青藏高原作为冰川、高寒湖泊及高寒湿地的天然水库, 孕育了世界著名的大江大河，其江河、湖泊的水资源影响着中国、印度等国家近40%世界人口的生活、农业和工业用水^[1-4]。同时, 青藏高原作为南北热量和水汽交换的巨大屏障, 对来自低纬度海洋的远距离输送水汽有阻挡作用, 是影响中国夏季风梅雨带水汽输送的关键因素^[5-7], 对中国和东亚天气与气候有重要影响, 甚至影响全球气候变化。

位于青藏高原腹地的三江源区是长江、黄河、澜沧江3条河流的发源地, 为亚洲地区提供着源源不断的淡水资源。除此之外, 该地区还有大量的高寒湖泊及冰川、湿地等地表蓄水。卫星遥感监测显示^[8], 三江源区面积超过200 km²的大型湖泊有10个, 共发育有冰川753条, 面积为1.28×10³ km², 高寒湿地面积为13.3×10⁴ km², 蕴含着惊人的水资源。同时, 对该地区的气候变化情况来看, 其对全球变暖的响应是非常敏感的, 近50年来, 平均气温升高了约1.5 ℃^[9]。空中水资源的改变会影响到生态环境的变化, 从而引起一系列复杂的气候响应^[10]。因此, 三江源区作为青藏高原的核心区, 其空中水资源研究的重要性不言而喻, 特别是其水汽从何而来, 一直是科学家关注的科学问题^{[2, 6-7]}。

国内外有许多对空中水汽资源及其与降水关系的研究^[11-17], 而对于青藏高原空中水资源的研究多关注于高原整体区域大气水循环过程。如Xu等^[18]最近提出一个大尺度的类似于热带气旋第2类条件不稳定的机制, 这一过程呈现两阶梯以接力的方式将暖湿气流传上青藏高原, 两阶梯分别位于青藏高原南坡和青藏高原主体平台上空。田立德等^[19]对青藏高原南北降水中δD和δ¹⁸O关系及水汽循环研究揭示出唐古拉山以北的三江源区受区域性蒸发水汽的影响明显。Chen等^[20]利用一个三维输送轨迹模式分析了青藏高原的水汽和空气质量的源汇特征, 直观地展示出从印度次大陆延伸到南半球的主要水汽以及青藏高原西北部和孟加拉湾水汽输送的重要性。其他基于再分析资料的研究亦认为输送到青藏高原的水汽路径主要有3条, 即西风带水汽输送通道、印度洋水汽经孟加拉湾移上青藏高原的通道和南海水汽西移过中南半岛后转向进入青藏高原的通道^{[5, 6, 21-23]}。

由于青藏高原大地形作用, 来自青藏高原北侧的偏北气流和青藏高原南侧的偏南气流往往在青藏高原中部的三江源区形成辐合, 这种流场有利于三江源区成为低涡、切变线等天气系统最活跃的地区, 这些低值系统为三江源区水汽辐合提供了非常好的动力条件^[18]。然而, 就目前研究状况而言, 针对三江源水汽输送源区的专门研究还不多见, 且过去相关研究多基于再分析资料计算的水汽通量场分析, 缺少对水汽来源直接识别与定量分析。

为了识别三江源区水汽的来源及输送过程, 本文利用目前国际上发展的水汽源识别新技术, 基于三维拉格朗日数值模拟结果, 借助于水汽源区识别技术, 通过对空气块在时间上的后向推移来追踪水汽输送途径, 并在考虑气块输送过程中的变化基础上识别水汽源, 以此完善该区域大气水分循环结构的描述, 并为区域水资源管理及应对气候变化等方面提供有意义的参考依据。

本文采用拉格朗日粒子扩散模式FLEXPART, 该模式不同于通常计算单点的轨迹模式, 而是通过计算空气粒子群 (小空气块) 的运动轨迹, 进而实现对大气输送和扩散过程的模拟^[24-25], 可以模拟点源、线源、面源和三维大气源排放的大气示踪物质的长期和中尺度输送、扩散、干湿沉降及其辐射衰减过程, 其时间上的前向轨迹模拟可模拟排放源的轨迹-扩散过程, 而后向模拟可确定排放源的影响区域。相比于欧拉方法, 拉格朗日模式的优点是积分过程中其空间分辨率不受数值离散的影响, 保持了相对较高的精度^[24] (有关模式的详细介绍见www.flexpart.eu)。目前, 该模式已被成功应用于大气水分循环及其水汽来源的定量识别研究中, 且表现出良好的应用前景^[26-30]。

