1 引言
青藏高原被誉为地球“第三极”和“亚洲水塔”， 是亚洲主要大江大河的发源地， 此外， 拥有众多的冰川、 湖泊、 地下水、 地表径流， 为世界上约40%的人口提供了工农业及生产生活用水（Xu et al， 2008； 徐祥德等， 2019）。高原通过动力和热力强迫， 影响了周围地区的水汽输送， 进而影响了“亚洲水塔”水资源分布及水循环过程（张强等， 2023； 周天军等， 2019）。同时， 青藏高原是气候变化的“敏感区”和“放大器”， 近几十年间升温显著， 研究青藏高原的水汽输送， 有助于更深地了解高原水循环， 合理分配利用高原水资源， 应对气候变化（程国栋等， 2019； 施小英和施晓晖， 2008； 吴国雄等， 2018）。水汽输送不仅受到特殊地形和热动力作用的影响， 通常还与大尺度环流系统的活动密切相关。夏季青藏高原及其周边地区的水汽输送受到南亚季风、 东亚季风、 高原季风和中纬度西风的共同影响， 来自不同气候系统的水汽汇聚， 使该区域成为水汽输送的复杂区、 敏感区（李生辰等， 2009； 徐祥德等， 2019； 张宇等， 2019）。其中， 南亚季风和中纬度西风是青藏高原主要的水汽输送通道， 水汽主要来自阿拉伯海、 孟加拉湾和中纬度的欧亚大陆。高原主要有三条水汽通道， 一方面， 从中纬度西风带输送的水汽遇到高原大地形的阻挡分为南北两支， 北支从高原北部进入高原， 南支向南输送， 在28°N附近向东转向进入高原的西边界； 另一方面， 高原南侧有两条主要的水汽输送通道， 来自阿拉伯海的西南向气流， 经过孟加拉湾的北部后分为两路， 一部分气流受热低压制约在85°E -90°E之间转为偏东风水汽输送； 另一部分气流继续向北输送， 经“天然水汽通道”雅鲁藏布江大峡谷进入高原的东南部（Feng and Zhou， 2012； 高登义， 1985； 解承莹等， 2015； 周长艳等， 2005）。从水汽来源看， 主要的水汽源地是从印度次大陆延伸至阿拉伯海的狭窄输送带， 除此之外， 孟加拉湾和高原西北部也是水汽源地（Chen et al， 2012）。从水汽收支看， 高原的南、 西、 北边界都是水汽输入边界， 东边界是水汽输出边界， 高原整体水汽收支呈盈余状态（谢欣汝等， 2018； 俞静雯等， 2022）。
针对青藏高原水汽输送的年际变率， 已有学者进行了大量研究。Jiang and Ting（2017）发现， 印度洋海温正异常会导致夏季印度次大陆东北部-孟加拉湾一带的反气旋式水汽输送增强， 高原东南部降水异常增多。Wang et al（2017）发现， 北大西洋涛动（The North Atlantic Oscillation， NAO）通过影响副热带西风急流的位置， 减弱了高原西边界的水汽输送， 导致高原南部的降水减少。同样， 高原夏季风作为高原热力作用和动力作用的产物， 是高原气候的主宰者， 影响着高原及其周边地区的能量循环和水汽循环， 具有独特的气候效应（樊威伟等， 2021； 汤懋苍， 1998）。已有研究表明， 高原夏季风会引起环流异常从而导致降水异常。在高原季风强年， 高原地区的降水分布呈现“东多西少”的异常模态（汤懋苍， 1993）， 新疆西部高原北部边缘地区水汽条件和抬升条件均更有利于降水（荀学义等， 2018）； 另外， 较强的高原夏季风会引起中亚地区产生异常偏南气流， 加强了来自海洋的水汽输送， 导致中亚地区降水量增加， 而在华北等地出现东北风异常， 阻挡了携带大量水汽的偏南气流， 使得该区域降水量减少（齐玉磊等， 2015）。在此基础上， 也有学者研究了高原夏季风与南亚季风对塔里木盆地降水的协同影响（任国强和赵勇， 2022； Zhao et al， 2019）。结果表明， 高原夏季风偏强南亚季风偏弱时， 会导致中亚对流层高层温度降低， 形成异常气旋环流， 中低纬西风加强， 高纬西风减弱， 从而引起副热带西风急流南移， 进入塔里木盆地的水汽减少， 最终导致降水减少； 田俊等（2010）提出的高原夏季风会影响中纬度西风带的活动相一致。Ge et al（2017）在对高原夏季风与印度季风降水的关系研究中发现， 高原夏季风会增强印度北部的西风异常并激发中部上空产生异常反气旋， 反气旋南侧的偏东风阻碍了来自阿拉伯海的水汽输送， 导致进入印度北部的水汽减少， 印度季风降水减弱。
