庐山（115° 52′ ~116° 8′ E, 29° 26′ ~29° 41′ N）位于江西省的北部, 海拔为1474 m, 地形较为复杂, 东西窄, 南北长, 常年雾气缭绕。庐山是一个块状山, 构成的岩层也较复杂, 主要为变质岩^[24]。该地区属于典型的亚热带季风气候, 由热带海洋气团与大陆气团交替控制, 特点是夏季湿润多雨, 冬季温和少雨。根据庐山1954-2016年的降水量和温度数据可知月均温为12.8 ℃, 最高温出现在7月为23.1 ℃, 最低温0.2 ℃, 出现在1月; 月降水量为216.4 mm, 6月份降水最多为484.0 mm, 11月份降水最少为53.9 mm（图1）。

图1

Fig. 1

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	图1 庐山的月均降水量和平均温度Fig. 1 The monthly average precipitation and average temperature of Mount Lu

2016年4月至2017年4月以庐山西北面的莲花镇（29° 38′ 27.09″N, 115° 58′ 47.11″E）、山顶牯岭（29° 34′ 17.33″N, 115° 58′ 37.05″E）和东南面海会镇（29° 32′ 29.32″N, 116° 03′ 16.32″E）为主要的采样点（图2）, 防止其因分馏而引发的数据不准确, 降雨以后立即采集次降雨。利用500 ml的塑料瓶连接直径为10 cm的漏斗, 对每次降水进行及时收集采样, 为了防止雨水样品的蒸发, 在漏斗内放置一颗乒乓球, 将其装入螺纹塑料瓶内, 并且用Parafilm膜进行封口处理。放置在冰箱内进行冷藏处理, 防止由于分馏导致同位素比值发生变化。

图2

Fig. 2

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	图2 采样点位置Fig. 2 Position of sampling points

将收集的水样先摇匀, 然后用10 ml的一次性注射器将水样吸出, 再在注射器头上部安装一个0.22 μ m的针式滤膜, 将水样注射到已经用蒸馏水润洗烘干的2 ml进样瓶中, 且及时盖上瓶盖待分析。处理好的水样带到江西农业大学森林培育重点实验室内进行分析测定, 注射进同位素质谱仪（Delta v Advantage）中进行水分同位素分析, 分析误差δ D小于2‰ 、δ ¹⁸O小于0.2‰ 。

氢氧稳定同位素组成用δ 表示, 其中, δ 是指样品的同位素比值相对于标准物质同位素比值的千分值（parts per thousand, per mil, ‰ ）。

δ=(Rsamp/Rs t d-1)×1000（1）

式中：R_samp表示样品中重轻同位素丰度之比; R_std表示标准物质的重轻同位素丰度之比, 一般采用维也纳标准平均海水（Vienna Standard Mean Ocean Water, VSMOW）作为标准样品。降水同位素的月平均值为降水量的加权平均值（δ t）, 计算方法如下：

δt=∑i=1nPiδi∑i=1nPi（2）

式中：P_i降水量; δ _i为同位素值。

本文运用Origin 8.5线性回归分析方法得到庐山大气降水线方程, 用相关分析的方法得到降水量、温度分别与降水中δ ¹⁸O之间的相关关系, 其中温度和降水量数据是从中国气象数据网（http://data.cma.cn/）下载获得。

用Origin 8.5、ArcGIS软件作图。由于降水中δ D与δ ¹⁸O有很好的相关性, 避免分析结果冗余, 所以数据分析主要以δ ¹⁸O为主。

庐山地区大气降水存在明显的季节变化特征（图3）, 降水量季节分布不均, 集中分布在雨季（4-9月）。该地区年降水量为2702.2 mm, 雨季降水量为2033.2 mm, 占全年降水量的75.2%, 旱季降水量相对较少为 669 mm, 占全年降水量的24.8%; 雨季一共有183天, 雨天有101天, 占整个雨季的55.0%, 其中日降水量最大达到了184.1 mm。该区域温度的变化范围是-4.5~26.5 ℃, 最高温为26.5 ℃, 出现在2016年7月25日, 最低温出现在2017年2月9日为-4.5 ℃, 温度呈季节变化。

