引言

云贵高原位于我国西南部、青藏高原的东南侧。其西起横断山脉，北邻四川盆地，东到湖南省雪峰山。总面积达5.6×10⁵ km²，包括了云南省东部，贵州全省，广西壮族自治区西北部和四川、湖北、湖南等省边境，是我国南北走向和东北—西南走向两组山脉的交汇处，地势西北高、东南低，海拔在400~3500 m，是中国的第四大高原(郑小波等, 2010)。云贵高原位于长江上游，其降水的气候变化和云水资源分布，不仅影响着云贵高原本身的气候的变化，同时也影响着长江下游乃至我国东部人口的水资源利用问题。因此对其进行探索和研究具有极为重要的意义。

由于地处低纬高原，受季风的影响，具有明显的干、湿季特征(秦剑等，1997)。同时也因复杂的地形，云贵高原有干热的河谷也有常年积雪的高山，其海拔落差之大造成降水的不均匀分布。前人也因此对云贵高原降水的气候变化做了不少很有价值的工作(肖子牛等，2016)。陶云和何群(2008)利用了云南122个测站逐年降水量观测资料分析了降水的时空变化特征，发现1961—2006年云南降水量夏秋减少，春、冬季增加；王维佳和赵兴炳(2012)使用云贵高原地区8个站的地基GPS资料分析了其上空的可降水量的特征，发现全年云贵高原可降水量较丰富达8000 mm以上。可降水量在湿季远远大于干季，在7月达到最高值；2月位于最低值。王雪峰等(2010)使用常规气象站逐日降水量定义了站点强降水和极端降水阈值，发现云贵高原汛期强降水和极端降水阈值地理分布差异较大，与汛期降水量关系不大，而与站点海拔高度显著负相关。但对于云水资源的研究来说，只分析降水的变化是远远不够的。云水资源的分布和水汽的输送等是形成降水的必要条件，也是气象工作者研究降水不得不考虑的因子，其输送状况对研究降水的成因和机理有着重要的意义。Lin et al(2016)通过分析影响青藏高原的两个大气环流场对高原水汽输送的调节作用，并指出了垂直方向上水汽进出青藏高原4条边界的较详细信息。Draxler and Hess(1998)开发了供质点轨迹、扩散及沉降分析用的综合模式HYSPLIT_4.9。因此使用该模试，对云贵高原水汽的源地以及各源地水汽贡献进行定量分析(江志红等，2011)。这也可以为提高云贵高原地区夏季降水的气候预测水平提供更多的线索和依据。特别是利用从地表开始向上垂直积分的长时段水汽输送(马京津和高晓清，2006；黄荣辉和陈际龙，2010；徐祥德等，2003；周长艳等，2005；张万诚等，2014)来研究云贵高原地区的水汽输送研究相对较少。该方法可以综合体现深厚的气层中流场和湿度场, 从而清晰显示出大尺度的环流系统和具有明显水汽输送特性的低空越赤道气流(周军等，1998)。因此本文结合降水的变化特征，计算了垂直积分的水汽通量, 分析了云贵高原地区大尺度水汽输送空间配置的特征, 这对在全球气候变暖的背景条件下，研究云贵高原降水的变化特征以及认识高原水资源分布和利用具有极其重要的意义，为探讨该地区云水资源的气候变化及应对措施提供依据。

1 资料和方法 1.1 资料

降水资料选取中国气象局气候研究开放实验室基于2400余个中国地面气象台站观测资料，通过“距平逼近”方法插值建立的一套1961—2010年(50 a)0.5°×0.5°经纬度分辨率的格点化数据集(吴佳和高学杰，2013；Xu et al, 2009)，根据该格点资料选取23°~27°N、100°~110°E作为所研究云贵高原的范围。结合欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的ERA-Interim再分析资料(Dee et al, 2011)1979—2010年(32 a)月平均1°×1°的U、V风场和比湿场以及地面气压场，来研究云贵高原及附近整层垂直积分的水汽输送特征。

1.2 方法

采用一元线性回归、多项式拟合、t检验等相关统计方法(魏凤英，1999)计算云贵高原夏季降水的空间分布和趋势变化。

$y\left( t \right) = ct + b$

(1)

$Q = - \frac{1}{g}\int_{{p_{\rm{s}}}}^{{p_{\rm{t}}}} \mathit{\boldsymbol{V}} q{\rm{d}}p$

(2)

${Q_{纬}} = - \frac{1}{g}\int_{{p_{\rm{s}}}}^{{p_{\rm{t}}}} u q{\rm{d}}p$

(3)

