謝晨旭

（中國民用航空大連空中交通管理站，遼寧 大連 116033）

青藏高原（以下簡稱高原）對于我國和東亞的氣候變化有著重要影響。近年來，高原沙漠化現(xiàn)象愈發(fā)嚴重，沙漠化主要與氣候變化有關(guān)，當氣候變濕潤，沙漠化可被逆轉(zhuǎn)［1］。另外鑒于高原雨雪災害天氣，可能造成巨大社會影響和國民經(jīng)濟損失，高原異常降水問題受到越來越多的關(guān)注。因此對于高原水汽輸送的研究，是有效防治高原沙漠化發(fā)展的重要措施，也對于防災減災具有重要意義［2-4］。相關(guān)研究表明，東亞以及南亞的河流很多起源于高原，其中包括雅魯藏布江、長江、黃河三個主要水系，高原在水循環(huán)中起著至關(guān)重要的作用，被冠以“亞洲水塔”之稱［5-6］。由于大量水分自高原處向外流失，為維持其水分平衡，研究高原地區(qū)的水汽輸送過程也就變得相當重要。

高原地區(qū)的水汽輸送一直是氣象學界關(guān)注的重點，高原及其周邊地區(qū)在水汽輸送中有著極為重要的作用。隨著氣象學者對北大西洋濤動（North Atlantic Oscillation，NAO）對氣候多變性的影響越來越感興趣，近年來中國學者從多個角度研究了NAO 對于東亞氣候影響，已經(jīng)取得很大進展，例如深入探討了北大西洋濤動對高原夏季降水空間變化模態(tài)的影響機制，揭示了高原夏季降水存在南北變化相反的空間模態(tài)［7］。本文主要討論冬季大西洋濤動對高原水汽輸送的影響，重點研究冬季NAO 對于高原主體區(qū)域的影響，以及高原其他區(qū)域的水汽輸送特點。

1 資料與方法

1.1 資料

（1）ERA-interim 再分析資料，水平分辨率為1.5°×1.5°，利用逐月比濕、緯向風速、經(jīng)向風速、垂直風速以及氣壓資料，這些資料在中國氣候變化的研究中得到廣泛使用。本文所使用時間段為1979—2014 年。

（2）北大西洋濤動指數(shù)（NAOI）逐月資料［Monthly North Atlantic Oscillation（NAO）Index 1979—2014］

1.2 方法

1.2.1 水汽輸送通量計算方法緯向水汽輸送通量計算公式:

經(jīng)向水汽輸送通量計算公式:

整層水汽輸送通量計算公式:

上式中q 是比濕，u 是緯向風，v 是經(jīng)向風，而且g 是重力引起的加速度。頂層氣壓pz 在我們的計算中取300 hPa，因為300 hPa 以上的水汽可以忽略不計，ps 為地面氣壓。

1.2.2 水汽輸送通量散度計算方法

上式中，D 為水汽輸送通量散度；ɑ 為地球半徑；? 為緯度；λ 為經(jīng)度。水汽通量輸送通量散度D表示在某一地區(qū)水汽輻合還是輻散的狀態(tài)物理量，其中，D 為正值，表示水汽輻散；D 為負值，表示水汽輻合。

1.2.3 水汽收支計算方法

凈水汽通量:

其中，西邊界水汽通量:

東邊界水汽通量:

南邊界水汽通量:

北邊界水汽通量:

上式中，南部邊界緯度為φS，北部邊界緯度為φN，西部邊界經(jīng)度為λW，東部邊界經(jīng)度為λE。南部和北部邊界的經(jīng)向水汽通量為QφS和QφN，西部和東部邊界相應的緯向水汽通量為QλW和QλE，地球平均半徑ɑ 等于6.37×106m。定義流入目標區(qū)域的水汽通量為正，流出為負，凈水汽通量為流入和流出的水汽通量之和［8-10］。