目前， 已有很多研究针对高原夏季风对于降水的影响， 多从环流的角度分析水汽输送状况， 但对于高原夏季风引起的水汽输送差异的定量化研究尚不多见。针对这一薄弱环节， 本研究基于前人的研究， 提出一种考虑到高原地形因素， 基于再分析资料的分辨率精细化的计算边界水汽收支的方法， 定量化地对比了高原夏季风强弱年进入高原各个边界的水汽收支差异， 并且初步探讨了高原夏季风对水汽输送通道的影响。该工作为进一步认识高原的水汽输送乃至水循环提供科学参考。
2 资料来源与方法介绍
2.1 资料选取
大气环流资料选取日本气象厅（Japanese Meteorological Agency）发布的再分析数据集JRA-55。JRA-55是日本气象厅（JMA）继JRA-25之后推出的新一代再分析资料， 该数据通过四维变分同化系统（4D-Var）处理， 优化了长波辐射方案和卫星辐射偏差校正， JRA-55再分析资料在青藏高原的水汽研究方面已经被广泛应用（Xu et al， 2020； Zhang et al， 2022）。本文选用其中的1980 -2020年的月平均等压面数据， 分辨率为1.25°×1.25°， 垂直分层从1000~300 hPa， 变量包括月平均位势高度场、 比湿场、 纬向风场、 经向风场、 地面气压场等。
降水资料选取由全球降水气候中心（Global Precipitation Climatology Centre， GPCC）构建的月降水量数据， 版本为Full Data Monthly Version 2022， 数据空间分辨率为0.5°×0.5°， 时间段从1891年1月至2020年12月。
文中地形数据来自国家青藏高原科学数据中心提供的青藏高原90 m分辨率SRTM数字高程数据集（Zhang et al， 2013； 张国庆， 2019）， 青藏高原边界数据来自国家青藏高原科学数据中心提供的青藏高原边界数据总集（TPBoundary_new， 2021）（张镱锂， 2019； 张镱锂等， 2021）。文中涉及的地图是基于自然资源部国家基础地理信息中心全国地理信息资源目录服务系统下载的审图号为GS（2016）2556 号的世界地图制作， 底图无修改。
2.2 高原季风指数及水汽相关量的计算
通过计算高原季风指数来表征季风的强弱， 目前， 关于高原季风指数的定义有很多， 主要可以分为两类： 一类是从高度场出发的， 如TPMI（汤懋苍等， 1984）， DPMI（荀学义等， 2018）； 一类是从风场出发， 如QPMI（齐冬梅等， 2009）， Div-PMI（周懿等， 2015）， ZPMI（Zhou et al， 2016）等。本文选取传统季风指数TPMI， 具体的定义和计算如下：
式中： 是600 hPa位势高度距平。高原季风指数越大， 表明高原夏季风越强； 高原季风指数越小， 表明高原夏季风越弱。
大气水汽含量是整个大气柱中含有的水汽总数量， 又称大气可降水量（precipitable water vapor， PWV， 单位： mm）， 具体计算如下：
PWV
水汽通量是表示水汽输送强度的物理量， 表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽质量， 根据（Trenberth， 1991）， 纬向水汽通量 和经向水汽通量 （单位： kg·m-1·s-1）可以表示为：
水汽通量散度是表示输送来的水汽的集中程度的物理量， 表示在单位时间内， 单位面积内汇合进来或者辐散出去的水汽质量。垂直方向上整层积分的水汽通量散度 （单位： kg·m-2·s-1）可以表示为：
式中： q为比湿； u和v分别为纬向和经向风； V表示水平风矢量； g为地球重力加速度； p为大气气压； ps 为地面气压； pt 为大气层顶气压； 由于300 hPa以上水汽含量很小， 所以pt 取300 hPa。
