陈 婷，敖天其，黎小东

(1.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，成都 610072；2. 四川大学水利水电学院水力学与山区河流开发保护国家重点实验室，成都 610065)

0 引 言

近年来，在全球气候变暖的大背景下，长江流域降水特征发生了明显的变化。长江上游和中下游地区降水的特征出现了明显的差异，其中上游年降水量显著下降，而中下游年降水却为上升趋势[1-4]。长江流域径流也发生显著变化，其中冬、夏两季径流增加，春、秋两季径流却在减少[5,6]。研究指出水汽收支是影响长江流域降水的最重要因素[7]，在长江流域上空水汽年输入量中，28.2%形成降水，71.8%形成过境水流出流域外；在长江流域年总蒸发量中，14.1%形成降水重返陆地。在长江流域年总降水量中，93.5%是流域外输入的水汽形成的，6.5%是流域内蒸发的水汽形成的。陈隆勋等[8]指出，中国大陆夏季降水的水汽属于外界输送进入的，主要来自南海，其次是孟加拉湾的西南季风，再次是副热带高压的东南季风。长江上游的水汽，夏季主要来源于孟加拉湾和南海，秋季主要来源于西太平洋，而长江中下游地区主要来源于孟加拉湾和华南[9,10]。Yasunari等[11]对季风区水汽收支的研究指出，水汽输送通量及其散度取决于大气环流背景，并有非常明显的区域性和季节性。王守荣等[7]对1998 年中国大洪水时期的水汽收支研究表明，水汽通量的最大辐合区对应强降水区。大气中的水汽收支与大气环流有着密切的内在联系，两者作为能量和水分循环过程的重要一环对区域水分平衡起着至关重要的作用，大气中的水汽虽仅占水分循环的1%～3%，但却是旱涝灾害的直接驱动因子。

以上研究表明，开展长江流域水汽资源研究，对于大气环流系统的形成和演变，对进一步理解天气和气候变化及水文循环过程具有重要意义[12-19]。但是，目前关于长江流域空中水汽资源的研究不多[20-24]，并且多为针对上游或者中下游水汽收支方面的讨论，没有将长江流域作为一个整体进行讨论[8,11]。对长江流域整体的空中水资源随时间变化特征，以及其随时间变化的空间分布差异还讨论的比较少。针对这一情况，本文将从大气可降水、水汽输送及收支方面具体分析长江流域整体的空中水汽资源的气候变化特征，以及对比其趋势变化的空间差异，并初步揭示其主要变化原因。通过这一研究，可以帮助了解该流域空中水汽资源的变化形势，为气候变化背景下流域水资源开发利用以及社会经济发展提供科学依据。

美国国家环境预测中心/美国国家大气研究中心(NCEP/NCAR)全球再分析资料(简称NCEP)，结合地面、探空、卫星等观测数据，经过模式同化，可以提供水分收支的所有要素，具有时空连续性，已广泛应用于区域及全球的水循环研究。赵瑞霞等[13]用实测资料计算长江流域的水分平衡，表明NCEP/NCAR资料能较好描述长江流域水分收支的季节循环和年际变化。周长艳[25,26]通过NCEP/NCAR再分析资料，讨论了高原及其邻近地区的可用性，认为NCEP/NCAR再分析资料在高原及其邻近地区是可用的。多名学者[27-29]也将NCEP/NCAR再分析月平均资料用于我国的水汽资源研究。以上表明，将NCEP/NCAR再分析月平均资料用于长江流域空中水资源研究是可行的。

本文研究发现长江流域大气可降水量年平均值和干湿两季可降水量年平均值均呈减少趋势,从长江流域可降水量空间分布来看，大气可降水量呈现上游少，中下游多的特征，干湿两季大气可降水量的空间分布与年大气可降水量平均分布较为一致，湿季大气可降水量是干季的两倍左右。长江流域大气可降水量气候倾向率以弱下降为主，最大降幅出现在流域上游。长江流域水汽来源有西太平洋、南海、孟加拉湾、印度洋以及偏西风带来的水汽。受季风的影响，干湿两季水汽输送通道差异较大；长江流域上游和下游均有水汽辐合中心，辐合中心与暴雨区对应关系较好。而流域中游降水的水汽主要贡献量并非来源于其他地区的输送。湿季的辐合区域增大，中心值增大，而干季除上游部分地方为水汽辐合区外，其余地方主要为水汽辐散区。

