大气降水是陆地水资源的主要来源，环境同位素在大气降水中所占比例虽小，却能很好地反映水循环过程和环境的演变^{[1, 2]}．降水中同位素组成取决于水汽源区的气象条件和水汽输送过程^[3]，因此，利用降水中的同位素可以指示水汽来源和水汽变化情况．1961年全球同位素监测网(global network of isotopes in precipitation，GNIP)的建立，为研究全球及区域水汽循环提供了可靠的基础数据．随着测量手段的不断改进，氢氧稳定同位素技术得到广泛应用； 例如，根据降水中的同位素，揭示降水补给地下水的全过程^[4]．借助冰芯^[5]、 湖泊沉积物^[6]、 树木年轮^[7]和洞穴堆积物^[8]等所蕴藏的同位素信息，恢复和重建古气候、 古高程^[2,9]等．

利用稳定同位素技术研究局地水汽蒸发和凝结具有重要意义．瑞利分馏模式^[3]可以定量描述蒸发过程中稳定同位素的分馏机制，进而可以估计水体的蒸发情况．反之，如果能够了解云下二次蒸发对氢氧同位素的影响程度，就可以借助降水中氢氧同位素的变化精确地反映蕴藏在水循环中更有价值的信息^[10]．章新平等^[11]研究发现，瑞利分馏模式在温度为20℃时模拟的蒸发线与全球大气水线非常接近．但该模式是基于相变平衡分馏的基础上进行的，即水汽一经形成迅速脱离原系统独立存在，且温度是影响蒸发水体中稳定同位素分馏的唯一外部因子^{[2, 12, 13]}．这与实际蒸发过程明显不同，蒸发还受相对湿度、 水汽压等^{[14, 15]}因子的影响．就雨滴而言，在空中降落过程中经历着不同程度的蒸发^[16]．后来有学者对此问题做过补充^[17]，Peng等^[18]在此基础上提出了水汽贡献率模型，仅根据降水中d值计算水面蒸发所产生的水汽贡献率．随后，又对云下二次蒸发做了深入的探讨^[16]．

近年来，开展了许多降水与同位素相关的研究，如陈中笑等^[19]研究了我国降水同位素的分布特点和影响因素，重点分析了我国降水同位素与降水量效应和温度效应的特点； 柳鉴容等^[9]探讨了西北地区大气降水δ¹⁸ O特征及水汽来源，揭示了西北地区降水δ¹⁸ O与温度呈正相关关系^[20,21]； 李小飞等^[22]分析黄河流域氢氧同位素环境意义时发现，流域内存在明显的二次蒸发现象．但有关黄土高原云下二次蒸发定量计算的研究相对匮乏，仅Ma等^[23]对兰州地区做过探讨，得出夏季风期间二次蒸发比率介于2.5%~9.3%之间，平均值为5.8%．因此，进行该区二次蒸发效应及其影响因子的研究，不仅有助于深刻认识黄土高原水汽循环的基本模式，同时也为该区水资源合理利用和综合管理提供相关信息和基础数据．本文在总结前人研究经验的基础上，分析了该区δ¹⁸ O和d的时空分布特征，借助水滴蒸发模型定量计算了冬、 夏季风期间二次蒸发比率，并探讨了二次蒸发差异存在的原因．此外，还分析了相对湿度、 温度、 降水量等因子对二次蒸发的影响程度． 1 材料与方法 1.1 研究区概况

黄土高原位于我国中部，东临华北平原，北接内 蒙古高原，西与青藏高原相毗邻．地处33°43′~41°16′N，100°54′~114°33′E，平均海拔在1000~2000 m之间，地势西北高、 东南低^[24]．因其黄土分布集中，土质疏松而著称，地貌主要以黄土塬、 梁、 峁为主，沟壑纵横，地表支离破碎^[25]．该区位于我国大陆腹地，属温带大陆性季风气候，多年平均降水量为464.1 mm，年平均气温8.8℃^[26]，气候特点是降水量少变率大，冷热季节明显^[27]．植被从暖温带阔叶林向典型草原和荒漠草原过渡，覆盖率自东南向西北逐渐降低．由于近期人类活动加剧和长期不合理利用土地，从而促进了生态环境的进一步恶化^[28]．

图 1

Fig. 1

图 1 研究区概况与采样点位置分布示意 Fig. 1 Locations of the study area and sampling stations in Loess Plateau

