郭艷君 丁一匯

中國(guó)氣象局國(guó)家氣候中心，北京100081

1 引言

水汽是氣候中的重要變量。對(duì)流層下部的水汽凝結(jié)過程是大氣潛熱傳輸?shù)年P(guān)鍵（Trenberth and Stepaniak, 2003a, 2003b）；同時(shí)水汽也是重要的溫室氣體，占晴天自然溫室氣體作用的60%（Kiehl and Trenberth, 1997），是最重要的氣候變化正反饋因子（Held and Soden，2000）。因此，大氣水汽變化是氣候?qū)W和天氣學(xué)研究的重要問題。通常用露點(diǎn)溫度、絕對(duì)濕度相對(duì)濕度和比濕等參考指標(biāo)表征水汽變化。絕對(duì)濕度是單位體積空氣中所含水汽的質(zhì)量（單位：g m–3），比濕是水汽與濕空氣的質(zhì)量之比（單位：g kg–3）。與絕對(duì)濕度相比，氣壓變化導(dǎo)致的大氣膨脹或收縮對(duì)比濕的影響不大，因此在描述全球大氣水汽分布中比濕尤為重要。研究水汽變化通?；谔娇沼^測(cè)、衛(wèi)星遙感和再分析三種資料源，其中探空觀測(cè)始于20世紀(jì)50年代后期，具有歷史序列長(zhǎng)、區(qū)域尺度上觀測(cè)站點(diǎn)分布密集、垂直分辨高等優(yōu)點(diǎn)，但前期的感應(yīng)器問題較多而且頻繁的 更新儀器導(dǎo)致了人為的不連續(xù)性（Elliott et al.,2002），在對(duì)流層高層可信度也非常有限（Elliott and Gaffen，1991）。在海洋和無觀測(cè)臺(tái)站陸地區(qū)域衛(wèi)星觀測(cè)具有顯著的優(yōu)越性，特別是1979年后紅外衛(wèi)星觀測(cè)（Television Infrared Observation Satellite，TIROS）業(yè)務(wù)垂直探測(cè)儀和多通道微波掃描輻射計(jì)（Scanning Multichannel Microwave Radiometer，SMMR）的應(yīng)用為高空水汽提供新的信息來源，1987年應(yīng)用特殊傳感器微波成像儀（Special Sensor Microwave Imager，SSM/I）后資料質(zhì)量得到提高。衛(wèi)星遙感提供了海洋上空最為可信的對(duì)流層低層大氣水汽總量序列（Trenberth et al., 2005）。上世紀(jì)90年代后期以來，再分析資料也成為研究水汽變化的資料源之一。本文將通過探空觀測(cè)的露點(diǎn)溫度轉(zhuǎn)化的比濕序列，研究中國(guó)對(duì)流層至平流層下層比濕變化。

IPCCAR4（2007）總結(jié)全球高空水汽變化研究成果時(shí)指出，上世紀(jì) 70年代以來對(duì)流層低層大氣水汽全球總體呈上升趨勢(shì)，但存在明顯的區(qū)域差異，其中北半球和海洋為明顯的上升趨勢(shì)；對(duì)流層中上層相對(duì)濕度無明顯趨勢(shì)，但比濕上升趨勢(shì)較明顯，這與全球?qū)α鲗訙囟壬咭恢?；平流層水?0世紀(jì)50年代以后有顯著的上升趨勢(shì)。海洋上空對(duì)流層低層在近20年出現(xiàn)較大的變率，1988～2004年間海洋上空水汽上升趨勢(shì)為1.2% (10a)–1。McCarthy et al.（2009）基于北半球探空資料指出北半球熱帶外地區(qū)對(duì)流層中低層比濕呈上升趨勢(shì)［1%～5%(10a)–1］。Paltridge et al.（2009）基于 NCEP 再分析資料得到 1973～2007年北半球?qū)α鲗又邢聦颖葷裆仙?，而南半球和熱帶地區(qū)850 hPa以上各層均為顯著的下降趨勢(shì)。Dai et al.（2011）基于均一化探空露點(diǎn)溫度得到全球?qū)α鲗哟髿馑试黾于厔?shì)。

