环境科学  2017, Vol. 38 Issue (6): 2308-2316   PDF    
引用本文
许琦, 李建鸿, 孙平安, 何师意, 于奭. 西江水氢氧同位素组成的空间变化及环境意义[J]. 环境科学, 2017, 38(6): 2308-2316.
XU Qi, LI Jian-hong, SUN Ping-an, HE Shi-yi, YU Shi. Spatial Variation and Environmental Significance of δ18O and δD Isotope Composition in Xijiang River[J]. Environmental Science, 2017, 38(6): 2308-2316.
西江水氢氧同位素组成的空间变化及环境意义
许琦1,2 , 李建鸿2 , 孙平安2 , 何师意2 , 于奭2     
1. 国家地理信息系统工程技术研究中心, 武汉 430074;
2. 中国地质科学院岩溶地质研究所/国土资源部、广西岩溶动力学重点实验室, 桂林 541004
收稿日期: 2016-07-21; 修订日期: 2017-01-05
基金项目: 国家自然科学基金项目（41402324）；国家重点研发计划项目（2016YFC0502302）；国家地质调查项目（DD20160305-01）；广西自然科学基金项目（2014GXNSFBA118228）；中国地质科学院所控基金项目（201429）
作者简介: 许琦(1984~), 男, 博士研究生, 主要研究方向为地理信息系统, E-mail:xuqi@karst.ac.cn
通讯作者: 于奭, E-mail:yushi@karst.ac.cn
摘要: 2014年6月和2015年1月，在西江各干流和支流分别采集了54个水样，对水的氢氧同位素组成进行了分析.结果表明，西江水体δ18O和δD存在明显的线性关系，这种相关关系旱季显著于雨季，西江水体旱、雨季18O、D值均沿大气降水线分布.氘盈余（d）值雨季大于旱季，主要是由于雨季降水多通过落水洞、竖井、漏斗等岩溶形态直接补给地下河，与围岩接触的时间较短，而旱季降雨较少，地表河系统受储存在岩溶裂隙、孔隙中的地下水体补给.由于受海拔高度及蒸发效应的影响，西江干流红水河-浔江段和支流右江-郁江段δ18 O和δD值整体上表现为沿流程逐渐偏正的趋势，而由于桂江支流上游到下游海拔差异不大，流程简短、加上桂江支流水量少于西江干流和右江-郁江支流，桂江支流未出现从上游到下游逐渐偏正现象.通过δ18 O与高程的关系建立了二者之间的线性回归模型，揭示了雨季西江水体随高度的变化率为：-0.44‰·（100 m）-1，旱季为-0.45‰·（100 m）-1，反映西江流域降水的高度效应，这对流域水循环过程的研究具有重要的水文地质意义.
关键词: 稳定同位素      高程效应      西江流域      水循环     
Spatial Variation and Environmental Significance of δ18O and δD Isotope Composition in Xijiang River
XU Qi1,2 , LI Jian-hong2 , SUN Ping-an2 , HE Shi-yi2 , YU Shi2     
1. National Engineering Research Center for Geographic Information System, Wuhan 430074, China;
2. Key Laboratory of Karst Dynamics, Ministry of Land and Resources & Guangxi, Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin 541004, China
Abstract: The H and O isotope composition of the Xijiang water was investigated on 54 samples collected from the mainstreams and main tributaries in June 2014 and January 2015.It was found that in the Xijiang river, there was a remarkable linear relationship between δ18 O and δD. This relationship was more significant in the dry season. In both seasons, the 18 O and D values distributed along the meteoric water line, which indicated that precipitation was the source of the Xijiang River. Due to the direct water recharge through karst forms (i.e. sinkholes, vertical shaft and funnel) to the underground river, the d-excess value was higher in the rainy season. While during the dry season, water recharge came from the storage in fissures and pores. Affected by altitude and evaporation effect, along the mainstream Hongshui River-Xunjiang and tributary Youjiang-Yujiang reach, the δ18 O and δD values were gradually approaching positive value in general. However, along the short tributary Guijiang reach, the altitude difference was not dramatic, and the discharge was less, the same phenomenon was not observed. By establishing a linear regression model between δ18 O and altitude, it revealed that the change rate of Xijiang water with altitude was -0.44‰·(100 m)-1 in the rainy season, and -0.45‰·(100 m)-1 in the dry season. The result reflected the height effect of the precipitation, which has a considerable meaning for the study of hydrological cycle in a river basin.
Key words: stable isotope      elevation effect      Xijiang basin      water cycle     