本研究中降水氢氧同位素数据来源于以下两部分： 一部分(兰州、 银川、 平凉、 西安、 靖边、 太原、 石家庄)来自GNIP(http： //isohis.iaea.org)； 另一部分(延安、 高陵、 华山、 汉中)来自相关研究^[29]．选定了分布在黄土高原上8个站点(靖边紧邻黄土高原边缘，故纳入研究)的降水同位素数据(表 1)，以降水集中的夏季风期间(6~9月)和风力强劲的冬季风期间(10月~次年5月)为研究时段．其他3个站点(银川、 汉中、 石家庄)作为上风向数据参与后续计算．

表 1(Table 1)

表 1 黄土高原降水同位素站点信息 Table 1 Information of precipitation stable isotope stations in the Loess Plateau 站点 纬度 经度 海拔/m 年平均气温/℃ 年平均降水量/mm 采样时段(年-月) 样品来源 兰州 36°03′ 103°52′ 1517 9.8 311.7 1985-01~1987-12 1996-01~1999-12 GNIP 平凉 35°31′ 106°42′ 1570 10.0 501.2 2003-01~2004-12 GNIP 西安 34°18′ 108°55′ 397.5 13.9 571.4 1985-01~1993-12 GNIP 高陵 34°31′ 109°05 377.6 13.0 550.0 1986-04~1987-03 文献[29] 华山 34°29′ 110°05′ 2064.9 6.1 591.9 1986-04~1987-03 文献[29] 延安 36°36′ 109°30′ 958.5 9.9 507.7 1986-04~1987-03 文献[29] 靖边 37°36′ 108°47′ 1351 7.8 395.4 2002-01~2003-12 GNIP 太原 37°46′ 112°33′ 778 10.0 432.1 1986-01~1988-12 GNIP

表 1 黄土高原降水同位素站点信息 Table 1 Information of precipitation stable isotope stations in the Loess Plateau

应用HYSPLIT 4.9模型和ArcGIS 9.3软件，结合美国国家环境预报中心/美国国家大气研究中心(national centers for environmental prediction/national center for atmospheric research，NCEP/NCAR)提供的1985~2004年全球再分析资料以及中国气象科学数据共享服务网(http： //cdc.cma.gov.cn/home.do)同期的气象资料，对研究时段内发生降水气团的(每日06：00为日降水最集中的时段^[30,31])后向轨迹进行了模拟和聚类分析．

聚类分析结果显示，黄土高原夏、 冬季风期间到达各站点的水汽来源路径不同，权重差异较大．图 2是西安站水汽来源情况的气流后向轨迹聚类图，从图 2(a)可以看出，西安夏季风期间水汽来源路径有3条，一条来自东面(21%)，另外两条分别来自西北(20%)和东南(59%)方向； 图 2(b)显示冬季风期间水汽来源路径有两条，西北(21%)方向和正东(79%)方向．其他站点的聚类轨迹权重如表 2所示．

图 2

Fig. 2

图 2 西安站1985～1993年夏季风和冬季风期间气流后向轨迹聚类图 Fig. 2 Backward trajectories cluster in Xian during summer and winter monsoon periods from1985 to 1993

表 2(Table 2)

表 2 黄土高原夏、 冬季风期间上风向气团到达各站点的水汽权重/% Table 2 Vapor weights arriving the stations upon upwind over summer and winter monsoon periods in Loess Plateau/% 季风期 上风向点 兰州 平凉 西安 高陵 华山 延安 靖边 太原 银川 22 11 20 18 16 34 5 17 夏季风 石家庄 21 28 39 66 76 83 汉中 78 89 59 54 45 19 银川 25 30 21 20 18 17 15 44 冬季风 石家庄 83 37 56 汉中 75 70 79 80 82 48

表 2 黄土高原夏、 冬季风期间上风向气团到达各站点的水汽权重/% Table 2 Vapor weights arriving the stations upon upwind over summer and winter monsoon periods in Loess Plateau/%

自Stewart^[32]在实验基础上建立水滴蒸发模型以来，云下二次蒸发效应被广泛应用于区域水循环过程的研究中^[33]．但此模型涉及的参数较多，部分数据易受采样条件的限制而无法满足原始公式．因此，本研究采用Peng等^[34]简化后的模型计算黄土高原的二次蒸发比率．其表达式为：

