三江源地区水汽输送的时空变化特征及其机理研究

李 林 , 张鹏亮 , 申红艳 , 李建国 , 简 悦

（1. 青海省人工影响天气办公室，西宁 810001；2. 青海省气候中心，西宁 810001；3. 北京天地融智自然灾害研究中心，北京 100181）

引言

地处青藏高原腹地的三江源地区，因其独特的地质演化历史和生态地理环境，孕育了长江、黄河和澜沧江三条大江大河，被誉为“中华水塔”[1]。而究其根本，大气环流、海陆分布以及大地形走向共同作用下的水汽输送，为其拥有较为充足的降水、多年及季节性积雪和冻土、冰川、河流、湖泊等地表水资源提供了必备的物质条件，同时对我国乃至东亚地区的天气气候带来明显影响。因此，鉴于该地区乃至青藏高原大气水分循环过程对全球自然和气候环境有着显著作用[2]，这一问题备受学术界的关注。概括来讲，近年来有关青藏高原水汽输送的学术研究主要集中在以下三方面。一是基于欧美再分析资料和同化系统数据，分析了高原水汽分布和水汽输送的时空特征变化。常姝婷等[3]通过研究全球变暖背景下青藏高原夏季大气中水汽含量的时间变化特征，认为高原上空大气中水汽含量在1979～2010年整体呈增加趋势，但由外界向高原输送的水汽逐年降低。解承莹等[4]研究高原水汽空间变化特征得出，高原中南、东南与西北部可降水量与水汽净收支均呈递减趋势，东北部相反，中北部水汽净输入减弱但可降水量增加。二是应用数理统计以及拉格朗日模式开展了水汽输送来源及其路径研究。曾钰婷等[5]通过分析青藏高原那曲地区夏季水汽来源及输送特征，得出了夏季水汽输送轨迹有明显的月、旬变化，印度洋、阿拉伯海、孟加拉湾、大西洋和中亚为5条主要的水汽输送路径。刘菊菊等[6]、林厚博等[7]则认为，影响高原云水含量的水汽通道有印度洋通道、南海通道、孟加拉湾北部及伊朗西部通道。三是从机理层面探讨了水汽输送以及降水量变化的成因。徐祥德等[8]探讨了高原特殊大地形热力驱动机制及其云水效应，指出青藏高原热力驱动在高原与“亚洲水塔”能量、水分循环过程中扮演着重要的角色。解承莹等[4]认为，高原空中水资源变化与中纬西风带和南亚季风水汽输送关联密切，高原特有的地形分布加剧了各分区水汽净收支变化格局。以上研究表明，目前对于高原水汽输送时空变化特征、路径以及机理的研究，往往侧重于高原整体，对于三江源这一“中华水塔”的针对性研究不多。李生辰等[9]、强安丰等[10]对三江源地区水汽输送的规律进行了分析，张宇等[11]研究了西风带和南亚季风对三江源雨季水汽输送及降水的影响，权晨等[12]对三江源地区水汽来源进行了诊断分析。但总的说来研究不够全面深入，特别是对于该地区水汽输送的机理研究尤其缺乏。本文正是基于这一认识，试图通过揭示三江源地区水汽输送的时空变化特征，深入探讨其与西风环流、高原季风以及南海季风等的关系，为科学认识三江源云水资源演变规律以及其合理开发利用提供决策参考。

1 资料与方法

利用ERA5再分析数据和三江源地区地面观测资料，计算了该地区（图1）逐日降水量、水汽总量、水汽通量以及高原季风、高原加热场指数、区域西风指数和南海季风指数。其中ERA5资料的时段为1981～2019年，水平分辨率0.25°×0.25°，垂直37层，顶层气压至1hPa，时间分辨率1h，要素包括降水量、位势高度场、水平风场、相对湿度、地表气压，选取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为ECMWF的最新一代再分析资料，相比ERA-Interim融合了更多的观测数据，具有更高时空分辨率，进一步修正了数据同化系统，同化的数据种类更多，改进了物理模型，使物理过程更准确，实现了再分析资料质量的提升，对于较小区域的研究更为有利。根据水汽通量方程，通过垂直积分计算整层水汽通量和水汽总量；根据定义计算了高原季风、区域西风、南海季风、高原加热场指数。文中所用统计方法包括线性趋势法、相关分析法、M-K突变检验法[13]等。