选用2007—2009年NCEP/NCAR每日4次 (00:00, 06:00, 12:00, 18:00 (世界时, 下同)) 的GFS分析资料 (空间分辨率为1°×1°, 时间分辨率为6 h 1次, 垂直方向共26层) 驱动拉格朗日输送模式FLEXPART。模式模拟区域为0°~60°N, 40°~140°E。数值模拟积分时间为每年夏季的5月9日00:00—9月15日00:00。数值模拟采用FLEXPART模式的区域填充技术 (Domain Filling), 即模式积分之初, 将模式区域的三维大气划分为200万个气块, 模拟追踪每个气块在大气中的输送过程。模拟结果每6 h输出1次, 包括气块的空间三维位置、位涡、比湿、温度和质量等多元信息。

对于单独的某个空气块而言, 蒸发 (e) 和降水 (p) 是引起气块比湿变化的两个最重要的过程, 即蒸发过程使气块比湿增加, 反之, 降水过程则使气块比湿降低。可以有以下方程:

(1)

式 (1) 中, e和p为进入气块的蒸发量和损失的降水量, Δq/Δt为气块时间步长内比湿的变化, m为气块的质量。假定面积为A的整个三维空间区域大气由N个质量相对均匀的气块组成, 那么根据式 (1) 可得出区域平均的水汽平衡方程:

(2)

式 (2) 中, E, P分别为面积平均的地表蒸发量 (单位:mm) 和降水量 (单位:mm)。E-P > 0的区域为蒸发源区, E-P < 0的区域为水汽的汇区。具体计算方法见文献[27-29]。

为了识别三江源区的水汽来源和输送途径, 对2007—2009年6月1日—8月31日北半球夏季所有进入三江源区 (31°19′N~36°12′N, 89°45′E~102°23′E) 的气块进行了后向追踪。应用上述诊断分析方法, 计算了所有气块过去10 d的E-P值。

到达三江源区空气块的后向E-P变化能够直观地表征所有气块途径区域对水汽的贡献特征。在E-P > 0的区域, 蒸发大于降水, 意味着在到达三江源区之前这些空气块获得水汽, 为水汽源区; 反之, 在E-P < 0的区域, 降水大于蒸发, 因此, 该气块途径该区域损失水分而成为一个水汽汇。

图 1给出了夏季到达三江源区的空气块不同时段E-P场及10 d平均场的分布状况。从水汽到达三江源区前2 d水汽分布来看, 蒸发源 (E-P > 0) 主要位于30°~40°N, 80°~90°E区域以及三江源区以北的区域, 而E-P < 0的区域主要位于喜马拉雅山脉南侧。由图 1可以看出, 水汽到达三江源区前4 d E-P > 0的区域开始向西侧扩展, 最远端到达70°E, 同时呈现出分离的片状, 而E-P < 0的区域大部分仍主要位于喜马拉雅山脉南侧区域, 部分空气块开始向孟加拉湾延伸。从水汽到达三江源区前6 d E-P场看, 青藏高原西北部E-P > 0区域略有减少, 同时孟加拉湾蒸发源区增加, 而E-P < 0的区域增加了印度大陆西侧区域, 其他区域较之前变化不大。从水汽到达三江源区前8 d的E-P场看, 青藏高原西侧的蒸发源逐渐减少, 而阿拉伯海的蒸发源区显著增加, E-P < 0的区域较之前仍没有较大变化。从水汽到达三江源区前10 d的E-P场看, 青藏高原西侧的输送明显减弱, 而跨越了赤道的水汽历经阿拉伯海输送到三江源区, E-P < 0的区域亦没有太大变化。从水汽到达三江源区前1~10 d的E-P平均场看, E-P>0的区域主要在三江源以北和以西呈分散的片状分布, 在孟加拉湾及阿拉伯海也有少量分布, 而E-P < 0的区域主要分布在喜马拉雅山脉南侧一线以及延伸到孟加拉湾一带。

图 1

图 1. 夏季 (6—8月) 到达三江源前空气块E-P场 Fig 1. The summer seasonal mean (July-August) of E-P calculated using all parcels reaching the TRS region