${Q_{经}} = - \frac{1}{g}\int_{{p_{\rm{s}}}}^{{p_{\rm{t}}}} \upsilon q{\rm{d}}p$

(4)

${F_{纬}} = \smallint {Q_{纬}}a{\rm{d}}\mathit{\Phi }$

(5)

${F_{经}} = \smallint {Q_{经}}acos\mathit{\Phi }{\rm{d}}\lambda $

(6)

${D_{总}} = \sum ({F_{纬}},{F_{经}})$

(7)

用一元线性回归方程来描述气候要素的变化趋势(张家宝和史玉光，2002)，即式(1) 中:t为年序列；c，b为经验常数, 可通过最小二乘法计算求取, 其中c表示线性方程的斜率，并用c×10来表示降水的线性变化趋势。c×10为正(负)表示增加(减小)趋势, 0表示无变化趋势。式(2) 是整层大气水汽输送通量公式：该式包括纬向[式(3)]和经向[式(4)]的水汽输送通量。其中，V为各层大气的风速矢量, q是各层大气的比湿, p_t、p_s分别为上界气压(取300 hPa)和地面气压, g是重力加速度。并以箱法从边界纬向[式(5)]、经向[式(6)]水汽收支以及区域水汽净收支[式(7)]等方面计算了区域水汽收支特征。式中，Φ为纬度，λ为经度，a为地球半径(王平等，2010；解承莹等，2014)。计算中人为设定水汽收支为正值时表示水汽向云贵高原输送，负值时表示水汽输出高原。为了进一步分析云贵高原的水汽收支情况，将云贵高原以105°E为分界线，分为东西两个区域来分析(郭慧等，2013)。

2 近32年云贵高原夏季降水变化

总体来说，云贵高原夏季降水相对较为充沛，大部分区域32年夏季平均降水量达729.71 mm，但降水在区域分布上存在着明显的不一致性(图 1)。位于高原东部即贵州省内降水主要呈由西南部向北部和东北部逐渐递减的分布趋势；而位于云南省内的云贵高原西部平均降水量相对较大，降水偏多：从云南省的西南部向其中部年平均降水量逐渐递减，在云南省中部和东部(云、贵两省交界处)各存在一个平均降水量低值中心。

对于云贵高原地区降水来说，其变化具有显著的区域性。根据郭慧等(2013)应用经验正交函数和旋转经验正交函数方法对我国西部降水分区情况，将从云贵高原东部和西部两个区域来对云贵高原地区降水变化进行研究。

从云贵高原全区夏季降水变化情况来看(图 2a)，降水量呈增加趋势，趋势值达21.26 mm·(10 a)^-1。图中明显看出云贵高原整体的降水振幅变化之大，夏季降水的最大值出现在1979年，降水达796.6 mm；而在1989年夏季降水最少，只有473.87 mm。

再从两个区的降水多少来看，东部夏季平均降水量达827.13 mm，明显大于西部区域的632.29 mm。同时东部降水变化趋势[33.78 mm·(10 a)^-1]也较西部[8.74 mm·(10 a)^-1]更大，即降水较大的区域，其年平均降水量的增长趋势也较大。对于云贵高原的东部地区(图 2b)，其平均降水的年代际变化与全区大体一致，都是在20世纪80年代呈减少趋势，在20世纪90年代末到21世纪初变化相对稳定变化幅度较小，之后变化振幅开始增大。出现这种现象很可能是东部区域降水量占全区比重较大，其变化趋势应与全区的年平均降水量变化相近。相比之下，西部地区的年降水量(图 2c)在80年代末到90年代初和21世纪之后变化幅度较大，其他年代中变化相对平缓。

云贵高原夏季降水的气候分布和变化存在明显的区域性。这种夏季降水大振幅的变化对生活在此居民的生产和生活来说，带来较大的不确定性和不可防范性。这种降水的变化与当地的云水资源的分布和输送是紧密不可分割的。为了探究此种降水分布格局的原因，下文将从云贵高原的云水资源气候分布和变化的角度进行探究。

3 影响云贵高原夏季降水的水汽条件

水分的循环是全球气候系统中十分重要的过程，而大气中的云水作为大气水循环的一个重要环节，对区域性降水的发生和影响是密不可分的。云贵高原地区的降水主要集中在夏季，而夏季极端降水多发，易导致山洪泥石流灾害，因此很有必要对该地区夏季大气水汽输送情况和降水量的关系进行讨论。这对云贵地区的洪涝与干旱的预警和防治有重大的指导意义。

