郭艷君 丁一匯

中國氣象局國家氣候中心，北京100081

1 引言

水汽是氣候中的重要變量。對流層下部的水汽凝結(jié)過程是大氣潛熱傳輸?shù)年P(guān)鍵（Trenberth and Stepaniak, 2003a, 2003b）；同時水汽也是重要的溫室氣體，占晴天自然溫室氣體作用的60%（Kiehl and Trenberth, 1997），是最重要的氣候變化正反饋因子（Held and Soden，2000）。因此，大氣水汽變化是氣候?qū)W和天氣學(xué)研究的重要問題。通常用露點溫度、絕對濕度相對濕度和比濕等參考指標(biāo)表征水汽變化。絕對濕度是單位體積空氣中所含水汽的質(zhì)量（單位：g m–3），比濕是水汽與濕空氣的質(zhì)量之比（單位：g kg–3）。與絕對濕度相比，氣壓變化導(dǎo)致的大氣膨脹或收縮對比濕的影響不大，因此在描述全球大氣水汽分布中比濕尤為重要。研究水汽變化通?；谔娇沼^測、衛(wèi)星遙感和再分析三種資料源，其中探空觀測始于20世紀(jì)50年代后期，具有歷史序列長、區(qū)域尺度上觀測站點分布密集、垂直分辨高等優(yōu)點，但前期的感應(yīng)器問題較多而且頻繁的 更新儀器導(dǎo)致了人為的不連續(xù)性（Elliott et al.,2002），在對流層高層可信度也非常有限（Elliott and Gaffen，1991）。在海洋和無觀測臺站陸地區(qū)域衛(wèi)星觀測具有顯著的優(yōu)越性，特別是1979年后紅外衛(wèi)星觀測（Television Infrared Observation Satellite，TIROS）業(yè)務(wù)垂直探測儀和多通道微波掃描輻射計（Scanning Multichannel Microwave Radiometer，SMMR）的應(yīng)用為高空水汽提供新的信息來源，1987年應(yīng)用特殊傳感器微波成像儀（Special Sensor Microwave Imager，SSM/I）后資料質(zhì)量得到提高。衛(wèi)星遙感提供了海洋上空最為可信的對流層低層大氣水汽總量序列（Trenberth et al., 2005）。上世紀(jì)90年代后期以來，再分析資料也成為研究水汽變化的資料源之一。本文將通過探空觀測的露點溫度轉(zhuǎn)化的比濕序列，研究中國對流層至平流層下層比濕變化。

IPCCAR4（2007）總結(jié)全球高空水汽變化研究成果時指出，上世紀(jì) 70年代以來對流層低層大氣水汽全球總體呈上升趨勢，但存在明顯的區(qū)域差異，其中北半球和海洋為明顯的上升趨勢；對流層中上層相對濕度無明顯趨勢，但比濕上升趨勢較明顯，這與全球?qū)α鲗訙囟壬咭恢?；平流層水?0世紀(jì)50年代以后有顯著的上升趨勢。海洋上空對流層低層在近20年出現(xiàn)較大的變率，1988～2004年間海洋上空水汽上升趨勢為1.2% (10a)–1。McCarthy et al.（2009）基于北半球探空資料指出北半球熱帶外地區(qū)對流層中低層比濕呈上升趨勢［1%～5%(10a)–1］。Paltridge et al.（2009）基于 NCEP 再分析資料得到 1973～2007年北半球?qū)α鲗又邢聦颖葷裆仙习肭蚝蜔釒У貐^(qū)850 hPa以上各層均為顯著的下降趨勢。Dai et al.（2011）基于均一化探空露點溫度得到全球?qū)α鲗哟髿馑试黾于厔荨?/p>

