冬季北大西洋濤動對青藏高原水汽輸送的影響

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，高原沙漠化現象愈發嚴重，沙漠化主要與氣候變化有關，當氣候變濕潤，沙漠化可被逆轉［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濟損失，高原異常降水問題受到越來越多的關注。因此對于高原水汽輸送的研究，是有效防治高原沙漠化發展的重要措施，也對于防災減災具有重要意義［2-4］。相關研究表明，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，高原在水循環中起著至關重要的作用，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，研究高原地區的水汽輸送過程也就變得相當重要。

高原地區的水汽輸送一直是氣象學界關注的重點，高原及其周邊地區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［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 對于高原主體區域的影響，以及高原其他區域的水汽輸送特點。

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（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 為經度。水汽通量輸送通量散度D表示在某一地區水汽輻合還是輻散的狀態物理量，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，西部邊界經度為λW，東部邊界經度為λE。南部和北部邊界的經向水汽通量為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，通過分析高原地區冬季多年平均整層大氣q，可以發現高原冬季中部地區（30°～35°N，85°～100°E），q 值小于10 g·kg-1，以其為中心區域，高原四周及其附近地區距離高原中心區域越遠，q 值相對越大，高原邊界水汽含量q 值可達25 g·kg-1左右；另外可以發現脫離高原南部的南部地區，尤其是東南地區比濕最大值區域可達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（經驗正交函數分解方法）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（EOF1）、第2 模態（EOF2）和第3 模態（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（a，陰影，單位：g·kg-1）以及時間系數（b）

EOF 分解的第一模態: 其可以解釋為36 a q 的平均場，高原地區q 很小，高原地區西部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。結合時間系數發現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，說明在這三年內高原西部地區比濕有明顯的降低，其余地區比濕升高；而2000、2012 年有正相位極值，說明在這兩年內高原西部地區比濕有明顯的升高，其余地區比濕降低。

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

EOF 分解的第三模態與前兩個模態相比較，可以明顯發現第三模態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。結合時間系數（圖1b）可以發現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。通過這三種模態分析，我們可以發現高原水汽變化主要體現在高原西部和南部地區，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），可以發現冬季高原地區水汽的運轉特點，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定的偏西風和西南氣流，成為冬半年高原地區的主要水汽通道。第二支路徑為水汽從高原東南部經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多為干旱地區，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。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，與高原其它地區相比之下，其水汽通量值已經很小。因此，高原北部相對水汽條件略差。結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，高原西南，東北部分地區以及高原東南部的散度為正值，有水汽輻散，為水汽源地區，而高原其他地區散度為負值，有水汽輻合，為水汽匯地區。綜上所述，高原地區主體上呈現南濕北干的形勢。

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資料，得到1979—2014 年冬季多年平均NAOI（大西洋濤動指數）隨時間變化關系，發現NAOI 呈現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 標準化后發現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，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NAOI 做簡單相關分析（表1），NAOI 與高原西邊界與東邊界的水汽輸送量相關系數分別為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。

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

2.2.3 NAO 強弱年的高原主體區域水汽收支情況

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現，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，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，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 對高原不同地區水汽輸送的空間影響

2.3.1 NAO 與高原水汽相關因子的關系

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

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

2.3.2 高原不同區域比濕分布特征

通過高原q 與NAOI 的相關分析，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q 分布特征，來探討NAO 對高原不同地區的水汽輸送的空間影響［16］?？梢园l現q 值從大到小排列依次是:高原東南、西南、西北、東北。結合前文高原不同地區水汽通量的分析，高原東南部水汽條件相對較好。

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

表3 高原各地區比濕與北大西洋濤動指數NAOI 超前滯后相關系數

2.3.3 高原不同地區水汽收支特征

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

3 結論

（1）冬季高原主體地區水汽分布特征上呈現南濕北干的形勢，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關系。高原中心區域的東、西邊界的水汽輸送量與北大西洋濤動密切相關，NAOI 與西邊界呈現正相關，與東邊界呈現負相關。即當在北大西洋濤動高指數年時，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 與高原水汽相關因子具有區域性特征；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。

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