高空大氣水汽來源于水平和垂直方向的水汽輸送，氣候因子的差異也可能導(dǎo)致高空大氣水汽分布的區(qū)域差異。中國(guó)高空水汽變化與全球或北半球尺度的變化差異如何？全國(guó)呈一致性變化還是有明顯的地區(qū)差異，這是本文要解決的主要問題。實(shí)際上，中國(guó)高空水汽研究可追溯至上世紀(jì) 50年代末，徐淑英（1958）、謝義炳和戴武杰（1959）等學(xué)者就十分關(guān)注我國(guó)大氣水分的變化，當(dāng)時(shí)受到資料限制通常采用個(gè)例分析方法研究我國(guó)水汽輸送和水分平衡。中國(guó)氣象局整編出版中國(guó)高空氣候資料后，鄒進(jìn)上和劉惠蘭（1981）、陸渝蓉和高國(guó)棟（1984）利用100余個(gè)探空站資料計(jì)算了我國(guó)高空水汽輸送特征。我國(guó)大氣探空觀測(cè)始于20世紀(jì)50年代后期，60年代中期進(jìn)行了儀器換型和輻射方法訂正，由此導(dǎo)致的非均一性問題在 90年代以前的研究中關(guān)注較少。 Zhai and Eskridge（1996）、翟盤茂（1997）首次研究了中國(guó)探空資料的非均一化性問題，并基于均一化序列研究了 1970～1990年我國(guó)大氣水分氣候特征及變化趨勢(shì)（Zhai and Eskridge,1997；翟盤茂和周琴芳，1997）。Guo and Ding（2009，2011）基于較為完整的中國(guó)百余個(gè)探空站資料研究了均一化過程中的不確定性，指出中國(guó)對(duì)流層中低層溫度呈上升趨勢(shì)，并在 80年代后升溫趨勢(shì)明顯增加。Zhao et al.（2012）基于均一化全球探空資料集（Dai et al., 2011）研究了1970～2008年以來中國(guó)對(duì)流層濕度變化，指出對(duì)流層比濕受 80年代中期溫度上升的影響總體也呈上升趨勢(shì)。關(guān)于氣候事件對(duì)濕度的影響，Trenberth et al.（2005）指出海洋上空大氣水汽含量與 ENSO事件關(guān)系密切，Ross and Elliott（2001）指出火山爆發(fā)釋放的煙塵會(huì)影響對(duì)流層上部和平流的水汽含量。SMMR和 SSM/I等衛(wèi)星序列檢測(cè)到熱帶海洋上空水汽總含量對(duì)ENSO和火山爆發(fā)的響應(yīng)，1982～1983年、1986～1987年、1997～1998年ENSO暖事件后熱帶海洋上水汽總量上升1～2 mm；1991年P(guān)inatubo火山爆發(fā)后對(duì)流層降溫，水汽亦稍有下降（IPCCAR4）。Guo and Ding（2009）研究了中國(guó)對(duì)流層溫度對(duì)火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)與全球結(jié)果一致，而中國(guó)濕度的響應(yīng)尚無明確結(jié)論。

本文選取探空資料有效率大于70%的92個(gè)探空站的層露點(diǎn)溫度序列進(jìn)行質(zhì)量控制和均一化后轉(zhuǎn)化為比濕序列，首先分析中國(guó)高空各層季節(jié)和年均比濕的氣候?qū)W特征；其次，從不同時(shí)段的距平和線性變化趨勢(shì)、滑動(dòng)平均和突變點(diǎn)等角度分析了中國(guó)平均高空比濕的時(shí)間變化特征、與同期中國(guó)高空溫度變化的關(guān)系以及對(duì)火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)，最后分析了不同時(shí)段比濕線性變化趨勢(shì)的空間分布，各分區(qū)和季節(jié)變化趨勢(shì)差異及原因。

2 資料和方法

2.1 臺(tái)站選取

原始資料來自中國(guó)約120個(gè)高空氣象站1958～2005年逐日00時(shí)和12時(shí)（協(xié)調(diào)世界時(shí)）850、700、500、400、300、200和100 hPa的露點(diǎn)溫度序列。與地面觀測(cè)672個(gè)國(guó)家基準(zhǔn)基本氣象站相比，中國(guó)探空站點(diǎn)分布明顯較地面稀疏，且具有多層次結(jié)構(gòu)，觀測(cè)儀器的感應(yīng)和傳輸方式?jīng)Q定探空序列比地面觀測(cè)具有更高的缺測(cè)率，特別是上世紀(jì) 60年代探空網(wǎng)初建時(shí)期。為避免高缺測(cè)序列對(duì)區(qū)域平均結(jié)果的代表性和可信度產(chǎn)生影響，需要舍去缺測(cè)率較高的臺(tái)站。如何選定取舍的閾值，既去除缺測(cè)的影響，還能最大限度地應(yīng)用現(xiàn)有數(shù)據(jù)，獲得更具代表性的結(jié)果，是資料處理的首先面臨的問題。Gaffen et al.（2000）利用全球探空溫度集研究對(duì)流層和平流層溫度變化時(shí)將最小資料有效率85%（Minimum Data percentage requirement，MDR）作為選取臺(tái)站的標(biāo)準(zhǔn)。對(duì)于區(qū)域尺度這一標(biāo)準(zhǔn)可適當(dāng)降低。Guo and Ding（2009）基于中國(guó)1958～2005年850～100 hPa探空溫度，研究了最小資料有效率與臺(tái)站數(shù)的關(guān)系，指出隨最小資料有效率閾值上升滿足條件的臺(tái)站數(shù)減少，MDR處于 70%以下時(shí)，臺(tái)站數(shù)變化較平緩，當(dāng)MDR升到70%以上時(shí)臺(tái)站數(shù)減少較為劇烈。再結(jié)合不同 MDR對(duì)趨勢(shì)的影響，選 MDR 70%作為臺(tái)站取舍標(biāo)準(zhǔn)。本文沿用這一方法選取滿足MDR為70%的92個(gè)探空站作為研究對(duì)象，站點(diǎn)空間分布如圖1所示。

