秦岭南北两侧降水稳定同位素特征与水汽来源差异分析

Analysis of the characteristics of precipitation stable isotopes and differences in water vapor sources on the northern and southern sides of the Qinling Mountains

摘要

通过对秦岭南北两侧6个站点大气降水氢氧同位素数据的收集与整理，揭示了该区域南北两侧大气降水线方程、环境效应、d值（氘过量参数）及水汽来源的南北差异特征。结果表明：（1）秦岭北麓大气降水线方程斜率（7.84）>秦岭南麓（7.52）>东部季风区（7.46），截距则表现为秦岭南麓（13.10）>秦岭北麓（10.10）；（2）秦岭北麓冬半年呈现出一定的温度效应，秦岭南麓夏半年呈现出强降水效应；同时，秦岭南北两侧的纬度效应特征明显，其贫化梯度远超全国平均水平；（3）秦岭北麓夏半年降水的水汽源自低纬度海洋地区，该区域水汽相对湿度大，导致降水d值低于全年平均值；冬半年降水的水汽则来自西风环流携带的北大西洋水汽，相对湿度较低，使得d值高于全年平均值。研究结果对理解秦岭“中央水塔”功能具有重要的理论指导意义，同时可为秦岭南北区域水资源管理提供重要的科学支撑。

Abstract

Hydrogen and oxygen isotope data from atmospheric precipitation were collected and analyzed at six stations located on both the northern and southern sides of the Qinling Mountains. Based on this analysis， the precipitation isotope lines， environmental effects， d-excess （deuterium excess） characteristics， and differences in water vapor sources between the two regions were elucidated. The following results were obtained： （1） The slope of the meteoric water line equation in the northern foot of the Qinling Mountains （7.84） was greater than that in the southern foot （7.52）， which in turn was greater than that in the eastern monsoon region （7.46）. For the intercept， the southern foot of the Qinling Mountains （13.10） was higher than the northern foot （10.10）. （2） A temperature effect was identified on the northern slope during the cold season， while a strong precipitation amount effect was demonstrated on the southern slope. Significant latitude effects were exhibited on both sides， with depletion gradients that far exceeded the national average. （3） During summer， precipitation on the northern slope was determined to originate from low-latitude oceanic regions with high relative humidity， resulting in a d‑excess lower than the annual average. In winter， precipitation was derived from westerly circulation carrying North Atlantic water vapor with lower relative humidity， leading to a higher d‑excess. These findings provided important theoretical insights into the Qinling Mountains’ role as the “Central Water Tower” and offered scientific support for water resource management on both sides of the mountain range.

Graphical abstract

关键词

氢氧同位素 / 降水 / 水汽来源 / 秦岭

Key words

hydrogen and oxygen isotopes / precipitation / water vapor sources / Qinling Mountains

0 引言

降水是陆地水资源的重要来源，厘清其水汽来源是完整认识陆地水循环过程的关键^［1］。氢氧同位素虽在水体中含量极低，却因具有独特的“指纹”特性，成为追溯降水水汽来源的主要手段^［2］。秦岭作为中国的“中央水塔”，既是南水北调中线工程的关键水源涵养区，也是我国水文气候的南北过渡带^［3］。其独特的地形作用显著：夏季可阻挡东南与西南季风携带的暖湿气流，冬季能削弱西北干冷空气，这种屏障效应直接导致秦岭南北两侧在年降水量、降水日数及雨季降水量等方面呈现明显的区域差异^［4］。围绕这一核心差异，学术界已针对秦岭南北的极端降水^［5］、降水时空差异^［6］及降水日变化^［7］等开展大量系统研究。过去30余年陕西省降水氢氧同位素领域的研究也取得了丰硕成果^［8-14］。然而，专门针对秦岭南北两侧降水稳定同位素特征差异的研究尚属空白。

