青藏高原雨季降水的水汽條件研究

段麗君， 申紅艷， 余 迪， 馬有絢， 白文蓉， 李萬志

（1.青海省氣候中心，青海西寧810001；2.青海省防災減災重點實驗室，青海西寧810001）

0 引言

青藏高原（以下簡稱“高原”）平均海拔4 000多米，在垂直方向上約占對流層厚度的四分之一。從喜馬拉雅山南側的常綠林到北部的荒漠草原、高山冰雪帶，地形地貌復雜，自然帶垂直差異顯著，植被分布不均勻、種類繁多。境內湖泊面積和冰川儲量分別占中國總量的52%和80%，素有“世界屋脊”［1］和“亞洲水塔”之稱［2］。高原及周邊地區也是全球重要的冰川資源富集地［3］，冰川對于氣候變化有敏感的指示作用，冰凍圈對水資源短缺的中國西部地區的水文與水資源影響巨大［4］。

降水作為影響高原地區自然生態系統最活躍、最直接的氣候因子，對生態環境具有顯著影響，同時降水對我國西北地區及高原的徑流變化也存在一定影響［4］。水汽是形成降水的必要條件，水汽輸送與收支是影響區域水分平衡的直接因素［5-7］。夏季高原最強的熱力壓迫作用形成較強的低壓槽［8-11］。夏季亞洲季風區為強大的水汽匯，南支西風向東亞輸送水汽［12-13］。夏季高原上空為明顯的大氣水汽含量高中心，4—9月高原可降水量變化顯著，高原的增濕速度小于減濕速度，來自阿拉伯海-印度洋和南海的水汽在孟加拉灣匯合后所形成的偏南風水汽，在高原南緣和東南緣分別存在經向、緯向不同分量水汽流型，進而影響高原地區的降水分布［14-16］。陳濤等［17］指出，青藏高原西部春季降水與其西南部輻合上升運動及阿拉伯海北部水汽含量變化存在聯系。南亞季風對青藏高原東北緣地區降水量影響顯著，為顯著正相關［18］。荀學義等［19］研究指出，高原夏季降水的起訖與高原及北側氣壓系統、高原東南或南部水汽輸送條件息息相關。解承瑩等［20］提出“青藏高原南緣水汽輸送關鍵區”并討論關鍵區各邊界水汽收支與高原夏季降水分布的關系，發現各邊界水汽收支與印度熱低壓和南海夏季風活動關系密切。

高原旱季、雨季分明，降雨主要集中在5—9月，占全年總雨量80%以上，高原降水由東南向西北遞減，而且年際變化具有一定的多元性［21-22］。高原雨季也是全年中氣溫高、濕度大、風速小的時段，是農作物、牧草等生長發育的最佳時期，因此雨季是一年中高原地區非常重要的階段。雨季持續時間和雨量強弱直接關系高原地區的旱澇異常，對高原自然生態系統、水資源，以及三江源區、祁連山區、環青海湖等國家重點生態功能區和絲綢之路經濟帶的區域生態環境等有重要影響。徐國昌等［23］研究指出，高原是我國雨季最顯著的地區。章凝丹等［24］基于1951—1970年降水資料分析發現，高原雨季自東南至西北開始，結束正好與此相反，因此雨季具有西部短、東部長的特點，且高原雨季年際變化很大。繆啟龍等［25］分析得出高原地區1961—2000年降水呈增加趨勢，在1978年由少雨期轉為多雨期，且高原南部降水量增加明顯，而北部變化較小；高原春季降水量年際變化較大，夏季降水量值較大但變化幅度較小，冬季變化與夏季相反［26］。

由以上研究可以看出，青藏高原及周邊地區的水汽輸送對降水起著重要作用。前人較多關注了高原雨季降水最主要的分布型水汽條件，而對其他分布型水汽條件研究偏少。本文擬在已有研究的基礎上，分析高原雨季降水在不同分布型時的水汽來源、輸送路徑和水汽收支特征，以及對高原主體水汽輸送在雨季不同階段有重要貢獻的因子，并討論雨季期間高原各邊界的水汽貢獻，對認識高原雨季水資源的分布和利用有重要意義。

1 資料與方法

1.1 資料

本文所用到的降水資料為中國國家氣象信息中心整編的中國青藏高原地區地面氣象觀測站（基準站、基本站、一般站）從建站至2017年109站逐日（20：00—20：00，北京時間）降水資料。其中，青海50站、西藏38站、四川17站、甘肅4站（圖1），站點名稱等信息見表1。青藏高原區域多數臺站始建于1958—1960年，1961年開始觀測，考慮到記錄的完整性和可比性，選取1961—2017年有較完整降水資料的站進行分析。個別站1967年、1968年資料有缺失，部分站20世紀70年代初建站，針對這類缺測情況選取臨近站點利用線性回歸和比值訂正法進行訂正。

