三江源地區水汽輸送的時空變化特征及其機理研究

李 林 , 張鵬亮 , 申紅艷 , 李建國 , 簡 悅

（1. 青海省人工影響天氣辦公室，西寧 810001；2. 青海省氣候中心，西寧 810001；3. 北京天地融智自然災害研究中心，北京 100181）

引言

地處青藏高原腹地的三江源地區，因其獨特的地質演化歷史和生態地理環境，孕育了長江、黃河和瀾滄江三條大江大河，被譽為“中華水塔”[1]。而究其根本，大氣環流、海陸分布以及大地形走向共同作用下的水汽輸送，為其擁有較為充足的降水、多年及季節性積雪和凍土、冰川、河流、湖泊等地表水資源提供了必備的物質條件，同時對我國乃至東亞地區的天氣氣候帶來明顯影響。因此，鑒于該地區乃至青藏高原大氣水分循環過程對全球自然和氣候環境有著顯著作用[2]，這一問題備受學術界的關注。概括來講，近年來有關青藏高原水汽輸送的學術研究主要集中在以下三方面。一是基于歐美再分析資料和同化系統數據，分析了高原水汽分布和水汽輸送的時空特征變化。常姝婷等[3]通過研究全球變暖背景下青藏高原夏季大氣中水汽含量的時間變化特征，認為高原上空大氣中水汽含量在1979～2010年整體呈增加趨勢，但由外界向高原輸送的水汽逐年降低。解承瑩等[4]研究高原水汽空間變化特征得出，高原中南、東南與西北部可降水量與水汽凈收支均呈遞減趨勢，東北部相反，中北部水汽凈輸入減弱但可降水量增加。二是應用數理統計以及拉格朗日模式開展了水汽輸送來源及其路徑研究。曾鈺婷等[5]通過分析青藏高原那曲地區夏季水汽來源及輸送特征，得出了夏季水汽輸送軌跡有明顯的月、旬變化，印度洋、阿拉伯海、孟加拉灣、大西洋和中亞為5條主要的水汽輸送路徑。劉菊菊等[6]、林厚博等[7]則認為，影響高原云水含量的水汽通道有印度洋通道、南海通道、孟加拉灣北部及伊朗西部通道。三是從機理層面探討了水汽輸送以及降水量變化的成因。徐祥德等[8]探討了高原特殊大地形熱力驅動機制及其云水效應，指出青藏高原熱力驅動在高原與“亞洲水塔”能量、水分循環過程中扮演著重要的角色。解承瑩等[4]認為，高原空中水資源變化與中緯西風帶和南亞季風水汽輸送關聯密切，高原特有的地形分布加劇了各分區水汽凈收支變化格局。以上研究表明，目前對于高原水汽輸送時空變化特征、路徑以及機理的研究，往往側重于高原整體，對于三江源這一“中華水塔”的針對性研究不多。李生辰等[9]、強安豐等[10]對三江源地區水汽輸送的規律進行了分析，張宇等[11]研究了西風帶和南亞季風對三江源雨季水汽輸送及降水的影響，權晨等[12]對三江源地區水汽來源進行了診斷分析。但總的說來研究不夠全面深入，特別是對于該地區水汽輸送的機理研究尤其缺乏。本文正是基于這一認識，試圖通過揭示三江源地區水汽輸送的時空變化特征，深入探討其與西風環流、高原季風以及南海季風等的關系，為科學認識三江源云水資源演變規律以及其合理開發利用提供決策參考。

1 資料與方法

利用ERA5再分析數據和三江源地區地面觀測資料，計算了該地區（圖1）逐日降水量、水汽總量、水汽通量以及高原季風、高原加熱場指數、區域西風指數和南海季風指數。其中ERA5資料的時段為1981～2019年，水平分辨率0.25°×0.25°，垂直37層，頂層氣壓至1hPa，時間分辨率1h，要素包括降水量、位勢高度場、水平風場、相對濕度、地表氣壓，選取00:00、01:00、02:00、03:00、04:00、05:00、06:00、07:00、08:00、09:00、10:00、23:00。ERA5為ECMWF的最新一代再分析資料，相比ERA-Interim融合了更多的觀測數據，具有更高時空分辨率，進一步修正了數據同化系統，同化的數據種類更多，改進了物理模型，使物理過程更準確，實現了再分析資料質量的提升，對于較小區域的研究更為有利。根據水汽通量方程，通過垂直積分計算整層水汽通量和水汽總量；根據定義計算了高原季風、區域西風、南海季風、高原加熱場指數。文中所用統計方法包括線性趨勢法、相關分析法、M-K突變檢驗法[13]等。