3.1 云贵高原地区水汽收支变化特征

首先，利用ERA-Interim再分析资料计算了云贵高原地区夏季多年平均的水汽输送情况(图 3)。可以看出，夏季整层水汽输送以纬向输送为主，源自南半球的强东风水汽输送越过赤道到达北半球低纬地区并转向形成一条强大的偏西风水汽输送大值带，这条水汽输送带经过阿拉伯海得到了进一步加强，而在越过印度地区(陆地)时稍有减弱，随后进入孟加拉湾，其水汽量得到了补充。考虑到地形的影响作用，位于云贵高原西侧的那支水汽输送带受到高原地形的阻挡，其强度受到很大的削弱。而偏南的输送带经过老挝、越南等地区，在南海北部受到来自西太平洋东南向水汽输送的影响，转向成西南水汽输送带并穿过中国西南部、华南和华东等地区，最后到达西北太平洋地区。

为了定量研究云贵高原地区的水汽输送的特征，计算了高原全区的水汽收支情况(图 4，表 1)。全区的水汽净收支以水汽向外输出为主，年平均输出量达1.1×10⁶ kg·s^-1(表 1)。图 4a中，全区的水汽净输送逐年呈增长趋势，趋势达1.3×10⁶ kg·s^-1·(10 a)^-1(表 2)。在这32年间，水汽有逐渐从向高原外部输出转向逐渐输入的变化趋势。这种增加趋势与全区降水的逐年增加是一致的。

大气中的水汽主要从云贵高原地区的南边界和西边界进入并从北边界和东边界输送出高原。水汽从南边界进入云贵高原较西边界变化幅度较大，且平均值稍大，平均水汽输送值分别为57.0×10⁶和48.2×10⁶ kg·s^-1·(10 a)^-1。对于两个水汽输出边界来说，东边界的水汽输出量明显大于北边界。纬向上水汽以净输出为主；经向上以输入为主。全区主要受到来自南面的水汽影响。

通过计算云贵高原东、西两个区域的水汽输送收支情况(表 1，表 2)表明，两个区域的水汽净收支都呈增长趋势，即水汽向各区输送的量在逐渐增多，给降水的形成创造了更有利的条件，这和各区降水呈增长趋势的变化相一致。

云贵高原东部地区水汽向高原呈现净输入，平均年输入量达1.1×10⁶ kg·s^-1；而其西部地区为水汽的净输出，平均年输出量为2.2×10⁶ kg·s^-1。且水汽通过东部南、北边界的输送值都比北部地区的大。在图 3中也可明显看出云贵高原的东部水汽的输送量明显大于西部。对比两区降水可以发现：从降水水汽输送通量场的分布形式上看出两者有着惊人的相似性，云贵高原西部西南侧为高大地形抵挡，夏季水汽由云贵高原西南侧输送至此，被地形拦截形成水汽的爬坡效应，水汽在云贵高原的西南坡抬升降水，在图 1中表现为云贵高原西南部降水等值线由西南至东北递减，且降水梯度较大；图 3中则表现为水汽集中在西部的西南侧，当富足水汽绕过该高地形后移经东部形成丰富的水汽输送区，这也造成了东部大于西部的平均降水量这一事实。

3.2 影响降水的大气水汽输送分布

水汽输送通量在云贵高原的东、西部存在和降水量相类似的分布形式。各区的降水受到哪些区域的水汽输送的影响呢？为此，将全区、东部区域和西部区域的夏季降水量和大气水汽输送场的矢量模做了相关得到图 5。

对于全区的夏季降水量(图 5a)，相关系数正值区主要位于云贵高原以南、以西区域：孟加拉湾北部和南海北部，即当孟加拉湾和南海北部地区的水汽输送加强时云贵高原的降水量将会增多。系数的负值区位于云贵高原的北侧：横断山到四川盆地地区。这是由于云贵高原西边界和南边界是水汽的主要区域，当孟加拉湾北部和南海北部的水汽输送加强时水汽分别从西边界和南边界进入云贵高原的量值增大导致降水增加；而当高原北部的水汽输送加强会引起更多的水汽向着高原外部输送，降水减少。

结合前面的结论发现：在图 3中，从孟加拉湾流经的那支水汽带在云贵高原西部的西侧受到地形阻挡作用，绝大多数水汽爬坡形成降水，造成图 1中西部地区西侧和南侧具有较大降水梯度的分布形式出现，而真正进入西部腹地的降水量相对较少；而同样是图 3中的水汽输送带受到高大地形阻挡，在高原南侧形成绕流，在云贵高原东部地区的南侧转向通过东部区域向东北方向输送并不断形成降水，进而逐渐减弱，这一过程导致了图 1中东部区域夏季降水由西南向东北方向逐渐减少的分布形式。