圖1 青藏高原氣象站點分布Fig.1 The distribution of weather stations over the Tibetan Plateau（shaded：altitude，unit：m）

表1 青藏高原氣象站點（109站）信息表Table 1 Information of the 109 meteorological stations on the Tibetan Plateau

格點資料采用NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）提供的1961—2017年逐月再分析資料，垂直方向從1 000 hPa到300 hPa，包括緯向風、經向風、位勢高度、相對濕度、地表氣壓等常規變量，格點資料的水平分辨率統一插值為2.5°×2.5°的 粗 網 格 數 據［27］。文 中 高 原 雨 季 指5—9月。

1.2 方法

1.2.1 水汽計算方法

（1）水汽通量及其散度[28-30]

水汽通量由下式進行計算。

其中，包括緯向水汽通量Qλ和經向水汽通量Qφ。

水汽通量散度由下式進行計算。

式中：g為重力加速度；u為緯向風；v為經向風；ps為下邊界氣壓；pu為上邊界氣壓；q為比濕；V為單位氣柱各層大氣的風速矢量；λ為緯度；φ為經度；a為地球半徑。

（2）水汽收支

各邊界積分的水汽輸送表示為

區域總的水汽收支為

式中：QW、QE、QS、QN分別為西邊界、東邊界、南邊界、北邊界的水汽收支；QT為總的凈水汽收支；λ1、λ2、φ1、φ2分別為各邊界對應的緯度和經度；x、y為所選取經緯度內的格點數；t為研究時段內的年份數。

1.2.2 比值訂正法

兩個距離遠的臺站，并非所有氣象要素的插值都趨近于常數，但它們所對應的比值是相對穩定的，即

式（6）的變化較小，趨近于常數，所表示的意義就是y增加的倍數和x增加的倍數逐年或逐月是一樣的［31］。

1.2.3 統計方法

文中主要采用經驗正交函數分解法（empirical orthogonal function，EOF）、去趨勢、合成分析及顯著性t檢驗等常規數理統計方法［32-35］。

2 青藏高原雨季水汽輸送特征

2.1 雨季平均水汽變化

首先了解高原雨季降水的多年變化趨勢特征。為了能夠更為清晰的研究其是否具有顯著的年際變化特征，以33° N為界將高原分為南、北兩個區域，將大于等于33°N的站點（58站）劃分為北區，小于33°N（51站）的站點劃分為南區。從圖2可以看出，去除年代際變化后的高原南區、北區雨季降水的年際變化更明顯，以高原南區、北區雨季降水呈反位相變化為主要特征，其中以1962年、1967年、1990年、1995年南、北區域反位相變化最為明顯，即高原南區雨季降水最小（大）時，高原北區雨季降水為最大（?。?。但是，從圖2也可以看出，高原雨季降水也存在南、北區雨季降水一致偏多（少）的變化特征，尤其是在1997年之后，即高原北區雨季降水偏多（少）時，南區降水偏多（少）。

圖2 1961—2017年青藏高原南區（a）、北區（b）雨季降水去趨勢后區域平均降水量年際序列Fig.2 The inter-annual series of region mean precipitation after the detrending of rainy season in southern（a）and northern（b）Tibetan Plateau during 1961—2017

2.2 雨季降水異常的水汽條件

2.2.1 典型年水汽輸送特征

為了驗證高原南、北區雨季降水的一致性是否為主要的分布型，對所選取的高原109個站點1961—2017年雨季降水量進行EOF分解，得到其主要空間模態及各模態對應的時間系數，前5個模態的累積方差貢獻率達54.8%（表2），經North檢驗，能反映出青藏高原雨季降水量的主要空間分布特征。前兩個模態能夠體現高原雨季降水典型空間分布型，對前兩個模態時間系數進行標準化處理，并根據不同的時間系數標準化值定義各模態正、負異常年。

表2 青藏高原雨季降水EOF前5個模態的方差貢獻率及累積方差貢獻率Table 2 The variance and accumulate variance contribution of the top five modes of EOF for rainy season precipitation on the Tibetan Plateau

圖3 給出了EOF展開后第一、第二模態對應空間型及其時間系數（PC），反映出高原雨季降水的兩種主要的空間分布型。從第一模態空間分布型［圖3（a）］可以看出，高原雨季降水北多南少，負值中心位于高原南緣，雅魯藏布江中下游地區，正值中心位于青海湖南部地區，方差貢獻為22.1%，這種分布與高原地形及西太平洋副熱帶高壓的位置有關，當西太平洋副熱帶高壓北跳時，高原北部降水通常是增加的；第一時間系數標準化值（PC1）呈現明顯的年代際變化，且正（負）位相分別對應高原雨季降水北多（少）南少（多）分布型［圖3（c）］。