高空大氣水汽來源于水平和垂直方向的水汽輸送，氣候因子的差異也可能導(dǎo)致高空大氣水汽分布的區(qū)域差異。中國高空水汽變化與全球或北半球尺度的變化差異如何？全國呈一致性變化還是有明顯的地區(qū)差異，這是本文要解決的主要問題。實際上，中國高空水汽研究可追溯至上世紀(jì) 50年代末，徐淑英（1958）、謝義炳和戴武杰（1959）等學(xué)者就十分關(guān)注我國大氣水分的變化，當(dāng)時受到資料限制通常采用個例分析方法研究我國水汽輸送和水分平衡。中國氣象局整編出版中國高空氣候資料后，鄒進(jìn)上和劉惠蘭（1981）、陸渝蓉和高國棟（1984）利用100余個探空站資料計算了我國高空水汽輸送特征。我國大氣探空觀測始于20世紀(jì)50年代后期，60年代中期進(jìn)行了儀器換型和輻射方法訂正，由此導(dǎo)致的非均一性問題在 90年代以前的研究中關(guān)注較少。 Zhai and Eskridge（1996）、翟盤茂（1997）首次研究了中國探空資料的非均一化性問題，并基于均一化序列研究了 1970～1990年我國大氣水分氣候特征及變化趨勢（Zhai and Eskridge,1997；翟盤茂和周琴芳，1997）。Guo and Ding（2009，2011）基于較為完整的中國百余個探空站資料研究了均一化過程中的不確定性，指出中國對流層中低層溫度呈上升趨勢，并在 80年代后升溫趨勢明顯增加。Zhao et al.（2012）基于均一化全球探空資料集（Dai et al., 2011）研究了1970～2008年以來中國對流層濕度變化，指出對流層比濕受 80年代中期溫度上升的影響總體也呈上升趨勢。關(guān)于氣候事件對濕度的影響，Trenberth et al.（2005）指出海洋上空大氣水汽含量與 ENSO事件關(guān)系密切，Ross and Elliott（2001）指出火山爆發(fā)釋放的煙塵會影響對流層上部和平流的水汽含量。SMMR和 SSM/I等衛(wèi)星序列檢測到熱帶海洋上空水汽總含量對ENSO和火山爆發(fā)的響應(yīng)，1982～1983年、1986～1987年、1997～1998年ENSO暖事件后熱帶海洋上水汽總量上升1～2 mm；1991年P(guān)inatubo火山爆發(fā)后對流層降溫，水汽亦稍有下降（IPCCAR4）。Guo and Ding（2009）研究了中國對流層溫度對火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)與全球結(jié)果一致，而中國濕度的響應(yīng)尚無明確結(jié)論。

本文選取探空資料有效率大于70%的92個探空站的層露點溫度序列進(jìn)行質(zhì)量控制和均一化后轉(zhuǎn)化為比濕序列，首先分析中國高空各層季節(jié)和年均比濕的氣候?qū)W特征；其次，從不同時段的距平和線性變化趨勢、滑動平均和突變點等角度分析了中國平均高空比濕的時間變化特征、與同期中國高空溫度變化的關(guān)系以及對火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)，最后分析了不同時段比濕線性變化趨勢的空間分布，各分區(qū)和季節(jié)變化趨勢差異及原因。

2 資料和方法

2.1 臺站選取

原始資料來自中國約120個高空氣象站1958～2005年逐日00時和12時（協(xié)調(diào)世界時）850、700、500、400、300、200和100 hPa的露點溫度序列。與地面觀測672個國家基準(zhǔn)基本氣象站相比，中國探空站點分布明顯較地面稀疏，且具有多層次結(jié)構(gòu)，觀測儀器的感應(yīng)和傳輸方式?jīng)Q定探空序列比地面觀測具有更高的缺測率，特別是上世紀(jì) 60年代探空網(wǎng)初建時期。為避免高缺測序列對區(qū)域平均結(jié)果的代表性和可信度產(chǎn)生影響，需要舍去缺測率較高的臺站。如何選定取舍的閾值，既去除缺測的影響，還能最大限度地應(yīng)用現(xiàn)有數(shù)據(jù)，獲得更具代表性的結(jié)果，是資料處理的首先面臨的問題。Gaffen et al.（2000）利用全球探空溫度集研究對流層和平流層溫度變化時將最小資料有效率85%（Minimum Data percentage requirement，MDR）作為選取臺站的標(biāo)準(zhǔn)。對于區(qū)域尺度這一標(biāo)準(zhǔn)可適當(dāng)降低。Guo and Ding（2009）基于中國1958～2005年850～100 hPa探空溫度，研究了最小資料有效率與臺站數(shù)的關(guān)系，指出隨最小資料有效率閾值上升滿足條件的臺站數(shù)減少，MDR處于 70%以下時，臺站數(shù)變化較平緩，當(dāng)MDR升到70%以上時臺站數(shù)減少較為劇烈。再結(jié)合不同 MDR對趨勢的影響，選 MDR 70%作為臺站取舍標(biāo)準(zhǔn)。本文沿用這一方法選取滿足MDR為70%的92個探空站作為研究對象，站點空間分布如圖1所示。

