引言

水汽是大气的重要成分和降水的主要物质来源，大气可降水量(Precipitable Water，以下简称PW)是研究大气辐射吸收以及全球热量输送的一个重要参量。国内外学者对水汽变化进行了诸多研究^[1-5]。Durre et al^[1]分析了北半球近300个站点1973—2006年探空资料计算的大气可降水量长期变化趋势。Mattar et al^[2]利用64个探空站点数据和NCEP再分析日资料分析了欧洲1973—2003年大气可降水量距平的时空变化。国内许多学者分析了不同地区的大气可降水量气候分布特征^[3-5]。梁宏等^[3]利用高分辨率的地基GPS观测资料和MODIS卫星遥感资料对青藏高原的水汽空间分布进行了分析，研究指出青藏高原地区的大气水汽分布受地理纬度和海拔高度因素影响，大气环流变化则是造成该地区大气水汽分布季节变化的主要原因。史玉光和孙照渤^[5]利用1961—2000年NCEP/NCAR资料，分析了新疆地区不同季节大气可降水量的气候分布特征和变化趋势。

但是，对我国华南地区尤其海南岛的水汽研究还比较少。海南岛地处热带地区北缘，属热带季风海洋性气候，全年水汽充沛，时间、空间上分布不平衡，干湿季分明，具有独特的气候特点。海南岛中央高，四周低，岛上五指山等三列山脉对局地气候有较大影响，使岛的南、北区域气候有所不同。海南岛水汽收支与循环同时受热带、副热带系统及地形的影响，使得季节、年际及年代际变化和空间分布具有比较复杂的特征。

大气可降水量分析的主要依据是各种再分析资料，本文结合ERA-I(European Reanalysis Interim)再分析资料，NVAP-M(NASA Water Vapor Project-MEaSUREs)卫星反演资料和探空资料对海南岛水汽的变化特征进行研究，以揭示本区域上空水汽的时空分布特征和变化趋势，并初步讨论了海南岛夏半季大气可降水量干、湿异常年的成因。

1 方法和资料

大气可降水量又称水汽含量，是指单位垂直气柱中所含有的水汽总量，假设这些水汽全部凝结化为雨水并积聚在气柱的底面上时所具有的液态水深度^[2]。大气可降水量的计算方法主要包括探空资料计算、地面资料推算、卫星资料反演和再分析资料等方法。探空方法比较精确，但缺点是探空站点和探测次数都比较少。海南岛只有海口和三亚两个站点，一天2—3次探测数据。卫星遥感反演水汽方法主要包括：热红外方法、近红外方法和微波方法。

本研究使用的探空数据来自美国国家气候数据中心(NCDC)研制的全球站点无线电探空资料数据集(the Integrated Global Radiosonde Archive，简称IGRA)^[6-7]。本文采用了两种最新的高精度再分析资料即美国航空航天局(NASA)的MERRA资料和欧洲中期数值预报中心ECMWF的ERA-I再分析资料^[8]。研究使用的卫星反演资料为NASA水汽项目(NVAP-M)数据集^[9]。研究还使用了海口(59758)和三亚(59948)站的探空资料。获取的海口(三亚)站探空资料时段为：1998—2009年(2000—2009年)逐日07时(2300UTC)和19时(1100UTC)资料。资料的时间分辨率等参数见表 1所示。

1.1 探空方法

探空观测结果常作为检验其他水汽资料的一个参考标准。IGRA数据集是由美国国家气候中心建立，包含11个不同源的探空站观测数据，采用了综合质量控制方法^[6]。大气可降水量可表示为：

$ PW = \frac{1}{{\rho g}}\int_0^{{p_{z0}}} {q{\rm{d}}p} $

(1)

其中q为比湿，p为气压，ρ为液态水密度，g为重力加速度，p_z0为地面气压。

大气可降水量可以通过探空资料提供的各等压面温度和温度露点差来计算，具体是利用饱和水汽压和温度经验关系(本文采用Goff-Gratch公式)和(1)式，计算出每一层值，再叠加求和来得出。在计算PW时，只有当地面及以上规定层至500 hPa(包括500 hPa)的压强、温度及温度露点差均有探测数据时，才进行PW值计算，否则记作缺测。关于月平均PW计算，参考Durre et al的算法^[6]，首先计算0000UTC和1200UTC探测时次的月平均值，再对两个时次的月平均值进行平均计算作为月平均PW值，在进行0000UTC和1200UTC时次的月平均PW计算时，月内探测次数必须大于等于10次。由于数据缺测，计算得到了1998— 2010年探空PW数据。