图3

Fig. 3

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	图3 庐山地区2016年4月至2017年4月降水量和温度随时间的变化Fig. 3 Variation of precipitation and temperature with time from April 2016 to April 2017 in Mount Lu area

为评价地区降水因地理与气候因素偏离全球降水线的程度, Dansgaard^[25]定义了“ 氘盈余（d）” , 即d=δ D-8δ ¹⁸O。从庐山地区大气降水中δ ¹⁸O和d随时间的变化可以看出, 大气降水中δ ¹⁸O和d的波动幅度较大, 且变化规律相似。δ ¹⁸O的变化范围为-12.3‰ ~0.1‰ , 平均值为-5.7‰ , 标准差为± 2.9‰ , 相比于中国大气降水中的δ ¹⁸O（-50.0‰ ~10.0‰ ）^[26], 落在了其变化范围之内。

d值介于-15.5‰ ~33.2‰ 之间, 平均值为10.6‰ , 与世界大部分地区大气降水中的d值（10.0‰ ）略高, 且绝大多数d值大于10.0‰ , 这与地中海、里海、咸海及美国五大湖附近区域的降水氘盈余相似^{[4, 27]}, 即大面积地表水体蒸发水汽与大气水汽（上风方向）混合参与降水过程。为了更好地看出其中的季节变化规律, 根据庐山地区1954-2016年降水量以及气温的数据将4-9月划分为夏半年, 10月到次年3月划分为冬半年^[17]。从图4可以看出, 冬半年的δ ¹⁸O（-4.8‰ , n=29, P=0.05）高于夏半年（-6.1‰ , n=53）, 显示出季风区降水的特点, 由冬夏半年降水水汽来源及蒸发条件差异导致; 冬半年d值（10.0‰ , n=29, P=0.684）大于夏半年（9.5‰ , n=53）。邻近的鄱阳湖湿地以及鹰潭地区大气降水同位素特征以及氘盈余也呈现出相似的变化^{[17, 28]}, 这与该地区处在亚热带季风区有着很大的关系, 不同季节降水水汽来源及蒸发条件的差异导致, 夏半年主要受海洋性水汽来源影响, 空气湿润, 冬半年受极地大陆性气团控制, 盛行西风, 空气干燥。

图4

Fig. 4

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	图4 庐山大气降水中δ 18O和氘盈余d的季节变化Fig. 4 Seasonal variation of δ 18O and d in precipitation in Mount Lu

庐山地区大气降水中氢氧稳定同位素值变化幅度较大：δ D的变化范围为-93.5‰ ~8.4‰ , δ ¹⁸O的范围为-12.3‰ ~0.1‰ , 相比于中国大气降水中的δ D（-210.0‰ ~20.0‰ ）和δ ¹⁸O（-24.0‰ ~2.0‰ ）^[29], 庐山大气降水的氢氧稳定同位素比值的变化范围在该范围内。应用大气降水中δ D和δ ¹⁸O之间的关系, 又称为大气降水线方程, 对于研究水循环过程具有十分重要的意义。一般来说, 大气越干热, 大气降水线的斜率就越小, 截距也越小^[30], 这是由于凝结物在未饱和大气中降落从而造成重同位素蒸发富集^[18]。根据δ D和δ ¹⁸O数据求得庐山大气降水线方程：δ D=7.45δ ¹⁸O+8.36, 其中n=102, R²=0.83（图5）, 与全球大气降水线（δ D=8δ ¹⁸O+10）、鹰潭大气降水线^[17]（δ D=8.61δ ¹⁸O+18.34）以及鄱阳湖大气降水线^[28]（δ D=8.99δ ¹⁸O+11.52）方程相比, 斜率和截距均偏小。在干燥少雨的地区, 雨滴在相对干燥的大气条件下发生二次蒸发从而导致斜率和截距偏低; 而湿润多雨的区域相反^[28]。庐山、鹰潭、鄱阳湖同属于季风区, 气候湿润多雨, 这样的条件使得二次蒸发微弱, 因此导致其变小的原因主要是来自局地蒸发。为了可以更直观地了解哪个季节的局地蒸发最强烈, 对春季（3-5月）、夏季（6-8月）、秋季（9-11月）、冬季（12-2月）四季的大气降水线进行分析（图6）, 从图中可以看出夏季的斜率最小, 也就是说夏季的局地蒸发最强, 原因可能是夏季温度高, 降雨量大, 而春季的局地蒸发最弱, 因为春季降雨量大, 温度低, 相对湿度大, 蒸发强度较夏季弱。

