青藏高原 (下称高原) 对中国、东亚乃至全球的天气气候均有重要影响, 其相关科学问题一直是气象界研究学者关注的重点和难点。在高原气象各类研究中, 高原及周边地区大气水循环过程相关课题占有重要的一席之地, 高原上空的水汽分布、来源、输送等一直是气象学者关注的焦点。早在20世纪70年代, 研究者 (叶笃正和高由禧, 1979) 就发现青藏高原干湿区分布的基本特征是西北部干、东南部湿; 相比四周, 夏季青藏高原是高湿区, 其东南部是一个巨大的高湿中心, 而在高原的北侧, 则是一条干带。后来, 一些研究者 (蔡英和钱正安, 2004; 周长艳等, 2009; 江吉喜和范梅珠, 2002; 梁宏等, 2006; 梁宏等, 2006) 利用卫星遥感资料、再分析资料、GPS水汽观测资料更加细致、具体地研究了高原及周边地区的水汽分布特征, 研究结果均表明高原上空的大气水汽总体呈现南湿北干的空间分布形势, 高原东南部存在明显的高湿中心, 夏季高原上空相对其他地区是明显的高湿区; 同时他们充分利用这些资料空间覆盖上的优势, 讨论了高原上更加细节的水汽分布特征: 江吉喜等 (2002)认为高原上南北干湿分界线在33°N附近; 梁宏等 (2006)综合台站资料、NCEP再分析资料、地基GPS站的大气总水汽量观测资料发现不同季节高原上基本都存在三个明显的大气总水汽量高值中心:分别位于东南部、西南部和西北部, 这3个大气水汽高值中心的存在与高原东南、西南和西北水汽通道的存在有关。在高原的水汽来源上, 研究者也做了较多的分析 (许健民等, 1996; 郑新江等, 1997; 卓嘎等, 2002; 周长艳等, 2005; Feng and Zhou, 2012), 大部分研究者都认同水汽主要从高原东南、西南部进入高原, 肯定了来自印度洋、阿拉伯海、南海的水汽对高原水汽收支的贡献, 不过还有些学者认为高原还有其他水汽来源, 如: 许健民等 (1996)认为部分水汽可从帕米尔及其以北地区漂过塔里木盆地后进入高原, 同时强调了垂直输送的作用, 认为对流活动可以引起水汽在高原上空积聚。

目前, 关于青藏高原大气水汽的相关研究中, 青藏高原湿池 (下称高原湿池) 的提出是一个亮点, 它形象地表现了高原上空大气水汽分布的独特之处。2000年, 朱福康 (2000)利用1979年青藏高原大气科学试验资料进行研究, 首次提出了高原“湿池”的概念, 分析了其水汽来源及其对下游地区天气气候的可能影响, 研究结果表明1979年夏季高原东南部存在着一个湿池 (大气水汽高值中心), 中心在甘孜; 高原湿池的水汽来源并不一定来自南海或者孟加拉湾, 在该年夏季就存在着一条“来自仲巴入口的水汽通道”, 此结论表明了高原西南部水汽通道的重要性; 同时研究还指出高原湿池的强弱变化对下游地区有影响。2009年, 王霄、巩远发等 (2009)利用1948-2007年共计60年的NCEP/NCAR再分析资料, 分析了青藏高原上空整层大气可降水量分布特征 (从600 hPa开始积分到300 hPa), 发现夏半年 (4-9月) 青藏高原上空是亚澳季风区乃至全球相同高度上可降水量最大的区域, 是一个明显的大气水汽含量高值中心, “湿池”特征非常显著。夏半年高原“湿池”主要有三个水汽分布大值区, 高原西南部、东南部和高原南侧; 水汽主要从高原西南侧、喜马拉雅山中段和高原东南侧进入高原。对比两篇文献, 可知其中高原湿池的位置及范围并不一致, 前者仅指夏季高原东南部的高湿区, 后者则认为夏半年整个青藏高原相对全球同高度其他区域是一个水汽高值区, 整体是一个湿池; 这样的差异可能是因研究资料的不同而导致。总体来说, 目前关于高原湿池的研究少, 很多基本特征还不清楚, 如:高原湿池究竟该如何定义, 其范围如何界定; 高原湿池仅存在夏季或者夏半年吗, 其他时段有没有; 高原湿池有何时空演变特征, 其强度有何变化规律, 等等。

