽同位素的浓度，可用于同时观测水汽( 1. 37 L m 波长)和 CO2 同 位素含量。 代表性仪器 LGRinc. 908-00040003 PICARRO inc. L1102-i Campbell Inc. TDL-TGA1001 应用研究 Steen-Larsen et al, 2011; Steen-Larsen et al, 2013 Steen-Larsen et al, 2013; Steen-Larsen et al, 2014 Wen et al, 2010 表4 可用于同位素反演的星载光谱传感器简介 Tab.4 Spaceborne hyperspectral sensors on isotopic inversion 星载同位素监测传感器类型 温室气体观测干涉仪(Interferometric Monitor for Greenhouse-gasses, IMG)； 迈克尔森大气无源探测干涉仪(Michelson Interferometer for Passive Atmospheric Sounding, MIPAS)； 对流层发射光谱仪(Tropospheric Emission Spectrometer, TES)； 红外大气探测干涉仪(Infrared Atmospheric Sounding Interferometer, IASI) 观测简介 属于日本EOS观测系统的一部分，在1996-997年运行了9个月；基于该观测数 据估算的HDO表明其可以重现纬向递变规律； 搭载于Envisat卫星上，运行于2002-2004年，可用来反演6 km以上至平流层 顶部HDO，其中平流层结果相对可靠； 搭载NASA Arua航天器上，发射于2004年。连续扫描，可提供全球5°×5°分辨 率的HDO分布； 类似于TES，但不是对地观测 345
346 地理科学进展 第34卷 测,发现大气水汽中稳定同位素日变化与气温的关 系很弱,但月平均值与气温之间存在的关系非常显 著,而且分馏效应对大气水汽中同位素组成具有直 (0 接的影响。另外相关研究发现,在海岸附近,大气 水汽中同位素还受到强烈的海一气相互作用的影 b JJA 响( Gat et a,2003) Getzelman等(1982)指出,当饱 和空气上升时,在水汽冷凝过程中由于连续的分馏 作用,使得水汽中同位素与冷凝物中的同位素比值 降低,而且云层越厚同位素比值越低( Lawrence et al,1996)。 Anger等(2008)系统分析了地中海东岸 -240-22 180-160-140 permil 以色列观测点连续9年大气水汽同位素观测结果 从降水淋洗作用、水汽源区的温湿状况以及边界层 图1基于Auma航天器TES观测反演的冬季(12次年2月)的水汽垂直混合变化等方面,分析了控制该地的气 夏季(6,7,8月)800~500hPa对流层大气δD分布图 (2004年12月至2008年1月进行观测 Brown et al,2008) 团在年内不同季节的切换造成δ"O均值的季节循 Fig 1 TES DJF/JJA distribution of dd for the layer 800-50 环。Wen等(2010)通过对北京地表连续1年大气中 hPa from December 2004 to January 2008( Brown et al, 2008) 水汽同位素的实时连续观测,发现非雨季水汽稳定 同位素与大气水汽混合比成对数关系,而同期过量 和非洲过去和目前大气水汽同位素信号的重建氘(d- excess与相对湿度RH呈反相关。但在水汽平 (Lai et al, 2006; Lee et al, 2005) 衡条件下的水汽凝结降水降雪同位素与RH呈正 相关,d- excess I则与RH呈反相关。 Zhang等(2005a) 4水汽观测研究的主要进展 通过乌鲁木齐和昆明两站点降水氧同位素以及模 拟对比研究,详细分析了不同水汽含量情况及水汽 Crag和 Gorden首次对洋面上大气水汽同位素输送、降水过程及雨滴蒸发等过程对最终降水8"O 进行了观测,系统的观测首先在欧洲和美国开展,的影响,首次提出了降水与大气露点温度差△T的 随后在地中海西岸、南大洋、格陵兰等地也开展了显著正相关以及湿度效应对降水稳定同位素的显 观测研究( Sonntag et al,1983, Schoch et al,1984;著影响。这些研究深化了对不同地区不同时间尺 White et al,1984, Jacob et al,199l; Gat et al,2003;度下水汽同位素与大气环流因子关系的认识 Anger et al,2008; Steen- Larsen et a,201)l近来对 另外,随着研究的深入,对青藏高原和极地等 大气水汽同位素的观测研究进展,主要体现在以下高纬高海拔区也进行了水汽同位素的监测。