2.2 質(zhì)量控制和均一化方法

我國(guó)自從上世紀(jì) 50年代開展探空觀測(cè)以來觀測(cè)儀器和方法歷經(jīng)數(shù)次變化，1966年左右進(jìn)行了儀器換型和輻射訂正變更。有研究表明20世紀(jì)60年代500 hPa以上探空濕度資料可信度較差（Elliott et al., 1991, 2002）。翟盤茂（1997）指出中國(guó)高空濕度 60年代探測(cè)值偏高并探查到與儀器更新相關(guān)的間斷點(diǎn)。因此利用探空序列研究長(zhǎng)期變化趨勢(shì)時(shí)，原始資料的質(zhì)量控制和均一化處理非常必要。首先用靜力平衡法對(duì) 92個(gè)站逐日兩個(gè)時(shí)次的露點(diǎn)溫度序列進(jìn)行質(zhì)量控制，其基本原理為當(dāng)兩氣壓層之間的靜力學(xué)殘差超過判據(jù)，該記錄被認(rèn)定為錯(cuò)誤資料（Collins and Gandin, 1990）。經(jīng)過質(zhì)量控制后，逐日兩個(gè)時(shí)次平均得到日平均序列，任一個(gè)時(shí)次缺測(cè)則日平均為缺測(cè)；由逐日資料平均得到月序列，當(dāng)月有效日值不足15天則為缺測(cè)。季內(nèi)3個(gè)月平均即為季平均序列，有效月不足2個(gè)月定義季值為缺測(cè)。利用兩相回歸法對(duì)季平均露點(diǎn)溫度序列做均一化處理，其基本原理是對(duì)任一時(shí)間點(diǎn)前后的序列進(jìn)行線性回歸模擬，當(dāng)兩序列的殘差達(dá)到最小值時(shí)該時(shí)間的資料為間斷點(diǎn)。在找出所有可能不連續(xù)點(diǎn)后，進(jìn)一步檢驗(yàn)每個(gè)可能間斷點(diǎn)的顯著性，通過檢驗(yàn)的可能間斷點(diǎn)才是真實(shí)的間斷點(diǎn)，訂正間斷點(diǎn)前所有的點(diǎn)后得到均一化序列（方法詳見郭艷君等,2009; Guo and Ding, 2009, 2011）。

利用均一化露點(diǎn)溫度轉(zhuǎn)換為比濕，簡(jiǎn)化轉(zhuǎn)換公式如下（翟盤茂，1997）：當(dāng)氣溫度高于－40°C時(shí)，

圖1 中國(guó)探空臺(tái)站和5個(gè)氣候分區(qū)分布Fig.1 Distribution of radiosonde stations and five sub-climatic regions in China

在氣溫低于－40°C時(shí)，

其中，T為氣溫，p為氣壓，E為水汽壓，Es為飽和水汽壓。

其中，Td為露點(diǎn)溫度，RH為相對(duì)濕度，q為比濕。

2.3 分區(qū)劃分和區(qū)域平均

鑒于中國(guó)地域?qū)拸V，跨約50個(gè)緯度和62個(gè)經(jīng)度，不同區(qū)域大氣環(huán)流系統(tǒng)、自然地理?xiàng)l件和人類活動(dòng)的差異決定了高空氣候變化具有區(qū)域性，因此分區(qū)研究非常必要。么枕生（1951）曾將中國(guó)分為季風(fēng)氣候、溫帶內(nèi)陸氣候、溫帶高原氣候，其中季風(fēng)氣候中又分為熱帶、大陸型和海洋性。沿用以上氣候區(qū)劃并考慮高空大氣特征和中國(guó)季風(fēng)降水的特點(diǎn)，將中國(guó)劃分為東部季風(fēng)區(qū)、西北干旱區(qū)和青藏高寒區(qū)三個(gè)大區(qū)，其中東部季風(fēng)區(qū)按照氣候特征不同自南向北分為華南、長(zhǎng)江流域、東北和華北區(qū)域三個(gè)亞區(qū)。五個(gè)分區(qū)劃分見圖1。

通過氣候距平法（Jones，1994）得到區(qū)域平均序列。這一方法用于地表要素研究時(shí)，由于不同區(qū)域地面測(cè)站分布密度差別較大，通常需要先通過格點(diǎn)平均去除分布密度差別過大的影響，我國(guó)探空觀測(cè)網(wǎng)分布明顯較地面測(cè)站稀疏（見圖1)，網(wǎng)格內(nèi)站數(shù)較少導(dǎo)致網(wǎng)格平均與算術(shù)平均相當(dāng)。因此本文采用距平平均法，即根據(jù)各站各層比濕和1971～2000年氣候平均場(chǎng)計(jì)算距平，再由研究區(qū)域內(nèi)所有站距平的算術(shù)平均得到區(qū)域平均。