2 結(jié)果與分析

2.1 冬季高原水汽分布及輸送特點

比濕是記錄大氣水汽狀況的指標。我們將比濕簡稱q，通過分析高原地區(qū)冬季多年平均整層大氣q，可以發(fā)現(xiàn)高原冬季中部地區(qū)（30°～35°N，85°～100°E），q 值小于10 g·kg-1，以其為中心區(qū)域，高原四周及其附近地區(qū)距離高原中心區(qū)域越遠，q 值相對越大，高原邊界水汽含量q 值可達25 g·kg-1左右；另外可以發(fā)現(xiàn)脫離高原南部的南部地區(qū)，尤其是東南地區(qū)比濕最大值區(qū)域可達35 g·kg-1以上，說明高原的q 分布主要受到氣候和自身地形地勢的影響。

EOF（經(jīng)驗正交函數(shù)分解方法）是大氣科學中常用的分析方法，為了深入分析冬季高原水汽輸送的時空變化特征，對冬季高原多年平均的比濕場進行了EOF 分解（圖1a），第1 模態(tài)（EOF1）、第2 模態(tài)（EOF2）和第3 模態(tài)（EOF3）解釋的方差分別為32.6%、9.6%和5.5%，三者之和47.7%，說明三個模態(tài)能夠代表冬季高原水汽輸送的主要分布類型，因此下面僅分析EOF 前三個特征向量。

圖1 1979—2014 年冬季多年平均700hPa 大氣比濕空間模態(tài)（a，陰影，單位：g·kg-1）以及時間系數(shù)（b）

EOF 分解的第一模態(tài): 其可以解釋為36 a q 的平均場，高原地區(qū)q 很小，高原地區(qū)西部q 值為正值，反映出冬季高原水汽的西多東少型，即冬季高原水汽主要來源于高原西部，但量值普遍較小。結(jié)合時間系數(shù)發(fā)現(xiàn)1979—2017 年前后其相位變化符合年際變化，其中1983、1992、1998 年有負相位極值，說明在這三年內(nèi)高原西部地區(qū)比濕有明顯的降低，其余地區(qū)比濕升高；而2000、2012 年有正相位極值，說明在這兩年內(nèi)高原西部地區(qū)比濕有明顯的升高，其余地區(qū)比濕降低。

EOF 分解的第二模態(tài): 高原地區(qū)q 均為負值，反映出冬季高原水汽分布的全區(qū)偏少型，結(jié)合時間系數(shù)可以發(fā)現(xiàn)1985—1997 年期間其相位變化符合年代際變化，時間系數(shù)有負相位，說明在這期間內(nèi)，高原西部及南部地區(qū)比濕有明顯的升高。

EOF 分解的第三模態(tài)與前兩個模態(tài)相比較，可以明顯發(fā)現(xiàn)第三模態(tài)q 值絕對值變大，高原南部比濕相對較低，南部比濕變化最為明顯，反映出冬季高原水汽的南北不一致型，即冬季高原南部水汽相對北部變化明顯。結(jié)合時間系數(shù)（圖1b）可以發(fā)現(xiàn)1979—1998 年其相位變化符合年際變化，1998—2014 年相位變化符合年代際變化，1998—2006 年有負相位，高原比濕升高；2006—2014 年有正相位，高原比濕降低。通過這三種模態(tài)分析，我們可以發(fā)現(xiàn)高原水汽變化主要體現(xiàn)在高原西部和南部地區(qū)，水汽的時空分布有突變的特點。

為研究冬季高原水汽輸送特點，結(jié)合研究者對高原水汽輸送做的大量研究工作［11-13］分析了冬季多年平均整層大氣水汽通量場（圖2a），可以發(fā)現(xiàn)冬季高原地區(qū)水汽的運轉(zhuǎn)特點，高原水汽輸送路徑主要分為三支:第一支，水汽來源于中緯度（27°～36°N）偏西風水汽輸送。高原大部分地區(qū)處于西風帶路徑上，正如研究［14-15］指出，由于高原的存在，冬季西風帶分支形成穩(wěn)定的偏西風和西南氣流，成為冬半年高原地區(qū)的主要水汽通道。第二支路徑為水汽從高原東南部經(jīng)由西南風移入高原的。輸送的水汽和孟加拉灣北上的水汽在高原南部匯合，水汽輻合帶主要位于喜馬拉雅山-雅魯藏布江一帶；而高原北部獲得的水汽很少，一方面是由于高原北側(cè)多為干旱地區(qū)，水汽匱乏，另一方面是因為由孟加拉灣北上的水汽受高原的巨大地形作用而發(fā)生了繞流，故高原南部較北部有明顯的水汽變化，高原東南部有好的水汽輸送特點，是明顯的高濕區(qū)。最后一支水汽輸送路徑則是自高原北部由西北風帶入高原上，與高原其它地區(qū)相比之下，其水汽通量值已經(jīng)很小。因此，高原北部相對水汽條件略差。結(jié)合冬季多年平均整層大氣水汽通量散度（圖2b）而言，水汽通量散度表征水汽輻合輻散的狀態(tài)，高原西南，東北部分地區(qū)以及高原東南部的散度為正值，有水汽輻散，為水汽源地區(qū)，而高原其他地區(qū)散度為負值，有水汽輻合，為水汽匯地區(qū)。綜上所述，高原地區(qū)主體上呈現(xiàn)南濕北干的形勢。

