雅魯藏布江流域夏季降水的年際變化及其原因

張文霞張麗霞周天軍

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雅魯藏布江流域夏季降水的年際變化及其原因

張文霞1, 2張麗霞1, 3周天軍1, 4, 5

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029;2中國科學院大學，北京100049;3南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心，南京210044;4中國科學院氣候變化研究中心，北京100029;5全球變化研究協同創新中心，北京100875

本文通過多套觀測與再分析降水資料的比較，分析了雅魯藏布江流域夏季降水的特征，從水汽含量與水汽輸送的角度檢驗了雅魯藏布江水汽通道的特點，研究了流域夏季降水的年際變化及其原因。分析表明：（1）該流域夏季降水大值位于雅魯藏布江出海口至大峽谷一帶，觀測中流域平均降水可達5.8 mm d?1。不同資料表現的降水空間分布一致，但再分析降水普遍強于觀測，平均為觀測的2倍左右。（2）該流域夏季的水汽主要來自印度洋和孟加拉灣的偏南暖濕水汽輸送，自孟加拉灣出海口沿布拉馬普特拉河上溯至大峽谷，即雅魯藏布江水汽通道。水汽收支診斷表明，夏季流域南部（即水汽通道所在處）是水汽輻合中心，流域平均的輻合約9.5 mm d?1，主要來自風場輻合與地形坡度的貢獻。（3）不同再分析資料表現的流域降水和水汽分布特征總體一致，但量值差異較大。NCEP（美國國家環境預報中心）氣候預報系統再分析資料CFSR、日本氣象廳再分析資料JRA-25較歐洲中期天氣預報中心再分析ERA-Interim資料更適于研究該流域（青藏高原東南部）的水汽特征，因為后者給出的流域降水和水汽偏強。（4）近30年該流域夏季降水無顯著趨勢，以年際變率為主。年際異常的水汽輻合（約為氣候態的35.4%）源自異常西南風導致的局地水汽輻合（緯向、經向輻合分別貢獻了16.5%、83.5%），地形作用很小。流域夏季降水的年際變化是由印度夏季風活動導致的異常水汽輸送造成的，其關鍵系統是印度季風區北部的異常氣旋（反氣旋）式水汽輸送。

多源資料比較 雅魯藏布江流域夏季降水 水汽輸送 年際變化 印度夏季風

1 引言

雅魯藏布江位于青藏高原東南部，發源于喜馬拉雅山北麓杰馬央宗冰川，在南迦巴瓦峰地區轉而向西南方向流去，在印度境內改稱布拉馬普特拉河，最終注入孟加拉灣（圖1a）。雅魯藏布江向東流至藏東南拐彎而形成的雅魯藏布大峽谷，是世界第一大峽谷，長496.3公里，最深可達6009米。

雅魯藏布大峽谷對青藏高原的天氣與氣候有著重要影響。尤其是它的下段近于南北走向，在地形上構成一條巨大的通道，使得來自印度洋和孟加拉灣的暖濕氣流能沿著該通道深入高原內部。該地區水汽輸送與降水的變化，能進一步影響青藏高原乃至整個東亞地區的降水與氣候（高登義等，1985；楊逸疇等，1987；張文敬和高登義，1999），因此該流域的氣候特征值得重視。

對雅魯藏布江流域的氣候研究離不開青藏高原這一背景。前人就高原地區的降水及水汽輸送取得了大量研究成果：青藏高原降水具有明顯的空間分布特征，年降水量東南多，西北少，自雅魯藏布江河谷向西北地區遞減，其中雅魯藏布江下游降水量最大，年平均降水量達600～800 mm，是我國第二大降水中心（戴加洗，1990；白虎志等，2004；馮蕾，2011；Feng and Zhou, 2012；馮蕾和周天軍，2015）。在全球氣候變化的背景下，高原夏季降水并非呈現簡單的線性趨勢，而是以年際振蕩為主（Lin and Zhao, 1996; 杜軍和馬玉才, 2004; Li and Kang, 2006; Wu et al., 2007; You et al., 2008; 周順武等，2011），此外還存在復雜的年代際變化（韋志剛等，2003）。關于高原水汽輸送的研究一般認為：夏季高原的水汽主要來自印度季風輸送的孟加拉灣水汽與西太平洋副熱帶高壓西側輸送的水汽合并，經高原東南部大峽谷地區進入高原（徐祥德等，2002；Xu et al., 2008），此為南邊界水汽輸送，對高原夏季降水貢獻最大，其中尤為重要的是經雅魯藏布江水汽通道的水汽輸送（楊逸疇等，1987）。此外還有西邊界的水汽輸送，即自印度北部經高原西南側喜馬拉雅山中部進入高原的水汽，它遠小于偏南水汽輸送（黃福均和沈如金，1984；高登義等，1985；卓嘎等，2002；周長艷等，2005；王霄等，2009）。青藏高原位于東亞和南亞季風區的邊緣，水汽通量輻合是季風區夏季降水的一個重要特點。已有的研究指出，夏季東亞和南亞季風區水汽通量輻合的特點不同，前者主要是水汽平流項的貢獻，而后者主要是風場輻合造成的（黃榮輝等，1998；陳際龍和黃榮輝，2007）。