余武 4个方面 生等(2006)首次对青藏高原那曲河流域8-10月季风 41大气水汽氢氧稳定同位素实地观测的加强与改结束前后大气水汽冷凝取样分析发现,水汽中6O 进以及分馏影响机制研究的深入 波动较大,与温度的相关性不明显而与水汽湿度相 自 Dansgaard(1964)最早提出稳定水体同位素关性很强,并揭示了不同气团控制造成的水汽6O 在满足一些假设前提后能指示局地大气环境的气波动。 Steen- Larsen等(2011)通过对格陵兰岛西北 温信息之后,对影响同位素分馏的物理机制一直是部NEEM深冰芯钻取点(7745°N,51.05°W,2485m 人们关注的重点,对其认识也不断深入。Whte等as)地表上空大气水汽收集和稳定同位素测量(传 (1984)通过对帕利塞德和纽约大气水汽同位素的研统冷凝收集,室内测量),发现了大气中水汽同位素 究,发现水汽中同位素与相对湿度和比湿存在很好与近地表相对湿度的明显相关性;后续研究( Steen- 的正相关。 Jacob等(1991)通过德国海德尔堡8年 Larsen et a,2013)采用新的光谱方法(LGR和 的观测发现,在年际尺度上大气水汽中同位素组成 PICARRO)实地对比观测了冰盖地表不同高度0.1~ 与降水中同位素组成呈显著正相关,且水汽中同位13.5m)大气水汽同位素含量,首次进行了高纬度地 素与温度的关系比降水中同位素与温度的关系更区大气水汽的实时观测,验证了激光光谱仪在野外 为显著。 Schoch等(1984)分别对巴黎、汉诺威、迈阿应用的可靠性,发现冰盖地表大气水汽同位素含量 密和海德尔堡、克拉科夫等地进行短期和长期观日变化与地表RH很强的相关性,另外其季节变化
地 理 科 学 进 展 第34卷 和非洲过去和目前大气水汽同位素信号的重建 (Lai et al, 2006; Lee et al, 2005)。 4 水汽观测研究的主要进展 Craig和Gorden首次对洋面上大气水汽同位素 进行了观测，系统的观测首先在欧洲和美国开展， 随后在地中海西岸、南大洋、格陵兰等地也开展了 观测研究(Sonntag et al, 1983; Schoch et al, 1984; White et al, 1984; Jacob et al, 1991; Gat et al, 2003; Angert et al, 2008; Steen-Larsen et al, 2011)。近来对 大气水汽同位素的观测研究进展，主要体现在以下 4个方面： 4.1 大气水汽氢氧稳定同位素实地观测的加强与改 进以及分馏影响机制研究的深入 自 Dansgaard(1964)最早提出稳定水体同位素 在满足一些假设前提后能指示局地大气环境的气 温信息之后，对影响同位素分馏的物理机制一直是 人们关注的重点，对其认识也不断深入。White等 (1984)通过对帕利塞德和纽约大气水汽同位素的研 究，发现水汽中同位素与相对湿度和比湿存在很好 的正相关。Jacob 等(1991)通过德国海德尔堡 8 年 的观测发现，在年际尺度上大气水汽中同位素组成 与降水中同位素组成呈显著正相关，且水汽中同位 素与温度的关系比降水中同位素与温度的关系更 为显著。Schoch等(1984)分别对巴黎、汉诺威、迈阿 密和海德尔堡、克拉科夫等地进行短期和长期观 测，发现大气水汽中稳定同位素日变化与气温的关 系很弱，但月平均值与气温之间存在的关系非常显 著，而且分馏效应对大气水汽中同位素组成具有直 接的影响。另外相关研究发现，在海岸附近，大气 水汽中同位素还受到强烈的海—气相互作用的影 响(Gat et al, 2003)。Gedzelman等(1982)指出，当饱 和空气上升时，在水汽冷凝过程中由于连续的分馏 作用，使得水汽中同位素与冷凝物中的同位素比值 降低，而且云层越厚同位素比值越低(Lawrence et al, 1996)。Angert 等(2008)系统分析了地中海东岸 以色列观测点连续9年大气水汽同位素观测结果， 从降水淋洗作用、水汽源区的温湿状况以及边界层 的水汽垂直混合变化等方面，分析了控制该地的气 团在年内不同季节的切换造成δ18O 均值的季节循 环。Wen等(2010)通过对北京地表连续1年大气中 水汽同位素的实时连续观测，发现非雨季水汽稳定 同位素与大气水汽混合比成对数关系，而同期过量 氘(d-excess)与相对湿度RH呈反相关。但在水汽平 衡条件下的水汽凝结降水/降雪同位素与 RH 呈正 相关，d-excess则与RH呈反相关。Zhang等(2005a) 通过乌鲁木齐和昆明两站点降水氧同位素以及模 拟对比研究，详细分析了不同水汽含量情况及水汽 输送、降水过程及雨滴蒸发等过程对最终降水δ18O 的影响，首次提出了降水与大气露点温度差△Td的 显著正相关以及湿度效应对降水稳定同位素的显 著影响。这些研究深化了对不同地区不同时间尺 度下水汽同位素与大气环流因子关系的认识。 另外，随着研究的深入，对青藏高原和极地等 高纬高海拔区也进行了水汽同位素的监测。