由于氢氧同位素是水分子的直接组成部分, 在水循环的每一阶段, 受大气蒸汽源的同位素组成, 水汽凝结和蒸发过程中的同位素分馏作用、土壤和地表水的蒸发作用及不同水体的混合作用等影响, 因此水中的氢氧稳定同位素具有不同的演化规律和组成特征[1, 2].自20世纪80、90年代以来, 氢氧同位组成已被广泛用于指示江河环境变化, 目前已有报道的世界大江大河包括欧洲的莱茵河和多瑙河、印度的恒河、南美的亚马逊河、韩国的汉江以及中国的长江和黄河等[1~6].河水中氢氧同位组成的时空变化和空间分布, 受流域地形、地貌和人为活动的制约, 是对流域内降水、冰雪融水、地下水等补给源的氢氧同位素特征以及河水所受蒸发影响的综合响应[7].根据前人的研究可以将河流氢氧同位素的影响因素归纳如下：① 冰川融水补给的影响.一般冰川融水补给的河流δ18O较贫化[1, 8], 如Mook等[1]的研究发现位于西欧的莱茵河主要受瑞士阿尔卑斯山δ18O较贫化的冰雪融水补给, 而荷兰境内的默兹河则主要接受降水补给, 所以前者δ18O的平均值明显低于后者.史晓宜等[8]的研究发现间接受冰川融水补给的典型温冰川区湖泊δD和δ18O较贫化.

② 降水同位素效应的影响.大气降水氢氧同位素组成的分布很有规律, 他主要受蒸发和凝结作用所制约, 也就是说, 降水的同位素组成与地理和气候因素存在直接的关系, 这些因素包括温度效应、纬度效应、季节效应、大陆效应、高程效应和降水量效应. Yurtsever等[9]研究表明大气降水的同位组成与当地气温的关系密切, 且成正相关变化, 与纬度变化存在明显的负相关关系, 从低纬度到高纬度, 随着温度的降低, 降水的重同位素逐渐贫化.苏小四等[10]研究了黄河从上游源头附近的玛多直到入海口18个断面的河水在旱雨季的氢氧同位素组成, 研究表明无论旱季还是雨季, 河水的δD和δ18O组成都从下游到上游趋于贫化, 反映了与降水相似的同位素大陆效应和高程效应.顾镇南等[11]对上海、南京、武汉等地长江水的氢氧同位素组成的季节变化进行了调查, 调查表明三城市的长江水中氢氧同位素5月偏正, 10月偏负, 从上游到下游长江水氢氧同位素逐渐偏正.陆宝宏等[12]探讨了长江水氢氧同位素的时空分布与降水量和径流量的关系, 研究表明长江干流同位素时程变化主要受降水同位素季节变化的影响. ③ 地下水补给的的影响.地下水的影响又分为两方面, 一方面是由于地下水和地表水蒸发强度的差异造成的.与地表水相比, 地下水受到的蒸发作用较小, 其δD和δ18O比地表水贫化, 当地表河流受到地下水补给后δD和δ18O变贫化.有研究发现由于蒸发效应的差异[13~15], 澳大利亚墨累河、非洲尼罗河、北美洲特拉基河和印度一些河流的沿程河水与地下水氢氧同位素组成存在明显差异, 其联合分析河水的δD和δ18O值确定了这些河流地表水和地下水混合的过程.同样田立德等[16]通过对那曲水文站1998年夏季降水、径流过程及其相应的δ18O过程的监测, 分析发现由于蒸发效应的差异, 那曲河河水与其周边地下水的δ18O存在明显差异, 从而确定曲河河水δ18O的时程变化除了降水因素外还受地下水补给的影响.另一方面由于地下水与其他物质发生变化同位素交换, 包括与围岩和气体在高温或常温条件下的同位素交换.碳酸盐分解会产生CO2, 因而地下水参与CO2发生如下同位素交换反应：, 这一交换经常发生, 且速度相当快, 当CO2的18O/16O比水的低, 那么CO2将趋于富集18O而水则趋于贫化[8].目前有关围岩、CO2与地下水发生同位素交换的研究还不够深入. ④ 人类活动的影响.人类活动对河流氢氧同位素的影响主要表现为大规模筑坝拦截修建水电站和工农业取水使径流量减少.筑坝拦截减缓了河流流速, 增加河水滞留时间, 形成了“湖泊效应”.高建飞等[17]于2005年夏季对黄河源头到渤海入海口河水的氢氧同位素组成进行分析, 认为当黄河流域大气降水降至地表成为地表水后, 人类筑坝和工农业取水使径流量减少, 水体受本身的蒸发作用和多次循环使用导致长时间停留地表产生进一步蒸发的双重影响; 徐敬争等[18]通过对太湖进行长期的监测分析认为湖泊入水量的比重是湖水氢氧稳定同位素富集的主要控制因素; 陆宝宏等[12]分析认为长江流域湖泊或水库蒸发效应是导致长江干流重同位素沿程富集的主要因素之一.