3 研究結(jié)果

3.1 中國(guó)高空比濕的氣候?qū)W特征

表1為中國(guó)平均各等壓面各季節(jié)1971～2000年氣候平均值和標(biāo)準(zhǔn)差。各層比濕平均值表明，90%以上的水汽集中在500 hPa以下大氣層，400 hPa氣壓層上的比濕僅為850 hPa的10%，300 hPa以上各層比濕和僅為850 hPa的1%。比濕在垂直方向上變化顯示對(duì)流層 850～200 hPa比濕隨高度增加而減小，但100 hPa呈現(xiàn)季節(jié)差異：夏季隨高度上升比濕減少（降幅為 0.032 g kg–1），春秋變化較小（降幅分別為0.001和0.005 g kg–1），冬季則上升0.007 g kg–1。100 hPa冬季比濕隨高度上升的原因與對(duì)流層頂高度季節(jié)變化有關(guān)：夏季隨著對(duì)流層溫度升高，對(duì)流層頂高度上升，我國(guó)南方大部地區(qū)100hPa氣壓層在對(duì)流層頂以下，溫度隨高度上升而遞減，比濕也隨高度下降；春秋季100 hPa位于對(duì)流層頂附近，溫度隨高度變化小，因而與200 hPa比濕數(shù)值接近，冬季我國(guó)大部地區(qū)對(duì)流層頂位于120～280 hPa，100 hPa處于平流層下層，溫度隨高度略有增加，因而比濕也較200 hPa略有上升。季節(jié)平均值和標(biāo)準(zhǔn)差表明，夏季比濕最大，年際變化的離散程度最高，其次為春、秋季，冬季最小。各季節(jié)比濕均值顯示對(duì)流層夏季比濕最高，春秋其次，冬季最小，這除了與夏季平均溫度高有關(guān)外，還與我國(guó)季風(fēng)性氣候有關(guān)。夏季，源于印度洋的西南季風(fēng)和西太平洋的東南季風(fēng)為我國(guó)帶來充足的水汽，造成東部和南部季風(fēng)區(qū)比濕增加；冬季我國(guó)大部地區(qū)盛行寒冷干燥的西北和東北氣流，比濕值下降。標(biāo)準(zhǔn)差的季節(jié)特征與平均值一致，同樣呈現(xiàn)夏季最高冬季最低。夏季比濕標(biāo)準(zhǔn)差高主要是由于夏季溫度高、比濕絕對(duì)數(shù)值大，同時(shí)也與夏季大氣環(huán)流年際變化較大有關(guān)。由于對(duì)流層上層水汽被認(rèn)為是氣候變化的放大器（Held and Sold，2000），同時(shí)對(duì)流層上層和平流層下層也是對(duì)流層與平流層之間的過渡區(qū)域，是大氣動(dòng)力、熱力和大氣成分結(jié)構(gòu)發(fā)生巨大轉(zhuǎn)換的區(qū)域，水汽和臭氧等痕量氣體的垂直分布與對(duì)流層頂?shù)臒崃Y(jié)構(gòu)特征有很大關(guān)聯(lián)（卞建春，2009），對(duì)流層上部較低層大氣的水汽含量對(duì)自然的溫室效應(yīng)（氣候變暖引起的反饋）的貢獻(xiàn)更為顯著。因此盡管對(duì)流層上層到平流層下層水汽含量遠(yuǎn)小于對(duì)流層中低層，但其時(shí)空演變和在氣候變化和大氣化學(xué)中所起作用正日益受到科學(xué)家的關(guān)注。

表1 中國(guó)平均高空各層各季節(jié)比濕1971～2000年平均值和標(biāo)準(zhǔn)差（單位：g kg–1）Table 1 Average and standard deviation of seasonal specific humidity averaged in China (unit: g kg–1, base period: 1971–2000)

圖2 中國(guó)850 hPa、500 hPa和300 hPa年平均比濕（單位：g kg–1）氣候場(chǎng)（1971～2000年平均）Fig.2 Climatological distribution of mean annual specific humidity (g kg–1)in China at 850 hPa, 500 hPa and 300 hPa (based period is 1971–2000)

1971～2000年平均比濕氣候場(chǎng)空間分布（見圖2）顯示年均比濕基本呈南高北低的緯向分布，數(shù)值隨緯度增高呈梯度遞減，850、500和300 hPa變化范圍分別是 2～12 g kg–1、0.1～2.5 g kg–1和 0.01～0.6 g kg–1。比濕緯向分布主要是受南北溫度差異的影響。除溫度外，海陸差異也是影響比濕的又一因素，由于大氣中水汽主要來源于地表蒸發(fā)，海洋上空水汽充沛，我國(guó)南部和東部沿海地區(qū)比濕明顯高于西部和北部?jī)?nèi)陸地區(qū)。

綜合上述結(jié)果，中國(guó)高空大氣比濕的氣候?qū)W特征表現(xiàn)為對(duì)流層內(nèi)大氣比濕隨高度升高迅速下降，90%以上的水汽集中在500 hPa以下，空間分布呈南高北低的緯向分布，溫度、海陸差異和大氣環(huán)流是影響高空比濕分布的主要因子。

3.2 時(shí)間變化特征

本節(jié)以850和700 hPa、500和400 hPa、300和200 hPa、100 hPa分別代表對(duì)流層低、中、高層和平流層下層，以中國(guó)平均的年均比濕距平序列為研究對(duì)象分析 1958～2005年中國(guó)高空比濕時(shí)間變化。由于 60年代探空資料缺測(cè)較多且存在明顯的非均一性，衛(wèi)星遙感序列始于1979年，綜合考慮多源資料的完整性和可比性，將研究時(shí)段分為1958～2005年、1958～1978年和1979～2005年研究其線性變化趨勢(shì)（表2）。通過年代距平（表2）和多年滑動(dòng)平均（圖 3）分析年代際變化特征，通過突變點(diǎn)分析確定發(fā)生顯著變化的年份。