圖1 三江源地區地理分布

1.1 水汽總量

水汽總量（W）表示某地單位面積上空整層大氣的總水汽含量，也代表了單位氣柱中所有水汽凝結后所產生的液態水量，其計算公式如下[14]：

（1）式中g為重力加速度（m/s2），q為各層比濕（g/kg），Pz為大氣層頂高度Z處的氣壓值（hPa），Ps為地表面氣壓（hPa）。水汽含量單位為kg/m2。 由于三江源地區平均海拔在4000m以上，同時平均地面氣壓約為600hPa左右，為此計算時僅從600hPa到1hPa積分，下同。

1.2 水汽通量

水汽通量（Q）是用來定量表達水汽輸送量的基本參數，表示單位時間流經某一單位面積的水汽質量，反映了水汽的輸送強度。水汽通量的計算公式為[14]：

（2）式中，g、q、p為已知量，Vn為與區域邊界垂直的風速分量（u，v）。計算時各量單位：g為m/s2、q為g/kg、Vn為m/s，水汽通量為g·s?1·cm?2。

1.3 高原季風指數

高原季風指數（PMI）采用如下公式計算[15]，即PMI為600hPa（27.5°～32.5°N，80°～100°E）范圍內的平均西風分量距平ΔU1與（33°～37.5°N，80°～100°E）范圍內的東風分量距平ΔU2之差，單位為m/s。

1.4 區域西風指數

區域西風指數（RWI）根據500hPa的環流異常分布形勢，選取（25°～40°N，90°～110°E）區域，參照如下孫照勃[16]介紹的高原區域西風指數計算方法：

其中，H為平均500hPa高度場，λ為沿緯圈取定的經度。RWI單位為hPa。

1.5 高原加熱場指數

青藏高原加熱場作為表征高原熱力作用的特征量，對于高原及我國天氣氣候的變化有著顯著影響。本文采用如下方法計算青藏高原地面加熱場強度距平指數[17]：

（5）式中 (Ts-Ta)日和 (Ts-Ta)玉分別為日喀則和玉樹月平均地面（0cm）溫度與百葉箱溫度之差，單位為℃；A，B，C為系數，Mˉ為兩站地面加熱場強度氣候平均值。 Δ(B-H)p單位為 W/m2。

2 結果分析

2.1 三江源地區水汽輸送的時空變化

2.1.1 平均水汽總量

圖2給出了1981～2019年三江源地區年平均水汽總量（圖2a）及其氣候傾向率（圖2b）的空間分布，1、4、7、10月分別代表冬、春、夏和秋季的平均水汽總量及其氣候傾向率（圖略），分析可知：（1）三江源地區水汽較為豐沛，其年平均總量6.07×104～10.8×104kg/m2，總體要高于青海乃至整個西北地區；（2）除7月以外，年及1、4、10月平均水汽總量空間差異明顯，總體呈自東南向西北遞減趨勢，地處東南緣的久治、班瑪以及囊謙一帶為高值區，而可可西里北部及昆侖山中段一線地處高原腹地，遠離海洋，空氣干燥，為水汽總量的低值區；（3）7月平均水汽總量空間分布表現出明顯的異質性，空間分布差異不甚突出且基本呈東西部高、中部低的分布態勢，三江源西部的可可西里以及東部的河南、澤庫一帶為高值中心，平均水汽總量可達1.35×104kg/m2，而其中部的玉樹、囊謙、雜多以及瑪沁等地為低值中心，多低于1.10×104kg/m2；（4）年平均水汽總量年際變化在空間上總體上呈增加趨勢，且表現出水汽總量低值區增幅高于高值區的空間分布特征，其中以三江源西部可可西里尤為明顯，其增幅高值中心氣候傾向率高達1.6×103kg·m?2/10a，達到了99%的置信水平；（5）1、4、7、10月平均水汽總量年際變化的空間分布表現出顯著的季節差異，呈減少趨勢的區域隨季節轉換逐漸增大，由于其減幅較低，并未影響到年平均水汽總量的增多趨勢，其中1月整個三江源水汽總量均呈增多趨勢，4月其東南部出現了微弱減少態勢，7月呈減少趨勢的區域進一步擴大并出現了三江源中部和東北部兩個低值中心，10月除可可西里外的大部分區域均呈現減少趨勢。