1.2 卫星资料和再分析资料

NVAP-M数据集是NASA通过融合多源大气水汽资料形成的全球水汽数据集。NVAP-M的主要数据源包括：微波辐射成像仪SSM/I、高分辨率红外大气探测器HIRS、探空、GPS、大气红外探测仪AIRS。NVAP-M采用权重误差平均技术来对这几种数据源进行融合^[9]。

本研究主要使用了适合气候分析的NVAP-M气候数据集，分辨率为1° × 1°。NVAP-M月平均值的缺测处理参照探空资料的缺测处理方法，对于某一个格点值，当月内缺测次数大于等于20次时，此格点的月平均记为缺测。

MERRA和ERA-I再分析资料的月平均处理，采用了先计算时次月平均，再对其求平均得到月平均PW的方法，对于MERRA和ERA-I，计算月平均所使用的时次为WMO规定的四个探测时次，即00时、06时、12时、18时(UTC，世界时)。

本文选取的华南地区范围为：10°—30°N，101°— 120° E，海南岛区域范围为：18.125° —20.25° N，108.5°—111.125°E。

2 海南岛大气可降水量的气候特征 2.1 再分析和卫星资料适用性评估

在使用再分析资料进行任何气候研究中，必须仔细注意时间序列中的非气候特征与观测的某些方面的偏差^[13]。为了评估NVAP-M和ERA-I等资料在海南岛的适用性，利用IGRA海口(59758)站探空PW资料与研究中使用的其他资料进行了对比统计分析。统计分析选取的数据为1998—2009年的月平均PW数据。为了与探空进行对比，NVAP-M卫星资料和再分析资料分别作了格点空间平均。NVAP-M的PW数据空间分辨率为1°，进行格点平均时，选择海口探空站(110.345°E，20.033°N)周围0.5°范围内格点进行平均。

以探空PW为参考标准，对MERRA、ERA-I、NVAP-M与海口探空的PW偏差进行了比较。从计算结果看(表 2)，四种数据的平均值比较一致。MERRA平均偏差最大(2.467 mm)，比ERA-I(0.374 mm)和NVAP-M (-0.131 mm)大一个数量级。而对于均方根误差，三种数据则相差不大，其中NVAP-M的RMSE值最大。三种数据与探空PW的相关系数均大于90%(均通过了α=0.05水平下的显著性检验)，其中ERA-I数据相关系数最高为92.52%。综合来看，ERA-I数据相对于MERRA和NVAP-M而言，其与探空结果一致性更好。因此，以下选用ERA-I作为主要再分析资料。

2.2 大气可降水量的空间分布特征

对大气可降水量的分析分为全年、夏半季(5—10月)和冬半季(11月—次年4月)^[14]。冬半季大气可降水量是对11月至次年4月月平均可降水量的多年平均，夏半季大气可降水量按同样的方式得到。而年大气可降水量指1—12月月均大气可降水量平均值的多年平均。

图 1为利用ERA-I和NVAP-M数据计算的华南地区(分辨率1°)和海南岛区域(分辨率0.125°)多年平均(1988—2009年)大气可降水量空间分布。

如图 1所示，冬半季是本区域各地PW最少的季节。全区域PW表现出南湿北干的分布，即低值中心位于内陆云贵高原、青藏高原东部边缘，高值中心在东南沿海，西北内陆至东南洋面大气可降水量量值逐渐增大(图 1c，f)。尤其是在海洋和东部平原区域，PW等值线大体沿纬度圈分布。在全年和夏半季，这种PW分布特征也同样存在。以上结果显示，地理纬度是影响水汽分布的基本因素^{[3, 15, 16]}，在其他条件相同时，地理纬度决定了温度，进而决定了大气含湿能力^[15]。在纬度低于15°N的南海洋面上，即使在冬半季，PW也可达40~50 mm。随着纬度的增加，PW向北递减，至25°N以北，PW已降至27 mm以下，云贵高原则小于20 mm。

从ERA-I与NVAP-M两种结果比较来看，两者冬半季PW总体分布和量值均比较一致。与ERA-I结果相比，在内陆低值区域(如云贵高原等地)，NVAP-M的PW低值区数值略偏低，范围略偏大，南海等海洋高值区域两者结果比较一致。

海南岛位于PW低值中心向高值中心过渡区域(图 1i)。本区域冬半季PW最低值和最高值分别为：29.39 mm和38.06 mm，比内陆地区要整体偏高。受海南岛海拔高值中心五指山地形影响，PW分布呈现西南沿海为高值区、岛中部山区为低值区的特点^[14]，同时，云贵高原也是整个华南区域的低值中心，以上表明，区域地形对PW的空间分布有重要影响。

