Dansgaard^[1]统计分析了世界范围内的大气降水中的氢氧稳定同位素数据(δD，δ¹⁸O)，发现绝大多数站点的大气降水的同位素组成具有明显的月季变化，并且把低纬地区的这种变化归因于“雨量效应”，而高纬度地区的这种变化归因于“温度效应”。在中国季风区，一些学者^[2]统计了季节尺度降水量与降水δ¹⁸O的关系，发现两者之间具有负相关关系，归结为“雨量效应”，而在解释的时候又归因于水汽来源的季节性变化以及运移过程中的同位素分馏效应；也有研究指出中国季风区降水δ¹⁸O其实和雨量大小无关^[3]；甚至有些研究在探讨某地降水量与降水δ¹⁸O关系时，出现“雨量效应”与“环流效应”的混淆和自相矛盾的解释^[4]。有关中国季风区石笋δ¹⁸O与降水量之间的激烈讨论，使得作为同位素气候学重要理论基石之一的“雨量效应”受到挑战；季节尺度上降水量与降水δ¹⁸O之间所谓的“雨量效应”是否是一种“伪雨量效应”，亟待厘清。关于中国南方季风区大气降水δ¹⁸O主要受“雨量效应”影响^[5]，还是“环流效应”影响^[6~7]，或是“雨除效应”影响^[8~9]，存在很大争议。有一个关键的前提条件：是在多大的时间尺度上去讨论大气降水δ¹⁸O与降水量的关系？对于古气候变化而言，由于地质样品的分辨率、信号传输以及噪音干扰等，要定量重建月或季节，甚至更短时间尺度的降水量变化，在当前看来还十分困难。但是现代仪器观测可以提供精确的大气降水、温度以及大气环流背景等重要的基础数据和资料。弄清楚当前气候背景下，大气降水δ¹⁸O与降水量的定量关系，是可行的；而且这种针对当前状态的分析，对古气候重建有重要的借鉴意义。

我们在重庆北碚区、武隆区以及南川区金佛山顶每月收集大气降水，并分析其氢氧稳定同位素组成(均以V-SMOW标准给出)^[10~11]。本文所分析的3个站点监测数据持续时间分别为2010~2016年、2011~2016年和2012~2016年，少数月份有数据缺失。重庆地区的气候属于典型的亚热带湿润季风气候，“雨热同期”是其重要的气候特征之一，6~8月盛行的夏季风给当地带来充沛的降水；同时，夏季风到达该地区之前的4~5月以及夏季风撤退后的9~10月，由于冷暖空气的交绥，锋面降水也较多，月降水量常常可达100 mm以上(图 1)。此外，重庆地区(包括江淮一带)，夏季常受副热带高压(副高)影响；在副高笼罩下，出现“高温少雨”的伏旱天气，在某些年份的夏季6~8月，出现月降水量小于50 mm的情况(图 1)。

将重庆地区北碚区(29°49′N，106°25′E)、武隆区(29°14′N，107°54′E)以及金佛山(29°02′N，107°11′E)这3个站点监测期间内月降水量与其δ¹⁸O进行相关性分析，相关系数r分别为-0.367、-0.385和-0.375，均通过p < 0.01的显著性检验(表 1)，说明在全年的月时间尺度上，重庆地区的大气降水δ¹⁸O与降水量确实有统计学上的相关性，体现出“雨量效应”，即降水量增大，大气降水δ¹⁸O偏轻^[10~11]。将3个站点在夏季风盛行的6~8月大气降水δ¹⁸O与月降水量进行相关性分析，相关系数r分别为0.182、0.110和0.162，p> 0.05，均通不过显著性检验，且r均为正数(表 1)。这说明至少在本研究的监测期间内，在夏季风盛行的6~8月，重庆地区并不具备统计学上的“雨量效应”。这主要是由于在某些年份，夏季6~8月出现了“高温伏旱”天气，导致降水量大幅减少，而其大气降水δ¹⁸O并没有显著偏重。