由于青藏高原地區的水汽供應主要來自印度季風區，因而印度季風的強弱對高原降水有重要影響。研究表明，在季風盛行期間（6～8月），自印度西北部，經青藏高原東部到華北地區存在“+ ? +”的遙相關波列（Wu et al., 2003；王紹武和黃建斌，2006；劉蕓蕓和丁一匯，2008）。Singh and Nakamura（2010）通過對1998～2007年夏季降水的合成分析指出，印度夏季風活躍（中斷）期間，印度中部降水偏多（少），喜馬拉雅山山腳降水偏少（多），對應層狀云（對流云）降水偏多。另有研究指出印度季風區北部降水異常可通過熱力作用影響青藏高原東南部夏季降水，并得到了數值試驗的驗證（馮蕾，2011；Feng and Zhou, 2012）。

之前的研究大多針對整個青藏高原，而雅魯藏布江流域由于其獨特的地形和地理位置，具有重要的氣候意義。關于該流域的氣候研究，已有的工作多采用有限的站點資料進行分析（高登義等，1985；楊逸疇等，1987；邊多和杜軍，2006；游慶龍等，2009；聶寧等，2012），但該區域觀測臺站稀少且分布不均。故本文擬通過多種高分辨率資料的比較與驗證，重點回答以下科學問題：（1）雅魯藏布江流域夏季氣候態的降水和水汽輸送特征如何？各種資料揭示的特征有何異同？（2）流域夏季降水及水汽輸送的年際變化特征和機理如何？

本文其他部分安排如下：第2節介紹了資料和研究方法；第3節通過多源資料比較分析了夏季降水與水汽輸送的氣候態特征；第4節通過合成分析研究了雅魯藏布江流域夏季降水及水汽輸送年際變化的特征和原因；最后是總結和討論。

2 資料和方法

2.1 資料

本文所用逐日觀測降水資料包括四套：

（1）經均一化處理的中國氣象局、日本氣象廳、澳大利亞臺站融合資料CN05.1-APHRO-AWAP，分辨率為0.5°×0.5°，范圍為東亞地區，時間段從1961年1月至2007年12月（簡稱CN05.1，吳佳和高學杰，2013）；

（2）國家氣象信息中心提供的衛星和地面臺站融合資料CMPA，分辨率為0.25°×0.25°，時間段從1998年1月至2013年12月（Shen et al., 2014）；

（3）衛星資料TRMM3B42，分辨率為0.25°×0.25°，時間段從1998年1月至2009年12月（Huffman et al., 2007）；

（4）中國氣象局756個地面觀測臺站的降水資料（經過質量控制，其中有21個臺站在雅魯藏布江流域內，如圖1a中紅點所示），時間段從1951年1月至2014年12月（http://cdc.nmic.cn/home.do [2015-07-22]）。

此外使用了衛星融合逐月降水資料GPCP（Global Precipitation Climatology Project），分辨率為2.5°×2.5°，時間段從1979年1月至2007年12月（Adler et al., 2003）。

采用了以下三套再分析資料中的降水、風場、比濕、表面氣壓場，時間段為1979年1月至2007年12月：

（1）美國環境預報中心NCEP提供的氣候預報系統再分析CFSR月平均和六小時資料，分辨率為0.5°×0.5°，它同化了衛星觀測中的輻射產品和反演產品（如風廓線和衛星觀測降水）（Saha et al., 2010）；

（2）日本氣象廳提供的JRA-25月平均資料，分辨率為1.25°×1.25°，僅同化了衛星觀測中的輻射產品（Onogi et al., 2005）；

（3）歐洲中期天氣預報中心ECMWF提供的ERA-Interim月平均資料，分辨率為1.5°×1.5°，同化了衛星觀測中的輻射產品（Dee et al., 2011）。