图1 三江源地区地理分布

1.1 水汽总量

水汽总量（W）表示某地单位面积上空整层大气的总水汽含量，也代表了单位气柱中所有水汽凝结后所产生的液态水量，其计算公式如下[14]：

（1）式中g为重力加速度（m/s2），q为各层比湿（g/kg），Pz为大气层顶高度Z处的气压值（hPa），Ps为地表面气压（hPa）。水汽含量单位为kg/m2。 由于三江源地区平均海拔在4000m以上，同时平均地面气压约为600hPa左右，为此计算时仅从600hPa到1hPa积分，下同。

1.2 水汽通量

水汽通量（Q）是用来定量表达水汽输送量的基本参数，表示单位时间流经某一单位面积的水汽质量，反映了水汽的输送强度。水汽通量的计算公式为[14]：

（2）式中，g、q、p为已知量，Vn为与区域边界垂直的风速分量（u，v）。计算时各量单位：g为m/s2、q为g/kg、Vn为m/s，水汽通量为g·s−1·cm−2。

1.3 高原季风指数

高原季风指数（PMI）采用如下公式计算[15]，即PMI为600hPa（27.5°～32.5°N，80°～100°E）范围内的平均西风分量距平ΔU1与（33°～37.5°N，80°～100°E）范围内的东风分量距平ΔU2之差，单位为m/s。

1.4 区域西风指数

区域西风指数（RWI）根据500hPa的环流异常分布形势，选取（25°～40°N，90°～110°E）区域，参照如下孙照勃[16]介绍的高原区域西风指数计算方法：

其中，H为平均500hPa高度场，λ为沿纬圈取定的经度。RWI单位为hPa。

1.5 高原加热场指数

青藏高原加热场作为表征高原热力作用的特征量，对于高原及我国天气气候的变化有着显著影响。本文采用如下方法计算青藏高原地面加热场强度距平指数[17]：

（5）式中 (Ts-Ta)日和 (Ts-Ta)玉分别为日喀则和玉树月平均地面（0cm）温度与百叶箱温度之差，单位为℃；A，B，C为系数，M¯为两站地面加热场强度气候平均值。 Δ(B-H)p单位为 W/m2。

2 结果分析

2.1 三江源地区水汽输送的时空变化

2.1.1 平均水汽总量

图2给出了1981～2019年三江源地区年平均水汽总量（图2a）及其气候倾向率（图2b）的空间分布，1、4、7、10月分别代表冬、春、夏和秋季的平均水汽总量及其气候倾向率（图略），分析可知：（1）三江源地区水汽较为丰沛，其年平均总量6.07×104～10.8×104kg/m2，总体要高于青海乃至整个西北地区；（2）除7月以外，年及1、4、10月平均水汽总量空间差异明显，总体呈自东南向西北递减趋势，地处东南缘的久治、班玛以及囊谦一带为高值区，而可可西里北部及昆仑山中段一线地处高原腹地，远离海洋，空气干燥，为水汽总量的低值区；（3）7月平均水汽总量空间分布表现出明显的异质性，空间分布差异不甚突出且基本呈东西部高、中部低的分布态势，三江源西部的可可西里以及东部的河南、泽库一带为高值中心，平均水汽总量可达1.35×104kg/m2，而其中部的玉树、囊谦、杂多以及玛沁等地为低值中心，多低于1.10×104kg/m2；（4）年平均水汽总量年际变化在空间上总体上呈增加趋势，且表现出水汽总量低值区增幅高于高值区的空间分布特征，其中以三江源西部可可西里尤为明显，其增幅高值中心气候倾向率高达1.6×103kg·m−2/10a，达到了99%的置信水平；（5）1、4、7、10月平均水汽总量年际变化的空间分布表现出显著的季节差异，呈减少趋势的区域随季节转换逐渐增大，由于其减幅较低，并未影响到年平均水汽总量的增多趋势，其中1月整个三江源水汽总量均呈增多趋势，4月其东南部出现了微弱减少态势，7月呈减少趋势的区域进一步扩大并出现了三江源中部和东北部两个低值中心，10月除可可西里外的大部分区域均呈现减少趋势。