2 结果与分析 2.1 黄土高原大气水线方程

全球大气水线(global meteoric water line，GMWL)和局地大气水线(local meteoric water line，LMWL)是研究水文循环过程的重要参考线，1961年Craig^[35]在调查降水中δ¹⁸ O和δD的含量时发现其符合δD=8δ¹⁸ O+10，该式被命名为全球大气水线方程(GMWL)．

计算得到黄土高原的大气水线方程(LMWL)为：

δD=7.022δ¹⁸ O+1.720

通过与全球大气水线方程(图 3)对比发现，黄土高原大气水线方程的斜率和截距均小于全球大气水线方程．因凝结物在未饱和大气中降落时，受到非平衡蒸发的影响，导致重同位素富集，故大气水线的斜率和截距均较低^[36]．

图 3

Fig. 3

图 3 黄土高原大气水线方程 Fig. 3 Local Meteoric Water Line in Loess Plateau

δ¹⁸ O和δD常被作为核心指标用于同位素研究中^[2]，由以上两因子得到的过量氘d(d=δ D-8δ¹⁸ O)不仅能够反映同位素分馏过程中的不平衡差异性，还能很好地揭示隐藏在水汽中更多的信息^[33,37]．

夏季风期间，黄土高原上δ¹⁸ O与d的空间分布状况[图 4(a)与图 4(c)]．通过图 4(a)可以发现除平凉站δ¹⁸ O较低外，从南部的华山站到北部的靖边站，δ¹⁸ O从-10.36‰升高到-6.62‰，呈现上升趋势； d从11.58‰下降到3.56‰，呈现下降趋势，下降幅度较大．类似地，从高原的东部到西部，δ¹⁸ O呈现上升趋势的同时d也呈现下降趋势．δ¹⁸ O和d的空间变化趋势与夏季风到达该区的路径密切相关．δ¹⁸ O升高和d降低的幅度都说明该区存在较强的云下二次蒸发效应^[16]．综合该区气候条件不难看出，夏季高温且降水稀少^[38]，加之植被覆盖率低^[39]，为蒸发创造了有利的条件^[40]．而平凉站夏季δ¹⁸ O较低可能与水汽输送过程中同位素贫化有关．

图 4

Fig. 4

图 4 黄土高原夏季风和冬季风期间δ18 O与d的空间分布 Fig. 4 Spatial and temporal distribution of d and δ18 O over summer and winter monsoon periods in Loess Plateau

随着夏季风的撤离，冬季风占领了该区域．从图 4(b)与图 4(d)中可以看出，从南部的华山站到北部的靖边站，δ¹⁸ O从-8.57‰升高到-7.80‰，呈现上升趋势； d由14.97‰下降到8.85‰，呈现下降趋势．自东向西δ¹⁸ O和d都有下降的趋势，下降的幅度没有由南向北的大，由南向北δ¹⁸ O的升高和d值的降低同样表明这期间也存在云下二次蒸发效应．黄土高原冬、 春季气候干燥且多风^[38]，可能是导致δ¹⁸ O和d空间变化的直接原因．除受冬季风影响外，还可能与该区深居内陆，水汽补给匮乏，降水量较少且多为固态有关．

相比之下，到达黄土高原的夏季风和冬季风的路径和强弱不同，是造成δ¹⁸ O和d空间分布差异的主要原因．无论在夏季风还是冬季风期间，黄土高原中部站点(平凉和延安)δ¹⁸ O和d的变化幅度较小．而南部站点(西安、 高陵和华山)，冬季风期间δ¹⁸ O和d值明显高于夏季风期间，呈现夏低冬高的趋势．黄土高原全年都存在云下二次蒸发效应，δ¹⁸ O和d的变化幅度反映了蒸发程度的强弱． 2.3 黄土高原云下二次蒸发效应的探讨

云下二次蒸发效应曾被用于探明水资源的时空分布上，并取得了一定的成果^[10,41]．为了建立黄土高原水汽循环模式，结合HYSPLIT 4.9模拟结果选取了季风路径上的银川、 汉中、 石家庄为上风向点，把上风向夏季风、 冬季风期间d的多年平均值作为季风气团中的过量氘(d)，按权重计算得到各站点上风向过量氘(dair)后，代入简化后的水滴蒸发模型中进行计算．

