陳 婷，敖天其，黎小東

(1.高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點實驗室，成都 610072；2. 四川大學(xué)水利水電學(xué)院水力學(xué)與山區(qū)河流開發(fā)保護國家重點實驗室，成都 610065)

0 引 言

近年來，在全球氣候變暖的大背景下，長江流域降水特征發(fā)生了明顯的變化。長江上游和中下游地區(qū)降水的特征出現(xiàn)了明顯的差異，其中上游年降水量顯著下降，而中下游年降水卻為上升趨勢[1-4]。長江流域徑流也發(fā)生顯著變化，其中冬、夏兩季徑流增加，春、秋兩季徑流卻在減少[5,6]。研究指出水汽收支是影響長江流域降水的最重要因素[7]，在長江流域上空水汽年輸入量中，28.2%形成降水，71.8%形成過境水流出流域外；在長江流域年總蒸發(fā)量中，14.1%形成降水重返陸地。在長江流域年總降水量中，93.5%是流域外輸入的水汽形成的，6.5%是流域內(nèi)蒸發(fā)的水汽形成的。陳隆勛等[8]指出，中國大陸夏季降水的水汽屬于外界輸送進入的，主要來自南海，其次是孟加拉灣的西南季風(fēng)，再次是副熱帶高壓的東南季風(fēng)。長江上游的水汽，夏季主要來源于孟加拉灣和南海，秋季主要來源于西太平洋，而長江中下游地區(qū)主要來源于孟加拉灣和華南[9,10]。Yasunari等[11]對季風(fēng)區(qū)水汽收支的研究指出，水汽輸送通量及其散度取決于大氣環(huán)流背景，并有非常明顯的區(qū)域性和季節(jié)性。王守榮等[7]對1998 年中國大洪水時期的水汽收支研究表明，水汽通量的最大輻合區(qū)對應(yīng)強降水區(qū)。大氣中的水汽收支與大氣環(huán)流有著密切的內(nèi)在聯(lián)系，兩者作為能量和水分循環(huán)過程的重要一環(huán)對區(qū)域水分平衡起著至關(guān)重要的作用，大氣中的水汽雖僅占水分循環(huán)的1%～3%，但卻是旱澇災(zāi)害的直接驅(qū)動因子。

以上研究表明，開展長江流域水汽資源研究，對于大氣環(huán)流系統(tǒng)的形成和演變，對進一步理解天氣和氣候變化及水文循環(huán)過程具有重要意義[12-19]。但是，目前關(guān)于長江流域空中水汽資源的研究不多[20-24]，并且多為針對上游或者中下游水汽收支方面的討論，沒有將長江流域作為一個整體進行討論[8,11]。對長江流域整體的空中水資源隨時間變化特征，以及其隨時間變化的空間分布差異還討論的比較少。針對這一情況，本文將從大氣可降水、水汽輸送及收支方面具體分析長江流域整體的空中水汽資源的氣候變化特征，以及對比其趨勢變化的空間差異，并初步揭示其主要變化原因。通過這一研究，可以幫助了解該流域空中水汽資源的變化形勢，為氣候變化背景下流域水資源開發(fā)利用以及社會經(jīng)濟發(fā)展提供科學(xué)依據(jù)。

美國國家環(huán)境預(yù)測中心/美國國家大氣研究中心(NCEP/NCAR)全球再分析資料(簡稱NCEP)，結(jié)合地面、探空、衛(wèi)星等觀測數(shù)據(jù)，經(jīng)過模式同化，可以提供水分收支的所有要素，具有時空連續(xù)性，已廣泛應(yīng)用于區(qū)域及全球的水循環(huán)研究。趙瑞霞等[13]用實測資料計算長江流域的水分平衡，表明NCEP/NCAR資料能較好描述長江流域水分收支的季節(jié)循環(huán)和年際變化。周長艷[25,26]通過NCEP/NCAR再分析資料，討論了高原及其鄰近地區(qū)的可用性，認為NCEP/NCAR再分析資料在高原及其鄰近地區(qū)是可用的。多名學(xué)者[27-29]也將NCEP/NCAR再分析月平均資料用于我國的水汽資源研究。以上表明，將NCEP/NCAR再分析月平均資料用于長江流域空中水資源研究是可行的。