青藏高原特殊的地理位置和在水分循环中的重要地位, 决定了该区域水循环异常对中国乃至东亚的天气气候都会有显著影响。近百年来全球气候正经历一次以变暖为主要特征的显著变化, 该变化将对水分循环产生重要影响, 引起水资源在时空上的重新分配。已经有研究指出, 青藏高原是全球气候变化的敏感区 (Yang et al, 2006; 徐祥德, 2009)。因此, 在全球变暖的背景下, 对高原上空大气水汽进行具体深入的研究具有重要意义。基于以上分析, 本文将利用ERA-Interim再分析资料, 研究高原湿池的基本特征及其变化。主要内容包括:高原湿池的判定及其季节演变特征, 夏季高原湿池的时空分布特征, 夏季高原湿池强度的变化特征及研究资料适用性分析。

研究采用的资料是1979-2011年空间分辨率是1. 5°×1. 5°的欧洲中期天气预报中心 (ECMWF) 的ERA-Interim逐月再分析资料, 选用该资料集中的比湿 (Specific humidity) 来表征高原上空的湿度状况进行具体研究。ERA-Interim比湿在垂直方向有37层, NCEP/NCAR逐月再分析资料集中的比湿在垂直方向上只有8层, 因此前者在研究高原湿池的垂直变化特征时具有一定的优势; 此外还有研究指出, 在高原地区, ERA-Interim再分析资料偏差比NCEP/NCAR-I和ERA-40都要小 (Bao and Zhang, 2013)。

单位面积气柱中的总水汽含量W(单位: mm):

式中: g为重力加速度 (9. 8 m·s^-2), q是比湿 (单位: kg·kg^-1), p_s为地表面气压 (单位: hPa), p为积分上限气压 (单位: hPa), 取为100 hPa。参照王霄等的研究 (2009), 为了体现青藏高原大地形对上空大气水汽的影响, 在进行整层积分时, 如果格点地表面气压p_s>600 hPa, 将p_s取为600 hPa, 当格点p_s < 600 hPa时, p_s原值不变。

在研究青藏高原湿池垂直方向上的分布及其变化特征时, 考虑到300 hPa以上高度大气水汽的含量较少 (即使是夏季7月份, 高原上空300 hPa以上比湿的数值也小于1 g·kg^-1), 并且越到高层, 数值越小, 因此也越不容易看出不同地区之间的差别, 这样的形势不利于体现青藏高原上空大气水汽分布的特点。因此参照张雨薇等人的研究 (2013), 利用比湿的相对纬偏值D(i, j, k) 来研究大气水汽的垂直分布特征, 其计算公式是:

式中: i, j, k代表经度、纬度和气压, q(i, j, k) 为比湿, q(j, k) 表示某一纬度和气压层上比湿的纬向平均值 (整个纬圈上的平均), 此物理量可以清晰地表现出大气水汽的区域差异。

青藏高原地区的范围取为25. 5°N-40. 5°N, 73. 5°E-105°E, 当高原整体相对于全球同高度的其他区域是大气水汽的大值中心时, 认为高原湿池存在。为了研究夏季高原湿池几十年来的强度变化特征, 定义了一个夏季高原湿池强度指数。它的定义方式如下:首先计算1979-2011年夏季青藏高原地区大气水汽含量距平值, 然后针对区域进行格点平均和标准化处理, 得到33年变化序列, 该时间序列即被认为是夏季高原湿池强度指数序列。在分析高原湿池的时空演变特征时, 用到了气象学中常用的经验正交函数 (EOF) 分析方法和Morlet小波分析法。气候状态用1981-2010年30年平均值表示。

气候平均状态下, 1-12月高原及其周边地区大气水汽含量空间分布 (图 1) 显示, 1月 (图 1a) 高原大气水汽含量多在1~2 mm左右, 注意到高原东部93°E-100°E地区有一个相对大值区, 中心数值大于2 mm, 和长江中下游部分地区数值相当。1月份, 全球大气水汽含量高值区出现在热带地区, 最大值超过9 mm。从2月到4月 (图略), 高原上空的大气水汽含量持续增加, 等值线大值区慢慢从东向西扩展, 高原东部的偏湿区中心数值超过5 mm; 不过2-4月, 就全球中高层来说, 大气水汽含量的最大值仍旧出现在热带地区。5月 (图 1b), 全球尤其是亚欧地区的大气水汽含量分布场发生显著变化, 高原上空的大气水汽含量明显增加, 成为全球同纬度最大值区; 高原东部大值区的中心值超过8 mm, 和北半球热带地区大值区域数值相当。6月 (图略), 在月的尺度上, 印度季风爆发, 海洋上大量水汽随着西南季风从高原南部、东南部进入高原, 高原及周边地区上空的大气水汽含量相对5月大幅增加, 高原东部地区出现了12 mm以上的大值中心区, 数值高于全球其他区域。6月, 整个青藏高原地区成了全球中高层水汽含量最大值区。7月 (图 1c), 高原上空的大气水汽含量继续增加, 其东部、南部地区出现了多个大值中心, 最强中心数值超过14 mm, 远大于全球其他区域。8月高原上空的形势和7月接近 (图略), 还是全球大气水汽含量最大值所在区, 但是数值整体较7月略微减少。9月 (图略), 高原上空的大气水汽含量进一步减少, 其东部地区最强湿中心数值减少到11 mm, 但是仍然是全球最大值; 就整个高原来说, 它仍旧是全球中高层大气水汽含量的最高值区。10月 (图 1d), 高原上空大气水汽含量显著减少, 其东部地区大值中心的数值减少到6~7 mm, 此月份, 全球中高层大气水汽含量最大值出现在赤道地区附近, 数值在8~9 mm之间。11-12月 (图略) 高原上空的大气水汽含量进一步减少, 数值多在0~2 mm之间, 远远小于热带地区, 该区域上空的最大值是9 mm。

