1 引言

降水稳定同位素受气候条件控制，随气候因子如温度或降水量变化而变化，这为利用古介质(如冰芯、 树木年轮、 石笋等)中的氢氧稳定同位素记录重建古气候提供了可能^{[1, 2, 3, 4, 5]}。高纬度地区，降水稳定同位素在空间和时间上都随温度变化而变化即“温度效应”，δ¹⁸O是重要的古温度重建指标^{[5, 6, 7, 8]}，而低纬度地区，降水稳定同位素与降水量在季节尺度上存在反相关关系即“降水量效应”，稳定同位素记录常被用于重建古水文气候^{[9, 10, 11]}。虽然大量研究都发现季风区降水 δ¹⁸O与降水量存在显著负相关关系^{[12, 13, 14]}，但是这一关系在部分地区并非显著存在^{[15, 16]}，而单独考虑季风期或非季风期时，仍然会出现与气温正相关的情况^[14]。此外，还有研究通过多元回归分析认为中国季风区降水 δ¹⁸O的变化不能单独解释为气温或降水量的影响，而是多个气象因素共同作用的结果^[17]。因此，只通过季风区降水中 δ¹⁸O与地表气象因子的统计关系难于给出合理的解释。

由于影响中低纬度季风区降水稳定同位素组成的因素复杂，对其影响机制缺乏认识。一种观点认为水汽来源是影响降水 δ¹⁸O的主要原因^{[12, 18, 19]}，另一观点认为对流降水是导致降水 δ¹⁸O变化的主要原因^{[20, 21, 22, 23]}。水汽来源的观点认为海洋性气团输送过程中逐渐产生降水使剩余水汽 δ¹⁸O更低，而大陆性气团主要来自邻近水体的蒸发水汽，降水 δ¹⁸O更高。多个关于东亚季风区、 印度季风区及青藏高原南部降水稳定同位素的研究都认为夏季风期间海洋气团带来大量降水而其 δ¹⁸O更低，冬季风期间降水来自大陆性气团，降水量小但 δ¹⁸O高^{[12, 14, 18, 19]}。此外，由大气环流形式变化导致的远近源水汽比例变化的“环流效应”也被认为是影响中国季风区降水和石笋氧同位素组成的重要原因^{[24, 25, 26, 27]}。还有观点认为季风区同位素“降水量效应”是由大-中尺度对流活动造成，凝结过程中重同位素优先富集，剩余水汽和后续降水 δ¹⁸O更低，对流活动越强，降水量越大但降水 δ¹⁸O越低^[20]，而降水过程中的雨滴再蒸发及蒸发水汽重新加入对流系统也被认为是对流活动影响降水 δ¹⁸O的重要过程^{[22, 23]}。Risi等^[21]对非洲季风区降水稳定同位素的研究表明，季风爆发时对流活动急剧加强，而降水 δ¹⁸O迅速降低，认为对流活动是导致 δ¹⁸O变化的原因。由于对“降水量效应”成因与机制认识的不清楚，增加了季风区古气候重建的难度。如在季风区喜马拉雅山达索普冰芯中氧同位素记录被认为是反映温度的变化^[9]，但在其附近的珠穆朗玛峰东绒布冰芯 δ¹⁸O 记录则被认为是反映印度季风降水的变化^[28]。此外，季风区石笋氧同位素记录的古气候意义也存在很大争议和不确定性^{[3, 10, 24, 29, 30]}。因此，解释导致中低纬度季风区降水 δ¹⁸O“降水量效应”的过程与机制，对于提高这一广大区域古气候重建的认识和能力具有重要意义。

云的高度受气流上升运动强弱决定，当对流活动很强时，云顶高度可以发展得很高。云的高度反映了水汽凝结高度，进而决定了水汽凝结温度。本文利用国际云气候观测计划(International Satellite Cloud Climatology Project，简称ISCCP)D2数据集中1984~2009年的观测资料及全球降水同位素网络(Global Network of Isotopes in Precipitation，简称GNIP)数据集中1984~2009年有长观测记录的台站观测资料，分析降水 δ¹⁸O与局地云顶气压以及区域云顶气压的关系，试图从降水过程中的水汽传输来研究季风区降水稳定同位素变化。