本文研究發(fā)現(xiàn)長江流域大氣可降水量年平均值和干濕兩季可降水量年平均值均呈減少趨勢,從長江流域可降水量空間分布來看，大氣可降水量呈現(xiàn)上游少，中下游多的特征，干濕兩季大氣可降水量的空間分布與年大氣可降水量平均分布較為一致，濕季大氣可降水量是干季的兩倍左右。長江流域大氣可降水量氣候傾向率以弱下降為主，最大降幅出現(xiàn)在流域上游。長江流域水汽來源有西太平洋、南海、孟加拉灣、印度洋以及偏西風(fēng)帶來的水汽。受季風(fēng)的影響，干濕兩季水汽輸送通道差異較大；長江流域上游和下游均有水汽輻合中心，輻合中心與暴雨區(qū)對應(yīng)關(guān)系較好。而流域中游降水的水汽主要貢獻量并非來源于其他地區(qū)的輸送。濕季的輻合區(qū)域增大，中心值增大，而干季除上游部分地方為水汽輻合區(qū)外，其余地方主要為水汽輻散區(qū)。

1 數(shù)據(jù)與方法

本文使用了1948年1月-2017年12月NCEP/ NCAR再分析月平均資料，分析了全年和干濕(其中干季為10月-來年3月，濕季為4-9月)兩季的空中水資源特征，所使用到的要素有：大氣可降水量、風(fēng)場、比濕、地面氣壓。其中，水平分辨率為2.5°×2.5°，大氣可降水量、風(fēng)場、比濕的垂直方向為17層，地面氣壓場垂直方向1層(1 000 hPa)。本文研究區(qū)域為：22.5°～35°N，90°～122.5°E。

大氣可降水量是指從地面直到大氣頂界的單位面積大氣柱中所含水汽總量全部凝結(jié)并降落到地面可產(chǎn)生的降水量。大氣可降水量通常用相當(dāng)?shù)乃吭谕娣e容器中的深度表示，也就是說大氣可降水量是空氣柱里含有的水汽的總數(shù)量，即“水汽總量”，它對應(yīng)于空氣中的水分全部凝結(jié)成雨、雪、雹等降落所能形成的降水量。水汽總量表達式[23]為：

(1)

式中：W為水汽總量，kg/m2；PS為地表面氣壓，積分上限P取300 hPa，q為比濕；g為重力加速度。

水汽通量是反映空中水汽輸送的特征量，表示單位時間內(nèi)流經(jīng)與風(fēng)向正交的某一厚度氣柱截面的水汽量，整層大氣總水汽通量和水汽通量散度表達式[23]:

(2)

Δ為Hamiltion算子：

(3)

式中：Q為水汽通量，kg/(m·s)；Qdiv代表水汽通量散度，kg/(m2·s)；V為風(fēng)矢量；q為比濕；PS為地表面氣壓，P取300 hPa；g為重力加速度。因此單位邊長整層大氣的緯向、經(jīng)向水汽通量計算公式為：

(4)

式中：u、v分別為緯向，經(jīng)向風(fēng)速；PS為地表面氣壓，P取300 hPa；g為重力加速度。

氣候傾向率的算法為：設(shè)某站某氣象要素時間序列為y1、y2、…、yn，它可以用1個多項式來表示：

y(t)=a0+a1t1+a2t2+…+amtn

(5)

式(1)中：t為時間，a。

一般來講，降水的氣候趨勢用一次直線方程和二次曲線方程就能滿足。如果用一次直線方程來定量描述，即y(t)=a0+a1t，則趨勢變化率方程為dy(t)/dt=a1，把a1×10稱作氣候傾向率，其單位為mm/decade，方程中的系數(shù)可用最小二乘法或經(jīng)驗正交多項式來確定。