图 1(Figure 1)

图 1 气候平均状态下, 1月 (a)、5月 (b)、7月 (c) 和10月 (d) 全球中高层大气水汽含量分布 (单位: mm) Figure 1 Global atmospheric water vapor content above 600 hPa in January (a), May (b), July (c) and October (d) under the climate average state. Unit: mm

了解了高原大气水汽在水平方向上的分布特征后, 进一步分析其在垂直方向上的分布特征, 为此绘制了气候平均状态下高原地区不同纬度带上比湿相对纬偏值D的垂直剖面分布 (图 2)。以30°N为例, 可发现1月 (图 2a) 该纬度带上最明显的垂直深厚偏湿区 (D正值区) 在80°W-40°W, D的正值区从地表向上一直延伸到100 hPa; 此时青藏高原上空400~100 hPa之间几乎全是D的负值区, 这样的形势表明该高度层较同高度的整个纬圈是偏干的; 注意到90°E以东的高原地区400 hPa以下到地表全是D的正值区, 大值中心数值超过0. 8, 该值是1月份此纬度带上D的最大值, 表明这一高度层是同纬圈最湿的区域; 2, 3月 (图略), 整体形势和1月接近, 高原东部地区上空D的正值区逐渐向西向上扩张, 80°W-40°W上空的正值区有所减弱, 3月高原东部95°E附近正值区中心数值超过1. 0。4月 (图略), 高原80°E以东绝大部分地区上空已经出现D的整层正值区, 同时80°W-40°W上空则出现了D的负值区, 表明该月份30°N纬度带上偏湿区已经转移到了高原地区; 5月的形势和4月接近 (图 2b), 高原东部95°E上空D的大值中心继续增强。6月 (图略), 整个高原上空从地表到100 hPa均已成为30°N纬度带上最深厚、最明显的正值区, 这样的形势表明, 6月高原上空已经形成了垂直深厚的相对偏湿区, D的大值中心数值超过2. 0, 但是大值中心并不在近地面附近, 而在600~400 hPa之间的高度。7月 (图 2c), 高原上空D的正值区进一步增强, 并且向西向上扩展, 高原西部80-90°E、90°E以东地区在500~400 hPa高度均出现了超过2. 4的闭合大值中心, 表明这些区域的水汽含量数值是纬圈平均值的3. 4倍以上。8、9月的形势 (图略) 和7月接近, 只是高原上空D的数值逐渐减少, 到了9月高原上空D的最大值降到了2. 1左右。10月 (图 2d), 高原300 hPa以上的高空区域大部分已变成负值区, 但是90°E以东地区500 hPa附近依然存在D的大值中心, 数值超过1. 5, 该数值依旧是整个纬圈的最大值。11、12月 (图略) 高原上空的正值区进一步东撤, 负值区逐渐东进下压, 到了12月500 hPa以上的高原地区全是负值区域, 高原东部地区正值中心已经减少到0. 8左右。综合各个月份高原上空D值的演变特征可以看到, 30°N纬度带上, 6-9月, 高原上空从地表一直向上至100 hPa都是明显的D的正值区, 此正值区是该纬度带上最大最明显的整层正值区。这样的形势表明, 30°N纬度带上, 相对全球中高层其他区域来说, 6-9月高原地区上空存在着垂直深厚的高湿区。同时也绘制了高原其他纬度地区上空比湿纬偏值的相关剖面图 (图略), 同样发现6-9月, 相对全球同高度的其他范围来说, 高原均是一个垂直深厚的高湿区。

图 2(Figure 2)

