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近年來,全球氣候變化對水資源的影響已成為世界科學界所關注的重要問題[1].氣候變化及其對水資源的影響已引起國內學者和有關部門的高度重視[2-13].葉篤正等[2]研究認為,中國過去50年來氣候帶北移,產生相應的季節響應.陳華[3]和郝振純[4]等研究了氣候變化對漢江和黃河源區水資源的影響,表明黃河源區蒸發能力對氣溫的增加非常敏感,不僅能夠抵消降水的可能增加,還將在一定程度上造成水資源量的減少.長江是中國的第一大河,流域內眾多大中小城市組成的經濟帶、資源帶和產業帶,對我國社會經濟的可持續發展起著舉足輕重的作用.長江上游地形復雜,既受東南季風和西南季風影響,又受青藏高原的影響,是氣候變化的脆弱地區[12].然而在全球變暖的氣候背景下,長江上游地區表現出不同的區域響應特征,這將會對區域環境生態產生巨大的影響[13].總體而言,長江上游地區是一個水資源變率較大的地區,某些年份出現異常豐水,可能引發洪澇等災害,而某些年份則出現異常枯水,可能出現旱災及人畜飲水困難.可見,水資源的任何異常變化都會對經濟發展乃至社會各方面帶來影響.可利用降水量是大氣降水資源各分量中(降水量、蒸發量和可利用降水量)可被人們實際利用的降水資源.關于長江流域的水資源變化,特別是長江流域降水已有一些研究[5-11],得到許多有價值的結果.而專門分析長江上游地區可利用降水資源及氣候因子異常對長江上游可利用降水資源變化影響的研究還不多見.因此,深入研究長江上游地區水資源變化,特別是可利用降水量變化特征,對于更好地理解氣候變暖的區域響應過程;對于指導長江上游地區濕地的保護和規劃管理、長江流域未來水資源的規劃、開發利用不僅具有重要的學術價值,而且具有重要的現實意義.
1研究區域及資料與方法
研究區域為長江上游地區,位于90°-115°E,25°-36°N之間,地處歐亞大陸副熱帶東部.地理位置確定了其鮮明的東亞副熱帶氣候特征,溫暖濕潤.該區域地形復雜,氣溫、降水空間、時間分布的變化較大.長江上游流域的選站原則是:沿流域干支流分布均勻,選取盡可能多的站點,測站具有一定代表性.資料由中國氣象局國家氣象信息中心氣象資料室提供,資料包括長江上游流域227個臺站1951-2008年的逐日降水量和平均氣溫資料.為了減少資料的非均一性,在資料選取時規定:月內逐日資料缺測達5d的,該月資料定為缺測;1年中有1個月缺測時,該年年值為缺測;然后參考Easterling等[14]的方法,對各站資料進行t檢驗,剔除超出顯著水平0.01的站點.長江上游流域共有227個臺站,本文剔除了不滿足上述條件的120個站點資料,最后選用分布于長江上游流域107個氣象站(圖1)的逐日氣溫和降水數據,所用數據時段為1960年1月1日至2008年12月31日.
蒸發量的觀測在大氣科學中至今還是一個難題,目前常規氣象站觀測的蒸發量實際上是水面蒸發,由于實際蒸發受種種條件限制,如氣象條件、土壤性質及地表植被等,所以蒸發皿觀測的蒸發量對實際蒸發量的代表性并不好.為此人們研究了許多經驗估算方法,如彭曼公式、彭曼-蒙蒂斯公式等在理論上考慮影響蒸散發能力的要素比較全面,但由于資料要求高而在應用中受到一定限制.實際情況下,影響蒸發的最主要物理因子是降水和溫度,同時考慮到氣象資料收集的難易程度,采用高橋浩一郎的經驗公式來計算蒸發量[15].
該公式方法簡便,特別是克服了在低溫下無法計算和陸面蒸發會大于降水的缺點;在物理上考慮影響實際蒸發的最主要的兩個物理因子,并且有實際觀測資料作依據,作為經驗公式,其廣泛性已經被很多學者證實并且廣泛應用.陶云等[16]曾驗證了該公式在云南地區的適用性,周長艷等[17]在分析高原東側川渝盆地降水與水資源特征及變化、李林等[18]在分析“三江源”地區氣候變化趨勢及其突變時也采用該公式計算陸面蒸發量,取得較好的應用效果.在以上確定了月可利用降水量的基礎上,本文統計出長江上游地區107個氣象站1960-2008年各站逐月可利用降水量并建立了時間序列,然后運用EOF、REOF[19]、趨勢分析[20]、Mann-Kendall突變檢驗[21]等方法對該時間序列進行了時空分布特征分析.