青藏高原地形复杂， 简单的矩形边界定义会高估高原水汽收支， 本文沿2000 m的海拔定义了高原的不规则边界（如图1）， 根据高原的几何形状和侧边界所在方位， 将高原边界划分为南（绿）、 西（蓝）、 北（红）、 东（棕）四个侧边界， 在高原的四个侧边界上分别定义了最小跨度为1.25°的横（纵）向次边界。值得说明的是， 夏季81°E附近大致为西风与印度季风水汽输送的交界， 另外参照前人研究对于高原西边界和南边界的划分大致也在80°E左右（齐冬梅等， 2023； Yan et al， 2020； 俞静雯等， 2022）， 因此本文将81°E以西（东）的边界定义为高原西（南）边界。每条侧边界上各次边界水汽收支求和， 得到该侧边界的水汽收支。根据（陈亚玲等， 2022）， 通过边界垂直积分的整层水汽通量的计算如下， 规定向东和向北的方向为正。
式中： 、 分别表示南边界、 北边界的纬度； 、 分别表示西边界、 东边界的经度； 、 分别表示通过南边界、 北边界的纬向水汽通量； 、 分别表示通过西边界、 东边界的经向水汽通量； 为研究区净水汽通量（单位： kg·s-1）； a表示地球平均半径（取6.37×106 m）。
2.3 水汽收支诊断
运用大气水汽收支方程诊断青藏高原夏季风对水汽输送的影响（Wang et al， 2017）， 具体方程如下：
式中： P、 E、 q分别表示降水、 地表蒸发、 比湿； u、 v、 g分别表示纬向风、 经向风和重力加速度； “—”代表各个变量在时间维度的平均值； “'”代表高原夏季风指数回归的各个变量异常； 表示水汽输送的热力项； 表示水汽输送的动力项； 表示水汽输送的非线性项； RES是残差项。
3 结果分析
3.1 高原夏季风相关的降水场异常特征
图2 1980 -2020年期间高原夏季风指数与GPCC降水资料（填色， 单位： mm·mon-1）相关系数分布打点为相关系数通过90%显著性检验的区域， 蓝色方框表示降水相关的关键区 Fig.2 The distribution of correlation coefficients between the plateau summer monsoon index precipitation data from GPCC from 1980 to 2020 （shaded， unit： mm·mon-1）.Dotted regions show over 90% significance level of t-test.the blue rectangle marks key regions of precipitation correlation |
图3 1980—2020年高原夏季风指数和高原中东部夏季降水的标准化时间序列黑色线代表夏季风指数， 灰色柱状代表高原东部夏季降水 Fig.3 Standardized time series of the plateau summer monsoon index and summer precipitation in the central and eastern plateau from 1980 to 2020.The black line represents the summer wind index and the gray bar represents summer precipitation in the eastern part of the plateau |
为了分析高原夏季风对水汽输送的影响， 利用回归分析法研究了高原夏季风与高原及其周边地区水汽输送的关系。另外， 选取标准化的夏季风指数大于1的年份作为夏季风强年， 小于-1的年份作为夏季风弱年， 用于对比夏季风强弱年的高原各边界水汽收支差异， 分类结果如表1所列。
表1 1980 -2020年高原夏季风强、 弱年Table 1 Strong and weak plateau monsoon years in 1980 -2020 |
| 类别 | 年份 |
|---|---|
| 季风强年 | 1987， 1998， 2004， 2005， 2009， 2012， 2014， 2018 |
| 季风弱年 | 1984， 1990， 1994， 1997， 2001， 2013， 2016 |
3.2 高原夏季风相关的水汽通量场和环流场特征