国际原子能机构(International Atomic Energy Agency，简称IAEA)与世界气象组织(World Meteorological Organization，简称WMO)于1961年合作建立并启动GNIP，在全球范围内调查降水同位素组成。观测网绝大部分站点的观测都是以月为单位进行，观测内容包括δD、 δ¹⁸O、 温度和降水量以及水汽压，样品收集、 运输和标准数据均由IAEA严格制定。测量结果表示为相对于维也纳标准平均海水VSMOW的千分差: δ¹⁸O=(R_样品-R_VSMOW)/R_VSMOW。

GNIP观测点在全球的空间分布及时间覆盖范围参差不齐，欧洲站点最密集，具有长时间记录的站点最多。为了与云气候资料时间匹配，本文选取GNIP观测站点中1984~2009年月值观测记录超过80条的站点，共选取站点72个，其中超过一半的站点该时段降水 δ¹⁸O记录大于160条，站点分布如图 1所示。

图 1(Fig. 1)

图 1 GNIP站点分布(a)及印度季风代表区域(IM)、 东亚季风代表区域(EM)和青藏高原(TP)位置(b) Fig. 1 Location of GNIP stations(a)，Tibetan Plateau(TP)，and representative regions for India monsoon(IM)and East Asian monsoon(EM)(b)

ISCCP于1982年正式启动，资料收集从1983年7月1日开始，是世界气候研究计划(World Climate Research Programme，简称WCRP)的一个子计划，整合了4颗地球同步卫星和至少一颗太阳同步极轨卫星的观测，是一项专门进行全球性云观测的国际性气候研究计划^{[31, 32]}。截止目前，ISCCP建立了自1983年7月至2009年12月的完整可用资料。就前人对ISCCP资料准确性的评估和验证结果来看，ISCCP云资料与其他云资料吻合比较好，是目前质量最好的覆盖全球的云气候资料^{[33, 34, 35, 36]}。

ISCCP有多种云气候资料集，本文选用最新发布的月平均资料集即D2资料集。D2资料集的空间分辨率为280km×280km，其中存储了与云量、 云光学厚度、 云水路径、 云顶温度、 云顶气压等相关的130个参数。云顶气压可以直接表征云顶发展高度，本文使用1984~2009年ISCCP D2数据集云顶气压代表云顶高度。

降水 δ¹⁸O与站点所在栅格云顶气压相关系数的空间分布如图 2a所示。在低纬度地区尤其是季风区大部分站点降水 δ¹⁸O都与云顶气压有显著正相关关系，即云顶气压越低，降水稳定同位素值也越低，表明受对流活动强度影响，云的高度越高时凝结温度越低，水汽凝结比例越大，降水中 δ¹⁸O更低。中高纬度地区除北大西洋亚索尔群岛一个站点降水 δ¹⁸O与云顶气压有较明显正相关外，大部分站点降水 δ¹⁸O与云顶气压无显著相关或呈负相关关系。降水 δ¹⁸O与站点所在栅格云顶温度相关关系的分析结果在季风区与图 2a中结果相似，即降水 δ¹⁸O与云顶温度也显著正相关(图 2b)，表明更低的凝结温度导致更低的降水 δ¹⁸O。

图 2(Fig. 2)

图 2 1984~2009年降水 δ18O月值与站点所在栅格云顶气压(a)和云顶温度(b)月平均值相关系数空间分布图中阴影区域为季风区(据文献[37]) Fig. 2 Correlation between monthly δ18O and cloud top pressure (a) and cloud top temperature (b) in each stations grid box during 1984~2009. The shadowed areas represent monsoon regions[37]