如图 1b所示，夏半季华南各地PW数值均比冬半季有明显增加，大部分区域多年夏半季PW大于35 mm。与冬半季类似，低值中心同样位于云贵高原和青藏高原东部边缘区域，最小值和最大值分别为：12.11 mm和56.34 mm。NVAP-M计算的夏半季PW结果显示有类似的分布(图 1e)。

值得注意的是，四川盆地、江西和湖南，夏半季PW值均达到了45 mm或以上，夏半季PW等值线自南向北深入内陆。四川盆地形成了独立的PW闭合中心，夏半季和冬半季均是明显高值区，这可能与四川盆地经常处于指向西北和华北区域的水汽输送通道及水汽通量辐合区有关^[15]。有研究指出，季风环流是影响PW分布的重要因素^[16]。

图 1h是利用ERA-I数据(0.125° × 0.125°)计算的海南岛区域夏半季大气可降水量空间分布。由于使用了分辨率更高的ERA-I水汽资料，可以反映局部区域地形及气候细节的分布特征(图 1h，i)。受海南岛区域陆地地形影响，夏半季、冬半季和全年平均PW低湿中心均位于海南岛中部的五指山、白沙与儋州三市县交界区域。海南岛区域内夏半季PW空间变化范围为：51.06~55.28 mm，相比冬半季，夏半季PW空间变化幅度略窄。从整个华南区域看，冬半季、夏半季及年均PW在青藏高原边缘、云贵高原、五指山地区均为低湿区，四川盆地、南海海域均为相对的高湿区，这表明地形海拔高度也是影响水汽分布的重要因素之一。蔡英等研究^[15]指出地形高度即决定了上空气柱厚度，也影响气柱的含湿能力。

从夏半季与冬半季对比看，夏半季的5—10月是海南的雨季，降水主要集中于此季节；冬半季11月—次年4月是海南的旱季，降水很少。这种季节特征在夏半季和冬半季大气可降水量分布图上也有明显的体现。对于海南岛陆地而言，夏半季和冬半季PW最低值均位于岛中部五指山区域，且前者是后者的近1.5倍。

2.3 大气可降水量的时间变化特征

图 2是基于10 a(2000—2009年)IGRA、ERA-I及NVAP-M数据的海口站(110.345°E，20.033°N)和海南岛区域大气可降水量平均年变化，以海口和三亚探空站平均代表区域平均探空结果。三种数据结果均显示海口及海南岛区域(纬度：18.125°—20.25°N；经度：108.5°—111.125°E；分辨率0.125 °)月均PW的年变化存在一个明显的单峰结构，在冬季月份为低值，在夏季月份达到峰值，且6—8月数值比较接近，其中海口探空结果显示6月PW为最大值，而ERA-I、NVAP-M的结果则显示8月比6、7月略大，PW在8月达到最大值。

从数值看，6月PW值最高(54.28 mm)，最低值为28.38 mm(1月)，最高值是最低值的1.9倍。利用三种数据分析海南岛区域PW的年变化如图 1b所示。与海口单站类似，整个海南岛区域PW年变化同样存在明显的单峰结构，冬季1月为低湿月份，在夏季6月达到峰值(55.05 mm，IGRA)，以上说明海南岛不同季节水汽干湿差异明显。

表 3为大气可降水量的年代际变化，海南岛区域1979—2008年大气可降水量年平均为44.118 mm。从中可看出：1979—1988年水汽增加，增幅为0.567 mm，而夏半季和冬半季分别增加0.645 mm和0.490 mm。在1989—1998年，夏半季、冬半季及全年PW则均与平均值基本一致。1999年以后则为减少，夏半季和冬半季分别减少0.765 mm和0.381 mm。与夏半季相比，冬半季在三个时段距平绝对值均略偏小，而距平相对值则在1999—2008年偏小，其他两个时段略偏大。

基于ERA-I再分析0.125°分辨率的格点资料，选择海南岛区域，进行区域平均，得出海南岛夏半季大气可降水量距平的年际变化曲线(图 3)。海南岛夏半季PW距平存在较明显的年际振荡，在1979—2008年整个时段内呈总体减少趋势，减少率为0.53 mm·(10 a)^-1，并通过了0.05的回归方程显著性检验。2004年达到整个时段最低值，距平值为-2.5 mm。1999年以后除2001、2002和2005外，其他年份大气可降水量值均低于平均值。