圖2 1979—2014 年冬季多年平均整層大氣水汽通量(a，矢量，單位：kg·m-1·s-1）和水汽通量散度（b，陰影，單位：kg·m-2·s-1）

2.2 NAO 對高原主體區(qū)域水汽輸送的空間影響

2.2.1 NAOI 隨時間變化特點

利用北大西洋濤動逐月指數(shù)資料，得到1979—2014 年冬季多年平均NAOI（大西洋濤動指數(shù)）隨時間變化關(guān)系，發(fā)現(xiàn)NAOI 呈現(xiàn)較明顯的年際變化特征，在1988 有最大值和2009 年有最小值。

選取北大西洋濤動指數(shù)典型低值年和高值年做合成分析來進一步探究NAO 對高原水汽輸送的影響。定義NAOI 大于0.75 個標準差的年份為北大西洋濤動強年，而小于0.75 個標準差的年份為北大西洋弱年。將1979—2014 年NAOI 標準化后發(fā)現(xiàn)北大西洋濤動強年為1988、1989、1992、1994、1998、1999、2006、2007、2011、2013、2014 年；而北大西洋濤動弱年為1984、1986、1995、2003、2005、2009、2010 年。通過合成分析，分析強、弱年的水汽通量距平、水汽通量散度距平、水汽收支變化，探討高原冬季NAO 強、弱年份水汽輸送對比，進一步分析NAO 對高原水汽輸送的影響。

2.2.2 高原邊界的水汽收支情況

對高原邊界進行水汽收支的分析，可以更好地表明高原地區(qū)水汽輸送的空間分布特征，探求NAO與高原水汽輸送量之間的關(guān)系，有助于認識高原水汽輸送的空間變化原理。將高原整體分析，分為四邊界:西邊界（28.5°～36°N，79.5°E）、東邊界（28.5°～36°N，102°E）、南邊界（28.5°N，79.5°～102°E）、北邊界（36°N，79.5°～102°E）。定義流入目標區(qū)域的水汽輸送量為正，流出為負，凈水汽輸送量為流入和流出的水汽通量和。高原西邊界和南邊界為水汽輸入邊界，高原東邊界和北邊界為水汽輸出邊界，相對而言，北邊界水汽輸出比東邊界小，高原水汽輸送量凈緯向值為6.2×105kg·s-1，凈經(jīng)向值為-6.5×105kg·s-1，凈水汽輸送量為-0.3×105kg·s-1。冬季高原總體上是一個水汽源區(qū)，平均總輸出0.8×105kg·s-1。將四邊界水汽輸送量與北大西洋濤動指數(shù)NAOI 做簡單相關(guān)分析（表1），NAOI 與高原西邊界與東邊界的水汽輸送量相關(guān)系數(shù)分別為0.308、-0.335，分別達到了90.0%、95.0%的信度。即當在北大西洋濤動高指數(shù)年時，高原西邊界有更多水汽輸入、東邊界有更少水汽輸出；而在北大西洋濤動低指數(shù)年時，高原西邊界有更少水汽輸入、東邊界有更多水汽輸出。因此，NAO 與高原水汽輸送的空間變化密切相關(guān)。

表1 高原中心區(qū)域邊界整層大氣水汽輸送量與北大西洋濤動指數(shù)NAOI 簡單相關(guān)系數(shù)