圖2 1981～2019年三江源地區年平均水汽總量（a）及氣候傾向率（b）的空間分布

圖3為1981～2019年三江源地區逐月和年平均水汽總量時間序列（圖3a）以及夏季水汽總量M-K檢驗曲線（圖3b）。如圖所示：（1）三江源地區平均水汽總量年內分配呈“單峰”型分布，即1月為年內最低時段，多年平均僅為0.31×104kg/m2，2～4月緩慢增加，5月起顯著增多，7月達到最大值，多年平均可達1.10×104kg/m2，較1月劇增3.5倍，此后緩慢降低，10月起迅速減少，直到12月降至接近于1月水平；（2）其年際變化總體呈增多趨勢，其中年平均水汽總量以64.4kg·m?2/10a的速率增加，四季中以冬季增速最為顯著，氣候傾向率為115.2kg·m?2/10a，達到98%的置信水平；（3）年平均水汽總量在1981年以來總體上經歷了兩個階段，即1981～2007年持續減少階段和2008年以來的明顯增加階段（圖略），而2008年發生的這種由少轉多的突變主要反映在夏季水汽總量的階段性變化上，通過了M-K突變檢驗。

圖3 1981～2019年三江源地區逐月和年平均水汽總量時間序列（a）以及夏季水汽總量M-K檢驗（b）

2.1.2 平均水汽通量

圖4給出了1981～2019年三江源地區年平均水汽通量（圖4a）及其氣候傾向率（圖4b）的空間分布，分析可知（1、4、7、10月水汽通量及其氣候傾向率分布圖略）：（1）年平均水汽通量絕對數值的空間分布與年平均水汽總量的空間分布既有一致性，又有異質性，即1、4、10月和年平均水汽通量總體呈自東南向西北遞減趨勢，而7月三江源西北部的可可西里和東南部的黃河源區為兩個低值中心，絕對數值最小且接近于1.0g·s?1·cm?2；（2）1、4、10月和年平均水汽輸送方向總體上由西南向東北輸送，并隨著緯度的增加，輸送方向趨于平直，逐漸呈自西向東輸送，但7月水汽輸送方向分布呈現出一定的復雜性，其南部仍自西南向東北方向輸送，而北部則從西北向東南方向輸送，從而形成兩個輻合區，即曲麻萊、清水河一帶和久治；（3）三江源地區年平均水汽通量年際變化呈減少趨勢，且隨著緯度的增加，其減少幅度逐漸增大，其最大減幅中心氣候傾向率可達11.1g·s?1·cm?2/10a，且達到了98%的置信水平；（4）1、4、7、10月水汽通量年際變化的空間分布則與年平均水汽總量年際變化類似，1月總體上呈增加趨勢，4月35°N以北大部分地區呈現減少趨勢，7、10月整個三江源地區均呈現出減少趨勢，從而決定了年平均水汽通量總體上的減少態勢。

圖4 1981～2019年三江源地區年平均水汽通量（a）及氣候傾向率（b）的空間分布

圖5給出了1981～2019年三江源地區逐月及年平均水汽通量時間變化、u、v分量年內變化以及夏季u分量年際變化，分析可知：（1）水汽通量的年內變化呈“雙峰”型分布特征，即6～8月最小，1～4月和11、12月相對較小，而5、10月相對較大，9月為最大；從水汽輸送方向的年內變化來看，1～4月、11、12月總體呈自西向東輸送，5、6月以及9、10月水汽輸送方向則出現明顯變化，以西南向東北輸送為主，而作為夏季的6～8月水汽輸送方向表現出一定的復雜性，而這種水汽通量方向的擾動性，可能也是造成其數值明顯較其他月份偏低的原因之一。（2）從水汽通量u、v分量的年際變化來看，v分量總體呈增加趨勢，表明近年來經向水汽輸送在增強；而u分量四季及年平均變化則表現迥異，其中秋、冬、春季呈增多趨勢，而夏季及年平均則呈減少趨勢，兩者氣候傾向率分別為34.6g·s?1·cm?2/10a、4.91g·s?1·cm?2/10a，其中夏季達到99%的置信水平，表明年緯向水汽輸送的減少主要是由夏季緯向水汽輸送減少所導致。（3）差積曲線（圖略）變化顯示，經、緯向水汽輸送分別于2008年、1996年出現了由少轉多、由多轉少的階段性變化，但均未通過M-K突變檢驗，表明水汽通量的年代際變化特征并不顯著。