2結果分析
2.1長江上游可利用降水空間分布
1960-2008年長江上游年平均可利用降水量分布表明,長江上游可利用降水量空間分布很不均勻,呈現南多北少、盆地及其東部多和川西高原少的特征(圖2).南北部的年平均可利用降水量相差110mm左右,而東部和長江源地區的年平均可利用降水量差異更大,達到560mm左右.可利用降水量最大值出現在四川的雅安一帶,年平均可利用降水量達1000-1500mm,其次為湖南的安化、通道一帶,年平均可利用降水量為750-1000mm.云、貴高原北部為200-600mm,川、渝地區(不含川西高原)和湖南、湖北北部地區為300-700mm.陜西、甘肅南部為180-320mm,屬于長江上游可利用降水的次低值區;川西高原(包括青海長江源地區)年平均可利用降水量為130-320mm,為最低值區;最小值出現在長江源頭的沱沱河、五道梁,年平均可利用降水僅為136.69mm、144.45mm.這種可利用降水分布形式與長江上游特殊的地形地貌、降水和氣溫的空間分布有關.長江上游地區主要位于青藏高原東部,高山、平原、丘陵相間,北部、西北部的高山峻嶺阻擋了南下的天氣系統,因而影響長江上游的天氣系統主要從南部、東部進入,天氣系統在北移西進過程中,在迎風坡的抬升作用和局地對流的影響下,容易產生降水,可利用降水量增多.杜川利等[22]利用NCAR公用陸面模式CLM3計算的中國區域年平均水資源分布(降水減去地面蒸發和植被蒸散)在長江上游地區的數值與本文接近,說明高橋浩一郎方法計算蒸發量在長江上游地區是適用的.
2.2長江上游可利用降水量的年內變化
近49年來長江上游地區各月平均可利用降水量可見,長江上游可利用降水量7月最大,其次是6月、8月、5月和9月,12月最小(圖3).長江上游可利用降水量主要集中在夏半年(5-9月),占全年的78.34%;夏季主要受西南季風及東亞副熱帶高壓邊緣暖濕氣流的共同影響,可利用降水量較多,達240.34mm,占全年的52.80%;冬半年(10-4月)西風帶主要受高原地形影響出現南北兩支氣流,兩支氣流都比較干,造成冬季可利用降水量少,3個月可利用降水量只有12.43mm,僅占全年的3%;春、秋季降水相對較少,分別占全年可利用降水量的22.73%和21.73%.
不同月份長江上游可利用降水量的區域分布特征也不相同,存在著明顯的季節性差異.1月(圖4a),可利用降水量主要分布在30°N以南,102°E以東的安化、武岡、邵陽、通道、吉首、芷江等地;最大值為46.61mm,位于湖南的安化.2月(圖略)可利用降水量有所增加但幅度不大,可利用降水量帶軸線明顯北移,中心值介于安化、邵陽一帶.3月、4月(圖4b)變化基本相同,長江上游可利用降水量明顯增多,中心位置維持不變,4月中心值分別增大為3月份的1.61倍(101.08mm)和2.58倍(161.63mm),同時還出現四川雅安一帶的次高值中心.5月變化與4月基本相同,川西高原增長幅度較大,尤其是長江源地區的五道梁、沱沱河分別增大為4月份的10.88倍(7.48mm)和16.30倍(4.34mm),大值中心位置維持不變.6月(圖略)可利用降水量中心移至四川的峨眉、九龍一帶,中心值增至189.96mm,湖南的安化、桑植一帶,可利用降水量達145-165mm,屬于次高值區;長江上游可利用降水量呈現以29°N向南北線性減少的特征,北部的商州至武都一帶為可利用降水最少區,為11-20mm.7月(圖4c)長江上游可利用降水量大值區移到西南部,中心位置少動,仍在四川的峨眉一帶,強度較5月顯著增長,中心值為349.01mm;川西高原至長江源地區增至全年的最大值,為50-120mm.8月(圖略)中心值強度基本相等且位置保持不變,峨眉、雅安為全年最大值,分別為416.90mm、354.39mm;其余各地可利用降水量變化幅度較小,在40-120mm之間.9月(圖略)長江上游可利用降水量東南部減少,北部顯著增加,同時還出現東北部的次高值中心;除西南部外,呈北多南少的特征.10月(圖4d)長江上游可利用降水量減少,四川峨眉、雅安一帶高值中心消失,中心向東偏移;同時出現東南、東北兩個高值中心,分別是重慶的城口、酉陽,為69.10mm、62.63mm;川西高原可利用降水量是減少的大值區,平均只有9月的七分之一.11、12月(圖略)長江上游可利用降水量迅速減少,東北高值中心消失,東南中心向南偏移.川西高原可利用降水量降至1mm以下.