2.2 質(zhì)量控制和均一化方法

我國自從上世紀(jì) 50年代開展探空觀測以來觀測儀器和方法歷經(jīng)數(shù)次變化，1966年左右進(jìn)行了儀器換型和輻射訂正變更。有研究表明20世紀(jì)60年代500 hPa以上探空濕度資料可信度較差（Elliott et al., 1991, 2002）。翟盤茂（1997）指出中國高空濕度 60年代探測值偏高并探查到與儀器更新相關(guān)的間斷點。因此利用探空序列研究長期變化趨勢時，原始資料的質(zhì)量控制和均一化處理非常必要。首先用靜力平衡法對 92個站逐日兩個時次的露點溫度序列進(jìn)行質(zhì)量控制，其基本原理為當(dāng)兩氣壓層之間的靜力學(xué)殘差超過判據(jù)，該記錄被認(rèn)定為錯誤資料（Collins and Gandin, 1990）。經(jīng)過質(zhì)量控制后，逐日兩個時次平均得到日平均序列，任一個時次缺測則日平均為缺測；由逐日資料平均得到月序列，當(dāng)月有效日值不足15天則為缺測。季內(nèi)3個月平均即為季平均序列，有效月不足2個月定義季值為缺測。利用兩相回歸法對季平均露點溫度序列做均一化處理，其基本原理是對任一時間點前后的序列進(jìn)行線性回歸模擬，當(dāng)兩序列的殘差達(dá)到最小值時該時間的資料為間斷點。在找出所有可能不連續(xù)點后，進(jìn)一步檢驗每個可能間斷點的顯著性，通過檢驗的可能間斷點才是真實的間斷點，訂正間斷點前所有的點后得到均一化序列（方法詳見郭艷君等,2009; Guo and Ding, 2009, 2011）。

利用均一化露點溫度轉(zhuǎn)換為比濕，簡化轉(zhuǎn)換公式如下（翟盤茂，1997）：當(dāng)氣溫度高于－40°C時，

圖1 中國探空臺站和5個氣候分區(qū)分布Fig.1 Distribution of radiosonde stations and five sub-climatic regions in China

在氣溫低于－40°C時，

其中，T為氣溫，p為氣壓，E為水汽壓，Es為飽和水汽壓。

其中，Td為露點溫度，RH為相對濕度，q為比濕。

2.3 分區(qū)劃分和區(qū)域平均

鑒于中國地域?qū)拸V，跨約50個緯度和62個經(jīng)度，不同區(qū)域大氣環(huán)流系統(tǒng)、自然地理條件和人類活動的差異決定了高空氣候變化具有區(qū)域性，因此分區(qū)研究非常必要。么枕生（1951）曾將中國分為季風(fēng)氣候、溫帶內(nèi)陸氣候、溫帶高原氣候，其中季風(fēng)氣候中又分為熱帶、大陸型和海洋性。沿用以上氣候區(qū)劃并考慮高空大氣特征和中國季風(fēng)降水的特點，將中國劃分為東部季風(fēng)區(qū)、西北干旱區(qū)和青藏高寒區(qū)三個大區(qū)，其中東部季風(fēng)區(qū)按照氣候特征不同自南向北分為華南、長江流域、東北和華北區(qū)域三個亞區(qū)。五個分區(qū)劃分見圖1。

通過氣候距平法（Jones，1994）得到區(qū)域平均序列。這一方法用于地表要素研究時，由于不同區(qū)域地面測站分布密度差別較大，通常需要先通過格點平均去除分布密度差別過大的影響，我國探空觀測網(wǎng)分布明顯較地面測站稀疏（見圖1)，網(wǎng)格內(nèi)站數(shù)較少導(dǎo)致網(wǎng)格平均與算術(shù)平均相當(dāng)。因此本文采用距平平均法，即根據(jù)各站各層比濕和1971～2000年氣候平均場計算距平，再由研究區(qū)域內(nèi)所有站距平的算術(shù)平均得到區(qū)域平均。