图5

Fig. 5

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	图5 庐山地区、鄱阳湖以及鹰潭大气降水中的δ D与δ 18O的关系Fig. 5 The relationship between δ D and δ 18O in the precipitation in the Mount Lu Area, Poyang Lake and Yingtan

大气气团传输途径通常运用美国国家海洋和大气管理局开发的拉格朗日积分轨迹模型（HYSPLIT）（Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model, http://readyarl.noaa.gov/HYSPLIT.php）的后向轨迹模型进行模拟研究^[31], 美国国家环境预报中心NCEP（National Centers for Environ-mental Prediction）为该模型提供气象资料。降水中δ D、δ ¹⁸O变化不仅受局地气象要素的影响, 大气降水的水汽来源与输送过程对降水中δ D、δ ¹⁸O影响更为直接^[32]。鉴于此分别选取冬、夏半年有代表性的降水事件一共6组, 利用HYSPLIT后向轨迹模块追踪每次降水事件的水汽来源及运移路径, 分别模拟了庐山地区上空海拔500 m、2000 m和3000 m在降水120小时之前大气气团后向传输途径。

图6

Fig. 6

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	图6 庐山地区四季大气降水线的比较Fig. 6 Comparison of local meteoritic water line of four reasons in Mount Lu

研究发现由d值的季节变化可知, 季风区的d值存在明显的冬半年高夏半年低的季节变化特征。在夏半年, 庐山地区水汽主要来源于低纬度海洋, 降水过程中受到的蒸发作用弱, 随着降水的进行使得降水中氢氧稳定同位素比值低, d值较小; 在冬半年, 由于受到中国华北地区、寒冷干燥的亚欧大陆等气团以及局地蒸发的影响, 使得降水中的氢氧稳定同位素比值和d值较大。这个结论同时在后向轨迹模型(HYSPLIT)（图7）中也得到了证实。 图7a~图7c分别为冬半年1月5日降水事件海会、牯岭和莲花站的水汽运移轨迹结果, 图7a~图7c可以明显看出, 局地水汽贡献了该次降水事件; 图7d~图7f则为夏半年海会站3组降水事件的水汽运移路径结果, 图7a、图7g、图7h为冬半年海会站的3组降水事件的水汽运移路径结果。可以看出HYSPLIT后向轨迹模型分析得出的水汽来源与该地区同位素的变化特征吻合。

图7

Fig. 7

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	图7 庐山地区不同时间水汽输送轨迹 注：本图基于国家测绘地理信息局标注地图服务网站下载审图号为GS(2016)2938号标准地图制作, 底图无修改。图中红色线条代表500 m, 蓝色线条代表2000 m, 绿色线条代表3000 m。Fig. 7 Backward trajectory of water vapor at different time in the Mount Lu region

图8

Fig. 8

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	图8 海会、牯岭、莲花的大气降水线Fig. 8 Local meteoritic water line of Haihui, Guling and Lianhua stations