余武 生等(2006)首次对青藏高原那曲河流域8-10月季风 结束前后大气水汽冷凝取样分析发现，水汽中δ18O 波动较大，与温度的相关性不明显而与水汽湿度相 关性很强，并揭示了不同气团控制造成的水汽δ18O 波动。Steen-Larsen 等(2011)通过对格陵兰岛西北 部NEEM深冰芯钻取点(77.45°N, 51.05°W, 2485 m a.s.l.)地表上空大气水汽收集和稳定同位素测量(传 统冷凝收集，室内测量)，发现了大气中水汽同位素 与近地表相对湿度的明显相关性；后续研究(SteenLarsen et al, 2013) 采 用 新 的 光 谱 方 法 (LGR 和 PICARRO)实地对比观测了冰盖地表不同高度(0.1~ 13.5 m)大气水汽同位素含量，首次进行了高纬度地 区大气水汽的实时观测，验证了激光光谱仪在野外 应用的可靠性，发现冰盖地表大气水汽同位素含量 日变化与地表RH很强的相关性，另外其季节变化 图1 基于Aura航天器TES观测反演的冬季(12-次年2月) 夏季(6, 7, 8月) 800~500 hPa对流层大气δD分布图 (2004年12月至2008年1月进行观测(Brown et al, 2008)) Fig.1 TES DJF/JJA distribution of δD for the layer 800~500 hPa from December 2004 to January 2008 (Brown et al, 2008) 346
第3期 柳景峰等:大气水汽氢氧同位素观测研究进展 47 则与局地天气条件相关。 Uemura等(2008)利用南中,对同位素平衡分馏的模拟已经较为成熟(Ma- 极科考航次收集了南大洋3369°S近海表大气水 joule,197l; Stewart,1975; Horita et al,1994),但对 汽氢氧同位素观测数据,分析发现 d-excess与相对动力分馏的研究仍较有限。 Cappa等(2003)结合实 湿度呈反相关而与海表温度(SST呈正相关。 验分析,补充了液面冷却对同位素蒸发分馏的重要 4.2水汽稳定同位素在大气环流以及水循环中的应影响,修正了同位素分子的扩散比率。章新平等 用研究 (2003)和 Zhang et al(2005b)对同位素蒸发以及中纬 大气水汽中同位素组分对天气过程和大气环度云团混合过程中同位素分馏给出了模型。王永 流的响应机制,是目前水汽同位素研究的另一个重森等(2011)分析了瑞利分馏中分馏系数的影响因 要方面,例如强烈的暴风雨活动引起的降水能使大子,提出在温度不变的情况下,蒸发线斜率随着湿 气水汽中重的同位素成分迅速脱离出来,从而导致度的增加而减少;在湿度不变的情况下斜率随着温 剩余水汽中同位素比率降低 Lawrence et al,1998)。度的升高而增大 另外,Gat等(2003)利用1995年1月 metor科考船在 随着同位素模型的发展完善,利用同位素观测 地中海收集的海表水汽氢氧同位素测试结果发现,对模型的检验修正以及利用模型对同位素过程的 近海区在水汽湿度明显亏损的情况下有强烈的海模拟越来越多,基于模型进行同位素水文过程的解 一气作用造成较高的 d-excess,而这种情况是由源释以及长时间尺度同位素含量变化的模拟也有不 自欧洲内陆的冷气团或北非的干热气团造成的,较少。 Anger等(2008将地中海东岸以色列观测点连 早提出了局地大气物理状况和环流对同位素分馏续9年大气水汽同位素观测结果与Iso-GCM模型 的影响;同时发现地中海东部和西部海表大气水汽CAM2的模拟结果进行了对比,发现了该模型对水 d- excess垂直递减率不同,东部随海拔增大而西部汽同位素模拟的不足之处。 Uemura等(2008)将南 则相反。Tan等(2007)分析了中国西部(青藏高原、大洋33°-69近海表大气水汽氢氧同位素观测数 天山和阿尔泰山区)长期大气降水同位素的时空波据并与GCM模型模拟结果进行了对比,发现模型 动特征,揭示了南亚季风以及西风作用对中国西部明显低估d- excess,但大致模拟了氢氧稳定同位素 不同区域水汽输送的控制作用,以及大气降水同位与海表环境的关系。另外,Gat等(2003)利用 Craig 素季节变化的影响机制。Sten- Larsen等(2013)通 Gorden模型结果和1995年1月 metor科考船在地中 过格陵兰岛大气水汽同位素实时观测分析认为,大海收集的实测过量氘进行了对比分析,解释了浪花 气水汽d- excess的高值区与源自北极气团的动力分泡沫平衡分馏对最终水汽同位素组分的影响。 馏密切相关。 Noone等(201)对夏威夷冒纳罗亚岛 Steen- Larsen等(2013)通过格陵兰岛大气水汽同位 持续4周实地观测的大气水汽混合比率q和水汽δD素实时观测分析认为,大气水汽 d-excess的高值区 的组合分析,成功获取了副热带对流层大气和海表与源自北极气团的动力分馏密切相关;而LMDZ模 边界层气团运移和水汽源区的同位素环流信息,揭型的模拟也能很好的解释这一过程。