2.2.3 NAO 強弱年的高原主體區(qū)域水汽收支情況

圖3 給出NAOI 強年（圖3a）、弱年（圖3b）冬季整層大氣高原邊界大氣水汽輸送距平量，表明在北大西洋濤動強年，高原整體西邊界有水汽輸送正距平，表明期間西邊界水汽輸入增加；而高原整體東邊界有水汽輸送負距平，表明東邊界水汽輸出減少。在北大西洋濤動弱年，高原整體西邊界有水汽輸送負距平，表明期間西邊界水汽輸入減少；而高原整體東邊界水汽輸送有正距平，表明期間東邊界水汽輸出增加。即當在北大西洋濤動高指數(shù)年時，高原西邊界有更多水汽輸入、東邊界有更少水汽輸出；而在北大西洋濤動低指數(shù)年時，高原西邊界有更少水汽輸入、東邊界有更多水汽輸出。另外，比較北大西洋濤強弱年東西邊界水汽輸送距平量的值發(fā)現(xiàn)，弱年東西邊界水汽輸送距平量明顯高于強年。

圖3 1979—2014 年NAOI 強年(a)與弱年(b)冬季高原邊界整層積分大氣水汽輸送距平量（矢量，單位：kg·m-1·s-1）

根據(jù)表2，對NAO 強、弱年水汽平衡狀況進行分析。在NAO 強年，高原水汽輸送量凈緯向值為1.4×105kg·s-1，凈經(jīng)向值為-8.7×105kg·s-1，凈水汽輸送量為-7.3×105kg·s-1。北大西洋濤動強年冬季高原總體上是一個水汽源區(qū)，平均總輸出7.3×105kg·s-1。在NAO 弱年，高原水汽輸送量凈緯向值為4.9×105kg·s-1，凈經(jīng)向值為-3.4×105kg·s-1，凈水汽輸送量為1.5×105kg·s-1。北大西洋濤動弱年冬季高原總體上是一個水汽匯區(qū)，平均總輸入1.5×105kg·s-1。

表2 高原典型NAOI 強、弱年多年平均（1979—2014 年）冬季水汽平衡狀況（單位：105 kg·s-1）

2.3 NAO 對高原不同地區(qū)水汽輸送的空間影響

2.3.1 NAO 與高原水汽相關(guān)因子的關(guān)系

高原上空700 hPa 左右水汽條件最好，利用高原地區(qū)的700 hPa 比濕q、緯向風速u、經(jīng)向風速v、垂直風速ω 與NAOI 做相關(guān)分析（圖4）?？梢园l(fā)現(xiàn)，q 在高原西部與NAO 呈現(xiàn)正相關(guān)，在高原東南部呈現(xiàn)負相關(guān)；緯向風速u 在高原大部分地區(qū)與NAO 呈現(xiàn)負相關(guān)，尤其在高原西南部及東南部有明顯的負相關(guān)；經(jīng)向風速v 則在高原偏西北部、東北部與NAO 呈現(xiàn)負相關(guān)，高原南部尤其是東南部呈現(xiàn)正相關(guān)；垂直風速ω 與NAO 相關(guān)關(guān)系相對比較復雜。整體來看，其在高原中西部絕大部分地區(qū)呈現(xiàn)正相關(guān)，然而，在其在高原西北以及東南部有著明顯的負相關(guān)。因此，結(jié)合四種因子相關(guān)關(guān)系分析，NAO 主要與高原西北，西南以及東南三個區(qū)域有著明顯的相關(guān)關(guān)系。北大西洋濤動變強，高原西北地區(qū)q 變大，水汽條件變好；緯向風速u 變大，經(jīng)向風速v 變大，水汽通量變大；垂直風速ω 變小，有水汽的輻合上升，有利于該地區(qū)降水現(xiàn)象的發(fā)生。高原西南地區(qū)則q變大，水汽條件變好；緯向風速u 變小，經(jīng)向風速v變小，水汽通量變化相對較?。淮怪憋L速ω 變小，有水汽的輻合上升。高原東南地區(qū)則q 變小，水汽條件變差；緯向風速u 變小，經(jīng)向風速v 變小，水汽通量變??；垂直風速ω 變小，有水汽的輻合上升。北大西洋濤動變?nèi)?，則反之。因此說明，NAO 與高原西北部水汽通量變化呈現(xiàn)正相關(guān)，而與高原東南部水汽通量變化呈現(xiàn)負相關(guān)。