2.2 研究方法

在進行水汽收支診斷時，整層的水汽通量輻合可表示為（Trenberth and Guillemot, 1995; Seager et al., 2010）：

其中，為比濕，為氣壓，為水平風場，為垂直速度，下標s表示地表變量，下標H表示水平方向的運算。總水汽通量輻合（）可分解成水平水汽平流項（，表示水平風場對水汽的輸送）、風場輻合項（，表示由于風場輻合導致的水汽輻合）與地形作用項。地形項是由于地形坡度強迫的表面垂直運動對水汽的輸送，可寫成表面垂直水汽通量項（）或表面氣壓梯度項（）。這一項在海洋或平原上可以忽略（黃榮輝等，1998），但在高原復雜地形區起著重要作用。計算時使用逐六小時資料，最后進行月平均（Trenberth and Guillemot, 1998）。

采用了印度季風指數IMI（Indian monsoon index）來表征印度夏季風的強弱，定義為（5°～15°N，40°～80°E）和（20°～30°N，70°～90°E）兩個區域的850 hPa緯向風之差，它從動力上反映了印度季風區的對流活動（Wang et al., 2001, 2004）。

3 雅魯藏布江流域氣候態夏季降水及水汽輸送

本文采用CN05.1、CMPA、TRMM三套高分辨率格點降水資料的相同時段（1998年1月到2007年12月）來研究雅魯藏布江流域降水的氣候態特征。首先利用中國氣象局在該流域的21站逐日觀測降水來檢驗這三套資料的可靠性。先求得三套格點資料在各臺站處的1998～2007年逐日降水，計算格點資料與臺站資料時間序列的相關系數，最后對21個臺站的相關系數進行平均，得到這三套資料與臺站資料的相關系數分別為0.75、0.69、0.37，均通過顯著性水平為1%的檢驗。注意到TRMM衛星降水與臺站觀測降水的相關系數低于其他 兩套資料，這是因為CN05.1和CMPA均融合了 臺站觀測降水，而TRMM獨立于臺站觀測。因 此借助這三套資料來研究該流域的降水特征是可靠的。

圖1b給出流域（流域范圍為圖1a中的黑線內區域，下同）多年平均的逐月降水演變。各套資料描述的降水季節循環特征一致，降水集中在夏季，6、7、8月降水量約占全年總降水量的50%。年平均的降水水平分布與夏季相似（圖1c–h），自雅魯藏布江下游的孟加拉灣出海口上溯至大峽谷存在一條西南—東北走向的鮮明雨帶。觀測中夏季流域平均降水可達5.8 mm d?1，CN05.1資料在大峽谷處降水偏低26.9%，原因在于該地區觀測臺站稀少，插值成格點后導致數值偏低。CMPA描述的降水大值區范圍介于CN05.1和TRMM之間，這是因為CMPA同時融合了地面臺站和衛星觀測資料。再分析降水普遍強于觀測，流域平均降水為12.1 mm d?1，是觀測的2倍左右，尤其是ERA-Interim，降水達到17.5 mm d?1，約為觀測的3倍。這一方面源自模式對降水模擬的缺陷（Kang et al., 2002; Zhou et al., 2009; Lin et al., 2014），另一方面是由于分辨率較低，對復雜地形的刻畫能力有限。由于該流域的降水集中在夏季，故下文重點關注夏季（6～8月）的降水和水汽輸送特征。

圖1 （a）雅魯藏布江流域地形分布（單位：km），黑色曲線為雅魯藏布江流域的廓線，該廓線內的藍色曲線為雅魯藏布江，廓線以外的藍色曲線表示其他河流（下同），紅點為中國氣象局在該流域的21個地面觀測臺站；（b）1998～2007年流域（圖a中黑線廓線以內）平均的逐月降水演變（單位：mm d?1），不同顏色代表不同資料。不同資料給出的1998～2007年流域夏季平均降水量（單位：mm d?1）分布：（c）CN05.1；（d）CMPA；（e）TRMM；（f）CFSR；（g）JRA-25；（h）ERA-Interim