3 研究結(jié)果

3.1 中國高空比濕的氣候?qū)W特征

表1為中國平均各等壓面各季節(jié)1971～2000年氣候平均值和標(biāo)準(zhǔn)差。各層比濕平均值表明，90%以上的水汽集中在500 hPa以下大氣層，400 hPa氣壓層上的比濕僅為850 hPa的10%，300 hPa以上各層比濕和僅為850 hPa的1%。比濕在垂直方向上變化顯示對流層 850～200 hPa比濕隨高度增加而減小，但100 hPa呈現(xiàn)季節(jié)差異：夏季隨高度上升比濕減少（降幅為 0.032 g kg–1），春秋變化較?。ń捣謩e為0.001和0.005 g kg–1），冬季則上升0.007 g kg–1。100 hPa冬季比濕隨高度上升的原因與對流層頂高度季節(jié)變化有關(guān)：夏季隨著對流層溫度升高，對流層頂高度上升，我國南方大部地區(qū)100hPa氣壓層在對流層頂以下，溫度隨高度上升而遞減，比濕也隨高度下降；春秋季100 hPa位于對流層頂附近，溫度隨高度變化小，因而與200 hPa比濕數(shù)值接近，冬季我國大部地區(qū)對流層頂位于120～280 hPa，100 hPa處于平流層下層，溫度隨高度略有增加，因而比濕也較200 hPa略有上升。季節(jié)平均值和標(biāo)準(zhǔn)差表明，夏季比濕最大，年際變化的離散程度最高，其次為春、秋季，冬季最小。各季節(jié)比濕均值顯示對流層夏季比濕最高，春秋其次，冬季最小，這除了與夏季平均溫度高有關(guān)外，還與我國季風(fēng)性氣候有關(guān)。夏季，源于印度洋的西南季風(fēng)和西太平洋的東南季風(fēng)為我國帶來充足的水汽，造成東部和南部季風(fēng)區(qū)比濕增加；冬季我國大部地區(qū)盛行寒冷干燥的西北和東北氣流，比濕值下降。標(biāo)準(zhǔn)差的季節(jié)特征與平均值一致，同樣呈現(xiàn)夏季最高冬季最低。夏季比濕標(biāo)準(zhǔn)差高主要是由于夏季溫度高、比濕絕對數(shù)值大，同時也與夏季大氣環(huán)流年際變化較大有關(guān)。由于對流層上層水汽被認(rèn)為是氣候變化的放大器（Held and Sold，2000），同時對流層上層和平流層下層也是對流層與平流層之間的過渡區(qū)域，是大氣動力、熱力和大氣成分結(jié)構(gòu)發(fā)生巨大轉(zhuǎn)換的區(qū)域，水汽和臭氧等痕量氣體的垂直分布與對流層頂?shù)臒崃Y(jié)構(gòu)特征有很大關(guān)聯(lián)（卞建春，2009），對流層上部較低層大氣的水汽含量對自然的溫室效應(yīng)（氣候變暖引起的反饋）的貢獻(xiàn)更為顯著。因此盡管對流層上層到平流層下層水汽含量遠(yuǎn)小于對流層中低層，但其時空演變和在氣候變化和大氣化學(xué)中所起作用正日益受到科學(xué)家的關(guān)注。

表1 中國平均高空各層各季節(jié)比濕1971～2000年平均值和標(biāo)準(zhǔn)差（單位：g kg–1）Table 1 Average and standard deviation of seasonal specific humidity averaged in China (unit: g kg–1, base period: 1971–2000)

圖2 中國850 hPa、500 hPa和300 hPa年平均比濕（單位：g kg–1）氣候場（1971～2000年平均）Fig.2 Climatological distribution of mean annual specific humidity (g kg–1)in China at 850 hPa, 500 hPa and 300 hPa (based period is 1971–2000)

1971～2000年平均比濕氣候場空間分布（見圖2）顯示年均比濕基本呈南高北低的緯向分布，數(shù)值隨緯度增高呈梯度遞減，850、500和300 hPa變化范圍分別是 2～12 g kg–1、0.1～2.5 g kg–1和 0.01～0.6 g kg–1。比濕緯向分布主要是受南北溫度差異的影響。除溫度外，海陸差異也是影響比濕的又一因素，由于大氣中水汽主要來源于地表蒸發(fā)，海洋上空水汽充沛，我國南部和東部沿海地區(qū)比濕明顯高于西部和北部內(nèi)陸地區(qū)。

綜合上述結(jié)果，中國高空大氣比濕的氣候?qū)W特征表現(xiàn)為對流層內(nèi)大氣比濕隨高度升高迅速下降，90%以上的水汽集中在500 hPa以下，空間分布呈南高北低的緯向分布，溫度、海陸差異和大氣環(huán)流是影響高空比濕分布的主要因子。

3.2 時間變化特征

本節(jié)以850和700 hPa、500和400 hPa、300和200 hPa、100 hPa分別代表對流層低、中、高層和平流層下層，以中國平均的年均比濕距平序列為研究對象分析 1958～2005年中國高空比濕時間變化。由于 60年代探空資料缺測較多且存在明顯的非均一性，衛(wèi)星遙感序列始于1979年，綜合考慮多源資料的完整性和可比性，將研究時段分為1958～2005年、1958～1978年和1979～2005年研究其線性變化趨勢（表2）。通過年代距平（表2）和多年滑動平均（圖 3）分析年代際變化特征，通過突變點分析確定發(fā)生顯著變化的年份。