西江是珠江流域的主要水系, 前人对西江流域的研究主要集中在流域径流演化[19]、流域碳循环[20]、流域极端气候[21, 22]等方面, 尚未有有关于西江流域氢氧同位的研究, 而西江流域岩溶地貌分布广泛, 特殊地质背景是否会对河流氢氧同位素造成影响？而氢氧同位素示踪法是否能反映岩溶地表河流水文过程？目前有关岩溶地质背景对河流氢氧同位素影响方面的研究较少, 因此, 对于西江流域氢氧同位素组成及其变化特征还有必要进行深入研究. 2014年雨季和2015年旱季, 本研究在西江主要干流和支流进行系统采样分析, 对河水进行系统的水化学与氢氧同位素研究, 以期为更深入认识西江流域的水文过程及沿程人类活动对江水的影响提供科学依据.

1 材料与方法

西江是珠江流域的主要水系, 发源于云南沾益县马雄山, 流经贵州、广西而入广东, 在广东思贤滘汇入北江, 全长2 214 km, 河道平均坡降0.58‰, 集水面积3.5×105 km2, 干流自上而下分为南盘江、红水河、黔江、浔江和西江5个河段.西江流域地处典型亚热带季风气候区, 年平均径流总量[23]约2 300亿m3, 年内径流变化大, 4~9月为汛期, 约占全年径流量的72%~88%, 多年平均气温14~22℃, 年际变化较少.流域内多为高原和山地丘陵, 地形起伏大, 加之人口密度大、农业耕作活动频繁, 使得流域内表土的机械剥蚀作用较为强烈.流域下伏岩层以沉积岩和岩浆岩为主, 其中浅海相沉积碳酸盐面积最大, 占流域面积的44%, 主要连片分布于流域中上游地区, 现代地表和地下溶蚀过程非常强烈.流域土壤以赤红壤为主, 云贵高原600~800 m以上地区以及桂西北700~1 200 m以上山地覆盖黄壤, 石灰岩地区分布有石灰土, 河谷平原、盆地灌溉水源解决的地区还分布有水稻土[20].

本研究于2014-06-19~2014-06-29和2015-01-15~2015-01-28在西江干流和支流的54个采样点采集了水样(图 1和表 1).现场用ODEON多参数水质测定仪(法国Ponsel公司)测定水温(T)、溶解氧(DO)、pH值, 各指标测试精度分别为0.1℃、0.01 mg·L-1、0.001pH单位.取30 mL水样储存于高密度聚乙烯瓶中, 不留气泡, 盖紧后用封口胶密封, 用于测定水体δ18O、δD.取样后, 样品保存于便携式冰袋中, 并尽快运至实验室内4℃保存直至分析.水体δ18O、δD由中国地质科学院岩溶地质研究所岩溶动力学重点实验室测定, 分析仪器为采用离轴整合积分腔光谱输出技术(OA2ICOS)的液态水稳定同位素分析仪(LWIA-24-d, Los Gatos Research, USA). δ18O、δD测试结果均采用平均海水V-SMOW进行标准化, 计算公式：

图 1 采样点分布图示意 Fig. 1 Location of sampling sites

(1)
(2)

δ18O、δD数据精度分别为±0.2‰和±0.6‰.每个样品测6次取平均值, 所得数据结果均在误差范围之内, 测试结果列于表 1.