不同時(shí)段線性趨勢(shì)（表 2）表明，1958～2005年，對(duì)流層低層為上升趨勢(shì)［850 hPa為 0.018 g kg?1(10a)?1］，對(duì)流層中層（500 和 400 hPa）、高層（300和200 hPa）和平流層下層（100 hPa）為下降趨勢(shì)；1958～1978年，對(duì)流層各層均為下降趨勢(shì)，平流層下層探空資料缺測(cè)較多，不能得到準(zhǔn)確的趨勢(shì)值；1979～2005年，對(duì)流層低層比濕上升趨勢(shì)較整個(gè)時(shí)段明顯增加，850 hPa為 0.090 g kg?1(10a)?1，略小于北半球?qū)α鲗拥蛯颖葷裆仙厔?shì)0.10 g kg?1(10a)?1（McCarthy et al.，2009），對(duì)流層中層變化趨勢(shì)接近于零，對(duì)流層高層仍為弱下降趨勢(shì)，平流層下層下降趨勢(shì)明顯增強(qiáng)。根據(jù)克拉珀龍方程，比濕與溫度變化密切關(guān)。Guo and Ding（2009）指出1958～2005中國(guó)對(duì)流層低層溫度趨于上升［0.11 K(10a)?1］，對(duì)流層中層為弱降溫趨勢(shì)［－0.06 K(10a)?1］，對(duì)流層高層和平流層低層溫度趨于下降［－0.10 和－0.17 K (10a)?1］；1958～1978 年整層均為降溫趨勢(shì)，1979～2005年對(duì)流層低層升溫和平流層低層的降溫趨勢(shì)均加強(qiáng)。與比濕變化趨勢(shì)比較可得三個(gè)研究時(shí)段中國(guó)高空大氣比濕與溫度變化均呈一致的變化趨勢(shì)：溫度上升（下降），比濕上升（下降），這是由于大氣最大含水量（飽和水汽壓）隨溫度升高（降低）而呈指數(shù)增大（減?。?，同時(shí)，溫度上升（下降）導(dǎo)致蒸發(fā)加強(qiáng)（減弱），導(dǎo)致大氣中水汽增加（減少），比濕上升（下降）。同時(shí)，水汽是一種溫室氣體，其增加或減少導(dǎo)致溫度上升或下降，兩者具有正反饋?zhàn)饔?。統(tǒng)計(jì)了1958～2005年中國(guó)高空溫度和比濕的相關(guān)，結(jié)果表明對(duì)流層低、中、高層和平流層下層均達(dá)到顯著相關(guān)，相關(guān)系數(shù)分別為0.77、0.78、0.80和0.78，進(jìn)一步證明了中國(guó)高空溫度與比濕的同步變化。這一結(jié)論與Ross et al.（2002）對(duì)北美地區(qū)探空溫度和比濕的相關(guān)研究結(jié)果一致。各不同年代距平（表 2）表明中國(guó)對(duì)流層中下層大氣比濕由1960年代的“濕”（正距平）轉(zhuǎn)變?yōu)?970和1980年代“干”（負(fù)距平）再轉(zhuǎn)變1990年代的“濕”（正距平），這與中國(guó)對(duì)流層中低層溫度“暖”“冷”“暖”呈同步變化（Guo and Ding, 2009）。同時(shí)應(yīng)該注意到1960年代前期對(duì)流層整層“濕”（正距平）可能與測(cè)濕元件存在局限造成的數(shù)值偏高（翟盤茂，1997）有關(guān)，這一偏差可能造成 1958～1978年整層比濕呈下降趨勢(shì)。11年滑動(dòng)平均（見圖3）也顯示對(duì)流層低層和中層大氣比濕在 1960年代中期由正轉(zhuǎn)負(fù)，1980年代后期由負(fù)轉(zhuǎn)正。突變分析檢查出對(duì)流層中低層比濕序列在1965年和1987年出現(xiàn)超過5%顯著性檢驗(yàn)的突變點(diǎn)，同一時(shí)段中國(guó)對(duì)流層低層和中層溫度也出現(xiàn)超過5%顯著性檢驗(yàn)的突變點(diǎn)（1967和1987年）。1966年中國(guó)多數(shù)探空站經(jīng)歷了儀器換型和訂正方法的重大變更，1966年左右的突變點(diǎn)可能與這些變更相關(guān)，而非氣候意義的突變點(diǎn)；歷史沿革信息中1980年代無變更記錄，對(duì)照對(duì)流層中低層溫度和比濕距平序列1987年均由負(fù)距平轉(zhuǎn)為正距平，說明高空溫度和濕度年代際轉(zhuǎn)折也基本同步，可見中國(guó)高空溫度和比濕互為影響因子，兩者同步變化。

表2 中國(guó)平均比濕不同時(shí)段距平（g kg?1）及其線性變化趨勢(shì)［g kg?1 (10 a) ?1］比較Table 2 Comparison among decadal anomalies (g kg?1) and linear trends in specific humidity [g kg?1 (10 a) ?1] averaged in China for different periods

圖3 1958–2005年中國(guó)年平均比濕距平（單位：g kg–1）時(shí)間序列：（a）對(duì)流層下層；（b）中層；（c）上層；（d）平流層下層。帶圓實(shí)線：年均比濕距平；細(xì)虛線：線性趨勢(shì)；粗虛線：11年滑動(dòng)平均Fig.3 Time series of mean annual specific humidity anomalies (g kg–1) averaged over China during 1958–2005: (a) Lower troposphere; (b) middle troposphere; (c) upper troposphere; (d) lower stratosphere.Solid line with circles: mean annual anomaly; thin dashed line: linear trend; bold dashed line:11-year moving average