章新平等 示了冒纳罗亚岛秋季海表边界层与对流层自由大(2011)通过引入稳定同位素循环的 ECHAM4,GISS 气的日循环机制,证实了水汽同位素实时观测在识E, HadCM3模式的模拟,对东亚降水中年平均6D 别水汽运动中的独特优势。这些研究显示,结合大和过量氘的空间分布以及大气水线(MWL)进行了 气水汽同位素可以深化对大气运动和环流的认识。分析。根据模拟的空间分布,降水同位素在很大程 4.3观测和模拟对比研究 度上反映不同气团的地理背景以及它们之间的相 目前利用同位素分馏模型以及结合同位素分互作用,模拟结果很好地再现了由GNP实测资料 馏的大气环流模型已经成为硏究全球变化和水循得到的降水稳定同位素的纬度效应、大陆效应和高 环的重要工具。一方面,大气水汽同位素可以对模度效应特征。在对降水过量氘的模拟试验中,3个 型进行修正;另一方面,也可以利用同位素模型来GCM的模拟均显示降水过量氘具有较显著的纬度 模拟不能直接观测的同位素分馏效应,或者提供无分布规律。 观测区域的大气水汽同位素数据,甚至可以作为气44同位素模型的发展和应用 候系统各主要因子数据同化的新平台 同位素大气环流模型( ISo-GCM)是在大气环流 关于同位素物理分馏过程的数学模拟是同位模型的基础上加入水汽同位素分馏的计算模块,也 素研究的基本内容之一,在同位素分馏过程的模拟就是模型中跟水相关的物理过程必须同时考虑同
第3期 柳景峰 等：大气水汽氢氧同位素观测研究进展 则与局地天气条件相关。Uemura 等(2008)利用南 极科考航次收集了南大洋33°~69°S近海表大气水 汽氢氧同位素观测数据，分析发现d-excess与相对 湿度呈反相关而与海表温度(SST)呈正相关。 4.2 水汽稳定同位素在大气环流以及水循环中的应 用研究 大气水汽中同位素组分对天气过程和大气环 流的响应机制，是目前水汽同位素研究的另一个重 要方面，例如强烈的暴风雨活动引起的降水能使大 气水汽中重的同位素成分迅速脱离出来，从而导致 剩余水汽中同位素比率降低(Lawrence et al, 1998)。 另外，Gat等(2003)利用1995年1月metor科考船在 地中海收集的海表水汽氢氧同位素测试结果发现， 近海区在水汽湿度明显亏损的情况下有强烈的海 —气作用造成较高的d-excess，而这种情况是由源 自欧洲内陆的冷气团或北非的干热气团造成的，较 早提出了局地大气物理状况和环流对同位素分馏 的影响；同时发现地中海东部和西部海表大气水汽 d-excess垂直递减率不同，东部随海拔增大而西部 则相反。Tian等(2007)分析了中国西部(青藏高原、 天山和阿尔泰山区)长期大气降水同位素的时空波 动特征，揭示了南亚季风以及西风作用对中国西部 不同区域水汽输送的控制作用，以及大气降水同位 素季节变化的影响机制。Steen-Larsen 等(2013)通 过格陵兰岛大气水汽同位素实时观测分析认为，大 气水汽d-excess的高值区与源自北极气团的动力分 馏密切相关。Noone等(2011)对夏威夷冒纳罗亚岛 持续4周实地观测的大气水汽混合比率q和水汽δD 的组合分析，成功获取了副热带对流层大气和海表 边界层气团运移和水汽源区的同位素环流信息，揭 示了冒纳罗亚岛秋季海表边界层与对流层自由大 气的日循环机制，证实了水汽同位素实时观测在识 别水汽运动中的独特优势。这些研究显示，结合大 气水汽同位素可以深化对大气运动和环流的认识。 4.3 观测和模拟对比研究 目前利用同位素分馏模型以及结合同位素分 馏的大气环流模型已经成为研究全球变化和水循 环的重要工具。一方面，大气水汽同位素可以对模 型进行修正；另一方面，也可以利用同位素模型来 模拟不能直接观测的同位素分馏效应，或者提供无 观测区域的大气水汽同位素数据，甚至可以作为气 候系统各主要因子数据同化的新平台。 关于同位素物理分馏过程的数学模拟是同位 素研究的基本内容之一，在同位素分馏过程的模拟 中，对同位素平衡分馏的模拟已经较为成熟(Majoube, 1971; Stewart, 1975; Horita et al, 1994)，但对 动力分馏的研究仍较有限。Cappa 等(2003)结合实 验分析，补充了液面冷却对同位素蒸发分馏的重要 影响，修正了同位素分子的扩散比率。章新平等 (2003)和Zhang et al(2005b)对同位素蒸发以及中纬 度云团混合过程中同位素分馏给出了模型。王永 森等(2011)分析了瑞利分馏中分馏系数的影响因 子，提出在温度不变的情况下，蒸发线斜率随着湿 度的增加而减少；在湿度不变的情况下斜率随着温 度的升高而增大。 随着同位素模型的发展完善，利用同位素观测 对模型的检验修正以及利用模型对同位素过程的 模拟越来越多，基于模型进行同位素水文过程的解 释以及长时间尺度同位素含量变化的模拟也有不 少。Angert等(2008)将地中海东岸以色列观测点连 续 9 年大气水汽同位素观测结果与 Iso-GCM 模型 CAM2的模拟结果进行了对比，发现了该模型对水 汽同位素模拟的不足之处。