图 2 气候平均状态下, 1月 (a)、5月 (b)、7月 (c) 和10月 (d)30°N纬度带上比湿相对纬偏值的垂直剖面分布 黑色阴影区表示地形 Figure 2 Altitude-longitude section of relative zonal difference of specific humidity along 30°N in January (a), May (b), July (c) and October (d) under the climate average state. The shaded area denotes topography

结合其他学者的研究结论可知 (朱福康, 2000; 王霄等, 2009), 湿池指的是大气水汽含量的最大值中心。通过上述逐月分析可发现, 6-9月, 整个高原相对于全球中高层其他地区而言是一个大气水汽含量的高中心; 这种高湿的独特性并不只出现在某一层, 从高原地表一直垂直延伸到100 hPa甚至以上, 这中间的每一高度, 高原上空相对于同纬度的全球其他区域来说均是水汽含量的最大值区。可以说6-9月期间, 整个高原上空相对于全球同高度的其他地区而言均是一个垂直深厚的高湿区, 是一个湿池, 称之为青藏高原湿池。综合以上分析也可知, 气候平均状态下, 6-9月是高原湿池在月尺度上完整存在的时段。

由于资料的限制, 之前关于高原湿池的研究很少讨论高原湿池垂直方向上的分布特征。因此在本文中, 将详细分析此部分内容, 为此绘制了6-9月青藏高原及周边地区相对纬偏值的垂直剖面图 (图 3)。由图可见, 6-9月高原湿池上空存在着相对纬偏值D的大值中心, 位于600 hPa以上400 hPa以下的高度之间, 盛夏7、8月份D的最大值所在位置相对更高, 主要位于500~400 hPa之间, 这样的形势表明高原湿池内部相对于全球同纬度同高度其他区域来说最湿区在600~400 hPa, 并不在高原近地面附近。进一步比较6-9月高原及其周边地区D值的分布形势, 可以看到高原上空D的大值区随着高度的增加有明显的向下游地区倾斜延伸的特征, 能从高原上空一直向下游延伸到120°E附近甚至以东地区; 四个月中, 6月和9月高原上空这种延伸的形势尤其明显, 这样的形势表明青藏高原湿池对下游地区可能有重要影响。此外, 也发现6-9月的高原、11-12月和1-2月的80°W40°W两个区域上空相对纬偏值D的正值区向上一直延伸到了100 hPa甚至更高的高度, 这样的垂直整层正值区可能和对流层向平流层输送水汽有关 (图 2和图 3), 即这些区域是对流层向平流层输送水汽的垂直通道; 不过相比较而言, 高原上空的数值明显大于后者, 表明6-9月高原地区是对流层向平流层输送水汽的最主要地区。

图 3(Figure 3)

图 3 气候平均状态下, 6-9月 (a~d)30°N纬度带上比湿相对纬偏值的垂直剖面分布 黑色阴影区表示地形 Figure 3 Altitude-longitude section of relative zonal difference of specific humidity along 30°N from June to September (a~d) under the climate average state. The shaded area denotes topography

从前面的分析可知, 无论是大气水汽含量的水平分布场还是各层比湿的纬偏值, 夏季6-8月高原上空的数值都高于其他月份, 高原湿池强度最强、湿池特征最为明显。因此, 下面以夏季6-8月做为代表具体分析高原湿池的时空变化特征。对高原上空1979-2011年夏季大气水汽含量场进行EOF分析, 图 4是分解得到的前三个特征向量的空间场和对应的时间序列, 它们分别解释了总方差的36. 4%、22. 8%和12. 8%。第一特征向量的空间分布图上 (图 4a), 整个高原地区全为负值, 中心数值在高原中部上空, 此形势表明夏季高原湿池具有全区变化一致的特征。第一特征向量对应的时间系数表现为: 1979-2011年整体呈显著减少趋势 (图 4b, 通过95%的信度检验); 结合空间场的分布形势可知, 30多年来, 高原全区大气水汽含量一致偏少的年份总体出现减少趋势, 高原整体一致偏多的年份则为增加趋势。对第一特征向量对应的时间序列进行小波分析 (图略), 发现该序列主要存在4~6年左右的振荡周期, 其中5年左右的周期在20世纪90年代末期以来振荡明显加强; 除此之外在20世纪90年代还存在2年左右的明显振荡周期。第二特征向量的空间分布场 (图 4c) 表现为高原东西部反向变化的特征, 东部的正值大值中心在100°E附近, 西部的负值大值中心在78°E, 正负值的分界线呈东南-西北走向; 对应的时间系数主要具有6~8年左右的振荡周期 (图略); 此外在20世纪80-90年代初, 还具有2年左右的显著周期振荡特征。第三特征向量的空间分布 (图 4e) 则表现为高原南北反向变化特征, 正负值的交界处大致位于32°N-33°N附近; 对应的时间系数序列主要具有4~6年左右的振荡周期 (图略)。