由逐月可利用降水量大值中心的變化動態可知:由冬至夏可利用降水量逐月增多,8月份達到最大值,其中川西高原在7月達到最大,夏半年5-9月均出現2-3個可利用降水量大值中心,分別位于中部的四川峨眉、雅安一帶,東北的重慶城口一帶,東南的湖南安化一帶.四川峨眉、雅安一帶可利用降水量大值中心穩定少動.由夏至冬可利用降水量逐月減少,尤其10月份以后,可利用降水量驟減,其中以12月為最少.冬半年10-4月可利用降水量大值區域在東南部,可利用降水量基本呈現由東南向西北逐漸減少的特征.
2.3長江上游可利用降水量的空間分布異常特征
由上述分析已知,可利用降水量季節變化比較明顯,其中夏半年可利用降水量占全年的78.34%,所以,分析夏半年長江上游可利用降水量的空間分布異常特征具有實際意義.為突出可利用降水量異常的分布類型及其與年際變化的聯系,這里采用區域內各觀測站夏半年(5-9月)可利用降水量的距平值.旋轉前后前十個模態對總方差的貢獻可以看出,隨著時間尺度的擴展,其收斂速度明顯降低,在一定程度上反映了該地區地形極其復雜,局地可利用降水量的時空特征差異較大(表1).為保證EOF分解的可靠性,用North等[23]提出的計算特征值誤差范圍的方法進行顯著性檢驗,經計算前6個EOF旋轉載荷向量滿足要求,能夠較好地反映夏半年長江上游可利用降水量的空間異常特征.如圖5(a-f)所示,陰影區表示旋轉載荷向量絕對值大于0.5的區域.
Ⅰ區:是長江上游東南部型(圖5a),旋轉載荷向量高值區集中在遵義、桐梓至酉陽、秀山一帶,高值中心在湄潭地區(+0.76),緯度位置偏南,夏半年主要受東亞與南亞季風影響,基本屬于亞熱帶季節性濕潤氣候區.
Ⅱ區:長江上游東北部型(圖5b),旋轉載荷向量高值區集中在巴中、城口至安康、漢中一帶,高值中心在萬源地區(+0.84),緯度位置偏北,夏半年主要受東亞季風影響,盛夏主要被西太平洋副高所控制,基本屬于亞熱帶濕潤氣候區.
Ⅲ區:長江上游中部型(圖5c),旋轉載荷向量高值區集中在南充、遂寧至銅梁、沙坪壩一帶,高值中心在大足地區(+0.94),夏半年主要受東亞季風影響,基本屬于中亞熱帶濕潤季風氣候區.
Ⅳ區:長江上游西北部型(圖5d),旋轉載荷向量高值區集中在囊謙、康定、甘孜一帶,高值中心在新龍地區(+0.87);該地區地勢較高且地形復雜,夏半年主要受高原熱力、動力作用以及西南季風的共同影響,基本屬于高原型大陸與亞熱帶交雜的氣候區.
Ⅴ區:長江上游北部型(圖5e),旋轉載荷向量高值區集中在峨眉、廣元至武都、略陽一帶,高值中心在都江堰地區(-0.79),夏半年主要受南亞季風和高原動力、熱力作用的共同影響,同時又位于西太平洋副高西部邊緣,降水多,基本屬于亞熱帶濕潤季風氣候區.