秦岭南北两侧降水稳定同位素是否有差异？水汽来源又有何差异？对这些关键问题的探索，不仅有助于深化对秦岭南北水循环过程的认知，更能为区域气候预测与古气候重建提供科学支撑。本文利用降水氢氧稳定同位素数据，系统解析了秦岭南北两侧大气降水线方程的地域分异特征并阐明其环境指示意义，同时定量表征了d‑excess（氘过量参数）的空间变异规律及水汽来源的区域差异性。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

秦岭地处中国地理版图中心，不仅是我国南北气候分界线，更是气候变化的敏感区域与重要的生态屏障^［3］。其核心段位于陕西省境内，地理坐标介于32°40′N—34°35′N和105°30′E—111°3′E之间，海拔195~3 767.2 m（图1）。从水汽来源与降水时段来看，秦岭降水主要依赖印度洋的西南季风与太平洋的东南季风输送的暖湿气流，年内降水集中在5—10月，占全年降水量的80%~85%。秦岭淮河一线大致与中国东部季风区1月0 ℃等温线及年800 mm等降水量线重合。秦岭北麓地形陡峻，属暖温带半湿润气候，年均降水量500~650 mm，年降水日数125~135 d，MODIS卫星监测的气溶胶光学厚度（aerosol optical depth，简称AOD）为0.4~0.9；秦岭南麓地形和缓，属北亚热带湿润气候，年均降水量700~850 mm，年降水日数145~175 d，AOD为0.4~0.9^［15］。秦岭南部降水频率高但强度相对偏小，降水量和降水频率的日峰值主要出现在夜间，而北部20 mm/h的降水频率低但强度异常偏高，降水频率与量级的日峰值出现在午后^［7］。

1.2 数据来源及方法

选取的秦岭南北两侧6个降水同位素站点，包含两部分：一是全球降水同位素监测网络（Global Network of Isotopes in Precipitation， GNIP）的西安站点；二是近年来国内学者设立的华山、渭南、杨凌、汉中和商洛观测点。需要说明的是，自设站点采样时间较短，存在缺乏长期连续观测数据的局限。但同一区域内不同时间间隔的站点，其大气降水稳定同位素值与季节变化规律保持一致；且西安站点δ¹⁸O的年际变异系数仅为-0.09，结合秦岭南北两侧站点的综合观测时间跨度已达30 a，所以年际波动不会对研究结果的准确性产生影响。研究时段内6个站点的温度及降水量数据均来源于国家气象科学数据中心（http：//data.cma.cn/）。各站点地理位置、环境信息及大气降水δ¹⁸O和δD数据详见表1。

表1中大气降水δ¹⁸O与δD的数值，均以维也纳标准海洋水（SMOW）为基准，采用千分差的形式表示：

{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=(\frac{R_{\mathrm{降水}}}{R_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}}-\mathrm{1})\times \mathrm{1000}\mathrm{‰},（1）

{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{D}=(\frac{Q_{\mathrm{降水}}}{Q_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}}-\mathrm{1})\times \mathrm{1000}\mathrm{‰},（2）

式中：R_{\mathrm{降水}}表示大气降水中的¹⁸O/¹⁶O值，R_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}表示SMOW的¹⁸O/¹⁶O值；Q_{\mathrm{降水}}表示大气降水中的D/H值，Q_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}表示SMOW的D/H值。

