Page 158 - 《高原气象》2022年第1期

高 原 气 象 41 卷
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3 研究方法 Q = - 1 p t vqdp （4）
g ∫ p s
经向
3. 1 雅鲁藏布大峡谷水汽总量和水汽通量计算方法 式中：PWV 为大气水汽总量（单位：mm）；水汽输
高原的平均海拔大于 4 km，地表气压在 500~ 送通量 Q 分为纬向 Q 纬向  和经向 Q 经向 的水汽输送通
-1
-1
700 hPa，水汽一般集中在对流层下层，水汽总体处 量（单位：kg·m ·s ）；V 为各层大气的风速矢量；
-1
于 500~300 hPa（Yan et al，2020），大峡谷地区海拔 u、v 为纬向风和经向风分量（单位：m·s ）；q 为各
-1
相对高原主体较低，因此本文采用近地面至300 hPa 层大气的比湿（单位：g·g ）；P 、P 分别为上界气
t
s
压（取 300 hPa）和地面气压（单位：hPa）；g 为重力
的比湿垂直积分来代表大峡谷地区的大气水汽总
-2
加速度（单位：m·s ）。
量，见公式（1）。
3. 2 雅鲁藏布大峡谷水汽输送类型的划分方法
本文采用大峡谷地区从地表面垂直积分的水
对藏东南大峡谷地区的气候研究离不开高原
汽输送，从地表面垂直积分的水汽输送，综合体现
这一背景，高原位于东亚和南亚季风区的边缘，高
深厚气层中的流场和湿度场，既能有效地显示出大
原季风对南亚季风、东亚季风的爆发和发展存在深
尺度的环流系统，又能显示具有明显水汽输送特性
远影响，是决定藏东南地区上空水汽水平输送强度
的低空气流，而且其辐合辐散能准确反映水汽源汇 及水汽总量的关键因素（汤懋苍等，1984）。季风指
的地理分布（周军，1998）。因此，用整层水汽输送 数是定量化季风强弱的标准，也是探讨季风演变规
资料来研究大峡谷地区的水汽输送有一定的优势， 律的基础，周娟等（2017）选取齐冬梅等（2009）定义
垂直积分的水汽通量矢量分为纬向和经向水汽输 了新的高原季风指数（Zhou's Plateau Monsoon In‐
送通量，见公式（2）（3）（4）。 dex，ZPMI），根据高原季风起止时间来表征高原地
1 p t 区的季风特征，当高原季风指数为正值时，高原季
PWV = - q ( P )dp （1）
g ∫ p s 风爆发（4 月下旬爆发，6 月份季风指数达到峰值），
1 p t  反之，高原季风结束（10 月份左右）。本文通过
Q = V qdp （2）
g ∫ p s ERA5 逐时再分析数据经计算得到 2019 年 1-12 月
1 p t 大峡谷地区水汽总量和水汽水平输送通量月变
Q = - uqdp （3）
纬向 g ∫ p s 化（图2）。

图2 2019年1-12月雅鲁藏布大峡谷地区水汽总量和水汽水平输送通量时间变化
Fig. 2 Temporal variation of total water vapor and horizontal water vapor transport fluxes
over the Yarlung Zangbo Grand Canyon region from January to December in 2019
高原季风环流是海洋暖湿气流输送至大峡谷地 重要成因，高原季风的起止时间是划分水汽输送类型
区的关键影响机制，也是该地区大气水汽得到补充的 的先决条件。高原季风期，受印度洋暖湿气流强烈影