图4所示是与高原夏季风相关的高原及其周边地区水汽含量和水汽通量异常分布特征， 其中通过90%显著性检验的水汽通量异常用红色矢量箭头表示， 整层水汽含量异常用填色表示， 打点区域表示通过了90%显著性检验。从图4中可以看到，高原主体具有明显的水汽含量异常增加， 而在印度北部地区具有水汽含量异常减少特征。这可以用高原西南侧印度北部的异常西风气流和印度中部存在的异常反气旋环流来解释， 该反气旋环流南部的异常东北气流， 阻挡了来自阿拉伯海的水汽输送， 导致进入印度地区的水汽减少； 而高原西南侧增强的西风气流带来了充沛的水汽， 有助于高原上方水汽汇聚。上述水汽条件的异常分布也与图2降水异常场的分布一致。
图4 1980 -2020年时期高原夏季风指数回归整层水汽含量（阴影， 单位： mm）和通过90%显著性检验的水汽通量场［矢量， 单位： ×10 kg·（m·s）-1］打点为回归系数通过90%显著性检验的区域 Fig.4 Regression of vertical integral of water vapor content （shaded， unit： mm） and water vapor transport flux ［vectors， unit： ×10 kg·（m·s）-1］ anomalies above 90% significance level on the plateau summer monsoon index. Dotted regions show over 90% significance level of t-test |
图5所示是与高原夏季风相关的200 hPa和500 hPa环流场异常分布特征， 其中风场异常用蓝色矢量箭头表示， 位势高度场异常用填色表示， 打点区域表示通过了90%的显著性检验。由图5（a）可以看出， 对流层高层200 hPa高度处， 位势高度场呈现“-、 +”异常分布， 异常低压中心位于土库曼斯坦东部， 异常高压中心位于青藏高原东南部， 风场呈现“气旋、 反气旋”的异常分布， 高原西部位于气旋的外围， 高原中东部被异常反气旋所控制。由图5（b）可以看出， 对流层中层500 hPa高度处， 高度场上有一个大范围的异常低压， 该低压范围西起伊朗高原东至青藏高原向北可达天山山脉向南可达喜马拉雅山脉南侧。从风场来看， 高原及其区域被异常气旋性环流控制， 高原北缘具有异常东风气流， 阻碍了从中纬度地区输送的水汽进入高原北边界； 高原东缘具有异常东南气流， 阻碍了东边界水汽的流出； 高原西缘和南缘具有明显的异常西风气流， 有利于西风带携带的水汽进入高原的西边界和南边界。
图5 1980 -2020年高原夏季风指数回归200 hPa（a）、 500 hPa（b）位势高度场（阴影， 单位： gpm）和通过90%显著性检验的风场（矢量， 单位： m·s-1）打点为回归系数通过90%显著性检验的区域 Fig.5 Regression of 200 hPa （a） and 500 hPa （b） geopotential height （shaded， unit： gpm） and wind field （vectors， unit： m·s-1） anomalies on the plateau summer monsoon index.Dotted regions show over 90% significance level of t-test |
副热带西风急流是联系高原夏季风和高原气候之间的桥梁， 高原夏季风异常会对副热带西风急流有一定的影响（任国强和赵勇， 2022； Zhao et al， 2019）。如图6（a）所示， 气候平均来看夏季西风急流中心在40°N附近， 然而高原夏季风偏强时， 急流中心向南移动， 增强了高原西侧的西风强度， 并有利于水汽进入高原西边界和南边界［图6（b）］。由于高原地形的作用， 西风带来的纬向水汽输送在高原的西南边缘向北转向， 进入高原的南边界， 有利于高原上空水汽汇聚。因此， 在高原夏季风偏强时， 高原上空的水汽来源是由西风带主导的水汽通道占主要贡献， 高原南侧的异常西风气流促使了中高纬度的水汽到达这一地区， 通过气旋式风场进入高原上空， 有利于高原上空水汽聚集， 导致高原中部和东部降水异常偏多； 同时该异常西风气流与印度中部的异常反气旋共同作用， 反气旋南侧的偏东风， 阻碍了来自阿拉伯海的水汽输送， 导致印度上空水汽流失， 使印度北部降水异常偏少。高原夏季风对水汽输送的影响可能与副热带西风急流的位置有关： 高原夏季风偏强时， 副热带西风急流的位置偏南， 增强了来自中高纬度地区的水汽输送， 高原西南边缘有明显的沿着西风带的水汽通量异常， 使得进入高原的水汽增多。