2 長江流域水汽含量和水汽通量氣候特征

2.1 水汽總量的氣候特征

2.1.1 水汽總量的年際變化

大氣中的水汽是降水的物質(zhì)基礎(chǔ)，直接影響降水的多少。圖1為1948-2017年長江流域年平均和干濕季平均的大氣可降水量的年際變化，從圖中可以看出大氣年平均可降水量呈現(xiàn)略微減少的趨勢，線性變化率為-0.6 kg/(m2·decade)。通過10年平滑可以看出，在1960年代初期大氣可降水量呈現(xiàn)明顯的增長，而后出現(xiàn)快速減少，進入到 1970年代初期大氣可降水量出現(xiàn)谷值，而到20世紀(jì)末十年呈現(xiàn)上升趨勢，進入21世紀(jì)初又呈顯著減少趨勢，2010年代初期為明顯谷值區(qū)。濕季平均的大氣可降水量為略微減少的趨勢，線性變化率為-6.4×10-4kg/(m2·decade)，干季平均的大氣可降水量為下降的趨勢，線性變化率為-0.1 kg/(m2·decade)。干濕季10年滑動平均變化趨勢與年平均變化趨勢較為一致，峰值區(qū)位于1960年代初和1990年代，谷值區(qū)位于1970年代和2010年代初。周長艷[10]認為長江流域濕季水汽收支的變化與夏季風(fēng)北擴強度變化密切有關(guān)。近年來夏季風(fēng)北擴程度有所減弱，在長江中游的輻合作用增強，使得長江流域在濕季水汽呈現(xiàn)上升的趨勢，在干季則是有與中緯度西風(fēng)減弱，長江流域東邊界輸入的水汽減少，使得長江流域大氣可降水量降低。

圖1 1948-2017年長江流域平均大氣可降水量的年際變化Fig.1 Interannual variability of the mean precipitable water vapor in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

2.1.2 長江流域大氣可降水量的空間分布

圖2是1948-2017年長江流域年平均、干濕季平均水汽總量分布圖。由圖可見，長江流域大氣可降水量呈現(xiàn)上游干，中下游濕的分布特征，其中，長江流域上游的青藏高原地區(qū)和川西高原地區(qū)大氣可降水量含量較低，最小的水汽含量僅為6 kg/m2；而長江中下游大氣可降水量相對高，特別是下游地區(qū)水汽尤為豐富，水汽含量最大達到33 kg/m2，這與長江中下游地區(qū)水汽來源豐富有關(guān)，長江中下游的水汽主要來源于孟加拉灣、印度洋和南海、太平洋。長江上游的川西高原到攀西高原地區(qū)平均大氣可降水量分布梯度較大，長江中下游地區(qū)大氣可降水量梯度較小，年平均大氣可降水量在27～30 kg/m2。長江流域干濕兩季的大氣可降水量空間分布趨勢[圖2(a)，圖2(c)]和年平均[圖2(a)]基本一致，只是在水汽含量強度上隨季節(jié)有所變化，濕季水汽含量較大，水汽含量在9～45 kg/m2，干季水汽含量較小，為3～21 kg/m2。

圖2 1948-2017年長江流域平均的大氣可降水量分布(單位：kg/m2)Fig.2 Distribution of Average Atmospheric Precipitable Water in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