Ⅵ區:長江上游西南山地型(圖5f),旋轉載荷向量高值區集中在西昌、會理、元謀一帶,高值中心在昭覺地區(+0.73),該地區是川西南山地干熱河谷地區,屬于川西高原與四川盆地的過渡地帶,位于四川盆地西南端,地理位置特殊,地形復雜,屬于亞熱帶高原季風氣候區.
以上述各分區的旋轉荷載值中心為基點,求它與周圍臺站可利用降水量距平間的相關系數(圖略),結果顯示,在各分區內可利用降水量序列異常相關明顯(r>0.51),分區外則反之.這進一步說明上述分區符合可利用降水量異常分布實際,能夠反映可利用降水量異常的主要空間分布類型.這樣,按圖5(a-f)中各旋轉荷載值等值線(絕對值>0.5)的范圍,并參考地理區域,客觀地確定了長江上游可利用降水量異常的六個主要空間分區,基本概括出長江上游可利用降水量的東西向和南北向異常的主要分布特征,按照各自方差貢獻由大到小的順序,它們分別是長江上游東南區、東北區、中部區、西北區、北部區、西南區.
Ⅰ區:是長江上游東南部型(圖5a),旋轉載荷向量高值區集中在遵義、桐梓至酉陽、秀山一帶,高值中心在湄潭地區(+0.76),緯度位置偏南,夏半年主要受東亞與南亞季風影響,基本屬于亞熱帶季節性濕潤氣候區.
Ⅱ區:長江上游東北部型(圖5b),旋轉載荷向量高值區集中在巴中、城口至安康、漢中一帶,高值中心在萬源地區(+0.84),緯度位置偏北,夏半年主要受東亞季風影響,盛夏主要被西太平洋副高所控制,基本屬于亞熱帶濕潤氣候區.
Ⅲ區:長江上游中部型(圖5c),旋轉載荷向量高值區集中在南充、遂寧至銅梁、沙坪壩一帶,高值中心在大足地區(+0.94),夏半年主要受東亞季風影響,基本屬于中亞熱帶濕潤季風氣候區.
Ⅳ區:長江上游西北部型(圖5d),旋轉載荷向量高值區集中在囊謙、康定、甘孜一帶,高值中心在新龍地區(+0.87);該地區地勢較高且地形復雜,夏半年主要受高原熱力、動力作用以及西南季風的共同影響,基本屬于高原型大陸與亞熱帶交雜的氣候區.
Ⅴ區:長江上游北部型(圖5e),旋轉載荷向量高值區集中在峨眉、廣元至武都、略陽一帶,高值中心在都江堰地區(-0.79),夏半年主要受南亞季風和高原動力、熱力作用的共同影響,同時又位于西太平洋副高西部邊緣,降水多,基本屬于亞熱帶濕潤季風氣候區.
Ⅵ區:長江上游西南山地型(圖5f),旋轉載荷向量高值區集中在西昌、會理、元謀一帶,高值中心在昭覺地區(+0.73),該地區是川西南山地干熱河谷地區,屬于川西高原與四川盆地的過渡地帶,位于四川盆地西南端,地理位置特殊,地形復雜,屬于亞熱帶高原季風氣候區.
以上述各分區的旋轉荷載值中心為基點,求它與周圍臺站可利用降水量距平間的相關系數(圖略),結果顯示,在各分區內可利用降水量序列異常相關明顯(r>0.51),分區外則反之.這進一步說明上述分區符合可利用降水量異常分布實際,能夠反映可利用降水量異常的主要空間分布類型.這樣,按圖5(a-f)中各旋轉荷載值等值線(絕對值>0.5)的范圍,并參考地理區域,客觀地確定了長江上游可利用降水量異常的六個主要空間分區,基本概括出長江上游可利用降水量的東西向和南北向異常的主要分布特征,按照各自方差貢獻由大到小的順序,它們分別是長江上游東南區、東北區、中部區、西北區、北部區、西南區.