从上面的分析可以看出, 6 d内到达三江源区的水汽, 其蒸发源区E-P>0主要分布于三江源以北及以西的区域; 更长时间尺度上 (8~10 d) 是来自孟加拉湾及阿拉伯海跨赤道的水汽输送。但需要指出的是, 来自印度洋的水汽虽然非常充沛, 但大部分在青藏高原地形的阻挡作用下, 只能在青藏高原南侧以降水的形式消耗掉大部分空气块的水汽, 仅有少量水汽到达深处青藏高原腹地的三江源区。中亚地区一直是蒸发量的高值区, 西风输送的空气块途径此处时, 大量的蒸发使空气块水汽含量增加。三江源区相比于整个青藏高原, 该地区更加远离海洋。Chen等^[20]研究结果显示:整个青藏高原水汽4 d内就能到达, 而三江源区的水汽源6 d内主要受大陆蒸发影响, 而来自印度洋的水汽输送贡献相对较少, 8~10 d受海洋水汽输送增加, 但相比整个青藏高原的水汽输送, 其距离较短。

另外, 青藏高原上地势复杂, 水汽的远距离输送会受到高大地形的阻碍, 因此, 呈现出片状而非连续的输送机制, 说明由远源输送的水汽先进行多重的地-气循环过程, 以循序渐进的方式到达三江源区域。以上的分析结果与田立德等^[19]对青藏高原南北降水中δD和δ¹⁸O的关系以及水汽循环分析结果具有一定的一致性, 即唐古拉山以北地区的降水受大陆性气候的影响, 其降水受区域性蒸发水汽的影响明显。

为了能够直观且定量化展现出水汽传输路径, 利用后向轨迹模式FLEXPART对2007—2009年3个夏季所有到达三江源区的空气块进行后向追踪, 通过空气块的分布情况确定水汽传输路径。图 2为2007—2009年夏季到达三江源区前2, 3, 4, 6, 8, 10 d空气块平均密度1°×1°格点的分布状况。从气块2 d后向追踪的平均密度分布看, 空气块主要在沿喜马拉雅山脉一带以及昆仑山山脉一带大量聚集, 向西则一直延伸至里海地区。沿青藏高原南北两侧空气块大量聚集, 说明空气粒子在巨大的地形阻挡下难以到达青藏高原上空。在青藏高原的西北侧有一空气平均质量的“V”型分布, 表明此时在西风带的影响下, 空气块从中亚地区输送至青藏高原。由后向3 d和4 d的追踪结果可以看出, 空气块逐渐向青藏高原南侧和东侧两个方向开始扩展, 青藏高原西部则覆盖了整个中亚地区, 同时也覆盖了中国西南全部。空气块向南扩展的部分在后向6 d时已经将印度半岛全部覆盖, 逐渐伸入至阿拉伯海和孟加拉湾。后向追踪至8 d时空气块已从阿拉伯海到索马里海一带延伸至赤道地区, 孟加拉湾地区基本没有变化。从后向10 d的分布看, 空气块输送沿非洲大陆东岸超越了赤道, 说明进行了跨赤道的大气传输。

图 2

图 2. 2007—2009年夏季到达三江源区前10 d空气块平均密度分布 (1°×1°) Fig 2. The summer seasonal mean particle distribution density averaged as a percentage of particles for precious 10 days before reaching the TRS region (numbers are binned on 1°×1° lat-lon grid)

综上分析可见, 夏季向三江源区的输送途径主要有两条。首先是在西风控制下的西部路径, 从中亚乃至西亚地区向三江源区输送, 且在水汽的大气平均驻留时间期间均有输送。由图 1也可以看出, 三江源以西至60°E都是水汽的主要蒸发来源。其次, 便是在印度季风影响下, 由非洲大陆东岸到阿拉伯海及孟加拉湾的一条跨赤道输送带。然后, 由于强大的青藏高原地形, 一部分由于高原的热力抽吸作用而输送到高原, 另外一部分分别从高原的西侧和东南侧绕上高原。基于上述分析可见, 三江源的水汽主要受到中纬度西风急流和南亚季风系统的影响, 而东亚季风水汽输送的影响基本可以忽略。

夏季由于季风爆发的时间不一致, 导致每个月的主导来源有变化。图 3为2007—2009年夏季各月到达三江源区所有后向10 d E-P值的平均分布, 可以很明显看出水汽来源的变化。

图 3

图 3. 2007—2009年夏季到达三江源区所有后向10 d E-P值的平均分布 Fig 3. The mean distribution of 10-day integrated E-P in summer from 2007 to 2009 calculated by all particles reaching the TRS region determined from backtracking