图2 1981～2019年三江源地区年平均水汽总量（a）及气候倾向率（b）的空间分布

图3为1981～2019年三江源地区逐月和年平均水汽总量时间序列（图3a）以及夏季水汽总量M-K检验曲线（图3b）。如图所示：（1）三江源地区平均水汽总量年内分配呈“单峰”型分布，即1月为年内最低时段，多年平均仅为0.31×104kg/m2，2～4月缓慢增加，5月起显著增多，7月达到最大值，多年平均可达1.10×104kg/m2，较1月剧增3.5倍，此后缓慢降低，10月起迅速减少，直到12月降至接近于1月水平；（2）其年际变化总体呈增多趋势，其中年平均水汽总量以64.4kg·m−2/10a的速率增加，四季中以冬季增速最为显著，气候倾向率为115.2kg·m−2/10a，达到98%的置信水平；（3）年平均水汽总量在1981年以来总体上经历了两个阶段，即1981～2007年持续减少阶段和2008年以来的明显增加阶段（图略），而2008年发生的这种由少转多的突变主要反映在夏季水汽总量的阶段性变化上，通过了M-K突变检验。

图3 1981～2019年三江源地区逐月和年平均水汽总量时间序列（a）以及夏季水汽总量M-K检验（b）

2.1.2 平均水汽通量

图4给出了1981～2019年三江源地区年平均水汽通量（图4a）及其气候倾向率（图4b）的空间分布，分析可知（1、4、7、10月水汽通量及其气候倾向率分布图略）：（1）年平均水汽通量绝对数值的空间分布与年平均水汽总量的空间分布既有一致性，又有异质性，即1、4、10月和年平均水汽通量总体呈自东南向西北递减趋势，而7月三江源西北部的可可西里和东南部的黄河源区为两个低值中心，绝对数值最小且接近于1.0g·s−1·cm−2；（2）1、4、10月和年平均水汽输送方向总体上由西南向东北输送，并随着纬度的增加，输送方向趋于平直，逐渐呈自西向东输送，但7月水汽输送方向分布呈现出一定的复杂性，其南部仍自西南向东北方向输送，而北部则从西北向东南方向输送，从而形成两个辐合区，即曲麻莱、清水河一带和久治；（3）三江源地区年平均水汽通量年际变化呈减少趋势，且随着纬度的增加，其减少幅度逐渐增大，其最大减幅中心气候倾向率可达11.1g·s−1·cm−2/10a，且达到了98%的置信水平；（4）1、4、7、10月水汽通量年际变化的空间分布则与年平均水汽总量年际变化类似，1月总体上呈增加趋势，4月35°N以北大部分地区呈现减少趋势，7、10月整个三江源地区均呈现出减少趋势，从而决定了年平均水汽通量总体上的减少态势。

图4 1981～2019年三江源地区年平均水汽通量（a）及气候倾向率（b）的空间分布

图5给出了1981～2019年三江源地区逐月及年平均水汽通量时间变化、u、v分量年内变化以及夏季u分量年际变化，分析可知：（1）水汽通量的年内变化呈“双峰”型分布特征，即6～8月最小，1～4月和11、12月相对较小，而5、10月相对较大，9月为最大；从水汽输送方向的年内变化来看，1～4月、11、12月总体呈自西向东输送，5、6月以及9、10月水汽输送方向则出现明显变化，以西南向东北输送为主，而作为夏季的6～8月水汽输送方向表现出一定的复杂性，而这种水汽通量方向的扰动性，可能也是造成其数值明显较其他月份偏低的原因之一。（2）从水汽通量u、v分量的年际变化来看，v分量总体呈增加趋势，表明近年来经向水汽输送在增强；而u分量四季及年平均变化则表现迥异，其中秋、冬、春季呈增多趋势，而夏季及年平均则呈减少趋势，两者气候倾向率分别为34.6g·s−1·cm−2/10a、4.91g·s−1·cm−2/10a，其中夏季达到99%的置信水平，表明年纬向水汽输送的减少主要是由夏季纬向水汽输送减少所导致。（3）差积曲线（图略）变化显示，经、纬向水汽输送分别于2008年、1996年出现了由少转多、由多转少的阶段性变化，但均未通过M-K突变检验，表明水汽通量的年代际变化特征并不显著。

