Page 99 - 《高原气象》2026年第1期

1 期 何佩鸿等：雅鲁藏布大峡谷冬/夏季风期水汽输送特征及其与江河源区降水的关系研究 95
6
边界纬度； α 为地球半径（取 6. 37×10 m）。Q 为区
T
域水汽净收支（单位： kg·s ）， 若 Q >0， 则表明该研
-1
T
究区域有水汽净输入， 水汽辐合； 若 Q <0， 则该研
T
究区域有水汽净输出， 水汽辐散。
2. 4 奇异值分解方法
丁裕国和江志红（1996）首次从理论上推导证明
两个气象场的奇异值分解（Singular Value Decompo‐
sition， SVD）在气象场时空分布耦合信号的诊断分
析中具有普适性。模态的均匀阵列主要反映自身场
的变化程度， 而非均匀阵列反映受另一场的影响程
度， 可以说明两个气象要素场的关键区域。本研究
主要利用SVD分析夏季风期大峡谷水汽输送通量与
江河源降水的联系。为建立左右气象要素场所反映 图2 1986 -2021年高原季风指数（ZPMI）的月变化
的典型相关关系， 进行显著性t检验， 表示为 Fig. 2 Monthly changes in the plateau monsoon index
（ZPMI） from 1986 to 2021
2
R c = t α （10）
2 加拉湾地区的可降水量明显多于高原以北地区［图
n - 2 + t α
式中： R c 为显著性 t 检验的临界值； n 为样本数； α 3（a）~（c）］， 这种空间分布与高原季风和南亚季风
为显著性水平， 这里取0. 05。 的扩展移动有着密不可分的联系（张强等， 2007）。
2. 5 高原夏季风期和冬季风期的划分 特别的， 在大峡谷地区（图 3 中黑色方框）， 可降水
季风指数是对季风强弱进行量化和研究其演 量在空间上同样呈东南多、 西北少分布， 这与其特
化规律的重要依据。选用周娟等（2017）定义的高 殊的地形相对应。大峡谷地区年平均可降水量为
原季风指数（Zhou's Plateau Monsoon Index， ZPMI） 10~46 mm， 在夏季风期为 15~61 mm， 在冬季风期
划分高原夏季风期和冬季风期。当高原季风指数 为 4~34 mm［图 3（a）~（c）］。夏季风期， 印度的布拉
马普特拉河一带是可降水量大值区， 中心最大值约
为正值时， 高原上为热低压控制， 夏季风暴发（5
61 mm ［图3（b）］。此外， 可降水量变化趋势的空间
月）， 反之， 当季风指数为负值时， 高原夏季风结束
分布［图 3（d）~（f）］表明， 年平均和夏季风期可降水
（11 月）。图 2 是高原季风指数逐月变化， 从图 2 中
量的变化趋势空间分布相似， 在印度、 孟加拉湾以
可以看出， 1 -4月高原季风指数为负值， 1月和 4月
及高原西南部地区可降水量增长较快， 其中大峡谷
季风指数相对更低； 5 月开始季风指数转变为正
地区也呈增长趋势； 而在塔里木盆地可降水量则呈
值， 一直持续到 10 月， 其中 8 月季风指数最大， 其
显著减少趋势。相对而言， 冬季风时期可降水量在
次为 6 月； 11 月开始季风指数又转变为负值， 并且
高原地区显著增长区明显减少， 主要分布在昆仑山
在 12 月达到全年最低值。可见， 高原季风在冬半
脉、 喜马拉雅山脉和唐古拉山脉及其以东地区。大
年和夏半年有着显著的变化。因此， 为了进一步突
峡谷在各时期都是以增长趋势为主， 其中夏季风期
出高原季风对水汽的影响， 本文将高原夏季风期划
增长趋势约为 0. 71 mm·（10a） ， 高于年平均［0. 39
-1
分为5 -10月， 冬季风期为前一年11月到次年4月。
mm·（10a）］和冬季风期［0. 08 mm·（10a）］， 且均
-1
-1
3 雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送收 通过95%的信度检验。
支特征 上面的研究表明在高原夏季风与冬季风时期
高原及其附近地区水汽含量有显著不同， 为进一步
3. 1 大峡谷地区水汽输送特征 研究大峡谷水汽通道的作用， 分析了水汽输送通量
图 3 是大峡谷及邻近地区近地面至 300 hPa 可 和散度（图 4）。从水汽输送通量分布［图 4（b）］可以
降水量和其变化趋势空间分布。从图 3 中可以看 看出， 水汽主要顺着两条通道经大峡谷输送至高原
出， 在年平均、 高原夏季风及冬季风时期可降水量 地区。一支是源自印度洋、 阿拉伯海和孟加拉湾地
的空间分布都相似， 呈现出由西北向东南方向递增 区的强西南水汽输送， 经布拉马普特拉河上溯到大
的分布趋势， 其中高原以南的中南半岛、 印度和孟 峡谷地区形成水汽通道， 这一方向水汽输送通量强