Guo and Ding（2009）曾指出火山爆發(fā)導(dǎo)致平流層升溫和對(duì)流層降溫，強(qiáng) ENSO暖事件造成我國(guó)對(duì)流層溫度提高1～2 K，同時(shí)平流層低層也出現(xiàn)明顯的降溫。由于高空溫度與比濕的同步變化，可以推得火山爆發(fā)和 ENSO事件也是影響中國(guó)高空比濕變化的重要因子。分析了1963年Agung、1982年El Chichon和 1991年 Pinatubo三次火山爆發(fā)事件、1997/1998年強(qiáng)ENSO暖事件和1976年ENSO強(qiáng)冷事件前后24個(gè)月比濕變化，結(jié)果表明，火山爆發(fā)后我國(guó)對(duì)流層比濕下降0.004～0.06 g kg–1，下降幅度隨高度增加降低。1997/1998年20世紀(jì)最強(qiáng)的ENSO暖事件后對(duì)流層低層、中層和高層比濕分別上升 0.19、0.04和 0.03 g kg–1，1998年對(duì)流層低層和中層比濕均為1979年以來的最高值，對(duì)流層高層為1979年以來的次高值；1976年強(qiáng)ENSO冷事件后對(duì)流層下、中和上層比濕下降了0.11、0.06和0.01 g kg–1，1976年對(duì)流層低層、中層和高層比濕分別為1958年以來第1、第4和第 8低值（圖 3），由此證明火山爆發(fā)和 ENSO暖、冷事件均是影響中國(guó)高空大氣比濕變化的因子。McCarthy et al.（2009）對(duì)北半球?qū)α鲗颖葷裥蛄兄幸部沙尸F(xiàn)一致的峰值和谷值，說明中國(guó)比濕對(duì)于火山爆發(fā)和ENSO事件的響應(yīng)與北半球一致。

3.3 線性變化趨勢(shì)空間分布

全國(guó)高空比濕變化線性趨勢(shì)空間分布表明，1958～2005年（見圖4左），對(duì)流層下層（850～700 hPa）多數(shù)站比濕呈上升趨勢(shì)（空心圓表示上升）。850 hPa上有42個(gè)站比濕呈上升趨勢(shì)，其中22個(gè)站達(dá)到顯著（黑色表示通過 5%的顯著性水平檢驗(yàn)），主要分布在西北和華北地區(qū)，33個(gè)站呈下降趨勢(shì)，3個(gè)達(dá)到顯著，主要分布華東地區(qū)。700 hPa與850 hPa分布類似（圖略），上升和下降趨勢(shì)比例為 45:40，達(dá)到顯著的比例為 22:7。對(duì)流層中層（500～400 hPa）比濕變化趨勢(shì)呈西北部上升東南部下降分布。500 hPa上，西北地區(qū)大部呈上升趨勢(shì)，長(zhǎng)江以南大部地區(qū)、江淮等地呈下降趨勢(shì)，上升和下降趨勢(shì)站數(shù)比為 39:53，但顯著上升的站多于下降的站（27:23）。400 hPa趨勢(shì)分布特征與500 hPa相近（圖略），中東大部為下降趨勢(shì)，西部為上升趨勢(shì)，下降趨勢(shì)站略有增加，上升和下降趨勢(shì)比例為38:54，達(dá)到顯著的比例為20:21。對(duì)流層高層（300～200 hPa）多數(shù)站比濕呈下降趨勢(shì)，特別是300 hPa最為明顯，共有74個(gè)站為下降趨勢(shì)，50個(gè)達(dá)到顯著。平流層下層（100 hPa，圖略）僅東北、內(nèi)蒙古和新疆北部有資料，呈上升和下降的站數(shù)為15:8，達(dá)到顯著的9個(gè)站均為下降趨勢(shì)。1979～2005年（見圖4右），對(duì)流層低層比濕上升趨勢(shì)較整個(gè)時(shí)段增強(qiáng)，達(dá)到顯著的臺(tái)站數(shù)也明顯增多，其中西北增幅最大。850 hPa上多數(shù)站（61個(gè)）呈上升趨勢(shì)，達(dá)到顯著上升趨勢(shì)的站較整個(gè)時(shí)段增加了6個(gè)，僅8個(gè)站呈下降趨勢(shì)且未達(dá)到顯著。700 hPa上，72個(gè)站為上升趨勢(shì)，其中34個(gè)站達(dá)到顯著，13個(gè)站呈下降趨勢(shì)，2個(gè)達(dá)到顯著（圖略）。這一特征與1979～2005年對(duì)流層低層升溫趨勢(shì)加大有關(guān)。對(duì)流層中層（500～400 hPa）變化趨勢(shì)空間分布與整個(gè)時(shí)段類似，仍大致呈北升南降，但上升趨勢(shì)的站數(shù)明顯多于下降站數(shù)。500 hPa上，江南和華南地區(qū)為下降趨勢(shì)，北方大部地區(qū)呈上升趨勢(shì)，上升和下降站數(shù)比57:35，達(dá)到顯著站數(shù)比28:4。400 hPa變化趨勢(shì)空間分布與500 hPa相似（圖略），上升和下降趨勢(shì)的站數(shù)比53:39，達(dá)到顯著站數(shù)比22:8，但上升趨勢(shì)值明顯小于500 hPa。對(duì)流層高層（300～200 hPa）比濕下降趨勢(shì)占多數(shù)，與整個(gè)時(shí)段不同的是200 hPa的下降趨勢(shì)最為明顯。300 hPa上升和下降趨勢(shì)站數(shù)比為56:36，均有12個(gè)站達(dá)到顯著。200 hPa上，中、東大部多數(shù)站呈下降趨勢(shì)，呈上升趨勢(shì)的站主要位于西北、華北和長(zhǎng)江流域部分地區(qū)，下降顯著的站明顯多于上升的站（56:6）。中國(guó)高空溫度變化趨勢(shì)也顯示出相似的分布特征：1958～2005年對(duì)流層高層降溫趨勢(shì)在300 hPa最明顯（Guo and Ding，2009），1979～2005年400 hPa以上各層溫度下降趨勢(shì)隨高度增加而增大，對(duì)流層頂高度升高溫度下降，由對(duì)流層上層溫度變化和對(duì)流層頂升高造成比濕下降趨勢(shì)最明顯的層由300 hPa上升為200 hPa。平流層低層100 hPa仍然是僅北方地區(qū)有資料，與整個(gè)時(shí)段相比呈顯著下降趨勢(shì)的站增加了4個(gè)（圖略）。