图 4(Figure 4)

图 4 1979-2011年夏季 (6-8月) 青藏高原地区大气水汽含量EOF分析的第1 (a, b)、第2 (c, d)、第3 (e, f) 特征向量 (a, c, e) 和相应的时间系数 (b, d, f) Figure 4 The first (a, b), second (c, d), and third (e, f) empirical orthogonal function (EOF) modes (a, c, e), and the corresponding time series (b, d, f) of summer water vapor content over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2011

综上所述, 夏季高原湿池主要有三种空间变化模态:一是高原全区一致型, 主要表现为2年左右和4~5年的周期性振荡特征; 二是高原东西反向型, 具有显著的2年左右和6~8年的周期性振荡特征; 三是高原南北反向型, 主要具有4~6年的周期性振荡特征。占瑞芬等 (2008)利用2003-2004年高原地区大气红外探测器 (AIRS) 逐日资料研究了6-9月高原上对流层水汽 (200 hPa) 的时空分布特征, 通过EOF分析方法发现该层水汽也存在全区一致型、高原东西偶极型和南北带状偶极型三种空间分布形势, 通过对比发现此三种模态和图 4类似, 这或许表明了夏季高原上空单层和整层的水汽具有相似的空间变化形势, 即高原湿池在垂直方向的空间变化具有整层一致性。

通过1979-2011年夏季高原湿池强度指数及其湿中心强度指数变化 (图 5) 可以看到, 33年来夏季青藏高原湿池的强度是增强的, 并且增强趋势显著 (达到95%的置信度水平); 同时还可看出, 高原湿池强度指数具有明显的年代际变化特征, 20世纪90年代末期之前绝大多数年份皆为负值, 之后则几乎全为正值, 这样的形势表明20世纪90年代末期以来青藏高原湿池明显增强了。此外, 从图上可以看出1998、2010年湿池指数均超过2. 0, 在33年分别排第一和第二位, 表明这两年高原湿池强度很强。而就在这两年高原周边地区暴雨洪涝频发, 不管是夏季还是全年, 降水都明显偏多: 1998年夏季, 长江、松花江和嫩江流域暴雨洪涝严重, 长江出现了1954年之后的又一次全流域大洪水; 嫩江、松花江流域则发生了超历史记录的特大洪水, 整个中国区域降水较常年偏多 (张清, 1999); 2010年中国的平均年降水比常年偏多11. 1%, 为1961年以来第2多 (1961-2010年期间), 该年份中国发生极端强降水事件的站次比为0. 16, 较气候平均值 (0. 1) 偏大0. 06, 为1951年以来的第3高值, 仅次于1954年和1998年 (国家气候中心, 2011)。以上这些分析表明高原湿池和周边地区天气气候的异常变化可能有一定联系, 此问题将另文讨论。为了了解青藏高原湿池强度的变化规律, 对其指数进行了morlet小波分析 (图 6), 分析结果显示: 33年期间青藏高原湿池强度指数具有明显的3~4年、7~8年左右的振荡周期, 其中7~8年的周期振幅更强; 不过只有3~4年左右的周期达到了90%的置信度水平 (图 6a)。

图 5(Figure 5)

图 5 1979-2011年夏季高原湿池强度指数及湿池湿中心强度指数的变化 Figure 5 The intensity indexes of Moist Pool and its wet center in Qinghai-Tibetan Plateau in summer from 1979 to 2011

图 6(Figure 6)

图 6 1979-2011年夏季高原湿池强度指数 (a) 和湿中心强度指数 (b) 的morlet小波分析 左图为小波变换系数, 图中实线之外的区域为数据边界影响区域, 阴影区表示达到95%的置信度水平; 右图是功率谱分析图, 图中虚线表示95%置信度水平曲线 Figure 6 The morlet wavelet transform coefficients and global wavelet spectrum of the two indexes of Tibetan Plateau Moist Pool in summer from 1979 to 2011. (a) the intensity index, (b) the intensity index of the wet centers. In the left figure, the thick line indicates the limitations of the data record, and the shaded areas are significant at the 95% confidence level. In the right figure, the solid line represents wavelet spectrum, and the dashed line is the 95% confidence curve