2.4長江上游可利用降水量的趨勢變化
從年可利用降水量的傾向率空間分布(圖6)來看,各地可利用降水量的空間分布很不均勻,其空間變化以103°E呈現西部增多東部減少的變化趨勢;西部主要減少區域為四川的木里一帶,而東部增加區域為合川、沙坪壩、大竹一帶,幅度都較小.增長率大于1mm/a的區域主要位于川西高原,增長最明顯的為四川的康定和西昌,增長率分別為2.30mm/a、2.15mm/a;減少最明顯的為四川的都江堰、樂山,減少率分別為6.04mm/a、5.92mm/a.
用各代表站夏半年可利用降水量時間序列進行Mann-Kendall突變檢驗.圖7為新龍站夏半年可利用降水量的M-K檢驗曲線,其他代表站圖略.6個代表站中只有Ⅳ區代表站新龍在1997年發生過一次突變,夏半年可利用降水量有明顯的增加趨勢.
2.5長江上游地區可利用降水量與氣溫、降水的關系
IPCC第4次評估報告指出,自1861年以來,全球表面年平均溫度不斷上升,近100年來的上升幅度為0.74±0.18℃[24].中國近百年的溫度變化趨勢與北半球大致相似[25],其中1956-2005年間溫度升高了1.25℃[24],這種溫度的上升趨勢還在持續,氣候變暖加劇對水資源的影響也不可忽視.為了分析長江上游地區可利用降水量與氣溫、降水的關系,計算了各區蒸發量、可利用降水量和它們之間的相關系數,結果表明除西南部山區外,蒸發量、可利用降水量與降水量的變化基本一致(表2),降水量在可利用降水量中起決定性作用(表3).假設在氣溫不變的情況下,當降水量增多(或減少)時,雖然蒸發量也增多(或減少),但由于降水量基數的加大(或變小),可利用降水量還是隨之增多(或減少).但如果降水量很大時,可能因空氣易于飽和,蒸發量反而減少[25].氣溫與可利用降水量呈負相關,除西南部、西北部區外,均通過了0.01置信度檢驗(表2).東北部區在70年代和90年代、西北部區在60年代和90年代降水量都較為接近,由于90年代氣溫分別高于兩區的70年代與60年代,導致東北部區與西北部區90年代的蒸發量分別大于70年代和60年代(表3),而兩者的可利用降水量相差無幾,由此可見,雖然降水量是可利用降水量的決定性因素,但由于氣溫變化所造成的影響也不可忽視.
3氣候因子異常對長江上游可利用降水量變化的影響
西太平洋副熱帶高壓(簡稱副高)、亞洲季風、高原積雪、赤道太平洋海溫以及北半球極渦等氣候因子的年際和年代際振蕩必然導致我國夏半年氣候的異常變化[26],從而引起我國長江上游地區可利用降水量數量和分布狀況的改變.由于篇幅所限,本文僅選取了其中的副高、東亞以及南亞季風這三個氣候因子,初步探討它們與長江上游夏季可利用降水量的關系.
3.1西太平洋副高作用
文中選取的5種副高特征指數分別是由國家氣候中心提供的副高面積、強度、脊線位置、北界位置以及西伸脊點位置.經統計檢驗,長江上游夏季可利用降水量與夏季副高北界、脊線位置變化存在顯著相關,而且相關系數的區域分布形勢基本相同(圖8);與副高面積、強度、西伸脊點位置指數之間的相關程度較弱(圖略).表明當夏季副高脊線或北界位置異常偏西偏北(偏東偏南)時,長江上游東部地區夏季可利用降水量異常偏少(多).許多學者分析了西太平洋副熱帶高壓對我國[27]、西南地區[28]和青藏高原東側[29]等地降水變化的影響機制.就西南地區而言,當副高加強、北進西伸時,川中、川東位于副高的控制之中;川西則位于副高西部偏南暖濕氣流輸送區,同時受夏季青藏高原熱低壓的影響,西南季風攜帶的暖濕空氣沿副高西部和青藏熱低壓之間向北輸送,所以這時有利于川西降水,而不利于川中、川東降水;當副高減弱、南退東縮時,川中、川東及長江口一帶處于暖濕氣流輸送區,同時處于副熱帶鋒區和西風帶中,則當西風槽有低槽或低渦發生移經鋒區上空時,則產生不穩定擾動,有利于川中、川東降水;而川西及青藏高原東部常位于高壓控制,不利于產生降水.由此可以認為:西太平洋副高偏北(南)偏西(東),由此影響川渝地區天氣變化,是造成長江上游地區降水、氣溫變化的重要大氣環流特征.