不同時段線性趨勢（表 2）表明，1958～2005年，對流層低層為上升趨勢［850 hPa為 0.018 g kg?1(10a)?1］，對流層中層（500 和 400 hPa）、高層（300和200 hPa）和平流層下層（100 hPa）為下降趨勢；1958～1978年，對流層各層均為下降趨勢，平流層下層探空資料缺測較多，不能得到準(zhǔn)確的趨勢值；1979～2005年，對流層低層比濕上升趨勢較整個時段明顯增加，850 hPa為 0.090 g kg?1(10a)?1，略小于北半球?qū)α鲗拥蛯颖葷裆仙厔?.10 g kg?1(10a)?1（McCarthy et al.，2009），對流層中層變化趨勢接近于零，對流層高層仍為弱下降趨勢，平流層下層下降趨勢明顯增強(qiáng)。根據(jù)克拉珀龍方程，比濕與溫度變化密切關(guān)。Guo and Ding（2009）指出1958～2005中國對流層低層溫度趨于上升［0.11 K(10a)?1］，對流層中層為弱降溫趨勢［－0.06 K(10a)?1］，對流層高層和平流層低層溫度趨于下降［－0.10 和－0.17 K (10a)?1］；1958～1978 年整層均為降溫趨勢，1979～2005年對流層低層升溫和平流層低層的降溫趨勢均加強(qiáng)。與比濕變化趨勢比較可得三個研究時段中國高空大氣比濕與溫度變化均呈一致的變化趨勢：溫度上升（下降），比濕上升（下降），這是由于大氣最大含水量（飽和水汽壓）隨溫度升高（降低）而呈指數(shù)增大（減?。?，同時，溫度上升（下降）導(dǎo)致蒸發(fā)加強(qiáng)（減弱），導(dǎo)致大氣中水汽增加（減少），比濕上升（下降）。同時，水汽是一種溫室氣體，其增加或減少導(dǎo)致溫度上升或下降，兩者具有正反饋作用。統(tǒng)計了1958～2005年中國高空溫度和比濕的相關(guān)，結(jié)果表明對流層低、中、高層和平流層下層均達(dá)到顯著相關(guān)，相關(guān)系數(shù)分別為0.77、0.78、0.80和0.78，進(jìn)一步證明了中國高空溫度與比濕的同步變化。這一結(jié)論與Ross et al.（2002）對北美地區(qū)探空溫度和比濕的相關(guān)研究結(jié)果一致。各不同年代距平（表 2）表明中國對流層中下層大氣比濕由1960年代的“濕”（正距平）轉(zhuǎn)變?yōu)?970和1980年代“干”（負(fù)距平）再轉(zhuǎn)變1990年代的“濕”（正距平），這與中國對流層中低層溫度“暖”“冷”“暖”呈同步變化（Guo and Ding, 2009）。同時應(yīng)該注意到1960年代前期對流層整層“濕”（正距平）可能與測濕元件存在局限造成的數(shù)值偏高（翟盤茂，1997）有關(guān)，這一偏差可能造成 1958～1978年整層比濕呈下降趨勢。11年滑動平均（見圖3）也顯示對流層低層和中層大氣比濕在 1960年代中期由正轉(zhuǎn)負(fù)，1980年代后期由負(fù)轉(zhuǎn)正。突變分析檢查出對流層中低層比濕序列在1965年和1987年出現(xiàn)超過5%顯著性檢驗的突變點，同一時段中國對流層低層和中層溫度也出現(xiàn)超過5%顯著性檢驗的突變點（1967和1987年）。1966年中國多數(shù)探空站經(jīng)歷了儀器換型和訂正方法的重大變更，1966年左右的突變點可能與這些變更相關(guān)，而非氣候意義的突變點；歷史沿革信息中1980年代無變更記錄，對照對流層中低層溫度和比濕距平序列1987年均由負(fù)距平轉(zhuǎn)為正距平，說明高空溫度和濕度年代際轉(zhuǎn)折也基本同步，可見中國高空溫度和比濕互為影響因子，兩者同步變化。

表2 中國平均比濕不同時段距平（g kg?1）及其線性變化趨勢［g kg?1 (10 a) ?1］比較Table 2 Comparison among decadal anomalies (g kg?1) and linear trends in specific humidity [g kg?1 (10 a) ?1] averaged in China for different periods