结果表明，夏季风期间，黄土高原内二次蒸发效应明显，其蒸发比率介于1.51%~5.88%之间，平均值为3.87%．从南部的华山站到北部的靖边站，蒸发比率由最小值1.51%逐渐增大到5.88%，由南向北逐渐增大．从图 5(a)可以看出，高原南部站点的蒸发比率明显低于西部、 北部和东部的站点，因为南部的西安站、 高陵站和华山站南依植被丰富的秦岭，又有过境的东南季风带来的暖湿气流，空气湿度大，因而蒸发比率较低．华山站的蒸发比率为1.51%，在南部的西安、 高陵、 华山三站中最低，是由其地处山区海拔高，雨滴降落过程中经历蒸发的时间短造成的．中部平凉站和延安站的蒸发比率为4.16%和4.64%，比南部三站点高，这与水汽输送过程逐渐贫化导致水汽压降低有关．北部太原站的蒸发比率较高为5%，与夏季风期间气温较高产生较强的二次蒸发密切相关．靖边站的蒸发比率最高为5.88%，与其所在的位置靠近毛乌素沙漠气候干燥密不可分．从高原东部太原站到西部的兰州站，蒸发比率也逐渐增大，到兰州站时增大到5.79%； 兰州站较高的蒸发比率，是其深居内陆到达该站点的水汽稀少造成的； 蒸发比率的变化趋势说明云下二次蒸发效应从东南向西北逐渐增强．

图 5

Fig. 5

图 5 黄土高原夏季风和冬季风期间二次蒸发比率分布 Fig. 5 Spatial distribution of secondary evaporation rate over summer and winter monsoon periods in Loess Plateau

表 3(Table 3)

表 3 相对湿度、 温度、 降水量等因子对二次蒸发效应的影响 Table 3 Influence of humidity,temperature and amount of precipitation on secondary evaporation 影响因子 变化范围 斜率 相关系数 d/‰ δ18O/‰ 样本数量 <50 7.09 0.972** 9.45 -7.55 38 50~60 7.10 0.964** 9.06 -7.14 82 相对湿度/% 60~70 6.74 0.941** 7.83 -6.96 153 70~80 6.90 0.942** 8.93 -7.58 105 80~90 7.10 0.948** 7.90 -8.50 31 <0 6.93 0.964** 14.88 -10.96 37 0~10 7.08 0.955** 9.95 -7.98 96 温度/℃ 10~15 6.96 0.946** 9.60 -6.65 51 15~20 6.53 0.921** 5.04 -6.18 60 20~30 6.80 0.933** 6.37 -6.51 165 1~10 6.57 0.962** 10.95 -8.41 72 10~50 6.49 0.932** 8.80 -6.76 179 降水量/mm 50~100 7.00 0.914** 8.34 -6.70 99 100~150 7.13 0.933** 7.72 -7.68 35 >150 7.61 0.968** 7.02 -9.07 24 0~5 6.69 0.951** 13.23 -10.02 76 5~10 6.99 0.939** 8.92 -6.81 103 水汽压/hPa 10~15 7.13 0.943** 8.75 -5.95 82 15~20 6.7 0.933** 6.57 -6.38 86 >20 7.56 0.926** 6.40 -7.99 62 0~1 6.81 0.96** 11.13 -7.51 66 1~2 7.48 0.90** 8.92 -6.91 239 风速/m·s-1 2~3 6.63 0.91** 8.73 -7.23 43 3~4 11.18 0.98** 11.49 -10.96 21 >4 7.44 0.97** 13.13 -5.63 40 377.6~397.5 7.60 0.92** 10.21 -7.08 167 778 6.42 0.94** 6.78 -7.24 47 海拔/m 958.5 7.39 0.91** 15.05 -7.43 24 1351 4.50 0.96** 5.91 -7.15 21 1517~1570 7.17 0.94** 8.62 -7.54 118 2064.9 9.58 0.93** 11.09 -9.27 32 1)**在0.01水平上显著相关

表 3 相对湿度、 温度、 降水量等因子对二次蒸发效应的影响 Table 3 Influence of humidity,temperature and amount of precipitation on secondary evaporation

冬季风期间蒸发比率明显不同于夏季风期间，如图 5(b)所示，冬季风期间蒸发比率介于1.06%~5.46%之间，平均值也降为3.03%．相比于图 5(a)而言，兰州、 靖边和太原三站点蒸发比率降低幅度较大，这与冬季风期间温度降低有关，西安站蒸发比率降低幅度较小，可能是过境气流的水汽压年际变化较小所致．但是平凉、 延安、 高陵、 华山四站点冬季风期间二次蒸发比率比夏季风期间高，这与近年来黄土高原中部秋、 冬季干旱程度加剧密不可分^[42,43]．而华山站升高的幅度明显大于其他站点，因为地处山区的华山站多风^[26]，有助于云下二次蒸发的形成．相对而言，黄土高原中部站点蒸发比率受季风变化的影响较小． 2.4 二次蒸发效应的敏感因子分析