同时也注意到夏季青藏高原湿池内部具有多个大值中心, 在气候平均图上表现为数值超过12 mm的大值区, 称之为湿中心 (图 1c)。同样定义了能表征夏季青藏高原湿池中的湿中心强度变化的指数, 具体做法是将历年夏季高原范围内数值超过12 mm的格点数值进行累加, 然后将数值进行标准化。可以发现33年来夏季高原湿池湿中心的强度变化形势和高原湿池的基本一致, 总体呈现显著的增强趋势 (达到了90%的置信度水平), 1998年和2010年也是明显的大值年。对该时间序列进行小波分析, 发现该指数具有3年、5年以及7~8年左右的周期, 20世纪90年代后期以来3年周期振幅明显减弱, 5年左右的周期振荡明显加强; 不过从红噪声检验来说, 只有3年左右的周期达到了90%的置信度水平 (图 6b)。

从前面的分析可知1979-2011年夏季高原湿池及湿中心的强度指数均具有3~4年、7~8年左右的振荡周期; 通过分析发现, 导致此类周期变化的一个重要影响因子可能是海温。夏季高原上空大气水汽多寡与印度洋海温密切相关, 前期34月影响关键区 (5°S-20°N, 45°E-75°E) 的海温异常可以作为夏季高原湿池强度的预测信号, 此区域海温具有明显的3~4年、7~8年左右的振荡周期 (图 7)。

图 7(Figure 7)

图 7 1979-2011年3-4月印度洋海温关键区 (5°S-20°N, 45°E-75°E) 海温时间序列的Morlet小波分析说明同图 6 Figure 7 The same as Fig. 6, but for the sea surface temperature of the key region (5°S-20°N, 45°E-75°E) over Indian ocean between March and April

从前面的分析中可看出1997年前后, 高原湿池强度指数序列具有明显变化, 利用T检验方法对1979-1997年和1998-2011年两段时间内高原湿池强度指数的差异性进行分析, 发现两段序列差异显著 (达到95%的置信度水平); 利用Mann-Kendall分析方法, 发现1998年以来高原湿池强度增强趋势达到了95%的置信度水平。因此下面将以1997年为界, 具体研究1979-1997和1998-2011前后两个时段夏季高原湿池在水平和垂直方向的变化特征, 进一步揭示高原湿池内部近年来的变化事实。图 8是1998-2011年与1979-1997年夏季高原及周边地区600 hPa以上整层大气水汽含量比值场。可见1998年以来青藏高原及周边地区的大气水汽含量在空间分布上发生了明显变化, 70°E-100°E之间20°N以北地区比值全部大于1, 表明这些地区在1998年以来的数值是1979-1997年的1倍以上, 增湿明显; 100°E以东的中国大陆地区数值几乎全小于1, 但是均在0. 90以上, 表明1998年以来这些地区对流层中层以上的整层水汽有所减少。虽然高原湿池范围内整体表现为大气水汽含量增加的情形, 但是该变化具有显著的区域差异, 高原西部和东北部的变化数值更大:高原西部 (84°E-87°E, 32°N-34°N) 区域出现了数值超过1. 14的大值中心, 表明1998-2011年此区域夏季大气水汽含量是1979-1997年的1. 14倍以上; 其次高原东北部 (96°E-99°E, 36°N-39°N) 也有一个数值超过1. 12的次大值中心, 中心数值达到1. 14, 从地理位置上来说, 此区域位于青藏高原三江源地区上空。注意到高原大部分地区都达到99%的置信度水平, 表明这些区域1998年以来的增湿是显著的 (图 8中重阴影区所示)。

图 8(Figure 8)

图 8 1998-2011年与1979-1997年夏季高原及周边地区大气水汽含量的比值场 轻、重阴影区分别表示两个阶段差异显著性水平超过0. 05、0. 01 Figure 8 Ratio of the atmospheric water vapor content over Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding between 1998-2011 and 1979-1997. The light and heavy shaded areas denote the difference between the two stages is significant at the confidence level of 0.05 and 0.01, respectively