圖4 1979—2014 年700 hPa 比濕q（a，單位：g·kg-1）、緯向風速u（b）、經(jīng)向風速v（c）、垂直風速ω（d，單位：Pa·s-1）與NAOI 的相關(guān)分布（斜線陰影區(qū)域為通過90.0%置信度檢驗）

2.3.2 高原不同區(qū)域比濕分布特征

通過高原q 與NAOI 的相關(guān)分析，我們將高原邊界分為四個部分:高原西北部（34.5°～40°N，70°～87°E）、高原東北部（34.5°～40°N，94.5°～102°E）、高原西南部（26°～32°N，78°～87°E）、高原東南部（25.5°～32°N，94.5°～104°E），并分析四個不同地區(qū)q 分布特征，來探討NAO 對高原不同地區(qū)的水汽輸送的空間影響［16］。可以發(fā)現(xiàn)q 值從大到小排列依次是:高原東南、西南、西北、東北。結(jié)合前文高原不同地區(qū)水汽通量的分析，高原東南部水汽條件相對較好。

可以發(fā)現(xiàn)高原不同地區(qū)q 隨年份變化趨勢相對一致，我們將高原各地區(qū)q（單位:g·kg-1）與北大西洋濤動指數(shù)NAOI 進行超前滯后相關(guān)分析（表3），表3 為高原各地區(qū)q 超前于大西洋濤動指數(shù)NAOI的超前滯后相關(guān)系數(shù)表。通過此表可以發(fā)現(xiàn)，取此表最大超前滯后相關(guān)系數(shù)進行分析，NAOI 與高原西北、西南、東南相關(guān)系數(shù)分別為-0.317、0.309、-0.299，均達到99.0%的信度。因此NAO 與高原不同地區(qū)q 分布有著密切聯(lián)系。

表3 高原各地區(qū)比濕與北大西洋濤動指數(shù)NAOI 超前滯后相關(guān)系數(shù)

2.3.3 高原不同地區(qū)水汽收支特征

為了更加詳細具體的研究NAO 對高原不同地區(qū)水汽輸送的空間影響，我們將高原按照上文分為高原西北部、東北部、西南部、東南部四部分進行分析，通過分析計算，得到表4，高原西北部凈水汽輸送量為40.0×105kg·s-1，高原西北部為水汽匯區(qū)；高原東北部凈水汽輸送量為-14.8×105kg·s-1，高原東北部為水汽源區(qū)；高原西南部凈水汽輸送量為-1.2×105kg·s-1，高原西南部為水汽源區(qū)；高原東南部凈水汽輸送量為-34.2×105kg·s-1，高原東南部為水汽源區(qū)。因此，可以認為高原整體的水汽輸入主要集中在高原西北部的水汽輸送。

表4 高原不同地區(qū)多年平均（1979—2014 年）冬季水汽平衡狀況（單位：105 kg·s-1）

3 結(jié)論

（1）冬季高原主體地區(qū)水汽分布特征上呈現(xiàn)南濕北干的形勢，對高原主體進行分析，NAO 與其四邊界水汽輸送均有明顯的相關(guān)關(guān)系。高原中心區(qū)域的東、西邊界的水汽輸送量與北大西洋濤動密切相關(guān)，NAOI 與西邊界呈現(xiàn)正相關(guān)，與東邊界呈現(xiàn)負相關(guān)。即當在北大西洋濤動高指數(shù)年時，高原西邊界有更多水汽輸入、東邊界有更少水汽輸出；而在北大西洋濤動低指數(shù)年時，高原西邊界有更少水汽輸入、東邊界有更多水汽輸出。

（2）西部、南部水汽具有突變特點，NAO 與高原水汽相關(guān)因子具有區(qū)域性特征；高原西北部，西南部，東南部比濕q 均與NAO 存在超前滯后相關(guān)。

（3）高原西北部為水汽輸入的核心地區(qū)，北大西洋濤動對高原水汽輸送的影響，對高原主體區(qū)域的影響程度不及高原邊界地區(qū)，而NAO 對于高原東北部水汽輸送影響不顯著。