1 数据与方法

本文使用了1948年1月-2017年12月NCEP/ NCAR再分析月平均资料，分析了全年和干湿(其中干季为10月-来年3月，湿季为4-9月)两季的空中水资源特征，所使用到的要素有：大气可降水量、风场、比湿、地面气压。其中，水平分辨率为2.5°×2.5°，大气可降水量、风场、比湿的垂直方向为17层，地面气压场垂直方向1层(1 000 hPa)。本文研究区域为：22.5°～35°N，90°～122.5°E。

大气可降水量是指从地面直到大气顶界的单位面积大气柱中所含水汽总量全部凝结并降落到地面可产生的降水量。大气可降水量通常用相当的水量在同面积容器中的深度表示，也就是说大气可降水量是空气柱里含有的水汽的总数量，即“水汽总量”，它对应于空气中的水分全部凝结成雨、雪、雹等降落所能形成的降水量。水汽总量表达式[23]为：

(1)

式中：W为水汽总量，kg/m2；PS为地表面气压，积分上限P取300 hPa，q为比湿；g为重力加速度。

水汽通量是反映空中水汽输送的特征量，表示单位时间内流经与风向正交的某一厚度气柱截面的水汽量，整层大气总水汽通量和水汽通量散度表达式[23]:

(2)

Δ为Hamiltion算子：

(3)

式中：Q为水汽通量，kg/(m·s)；Qdiv代表水汽通量散度，kg/(m2·s)；V为风矢量；q为比湿；PS为地表面气压，P取300 hPa；g为重力加速度。因此单位边长整层大气的纬向、经向水汽通量计算公式为：

(4)

式中：u、v分别为纬向，经向风速；PS为地表面气压，P取300 hPa；g为重力加速度。

气候倾向率的算法为：设某站某气象要素时间序列为y1、y2、…、yn，它可以用1个多项式来表示：

y(t)=a0+a1t1+a2t2+…+amtn

(5)

式(1)中：t为时间，a。

一般来讲，降水的气候趋势用一次直线方程和二次曲线方程就能满足。如果用一次直线方程来定量描述，即y(t)=a0+a1t，则趋势变化率方程为dy(t)/dt=a1，把a1×10称作气候倾向率，其单位为mm/decade，方程中的系数可用最小二乘法或经验正交多项式来确定。

2 长江流域水汽含量和水汽通量气候特征

2.1 水汽总量的气候特征

2.1.1 水汽总量的年际变化

大气中的水汽是降水的物质基础，直接影响降水的多少。图1为1948-2017年长江流域年平均和干湿季平均的大气可降水量的年际变化，从图中可以看出大气年平均可降水量呈现略微减少的趋势，线性变化率为-0.6 kg/(m2·decade)。通过10年平滑可以看出，在1960年代初期大气可降水量呈现明显的增长，而后出现快速减少，进入到 1970年代初期大气可降水量出现谷值，而到20世纪末十年呈现上升趋势，进入21世纪初又呈显著减少趋势，2010年代初期为明显谷值区。湿季平均的大气可降水量为略微减少的趋势，线性变化率为-6.4×10-4kg/(m2·decade)，干季平均的大气可降水量为下降的趋势，线性变化率为-0.1 kg/(m2·decade)。干湿季10年滑动平均变化趋势与年平均变化趋势较为一致，峰值区位于1960年代初和1990年代，谷值区位于1970年代和2010年代初。周长艳[10]认为长江流域湿季水汽收支的变化与夏季风北扩强度变化密切有关。近年来夏季风北扩程度有所减弱，在长江中游的辐合作用增强，使得长江流域在湿季水汽呈现上升的趋势，在干季则是有与中纬度西风减弱，长江流域东边界输入的水汽减少，使得长江流域大气可降水量降低。

图1 1948-2017年长江流域平均大气可降水量的年际变化Fig.1 Interannual variability of the mean precipitable water vapor in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

