2019, Vol. 40
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院(筹), 内陆河流域生态水文重点实验室, 甘肃省水文水资源工程技术中心, 兰州 730000
, LI Zong-xing2
, WANG Yu1 , LI Yong-ge2 , Lü Yue-min2 , YUAN Rui-feng2 , GUI Juan2
2. Key Laboratory of Ecohydrology of In-land River Basin/Gansu Hydrology and Water Resources Engineering Research Center, Northwest Institute of Eco-environment and Resources, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China
降水是大气圈和水圈物质与能量交换过程中最积极的因子, 降水稳定同位素由氢氧同位素组成, 区别于其他溶于水的同位素, 它们本身就是水分子的组成部分, 是描述水循环过程的天然示踪剂, 因而在水循环和水文过程研究中具有重要的意义[1~4].
目前, 国内外学者对全球各地区降水同位素做了大量研究. Craig[3]指出降水中氢氧稳定同位素中存在显著的线性关系(δD=δ18O+10)；Dansgaard[2]分析了降水稳定同位素的时空分布特征, 并提出同位素效应和过量氘等基本概念. Giustini等[5]的研究表明, 海拔和纬度是影响意大利降水同位素特征的主要因素；Li等[6]初步建立全球山地高海拔区降水中δ18O的垂直变化梯度为-0.40‰/100 m(5000 m以上).国内学者对降水同位素的研究主要集中在降水稳定同位素特征、地区水汽来源分析等方面[7~11]. Li等[12]综述了我国降水中稳定同位素的组成和分布, 阐明影响同位素比值的因素；刘忠方等[13]利用BW模型建立我国降水中δ18O与纬度和海拔定量关系的模型；Yao等[14, 15]的研究结果表明西宁和德令哈降水δ18O表现出温度效应；Tian等[16, 17]在青藏高原的聂拉木和拉萨地区研究降水δ18O仅在夏季季风活动时期偏负；同时已有研究表明在玉树、那曲、沱沱河、改则和狮泉河地区降水δ18O变化特征极其相似[17~20]；汪少勇等[21]研究了长江源区降水氢氧稳定同位素特征及水汽来源；Yang等[22]分析了祁连山马粪沟流域降水和各水体稳定同位素组成的月尺度变化；Feng等[23]的研究表明温度是控制祁连山排露沟流域降水事件同位素变化的主要因素；袁瑞丰等[24]讨论祁连山石羊河流域降水同位素季节变化特征以及同位素效应；有学者系统地分析了祁连山中段黑河中上游地区降水氢氧同位素的变化特征以及与温度的相关关系、确定黑河流域大气降水水汽来源[25~29].
尽管前人对祁连山降水稳定同位素已经做了大量研究, 但研究区主要集中在中低海拔地区.由于高海拔地区观测数据及采样难度大, 使得其研究相对缺乏, 因此本文根据祁连山中段8个站点降水样品, 结合同期气象因子, 从降水同位素特征、局地大气降水线和云下蒸发等方面进行分析, 对祁连山高海拔地区降水同位素进一步研究, 深入了解干旱区降水同位素演化过程, 以期为进一步开展干旱区同位素水文研究奠定基础.
1 研究区概况研究区位于祁连山北坡中段(图 1), 祁连山(93.5°~103.4°E, 35.5°~40°N, 海拔4000~5000 m)位于亚欧大陆中部, 总面积181689.1 km2, 是青藏高原东北部最大的边缘山系, 其地形地貌较为复杂.南北以柴达木、茶卡盆地及河西走廊为界, 东西以秦岭、六盘山及阿尔金山为界[30, 31].祁连山区远离海洋, 长期受西风气流控制, 具有典型的大陆性气候和高原气候的特征, 年均降水量300~700 mm左右, 是一座天然“高山水塔”, 同时也是我国河西内陆水系、青海内陆水系以及黄河上游水系的发源地[32, 33].祁连山北坡中段属于黑河流域发源地, 年均气温0.34℃, 年降水量约446 mm, 夏季降水量约占全年的86%, 同时降水量从东向西呈减少趋势, 并随海拔升高而增加[34~36].祁连山中段具有明显的垂直地带性, 土地利用类型主要有冰雪、草甸、草原和少量灌耕地等[37].