图6 1980 -2020年夏季200 hPa纬向风（a， 阴影， 单位： m·s-1）及高原夏季风指数回归200 hPa纬向风场（b， 阴影， 单位： m·s-1）打点为回归系数通过90%显著性检验的区域 Fig.6 Multiyear averaged summer 200 hPa zonal wind field from 1980 to 2020 （a， shaded， unit： m·s-1）， Regression patterns of summer 200 hPa zonal wind field anomalies on the plateau summer monsoon index （b， shaded， unit： m·s-1）.Dotted regions show over 90% significance level of t-test |
3.3 各边界水汽收支特征
为了更加具体地探究高原夏季风对水汽输送的影响， 选取高原夏季风强年、 弱年定量化精细地计算了通过高原各边界的水汽通量以及区域水汽净收支， 其结果如表2所列。
表2 高原夏季风强、 弱年多年平均（1980 -2020年）夏季各边界净水汽输送及净收支量Table 2 Water vapor transport at each boundary and net water budget in multiyear averages （1980 -2020） and the strong/weak plateau summer monsoon years |
| 类别 | 各边界净水汽输送及净收支量/（ kg·s-1） | ||
|---|---|---|---|
| 季风强年 | 季风弱年 | 1980 -2020 | |
| 南边界 | 66.3 | 39.6 | 56.7 |
| 西边界 | 32.1 | 18.7 | 27.4 |
| 北边界 | 2.9 | 7.9 | 4.7 |
| 东边界 | -37.8 | -30.3 | -37.6 |
| 区域净收支 | 63.5 | 35.9 | 51.2 |
在夏季， 青藏高原的南、 西、 北边界是主要的水汽输入边界， 东边界是水汽输出边界， 且南边界的水汽输入量最大， 西边界次之， 北边界最小。根据表2， 在高原夏季风强年， 进入高原南边界的水汽通量可达66.3× kg·s-1， 较平均状况下进入高原南边界的水汽通量增加了9.6× kg·s-1； 进入高原西边界的水汽通量可达32.1× kg·s-1， 较平均状况下进入高原西边界的水汽通量增加了4.7× kg·s-1； 进入高原北边界的水汽通量可达2.9× kg·s-1， 较平均状况下进入高原西边界的水汽通量减少了1.8× kg·s-1； 高原整体水汽净收支可达63.5× kg·s-1， 较平均状况下高原水汽净收支增加了12.3× kg·s-1。在高原夏季风弱年， 进入高原南边界和西边界的水汽通量较平均状况分别减少了17.1× kg·s-1、 8.7× kg·s-1； 进入高原北边界的水汽通量增加了3.2× kg·s-1， 高原区域水汽净收支减少了15.3× kg·s-1。综上可知， 高原夏季风较强时， 进入高原西边界和南边界的水汽通量增加， 进入高原北边界的水汽通量减少， 进而使高原整体的水汽净收支增加。