2.1.2 长江流域大气可降水量的空间分布

图2是1948-2017年长江流域年平均、干湿季平均水汽总量分布图。由图可见，长江流域大气可降水量呈现上游干，中下游湿的分布特征，其中，长江流域上游的青藏高原地区和川西高原地区大气可降水量含量较低，最小的水汽含量仅为6 kg/m2；而长江中下游大气可降水量相对高，特别是下游地区水汽尤为丰富，水汽含量最大达到33 kg/m2，这与长江中下游地区水汽来源丰富有关，长江中下游的水汽主要来源于孟加拉湾、印度洋和南海、太平洋。长江上游的川西高原到攀西高原地区平均大气可降水量分布梯度较大，长江中下游地区大气可降水量梯度较小，年平均大气可降水量在27～30 kg/m2。长江流域干湿两季的大气可降水量空间分布趋势[图2(a)，图2(c)]和年平均[图2(a)]基本一致，只是在水汽含量强度上随季节有所变化，湿季水汽含量较大，水汽含量在9～45 kg/m2，干季水汽含量较小，为3～21 kg/m2。

图2 1948-2017年长江流域平均的大气可降水量分布(单位：kg/m2)Fig.2 Distribution of Average Atmospheric Precipitable Water in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

2.1.3 长江流域大气可降水量的变化趋势的空间分布

图3为年平均，干湿两季的可降水量气候倾向率在长江流域的空间分布格局，可以看出年平均的大气可降水倾向率在流域宜宾以上主要为下降的趋势，下降趋势从西北向东南向逐渐递减，最大降幅为-0.6 mm/decade；宜宾到宜昌段为弱的上身趋势，变化率在0～0.1 mm/decade之间，宜昌以下的倾向率以减小为主，最大降幅为-0.2 mm/decade。湿季大气可降水倾向率与全年平均的大气可降水倾向率分布较为一致，但湿季倾向率大于全年平均的倾向率，流域宜宾以上最大降幅为-0.8 mm/decade,宜宾到宜昌段最大增幅为0.4 mm/decade,宜宾以下地区以下降为主，最大降幅为-0.6 mm/decade。而干季整个流域以下降趋势为主，最大降幅为-0.4 mm/decade。干湿季大气可降水量变化的空间分布可能的原因是近年来夏季风北扩程度有所减弱，在长江中游及下游的辐合作用增强，而到达长江流域上游的水汽有所减少。使得长江流域湿季在中游和下游水汽整体呈现上升的趋势，而在上游则呈现下降的趋势。在干季则是由于中纬度西风减弱，长江流域东边界输入的水汽减少，使得长江流域总体大气可降水量呈现下降的趋势。

2.2 长江流域水汽通量的气候特征

图4是1948-2017年长江流域年平均的水汽通量特征图。从近60年来水汽通量的空间分布来看，长江流域水汽输送通道主要有4个：源自西太平洋的水汽从长江流域的东边界流入；源自南海的水汽从长江的东南边界流入；源自孟加拉湾(以下简称孟湾)和印度洋的水汽从长江流域的西南方向流入；偏西风带来的水汽从西边界进入。

长江流域干湿两季[图4(b),图4(c)]的水汽输送通道与季风环流有密切关系。湿季4个通道都有水汽进入，主要来源于孟湾和来自西太平洋。受季风影响，孟湾水汽明显增强，水汽从孟湾进入西南区域后遇到高原，在绕流和爬升过程中逐渐减弱，孟湾绕流的北支气流与偏西风水汽合并进入长江流域上游，南支气流从云南进入长江流域上游。同时，西太平洋和南海的水汽在我国南海区域合并进入长江流域；干季由于来自孟湾的季风明显减弱，水汽主要来源西太平洋主要来源于西风带和西太平洋。

图3 1948-2017年长江流域平均大气可降水量的气候倾向率(单位：mm/decade)Fig.3 Climate Tendency Rate of Average Atmospheric Precipitable Water in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

图4 1948-2017年长江流域的水汽输送特征分析图Fig.4 Analytical Chart of Water Vapor Transport in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017注：等值线表示水汽输送值，单位:kg/(m·s)；风向标仅表示水汽输送的方向，没有数值意义。