大气降水中δ¹⁸O与δD的年均加权平均值的计算公式为：

\delta (w)=\sum _i(p_i{\delta }_i/\sum p_i)，（3）

式中：δ（w）为加权平均值，p_i 为降水量，δ_i 为其对应的同位素值。

2 结果分析与讨论

2.1 大气降水线方程

美国加利福尼亚大学水文地质学家CRAIG，通过测定全球400多个大气降水样品的δD与δ¹⁸O值，发现二者存在显著线性关系，并提出全球大气降水线（GMWL）方程^［16］，其表达式为\delta \mathrm{D}=\mathrm{8}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}+\mathrm{10}。北京大学郑淑慧等收集并测定了全国101个站点的大气降水样品，基于δD和δ¹⁸O数据，建立了全国大气降水线方程^［17］，具体为\delta \mathrm{D}=\mathrm{7.9}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}+\mathrm{8.2}。基于秦岭北麓4个站点的108组δD与δ¹⁸O月均数据，通过拟合分析得出该区域大气降水线方程为：\delta \mathrm{D}=\mathrm{7.84}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}+\mathrm{10.10}，结果详见图2。同样，利用秦岭南麓2个站点的21组δD与δ¹⁸O月均数据，建立该区域的大气降水方程为：\delta \mathrm{D}=\mathrm{7.52}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}+\mathrm{13.10}，结果亦见图2。

大气降水线方程的斜率可反映D与¹⁸O的分馏速率对比关系，截距指示D对平衡状态的偏离程度^［18］。秦岭南北两侧大气降水线方程斜率均小于全球大气降水线方程与全国大气降水线方程的斜率，截距均大于全球大气降水线与全国大气降水线方程的截距。值得注意的是，秦岭南北两侧方程的斜率与截距均大于中国东部季风区降水线方程（\delta \mathrm{D}=\mathrm{7.46}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}+\mathrm{0.90}）的对应参数。秦岭南北两侧的斜率处于全球、全国与东部季风区之间，说明秦岭南北两侧的雨滴在降落过程中，均受到了不平衡的二次蒸发影响。

秦岭北麓大气降水线方程斜率（7.84）>秦岭南麓（7.52）>东部季风区（7.46），表明秦岭南麓水汽来源与东部季风区更为相似，核心原因在于秦岭的地形阻隔作用：夏秋季，东南季风和西南季风难以翻越秦岭；冬春季，秦岭又阻挡了北方冬季风的南下。秦岭南麓截距(\mathrm{13.10})大于秦岭北麓（10.10），这与南麓丰富的水体分布密切相关。仅汉中地区就有大小湖泊344个，占陕西省湖泊总数的1/3，大量水体的强烈蒸发形成局地水循环，最终导致南麓降水同位素截距偏高。秦岭北麓地处黄土高原南缘，属于黄河流域，其大气降水线方程斜率（7.84）与黄土高原内部的汾河谷地（7.72）、太行山区（8.23）斜率数值相近^［19］；秦岭南麓属于长江流域，其大气降水线方程斜率（7.52）更接近长江流域整体斜率（6.71）^［20］，这一特征充分说明，作为黄河流域与长江流域的地理分界线，秦岭不仅控制着地表径流的空间分布，还对大气降水的水汽来源产生了显著的影响。

2.2 环境效应

2.2.1 温度效应

大气降水δ¹⁸O值与温度主控的蒸发、凝结相关。从表2数据来看，秦岭南北两侧全年尺度的温度效应均不突出：秦岭北麓降水δ¹⁸O与温度的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=\mathrm{0.062}\mathrm{9}T-\mathrm{8.474}\mathrm{6}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.028},P=\mathrm{0.104})，秦岭南麓降水δ¹⁸O与温度的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-0.034 4T-\mathrm{5.272}\mathrm{5}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.010}\mathrm{4},P=\mathrm{0.660})。考虑到秦岭南北两侧地处季风边缘区，夏半年降水高度集中，因此进一步将各站点降水δ¹⁸O按夏、冬半年拆分分析。秦岭南麓夏半年降水δ¹⁸O与温度的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{0.199}\mathrm{8}T-\mathrm{1.802}\mathrm{2}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.105}\mathrm{8},P=\mathrm{0.302})，呈现弱反温度效应。这一现象与南麓山区地形相关，夏季山区雾天较多，雾水凝结过程会导致重同位素富集，进而引发反温度效应^［21］。秦岭北麓夏半年降水δ¹⁸O与温度之间无显著相关性，未呈现温度效应。秦岭南麓冬半年降水δ¹⁸O与温度之间无显著相关性，未呈现温度效应。秦岭北麓冬半年降水δ¹⁸O与温度的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=\mathrm{0.339}\mathrm{5}T-\mathrm{10.005}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.287}\mathrm{2},P=\mathrm{0.000}\mathrm{3})，呈现一定的温度效应。说明在秦岭地区温度并不是影响降水稳定同位素的主要因素，可能受水汽来源和降水量的共同作用主导。