图8和图9选择海会、牯岭和莲花站在4月11日至5月28日期间的大气降水线和4月11日至4月28日降水密集期δ ¹⁸O值变化特征。根据HYSPLIT模拟结果, 在此期间, 三个站点上风方向大气水汽主要来源于南海, 也有少量的西北内陆水汽（4月16日）, δ ¹⁸O值表现出相似的变化趋势, 各站点δ ¹⁸O偶有起伏但总体趋于稳定, 这也说明了在此期间稳定的水汽来源; δ ¹⁸O值的大小表现为莲花> 海会> 牯岭, 结合各点大气降水线斜率大小差异莲花（8.75）> 海会（6.06）> 牯岭（5.61）, 反映了局地水汽补充的差异性, 莲花站降水线斜率略大于全球大气降水线, 显示出湿润区的特点, 因此其上风方向的大气水汽在此期间以海洋水汽为主; 海会和牯岭站上风方向大气水汽源中混合了局地再循环的水汽, 且牯岭站受局地水汽的影响最大。根据站点地理位置分析, 是由于莲花背靠鄱阳湖, 其受鄱阳湖水汽输送影响小, 而此时相对湿度大, 局地蒸发水汽中植被蒸腾水汽的贡献也不多; 而海会站毗邻鄱阳湖, 其上风方向大气水汽易受鄱阳湖水汽平流输送; 而牯岭站位于庐山高海拔地带, 来自鄱阳湖的水汽随地形抬升, 低温冷凝, 极易在此成云致雨。

图9

Fig. 9

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	图9 4月11日至4月28日降水密集期δ 18O值变化特征Fig. 9 Variation characteristics of δ 18O values during and precipitation intensive period from April 11th to April 28th

由于牯岭站和海会站数据的缺失, 因此选择莲花站进行降水量效应和温度效应的分析。庐山与别的地区不同, 存在着反温度效应, 却不存在降水量效应。从图10、图11可以看出, 将降水中δ ¹⁸O-温度（T）进行线性回归分析, 降水中δ ¹⁸O-T线性方程为： δ ¹⁸O=-0.188T-2.298（R²=0.210, n=41, P=0.003）; 将降水中δ ¹⁸O-降水量（P）进行线性回归分析, 降水中δ ¹⁸O-P线性方程为：δ ¹⁸O=0.234P-7.000（R²=0.162, n=41, P=0.01）。可以发现, 该地区不存在降水量效应, 反而存在着显著的反温度效应。究其原因, 是由于特殊的地形导致四季起雾。雾水是维持多雾生态系统水分输入不可缺少的因素^[33], 凝结时的温度差异是导致雾水中重同位素富集的根本原因^[34]。学者对雾水的认识大多集中在雾水物理化学性质。刘文杰等^[35]指出, 对于热带、亚热带山地森林等森林类型来说, 雾是必不可少的环境因子, 因此在多雾地区研究森林水循环时不可忽视雾水对其的影响。在研究中发现, 雾水发生在近地表且具有早期降水的特点, 重同位素富集, 同位素值偏大。

雾水是水汽冷凝形成, 那么随着温度的增加, 越不利于雾的形成, 所以雾水的减少导致降水中的δ ¹⁸O、δ D偏小; 随着降水量的增加, 为雾的形成提供了充沛的水分条件, 有利于雾的形成, 所以雾水的增加导致了δ ¹⁸O、δ D偏大。通过图10、图11的结论以及分析可知, 雾水的存在会对降水量效应以及温度效应产生显著影响, 因此在对多雾地区进行水循环研究时, 要考虑并通过一些手段来减少雾水的影响。许多学者^{[36, 37]}在文中提到, 早上9点之前和傍晚雾水最浓, 采样的时候要避开这个时间点, 如果条件允许, 降雨一结束就立即采集样品, 不要放置过夜再去采集。

图10

Fig. 10

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	图10 降水中δ 18O与温度之间的相关性Fig. 10 Correlation between δ 18O and temperature in precipitation

图11

Fig. 11

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	图11 降水中δ 18O 与降水量之间的相关性Fig. 11 Correlation between δ 18O and precipitation in precipitation