1960—2005年长江上游水文循环变化特征

刘 波,翟建青,高 超,姜 彤

(1.河海大学水文水资源学院,江苏南京 210098;2.中国气象局国家气候中心,北京 100081;3.安徽师范大学国土资源与旅游学院,安徽芜湖 241000)

相对于地表水循环过程,水文循环的大气过程具有更大的空间尺度,对于流域水分循环起着至关重要的作用.长江上游由源头至湖北宜昌,长约4500 km,约占长江总长度的70%,集水面积占流域总面积的58.9%,河川径流量占全流域的48%[1].近几年,受到气候变化的影响,长江上游的洪涝、干旱[2-3]等极端气候事件呈增加态势.而随着三峡工程的建设、南水北调工程的开工和长江上游流域经济的进一步发展,人们更加迫切需要全面了解整个长江上游的水循环规律及其长期变化特征[4-5].

关于长江流域水分收支与水分循环年际变化的研究,主要分析流域旱涝与其水汽通道和水汽源汇之间的关系[6-7],并且关于长江流域水汽输送的研究大多集中于长江中下游地区[8-9],对长江上游的相关研究较为有限.而长江上游由于受多重气候的影响,旱涝灾害经常发生,且对周围地区的水分收支有重要影响.陶诗言等[10]指出,高原对水汽通量的分布及其季节变率有很大影响.由于青藏高原独特的地形作用,夏季风从印度洋及南海洋面携带大量水汽经过长江上游地区,对该地区水文循环过程产生影响,同时间接影响我国其他地区的水汽循环特征.研究[11]表明,美国国家环境预报中心/美国国家大气研究中心(NCEP/NCAR)再分析资料(简称NRA)的水分循环可以合理反映长江流域水分循环的季节、年际变化以及部分年代际气候变化特征.本文利用NRA资料分析长江上游流域各边界水汽输送以及水循环要素的变化特征.

1 数据与方法

本文所使用的大气水汽数据为NRA资料中1960—2005年的2.5°×2.5°空间分辨率下1次/6h网格资料,包括8层等压面(至300hPa)的水平风速和湿度、地面的水平风速和湿度以及地面气压资料.分别计算了垂直积分(考虑地形)的整层大气水汽含量和整层水汽输送量.降水量等气象资料来自国家气象局整编的47个国家标准气象站1960—2005年逐月观测成果;蒸散发量采用平流-干旱模型,根据上述气象资料计算求得;长江上游干流径流分析选用控制站宜昌的月径流数据[1,5].

对时间序列低频振荡特征的分析采用Tome等[12]提出的非线性趋势分析NLTF(non-linear trend forecast)方法.此外,通过对水文循环参数变化特征的分析,建立长江上游总的水文循环概念模型.本文水文循环参数的计算,采用刘国纬[13]提出的一系列参数及相应公式:外来水汽形成的降水量

当地蒸发形成的降水量

式中:P——区域降水量的面平均值;E——区域蒸发量的面平均值;I——水汽总输入量的面平均值.

水文内循环系数KE表示当地蒸发的水汽 E与其在区域内经过多次水分再循环过程所形成的降水量PE的比值,反映了当地蒸发对区域内水文循环的作用.

水文循环系数

分析过程中采用的系数1-K,反映了当地蒸发形成的降水PE对区域内总降水量的贡献.

2 结果分析

2.1 大气水文循环要素变化

通过对长江上游地区各方向边界月平均水汽通量变化过程(图1)的NLTF分析,可见水汽输送总体均呈减小趋势,且20世纪70年代前减小速率较大.东边界(图1(a))平均水汽通量为92100t/s,总体减小趋势显著,1974年前呈现迅速减小过程,水汽通量由1974年前的平均104200t/s减小到其后的86200t/s,平均线性倾向率高达-2510t◦s-1/a.西边界平均水汽通量为63800 t/s,波动过程与东边界较为一致,但1974年后呈缓慢上升趋势.南、北边界的平均水汽通量分别为58200t/s和5500t/s,其中北边界1977年后水汽通量均值由11900t/s减小到1300t/s,水汽输出量显著减小,部分年份该边界转化为水汽输入边界.

各边界中,南边界为水汽主要输入边界,其中夏季输入量最大,但南边界水汽通量减小的趋势也非常显著,平均线性倾向率达到-1890t◦s-1/a,且南边界水汽通量减小的速率在各个季节中均为最快.各季节中东边界均为水汽主要输出边界,其中春季水汽通量最大,为109900 t/s,夏季水汽通量最小,而夏季通量减小的趋势最为显著;北边界的水汽通量为各边界中最小,春季与冬季北边界通量转为负值,即北边界由水汽输出转化为水汽输入边界,其中冬季水汽输入量呈微弱增加趋势.从季节上看,夏季各边界水汽通量减小的幅度均为最大,而冬季各边界水汽通量减小最为缓慢.