3 大气可降水量异常年水汽通量的差异

蔡英等研究^[15]指出地理纬度、海拔高度和大气环流是影响各地区可降水量分布的三个主要因子。其中，地理纬度和海拔因子几乎不随时间变化，PW的异常主要受大气环流等因素影响。根据海南岛夏半季大气可降水量距平序列(图 3)，以1个标准差，选择距平大于(小于)1.10 mm年份为PW偏湿年(干)，得到4个偏湿年(1979、1994、1997和2001年)和4个偏干年(2000、2004、2007和2008年)。本节将对水汽输送及相关物理量在海南岛夏半季PW偏湿年与偏干年的差异进行分析(以下差异均指偏湿年减偏干年)。

影响中国大陆夏季降水的水汽输送气流主要有三支：来自孟加拉湾、南海越赤道气流和来自西太平洋的水汽输送^[17-19]。孟加拉湾和南海的水汽输送对华南地区降水有重要作用^[20]。陈世训等^[20]研究了1979— 1981年5—6月我国华南的水汽来源，结果表明，其水汽并非直接来自印度季风区，而是主要来自南海高水汽含量区。

图 4是海南岛夏半季PW偏湿年、偏干年整层积分平均水汽通量及干湿年差异分布。由海南岛夏半季PW干湿年水汽通量场可以看出，在偏湿年和偏干年，孟加拉湾等三支水汽输送气流均存在，华南处于三支水汽输送气流的交汇处。与PW偏干年相比，PW偏湿年南海水汽通量高值中心量值和范围明显增大，中心数值大于250 kg·m^-1·s^-1。PW偏湿年(1979，1994，1997和2001年)，海南岛夏半季降水量也为正距平，即降水为偏多的年份(图略)。

从图 4c可以看出，在华北至南海上空存在近似具有气旋性环流的水汽输送差异，并且从孟加拉湾经南海到西太平洋有一条很强的水汽输送差异带存在。来自孟加拉湾经南海的偏南风差值水汽输送和中国北方的偏北风差值水汽输送在海南岛及南海北部海域汇合，造成了海南岛偏湿年PW异常偏大，降水偏多。

整层水汽通量散度可以表征水汽的集中程度，图 5是海南岛夏半季偏湿年、偏干年平均水汽通量散度及干湿年差异分布。由图 5a，b可看出，在干、湿年，均存在孟加拉湾北部偏东的强水汽辐合中心及江西贵州交界处的水汽辐合区域中心。与偏干年相比，江西贵州交界的水汽辐合中心在偏湿年范围和强度明显增强。如图 5c所示，华南地区是整个亚洲最大的水汽辐合差值的中心，且水汽辐合差值中心的范围覆盖南海北部海域，综合图 4和图 5来看，来自孟加拉湾北部和南海的水汽输送，及在海南岛的水汽辐合是造成海南岛夏半季偏湿(干)年PW异常偏多(少)、降水偏多(少)的关键因素。

4 结论

通过对海南岛大气可降水量的分析，得到以下主要结论：

(1) 海南岛及华南各地大气可降水量存在明显的地区差异，均呈现南湿北干分布。冬半季南海洋面大气可降水量达50 mm，随纬度增加，向北递减，云贵高原小于20 mm，地理纬度是影响水汽分布的基本因素。海南岛夏半季、冬半季和全年大气可降水量低值中心均位于岛中部五指山地区，云贵高原也是整个华南区域的低值中心。在冬半季和夏半季，五指山山区、青藏高原边缘及云贵高原均为低湿区，四川盆地和南海海域均为相对的高湿区，地形和海拔也是影响各区域水汽分布的重要因素。

(2) 在年际变化上，海南岛在1979—2008年整个时段内呈总体减少趋势，减少率为0.53 mm·(10 a)^-1。海南岛大气可降水量的年变化存在一个明显的单峰结构，在冬季1月为低值，在夏季6月达到峰值。

(3) 海南岛夏半季大气可降水量干湿异常年水汽通量存在较明显差异。在偏干年和偏湿年，孟加拉湾等三支水汽输送气流均存在，华南处于三支水汽输送气流的交汇处。与偏干年相比，偏湿年南海水汽通量中心数值和范围均明显增大。在华北至南海上空有近似气旋性环流的干湿年水汽输送差异(湿年减干年)存在，且自孟加拉湾经南海至西太平洋存在一条很强的水汽输送差异带。来自孟加拉湾北部和南海的水汽输送及在海南岛的水汽辐合是造成海南岛夏半季干湿年大气可降水量异常的关键因素。