Uemura 等(2008)将南 大洋33°~69°S近海表大气水汽氢氧同位素观测数 据并与GCM模型模拟结果进行了对比，发现模型 明显低估d-excess，但大致模拟了氢氧稳定同位素 与海表环境的关系。另外，Gat等(2003)利用CraigGorden模型结果和1995年1月metor科考船在地中 海收集的实测过量氘进行了对比分析，解释了浪花 泡沫平衡分馏对最终水汽同位素组分的影响。 Steen-Larsen 等(2013)通过格陵兰岛大气水汽同位 素实时观测分析认为，大气水汽d-excess的高值区 与源自北极气团的动力分馏密切相关；而LMDZ模 型的模拟也能很好的解释这一过程。章新平等 (2011)通过引入稳定同位素循环的ECHAM4，GISS E，HadCM3 模式的模拟，对东亚降水中年平均δＤ 和过量氘的空间分布以及大气水线(MWL)进行了 分析。根据模拟的空间分布，降水同位素在很大程 度上反映不同气团的地理背景以及它们之间的相 互作用，模拟结果很好地再现了由GNIP实测资料 得到的降水稳定同位素的纬度效应、大陆效应和高 度效应特征。在对降水过量氘的模拟试验中，3个 GCM的模拟均显示降水过量氘具有较显著的纬度 分布规律。 4.4 同位素模型的发展和应用 同位素大气环流模型(Iso-GCM)是在大气环流 模型的基础上加入水汽同位素分馏的计算模块，也 就是模型中跟水相关的物理过程必须同时考虑同 347
348 地理科学进展 第34卷 位素水分子(H2"℃O,HDO,H2"O)的分馏转化过程。变化较对流降水大很多。另外,蒸散发统一视作平 lso-GCM模型分为两部分:动力学框架和物理参数衡分馏来处理的,而海洋蒸发也当作平衡分馏,只 化。动力学框架主要是描述控制大气热动力过程是根据风速影响的动力分馏加以修正。目前众多 的基本方程式,是基于流体静力平衡假设的用于描模型中的同位素分馏基础公式都相似,只是具体参 述动量、能量和物质平衡的 Navier-Stokes方程组,数略有不同,主要的同位素大气环流模型在表5中 能量平衡用于描述地表和大气的能量收支,物质平列出;除全球大气环流同位素模型(GCMs)之外,目 衡是包含各种量化的大气物质的方程组。但大气前已出现稳定水体同位素与区域气候模型(RCMs) 过程中很多过程不能完全用公式表示,如小范围的的结合,其空间分辨率提升至10~50km级,因此相 对流过程,则需要进行参数化,在物理参数化中,必对于GCMs而言,RCMs的大气热力与静力学理论 须计算每次模型步长运算中所有水体中各种同位框架都有所区别。 素平衡分馏和动力分馏。尽管模型源代码很复杂, 同位素环流模型在模拟同位素过程以及空间 但物理过程模型却比较简单。换言之,GCM模型分布和反演古气候方面具有独特的优势,表6列出 是一系列计算大气状态与动力过程的计算程序,水了 Masson- Delmotte等(200。)概括的同位素模拟模 平分辨率1°~5°(100~500km),垂直分20~40层直至型简介及比较。但由于实测数据的欠缺,造成同位 平流层。其起始步长取决于分辨率和所选算法 素环流模型检验的误差问题,还有模拟与观测的空 般为30min。每次运算与对流有关的大气物理参间尺度匹配不一致,以及气候系统自身的波动性 数的改变(如大气气态水与液态水含量及温度)都被等,都造成了模型模拟面临诸多的问题。 反馈进入动力方程运算中,进行下一步计算。因 具体而言,模型参数化体系不可能完美反映真 此,同位素在动力过程中嵌套主要用于下一步计算实的物理过程,所以导致模拟结果的误差,为此需 表征大气状态变化的预报变量计算,以及水汽、液要对模型进行验证。但由于实测数据的欠缺,以及 态水及冰晶等。分馏过程以物理参数化的形式处与模型分辨率的不匹配性等成了模拟验证最主要 理,通常在参数化中,将凝结和凝华都当作平衡分的问题。由于模型模拟的是单独格点内的均值,因 馏处理,分馏系数由实验得到,基于分馏过程的定此将单点观测结果与模拟的结果降尺度对比是不 量化结果可以用来描述云物理过程,尤其是区分大可行的。传统统计降尺度方法是要匹配特定区域 范围层云降水与对流降水。其中层云降水一旦形大尺度气温、降水等要素,尽管考虑了局地海拔、地 成,由于周围空气的相对不饱和,雨滴会发生高达形及植被等因素,但仍不能套用到降水同位素含量 80%的再蒸发,造成雨滴周围水汽同位素的分馏与比较上。