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图 1 研究区位置及降水采样点分布示意 Fig. 1 Geographical position of study area and sampling in precipitation |
选取祁连山北坡中段8个站点为降水样品采集点(图 1), 采样点位置与降水样品明细见表 1.降水样品都是以次降水为单位进行采集, 为减小建筑物其他可能污染源对样品的影响, 须将样品收集器远离地面.每次采样结束, 立即将样品装在提前净化好的聚乙烯瓶中并用封口膜封住, 同时贴好标签存放至冰箱冷藏, 以防止蒸发, 并且由气象观测人员记录同期气象数据.
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表 1 研究区采样点状况 Table 1 Sampling stations in study region |
2.2 分析方法
降水样品在中国科学院寒区旱区环境与工程研究所内陆河流域生态水文重点实验室完成测试, 采用稳定同位素红外光谱技术的液态水稳定同位素分析仪(Model DLT-100, Los Gatos Research, Inc, MountainView, CA)测定降水中的δ18O和δD值, 18O/16O和D/H的测试精度分别为0.2‰和0.5‰.同位素测试的标准样选择为5个, 分别为：LGR1A(δ18O=-19.5‰, δD=-154.5‰)、LGR2A(δ18O=-15.5‰, δD=-116.5‰)、LGR3A(δ18O=-13.1‰, δD=-96.4‰)、LGR4A(δ18O=-7.7‰, δD=-51.1‰)和LGR5A(δ18O=-2.8‰, δD=-9.5‰), 测定数据的有效位数符合张自超等[40]对稳定同位素分析结果的有效位数规则, 即所有数据均保留一位有效数字.测定结果通过校准, 结果以Vienna“标准平均海水”(V-SMOW)的千分差来表示：
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式中, Rsample和RV-SMOW分别代表降水样与国际通用标准样中的氧或氢稳定同位素比率；R为同位素的比值(18O/16O和D/H).为了量化不同地区的大气降水线与全球大气降水线在斜率和截距上的偏移及比较这种差异, Dansgaard[2]在前人基础上首次定义了过量氘：d-excess=δD-8δ18O, 可用于判断降水来源地气候特征.
3 结果与分析 3.1 降水稳定同位素的时间变化如图 2所示, 研究区8个站点降水稳定同位素的季节变化明显, 均表现为夏半年富集, 冬半年贫化的特征, 与我国西南地区以及太湖流域氢氧同位素组成所表现的季节效应相反[41, 42], 与干旱区大多数站点季节变化过程相似[17].
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图 2 研究区各站点降水同位素的时间变化 Fig. 2 Temporal variation of precipitation isotopes in the study area |
采样期间, 研究区降水δ18O(δD)值的变化范围为从-29.7‰~8.3‰(-219.2‰~60.9‰), 年降雨量加权值为-6.1‰(-31.7‰), d-excess的年降雨量加权值为17.1‰, 变化范围为-23.5‰~40.4‰.降水稳定同位素值年际变化较大, δ18O值冬、夏相差高达30‰之多, d-excess值相差超过50‰.原因是冬、春季降水水汽主要由西风输送, 而且长的传输路径使水汽重同位素不断贫化, 而夏季、秋季稳定同位素主要受强烈蒸发影响, 对降水量较小的降水事件影响更为显著, 已有研究证实在黑河流域存在降水量小, 但是降水中重同位素含量高的现象[43, 44].如峨堡站降水中δ18O值为6.8‰(降水量为0.8 mm, 2013-09-16), 祁连站降水中δ18O值为8.3‰(降水量为1.3 mm, 2013-07-04).进一步研究发现, 研究区祁连站和野牛沟站降水δ18O和d-excess值在时间尺度上变化趋势一致, 其余6个站点降水δ18O和d-excess值则表现出反向变化趋势, 其原因主要是d-excess受水汽源地水体蒸发时周围空气相对湿度的影响[45], 陆地蒸发性水汽补充到原始水汽中使得降水中d-excess增加, 此类似现象也发生在托来河流域及古浪河流域[40, 46].