在不同层次， 高原夏季风对各边界水汽收支的影响也有差异。由表2可知， 夏季风主要影响高原南边界、 西边界、 北边界的水汽输入输出， 图7是高原夏季风强、 弱年和多年平均夏季各边界水汽收支垂直分布。高原北边界低层为水汽流入， 在600 hPa以上中高层为水汽流出， 季风强年北边界低层水汽流入更少， 中高层水汽流出更多， 总体表现为北边界在季风强年为较少的水汽流入， 季风弱年北边界低层水汽流入更多， 中高层水汽流出更少， 总体表现为季风弱年有较多的水汽流入； 高原东边界低层为水汽流入， 650 hPa以上为水汽流出， 总体上东边界呈水汽流出状态， 然而夏季风对高原东边界的水汽输送影响较小； 在南边界从低层到中高层均为水汽流入， 季风强年南边界水汽流入较多， 季风弱年南边界水汽流入较少； 西边界与南边界水汽收支在垂直方向上的分布形态相似， 从低层到中高层均表现为水汽流入， 且季风强年水汽流入较多， 季风弱年水汽流入较少。可以得出， 夏季风对北边界水汽输送的影响在500~400 hPa之间较大； 对南边界的影响在对流层低层影响较大， 随着高度的增加， 季风强弱年水汽收支的差异减小； 对西边界的影响在500 hPa以下较大， 同样随着高度的增加， 季风强弱年水汽收支的差异减小。
3.4 水汽收支方程诊断
基于大气水汽收支方程进一步分析了高原夏季风水汽输送异常。图8所示为水汽收支方程各项回归高原夏季风的异常空间分布特征， 图8（a）是高原夏季风相关的风场散度引起的水汽输送的辐合/辐散动力项的异常分布， 图8（b）是高原夏季风异常相关的水汽平流引起的水汽输送的辐合/辐散热力项的异常分布， 图8（c）是非线性项。可以发现， 热力项、 动力项和非线性项引起的水汽异常均表现为高原中东部地区有水汽辐合， 与图4分布模态相似， 并且动力项最大， 热力项次之， 非线性项最小。这说明高原夏季风引起的水汽辐合主要是由风场的动力项贡献主导， 而水汽平流热力项的贡献较小。通过对大气水汽收支方程的诊断， 得出当高原夏季风较强时， 在高原上空产生异常气旋性环流， 风场的辐合增强， 有利于水汽在高原上空辐合， 为高原降水异常增多提供良好的水汽条件。
图8 高原夏季风指数回归的水汽平流引起的水汽通量散度（填色， mm·mon-1）（a）、 风场散度引起的水汽通量散度（填色， × mm·mon-1）（b）及非线性项（c）Fig.8 Regression of water vapor transport flux divergence due to wind divergence （shaded， unit： mm·mon-1） （a）， water vapor transport flux divergence due to moisture advection （shaded， unit： mm·mon-1） （b） and nonlinear term （c） anomalies on the plateau summer monsoon index |
4 结论
通过降水资料与高原夏季风指数的相关分析， 发现高原夏季风与高原中东部降水有显著的正相关关系， 利用回归分析从水汽输送和大气环流的角度讨论了高原夏季风对高原及其周边地区水汽输送的影响； 进一步定量化地比较了高原夏季风强弱年各边界水汽收支差异， 探讨了高原夏季风对高原及其周边地区水汽输送的影响， 得到以下几点主要结论：
（1） 从降水分布来看， 高原夏季风与高原夏季降水异常存在密切联系。由相关分析可知， 高原夏季风指数与高原及印度地区的降水存在显著的相关性。当高原夏季风偏强（偏弱）时， 青藏高原中东部地区降水异常偏多（偏少）， 印度北部地区降水异常偏少（偏多）。
（2） 高原夏季风的异常往往会引起环流场的变化， 当高原夏季风偏强时， 副热带西风急流的位置南移， 印度中部存在异常反气旋环流。该反气旋南部的异常东北风阻碍了来自阿拉伯海的水汽输送， 高原南侧和印度北部异常西风气流增强了纬向水汽输送， 表明高原季风引起的水汽输送异常是西风带水汽通道所主导的。
（3） 与平均态相比， 在高原夏季风强（弱）年， 进入高原南边界和西边界的水汽增多（减少）， 进入高原北边界的水汽减少（增加）， 区域净水汽收支增加（减少）。高原夏季风对北边界水汽输送的影响在500~400 hPa之间较大， 对南边界和西边界的影响在500 hPa以下较大。此外， 高原夏季风引起的水汽异常辐合/辐散， 主要由风场散度的动力项贡献所主导， 而水汽平流的热力项贡献相对较小。