圖3 1958–2005年中國年平均比濕距平（單位：g kg–1）時間序列：（a）對流層下層；（b）中層；（c）上層；（d）平流層下層。帶圓實線：年均比濕距平；細(xì)虛線：線性趨勢；粗虛線：11年滑動平均Fig.3 Time series of mean annual specific humidity anomalies (g kg–1) averaged over China during 1958–2005: (a) Lower troposphere; (b) middle troposphere; (c) upper troposphere; (d) lower stratosphere.Solid line with circles: mean annual anomaly; thin dashed line: linear trend; bold dashed line:11-year moving average

Guo and Ding（2009）曾指出火山爆發(fā)導(dǎo)致平流層升溫和對流層降溫，強(qiáng) ENSO暖事件造成我國對流層溫度提高1～2 K，同時平流層低層也出現(xiàn)明顯的降溫。由于高空溫度與比濕的同步變化，可以推得火山爆發(fā)和 ENSO事件也是影響中國高空比濕變化的重要因子。分析了1963年Agung、1982年El Chichon和 1991年 Pinatubo三次火山爆發(fā)事件、1997/1998年強(qiáng)ENSO暖事件和1976年ENSO強(qiáng)冷事件前后24個月比濕變化，結(jié)果表明，火山爆發(fā)后我國對流層比濕下降0.004～0.06 g kg–1，下降幅度隨高度增加降低。1997/1998年20世紀(jì)最強(qiáng)的ENSO暖事件后對流層低層、中層和高層比濕分別上升 0.19、0.04和 0.03 g kg–1，1998年對流層低層和中層比濕均為1979年以來的最高值，對流層高層為1979年以來的次高值；1976年強(qiáng)ENSO冷事件后對流層下、中和上層比濕下降了0.11、0.06和0.01 g kg–1，1976年對流層低層、中層和高層比濕分別為1958年以來第1、第4和第 8低值（圖 3），由此證明火山爆發(fā)和 ENSO暖、冷事件均是影響中國高空大氣比濕變化的因子。McCarthy et al.（2009）對北半球?qū)α鲗颖葷裥蛄兄幸部沙尸F(xiàn)一致的峰值和谷值，說明中國比濕對于火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)與北半球一致。

3.3 線性變化趨勢空間分布

全國高空比濕變化線性趨勢空間分布表明，1958～2005年（見圖4左），對流層下層（850～700 hPa）多數(shù)站比濕呈上升趨勢（空心圓表示上升）。850 hPa上有42個站比濕呈上升趨勢，其中22個站達(dá)到顯著（黑色表示通過 5%的顯著性水平檢驗），主要分布在西北和華北地區(qū)，33個站呈下降趨勢，3個達(dá)到顯著，主要分布華東地區(qū)。700 hPa與850 hPa分布類似（圖略），上升和下降趨勢比例為 45:40，達(dá)到顯著的比例為 22:7。對流層中層（500～400 hPa）比濕變化趨勢呈西北部上升東南部下降分布。500 hPa上，西北地區(qū)大部呈上升趨勢，長江以南大部地區(qū)、江淮等地呈下降趨勢，上升和下降趨勢站數(shù)比為 39:53，但顯著上升的站多于下降的站（27:23）。400 hPa趨勢分布特征與500 hPa相近（圖略），中東大部為下降趨勢，西部為上升趨勢，下降趨勢站略有增加，上升和下降趨勢比例為38:54，達(dá)到顯著的比例為20:21。對流層高層（300～200 hPa）多數(shù)站比濕呈下降趨勢，特別是300 hPa最為明顯，共有74個站為下降趨勢，50個達(dá)到顯著。平流層下層（100 hPa，圖略）僅東北、內(nèi)蒙古和新疆北部有資料，呈上升和下降的站數(shù)為15:8，達(dá)到顯著的9個站均為下降趨勢。1979～2005年（見圖4右），對流層低層比濕上升趨勢較整個時段增強(qiáng)，達(dá)到顯著的臺站數(shù)也明顯增多，其中西北增幅最大。850 hPa上多數(shù)站（61個）呈上升趨勢，達(dá)到顯著上升趨勢的站較整個時段增加了6個，僅8個站呈下降趨勢且未達(dá)到顯著。700 hPa上，72個站為上升趨勢，其中34個站達(dá)到顯著，13個站呈下降趨勢，2個達(dá)到顯著（圖略）。這一特征與1979～2005年對流層低層升溫趨勢加大有關(guān)。對流層中層（500～400 hPa）變化趨勢空間分布與整個時段類似，仍大致呈北升南降，但上升趨勢的站數(shù)明顯多于下降站數(shù)。500 hPa上，江南和華南地區(qū)為下降趨勢，北方大部地區(qū)呈上升趨勢，上升和下降站數(shù)比57:35，達(dá)到顯著站數(shù)比28:4。400 hPa變化趨勢空間分布與500 hPa相似（圖略），上升和下降趨勢的站數(shù)比53:39，達(dá)到顯著站數(shù)比22:8，但上升趨勢值明顯小于500 hPa。對流層高層（300～200 hPa）比濕下降趨勢占多數(shù)，與整個時段不同的是200 hPa的下降趨勢最為明顯。300 hPa上升和下降趨勢站數(shù)比為56:36，均有12個站達(dá)到顯著。200 hPa上，中、東大部多數(shù)站呈下降趨勢，呈上升趨勢的站主要位于西北、華北和長江流域部分地區(qū)，下降顯著的站明顯多于上升的站（56:6）。中國高空溫度變化趨勢也顯示出相似的分布特征：1958～2005年對流層高層降溫趨勢在300 hPa最明顯（Guo and Ding，2009），1979～2005年400 hPa以上各層溫度下降趨勢隨高度增加而增大，對流層頂高度升高溫度下降，由對流層上層溫度變化和對流層頂升高造成比濕下降趨勢最明顯的層由300 hPa上升為200 hPa。平流層低層100 hPa仍然是僅北方地區(qū)有資料，與整個時段相比呈顯著下降趨勢的站增加了4個（圖略）。