由圖1可見，不同再分析資料在高原地區的表現能力差別較大，這在前人研究中已有指出（Wang et al., 2012；竺夏英等，2012；Zou et al., 2014）。因此有必要研究不同再分析資料在該流域（高原東南部）的適用性。我們計算了CFSR、JRA-25、ERA-Interim三套再分析資料降水與觀測資料降水在高原東南部夏季氣候態的空間相關系數和區域平均均方根誤差（表1），結果表明：JRA-25、CFSR資料降水與觀測資料降水的空間相關較高，優于ERA-Interim資料的；JRA-25資料與觀測降水的區域均方根誤差最小，ERA-Interim資料的最大。此外，三套觀測降水中，TRMM衛星降水與再分析降水的空間型最接近（相關系數最高，均方根誤差最小），這是因為再分析資料同化了衛星資料。因此，JRA-25資料和CFSR資料較ERA-Interim資料更適于研究高原東南部的水汽特征。

表1 1998～2007年青藏高原東南部（23°～32°N，85°～103°E）夏季平均觀測降水量與再分析降水量的空間相關系數（Pattern Correlation Coefficient, PCC）與區域平均均方根誤差（Root Mean Square Error, RMSE）

為論證雅魯藏布江水汽通道的作用，圖2給出該流域可降水量與水汽輸送的空間分布。從夏季氣候態可降水量（整層大氣的總水汽含量）隨緯度、經度和海拔高度的空間分布（圖2a–c）上，清晰可見一條自孟加拉灣出海口經布拉馬普特拉河上溯至大峽谷的水汽通道，它也對應著夏季降水大值區（圖1c–h）。對應的水汽輸送（圖2d–f）顯示，夏季盛行的西南季風沿該水汽通道將印度洋和孟加拉灣的暖濕水汽向該流域、進一步向高原輸運。水汽通道處的平均整層水汽輸送約為143.0 kg m?1s?1。三套再分析資料相比，由于CFSR資料分辨率最高，其水汽通道與雅魯藏布江的對應關系最好；JRA-25資料描述的水汽偏弱，中心位于出海口以西；而ERA-Interim資料由于分辨率低，對水汽通道的刻畫較粗糙。此外該水汽通道存在明顯的季節循環，夏季最強，秋季減弱，冬春消失（圖略）。高登義等（1985）的圖1利用1983年7～8月雅魯藏布江下游易貢、通麥二站及其周圍14站的觀測資料，計算了大峽谷處的水汽輸送，指出水汽抵達大峽彎以后折向西北輸送。本文利用多源資料、取多年平均未再現這一特征，這可能是他們僅用了一個夏季、少數觀測站點的緣故。

圖2 （a）CFSR、（b）JRA-25、（c）ERA-Interim資料描述的1998～2007年雅魯藏布江流域夏季可降水量（單位：kg m?2）隨緯度、經度和海拔高度的三維空間分布，其中的黑線代表雅魯藏布江；（d）CFSR、（e）JRA-25、（f）ERA-Interim資料描述的1998～2007年雅魯藏布江流域夏季可降水量（填色，單位：kg m?2）與整層水汽輸送（箭頭，單位：kg m?1 s?1）的水平分布，紅色實線代表青藏高原的2500米等高線，黑色實線代表雅魯藏布江流域，下同

為考察流域水汽輻合的物理過程，按（2）式對總水汽輻合進行分解，三套再分析資料得到的定性結果一致，基于多源資料比較的結果（表1），同時考慮到CFSR資料的水平分辨率（0.5°×0.5°）遠高于JRA-25資料（1.25°×1.25°），對于刻畫高原復雜地形更有優勢，只給出CFSR的結果（圖3）。圖3a表明高原南坡至孟加拉灣東北部為水汽輻合中心，高原主體的輻合強度不到南坡的20%。總體來講，水汽輻合分布與降水分布是一致的（圖略）。雅魯藏布江流域平均的輻合為0.11 g m?2s?1（即9.5 mm d?1），與該資料中的降水相符（10.4 mm d?1）而大于觀測降水（5.8 mm d?1，圖1）。對水汽輻合三項因子的分解表明，風場輻合項（圖3b）在高原邊緣是輻散的，在高原主體和南坡輻合。水平水汽平流項在高原地區作用很小（圖3c）。地形項在高原邊緣產生較強的輻合，尤其是南坡，這是因為地形坡度強迫出較強的表面垂直運動，而水汽集中在大氣低層，因此表面垂直水汽通量較強，該項在地形陡峭處貢獻大（圖3d）。

圖3 CFSR資料中1998～2007年青藏高原地區夏季平均的水汽收支（單位：g m?2 s?1）分布：（a）總水汽通量輻合；（b）風場輻合項；（c）水汽平流項；（d）地形作用項