3.2季風作用
為了進一步分析長江上游可利用降水量同東亞、南亞夏季風之間的關系,文中首先引進李建平東亞、南亞夏季風指數(來自/staff/ljp/index.html),進而探討其間的相關關系.通過計算長江上游各站夏季可利用降水量與東亞、南亞夏季風指數的相關系數,我們發現長江上游地區東部區與東亞夏季風以及長江上游西北部與南亞夏季風的關系較為密切(圖9),表明夏季東亞、南亞季風的強弱變化分別對長江上游東、西部區的夏季可利用降水量有顯著影響,當夏季東亞(南亞)季風異常偏強(弱)時,長江上游東部(西北部)的夏季可利用降水量偏少(多).
總的說來,長江上游可利用降水量與各氣候因子的關系是相當復雜的,局地特征十分明顯,區域不同則與之顯著相關的氣候因子就會有所區別,這些都充分反映了長江上游地區受若干大氣環流系統共同影響且局地地形復雜的特點.文獻[30-31]還分析了青藏高原的熱狀況、厄爾尼諾事件、西太平洋臺風活動等與長江上游地區氣候變化的關系.所以,影響長江上游可利用降水量的因素是多方面的,其他氣候因子對長江上游可利用降水量的影響和作用還有待進一步深入研究.
4結論與討論
(1)長江上游年平均可利用降水量空間分布的總趨勢是隨緯度自南向北減少.四川的峨眉、雅安一帶為長江上游可利用降水量最多的地區.年平均可利用降水量變化趨勢區域差異較大,東、西部(103°E)可利用降水量的變化趨勢相反,49年來東(西)部總體呈減少(增加)趨勢.
(2)長江上游可利用降水量季節變化顯著,可利用降水量主要集中在5-9月.由冬至夏,可利用降水量逐漸增多,8月達最大值,川西高原至長江源地區7月為全年的最大值;5-9月出現2個或3個可利用降水量大值中心,其中四川峨眉、雅安一帶可利用降水量大值中心穩定少動.由夏至冬,可利用降水量逐月減少,尤其10月以后可利用降水量驟減,其中以12月為最少.
(3)根據REOF分析,長江上游夏半年可利用降水量的異常空間分布主要有以下幾類:長江上游東南區、東北區、中部區、西北區、北部區、西南區.
(4)長江上游夏半年可利用降水量與夏半年氣溫、降水有這樣的對應關系:當氣溫偏高、降水量偏少時,可利用降水量偏少;而氣溫偏低,降水量偏多時,可利用降水量偏多.其中降水量在可利用降水量中起決定性作用,但因氣溫變化所造成的影響也不容忽視.
(5)夏季副高位置的南北變化對長江上游東部地區夏季可利用降水量有顯著影響,當夏季副高脊線或北界位置異常偏西偏北(偏東偏南)時,該地區可利用降水量異常偏少(多);夏季東亞、南亞季風的強弱變化分別對長江上游東、西部區的夏季可利用降水量有顯著影響,當夏季東亞(南亞)季風異常偏強(弱)時,長江上游東部(西北部)的夏季可利用降水量偏少(多).
任國玉等[31]認為我國各大流域氣溫、降水和蒸發變化的原因,現在還不能給出滿意解釋.多數研究認為,氣溫的普遍上升可能與人類活動引起的大氣中溫室氣體濃度增加有關;對降水量的變化,一般認為主要是海洋和季風系統年代以上尺度的振動引起的,也有研究認為可能至少部分與人類活動如溫室氣體排放、土地利用變化和區域空氣污染等因素有關;我國東部多數流域潛在蒸發量的減少與區域人類活動、特別是大范圍空氣污染有關[32].文中采用估算蒸發量的經驗模型方法得到長江上游地區的可利用降水量,此方法在較大范圍,從氣候的角度能反映出其宏觀分布特征及變化趨勢,由于沒有考慮到地形、地貌以及植被等下墊面條件特征,在精度上與實際存著一定的偏差,這需要我們進行更深入的研究.