3.4 線性變化趨勢的區(qū)域和季節(jié)差異

按東部季風(fēng)區(qū)（含東北和華北區(qū)域、長江流域、華南 3個子區(qū)）、西北干旱區(qū)、青藏高寒區(qū)等五個分區(qū)（見圖1）研究中國高空比濕變化的區(qū)域差異。結(jié)果表明，1958～2005年中國高空比濕線性變化趨勢有明顯區(qū)域差異：全國對流層低層比濕趨于上升，500 hPa以上趨于下降；東北和華北區(qū)與全國特征最為接近；西北對流層下層和中層比濕上升趨

勢最為明顯；長江流域整層均為下降趨勢；華南對流層低層為上升趨勢，中層500 hPa下降最為明顯；青藏高原對流層中層為上升趨勢。1979～2005年，全國和各分區(qū)變化特征較為一致，均顯示對流層下層比濕上升趨勢明顯加強(qiáng)，尤其是西北地區(qū)上升趨勢仍最明顯，長江流域和華南地區(qū)上升趨勢較?。ㄒ妶D5）。

圖4 1958～2005年（左）、1979～2005年（右）中國年均比濕線性趨勢［單位：g kg–1(10a) –1］空間分布?？招膱A和加號分別表示上升和下降趨勢，黑和灰色分別表通過和未通過5%水平的顯著性檢驗Fig.4 Spatial distribution of linear trend for mean annual specific humidity in China at 850, 500, and 300 hPa for 1958–2005 (left) and 1979–2005 (right).Circles/ pluses indicate wetting/drying trend [g kg–1(10a) –1], black/grey means below/ above statistically significance level of 0.05

大氣水汽主要集中在對流層低層和地表，中國各個分區(qū)對流層下層和地表比濕變化是否一致？Song et al.（2012）研究了中國不同地區(qū)地表比濕變化，除東北和華北分為兩個區(qū)外與本文區(qū)域劃分基本一致，將其各分區(qū)地面比濕與對流層低層比濕進(jìn)行了對比（見表 3），結(jié)果表明：1960～2010年不同分區(qū)地表大氣比濕呈現(xiàn)一致的上升趨勢，其中西北上升趨勢最為明顯，高原、東北和華北區(qū)域其次，長江和華南上升趨勢最弱；1958～2005年對流層低層與地表相比，東北和華北區(qū)域、高原較為一致，西北差別較明顯（相差 0.06），長江流域和華南則呈現(xiàn)相反趨勢?？紤]到 1960年代前期探測元件和輻射訂正的局限導(dǎo)致數(shù)值偏高影響，去除前期數(shù)據(jù)的趨勢值（1970～2005年）結(jié)果表明，長江流域和華南對流層低層比濕與近地層比濕一致呈上升趨勢，西北上升趨勢最為明顯，華南上升趨勢最弱。這與西北地區(qū)對流層低層升溫明顯而華南升溫幅度較小的變化一致。因此，在應(yīng)用探空序列研究長期變化時需注意 1960年代探空資料對長期趨勢的影響，翟盤茂（1997）曾指出中國對流層高層濕度資料精度不可靠，各分區(qū)地表與對流層低層比濕變化趨勢差異表明這一問題在對流層中、低層同樣存在。盡管本文在資料的質(zhì)量控制和均一化過程中采用統(tǒng)計方法進(jìn)行了訂正，仍未能完全消除其在線性趨勢分析中的影響。根據(jù)以1958年和1970年為起始年的趨勢差來看，這一時段數(shù)據(jù)偏差對華南、長江流域兩個分區(qū)的趨勢值影響較大，其次是西北，對高原、東北和華北區(qū)域影響較小。如何針對這一明顯的偏差和區(qū)域影響差異改進(jìn)訂正方案仍有待進(jìn)一步的工作。