2.3 长江流域水汽辐散通量的气候特征

水汽通量可以表明长江流域水汽输送的能力，而水汽通量散度则能进一步说明水汽辐合辐散的特征。图5为1948-2016年长江流域年平均水汽通量散度图。从图看出，长江流域上游大部分地区全年以水汽辐合为主，说明长江流域上游大气可降水量虽然较低，但水汽辐合较强，为降水输送了充足的水汽。长江流域中游年平均水汽通量以辐散为主，说明长江流域中游降水的主要贡献并不是来源于其他地方的水汽输送。长江流域下游年平均水汽通量以辐合为主，长江流域下游该地大气可降水量本身较高加之水汽辐合为该地输送了大量的水汽，为该地降水提供了充足的水汽资源。年平均水汽通量散度图上有两个水汽辐合中心，一个位于长江流域上游，中心强度达-12 kg/(m2·s)，一个位于长江流域下游，中心强度达-4 kg/(m2·s)。强水汽辐合区与长江流域年暴雨日数分布区相对应，既然在流域中、下游地区，年暴雨日数自东南向西北递减；在上游，年暴雨日数自四川盆地西北部边缘向盆地腹部及西部高原递减；山区暴雨多于河谷及平原。全流域有5个地区多暴雨，其多年平均年暴雨日数均在5 d以上，最强的两个暴雨区分别是流域下游水汽辐合区，一个位于江西甘坊，一个位于安徽黄山，黄山气象站平均年暴雨日数为8.9 d，是全流域暴雨最多之地；长江流域上游的川西暴雨区，有两个暴雨中心，一个位于峨眉山，另一个位于岷江汉王场，两地年暴雨日数均为6.9 d。多暴雨区也是年降水量多的地区，其中有两处在长江上游北岸，是长江三峡地区雨洪的主要来源，而且上游的暴雨大多自西向东或自西北向东南移动，恰与川江洪水传播方向一致，易形成三峡地区峰高量大的洪水。湿季长江流域水汽通量散度的空间分布[图5(b)]与年平均类似，但水汽辐合的面积明显增大，整个长江流域上游基本都处于水汽辐合区，同时辐合强度增强，最强中心达-28 kg/(m2·s)，长江流域下游的水汽辐合区强度也明显增强，达-8 kg/(m2·s)，加之湿季水汽含量增强，降水效率大大提高。干季长江流域下游水汽辐合区缩小，强度减弱，为12 kg/(m2·s)，长江中下游地区主要为水汽辐散区。

图5 1948-2017年长江流域的水汽通量散度图[单位:kg/(m2·s)]Fig.5 water vapor flux divergence in the Yangtze River Basin from 1948 to 2017

3 结 论

(1)长江流域大气可降水量年平均和干湿两季均呈减少趋势。大气可降水量的峰值期为1960年代初和1990年代，谷值区位于1970年代和2010年代初。

(2)长江流域大气可降水量呈现上游干，中下游湿的特征，这与长江中下游水汽来源丰富有关，干湿两季大气可降水量的空间分布与年平均大体一致，但湿季大气可降水量明显高于干季，为干季的两倍左右。

(3)从大气可降水量气候倾向率的空间分布来看，长江流域负变化率最大的地区位于流域上游，宜宾到宜昌段在年平均和湿季以弱上升为主，长江中下游地区气候倾向率以下降为主。

(4)长江流域水汽来源有西太平洋水汽、南海水汽、孟加拉湾和印度洋水汽以及偏西风带来的水汽。受季风的影响，干湿两季节水汽输送通道差异较大，湿季水汽来源主要为孟加拉湾和西太平洋水汽，干季水汽来源主要为西太平洋水汽和偏西风带来的水汽。

(5)长江流域有两个水汽辐合中心，分别位于流域的上游和下游，辐合中心与暴雨区对应关系较好，说明水汽的辐合为流域降水输送了充足的水汽。流域中游年平均的水汽通量为辐散为主，说明该区域降水的水汽主要贡献量并非来源于其他地区的输送。从季节来看，湿季的辐合区域增大，中心值增大，而干季除上游部分地方为水汽辐合区外，其余地方主要为水汽辐散区。

4 讨 论

大气可降水量并不完全转化为降水，但作为降水的原材料与降水之间的转化率有待具体分析。降水不仅跟水汽的辐合辐散有关，还与地形条件有显著的联系，例如长江支流青衣江流域，大气可降水量并不如长江中下游高，但由于其地受青藏高原东侧大地形的影响[30,31]，成为中国远离海洋的暴雨区，下一步对长江流域降水的分析将更多的考虑地形的影响。在气候变化的大背景下，长江流域降水的分布也发生的明显变化，这与大气可降水量变化的联系还有待研究，将作为本文的下一步研究方向。