对比图 5b和5c可以看出，云贵高原西部地区降水主要与阿拉伯海北部、孟加拉湾西北部、南海北部存在正相关关系；与青藏高原北部和横断山四川盆地的大部分地区存在负相关关系。而东部地区降水主要受南海北部地区水汽输送正的影响以及四川盆地西部的负影响。相比较而言，进入云贵高原西部的水汽主要来自位于阿拉伯海北部、孟加拉湾北部和南海北部; 而东部水汽主要来自南海北部。

3.3 云贵高原上空500 hPa层的风速变化

尽管近32年，两区的降水和净水汽输送量都呈增加趋势，但是留意可以发现，不论是降水还是水汽输送量在21世纪里都存在一定的减弱趋势，而中国气象局发布的《中国气候变化监测公报2014》(中国气象局气候变化中心，2015)上也提到南亚季风指数、相对湿度以及全国近地面风速在近10年的减弱现象。其中，云贵高原的水汽输送是一个动力输送过程，其减弱的原因分析离不开对该动力过程的分析，相对湿度也是反映干湿状况的一个物理量，对水资源的变化有一定的指示作用。早在2010年Hardwick et al(2010)和Simmons et al(2010)都发现了全球大部分地区存在温度升高但相对湿度却减少的变化事实。云贵高原周边的地表的相对湿度在2000年之后迅速减小(You et al, 2015)。因此，分析了500 hPa层的风速变化。以2000年为分界时间点。2000年之后500 hPa层的全风速相对于近32年的年平均，在云贵高原水汽上游大部分区域全风速都较弱(图 6a)；对于纬向风(图 6b)，2000年之后的时间段中，云贵高原水汽输送的上游区域，风速相对减少较多，从源头阻断了水汽向云贵高原输送；而云贵高原四周大部分地区的经向风在2000年之后的变化也处于减弱的状态，尤其是高原水汽输送主要来源的南边界以南(图 6c)。经向风的减弱可能是导致向云贵高原降水减少以及输送水汽减少的直接原因。

4 结论与讨论

基于高分辨率降水资料，分析了云贵高原夏季降水的特征。并通过计算，统计分析了云贵高原夏季水汽输送通量的变化与分布以及该地区夏季水汽的收支情况，发现水汽的输送路径与两个区域的降水分布以及变化趋势上有很好的一致性。对本文主要结论讨论如下：

(1) 全区夏季降水量呈21.26 mm·(10 a)^-1的趋势增长。且云贵高原夏季平均降水分布不均匀，存在区域差异性。位于高原东部即贵州省内降水主要呈由西南部向北部和东北部逐渐递减的分布趋势，云贵高原的降水分布情况与青藏高原的降水分布特征(鲁春霞等，2007)比较相似；而位于云南省内的云贵高原西部平均降水量相对较大，降水偏多：从云南省的西南部向其中部年平均降水量是逐渐递减，在云南省中部和东部(云、贵两省交界处)各存在一个平均降水量低值中心。

(2) 将云贵高原分成东部和西部两个区域，发现东部夏季平均降水量达827.13 mm，明显大于西部区域的632.29 mm。两个区域的降水都呈增加的趋势，降水量较高的区域[东部，33.78 mm·(10 a)^-1；西部，8.74 mm·(10 a)^-1]降水增长速度也高于较低区域。

(3) 分析云贵高原上云水资源的分布变化特征发现：位于东部地区的云水资源含量较西部的更加丰富、充足。这与两个区域降水的分布形式是一致的。从水汽的输送方面来看，大气中水汽从云贵高原南边界和西边边界进入高原，从北边界和东边界出高原，全区以净水汽输出为主，输出值呈增长趋势。云贵高原东部水汽为净输入西部为净输出，水汽向各区域的输送量逐渐增加与各区降水量呈增长趋势变化一致。

然而对于云贵高原的水汽输送的垂直项和其影响因素在本文中尚未分析，这也是找到调节降水多少以及其分布情况的最根本的影响因素，也是下一步研究需要关注的一方面。

(4) 云贵高原降水主要与孟加拉湾北部、南海北部和横断山到四川盆地地区的水汽输送通量的大小有关。进入云贵高原西部的水汽主要来自阿拉伯海北部、孟加拉湾北部和南海北部；而东部水汽主要来自南海北部。本文对影响云贵高原降水变化的水汽输送条件做了一定程度的相关性分析，找到了进入云贵高原东、西部水汽源地大致位置。但是这里只是做了定性的研究，还不能回答影响云贵高原地区降水的水汽源地的范围以及各源地水汽对该地区的贡献占多少比重等问题。这些问题还有待进一步研究。