另外,气候系统本身的波动也是模拟与观 再平衡,而且层云降水引起的雨滴周围空气的分馏测对比的难点,如地球轨道参数等外部影响因子的 表5纳入IAEA第二次稳定水体同位素模型对比研究小组( SWING2)的同位素全球大气环流模型(Is0GCM) 以及区域同位素环流模型简介 Tab.5 Isotopic GCM and isotopic RegCM participating in the second stable Water Isotope Intercomparison Group(SwING2) of the IAEA Iso-GCMS/So-RCM: 参考文献 Iso-GCMs CAM3 U. Colorado ne et al. 2010 UC Berkeley Lee et al. 2007 ECHAM5 AWl-Bremerhaven Wermer et al. 2011 ECHAM4 APl-Hamburg Hoffmann et al. 1998 LMDZA LMD. Paris Risi et al. 2010 Scripps-San Diego Yoshimura et al, 2011 GISS-New York Schmidt et al. 2007 HadCM3 Tindall et al, 2009 HadAM3 BAS- Cambridge IsoRCMs REMOISO MPIM-Hamburg Sturm et al. 200-
地 理 科 学 进 展 第34卷 位素水分子(H2 18O, HDO, H2 17O)的分馏转化过程。 Iso-GCM模型分为两部分：动力学框架和物理参数 化。动力学框架主要是描述控制大气热动力过程 的基本方程式，是基于流体静力平衡假设的用于描 述动量、能量和物质平衡的 Navier-Stokes 方程组， 能量平衡用于描述地表和大气的能量收支，物质平 衡是包含各种量化的大气物质的方程组。但大气 过程中很多过程不能完全用公式表示，如小范围的 对流过程，则需要进行参数化，在物理参数化中，必 须计算每次模型步长运算中所有水体中各种同位 素平衡分馏和动力分馏。尽管模型源代码很复杂， 但物理过程模型却比较简单。换言之，GCM 模型 是一系列计算大气状态与动力过程的计算程序，水 平分辨率1°~5°(100~500 km)，垂直分20~40层直至 平流层。其起始步长取决于分辨率和所选算法，一 般为 30 min。每次运算与对流有关的大气物理参 数的改变(如大气气态水与液态水含量及温度)都被 反馈进入动力方程运算中，进行下一步计算。因 此，同位素在动力过程中嵌套主要用于下一步计算 表征大气状态变化的预报变量计算，以及水汽、液 态水及冰晶等。分馏过程以物理参数化的形式处 理，通常在参数化中，将凝结和凝华都当作平衡分 馏处理，分馏系数由实验得到，基于分馏过程的定 量化结果可以用来描述云物理过程，尤其是区分大 范围层云降水与对流降水。其中层云降水一旦形 成，由于周围空气的相对不饱和，雨滴会发生高达 80%的再蒸发，造成雨滴周围水汽同位素的分馏与 再平衡，而且层云降水引起的雨滴周围空气的分馏 变化较对流降水大很多。另外，蒸散发统一视作平 衡分馏来处理的，而海洋蒸发也当作平衡分馏，只 是根据风速影响的动力分馏加以修正。目前众多 模型中的同位素分馏基础公式都相似，只是具体参 数略有不同，主要的同位素大气环流模型在表5中 列出；除全球大气环流同位素模型(GCMs)之外，目 前已出现稳定水体同位素与区域气候模型(RCMs) 的结合，其空间分辨率提升至10~50 km级，因此相 对于GCMs而言，RCMs的大气热力与静力学理论 框架都有所区别。 同位素环流模型在模拟同位素过程以及空间 分布和反演古气候方面具有独特的优势，表6列出 了 Masson-Delmotte 等(2008)概括的同位素模拟模 型简介及比较。但由于实测数据的欠缺，造成同位 素环流模型检验的误差问题，还有模拟与观测的空 间尺度匹配不一致，以及气候系统自身的波动性 等，都造成了模型模拟面临诸多的问题。 具体而言，模型参数化体系不可能完美反映真 实的物理过程，所以导致模拟结果的误差，为此需 要对模型进行验证。但由于实测数据的欠缺，以及 与模型分辨率的不匹配性等成了模拟验证最主要 的问题。由于模型模拟的是单独格点内的均值，因 此将单点观测结果与模拟的结果降尺度对比是不 可行的。传统统计降尺度方法是要匹配特定区域 大尺度气温、降水等要素，尽管考虑了局地海拔、地 形及植被等因素，但仍不能套用到降水同位素含量 比较上。另外，气候系统本身的波动也是模拟与观 测对比的难点，如地球轨道参数等外部影响因子的 表5 纳入IAEA第二次稳定水体同位素模型对比研究小组(SWING2)的同位素全球大气环流模型(Iso-GCM) 以及区域同位素环流模型简介 Tab.5 Isotopic GCM and isotopic RegCM participating in the second Stable Water Isotope Intercomparison Group (SWING2) of the IAEA Iso-GCMs/Iso-RCMs Iso-GCMs Iso-RCMs 模型类别 CAM3 CAM2 ECHAM5 ECHAM4 LMDZ4 GSM GISS-E GENESIS HadCM3 HadAM3 REMOiso Iso-RCM 开发机构 U.Colorado UC Berkeley AWI-Bremerhaven MPI-Hamburg LMD-Paris Scripps-San Diego GISS-New York Penn U U.Bristol BAS-Cambridge MPIM-Hamburg - 参考文献 Noone et al, 2010 Lee et al, 2007 Werner et al, 2011 Hoffmann et al, 1998 Risi et al, 2010 Yoshimura et al, 2011 Schmidt et al, 2007 Mathieu et al, 2002 Tindall et al, 2009 Sime et al, 2008 Sturm et al, 2005 Yoshimura et al, 2008 348