圖5 1981～2019年三江源地區平均的水汽通量時間變化（a）、多年平均的水汽通量u、v分量月變化（b）、夏季水汽通量年際變化及其擬合變化（c）

2.2 三江源地區水汽輸送的影響因子

水汽源地、輸送路徑和大地形等是決定水汽輸送的重要環節。在亞洲水分循環過程中，從熱帶海洋水汽源區到“世界屋脊”的水汽傳輸主要由南亞和東亞夏季風對流層環流驅動[8]。張宇等[11]研究認為，西風帶和南亞季風的水汽輸送均對三江源流域具有重要作用，兩支水汽輸送路徑分別控制流域時可引起流域內部不同區域降水的顯著增加。因此，基于三江源水汽源地及其輸送路徑的已有研究，如下區域尺度的氣候環流特征量及其變化可對水汽輸送產生影響。

2.2.1 高原季風

孟加拉灣及印度洋是三江源地區重要的水汽源地，其暖濕氣流在印度季風、高原季風的共同作用下，可源源不斷的自西南向東北方向輸送，途徑西藏東北部而影響到三江源地區。圖6給出了高原夏季風年際變化曲線及其與三江源區域平均的年水汽總量相關關系，分析可知：1981～2019年高原夏季風呈現出明顯的增強趨勢，其氣候傾向率為0.126m·s?1/10a，達到了99.9%的置信水平；從累積距平曲線變化（圖略）來看，近39年來高原夏季風經歷了1981～1997年的減弱階段和1998年以來的增強階段，M-K突變檢驗表明其在1998年左右出現了由弱到強的突變，說明正是高原夏季風自1998年以來的顯著增強，使得孟加拉灣及印度洋暖濕氣流攜帶充沛的水汽持續強勁地輸送到三江源地區，從而使得該地區水汽總量不斷增加。圖6b給出兩者的相關系數為0.326，達到了95%的置信水平，恰好證明了這一顯著的正相關關系。值得關注的是，高原夏季風與三江源夏季水汽通量u分量、7月平均水汽通量v分量的相關系數分別為?0.623、0.254，分別達到了99.9%和90%的置信水平，表明高原夏季風的增強，抑制了夏季水汽的緯向輸送而有利于經向輸送，進而引起三江源地區降水量的增加。

圖6 1981～2019年高原夏季風強度年際變化（a）及其與三江源地區平均年水汽總量的相關關系（b）

2.2.2 西風環流

李萬莉等[18]研究認為，我國西北地區的水汽輸送主要集中在夏季，西風氣流是西北地區水汽輸送的主要載體。王可麗等[19]通過分析西風帶與季風對我國西北地區水汽輸送的作用認為，西風帶的水汽輸送為中國西北大部分地區提供了基本的水汽來源，西風變化對其水汽輸送通量散度年際變化有直接的作用。圖7a給出的1981～2019年區域西風指數年際變化曲線，由此可見近39年來區域西風指數呈現出明顯的減弱趨勢，其氣候傾向率為4.66hPa/10a，達到了99.9%的置信水平；M-K突變檢驗表明，其在1997年前后出現了由強到弱的突變。相關分析得出區域西風指數與三江源區域平均的年、夏季水汽通量u分量的相關系數分別為0.636、0.766，均達到了99.9%的置信水平，同時夏季水汽通量u分量突變年份出現在1998年左右，恰好較區域西風指數突變年份滯后1年。以上分析表明，區域西風的顯著減弱引起水汽通量緯向輸送的減少，加之區域西風指數與高原夏季風存在顯著的負相關關系，兩者相關系數為?0.591，同樣達到了99.9%的置信水平，從而有利于水汽的經向輸送，使得高原夏季風將孟加拉灣及印度洋水汽持續輸送到地處高原腹地的三江源地區，導致降水增加。