3.4 線性變化趨勢(shì)的區(qū)域和季節(jié)差異

按東部季風(fēng)區(qū)（含東北和華北區(qū)域、長(zhǎng)江流域、華南 3個(gè)子區(qū)）、西北干旱區(qū)、青藏高寒區(qū)等五個(gè)分區(qū)（見圖1）研究中國(guó)高空比濕變化的區(qū)域差異。結(jié)果表明，1958～2005年中國(guó)高空比濕線性變化趨勢(shì)有明顯區(qū)域差異：全國(guó)對(duì)流層低層比濕趨于上升，500 hPa以上趨于下降；東北和華北區(qū)與全國(guó)特征最為接近；西北對(duì)流層下層和中層比濕上升趨

勢(shì)最為明顯；長(zhǎng)江流域整層均為下降趨勢(shì)；華南對(duì)流層低層為上升趨勢(shì)，中層500 hPa下降最為明顯；青藏高原對(duì)流層中層為上升趨勢(shì)。1979～2005年，全國(guó)和各分區(qū)變化特征較為一致，均顯示對(duì)流層下層比濕上升趨勢(shì)明顯加強(qiáng)，尤其是西北地區(qū)上升趨勢(shì)仍最明顯，長(zhǎng)江流域和華南地區(qū)上升趨勢(shì)較小（見圖5）。

圖4 1958～2005年（左）、1979～2005年（右）中國(guó)年均比濕線性趨勢(shì)［單位：g kg–1(10a) –1］空間分布?？招膱A和加號(hào)分別表示上升和下降趨勢(shì)，黑和灰色分別表通過和未通過5%水平的顯著性檢驗(yàn)Fig.4 Spatial distribution of linear trend for mean annual specific humidity in China at 850, 500, and 300 hPa for 1958–2005 (left) and 1979–2005 (right).Circles/ pluses indicate wetting/drying trend [g kg–1(10a) –1], black/grey means below/ above statistically significance level of 0.05

大氣水汽主要集中在對(duì)流層低層和地表，中國(guó)各個(gè)分區(qū)對(duì)流層下層和地表比濕變化是否一致？Song et al.（2012）研究了中國(guó)不同地區(qū)地表比濕變化，除東北和華北分為兩個(gè)區(qū)外與本文區(qū)域劃分基本一致，將其各分區(qū)地面比濕與對(duì)流層低層比濕進(jìn)行了對(duì)比（見表 3），結(jié)果表明：1960～2010年不同分區(qū)地表大氣比濕呈現(xiàn)一致的上升趨勢(shì)，其中西北上升趨勢(shì)最為明顯，高原、東北和華北區(qū)域其次，長(zhǎng)江和華南上升趨勢(shì)最弱；1958～2005年對(duì)流層低層與地表相比，東北和華北區(qū)域、高原較為一致，西北差別較明顯（相差 0.06），長(zhǎng)江流域和華南則呈現(xiàn)相反趨勢(shì)?？紤]到 1960年代前期探測(cè)元件和輻射訂正的局限導(dǎo)致數(shù)值偏高影響，去除前期數(shù)據(jù)的趨勢(shì)值（1970～2005年）結(jié)果表明，長(zhǎng)江流域和華南對(duì)流層低層比濕與近地層比濕一致呈上升趨勢(shì)，西北上升趨勢(shì)最為明顯，華南上升趨勢(shì)最弱。這與西北地區(qū)對(duì)流層低層升溫明顯而華南升溫幅度較小的變化一致。因此，在應(yīng)用探空序列研究長(zhǎng)期變化時(shí)需注意 1960年代探空資料對(duì)長(zhǎng)期趨勢(shì)的影響，翟盤茂（1997）曾指出中國(guó)對(duì)流層高層濕度資料精度不可靠，各分區(qū)地表與對(duì)流層低層比濕變化趨勢(shì)差異表明這一問題在對(duì)流層中、低層同樣存在。盡管本文在資料的質(zhì)量控制和均一化過程中采用統(tǒng)計(jì)方法進(jìn)行了訂正，仍未能完全消除其在線性趨勢(shì)分析中的影響。根據(jù)以1958年和1970年為起始年的趨勢(shì)差來看，這一時(shí)段數(shù)據(jù)偏差對(duì)華南、長(zhǎng)江流域兩個(gè)分區(qū)的趨勢(shì)值影響較大，其次是西北，對(duì)高原、東北和華北區(qū)域影響較小。如何針對(duì)這一明顯的偏差和區(qū)域影響差異改進(jìn)訂正方案仍有待進(jìn)一步的工作。