3.2 降水稳定同位素的空间变化如图 3(a)所示, 在区域尺度上降水中δ18O(δD)值随海拔的升高而呈明显的下降趋势, 相对较高值主要分布在走廊平原, 特别是在张掖地区, 而低值主要分布在祁连山区, 从海拔最低的张掖站到海拔最高的冰沟站, δ18O(δD)年降雨量加权值变化范围为-2.3‰(-4.4‰)~-7.9‰(-42.7‰).而d-excess值在区域尺度上与δ18O值相反, 较高值分布在祁连山区, 各站点的年均值随海拔的升高呈增加趋势[图 3(b)]. d-excess年降雨量加权值的变化范围为14.1‰~20.5‰, 造成这种趋势的原因可由以下两点解释：①张掖地区所在的走廊平原地区受到强烈的云下二次蒸发作用；②在祁连山区局地水汽再循环作用更为强烈, 反映出在空间上降水稳定同位素随海拔和局地气候状况的变化.进一步计算结果表明, 研究区年δ18O、δD和d-excess的海拔效应分别为-0.19‰/100 m、-0.72‰/100 m和0.77‰/100 m, Poage等[47]的研究表明除同位素递减率较高的极端纬度地区外, 全球降水中δ18O垂直变化梯度的平均值为-0.28‰/100 m(海拔5000 m以下地区)；吴锦奎等[43]研究黑河流域δ18O的海拔梯度为-0.47‰/100 m, 而在乌鲁木齐河流域存在降水同位素正高程梯度0.12‰/100 m, 此现象是由水汽再循环和云下蒸发过程影响所致[48].
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图 3 δ18O和d-excess的空间变化 Fig. 3 Spatial change of δ18O and d-excess |
如图 4(a)所示为研究区局地大气降水线(δD=7.82δ18O+13.77), 降水线斜率小于全球降水线的斜率, 但截距高于10‰, 表明研究区在云下蒸发作用的同时受到强烈局地蒸发影响, 导致降水线斜率偏小, Friedman等[49]首先提出雨滴受到蒸发作用使得大气降水线斜率小于8.进一步分析得到研究区固态降水及液态降水局地大气降水线存在明显的差异, 固态降水大气水线为δD=8.29δ18O+25.70, 液态降水大气水线为δD=7.84δ18O+12.78, 两者斜率和截距都相差较大, 造成如此大差异的原因是固态降水大多发生在冬、春季, 温度较低, 而液态降水发生在夏、秋季, 气温高且蒸发强烈, 固态降水除了受到干燥的环境和云下蒸发作用之外, 更多地受到局地再循环水汽的影响.研究区各站点的局地大气降水线：冰沟(δD=8.13δ18O+22.49)、祁连(δD=7.83δ18O+10.33)、民乐(δD=8.18δ18O+13.29)、张掖(δD=6.43δ18O+8.25)、峨堡(δD=8.16δ18O+15.48)、野牛沟(δD=8.12δ18O+19.21)、托勒站(δD=7.69δ18O+15.53)和嘉峪关站(δD=6.86δ18O-17.7).同一区域8个站点局地降水线斜率以及截距差异如此之大的原因是二次蒸发的强弱程度和局地水汽再循环作用不同.在祁连山高海拔区(冰沟、峨堡、祁连、野牛沟和托勒站)主要受到强烈的水汽再循环作用, 使得斜率和截距升高, 而在走廊平原区(包括民乐、张掖和嘉峪关站)较低的斜率主要是较为干燥的大气环境和较强的蒸发过程所导致.同时, 将研究区分为2000 m以上高海拔山区(冰沟、祁连、民乐、峨堡、野牛沟、托勒)以及2000 m以下走廊平原区(嘉峪关站和张掖站), 分析发现2000 m以上的高海拔山区各站点降水线方程截距和斜率都相对较高, 表明高海拔山区除了受到云下蒸发作用之外, 还受到局地再循环水汽以及水汽源地的影响；而2000 m以下走廊平原区(嘉峪关站和张掖站)降水线斜率和截距都相对较低, 可能受到云下二次蒸发的影响.