綜上所述，夏季青藏高原是水汽匯，高原內部和南部的水汽輻合主要源于風場的輻合，而高原南坡的水汽輻合則由地形坡度導致。就雅魯藏布江流域而言，南部（即水汽通道所在處）的強水汽輻合是由于風場輻合與地形坡度的共同作用，水平水汽平流導致弱輻散。

為了定量比較大峽谷地區各方向、各層次的水汽收支情況，在區域（27°～33°N，92°～98°E，包含了南北向大峽谷）內，將水汽輸送分為三個層次：1000～600 hPa、600～400 hPa和400～300 hPa，如圖4所示。由于CFSR和JRA-25資料較ERA-Interim資料更適于研究高原東南部的水汽特征，圖4d給出這兩套資料的平均，認為它能較準確地反映該區域的水汽收支情況，以下定量分析均基于這個結果。各資料均表明：（1）夏季水汽從南邊界和西邊界進入大峽谷地區，前者約為后者的3.4倍，在東邊界和北邊界輸出，前者約為后者的6.3倍，區域凈輻合約2.1×107kg s?1；（2）偏南風引起水汽輻合，其中低層輻合最強，占經向輻合總量的92.6%，這是由水汽通道入口處的大量偏南水汽輸送造成的；（3）偏西水汽輸送導致凈輻散，由于大峽谷東西側的海拔較高，中高層的水汽輸送依然很強；（4）北邊界的水汽輸出雖然強度不大，但這是印度洋和孟加拉灣的暖濕水汽經由水汽通道向高原腹地的輸送，對高原氣候具有重要意義。三套再分析資料描述的水汽輸送總體特征一致，但量值差異較大。ERA-Interim資料的凈輻合最強（約為CFSR與JRA-25資料平均的兩倍），與它給出的降水偏強一致（圖1h）。這一方面是由再分析資料本身的不確定性造成，另一方面是由于流域范圍小、地形復雜（計算范圍在水平方向僅為6°×6°，但包含了大峽谷坡降陡峭，即地形變化密集的地方），再分析資料對地形的刻畫能力有限。

圖4 雅魯藏布大峽谷地區1998～2007年夏季平均的水汽收支（單位：105 kg s?1）在三個層次（1000～600 hPa、600～400 hPa和400～300 hPa）上的垂直分布：（a）CFSR資料；（b）JRA-25資料；（c）ERA-Interim資料；（d）CFSR與JRA-25資料平均。藍色（紅色）粗箭頭代表各邊界整層水汽輸入（輸出）；圖上方數字為整層凈水汽輻合。（e）青藏高原東南部地形高度（單位：m）及水汽收支定量分析范圍（27°～33°N，92°～98°E）與層次的示意圖

4 雅魯藏布江流域夏季降水及水汽輸送的年際變化

4.1 夏季降水的年際變化

近30年雅魯藏布江流域夏季降水無顯著的線性趨勢（圖略），以年際振蕩為主。年際變率大值區位于水汽通道（圖5a–f），即氣候態降水大值區。觀測中流域平均的年際變率約為1.2 mm d?1，CN05.1中大峽谷處的年際變率偏弱（38%）；再分析降水中年際振蕩較觀測偏強，約為觀測的2倍，尤其是ERA-Interim（4.3 mm d?1）。不同資料表現的年際變率差異與氣候態降水相似（圖1c–h）。

下文利用CN05.1資料來分析雅魯藏布江流域近30年夏季降水的年際變化，這是因為三套觀測降水資料中，CN05.1的時間尺度最長，且經流域內21個觀測臺站驗證，CN05.1在每個臺站處的1979～2007年夏季降水序列與臺站資料的相關系數之平均達0.79，通過1%的顯著性水平，即CN05.1能較好表現該流域夏季降水的年際變率。

圖5g給出1979～2007年該流域夏季降水異常的標準化序列，以超過正負0.8個標準差為標準，降水偏多年為1991、1998、1999、2000、2002、2004年，偏少年為1981、1983、1986、1989、1992、1994、2005、2006年，下文通過對降水正負異常年的合成來分析年際變化的特征與成因。

圖5 雅魯藏布江流域1998～2007年夏季降水量年際標準差（單位：mm d?1）：（a）CN05.1資料；（b）CMPA資料；（c）TRMM資料；（d）CFSR資料；（e）JRA-25資料；（f）ERA-Interim資料。（g）CN05.1資料的1979～2007年該流域夏季降水異常（SPA）標準化的時間序列