表 3 我國不同分區(qū)對流層低層與地表大氣比濕線性變化趨勢［單位：g kg–1 (10 a)–1］Table 3 Comparison of linear trend [g kg–1 (10 a)–1] in specific humidity in sub-regions in the lower troposphere and surface atmosphere

圖6 1958～2005（左）、1979～2005（右）中國平均各季節(jié)比濕變化趨勢廓線［單位：g kg–1 (10a)–1］。DJF: 12～2月；MAM：3～5月；JJA：6～8月；SON：9～11月Fig.6 Vertical profiles of trends for mean seasonal specific humidity [g kg–1 (10a)–1] in China during 1958–2005 (left) and 1979–2005 (right).DJF:Dec–Jan–Feb; MAM: Mar–Apr–May; JJA: Jun–Jul–Aug; SON: Sep–Oct–Nov

各個季節(jié)中國平均比濕線性變化趨勢廓線（見圖6）表明，1958～2005年各季比濕變化存在明顯差異：冬、夏季對流層低層比濕上升，對流層中上層主要為下降趨勢，夏季最大下降趨勢出現(xiàn)在 300 hPa；春、秋季對流層低層比濕為下降趨勢。這與同時段中國冬季對流層低層明顯升溫、夏季對流層高層 200～300 hPa降溫幅度最大的特征一致（Guo and Ding, 2009）。1979～2005年四季對流層下層比濕均為上升趨勢，夏季升幅最大，其次為秋季和冬季，春季上升趨勢最小。這與 1979～2005年對流層中、下層各季節(jié)升溫趨勢相一致。雖然夏季對流層中下層溫度上升幅度明顯小于冬、秋和春季，但比濕上升卻明顯高于冬、春和秋季，說明比濕的變化不完全取決于溫度，溫度上升導(dǎo)致飽和水汽壓呈指數(shù)上升，僅代表大氣持水能力的增加，實際大氣含水量還與大氣環(huán)流的水汽輸送條件有關(guān)。我國夏季西南和東南暖濕氣流提供了充足的水汽來源，與對流層升溫共同導(dǎo)致了夏季比濕增加。

4 結(jié)論

本文利用經(jīng)過質(zhì)量控制和均一化處理的 92個臺站探空露點溫度資料，研究了我國近 50年來對流層至平流層下層大氣比濕氣候?qū)W特征、時間序列演變、變化趨勢的空間分布、區(qū)域和季節(jié)差異，得到以下結(jié)論：

（1）中國高空大氣90%以上的水汽集中對流層中下層，比濕隨高度升高迅速下降，年平均比濕氣候場呈南高北低的緯向分布，溫度、海陸差異和大氣環(huán)流是影響比濕分布的主要因子。

（2）1958～2005年對流層低層比濕趨于上升，對流層中層、高層和平流層下層趨于下降；1979～2005年對流層中低層的上升趨勢和對流層高層下降趨勢均較整個時段明顯增強(qiáng)，年代際變化顯示高空大氣比濕“濕”、“干”、“濕”的階段性特征與溫度“暖”、“冷”、“暖”基本同步變化；相同年份的突變點（1987年）表明對流層中低層溫度和比濕年代際轉(zhuǎn)折基本同步，各層溫度與濕度的顯著相關(guān)也說明高空溫度是影響高空比濕的重要因子。

（3）1958～2005年對流層下層比濕變化呈上升趨勢，1979以來上升趨勢更加明顯；對流層中層變化趨勢呈北升南降分布；對流層高層以下降趨勢為主，中國大部地區(qū)比濕下降。

（4）區(qū)域差異顯示對流層中下層西北區(qū)比濕上升最為明顯，長江流域和華南區(qū)上升幅度較小。季節(jié)差異顯示 1958～2005年對流層下層比濕趨于增加主要發(fā)生在夏、冬季，1979～2005年各季比濕均上升，夏季上升趨勢最明顯。

（5）強(qiáng)ENSO暖（冷）事件后我國對流層比濕增加（下降），火山爆發(fā)導(dǎo)致我國對流層比濕下降，其影響程度隨高度增加而降低。

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