具体而言，北碚站点在2010年8月、2011年9月、2012年8月、2015年7月以及2016年8月，降水量分别为56 mm、56 mm、97 mm、149 mm和58 mm，大气降水δ¹⁸O分别为-15.6 ‰、-16.8 ‰、-12.3 ‰、-6.7 ‰和-8.3 ‰；而在2016年6月，降水量达308 mm，其降水δ¹⁸O值为-8.2 ‰，与同年降水量仅为58 mm的8月降水中-8.3 ‰的值在误差范围内一致(图 1a)。在武隆站点，2011年7月、2012年8月和2013年7月，降水量分别为41 mm、44 mm和19 mm，大气降水δ¹⁸O分别为-7.5 ‰、-9.8 ‰和-9.1 ‰；与邻近的武隆区降水量明显增多的月份相比，这几个月的大气降水δ¹⁸O并未显著偏重(图 1b)。在2016年6月、7月和8月，降水量分别为423 mm、137 mm和132 mm，6月降水量是7月和8月各自降水量的3倍多；但是各月降水中δ¹⁸O分别为-8.4 ‰、-8.3 ‰和-8.4 ‰，非常接近(图 1b)。在金佛山站点，2012年6月、7月和8月降水量分别为225 mm、37 mm和99 mm，降水中δ¹⁸O分别为-10.1 ‰、-12.3 ‰和-16.1 ‰；2016年5月降水量达305 mm，降水中δ¹⁸O为-8.8 ‰，明显偏重于6~8月降水中的δ¹⁸O值(图 1c)。

此外，在非夏季风盛行的月份，即使降水量明显超过夏季风盛行的6~8月份，大气降水中的δ¹⁸O也比夏季6~8月降水中的δ¹⁸O值偏重。例如，北碚站2012年5月降水量达230 mm，大气降水中δ¹⁸O为-5.3 ‰；低于降水量为97 mm的同年8月降水中-12.3 ‰的δ¹⁸O值；武隆站点2012年5月、2013年4~5月和2016年4~5月(图 1b)；金佛山站点在2012年5月、2013年4~5月、2015年5月以及2016年4~5月(图 1c)，也表现出这种降水量大，但是降水中δ¹⁸O偏重的现象，不再赘述。这与谭明等^[12]分析中国南部季风区春季和夏季降水观测数据所得到的结论非常一致。

从以上观测事实至少可以概括出4点：1)夏季降水中δ¹⁸O普遍偏轻，冬春季降水中δ¹⁸O普遍偏重；2)即使重庆地区夏季遭遇伏旱，降水量大幅度减少，甚至少于冬春季降水量，但是降水中δ¹⁸O值仍显著偏轻于冬春季降水中的δ¹⁸O值(图 1)；3)夏季风盛行的6~8月，降水中δ¹⁸O值与降水量并无相关性，没有体现出“雨量效应”(表 1)；4)大部分年份在5~6月，降水δ¹⁸O出现明显偏负，一直持续到7~8月，从8~9月开始，降水中δ¹⁸O开始偏重；降水δ¹⁸O的这两次转换，分别对应于夏季风爆发和夏季风结束的时间。

Dansgaard^[1]在讨论“雨量效应”时，有几点值得注意：1)“雨量效应”主要体现在热带地区(Tropics)；2)“雨量效应”主要体现在对流降水中(convective rain)；3)分析“雨量效应”产生的可能原因时，主要从气团以及凝结水滴“垂直”运移的维度进行分析(vertical direction)；4)引起降水δ¹⁸O偏负的主要原因是气团对流上升导致的深度冷却(deep cooling)、降水强度大或降水持续时间长(相当于“雨除效应”(rainout effect)强)以及湿度高。而引起降水δ¹⁸O偏重的主要原因则可能是以下两种情况，即δ¹⁸O偏重的降水可能是：1)初期降水的产物，相当于瑞利分馏早期降水的产物(相当于“雨除效应”弱)；2)经过交换作用或者蒸发作用(一般发生在降水量小或者湿度小的情况下)，同位素显著富集后的气团的后期产物^[1]。因此，Dansgaard提出的“雨量效应”^[1]，实质性的重点是针对某一气团，所经历“雨除效应”的强弱程度。