第3期 柳景峰等:大气水汽氢氧同位素观测研究进展 349 表6水汽同位素过程模拟的模型方法分类 Tab.6 Classification of simulation methods of water vapor isotopic modeling 模型方法 优点 瑞利分馏模型或混合相分馏模型能反映核心的微物理过程;能对水循环的是基于对初始条件的假设,如封闭方程模型或嵌入同 各个传输环节的分馏(蒸发、过饱和进行位素模块的全球环流模型AGCM的水汽初始场,所以 敏感性验证 与实际有误差;不能很好的模拟对流过程 嵌入水体稳定同位素模拟的大气环流环流模型本身与同位素分馏过程具有 在某些特殊区域如极地可能造成气候学模拟的变差 模型(AGCM) 性和兼容性;能对气象条件和分馏过程 由于模型分辨率和某些参数如下降风、边界层过程、平 进行耦合;基于不同的气候驱动条件可探 流层过程和云层微物理等的参数化误差可能造成缺 究不同空间因子关系在时间上的稳定性陷;难以区分不同过程的相对重要性(如水汽源区、传 输过程以及凝结等) 利用大气再分析资料辨识不同降水降基于实测气象数据,具有实际意义的天气难以区分不同过程如水汽源区、传输轨迹、凝结等对最 雪事件的的天气条件特征以及后向气学框架;利用同位素组分有可能将降水与终降水同位素组分的相对重要性;利用后向轨迹也很 团轨迹模型 相关的天气系统的气团联系起来 难确定水汽源区 利用AGCM水汽分布根据后向轨迹进能够确定气团源区对最终水汽同位素组 Iso-AGCM模型中水汽同位素组成分布和再分析资料 行简单的同位素模型计算 成的影响;基于再分析资料,因此避免了后向轨迹之间可能存在不一致;另外对对流过程的描 凝结温度的假设引起的误差 述有欠缺 再分析资料驱动的1oGCM模型可利用与实测资料一致的动力驱动模拟不能区分水汽凝结和凝华过程;不能对浅薄逆温层进 结果进行分枥 理结构的处理有欠缺 再分析资料驱动的区域气候模型 较好的模拟了降水相关的主要过程:云团微难以捕捉水气传输路径;难以区分不同过程如水汽源区 物理过程、边界层条件以及后沉降过程等传输轨迹、凝结等对最终降水同位素组分的影响大小 详细模拟稳定同位素的区域大气模型大气动力学与水体同位素分馏的一致性目前还不能用于极区 和兼容性 注:对 Masson-. Delmotte等的分类法( Sturm et a,2010)加以补充修改。 改变可能造成不同的气候变化,但现实发生的只有al,2012)则是结合陆面过程,详细模拟地表蒸散发 种情况,所以模型模拟的结果不可能与现实情况的环流—陆面过程一同位素复合模型,而且模拟效 完全相同。如 Werner等(200)通过 ECHAM4模型果很好,已经用于全球尺度全新世期间植被驱动作 揭示了末次冰盛期(LGM北极降水季节(5-9月)与用对同位素分馏作用的影响模拟,进而探索过去水 目前降水季节(∞-11月)的不同致使同位素反演气温循环与植被的相互反馈机制;另外还可以与最新的 的不确定性。目前应对的办法是利用基于实测的海洋同位素模型结合( Xu et a,2012),形成全耦合 再分析资料对其夹逼校准。 的大气一海洋一地表一陆面过程同位素模型,代表 尽管存在不足,但模型对同位素的模拟仍可以了同位素模型将来的发展和应用方向。 作为传统同位素方法的补充和完善,原因是同位素 模型模拟结果可直接与其他的同位素指标(如冰芯5研究展望 同位素记录等)进行对比,而不再是与同位素反推 的温度的对比,不存在传导误差。如果模型的转化 水汽稳定同位素观测研究已经取得了相当的 机制和真实情况一致,那么可利用模型代表的这种进展,同时随着在地表生态水文过程及全球变化研 机制对同位素的模拟来进行各种同位素指标的“数究中的深入应用,也面临许多需要改进的问题。总 据同化”,去掉单一方法(如冰芯或树轮)的“噪音”影体来说,今后大气水体同位素观测及研究应重点加 响,取得同一区域多指标的同化数据,这样可以滤强以下3个方面 掉局地因子对同位素指标的影响,为气候重建及预 (1)加强高时空分辨率水汽同位素的实时观测 测提供更可信的资料。 当前,对大气水汽氢氧稳定同位素的实时观测 而且,同位素一环流模型也在不断完善,如仍较少,是该研究的主要薄弱环节,相信随着观测 ECHAM5-wo( Werneret a,20l1,LMDZ4lso-GCM技术的进步,实测资料会更加丰富。主要包括利用 ( Risi et al,2010是其中发展和应用较为典型的同位光谱仪对大尺度范围内的水汽同位素的观测以及 素环流模型。 ECHAM5- JSBACH-wiso( Haese et特殊区域高时间分辨率的加密观测。对近地表上