表 3 我國(guó)不同分區(qū)對(duì)流層低層與地表大氣比濕線性變化趨勢(shì)［單位：g kg–1 (10 a)–1］Table 3 Comparison of linear trend [g kg–1 (10 a)–1] in specific humidity in sub-regions in the lower troposphere and surface atmosphere

圖6 1958～2005（左）、1979～2005（右）中國(guó)平均各季節(jié)比濕變化趨勢(shì)廓線［單位：g kg–1 (10a)–1］。DJF: 12～2月；MAM：3～5月；JJA：6～8月；SON：9～11月Fig.6 Vertical profiles of trends for mean seasonal specific humidity [g kg–1 (10a)–1] in China during 1958–2005 (left) and 1979–2005 (right).DJF:Dec–Jan–Feb; MAM: Mar–Apr–May; JJA: Jun–Jul–Aug; SON: Sep–Oct–Nov

各個(gè)季節(jié)中國(guó)平均比濕線性變化趨勢(shì)廓線（見圖6）表明，1958～2005年各季比濕變化存在明顯差異：冬、夏季對(duì)流層低層比濕上升，對(duì)流層中上層主要為下降趨勢(shì)，夏季最大下降趨勢(shì)出現(xiàn)在 300 hPa；春、秋季對(duì)流層低層比濕為下降趨勢(shì)。這與同時(shí)段中國(guó)冬季對(duì)流層低層明顯升溫、夏季對(duì)流層高層 200～300 hPa降溫幅度最大的特征一致（Guo and Ding, 2009）。1979～2005年四季對(duì)流層下層比濕均為上升趨勢(shì)，夏季升幅最大，其次為秋季和冬季，春季上升趨勢(shì)最小。這與 1979～2005年對(duì)流層中、下層各季節(jié)升溫趨勢(shì)相一致。雖然夏季對(duì)流層中下層溫度上升幅度明顯小于冬、秋和春季，但比濕上升卻明顯高于冬、春和秋季，說明比濕的變化不完全取決于溫度，溫度上升導(dǎo)致飽和水汽壓呈指數(shù)上升，僅代表大氣持水能力的增加，實(shí)際大氣含水量還與大氣環(huán)流的水汽輸送條件有關(guān)。我國(guó)夏季西南和東南暖濕氣流提供了充足的水汽來源，與對(duì)流層升溫共同導(dǎo)致了夏季比濕增加。

4 結(jié)論

本文利用經(jīng)過質(zhì)量控制和均一化處理的 92個(gè)臺(tái)站探空露點(diǎn)溫度資料，研究了我國(guó)近 50年來對(duì)流層至平流層下層大氣比濕氣候?qū)W特征、時(shí)間序列演變、變化趨勢(shì)的空間分布、區(qū)域和季節(jié)差異，得到以下結(jié)論：

（1）中國(guó)高空大氣90%以上的水汽集中對(duì)流層中下層，比濕隨高度升高迅速下降，年平均比濕氣候場(chǎng)呈南高北低的緯向分布，溫度、海陸差異和大氣環(huán)流是影響比濕分布的主要因子。

（2）1958～2005年對(duì)流層低層比濕趨于上升，對(duì)流層中層、高層和平流層下層趨于下降；1979～2005年對(duì)流層中低層的上升趨勢(shì)和對(duì)流層高層下降趨勢(shì)均較整個(gè)時(shí)段明顯增強(qiáng)，年代際變化顯示高空大氣比濕“濕”、“干”、“濕”的階段性特征與溫度“暖”、“冷”、“暖”基本同步變化；相同年份的突變點(diǎn)（1987年）表明對(duì)流層中低層溫度和比濕年代際轉(zhuǎn)折基本同步，各層溫度與濕度的顯著相關(guān)也說明高空溫度是影響高空比濕的重要因子。

（3）1958～2005年對(duì)流層下層比濕變化呈上升趨勢(shì)，1979以來上升趨勢(shì)更加明顯；對(duì)流層中層變化趨勢(shì)呈北升南降分布；對(duì)流層高層以下降趨勢(shì)為主，中國(guó)大部地區(qū)比濕下降。

（4）區(qū)域差異顯示對(duì)流層中下層西北區(qū)比濕上升最為明顯，長(zhǎng)江流域和華南區(qū)上升幅度較小。季節(jié)差異顯示 1958～2005年對(duì)流層下層比濕趨于增加主要發(fā)生在夏、冬季，1979～2005年各季比濕均上升，夏季上升趨勢(shì)最明顯。

（5）強(qiáng)ENSO暖（冷）事件后我國(guó)對(duì)流層比濕增加（下降），火山爆發(fā)導(dǎo)致我國(guó)對(duì)流層比濕下降，其影響程度隨高度增加而降低。

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