4.2 降水年際異常對應的水汽輸送和環流特征

水汽輸送的變化是伴隨降水異常的直接因素（Zhou and Yu, 2005）。合成的異常可降水量、水汽輸送顯示（圖6）：雅魯藏布江流域降水偏多的夏季，整個流域可降水量顯著偏多，特別是水汽通道一帶，異常的可降水量約3 kg m?2，相當于氣候態的5%左右；而其西側的印度季風區北部則水汽偏少。大尺度的水汽輸送場上，最顯著的特征是赤道北印度洋上的異常氣旋式水汽輸送與印度季風區北部的異常反氣旋式水汽輸送，其北側的異常西南水汽輸送正是導致雅魯藏布江流域水汽偏多的原因。

圖6 1979～2007年雅魯藏布江流域夏季降水偏多年和偏少年合成的可降水量之差（填色，單位：kg m?2）與整層水汽輸送之差（箭頭，單位：kg m?1 s?1）：（a）CFSR；（b）JRA-25；（c）ERA-Interim。帶點區域的可降水量異常通過10%的顯著性水平，矢量場只繪制出顯著性水平通過10%的

那么西南水汽輸送通過什么過程使得水汽在該流域輻合？圖7給出CFSR資料合成的異常水汽輻合及其各因子的貢獻，結果表明，流域降水偏多的夏季，流域南部異常的水汽輻合主要源于風場輻合項，而非水汽平流項，即：異常西南水汽輸送并非直接向該流域輸送水汽，而是異常西南風到達該流域后遇地形輻合、抬升，導致局地水汽的異常輻合。而地形降水不存在顯著的年際變化，故地形項在此作用較小。定量比較流域平均的各項異常也證實，總水汽輻合異常（0.038 g m?2s?1，相當于3.28 mm d?1）幾乎全部來自風場輻合項的貢獻（0.037 g m?2s?1）（圖7e），它能較好地解釋該資料中流域平均的降水異常（3.05 mm d?1，圖略），而大于CN05.1中的流域降水異常（1.65 mm d?1，圖略），這是因為CFSR資料降水在氣候態上就強于CN05.1資料（圖1）。

圖7 1979～2007年CFSR資料的雅魯藏布江流域夏季降水偏多年和偏少年合成的青藏高原地區各項水汽收支異常（單位：g m?2 s?1）：（a）總水汽通量輻合；（b）風場輻合項；（c）水汽平流項；（d）地形作用項。帶點區域通過10%的顯著性水平。（e）雅魯藏布江流域平均的各項水汽收支異常（MBA）

從合成的異常垂直環流、水汽通量輻合的垂直剖面（圖8）也可看出，異常的西南風到達該流域后遇地形抬升，偏西風導致水汽的緯向輻合，可達到300 hPa左右的高層（圖8a）；偏南風引起水汽在經向上低層輻合、高層輻散（圖8b）。流域上空強烈的上升運動與水汽輻合有利于降水偏多。

圖8 1979～2007年CFSR資料的雅魯藏布江流域夏季降水偏多年和偏少年合成的青藏高原地區垂直環流之差（箭頭，單位：m s?1）與水汽通量輻合之差（填色，單位：10?9 kg m?2 s?1）：（a）沿25°～30°N平均的緯向剖面；（b）沿89°～97°E平均的經向剖面。黑色陰影為地形，帶點區域的水汽通量輻合異常通過10%的顯著性水平

結合異常水汽收支的垂直分布，結果如圖9所示。與氣候態的診斷相似，三套資料的定性結果一致，但定量結果存在差異，故CFSR資料與JRA-25資料的平均具有一定的參考意義。首先，降水偏多年較偏少年該流域異常的水汽總輻合約為氣候態的35.4%，遠大于異常的可降水量強度（僅為氣候態的5%，圖6），這也說明異常水平風場輻合的重要性。西邊界與南邊界水汽輸入偏多，雖然東邊界的水汽輸出也增加，但偏西風產生凈的水汽輻合（占總輻合的16.5%），這與氣候態偏西風導致凈的水汽輻散相反（圖4）。其次，三套資料的北邊界水汽輸送存在不確定性，但異常偏南風導致水汽輻合的結論是一致的，異常經向輻合貢獻了總輻合的83.5%。綜上所述，年際異常的西南風引起的局地水汽輻合是導致該流域夏季降水偏多的關鍵因素。