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图 4 研究区局地大气降水线和各站点大气降水线斜率、截距与海拔的关系 Fig. 4 Local meteoric water line for study area and the relationship between the slope, intercept, and altitude of the local precipitation line |
如图 4(b)所示, 研究区各站点大气降水线的斜率和截距随着海拔的增加而增加, 反映出高海拔地区局地再循环水汽对降水稳定同位素浓度的影响较大, 而低海拔地区主要受云下蒸发过程的影响, 此现象在托来河流域[40]、古浪河流域[46]和乌鲁木齐河流域[50]也得到证实.进一步分析发现研究区降水线截距整体上呈现增加的趋势, 而在2000 m以下1500 m左右截距相差较大, 主要体现在张掖站以及嘉峪关站, 相较于张掖站, 嘉峪关站受到强烈云下蒸发过程的影响, 导致降水线截距较小, 而2250 m左右及以上, 各站点大气降水线斜率变化不大且都接近于8, 其原因主要是受到平衡分馏作用的影响.
3.4 降水稳定同位素与局地气象因子的相关关系降水同位素值变化是一个蒸发和凝结的物理过程, 影响其分布的因素主要有区域环境背景和区域地理特征(温度、降水量、相对湿度等)[12].如图 5所示, 降水同位素与相对湿度、降水量没有明显的相关关系, 而表现出显著的温度效应, 因此本文着重分析了降水的温度效应以及降水量效应.
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图 5 研究区各站点降水同位素与气象因子的相关关系 Fig. 5 Relationship between precipitation isotope and meteorological factors in the study area |
如表 2为研究区降水稳定同位素数据与温度的关系, 以气温0℃和10℃为界, 据此可将所有数据划分为3类(其中张掖站在观测期所采数据都在10℃以上, 冰沟站都在10℃以下)：气温0℃以下为第一组, 该组数据中所有站点降水中δ18O与日均温度呈明显的正相关, d-excess和日均温度展现出显著的负相关, 其原因是当气温在0℃以下时, 降水过程中主要受平衡分馏影响[51, 52], 而且δ18O和气温的相关系数随台站海拔的升高而增大, 反映了水汽随海拔抬升而发生的绝热冷却过程.当气温在0~10℃之间时, 除峨堡站、祁连、野牛沟站外, δ18O值随气温变化无明显变化趋势, 展现出稳定状态, 而d-excess值除峨堡站外都展现出稳定状态, 反映出气温上升引起的δ18O富集效应以及降水稳定同位素受到的云下蒸发作用被局地水汽再循环过程的影响所抵消.第三组数据δ18O随气温的升高而升高, 呈现出不明显的温度效应, 而d-excess则随着气温的上升显著降低, 这些降水事件主要发生在夏季, 受到了强烈的云下蒸发影响.此前, Pang等[52]在新疆的乌鲁木齐河流域也发现了类似的现象, 已有研究也认为这是强烈云下蒸发影响的明显表征[53].