图1 长江上游各边界水汽通量变化过程Fig.1 Variation of water vapor flux at four boundaries of upper reaches of Yangtze River

总的来看,长江上游地区水汽净收支为正,是水汽汇区.上游地区纬向为水汽输出向,纬向平均水汽输出量为27650t/s,经向平均水汽输入量为51440t/s,净水汽输入为23790t/s.经向、纬向、净水汽收支年际变化过程如图2所示,整个上游地区纬向水汽通量减小趋势显著,平均线性倾向率为551t◦s-1/a,其中,20世纪70年代前减小趋势非常显著,平均减小速率达到4643t◦s-1/a.总的来看,长江上游地区水汽收支变化趋势不显著,水汽输入总体呈微弱减小趋势,线性倾向率为123t◦s-1/a.

2.2 水文循环概念模型的建立

根据上述分析,整个长江上游区年平均水汽总输入量为122550t/s,折合水量2555.29mm.929.36mm的总降水量中水汽来自外来水源的为847.23mm,占总降水量的91%;当地蒸散发形成的降水量为84.99mm,占总降水量的9%.水文内循环系数KE为0.17,表明当地蒸散发的水汽对区域内水文循环的贡献率为0.17.根据上述分析,建立了长江上游地区水文循环概念模型,如图3所示.图中:I为水汽总输入量;O为水汽总输出量;R为流域出口径流量;OE为当地蒸发形成的水汽输出量.

图2 长江上游经向、纬向水汽通量及净收支Fig.2 Water vapor flux in longitudinal and latitudinal directions and net water vapor budget in upper reaches of Yangtze River

图3 长江上游地区水文循环概念模型Fig.3 Conceptual model of water cycle of upper reaches of Yangtze River

在空间上,长江源头区年水汽输入总量为8650t/s,折合水量1202.34mm.该区域377.62mm的年降水量中有334.96mm的水量来自外界水汽输送.当地蒸散发形成的降水量为42.41mm,占总降水量的11%.当地蒸散发量对区域水循环的贡献为0.14.横断山区年水汽输入总量为76460t/s,折合水量3985.44mm.该区域年降水量822.21mm,其中当地蒸散发形成的降水量为42.76mm.该地区蒸散发量对区域水循环的贡献显著小于源头区,水文内循环系数为0.10.四川盆地区年水汽输入总量为100210 t/s,折合水量4642.90mm.该区域年降水量1061.36mm,其中当地蒸散发形成的降水量为62.75mm.该地区蒸散发量对区域水循环的贡献相对较小,水文内循环系数KE为0.06.

2.3 水文循环参数变化特征

水文内循环系数KE表示当地蒸发的水汽 E与其在区域内经过多次水分再循环过程所形成的降水量PE的比值,反映了当地蒸发对区域内水文循环的作用,是代表陆面与大气水循环联系的重要参数之一,因此,围绕水文内循环系数KE,以长江上游及其各子区域为对象,对KE的时间变化特征进行了分析.

分析结果(图4)表明,长江上游水文内循环参数总体呈增加趋势,1977年前,上游内循环参数快速增加,其后增加幅度减缓.各区域的增加过程有所不同:长江源头区水文内循环系数增加的平均速率为0.00129/a,1981年前增速较快,线性倾向率为0.00221/a,其后略有放缓;横断山区KE增加幅度相对较小,平均速率为0.00050/a,变化过程总体存在2个阶段,1988年前KE变化缓慢,平均值为9.4%,其后增加幅度有所加快,尤其20世纪90年代后,K E快速增加,1998年后平均值增加到11.3%.四川盆地水文内循环参数的变化过程明显地分为2个阶段,1977年前,KE快速增加,平均增速达到0.00257/a,随后变化趋势有所放缓,但增加特征仍然非常显著,KE的平均值由20世纪60年代的0.0877增长到20世纪90年代的0.1279.对于整个长江上游,由于四川盆地的面积最大,且水分循环特征最活跃,因此上游的水循环参数变化特征与四川盆地较为一致.

根据前文分析可知,长江上游西边界与南边界水汽输入量均呈减小趋势,总的水汽收支也具有一定的减小特征,而降水量自2000年后减小特征非常显著,蒸散发量也具有缓慢波动减小的趋势.尽管当地蒸散发量形成的降水在区域总降水量中的贡献尚不足10%,但随着水循环过程的一系列变化,长江上游以及各子区域中蒸散发量对当地水文循环的作用正逐年增加.