表 1 采样点的δ18O、δD和d-excess值1) Table 1 The δ18O, δD and d-excess of sampling sites, Xijiang River

2 结果与讨论 2.1 西江流域地表水δ18O、δD基本特征

雨季西江δD变化范围为-59.31‰~-30.7‰, 平均值-40.03‰; 旱季δD变化范围为-61.98‰~-28.2‰, 平均值-45.19‰; 雨季δ18O变化范围为-8.48‰~-5.49‰, 平均值-6.77‰; 旱季δ18O变化范围为-8.61‰~-4.44‰, 平均值-6.52‰, 旱季δ18O、δD变化范围比雨季变化范围大, 表明西江氢氧同位素组成旱季比雨季具有更明显的时空差异. 图 2为西江流域的δ18O-δD关系.其中全大气降水线(GMWL)采用IAEA的全大气降水同位素方程(δD=8.14δ18O+10.9) 建立[24], 区域大气降水线(CLMWL)采用涂林玲[25]建立的桂林市(1983年1月至1998年12月)大气降水方程(δD=8.42δ18O+16.28). 图 2中西江流域旱季、雨季的δ18O、δD值均沿大气降水线分布, 表明西江主要由大气降水补给.

图 2 西江体水δ18O-δD分布 Fig. 2 Crossplot of δ18O-δD values of Xijiang River

大气降水是地表水的主要来源, 由于大气降水的支配作用, 河水的氢氧同位素组成与其集水区域大气降水的氢氧同位素组成密切相关[26].从西江水δ18O-δD关系(图 2)可以看出, δ18O和δD存在明显的线性关系, 这种相关关系旱季显著于雨季.雨季为δD=9.32δ18O+23.15(R2=0.61), 旱季为δD=6.52δ18O+7.93(R2=0.93), 均沿大气降水线分布再次证明西江水均来源于大气降水补给.雨季和旱季的方程线分居全球大气降水线(GMWL)和区域大气降水线(CLMWL)两侧, 它们的斜率和截距大小关系：雨季>全球大气降水线>区域大气降水线>旱季.这种现象主要受西江流域岩溶地质和湖泊、水库蒸发效应的影响.西江流域的地层以浅海相沉积碳酸盐为主, 占流域面积的44%, 主要连片分布于流域中上游地区, 现代地表和地下溶蚀过程非常强烈, 岩溶含水层具有较高的水力联系, 地表裂隙、孔隙发育, 雨季降水多通过落水洞、竖井、漏斗等岩溶形态直接补给地下河, 地下河又快速响应外界降雨, 补给水体基本未发生明显的蒸发或发生蒸发作用强度较低.而旱季降雨较少, 地下河系统多受储存在岩溶裂隙、孔隙中的地下水体补给, 因此西江流域旱季方程线斜率和截距小于雨季, 这现象与蒲俊兵[27]研究重庆地下河河水氢氧同位素组成的现象相同; 另一方面, 西江流域的湖泊、水库水体补给主要集中于夏季, 水体经过夏季的强烈蒸发以及秋季、冬季的蒸发浓缩, 到旱季(1月)补给河水时δ18O和δD相对较高, 因此旱季方程线的斜率和截距小于雨.

2.2 西江流域地表水氘盈余(d)值

由于各地区大气降水云气形成时, 水汽的来源及降水云气的运移过程中环境条件的变化, 导致气、液相同位素分馏的不平衡程度产生差异, 进而使不同地区大气降水线与全球大气降水线在斜率和截距上均有不同程度的偏离, 这种偏离程度可以用氘盈余(d =δD-8δ18O)来量化[28, 29].虽然有些地区的d值有微小的季节变化, 但就全球范围来看, d值不受季节和纬度等因素的影响[30].在水文地质学研究中d值可以表示水-岩作用的强度.一般情况下, 岩石或地层中的氢的化学组分的含量很低, 不足以影响水的δD值, 但是水-岩的氧同位素交换可以导致水体富含18O[31, 32], 使得地下水相对于当地大气降水d值有所降低.