由图 3可以看出, 6月三江源区大部分E-P > 0区分布于青藏高原西侧, 青藏高原南侧及孟加拉湾地区为主要汇区; 7月由于印度洋季风最为强盛, 逐渐影响到三江源区, 阿拉伯海以及孟加拉湾出现了大片E-P > 0的区域, 而青藏高原西北部的水汽贡献有所减弱, 青藏高原南侧依然是最大的汇区; 8月印度洋季风减弱, 相应的阿拉伯海及孟加拉湾E-P > 0减小, 汇区逐渐扩展至三江源西侧及四川盆地。

根据图 1的直观显示以及一些定性的分析, 本文将主要水汽来源和输送途径分为4个区域 (如图 4所示):青藏高原北部 (36.16°~45°N, 89.24°~100°E)、青藏高原西部 (30°~90°N, 60°~89.24°E)、阿拉伯海 (0°~25°N, 50°~70°E)、孟加拉湾 (0°~20°N, 80°~100°E)。按照不同的分区对夏季各月空气块E-P的累计质量进行定量分析。

图 4

图 4. 潜在水汽源区示意图 Fig 4. The potential water vapor source region

图 5给出了根据逐日E-P的时空分布计算结果及其界定的不同来源范围, 本文计算了不同区域的水汽源贡献随时间变化。对4个区域的6月计算发现, 这一时期最为强盛的来源为青藏高原西侧, 自第10天的21×10¹² kg至第4天均为正值, 之后成为负值; 其次为青藏高原北部地区, 从后向第10天至第1天均为正值, 但基本在6.3×10¹² kg以下, 而阿拉伯海及孟加拉湾地区基本为负值, 对三江源区水汽贡献较小。阿拉伯海成为7月影响三江源水汽的主要来源, 在后向第10天达到了40×10¹² kg, 至第6天迅速降低为零; 青藏高原西侧的水汽输送贡献较6月大幅降低, 最大值仅为5×10¹² kg左右, 在第5天便降为零, 后向第2天时已经成为最大的水汽损失区; 三江源北侧仍然持续而稳定的贡献水汽, 孟加拉湾区有所回升, 但贡献较小。8月阿拉伯海区域仍然是重要的水汽输送源区, 但较7月有所回落; 青藏高原北侧依然稳定贡献, 孟加拉湾对水汽源的贡献略有增加; 青藏高原西侧水汽损失完全超过了补偿, 对三江源区水汽贡献值几乎为零。

图 5

图 5. 夏季不同水汽源区E-P的贡献随时间变化 Fig 5. he temporal variation of four different moisture source contribution with backward 10-day tracking in summer

与过去针对青藏高原水汽输送相关研究^[20]相比, 由于三江源处于青藏高原腹地, 更加远离海洋, 三江源在6 d以内仍受陆地区域水汽输送影响较大, 而8~10 d才受海洋水汽影响, 且输送距离明显较短, 这明显区别于整个青藏高原的水汽输送。另外, 如前文所述, 三江源的水汽主要受到中纬度西风急流和南亚季风系统的影响, 因此, 比较而言, 三江源区中纬度西风急流水汽的输送作用更强, 阿拉伯海偏弱, 南海水汽输送可以忽略不计。

本研究基于三维轨迹输送模式FLEXPART模拟, 通过追踪到达三江源区所有气块的后向轨迹, 在考虑空气块的比湿的时空变化基础上, 借助于水汽来源识别技术, 分析了2007—2009年三江源区夏季水汽来源和输送途径的时空分布及其不同区域贡献的定量特征, 得到以下主要结论:

1) 从水汽来源和输送途径的时空分布分析结果可见, 夏季三江源区水汽短时输送 (6 d内) 主要分布于青藏高原及其西北侧, 而更长时间 (8~10 d) 主要来自阿拉伯海及孟加拉湾等远距离海洋。受大地形的影响, 水汽经历了多重大气再循环过程到达三江源区。

2) 夏季到达三江源区的水汽输送途径主要有两支:第1支为跨赤道的水汽输送到达印度大陆, 受青藏高原大地形影响, 一部分直接输送到青藏高原, 另一部分分别从青藏高原的西侧和东南侧绕流到达青藏高原; 第2支为西风控制下的西部路径, 从中亚乃至西亚地区向三江源区输送。

3) 夏季各月的水汽来源和输送途径具有明显的季节内变化特征。6月青藏高原西侧的水汽输送贡献最大, 7月阿拉伯海成为主要水汽来源, 8月阿拉伯海区域水汽贡献减小, 孟加拉湾有所增强, 青藏高原西侧贡献最低。青藏高原北侧在整个夏季一直是稳定的输送区。