圖9 同圖4a–d，但為1979～2007年雅魯藏布江流域夏季降水偏多年和偏少年合成的結果

由以上分析，導致雅魯藏布江流域夏季降水偏多的關鍵系統是印度季風區北部的異常反氣旋式水汽輸送。低層風場上再現了這一異常反氣旋，此外赤道北印度洋上的異常氣旋式環流與氣候態的印度夏季風反向，印度季風區北部降水顯著偏少（圖10a），均表征了印度夏季風偏弱。注意到降水偏多年和偏少年的異常降水和低層風場分布基本相反，但二者在強度上并不對稱（圖10b、c），流域降水偏多時振幅更強。且降水偏少年印度季風區北部雖為東風異常，不利于水汽向流域輸送，但未表現出明顯的氣旋式異常。由于CN05.1資料只包含東亞大陸地區，圖10采用了GPCP資料來檢查大尺度的異常降水場，兩者在東亞地區的分布一致（圖略）。

上述環流特征表明，雅魯藏布江流域夏季降水與印度夏季風在年際尺度上呈反相關系。比較該流域夏季降水（YRP，Yarlung Zangbo River precipitation）與印度季風區北部（20°～30°N，60°～75°E）夏季降水（NIP，northern Indian precipitation）、印度季風指數（IMI）的時間序列（圖10d）發現，YRP與NIP（IMI）的相關系數為?0.48（?0.42），通過1%（5%）的顯著性水平檢驗，證實了上述猜想。在CN05.1資料中YRP與NIP（IMI）的相關系數為?0.56（?0.37），也通過1%（5%）的顯著性水平。

圖10 1979～2007年雅魯藏布江流域夏季降水偏多年和偏少年合成的降水異常（GPCP資料，填色，單位：mm d?1）和850 hPa水平風場異常（CFSR資料，箭頭，單位：m s?1）：（a）偏多年與偏少年之差；（b）偏多年與氣候態之差；（c）偏少年與氣候態之差。帶點區域表示降水異常通過10%的顯著性水平。（d）雅魯藏布江流域夏季降水量（YRP）、印度季風區北部（20°～30°N，60°～75°E，圖10a中紅框區域）夏季降水量（NIP）、印度夏季風指數（IMI）扣除線性趨勢后的標準化時間序列

因此，雅魯藏布江流域夏季降水的年際變化與印度夏季風活動導致的水汽輸送異常密切相關，但要完全解釋其成因還存在一定困難。此前大量研究表明，印度季風區由于強烈的凝結加熱，是北半球夏季重要的大氣加熱中心并可通過遙相關影響北半球的大氣環流和氣候（Lau et al., 2000; Ding and Wang, 2005）。馮蕾（2011）通過數值試驗證實了印度季風降水通過熱力過程對青藏高原東南部夏季降水的影響。故推測印度夏季風影響雅魯藏布江流域夏季降水年際變化的可能機制為：當印度夏季風偏弱，印度季風區北部降水偏少，釋放凝結潛熱減少，低層大氣激發出異常反氣旋式環流，該反氣旋北側的偏西風在高原繞流作用下，到達雅魯藏布江流域后遇地形輻合，局地水汽亦隨之輻合上升，最終導致流域降水增加。反之亦然。以上猜想還需要進一步驗證。

5 總結與討論

本文通過多套觀測與再分析資料的比較，分析了雅魯藏布江流域氣候態夏季降水及水汽通道的特征，研究了夏季降水的年際變化及其原因。主要結論歸納如下：

（1）多套觀測與再分析資料均顯示，雅魯藏布江流域夏季降水大值區位于下游出海口至大峽谷一帶，觀測中夏季流域平均降水約5.8 mm d?1。主要差別在于：再分析降水普遍強于觀測降水（約為觀測的2倍）；臺站融合資料CN05.1未能表現大峽谷處的降水高值（偏低26.9%左右），原因在于該地區觀測臺站稀少，插值后數值偏低。

（2）該流域夏季氣候態的水汽主要來自印度洋和孟加拉灣的偏南暖濕水汽輸送，自出海口沿布拉馬普特拉河至大峽谷形成一條水汽通道（整層水汽輸送約為143.0 kg m?1s?1），對應于降水大值區。水汽收支診斷表明，流域南部（水汽通道處）是水汽輻合中心，流域平均的輻合約9.5 mm d?1。偏南水汽輸送產生輻合，而偏西水汽輸送導致輻散。水汽凈輻合主要來自風場輻合與地形坡度的貢獻，水平水汽平流導致弱輻散。

（3）多源資料比較結果表明，不同再分析資料給出的雅魯藏布大峽谷地區水汽輸送特征總體一致，但量值差異較大。這一方面源自再分析資料本身的不確定性，另一方面是由于再分析資料對小范圍、復雜地形的刻畫能力有限。其中CFSR資料與JRA-25資料能較好地表現該流域（高原東南部）的氣候態降水與水汽特征，而ERA-Interim資料中降水和水汽偏強，流域平均降水約為觀測的3倍而水汽輻合約為CFSR與JRA-25資料平均的2倍。