了解了两个阶段高原湿池水平方向的变化情况后, 下面分析其在垂直方向上的变化情况。绘制了30°N纬度带上1998-2011年与1979-1997年夏季比湿的两个时段比值的垂直剖面图 (图 9)。由图可见, 1998年以来高原湿池在垂直方向上发生了明显的变化, 该变化同样具有显著的区域差异。总体上来说, 高原上空各层比湿均是增加的, 但是以90°E附近为界, 以西地区上空各层比湿相对于以东地区增幅更为显著。高原上空最大的增湿中心在经度上位于80°E-90°E之间, 高度上位于400~200 hPa之间, 中心数值超过1. 2, 即1998-2011年该范围内夏季各层比湿是1979-1997年的1. 2倍; 从T检验的结果来看, 80°E-90°E地区上空大部分区域的增湿都达到了95%的置信度水平 (点区所示)。90°E-100°E高原上空各层比湿增加不明显, 少部分高度层还出现了比湿减少的情形; 105°E-120°E上空800~400 hPa之间大片区域数值小于1, 不过该范围比湿的降低幅度并不大, 数值在0. 94以上。总体来看, 30°N纬度带上高原上空各层比湿均是增加, 西部增湿大于东部; 在高原西部范围内, 高空增湿大于地表。此外, 还绘制了高原南部27°N上空的类似剖面图, 发现其分布形势和30°N的接近。高原北部的情况, 则略微有所不同, 以37. 5°N为例, 90°E以西的高原西部地区600 hPa以下是减湿, 500 hPa以上则是明显的增湿层, 增湿的最大值中心位于300~200 hPa之间; 90°E以东的高原地区上空则全为增湿区, 值得注意的是100°E附近600 hPa以下近地面附近有一个增湿的大值区, 从地理位置上来说, 该区域是在三江源地区上空。结合图 8的分析可知, 青藏高原三江源地区上空1998年以来从地面到高空一致增湿, 增湿的大值中心出现在近地面; 该区域上空的大气水汽增湿形势和区域气候变化形势是对应的, 一些研究学者 (殷芳, 2013; 刘宪锋等, 2013) 指出该区域近年来气候主要呈暖湿化趋势。

图 9(Figure 9)

图 9 1998-2011年与1979-1997年夏季比湿比值的经向垂直剖面 (a) 30°N, (b) 37. 5°N, 阴影区表示地形, 虚线覆盖区域表示两个阶段差异显著性水平超过0. 05 Figure 9 Altitude-longitude section of the ration of the atmospheric water vapor content over Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding between 1998-2010 and 1979-1997. (a) 30°N, (b) 37. 5°N. The shaded areas denotes topography and the dashed areas show the difference between the two stages is significant at the confidence level of 0.05

综合以上分析可知, 总体上来说, 1998年以来夏季高原上空整体明显增湿, 即高原湿池明显增强; 此增强趋势存在显著的区域差异, 高原西部强于东部, 西部内部高空增湿大于地表, 增湿的最大值中心主要位于400~200 hPa附近。

以上研究结论都是基于ERA-Interim再分析资料得到的, 下面结合不同再分析资料和其他研究学者的研究来讨论结论的可信度。在研究过程中, 利用ERA-Interim、NASA的MERRA (Rienecker et al, 2011) 与NCEP/NCAR三种再分析资料对青藏高原湿池的时空变化特征进行了对比分析。通过分析发现, 在青藏高原湿池的空间分布上, 三种再分析资料形势比较接近, 但是在青藏高原湿池的长期变化上三种资料的描述具有明显差异, MERRA和ERA形势接近, NCEP则和前两者有所不同。图 10是用三种资料计算得到的夏季高原地区整层大气水汽 (600 hPa开始积分到300 hPa) 的年际变化图, 为了更直观地体现三种再分析资料的差异性, 未对数值进行标准化处理, 直接采用的是原始值。由图可见:从长期变化趋势来说, 1979-2011年ERA和MERRA计算的序列总体是呈显著的增加趋势 (达到了95%的置信度水平), 而NCEP计算的则是弱减少趋势 (未达到95%的置信度水平)。从数值上说MERRA最大, 其次是ERA, NCEP计算值最小, 进一步分析三个序列的变化形势可以发现, ERA和MERRA的变化很接近, 而NCEP计算的数值则在1992年以来明显偏低。已经有研究 (Liu et al, 2012) 指出:和中国东部地区的探空观测资料、其他再分析资料 (ERA-40和JRA-25)相比, 1992-2000年期间NCEP对流层中高层的温度场和高度场再分析资料存在着明显的偏差 (数值明显小于中国的探空观测资料、ERA-40和JRA-25), 而这种偏差是系统性的, 可能是和1992年开始NCEP再分析资料引入的探空误差修正方案有关。据此推测在对青藏高原上空水汽的描述上, NCEP再分析资料也可能存在上述偏差, 夸大了其1992年开始的减少趋势。所以在研究初期, 综合考虑了上述可能偏差以及垂直方向分辨率等因素, 选择了ERA-Interim再分析资料。

图 10(Figure 10)

图 10 ERA-Interim、MERRA与NCEP/NCAR三种再分析资料计算的夏季高原地区整层大气水汽年际变化 Figure 10 The water vapor content above 600 hPa of Qinghai-Tibetan Plateau in summer based on ERA-Interim, MERRA and NCEP/NCAR reanalysis data