根据Dansgaard[28]提出的方程将d为0‰、5‰、10‰、15‰、20‰、25‰和30‰绘制于图 3上.从中可知, 西江水体雨季d值的范围为4.21‰~23.00‰, 平均14.27‰, 旱季d值的范围为-0.05‰~12.24‰, 平均6.99‰.受夏季风和台风影响桂林市雨季(6~10月)d值较小, 多年平均10.5‰, 受冬季风影响每年旱季(11月~次年4月)d值较高, 多年平均[25]16.8‰.若以桂林地区的大气降水的d值作为西江流域大气降水的参考, 那么西江江水雨季d值位于流域雨季大气降水和旱季大气降水d值之间, 表明西江江水雨季继承了雨水的特征.但西江江水旱季80%的d值小于d=10‰, 明显小于大气降水的d值.由于地下水与其他物质发生变化同位素交换, 包括与围岩和气体在高温或常温条件下的同位素交换.碳酸盐分解会产生CO2, 因而地下水参与CO2发生如下同位素交换反应, , 这一交换经常发生, 且速度相当快, 当CO2的18O/16O比水的低, 那么CO2将趋于富集18O而水则趋于贫化[7].西江水体雨季和旱季d值的差异主要是由于雨季降水多通过落水洞、竖井、漏斗等岩溶形态直接补给地下河, 且在地下河中以较快的流速运移, 与围岩接触的时间较短, 而旱季降雨较少, 地表河系统受储存在岩溶裂隙、孔隙中的地下水体补给, 这部地下水长时间与围岩接触且与CO2发生同位素交换, 因此d值偏低.西江流域旱季HCO3-平均值为1.96mmol·L-1, 雨季HCO3-平均值为1.78mmol·L-1, 旱季d的最小值出现在XJX16号都安市乡马陇桥(-0.05‰)和XJD22号崇左市扶绥县长沙大桥(0.42‰), 这两个取样点均在岩溶区, 其水体HCO3-分别为3mmol·L-1和2.9mmol·L-1, Ca2+分别为90mg·L-1和60.5mg·L-1, 分别是西江旱季和雨季HCO3-和Ca2+的最高值点, 表明这两处的水-岩接触的时间较长或与CO2发生强烈的同位素交换.

图 3 西江水体d-excess值分布 Fig. 3 Crossplot of d-excess values of Xijang River

2.3 西江流域地表水氢氧同位素组成的沿程变化

从上游到下游, 河水氢氧同位素组成受不同补给源、地面水体、人为活动和蒸发的影响, 同时受到降雨同位素大陆效应, 高程效应的影响, 小流域的空间分布主要是上述某些影响的集中表现, 而大江大河氢氧同位素的空间分布则更多是上述各种影响的综合反映. 图 4显示出西江流域干流和主要支流的δ18O和δD值沿流程方向的变化情况.总体来说, 干流红水河—浔江段除迁江外, 无论是丰水期还是枯水期, 河水的δ18O和δD组成都从上游到下游逐渐偏正; 支流右江—郁江段枯水期(1月)δ18O和δD值沿流程逐渐偏正, 丰水期(6月)百色、平果略高于南宁、贵港; 桂江段δ18O和δD值比较平稳, 无明显变化趋势.作者认为, 影响西江流域河水同位素组成的主要因素是：继承降雨同位素的特征、河水的沿程蒸发和人为活动影响.云团从海洋向陆地迁移过程中, 轻同位素逐渐富集, δ18O和δD值沿流程从上游到下游逐渐偏正符合降雨过程的一般规律, 加之降雨到达地面后在产生地表径流或下渗的过程中均会遭遇地面蒸发而使其同位素发生变化, 蒸发过程中同位素相对较轻的水汽会先蒸发, 剩余的水体富集重同位素[8, 33].干流红水河—浔江段和支流右江—郁江段整体上表现为沿流程逐渐偏正的趋势与黄河[15]、长江[18]的研究结果一致, 主要是继承了降雨同位素的特征及受沿程蒸发的影响, 但在部分河段δ18O和δD变化趋势不一致, 如在迁江、百色和平果段, 表明不同河段的蒸发效应及人类干扰因素有所不同.徐敬争等[18]的研究表明受到蒸发作用影响的湖水、水库进入长江, 必对江水的氢氧同位素组成产生显著影响, 在长江中游的洞庭湖与鄱阳湖, 蒸发作用使其δ18O和δD升高, 进而影响长江干流的δ18O和δD值.迁江段河水无论是丰水期还是枯水期δ18O和δD均比下游河段偏正主要是因为迁江段取样点在方庆水库下游约400 m, 受水库蒸发影响.而丰水期支流右江—郁江段百色、平果略高于南宁、贵港, 主要是因为夏季百色、平果段引水灌溉影响大为增强, 加剧了蒸发作用.涂林玲等[25]的研究表明桂林地区在夏季风盛行期, 降水多受热带风暴的控制, δ18O和δD值偏负, 而当冬季风盛行时, 降水多受西南暖湿气流和冬季风的控制, δ18O和δD值偏正.如图 4所示, 桂江支流的δ18O和δD值与桂林地区降水同位素季节变化相似, δ18O和δD值夏季(雨季)偏负, 冬季(旱季)偏正, 表明桂江水体氢氧同位素特征继承了当地降雨的特征.而桂江支流未出现从上游到下游逐渐偏正现象, 可能是由于桂江支流上游到下游海拔差异不大, 流程简短、加上桂江支流水库少于西江干流和右江—郁江支流.