在“温度效应”不显著的中低纬地区，影响大气降水δ¹⁸O的最重要因素，是水汽来源以及运移过程中的同位素分馏。水汽源区以及运移过程中，上游地区的“雨除效应”必将对下游地区的大气降水δ¹⁸O产生重要影响^[13]。水汽来源决定了初始δ¹⁸O不同；而运移过程中的同位素分馏主要通过“雨除效应”体现出来，即凝结降水导致¹⁸O优先降落，而残余水汽中¹⁸O相对贫化，δ¹⁸O偏负。模拟实验表明中国南方石笋δ¹⁸O记录了印度季风降水强度的变化，而不是东亚季风降水强度的变化^[14]。Liu等^[8]也认为东亚季风区石笋δ¹⁸O主要受到水汽上游地区，即印度洋以及印度季风区“雨除效应”的影响。在受西南季风显著影响的中国云南地区，大气降水δ¹⁸O“雨量效应”和“湿度效应”均很显著，但是夏季显著偏负的降水δ¹⁸O主要受来自海洋的气团在运移过程中多次凝结形成的强降水的影响^[15~16]。云南地区的“雨量效应”并非与降水量直接相关，而是与大气环流和水汽来源变化有关^[15]；南京的日观测数据也表明，大气降水δ¹⁸O与当地降水量并无明显相关性，而与水汽源的位置以及对流活动强度变化密切相关^[9]，与本文观点一致。

同位素分馏的本质是物理过程，而不是数学统计结果。Dansgaard^[1]提出的“雨量效应”强调气团运移过程中水汽凝结形成降水而导致的同位素分馏。重庆地区在季节时间尺度上大气降水量与降水δ¹⁸O的“雨量效应”是一种统计学上的结果(表 1)，是一种“伪雨量效应”；而最重要的、实质性的原因在于不同季节大气降水的水汽来源不同：夏季风带来的降水气团中δ¹⁸O偏负，与当地降水量多少并无显著相关性。这种“伪雨量效应”，在整个中国南方季风区均有体现^{[9, 15~16]}。此外，“雨除效应”在物理机制上会对气团运移的下游地区大气降水δ¹⁸O产生重要影响；沿途“雨除效应”越强，下游地区降水中δ¹⁸O越偏负。虽然水汽轨迹模型(例如Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model，简称HYSPLIT)可用于模拟某一地区过去一段时间水汽来源轨迹^{[9, 17]}，但无法准确定量分析运移过程中“雨除效应”强弱；况且，“有水汽”不代表“有降水”。针对亚洲季风区的某个具体区域，在不考虑气团运移过程中其他水汽的混入，以及云下二次蒸发等复杂因素影响的前提下，如何准确界定其大气降水的水汽来源及其同位素组成、如何定量计算气团运移过程中经历的“雨除效应”强弱，是试图通过季风区降水中δ¹⁸O与夏季风强度(或降水量)建立起定量关系时无法回避的问题；同时，也可能是解决之道。

此外，近年已有大量研究表明，亚洲季风区降水中的δ¹⁸O与当地降水量和气温的关系并不明显，而主要受到大规模大气环流变化的影响^{[7, 12, 18~19]}，包括水汽来源变化的影响^[20]。以El Niño -Southern Oscillation(ENSO)为特征的大气环流变化，通过改变夏季风强度、气团对流强度和气团上游降水强度(雨除效应)等影响亚洲季风区降水中的δ¹⁸O^[21~23]。笔者认为中国季风区降水δ¹⁸O变化(进而基于石笋δ¹⁸O的古气候重建)，更多反映的是夏季风强度变化以及水汽运移过程中上游地区的“雨除效应”强度变化(深受云团对流强度变化的影响)。利用石笋δ¹⁸O重建季节-年际-十年际时间尺度上的区域降水量变化需谨慎。结合其他水文地球化学指标和生态指标，例如微量元素比值和δ¹³ C等^[24~25]，可能是提高季风区过去旱涝灾害事件重建可靠性的有效办法。现有对季风区降水δ¹⁸O与降水量之间的“雨量效应”之描述，有误导之嫌，需加以厘清，称之为“伪雨量效应”。

致谢: 感谢中国科学院地质与地球物理研究所谭明研究员以及另一位匿名审稿人提出的宝贵修改意见。