2.1.3 長江流域大氣可降水量的變化趨勢的空間分布

圖3為年平均，干濕兩季的可降水量氣候傾向率在長江流域的空間分布格局，可以看出年平均的大氣可降水傾向率在流域宜賓以上主要為下降的趨勢，下降趨勢從西北向東南向逐漸遞減，最大降幅為-0.6 mm/decade；宜賓到宜昌段為弱的上身趨勢，變化率在0～0.1 mm/decade之間，宜昌以下的傾向率以減小為主，最大降幅為-0.2 mm/decade。濕季大氣可降水傾向率與全年平均的大氣可降水傾向率分布較為一致，但濕季傾向率大于全年平均的傾向率，流域宜賓以上最大降幅為-0.8 mm/decade,宜賓到宜昌段最大增幅為0.4 mm/decade,宜賓以下地區(qū)以下降為主，最大降幅為-0.6 mm/decade。而干季整個流域以下降趨勢為主，最大降幅為-0.4 mm/decade。干濕季大氣可降水量變化的空間分布可能的原因是近年來夏季風(fēng)北擴程度有所減弱，在長江中游及下游的輻合作用增強，而到達長江流域上游的水汽有所減少。使得長江流域濕季在中游和下游水汽整體呈現(xiàn)上升的趨勢，而在上游則呈現(xiàn)下降的趨勢。在干季則是由于中緯度西風(fēng)減弱，長江流域東邊界輸入的水汽減少，使得長江流域總體大氣可降水量呈現(xiàn)下降的趨勢。

2.2 長江流域水汽通量的氣候特征

圖4是1948-2017年長江流域年平均的水汽通量特征圖。從近60年來水汽通量的空間分布來看，長江流域水汽輸送通道主要有4個：源自西太平洋的水汽從長江流域的東邊界流入；源自南海的水汽從長江的東南邊界流入；源自孟加拉灣(以下簡稱孟灣)和印度洋的水汽從長江流域的西南方向流入；偏西風(fēng)帶來的水汽從西邊界進入。

長江流域干濕兩季[圖4(b),圖4(c)]的水汽輸送通道與季風(fēng)環(huán)流有密切關(guān)系。濕季4個通道都有水汽進入，主要來源于孟灣和來自西太平洋。受季風(fēng)影響，孟灣水汽明顯增強，水汽從孟灣進入西南區(qū)域后遇到高原，在繞流和爬升過程中逐漸減弱，孟灣繞流的北支氣流與偏西風(fēng)水汽合并進入長江流域上游，南支氣流從云南進入長江流域上游。同時，西太平洋和南海的水汽在我國南海區(qū)域合并進入長江流域；干季由于來自孟灣的季風(fēng)明顯減弱，水汽主要來源西太平洋主要來源于西風(fēng)帶和西太平洋。

圖3 1948-2017年長江流域平均大氣可降水量的氣候傾向率(單位：mm/decade)Fig.3 Climate Tendency Rate of Average Atmospheric Precipitable Water in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

圖4 1948-2017年長江流域的水汽輸送特征分析圖Fig.4 Analytical Chart of Water Vapor Transport in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017注：等值線表示水汽輸送值，單位:kg/(m·s)；風(fēng)向標(biāo)僅表示水汽輸送的方向，沒有數(shù)值意義。