圖3 1961—2017年青藏高原雨季降水異常EOF分解前二模態空間分布型（a、b）及其標準化時間系數序列（c、d）Fig.3 The spatial distribution patterns（a，b）and their normalized time series（c，d）of the two dominant EOF modes of rainy season in Tibetan Plateau during 1961—2017

第二模態空間分布型［圖3（b）］反映高原雨季降水干濕變化的一致性，即高原整體降水偏多或偏少，高值中心位于高原腹地，方差貢獻率為12.6%；第二時間系數標準化值（PC2）存在明顯的年際和年代際變化特征，且正（負）位相分別對應高原雨季降水一致偏多（少）分布型，1997年以來，PC2以正值為主［圖3（d）］，青藏高原在1997年存在明顯的增暖突變［36］，表明氣候變暖背景下高原雨季降水具有一致偏多的響應特征。

由以上研究可知，高原降水南北一致分布型可以作為高原雨季降水的主要特征。那么這種分布型對應的水汽條件是怎樣的？因此，下面將著重分析高原雨季降水一致偏多（少）時的水汽輸送情況。

根據EOF第二特征向量時間系數［圖3（d）］，挑選出多雨年（大于4）6年（1974年、1985年、1989年、1998年、2003年、2004年），少雨年（小于-4）7年（1972年、1973年、1977年、1986年、1994年、1997年、2006年），進一步研究多雨、少雨年的水汽輸送的演變及差異。

在對異常年進行研究之前，首先了解氣候態（1981—2010年）高原雨季期間的水汽輸送形勢。受多種季風等的影響，高原及附近水汽輸送的情況較為復雜［37-38］。從圖4可以看出，來自阿拉伯海的偏西風水汽輸送在孟加拉灣附近分為3支水汽輸送氣流：一支向北輸送，通過高原南部河谷等有利地形有少量水汽進入高原，一支在南海附近轉為偏南風水汽輸送，一支受高原大地形的阻擋作用轉為偏西風水汽輸送。

圖4 1981—2010年從地面至300 hPa垂直積分的青藏高原雨季水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-2）及散度（陰影，單位：10-5 kg·m-2·s-2）分布Fig.4 The distribution of vertically integral water vapor flux（arrows，unit：kg·m-1·s-2）and divergence（shading，unit：10-5 kg·m-2·s-2）of rainy season from surface to 300 hPa in Tibetan Plateau during 1981—2010

圖5 和圖6分別給出了PC2正、負異常年的水汽通量及其散度場。從圖5可以看出，PC2正異常年，即高原雨季降水偏強年，高原主體呈現北部弱輻合南部輻散的分布形態，來自孟加拉灣的偏東南暖濕氣流在高原南部形成反氣旋性環流，在高原南緣存在水汽輻散中心，南海附近存在偏南風水汽輸送，并在高原東部邊緣形成水汽輻合中心。圖6在高原主體呈現出與圖5相反的變化特征，即受來自阿拉伯海偏南水汽流在25° N附近轉為偏東水氣流，在高原南緣形成較強的水汽輻合中心，此時，高原北部及東部為水汽輻散，并在東部邊緣形成較強的水汽輻散中心。

圖5 PC2正異常年從地面至300 hPa垂直積分的青藏高原雨季水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-2）及散度（陰影，單位：10-5 kg·m-2·s--2）分布Fig.5 The distribution of vertically integral water vapor flux（arrows，units：kg·m-1·s-2）and divergence（shading，units：10-5 kg·m-2·s-2）of rainy season from surface to 300 hPa in Tibetan Plateau in positive years of the PC2

圖6 PC2負異常年從地面至300 hPa垂直積分的青藏高原雨季水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-2）及散度（陰影，單位：10-5 kg·m-2·s-2）分布Fig.6 The distribution of vertically integral water vapor flux（arrows，unit：kg·m-1·s-2）and divergence（shading，unit：10-5 kg·m-2·s-2）of rainy season from surface to 300 hPa in Tibetan Plateau in negative years of the PC2

因此，從以上分析可以看出，降水偏少年高原主體呈現北部水汽輻散南部水汽輻合的特征，降水偏多年，高原主體北部水汽輻合南部水汽輻散，兩者呈相反的變化。

2.2.2 水汽收支特征

雨季期間，高原主體各個邊界水汽收支的年際變化反映了該區域內水汽輸送強度的變化。用“箱體”模型描述高原雨季水汽收支變化特征，各邊界的區域為：東邊界（26°N、104°E至40°N、104°E），西 邊 界（26° N、74° E至40° N、74° E），南 邊 界（26° N、74° E至26° N、104° E），北邊界（40° N、74°E至40°N、104°E）。