2.2.2 降水量效应

降水量效应是指大气降水δ¹⁸O值与当地降水量呈负相关的现象，强对流现象、雨滴降落过程中的蒸发作用均可能诱发该效应^［10］。从全年尺度来看，秦岭南北两侧的降水量效应均不突出：北麓降水δ¹⁸O与降水量的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{0.011}\mathrm{8}p-\mathrm{6.842}\mathrm{4}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.025}\mathrm{2},P=\mathrm{0.123})；南麓降水δ¹⁸O与降水量的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{0.013}\mathrm{4}p-\mathrm{4.873}\mathrm{8}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.054}\mathrm{4},P=\mathrm{0.309})。分季节分析夏半年数据发现，降水量效应的区域差异显著：北麓夏半年降水δ¹⁸O与降水量的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{0.030}\mathrm{5}p-\mathrm{5.049}\mathrm{2}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.174}\mathrm{2},P=\mathrm{0.002})，呈现弱降水量效应。南麓夏半年降水δ¹⁸O与降水量的线性回归方程为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{0.051}p-\mathrm{0.764}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.357}\mathrm{8},P=\mathrm{0.040})，呈现强降水量效应。说明降水量效应能够对秦岭南北两侧夏半年降水同位素产生影响，且对南麓的作用更显著。受地形影响，秦岭南侧山间盆地植被覆盖较好，蒸发作用较强，相较于北麓更易形成强对流现象。强对流会延长降水过程，逐步补偿空气饱和差，使雨滴降落过程时的蒸发作用缓慢减弱。秦岭北麓不显著的降水量效应，与刘洁遥等^［18］在陕甘宁地区的研究结果相符，也符合经典同位素理论中“内陆地区降水量效应不显著”的结论。秦岭南麓显著的降水量效应与董小芳等^［20］关于“在长江流域等中低纬强对流地区降水量效应显著”的研究结论一致。

2.2.3 纬度效应

纬度效应指大气降水δ¹⁸O和δD值随纬度升高而呈现出下降趋势的现象^［21］。其形成机制是产生于低纬度的水蒸气云团向高纬度移动过程中持续发生瑞利分馏作用。从表1数据来看，秦岭南麓年均大气降水δ¹⁸O的加权值介于-6.91‰~-5.44‰之间，δD的加权值介于-34.78‰~-31.63‰之间；而秦岭北麓年均大气降水δ¹⁸O的加权值介于-9.36‰~-7.37‰之间，δD的加权值介于-65.62‰~-46.11‰之间。整体而言，秦岭北麓大气降水δ¹⁸O与δD明显高于南麓。将秦岭南北两侧6个站点的大气降水δ¹⁸O、δD值与纬度进行拟合，得到的方程分别为{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}=-\mathrm{2.223}\mathrm{5}\mathrm{L}\mathrm{a}\mathrm{t}+\mathrm{68.296}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.829},P=\mathrm{0.012})和\delta \mathrm{D}=-\mathrm{19.804}\mathrm{L}\mathrm{a}\mathrm{t}+\mathrm{627.83}(R^{\mathrm{2}}=\mathrm{0.731}\mathrm{5},P=\mathrm{0.030})，说明秦岭南北两侧纬度效应明显，结果详见图3。