圖7 1981～2019年區域西風指數年際變化（a）及其與三江源地區平均夏季水汽通量u分量的相關關系（b）

2.2.3 高原熱力

如前文所述，高原夏季平均水汽通量不僅絕對數值偏低，而且輸送方向多變，與夏季平均水汽總量明顯偏大的分布特征大相徑庭，可能與夏季熱力擾動有關。青藏高原作為一個巨大的凸起體，裸露于大氣層中，其對大氣層的熱量作用是顯而易見的，同時也對水汽輸送起到了一定的擾動作用。為此，本文統計了1981～2019年高原加熱場強度距平指數（圖8a），發現其呈現出顯著加強的變化趨勢，氣候傾向率為0.073W·m?2/10a，達到了99.9%的置信水平。分析7月高原加熱場強度距平指數與三江源區域平均的同期水汽通量v分量關系（圖8b）可知，兩者相關系數為?0.571，同樣達到了99.9%的置信水平，表明7月高原地表熱力作用的加強，加大了該地區大氣的垂直上升運動，進而使得水汽的垂直輸送增強，而對三江源水汽通量的水平輸送特別是經向輸送具有明顯的擾動作用，從而使水汽通量絕對數值偏低，輸送方向多變。徐祥德等[8]提出的青藏高原對水汽輸送的“熱泵”效應也恰好支持了上述分析結論。

圖8 1981～2019年高原加熱場強度年際變化（a）及其7月加熱場強度與三江源地區平均同期水汽通量v分量的相關關系（b）

2.2.4 南海季風

三江源東部的黃河源區位于東亞季風區邊緣地帶，氣候變化受季風進退和強度異常的年際變化影響較為顯著。東亞季風系統既包含南海-西太平洋的熱帶季風，又包括大陸-日本的副熱帶季風，而影響黃河源區的主要是南海夏季風。朱乾根等[20]將南海季風指數定義為100°～130°E、0°～10°N范圍內，850hPa和200hPa平均緯向風距平差。該指數表示了南海南部高低層的緯向風切變，當夏季南海季風指數＞0時，表示在南海地區低層西南氣流較常年偏強，影響我國的熱帶夏季風偏強；反之，當指數＜0時，夏季風偏弱。圖9a給出的1981～2019年南海季風指數年際變化呈現出增強趨勢，氣候傾向率達0.08m·s?1/10a。相關分析得出，5、6、7月南海季風指數與三江源區域平均的同期水汽通量u分量相關系數分別為?0.492、?0.444和?0.465，均達到了99%的置信水平，表明春末仲夏之間南海夏季風越強，越能對三江源地區水汽緯向輸送起到較強的抑制作用，從而越有利于南海及西太平洋水汽沿副熱帶高壓邊緣自東南向西北輸送，進而影響到黃河源區。

圖9 1979～2019年南海季風強度年際變化（a）及其5月季風強度與三江源地區平均同期水汽通量u分量的相關關系（b）

3 結論

三江源地區水汽較為豐沛，平均水汽總量空間分布總體呈東南向西北遞減趨勢，但7月平均水汽總量空間分布表現出明顯的異質性；平均水汽總量年內分配呈“單峰”型分布，而其年際變化總體表現出增多趨勢，年平均水汽總量以64.4kg·m?2/10a的速率增加，并在2008年左右發生了突變，同時年平均水汽總量年際變化具有5a、11a的準周期。

三江源地區平均水汽通量的空間分布總體呈自東南向西北遞減趨勢，7月對應于平均水汽總量的兩個高值中心的是兩個平均水汽通量的低值中心；水汽輸送方向總體上由西南向東北輸送，并隨著緯度的增加，輸送方向趨于平直，逐漸呈自西向東輸送，但夏季卻較為多變；水汽通量絕對數值的年內分配呈“雙峰”型分布，年水汽通量u、v分量分別呈減少、增加趨勢，并分別具有2a、5a和14a準周期以及2a、4a和7a準周期。

受區域西風顯著減弱、高原夏季風和南海季風增強的共同影響，三江源地區水汽緯向輸送減少，經向輸送增加，使得孟加拉灣及印度洋、南海水汽持續輸送到這一地區，從而有利于降水量的增加。7月高原地表熱力作用的加強，對三江源水汽經向輸送具有明顯的擾動作用。