通常相对湿度、 温度、 降水量等因子对蒸发比率的影响较大^[12,44]，现将上述各因子划分成不同的范围，详细探讨各因子对二次蒸发效应的作用．

分析表 3可知，上述因子在不同范围时δ¹⁸ O和δD的相关性较好，都在0.9以上．其中，温度对二次蒸发的影响最为显著； 随着温度的逐渐升高，d减小的幅度较大，δ¹⁸ O增大的幅度亦较大； 表明了云下二次蒸发效应较强．尤其是0℃以下，d达到最大值14.88‰，δ¹⁸ O为最小-10.96‰，可能是秋、 冬季气温低，固态降水在下落过程中蒸发微弱，保留了云层内部同位素最初的特性所致．当温度处于10~20℃之间时，斜率和d下降的幅度最大，说明10~20℃之间二次蒸发效应较为强烈．降水量和水汽压对二次蒸发的影响没有温度对其作用的明显，降水量在1~10 mm和水汽压在0~5hPa时，d均达到最高10.95‰和13.23‰，斜率和δ¹⁸ O都较小．随降水量和水汽压的增加，d持续减小而δ¹⁸ O先增大后减小，对应斜率也增大到7.61和7.56，逐渐接近平衡状态下全球大气水线方程的斜率，体现了二次蒸发效应随降水量和水汽压的增加而减弱．对比d和δ¹⁸ O在不同降水量范围内的变化发现，降水量在1~10 mm和10~50 mm之间时d和δ¹⁸ O变化幅度较大，这说明二次蒸发效应在小降雨事件中体现得更为明显．相应地，水汽压在0~5 hPa和5~10 hPa之间，d减小和δ¹⁸ O增大的幅度较大，说明水汽压较小时对二次蒸发影响明显．相对湿度对二次蒸发的影响比上述3个因子的影响小，随相对湿度的增大，δ¹⁸ O先增大到-6.96‰后减小，d减小到7.83‰后反而增大，仅在相对湿度为50%~70%时，斜率、 d和δ¹⁸ O变化明显. 相对湿度在其他范围变化时，斜率、 d和δ¹⁸ O变化幅度均较小； 可能是其他因子的影响较为强烈，掩盖了相对湿度对二次蒸发作用的结果．风速和海拔对云下二次蒸发效应影响较弱，风速在0~3 m ·s^-1之间增大时，d减小、 δ¹⁸ O增大，说明风速对二次蒸发有一定程度的影响； 而风速大于3 m ·s^-1时，由d和δ¹⁸ O的变化反映二次蒸发效应的存在性不够明确，仅较小的风速有助于二次蒸发的形成．随海拔的增加，斜率和d无明显的变化规律，δ¹⁸ O呈现减小的趋势； 斜率、 d和δ¹⁸ O的变化无法反映二次蒸发效应的存在性．但雨滴在低海拔地区降落到地面的时间比高海拔地区的长，因而海拔差异对二次蒸发的影响不能忽视．

3 结论

(1)就整个黄土高原来说，夏季风期间，无论从南向北还是从东向西，δ¹⁸ O总体呈现上升趋势，d呈现下降趋势．冬季风期间，仅由南向北δ¹⁸ O和d的变化和夏季风期间的变化一致，而自东向西δ¹⁸ O和d都有下降的趋势，δ¹⁸ O和d空间分布状况可指示季风的路径．

(2)计算发现黄土高原全年都存在云下二次蒸发效应； 夏季风期间最为明显，蒸发比率介于1.51%~5.88%之间，平均值为3.87%．冬季风期间蒸发比率下降，介于1.06%~5.46%之间，平均值也降为3.03%．对比不同季风期各站点蒸发比率发现，黄土高原边缘站点蒸发比率受季风变化的影响较大，而中部站点蒸发比率受季风变化的影响较小．总体而言，蒸发比率在夏季风期间大于冬季风期间．

(3)相对湿度、 温度、 降水量等因子对云下二次蒸发的作用程度不同，其中温度较大，降水量和水汽压其次，相对湿度较小．此外，风速和海拔的差异对二次蒸发产生较弱的影响．