图5 1981～2019年三江源地区平均的水汽通量时间变化（a）、多年平均的水汽通量u、v分量月变化（b）、夏季水汽通量年际变化及其拟合变化（c）

2.2 三江源地区水汽输送的影响因子

水汽源地、输送路径和大地形等是决定水汽输送的重要环节。在亚洲水分循环过程中，从热带海洋水汽源区到“世界屋脊”的水汽传输主要由南亚和东亚夏季风对流层环流驱动[8]。张宇等[11]研究认为，西风带和南亚季风的水汽输送均对三江源流域具有重要作用，两支水汽输送路径分别控制流域时可引起流域内部不同区域降水的显著增加。因此，基于三江源水汽源地及其输送路径的已有研究，如下区域尺度的气候环流特征量及其变化可对水汽输送产生影响。

2.2.1 高原季风

孟加拉湾及印度洋是三江源地区重要的水汽源地，其暖湿气流在印度季风、高原季风的共同作用下，可源源不断的自西南向东北方向输送，途径西藏东北部而影响到三江源地区。图6给出了高原夏季风年际变化曲线及其与三江源区域平均的年水汽总量相关关系，分析可知：1981～2019年高原夏季风呈现出明显的增强趋势，其气候倾向率为0.126m·s−1/10a，达到了99.9%的置信水平；从累积距平曲线变化（图略）来看，近39年来高原夏季风经历了1981～1997年的减弱阶段和1998年以来的增强阶段，M-K突变检验表明其在1998年左右出现了由弱到强的突变，说明正是高原夏季风自1998年以来的显著增强，使得孟加拉湾及印度洋暖湿气流携带充沛的水汽持续强劲地输送到三江源地区，从而使得该地区水汽总量不断增加。图6b给出两者的相关系数为0.326，达到了95%的置信水平，恰好证明了这一显著的正相关关系。值得关注的是，高原夏季风与三江源夏季水汽通量u分量、7月平均水汽通量v分量的相关系数分别为−0.623、0.254，分别达到了99.9%和90%的置信水平，表明高原夏季风的增强，抑制了夏季水汽的纬向输送而有利于经向输送，进而引起三江源地区降水量的增加。

图6 1981～2019年高原夏季风强度年际变化（a）及其与三江源地区平均年水汽总量的相关关系（b）

2.2.2 西风环流

李万莉等[18]研究认为，我国西北地区的水汽输送主要集中在夏季，西风气流是西北地区水汽输送的主要载体。王可丽等[19]通过分析西风带与季风对我国西北地区水汽输送的作用认为，西风带的水汽输送为中国西北大部分地区提供了基本的水汽来源，西风变化对其水汽输送通量散度年际变化有直接的作用。图7a给出的1981～2019年区域西风指数年际变化曲线，由此可见近39年来区域西风指数呈现出明显的减弱趋势，其气候倾向率为4.66hPa/10a，达到了99.9%的置信水平；M-K突变检验表明，其在1997年前后出现了由强到弱的突变。相关分析得出区域西风指数与三江源区域平均的年、夏季水汽通量u分量的相关系数分别为0.636、0.766，均达到了99.9%的置信水平，同时夏季水汽通量u分量突变年份出现在1998年左右，恰好较区域西风指数突变年份滞后1年。以上分析表明，区域西风的显著减弱引起水汽通量纬向输送的减少，加之区域西风指数与高原夏季风存在显著的负相关关系，两者相关系数为−0.591，同样达到了99.9%的置信水平，从而有利于水汽的经向输送，使得高原夏季风将孟加拉湾及印度洋水汽持续输送到地处高原腹地的三江源地区，导致降水增加。