图 4 西江水体δ18O、δD值流程变化 Fig. 4 Variations of δ18O and δD of water in Xijiang Riever

2.4 西江流域地表水δ18O、δD值高度变化趋势

图 5显示西江水体δ18O值与海拔高度表现出一定的负相关关系, 海拔越低δ18O值越偏重, 这主要与低海拔地区降水同位素偏重有关, 但其相关性较低(雨季R2=0.17, 旱季R2=0.20), 这可能是由于不同地区相同海拔的河水相互混合相互干扰的结果.若取每一定高度范围内水样δ18O值的加权平均值, 可消除局地环境多水样δ18O的影响, 为排除不同地区相同海拔的河水相互混合的干扰, Deshpande等[34]、Dotsika等[35]和丁林等[36]均建立了δ18O值和海拔高度的回归方程, 来消除局地环境对δ18O值的影响.如图 6所示西江流域地表水沿高程每50 m范围内(0~50 m为第一个平均范围)δ18O平均值与高程的线性模型具有较好的相关性.雨季的线性方程为：δ18O=-0.004 4H-5.942 3, R2=0.83;旱季的线性方程为：δ18O=-0.004 5H-6.171 1, R2=0.88.根据上述的回归分析, 西江水体雨季δ18O值随高度的变化率为：-0.44‰·(100 m)-1, 旱季为-0.45‰·(100 m)-1.由于旱季、雨季水体均来源降水补给, 因此, 旱、雨季高度差别并不大.与其他研究结果对比, 西江水体δ18O值随高度的变化率略高于整个我国西南地区-0.38‰·(100 m)-1 [37]和全球降水-0.28‰·(100 m)-1 [38].西江水体δ18O值的高度趋势在一定程度上反映西江流域降水的高度效应, 这对流域水循环过程的研究具有重要的水文地质意义.

图 5 西江水体δ18O同高程的关系 Fig. 5 Relationship between δ18O and altitude of water in Xijiang River

图 6 西江水体δ18O同高程的关系 Fig. 6 Relationship between δ18O and weighted altitude of water in Xijiang Riever

3 结论

(1) 西江水体旱季δ18O、δD变化范围大于雨季, 表明西江氢氧同位素组成旱季比雨季具有更明显的时空差异.

(2) 西江水体δ18O和δD存在明显的线性关系(雨季为δD=9.32δ18O+23.15 R2=0.61, 旱季为δD=6.52δ18O+7.93 R2=0.93, 这种相关关系旱季显著于雨季, 旱季和雨季西江水体均沿全球大气降水线分布, 证明西江水均来源于大气降水补给.

(3) 西江水体雨季d-excess值的范围为4.21‰~23.00‰, 平均14.27‰, 旱季d-excess值的范围为-0.05‰~12.24‰, 平均6.99‰. d-excess值雨季大于旱季, 主要是由于雨季降水多通过落水洞、竖井、漏斗等岩溶形态直接补给地下河, 且在地下河中以较快的流速运移, 与围岩接触的时间较短, 而旱季降雨较少, 地表河系统受储存在岩溶裂隙、孔隙中的地下水体补给, 这部地下水长时间与围岩接触d-excess值偏低.

(4) 干流红水河—浔江段和支流右江—郁江段δ18O和δD值整体上表现为沿流程逐渐偏正的趋势, 符合降雨从低海拔到高海拔逐渐偏负的一般变化规律; 而桂江支流未出现从上游到下游逐渐偏正现象, 可能是由于桂江支流上游到下游海拔差异不大, 流程简短、加上桂江支流水库少于西江干流和右江-郁江支流.

(5) 通过δ18O与高程的关系建立了二者之间的线性回归模型, 揭示了雨季西江水体随高度的变化率为：-0.44‰·(100 m)-1, 旱季为-0.45‰·(100 m)-1, 反映西江流域降水的高度效应, 这对流域水循环过程的研究具有重要的水文地质意义.

参考文献
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