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表 2 研究区各站点不同温度范围内的温度效应 Table 2 Temperature effects in different temperature range of each site in the research area |
研究区降水中稳定同位素温度效应显著, δ18O的温度效应为0.64‰, 即温度每升高1℃, δ18O增加0.64‰.峨堡站、野牛沟站、祁连站、民乐站、张掖站、托勒站、嘉峪关站和冰沟站所有次降水中δ18O表现出的温度效应依次为0.67‰、0.28‰、0.78‰、0.65‰、0.18‰、0.60‰、0.37‰和0.62‰, 除张掖站外降水中δ18O与日平均气温都具有明显的正相关关系, 同时随着海拔的降低, 降水稳定同位素表现的温度效应也减小.而在观测期内d-excess除了峨堡站表现出显著的温度效应(0.30‰)外, 其他各站点与日均温度相关关系不明显.这些研究结果表明, 降水稳定同位素演化主要受云下蒸发过程的影响, 而且局地水汽再循环过程引起的稳定同位素贫化效应被强烈的云下蒸发影响所主导, 同时反映出内陆干旱区不同海拔降水稳定同位素温度效应的差异性及其降水同位素演化过程的复杂性.
3.4.2 降水稳定同位素与降水量的关系研究区降水量主要集中在夏季, 约占全年降水量的71%, 整个采样期间降水中δ18O不存在降水量效应, 因此本文重点分析研究区夏季降水稳定同位素的特征.如表 3所示, 各站点降水稳定同位素在夏季都表现出一定的降水量效应, 其中在峨堡站和托勒站8月、祁连站和民乐站7月的降水量效应较为显著, 而张掖站8月以及托勒站、嘉峪关站和冰沟站7月与降水量呈正相关关系, 不存在温度效应.造成此现象可能有以下两种原因：①降水水汽来源的不同；②在夏季较高的气温下, 张掖站受到更为强烈的蒸发作用导致同位素分馏, 使得降水量大但稳定同位素值仍较高.
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表 3 研究区夏季降水稳定同位素的特征 Table 3 Characteristics of stable isotopes of summer precipitation in the study area |
4 讨论 4.1 云下蒸发对降水同位素的影响
通常, 降水受到云下二次蒸发的影响将导致δ18O、δD富集以及d-excess贫化, 并且大气降水线的斜率和截距也会发生变化[54].在不同气象条件下降水稳定同位素值的变化以及大气降水线斜率和截距的变化可用来反映云下二次蒸发的存在[55~57].如表 4所示, 就降水时气温在0℃以上的降水事件而言, 随着气温升高, 降水稳定同位素值逐步偏正, 而δD-δ18O关系线的斜率和截距展现出明显的降低趋势. δ18O值从-8.6‰(当0 < T≤5℃)升高到-0.7‰(当T>20℃), 相应地δD-δ18O关系线的斜率从8.59降低到6.28, 其截距从15.6‰降低到5.7‰.这些事实表明, 当降水时的气温在0℃以上时, 云下蒸发对降水稳定同位素产生明显的富集作用.更为显著的是, 随着气温升高蒸发过程增强, 降低的斜率和截距印证了雨滴降落过程中云下蒸发不断加强的事实.需要强调的是, 云下蒸发对降雪事件或者0℃以下降水事件无明显影响.随着降水量的增加, δ18O值展现出一个降低趋势, 而δD-δ18O关系线的斜率和截距呈现出增加趋势(表 4).就较大降水量事件或连续降水事件而言, 大气饱和水汽压相对较高, 因此相对湿度也不断增大, 从而引起云下蒸发强度逐步减弱, 进而稳定同位素浓度富集程度较低.综上, 云下蒸发过程对降水稳定同位素浓度产生了明显影响, 特别是对小降水量降水事件的影响更大, 而且这一影响随着降水量的增加而逐步减弱.