图4 长江上游内循环系数的演变特征Fig.4 Variation of internal cycle parameters for upper reaches of Yangtze River

3 结 论

a.长江上游地区水汽净收支为正,是水汽汇区,净水汽收支为23790 t/s,纬向平均水汽输出量为27 650t/s,经向平均水汽输入量为51440 t/s.整个上游地区纬向水汽通量减小趋势显著,至20世纪90年代中期后,部分年份纬向净水汽收支由输出转化为输入,经向水汽通量亦存在减小趋势.总的来看,长江上游地区水汽收支变化趋势不显著,水汽输入总体呈微弱减小趋势.

b.长江上游西边界与南边界水汽输入量均呈减小趋势,总的水汽收支也具有一定的减小特征,而降水量自2000年后减小特征非常显著,蒸散发量也具有缓慢波动减小的趋势.尽管当地蒸散发量形成的降水在区域总降水量中的贡献尚不足10%,但随着水循环过程的一系列变化,长江上游以及各子区域中蒸散发量对当地水文循环的作用正逐年增加.

[1]姜彤,施雅风.全球变暖、长江水灾与可能损失[J].地球科学进展,2003,18(2):277-284.(JIANG Tong,SHI Ya-feng.Global climatic warming,the Yangtze floods and potential loss[J].Advancein Earth Sciences,2003,18(2):277-284.(in Chinese))

[2]ZHANGZeng-xin,ZHANGQiang,JIANGTong.Changing features of extremeprecipitation in the Yangtze River basinduring 1961-2002[J].Journal of Geographical Sciences,2007(1):33-42.

[3]曾小凡,翟建青,姜彤,等.长江流域年降水量的空间特征和演变规律分析[J].河海大学学报:自然科学版,2008,36(6):727-732.(ZENG Xiao-fan,ZHAI Jian-qing,JIANGTong,et al.Spatial characteristics and evolutional trends of annual precipiration in the Yangtze River Basin[J].Journal of Hohai University:Natural Sciences,2008,36(6):727-732.(in Chinese))

[4]LIU Bo,JIANG Tong,REN Guo-yu,et al.Projected surfacewater resource of the Yangtze River Basin before 2050[J].Advances in Climate Change Research,2009(Sup):54-59.

[5]陈莹,许有鹏,尹义星,等.长江干流日径流序列的多重分形特征[J].地理研究,2008,27(4):819-828.(CHEN Ying,XU You-peng,YIN Yi-xing,el al.Multifractal characteristics of daily discharge series in the Yangtze River[J].Geographical Research,2008,27(4):819-828.(in Chinese))

[6]苗秋菊,徐祥德,张胜军.长江流域水汽收支与高原水汽输送分量“转换”特征[J].气象学报,2005,63(1):93-99.(MIAO Qiu-ju,XU Xiang-de,ZHANG Sheng-jun.Whole layer water vapor budget of Yangtze River valley and moisture flux components transform in the key areas of the plateau[J].Acta Meteorologica Sinica,2005,63(1):93-99.(in Chinese))

[7]叶笃正,陶诗言.长江黄河流域旱涝规律和成因研究[M].济南:山东科学技术出版社,1996:388.

[8]陶杰,陈久康.江淮梅雨暴雨的水汽源地及其输送通道[J].南京气象学院学报,1994(4):443-447.(TAO Jie,CHEN Jiukang.Diagnosis of role of moisture sources and passages in Meiyu rain gush genesis[J].Journal of Nanjing Institute of Meteorology,1994(4):443-447.(in Chinese))

[9]曹丽青,葛朝霞.江淮地区大气中平均水汽含量特征及变化趋势[J].河海大学学报:自然科学版,2004,32(6):636-639.(CAO Li-qing,GE Zhao-xia.Characteristics of averagewater vapor content in the atmospherein Yangtze-Huaiheregion and its variation[J].Journal of Hohai University:Natural Sciences,2004,32(6):636-639.(in Chinese))

[10]陶诗言,伊兰.第二次青藏高原大气科学实验理论研究进展[M].北京:气象出版社,1999:204-214.

[11]徐影,丁一汇,赵宗慈.美国NCEP/NCAR近50年全球再分析资料在我国气候变化研究中可信度的初步分析[J].应用气象学报,2001,12(3):337-347.(XU Ying,DING Yi-hui,ZHAO Zong-ci,Confidence analysis of NCEP/NCAR 50-year global reanalyzed datain climate change research in China[J].Quarterly Journal of Applied Meteorlolgy,2001,12(3):337-347.(in Chinese))

[12]TOME A R,MIRANDA P M A.Continuous partial trends and low-frequency oscillations of time series[J].Nonlinear Processes in Geophysics,2005(12):451-460.

[13]刘国纬.水文循环的大气过程[M].北京:科学出版社,1997.