（4）近30年該流域夏季降水并無顯著趨勢，以年際振蕩為主。年際異常的水汽輻合（約為氣候態的35.4%）源自異常西南風導致的局地水汽輻合（緯向、經向輻合分別貢獻了16.5%、83.5%）。注意到水汽輻合不同分量對于氣候態和年際異常的貢獻存在很大差異：氣候態上，地形坡度強迫的表面風場引起強烈的低層水汽輻合；而該項對于年際變化的作用很小，因為地形不存在年際變化。流域夏季降水的年際變化是由印度夏季風活動導致的水汽輸送異常造成的，其關鍵系統是印度季風區北部的異常氣旋（反氣旋）式水汽輸送。

最后需要指出的是，本文使用的CFSR資料水平分辨率雖達到0.5°×0.5°，是目前能夠獲得的最高分辨率再分析資料，但在研究雅魯藏布江這樣一個地域狹小且地形復雜的流域氣候時，仍然不夠精細。由于雅魯藏布江寬度窄，坡降陡峭，且地形變化密集（例如在雅魯藏布大峽谷的U字型大拐彎處，谷底寬度僅50～100米，平均1公里內跌落10米多），故0.5°（約50 km）的分辨率對結果的精細程度也會帶來一定的影響。因此，高原觀測系統的發展是一項至關重要的工作。

此外，該研究表明近30年雅魯藏布江流域夏季降水與印度夏季風在年際尺度上呈負相關，那么印度夏季風活動是如何影響流域夏季降水的，文中提出的可能機制需要數值試驗的進一步驗證。

致謝 感謝高學杰研究員、石英博士提供的雅魯藏布江流域地形資料。

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ZHANG Wenxia1, 2, ZHANG Lixia1, 3, and ZHOU Tianjun1, 4, 5

1,,,100029;2,100049;3,,210044;4,100029;5(),100875

Based on multiple precipitation and reanalysis datasets, the characteristics of summer precipitation and the associated water vapor transport over the Yarlung Zangbo River basin are examined, focusing mainly on the interannual variability and the underlying mechanism. Results show that: (1) The maximum climatological summer precipitation is seen along the Brahmaputra River in the lower reaches of the valley, which is reasonably reproduced in different datasets. The summer precipitation averaged over the basin is 5.8 mm d?1 in observations, whereas it is doubled in reanalysis datasets. (2) The climatological water vapor transports are mainly from the Indian Ocean and the Bay of Bengal along the Brahmaputra River to Yarlung Zangbu Grand Canyon. The basin is a moisture sink in summer, with a net moisture convergence of 9.5 mm d?1, mainly caused by wind convergence and orography. (3) Different reanalysis datasets can capture the basic characteristics of precipitation and moisture transport, but differ in magnitudes. CFSR (NCEP Climate Forecast System Reanalysis) and JRA-25 (Japanese 25-year Reanalysis) are more reasonable than ERA-Interim (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts Reanalysis) for precipitation and moisture research over the basin, because of the larger than observed precipitation and moisture convergence in the latter. (4) During 1979–2007, the summer precipitation over the basin exhibits strong interannual variability, with no significant long-term trend. The interannual variability of summer precipitation over the basin is dominated by the cyclonic/anticyclonic water vapor transport over the northern Indian subcontinent generated by anomalous Indian summer monsoon activity. Anomalous southwesterly flow leads to excessive local moisture convergence, of which the meridional wind convergence contributes 83.5%. Different from the climatology, orography contributes little to interannual variability.

Multiple datasets comparison, Summer precipitation, Yarlung Zangbo River basin, Water vapor transport, Interannual variability, Indian summer monsoon

1006-9895(2016)05-0965-16

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1512.15205

2015-05-26；網絡預出版日期 2015-12-07

張文霞，女，1990年出生，碩士研究生，主要從事氣候變化和氣候模擬研究。E-mail: zhangwx@lasg.iap.ac.cn

周天軍，zhoutj@lasg.iap.ac.cn

國家自然科學基金項目41125017、41305072、41023002，公益性行業（氣象）科研專項GYHY201506012

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 41125017, 41305072, and 41023002 ), R&D Special Fund for Public Welfare Industry (Meteorology) (Grant GYHY201506012)