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表 4 研究时段内不同气温、降水和相对湿度下δD-δ18O关系的斜率、截距和R2变化 Table 4 Values of δ18O and δD-δ18O correlation for parameters for different air temperatures, precipitation, and relative humidity intervals |
水汽从源地运移到研究区的过程中, 相对湿度对降水稳定同位素的影响最为明显, 当相对湿度是100%时, 稳定同位素平衡分馏发生, 其值遵循瑞利分馏规律[4].如表 4所示, 随着相对湿度降低, δ18O值从-5.5‰(70% < H)增加到-5.2‰(H≤50%), 而且δD-δ18O关系线中的斜率和截距明显降低：斜率从8.07降低到7.83, 截距从14.1‰降低到11.9‰, 再次反映较高的相对湿度下较弱的云下蒸发影响.
4.1.1 降落雨滴的云下蒸发率(f)以上分析证实, 云下蒸发对降水稳定同位素浓度的影响是显著的.因此, 计算了降落雨滴的云下蒸发率(f), 即雨滴从云底到地面被蒸发的水量, 蒸发掉的部分用百分数来表示.依据之前的研究[58, 59], 祁连山和河西走廊地区雨滴的平均半径为0.4 mm.计算得研究区5、6、7和8月的平均雨滴蒸发率分别为23%、11%、12%和16%.就空间分布而言(图 6), 除6月份外, 平均雨滴蒸发率从西北到东南展现出明显的降低趋势, 较低值主要分布在高海拔的祁连山区, 而高值主要分布在走廊平原, 特别是嘉峪关地区.不同地形区的平均雨滴蒸发率值也印证了这一特征, 在祁连山高海拔区(冰沟、峨堡、祁连、野牛沟和托勒站)5、6、7和8月的平均雨滴蒸发率分别为16%、11%、9%和9%, 在走廊平原区(包括民乐、张掖和嘉峪关站)相应的值分别为35%、11%、17%和27%.
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图 6 研究区降落雨滴的云下蒸发率的空间变化 Fig. 6 Spatial pattern on the evaporation rate of falling drops from cloud base to ground |
Froehlich等[53]探讨了云下蒸发过程对降水同位素的影响, 发现云下蒸发可以改变降水同位素达20%, 因此进一步评估了云下蒸发对降水稳定同位素浓度的影响, 并将其定义为δ18O云下蒸发富集率(E).计算表明, 云底降水的稳定同位素受云下蒸发影响, 在5、6、7和8月分别富集了46%、27%、38%和32%.从空间分布来看(图 7), 除6月份外, δ18O云下蒸发富集率(E)从祁连山到河西走廊方向展现出明显的降低趋势, 区域尺度上从西北到东南方向逐步降低.这一特征也可由不同地形区相应的均值反映出来, 在祁连山高海拔区(冰沟、峨堡、祁连、野牛沟和托勒站)5、6、7和8月的δ18O云下蒸发富集率(E)分别为30%、34%、33%和26%, 在走廊平原区(包括民乐、张掖和嘉峪关站)相应的值分别为72%、15%、46%和41%.就季节变化而言, 研究区内各站点δ18O云下蒸发富集率(E)在5月均为最高值, 6月较低, 而后6~8月其值波动增高, 而且走廊平原的站点其年内波动幅度显著大于祁连山区(图 7).
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图 7 研究区δ18O云下蒸发富集率空间变化 Fig. 7 Spatial pattern of the relative influence of sub-cloud evaporation on the δ18O composition of precipitation |
本研究表明, 大气降水同位素值不仅与局地气象因子存在相关关系, 同时也与大气水气输送过程紧密联系.降水的水汽气团来源及其性质是决定降水同位素组成的重要因素[60], 有研究表明德令哈地区水汽来源主要为局地蒸发[61]；陕甘宁地区夏半年主要有来自孟加拉湾的水汽、东南季风水汽和西风带水汽, 冬半年以西风带水汽为主[62]；滇南蒙自地区干季降水的水汽主要来自于西风带输送及局地再蒸发水汽, 而湿季降水的水汽主要来源于远源海洋水汽的输送[63].通过前人大量的研究, 对我国西北干旱区外来水汽对降水的影响已有了清晰的认识[17, 64, 65], 降水的水汽来源主要为北极的极地气团、中亚的大陆气团、西太平洋赤道地区的海洋气团以及印度洋的海洋气团.在所有水汽源中, 祁连山地区水汽来源以西风水汽为主, 在夏季季风最强时, 在天气尺度下也可到达研究区, 并有部分局地再循环水汽补给作用[62].