图7 1981～2019年区域西风指数年际变化（a）及其与三江源地区平均夏季水汽通量u分量的相关关系（b）

2.2.3 高原热力

如前文所述，高原夏季平均水汽通量不仅绝对数值偏低，而且输送方向多变，与夏季平均水汽总量明显偏大的分布特征大相径庭，可能与夏季热力扰动有关。青藏高原作为一个巨大的凸起体，裸露于大气层中，其对大气层的热量作用是显而易见的，同时也对水汽输送起到了一定的扰动作用。为此，本文统计了1981～2019年高原加热场强度距平指数（图8a），发现其呈现出显著加强的变化趋势，气候倾向率为0.073W·m−2/10a，达到了99.9%的置信水平。分析7月高原加热场强度距平指数与三江源区域平均的同期水汽通量v分量关系（图8b）可知，两者相关系数为−0.571，同样达到了99.9%的置信水平，表明7月高原地表热力作用的加强，加大了该地区大气的垂直上升运动，进而使得水汽的垂直输送增强，而对三江源水汽通量的水平输送特别是经向输送具有明显的扰动作用，从而使水汽通量绝对数值偏低，输送方向多变。徐祥德等[8]提出的青藏高原对水汽输送的“热泵”效应也恰好支持了上述分析结论。

图8 1981～2019年高原加热场强度年际变化（a）及其7月加热场强度与三江源地区平均同期水汽通量v分量的相关关系（b）

2.2.4 南海季风

三江源东部的黄河源区位于东亚季风区边缘地带，气候变化受季风进退和强度异常的年际变化影响较为显著。东亚季风系统既包含南海-西太平洋的热带季风，又包括大陆-日本的副热带季风，而影响黄河源区的主要是南海夏季风。朱乾根等[20]将南海季风指数定义为100°～130°E、0°～10°N范围内，850hPa和200hPa平均纬向风距平差。该指数表示了南海南部高低层的纬向风切变，当夏季南海季风指数＞0时，表示在南海地区低层西南气流较常年偏强，影响我国的热带夏季风偏强；反之，当指数＜0时，夏季风偏弱。图9a给出的1981～2019年南海季风指数年际变化呈现出增强趋势，气候倾向率达0.08m·s−1/10a。相关分析得出，5、6、7月南海季风指数与三江源区域平均的同期水汽通量u分量相关系数分别为−0.492、−0.444和−0.465，均达到了99%的置信水平，表明春末仲夏之间南海夏季风越强，越能对三江源地区水汽纬向输送起到较强的抑制作用，从而越有利于南海及西太平洋水汽沿副热带高压边缘自东南向西北输送，进而影响到黄河源区。

图9 1979～2019年南海季风强度年际变化（a）及其5月季风强度与三江源地区平均同期水汽通量u分量的相关关系（b）

3 结论

三江源地区水汽较为丰沛，平均水汽总量空间分布总体呈东南向西北递减趋势，但7月平均水汽总量空间分布表现出明显的异质性；平均水汽总量年内分配呈“单峰”型分布，而其年际变化总体表现出增多趋势，年平均水汽总量以64.4kg·m−2/10a的速率增加，并在2008年左右发生了突变，同时年平均水汽总量年际变化具有5a、11a的准周期。

三江源地区平均水汽通量的空间分布总体呈自东南向西北递减趋势，7月对应于平均水汽总量的两个高值中心的是两个平均水汽通量的低值中心；水汽输送方向总体上由西南向东北输送，并随着纬度的增加，输送方向趋于平直，逐渐呈自西向东输送，但夏季却较为多变；水汽通量绝对数值的年内分配呈“双峰”型分布，年水汽通量u、v分量分别呈减少、增加趋势，并分别具有2a、5a和14a准周期以及2a、4a和7a准周期。

受区域西风显著减弱、高原夏季风和南海季风增强的共同影响，三江源地区水汽纬向输送减少，经向输送增加，使得孟加拉湾及印度洋、南海水汽持续输送到这一地区，从而有利于降水量的增加。7月高原地表热力作用的加强，对三江源水汽经向输送具有明显的扰动作用。