2.3 長江流域水汽輻散通量的氣候特征

水汽通量可以表明長江流域水汽輸送的能力，而水汽通量散度則能進一步說明水汽輻合輻散的特征。圖5為1948-2016年長江流域年平均水汽通量散度圖。從圖看出，長江流域上游大部分地區(qū)全年以水汽輻合為主，說明長江流域上游大氣可降水量雖然較低，但水汽輻合較強，為降水輸送了充足的水汽。長江流域中游年平均水汽通量以輻散為主，說明長江流域中游降水的主要貢獻并不是來源于其他地方的水汽輸送。長江流域下游年平均水汽通量以輻合為主，長江流域下游該地大氣可降水量本身較高加之水汽輻合為該地輸送了大量的水汽，為該地降水提供了充足的水汽資源。年平均水汽通量散度圖上有兩個水汽輻合中心，一個位于長江流域上游，中心強度達-12 kg/(m2·s)，一個位于長江流域下游，中心強度達-4 kg/(m2·s)。強水汽輻合區(qū)與長江流域年暴雨日數(shù)分布區(qū)相對應(yīng)，既然在流域中、下游地區(qū)，年暴雨日數(shù)自東南向西北遞減；在上游，年暴雨日數(shù)自四川盆地西北部邊緣向盆地腹部及西部高原遞減；山區(qū)暴雨多于河谷及平原。全流域有5個地區(qū)多暴雨，其多年平均年暴雨日數(shù)均在5 d以上，最強的兩個暴雨區(qū)分別是流域下游水汽輻合區(qū)，一個位于江西甘坊，一個位于安徽黃山，黃山氣象站平均年暴雨日數(shù)為8.9 d，是全流域暴雨最多之地；長江流域上游的川西暴雨區(qū)，有兩個暴雨中心，一個位于峨眉山，另一個位于岷江漢王場，兩地年暴雨日數(shù)均為6.9 d。多暴雨區(qū)也是年降水量多的地區(qū)，其中有兩處在長江上游北岸，是長江三峽地區(qū)雨洪的主要來源，而且上游的暴雨大多自西向東或自西北向東南移動，恰與川江洪水傳播方向一致，易形成三峽地區(qū)峰高量大的洪水。濕季長江流域水汽通量散度的空間分布[圖5(b)]與年平均類似，但水汽輻合的面積明顯增大，整個長江流域上游基本都處于水汽輻合區(qū)，同時輻合強度增強，最強中心達-28 kg/(m2·s)，長江流域下游的水汽輻合區(qū)強度也明顯增強，達-8 kg/(m2·s)，加之濕季水汽含量增強，降水效率大大提高。干季長江流域下游水汽輻合區(qū)縮小，強度減弱，為12 kg/(m2·s)，長江中下游地區(qū)主要為水汽輻散區(qū)。

圖5 1948-2017年長江流域的水汽通量散度圖[單位:kg/(m2·s)]Fig.5 water vapor flux divergence in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

3 結(jié) 論

(1)長江流域大氣可降水量年平均和干濕兩季均呈減少趨勢。大氣可降水量的峰值期為1960年代初和1990年代，谷值區(qū)位于1970年代和2010年代初。

(2)長江流域大氣可降水量呈現(xiàn)上游干，中下游濕的特征，這與長江中下游水汽來源豐富有關(guān)，干濕兩季大氣可降水量的空間分布與年平均大體一致，但濕季大氣可降水量明顯高于干季，為干季的兩倍左右。

(3)從大氣可降水量氣候傾向率的空間分布來看，長江流域負變化率最大的地區(qū)位于流域上游，宜賓到宜昌段在年平均和濕季以弱上升為主，長江中下游地區(qū)氣候傾向率以下降為主。

(4)長江流域水汽來源有西太平洋水汽、南海水汽、孟加拉灣和印度洋水汽以及偏西風(fēng)帶來的水汽。受季風(fēng)的影響，干濕兩季節(jié)水汽輸送通道差異較大，濕季水汽來源主要為孟加拉灣和西太平洋水汽，干季水汽來源主要為西太平洋水汽和偏西風(fēng)帶來的水汽。

(5)長江流域有兩個水汽輻合中心，分別位于流域的上游和下游，輻合中心與暴雨區(qū)對應(yīng)關(guān)系較好，說明水汽的輻合為流域降水輸送了充足的水汽。流域中游年平均的水汽通量為輻散為主，說明該區(qū)域降水的水汽主要貢獻量并非來源于其他地區(qū)的輸送。從季節(jié)來看，濕季的輻合區(qū)域增大，中心值增大，而干季除上游部分地方為水汽輻合區(qū)外，其余地方主要為水汽輻散區(qū)。

4 討 論

大氣可降水量并不完全轉(zhuǎn)化為降水，但作為降水的原材料與降水之間的轉(zhuǎn)化率有待具體分析。降水不僅跟水汽的輻合輻散有關(guān)，還與地形條件有顯著的聯(lián)系，例如長江支流青衣江流域，大氣可降水量并不如長江中下游高，但由于其地受青藏高原東側(cè)大地形的影響[30,31]，成為中國遠離海洋的暴雨區(qū)，下一步對長江流域降水的分析將更多的考慮地形的影響。在氣候變化的大背景下，長江流域降水的分布也發(fā)生的明顯變化，這與大氣可降水量變化的聯(lián)系還有待研究，將作為本文的下一步研究方向。