陕甘宁3省降水δ¹⁸O纬度效应显著，纬度每增加1°，降水中δ¹⁸O相应贫化0.27‰^［18］。受纬度效应影响，广州和北京两地大气降水δD从-29.2‰降至-56.6‰，平均纬度每增加1°，δD贫化1.72‰^［17］。于津生等^［22］利用广西至黑龙江16个站点的数据分析发现，纬度每增加1°，降水δ¹⁸O和δD值分别下降0.24‰和1.84‰。由图3可知，该区域各站点纬度每增加1°，降水δ¹⁸O与δD值分别下降2.22‰和19.8‰。从贫化梯度来看，秦岭的梯度远远高于全国与西部区域的平均梯度，说明秦岭对气团的阻挡作用有效放大了纬度效应的影响。

2.3 d‑excess与水汽来源

大气降水中d‑excess（译为氘过量参数或过量氘，d=\delta \mathrm{D}-\mathrm{8}{\delta }^{\mathrm{18}}\mathrm{O}，简称d值）是局地水汽来源示踪的可靠指标^［23］。其数值大小主要受水汽来源地的湿度和雨滴下落过程中，动力分馏与热力分馏共同作用的二次蒸发影响。秦岭北麓大气降水d值变化范围为5.76‰~13.96‰，平均值11.64‰；南麓大气降水d值变化范围为12.02‰~26.01‰，平均值16.13‰（图4）。秦岭南北两侧降水d值均处于正常的波动区间，但二者平均值均高于全球降水d值的典型水平（10‰），这主要由南北麓降水的水汽来源不同所导致。

秦岭南北两侧冬、夏半年水汽来源地的蒸发条件不同，导致d值差异显著。秦岭北麓夏半年，源自低纬度海洋地区的水汽相对湿度大（表3），导致大气降水d值整体偏低，平均为9.53‰，低于全年平均水平；冬半年降水的水汽来自西风环流携带的北大西洋区域（表3），气团相对湿度较低，降水d值偏高，平均值为13.74‰，高于全年平均水平。秦岭北麓的冬、夏半年水汽来源与刘洁遥等^［18］在陕甘宁地区降水水汽来源研究结果一致。秦岭南麓夏半年d值的平均数据为16.36‰，冬半年d值的平均数据为15.86‰，全年整体偏高。这主要由秦岭南侧两个采样点地处山间盆地，植被覆盖度高，可有效削弱雨滴降落过程中二次蒸发作用，这与降水量效应所反映的情况相符。另外，秦岭南麓分布有众多湖泊，水源的持续蒸发显著增强了局部水循环过程，导致d值升高，这与大气降水方程线截距反映的情况一致，同时也与张应华等^［24］在黑河流域上游山区发现的水库局地水循环造成d值偏高的研究结果相似。

3 结论

（1）秦岭北麓大气降水线方程斜率依次大于秦岭南麓与东部季风区，表明秦岭南麓水汽来源与东部季风区更为相似。受秦岭的阻挡作用，夏秋季部分东南季风与西南季风难以翻越秦岭，在冬春季节秦岭同样阻挡了部分北方冬季风南下。

（2）秦岭北麓冬半年降水稳定同位素呈现出一定的温度效应，而南麓夏半年降水稳定同位素呈现出强降水量效应。秦岭南北两侧降水稳定同位素的纬度效应明显，其贫化梯度远超全国平均，说明秦岭对气团的阻挡作用有效放大了纬度效应的影响。

（3）秦岭南北两侧降水d值的平均数值分别为11.64‰和16.13‰，均高于全球降水平均值。秦岭南麓大气降水区域的植被覆盖度高，可显著削弱雨滴降落过程中的二次蒸发作用，区域内众多湖泊的水源蒸发增强了局地水循环，进一步推高了降水d值。

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基金资助

国家自然科学基金项目(41701090)

陕西省创新能力支撑计划项目(2019KJXX‑026)

陕西省教育厅青年创新团队项目(22JP021)

商洛学院科研项目(18SKY002)