圖7 為氣候態雨季期間高原主體的水汽收支情況，南邊界的水汽輸入最強，西邊界次之，東邊界存在較弱的水汽輸入，北邊界為較弱的水汽輸出。從圖8可以看出，各邊界水汽收支存在顯著的年際變化，北邊界以水汽輸出為主且輸出量較小，個別年份存在較弱的水汽輸入，該現象與中高緯度地區的增濕有一定關系［39］，東邊界以弱水汽輸入為主，西邊界和南邊界水汽輸入量較大，為高原的主要水汽來源，其中南邊界在1992年水汽輸送量達到最大，為27.3×106kg·s-1，西邊界在1982年水汽輸送量為最大25.4×106kg·s-1，西邊界與南邊界的水汽輸入在20世紀80年代至90年代中期呈反位相變化，之后呈大致相同的變化趨勢。總體來看，西邊界水汽輸入呈增加趨勢，南邊界水汽輸入變化波動較大。結合以上分析可知，高原雨季期間高原主體的主要水汽來源為阿拉伯海、南海，次要來源為西風帶。

圖7 1981—2010年氣候態高原主體各邊界雨季平均的水汽收支Fig.7 Climate mean water budget distribution of the four boundaries of rainy season in Tibetan Plateau during 1981—2010

圖8 1981—2017年高原主體各邊界雨季平均的水汽收支年變化Fig.8 The averaged water budget series over the four boundaries of rainy season in Tibetan Plateau during 1981—2017

3 結論與展望

通過以上分析，得到以下主要結論：

（1）1961—2017年高原南區、北區雨季降水存在顯著的年際變化，以高原南區、北區雨季降水呈反位相變化為主要特征，1997年之后也存在南、北區雨季降水一致偏多（少）的變化特征。

（2）高原雨季降水存在兩種主要的模態，第一模態為青藏高原北多（少）南少（多）型分布，第二模態為全區一致型分布。

（3）氣候態（1981—2010年）雨季平均高原及其鄰近地區上空的水汽輸送路徑為來自阿拉伯海的偏西風水汽輸送在孟加拉灣附近分為3支水汽輸送氣流：一部分向北輸送，一部分在南海附近轉為偏南風水汽輸送，一部分受高原大地形的阻擋作用轉為偏西風水汽輸送。

（4）第二模態正異常年，高原主體呈現北部弱輻合南部輻散的分布形態。來自孟加拉灣的偏東南暖濕氣流在高原南部形成反氣旋性環流，在高原南緣存在水汽輻散中心，南海附近存在偏南風水汽輸送，并在高原東部邊緣形成水汽輻合中心。第二模態負異常年，受來自阿拉伯海偏南水汽流在25° N附近轉為偏東水氣流，在高原南緣形成較強的水汽輻合中心。

（5）各邊界水汽收支存在顯著的年際變化，北邊界以水汽輸出為主且輸出量較小，東邊界以弱水汽輸入為主，西邊界和南邊界水汽輸入量較大且在20世紀80年代至90年代中期呈反位相變化，之后呈大致相同的變化趨勢?？傮w來看，西邊界水汽輸入呈增加趨勢，南邊界水汽輸入變化波動較大。

由上述分析可以看出，本文研究的重點為青藏高原雨季降水第二模態（全區一致型）正負異常年的同期水汽條件及邊界水汽收支情況，文中僅研究了第二模態的同期水汽條件、已設定邊界的各邊界水汽收支情況等。值得考慮的是，第二模態對應的前期及同期環流信號有哪些特征？環流的演變和影響機理是什么？邊界設置對其數值的是否存在影響？如果將四個邊界的范圍擴大，南邊界的水汽輸入量大于文中的18.2×106kg·s-1，可能是因為青藏高原地形的影響有所減弱，來自孟加拉灣、阿拉伯海等地區的水汽輸送量較大；西邊界的水汽輸入量略高于文中的13.4×106kg·s-1，說明來自西風帶的水汽在越接近高原時的水汽輸送量越小，但依然是高原雨季水汽的主要來源之一；東邊界和北邊界范圍擴大后，水汽輸入量和輸出量與文中的數值相比變化很小。從大致的評估可以看出，邊界設置對南邊界、西邊界的影響較大，對北邊界、東邊界的影響較小。因此，下一步將著重研究第二模態對應的環流特征的前期及同期信號，并診斷其演變和影響機理，深入評估邊界設置對水汽收支的影響。