冰沟站在整个观测期内d-excess值的年际波动非常大, 其值的变化范围为从-34.16‰~50.42‰, d-excess的年降雨量加权值为20.5‰, 说明降水水汽来源以大陆性局地水汽气团为主, 并且水源区气候干燥, 夏季d-excess的年降雨量加权值是20.4‰, 冬季为23.7‰.冬半年多为固态降水, 温度较低, 云下二次蒸发的影响十分微弱, 因此呈现出较高的d-excess值.因此本文以冰沟为例, 在夏季连续降雨条件下运用HYSPLIT模型模拟了1500、2500和5000 m高度水汽来源轨迹(图 8).在2014年6、7和8月连续降水条件下, 水汽来源主要是西风水汽.其中在6月26日, 1500、2500和5000 m高度下水汽来源分别为西南季风携带的海洋性水汽、西风水汽以及北极的极地气团, 并随着降水时间的持续, 水汽来源逐渐向北偏移, 在6月28日, 3个高度的水汽来源在中亚地区重合；在7月16、17和18日, 1500和2500 m高度下水汽来源都为局地蒸发水汽, 而5000 m高度下7月16和17日水汽来源为西风水汽, 7月18日变为西南季风水汽；8月6日, 1500 m高度水汽来源为东南季风水汽, 随着降水时间的持续, 在8月7日为北方大陆气团, 8月8日变为西风水汽；而2500和5000 m高度水汽来源在8月的6、7和8日都为西风水汽.综上, 在夏季连续降雨条件下, 冰沟站降水的水汽来源主要为西风水汽, 同时受到局地蒸发水汽的影响.
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图 8 冰沟站夏季连续降水水汽来源后向轨迹图 Fig. 8 Back trajectories for continuous summer precipitation events at Binggou station |
(1) 研究区降水稳定同位素季节变化明显, 表现为夏半年富集, 冬半年贫化的特征；在时间尺度上除祁连站和野牛沟站, 其余站点降水δ18O和d-excess值均表现出反向变化趋势.在空间尺度上δ18O(δD)值随海拔的升高而减小, 年降水δ18O、δD和d-excess的海拔效应分别为-0.19‰/100 m、-0.72‰/100 m和0.77‰/100 m.
(2) 建立研究区局地大气降水线(δD=7.82δ18O+13.77)以及各个站点局地大气降水线, 其斜率和截距都随海拔的增加而增加, 同时2000 m以上的高海拔山区受到更强烈的局地再循环水汽的影响.
(3) 降水同位素温度效应显著且仅在夏季存在微弱的降水量效应, 全年降水δ18O的温度效应为0.64‰.峨堡站、野牛沟站、祁连站、民乐站、张掖站、托勒站、嘉峪关站和冰沟站降水中δ18O表现出的温度效应依次为0.67‰、0.28‰、0.78‰、0.65‰、0.18‰、0.60‰、0.37‰和0.62‰.
(4) 研究区云下蒸发对降水稳定同位素浓度的影响显著.在5、6、7和8月, 研究区降水δ18O的平均雨滴蒸发率分别为23%、11%、12%和16%, 云下蒸发富集率46%、27%、38%和32%.在空间尺度上, 除6月份外平均雨滴蒸发率以及云下蒸发富集率都展现为从西北到东南明显地降低趋势.
(5) 运用HYSPLIT模型模拟发现, 在夏季连续降雨条件下, 研究区降水的水汽来源主要为西风水汽, 同时受到局地蒸发水汽的影响.
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