第3期 柳景峰 等：大气水汽氢氧同位素观测研究进展 改变可能造成不同的气候变化，但现实发生的只有 一种情况，所以模型模拟的结果不可能与现实情况 完全相同。如 Werner 等(2000)通过 ECHAM4 模型 揭示了末次冰盛期(LGM)北极降水季节(5-9 月)与 目前降水季节(9-11月)的不同致使同位素反演气温 的不确定性。目前应对的办法是利用基于实测的 再分析资料对其夹逼校准。 尽管存在不足，但模型对同位素的模拟仍可以 作为传统同位素方法的补充和完善，原因是同位素 模型模拟结果可直接与其他的同位素指标(如冰芯 同位素记录等)进行对比，而不再是与同位素反推 的温度的对比，不存在传导误差。如果模型的转化 机制和真实情况一致，那么可利用模型代表的这种 机制对同位素的模拟来进行各种同位素指标的“数 据同化”，去掉单一方法(如冰芯或树轮)的“噪音”影 响，取得同一区域多指标的同化数据，这样可以滤 掉局地因子对同位素指标的影响，为气候重建及预 测提供更可信的资料。 而且，同位素—环流模型也在不断完善，如 ECHAM5-wiso(Werner et al, 2011)，LMDZ4 Iso-GCM (Risi et al, 2010)是其中发展和应用较为典型的同位 素环流模型。ECHAM5- JSBACH- wiso (Haese et al, 2012) 则是结合陆面过程，详细模拟地表蒸散发 的环流—陆面过程—同位素复合模型，而且模拟效 果很好，已经用于全球尺度全新世期间植被驱动作 用对同位素分馏作用的影响模拟，进而探索过去水 循环与植被的相互反馈机制；另外还可以与最新的 海洋同位素模型结合(Xu et al, 2012)，形成全耦合 的大气—海洋—地表—陆面过程同位素模型，代表 了同位素模型将来的发展和应用方向。 5 研究展望 水汽稳定同位素观测研究已经取得了相当的 进展，同时随着在地表生态水文过程及全球变化研 究中的深入应用，也面临许多需要改进的问题。总 体来说，今后大气水体同位素观测及研究应重点加 强以下3个方面： (1) 加强高时空分辨率水汽同位素的实时观测 当前，对大气水汽氢氧稳定同位素的实时观测 仍较少，是该研究的主要薄弱环节，相信随着观测 技术的进步，实测资料会更加丰富。主要包括利用 光谱仪对大尺度范围内的水汽同位素的观测以及 特殊区域高时间分辨率的加密观测。对近地表上 表6 水汽同位素过程模拟的模型方法分类 Tab.6 Classification of simulation methods of water vapor isotopic modeling 模型方法 瑞利分馏模型或混合相分馏模型 嵌入水体稳定同位素模拟的大气环流 模型(AGCM) 利用大气再分析资料辨识不同降水/降 雪事件的的天气条件特征以及后向气 团轨迹模型 利用AGCM水汽分布根据后向轨迹进 行简单的同位素模型计算 再分析资料驱动的Iso-AGCM模型 再分析资料驱动的区域气候模型 详细模拟稳定同位素的区域大气模型 优点 能反映核心的微物理过程；能对水循环的 各个传输环节的分馏(蒸发、过饱和)进行 敏感性验证 环流模型本身与同位素分馏过程具有一 致性和兼容性；能对气象条件和分馏过程 进行耦合；基于不同的气候驱动条件可探 究不同空间因子关系在时间上的稳定性 基于实测气象数据，具有实际意义的天气 学框架；利用同位素组分有可能将降水与 相关的天气系统的气团联系起来 能够确定气团源区对最终水汽同位素组 成的影响；基于再分析资料，因此避免了 凝结温度的假设引起的误差 可利用与实测资料一致的动力驱动模拟 结果进行分析 较好的模拟了降水相关的主要过程：云团微 物理过程、边界层条件以及后沉降过程等 大气动力学与水体同位素分馏的一致性 和兼容性 缺陷 是基于对初始条件的假设，如封闭方程模型或嵌入同 位素模块的全球环流模型AGCM的水汽初始场，所以 与实际有误差；不能很好的模拟对流过程 在某些特殊区域如极地可能造成气候学模拟的变差； 由于模型分辨率和某些参数如下降风、边界层过程、平 流层过程和云层微物理等的参数化误差可能造成缺 陷；难以区分不同过程的相对重要性(如水汽源区、传 输过程以及凝结等) 难以区分不同过程如水汽源区、传输轨迹、凝结等对最 终降水同位素组分的相对重要性；利用后向轨迹也很 难确定水汽源区 Iso-AGCM模型中水汽同位素组成分布和再分析资料 后向轨迹之间可能存在不一致；另外对对流过程的描 述有欠缺 不能区分水汽凝结和凝华过程；不能对浅薄逆温层进 行有效处理；驱动场异常格点造成模拟误差；对云微物 理结构的处理有欠缺 难以捕捉水气传输路径；难以区分不同过程如水汽源区、 传输轨迹、凝结等对最终降水同位素组分的影响大小 目前还不能用于极区 注：对Masson-Delmotte等的分类法(Sturm et al, 2010)加以补充修改。 349