下面结合其他学者利用探空资料和卫星资料进行的相关研究进一步讨论本文资料的适用性。周顺武等 (2011)利用高原地区的探空资料分析了夏季高原上空水汽含量的分布特征。他们收集了1979-2008年高原地区14个探空站从地面到200 hPa的观测资料, 计算得到整层大气水汽含量, 然后进行EOF分析发现, 夏季高原水汽分布存在两种主要的空间变化型, 全区一致型和南北反向型 (文中没有给出第三空间模态); 占瑞芬等 (2008)利用2003年和2004年青藏高原地区大气红外探测器 (AIRS) 资料研究了高原上对流层水汽的时空分布特征, 通过EOF分析方法发现主要存在三种空间分布型, 分别为全区一致型、高原东西偶极型和南北带状偶极型。本文利用33年的ERA-Interim再分析资料, 经过EOF分析方法得出夏季高原上空的整层水汽也主要存在三种空间变化型:全区一致型, 东西反向型和南北反向型; 进一步对比上述文献 (占瑞芬和李建平, 2008; 周顺武等, 2011) 和本文研究结果, 发现本文的相关结论和占瑞芬等的几乎一致, 和周顺武等 (2011)的结论基本一致。这表明, 在青藏高原大气水汽的空间分布上, ERA-Interim再分析资料具有可信的描述能力。韩军彩等 (2012)利用1979-2008年高原地区的探空资料, 分析了夏季高原水汽30年来的变化特征 (从地面到200 hPa的整层大气水汽), 发现高原夏季大气水汽总体呈现增加趋势, 并且也指出90°E以西地区增加趋势更为显著。可见在高原水汽几十年来的变化趋势上, 本文的结论和其用探空观测资料得出的结论也是一致的。综合以上分析, 本文的分析结果和其他研究学者利用探空观测、卫星资料及其他类型观测资料得出的研究结论是基本一致的, 这些一致性表明了ERA-Interim再分析资料在本文分析中的适用性和可信度。

利用ERA-Interim再分析资料研究了青藏高原湿池的气候特征及其变化, 主要的研究结果如下:

(1) 气候平均状态下, 6-9月, 整个高原上空相对于全球中高层地区而言是一个垂直深厚的高湿区, 称之为青藏高原湿池。

(2) 利用比湿的相对纬偏值来研究高原湿池的垂直分布特征, 通过分析发现, 6-9月高原湿池相对于全球同纬度同高度地区来说是一个垂直深厚的水汽含量最大值区, 其内部不同高度层的水汽含量数值可达到纬圈平均值的1倍以上到3倍以上; 随着高度的增加相对纬偏值的大值区明显地向下游地区倾斜延伸, 能从高原上空一直向下游延伸到120°E及甚至以东地区; 这样的形势表明了青藏高原湿池对下游地区的重要影响。

(3) 夏季高原湿池主要有三种空间变化模态:第一种模态是全区变化一致型, 主要表现为2年左右和4~5年的周期性振荡特征; 第二种是东西反向型, 具有显著的2年左右和6~8年的周期性振荡特征; 第三种是南北反向型, 主要具有4~6年的周期性振荡特征。

(4) 定义了一个夏季高原湿池强度指数, 分析发现1979-2011年以来夏季高原湿池呈现显著的增强趋势, 主要具有3~4年、7~8年左右的振荡周期。

(5) 夏季青藏高原湿池在1997年前后发生了显著变化, 1998年以来夏季青藏高原湿池整体呈现显著的增强趋势; 此趋势在空间上具有明显的区域差异, 高原西部强于东部; 高原西部高空增湿大于近地面, 增湿的最大值中心主要位于400~200 hPa附近。

(6) 在高原湿池的时空分布特征和变化趋势上, 本文对比分析了三种再分析资料的计算结果以及其他研究学者采用探空观测资料、卫星资料的相关研究结论, 表明了ERA-Interim再分析资料在本文研究中是适用的、可信的。

本文在研究青藏高原湿池的气候变化特征时, 只讨论了夏季6-8月份的情况, 其实通过分析9月份湿池整体的水汽含量在33年期间也是增加的。同时本文的研究重在揭示湿池的基本特征和变化事实, 没有讨论变化原因。那么究竟是什么原因导致了近年来高原湿池的显著增强, 出现上述区域差异的影响因素又是什么, 此种增强趋势究竟会对周边地区的天气气候带来什么样的影响, 这些影响通过什么样的物理过程实现, 这些问题将在后续研究中继续开展。