Wang等^[37]根据夏季与冬季降水量差值300mm以上，及其在年降水量中比例大于0.5来定义全球季风(图 2阴影区域)，并划分了6个主要季风区，与他人用其他方法确定的全球季风区基本一致，是目前比较公认的方案^{[38, 39]}。除西非和南美季风区降水 δ¹⁸O与云顶气压关系较难得到验证(无站点或站点少)外，其他季风区降水 δ¹⁸O与云顶气压都具有很好的相关性。季风区夏季往往是全球大气水汽中心^{[40, 41]}，这些区域吸收太阳辐射多、 表层水温高，且对流活动强烈，是通过深对流向大气输送水汽最强的地方^[42]，可形成深厚的对流云。强上升气流造成凝结高度逐渐抬升和凝结温度逐渐降低，冷却程度逐渐加强，造成降水 δ¹⁸O很低； 冬季，水汽中心移动至另一半球，对流活动减弱，虽然地表气温相比夏季风期间很低，但由于云顶高度低，云顶温度反而比夏季风期间高，由于降水 δ¹⁸O受水汽凝结温度影响，造成降水 δ¹⁸O升高。而在季风活动中，云顶高度很高时，大量水汽凝结，降水量往往也很大(例如，本分析发现香港降水量与其所在栅格云顶气压相关关系为:r=-0.73，p<0.001)，最终导致季风区出现“降水量效应”这一重要现象。

本文分别将图 1b 中IM和EM区域作为印度季风和东亚季风代表区域，将曼谷(Bangkok)作为印度季风气候代表站，将香港作为东亚季风气候代表站。图 3为IM和EM区域平均云顶气压及其代表站降水 δ¹⁸O时间变化特征。两站降水 δ¹⁸O都与区域云顶气压有着显著正相关关系(香港降水 δ¹⁸O与EM云顶气压:r=0.71，n294，p<0.001，曼谷降水 δ¹⁸O与IM云顶气压:r=0.32，n253，p<0.001)。尤其是香港站，无论是季节尺度上还是年际尺度上降水 δ¹⁸O与EM云顶气压都存在一致的时间变化特征。如在季节尺度上，香港降水 δ¹⁸O与云顶气压有着一致的季节循环，均能明显看到季风爆发时降水 δ¹⁸O和云顶气压大幅降低。图 4为青藏高原、 青藏高原南部(TP中30°N以南区域，即TPS)以及IM区域长期(1984~2009年)平均云顶气压季节变化特征。由于对流活动强度冬夏季的巨大差异，IM区域云顶气压有显著的夏低冬高的特征: 冬季约为550hPa左右，而夏季风期间则仅为410hPa左右。青藏高原整体上云顶气压并没有显著季节变化规律，但高原南部气候受印度季风控制，云顶气压从5月、 6月开始显著降低，至7月为全年最低。前人在青藏高原关于降水稳定同位素的研究发现高原南部降水 δ¹⁸O在5月、 6月开始大幅度降低，短期内降幅可超过10‰^{[14, 18, 19]}。降水 δ¹⁸O和区域云顶气压在季风爆发时的一致降低及显著相关特征均表明季风区云抬升高度对降水 δ¹⁸O的重要影响，且降水 δ¹⁸O受大空间尺度对流活动控制。

图 3(Fig. 3)

图 3 香港降水 δ18O与EM云顶气压(a)和曼谷降水 δ18O 与IM云顶气压(b)随时间变化特征 Fig. 3 Temporal variations of precipitations δ18O about Hong Kong and cloud top pressure on EM(a)，and Bangkok and cloud top pressure on IM(b)

图 4(Fig. 4)

图 4 长期(1984~2009年)的青藏高原(TP)、 青藏高原南部(TP中30°N以南区域)以及 IM区域平均云顶气压季节变化特征 Fig. 4 Long-term (1984~2009) averaged seasonal variation of cloud top pressure on TP，southern Tibetan Plateau(TPS)and IM

降水 δ¹⁸O与区域云顶气压相关系数的空间分布特征(图 5)可以更为直观地看出二者的关系。降水 δ¹⁸O与云顶气压相关关系具有显著的空间分布特征: 香港和曼谷降水 δ¹⁸O都与其南部云顶气压有显著相关关系，而与北部云顶气压相关性很弱。香港降水 δ¹⁸O主要与西太平洋、 南海至孟加拉湾海域云顶气压显著正相关，曼谷主要与南海、 泰国湾及缅甸海云顶气压显著正相关。这种区域特征反映了季风区降水稳定同位素不止受局地对流活动的影响，而是与大空间尺度的强对流活动表现出一致性。前人^{[21, 43]}结合外向长波辐射(OLR)资料分析表明，非洲季风区和青藏高原南部降水 δ¹⁸O均与区域对流活动有关。Gao等^[43]对拉萨和聂拉木站点的降水 δ¹⁸O分析发现降水前的水汽路径上对流活动对降水 δ¹⁸O有着重要影响。水汽到达站点前，若在其输送过程中经历了强对流天气，大量重同位素优先富集于之前的降水中，导致到达站点时剩余水汽重同位素愈加贫化，降水中 δ¹⁸O相应更低，最终出现降水 δ¹⁸O与区域云顶气压相关的现象。

图 5(Fig. 5)

图 5 香港(a)和曼谷(b)1984~2009年降水 δ18O月值与月平均云顶气压相关系数空间分布特征 Fig. 5 Spatial distribution of correlation coefficients between monthly δ18O and cloud top pressure for Hong Kong (a) and Bangkok (b) during 1984~2009

近几十年来，围绕季风区降水稳定同位素组成开展了大量研究^{[12, 14, 18, 19, 44, 45]}，但是大都将季风区降水稳定同位素组成的时间变化特征归因于水汽源地或不同来源水汽贡献比例的改变。虽然这一观点可以定性解释季风区降水稳定同位素变化，但是很难定量验证，并且这一观点也不能解释季风区降水稳定同位素变化的全部特征。Breitenbach等^[15]在印度东北部乞拉朋齐(Cherrapunji)对降水稳定同位素的观测研究就表明降水 δ¹⁸O迅速降低与降水量峰值的出现并不同步，而二者都是海洋性水汽入侵的标志，这使得传统水汽来源观点很难解释这一地区降水 δ¹⁸O的变化特征。Lawrence等^[46]则发现热带气旋降水 δ¹⁸O要明显低于普通夏季降水 δ¹⁸O，甚至接近海表水汽 δ¹⁸O值，而正是由于在大多发育成熟的热带气旋中云顶高度可以达到15km，水汽凝结效率异常高，才导致了降水 δ¹⁸O非常低。热带气旋虽然是极端例子，但是已经表明云顶高度对降水 δ¹⁸O有重要影响。对流活动与云顶高度有着密切关系，目前已经有研究证实对流活动对季风区降水 δ¹⁸O有着重要影响^{[21, 43]}。

本文通过分析降水 δ¹⁸O与云顶气压的关系发现二者在局地和区域尺度上存在着显著正相关关系。这一结果表明季风区水汽在垂向输送过程中，由于凝结高度逐渐升高，凝结温度逐渐降低，越来越多的水汽凝结，最终出现降水 δ¹⁸O与云顶气压正相关的现象。而在对流系统中，云顶高度越高代表了更多的水汽凝结，往往降水量也越大。因此季风区同位素“降水量效应”实际是季风活动时云顶高度决定的降水 δ¹⁸O和降水量同时变化的结果。

本文利用GNIP降水稳定同位素资料和ISCCP D2云气候资料，分析了降水 δ¹⁸O与云顶气压间关系，讨论了季风活动时强对流降水与降水稳定同位素出现“降水量效应”的关系，从机制上解释了导致季风区产生“降水量效应”的关键过程。

低纬度季风区降水 δ¹⁸O与云顶气压存在显著正相关关系，而中高纬度降水 δ¹⁸O与云顶气压无显著相关关系或有显著负相关关系。亚洲季风区夏季风建立时云顶气压和降水 δ¹⁸O都显著降低，反映了季风建立时强对流活动导致云层升高从而凝结温度下降，由于降水 δ¹⁸O受水汽凝结温度影响，从而导致降水 δ¹⁸O降低。季风区降水 δ¹⁸O除受局地云顶气压控制外，还与区域云顶气压显著正相关，表明大尺度对流活动对季风区降水 δ¹⁸O的重要影响。

本文从全球范围降水 δ¹⁸O与云顶气压的关系论证了对流降水是导致季风区出现“降水量效应”的重要原因，但是不同区域降水 δ¹⁸O与云顶气压的关系存在一定的差异，对于导致这些差异的原因还需要进一步研究。未来将加强不同区域不同时间尺度降水 δ¹⁸O和云顶高度关系的研究。

致谢 本文所用的降水稳定同位素资料由IAEA提供，ISCCP D2云气候资料由NASA GISS提供，在此一并表示感谢。衷心感谢审稿专家给予的建议和修改意见。