2 广东省气候变化与自然灾害研究重点实验室, 广州 510275
3 中国科学院大学, 北京 100049
2 Key Laboratory for Climate Change and Natural Disaster Studies of Guangdong Province, Guangzhou 510275
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
青藏高原(简称高原)位于我国的西南地区, 是世界上海拔最高的大地形, 而降水是高原上最重要的水分循环因素。高原地区的降水及其潜热加热的释放对亚洲乃至全球的气候都有重要影响(Yanai and Wu, 2006; 王子谦等, 2016)。齐文文等(2013)分析了高原降水的空间特征和季节特征, 指出高原的冬季降水为全年最少, 高原东南部的冬季降水占全年的不足10%, 而西北部的冬季降水则占全年的20%~30%, 冬季降水主要发生在高原的西侧地区。1960~2000年高原冬季降水总体显著增加, 其中雅鲁藏布江下游呈减少趋势, 其他区域则呈增加趋势(黄一民和章新平, 2007)。
虽然高原地区冬季降水占全年比重较小, 但却有十分重要的作用。冬季降水可以改变后续的土壤湿度, 高原冬季降水的异常会造成春季土壤湿度的异常, 而高原春季的土壤湿度异常可以通过热通量和辐射通量等对我国夏季的气候产生显著影响(Chow et al., 2008; 王瑞等, 2009)。冬季降水也可以影响积雪或雪盖的形成, 从而影响地表反照率, 季国良和徐荣星(1990)通过对高原西部冬季地表净辐射的分析表明, 高原西部冬季地表净辐射与降水呈正相关, 而且地表净辐射可以作为地表加热场的指标, 对我国及东亚地区的大气环流和气候造成重要影响。此外, 高原积雪异常也会显著影响我国黄河流域和江淮流域等地区的夏季降水(Qian et al., 2003; 王春学, 2012; 姚姗姗和王慧, 2015)。最近的研究表明, 高原冬春季积雪对东亚气候的影响主要集中于高原的西部及喜马拉雅山脉的高海拔地区(Xiao and Duan, 2016), 而这些区域也是冬季降水的主要分布区(图 1)。此外, 高原还是三江(黄河、长江和澜沧江)的源头所在, 被称为“中国水塔”和“亚洲水塔”(Xu et al., 2008), 因此高原的冬季降水还可以影响江河径流量, 进而影响亚洲环境和经济的可持续发展。
目前已有较多研究讨论了高原夏季降水的特征及其影响因子, 但由于高原冬季降水较少, 而且高原西侧及其周边区域气象台站稀疏, 至今对冬季降水年际变率的研究仍较少, 加强这方面的研究可以帮助人们认识高原冬季降水年际变率的机理, 提高对气候异常的预测能力, 为环境与经济的可持续发展提供保障。缪启龙等(2007)通过分析指出, 高原40年来降水量在1978年前后发生突变, 由少雨期转变为多雨期。因此本文针对1979后的高原冬季降水, 利用全球降水气候中心(GPCC)和全球降水气候计划(GPCP)的降水数据, 分析了1979~2012年34年高原西侧地区冬季降水的基本特征, 并从高原西侧地区冬季降水年际变率与大气内部变化和海表温度的关系探究影响该区域冬季降水年际变率的潜在因子。
2 资料和方法 2.1 资料选取本文中冬季是指当年12月至次年2月。用到的资料主要有:
(1) 由于高原冬季降水较少, 且气象台站大多位于高原的中东部, 西部的台站稀疏, 为了减少所用数据带来的不确定性, 采用全球降水气候中心(GPCC)和全球降水气候计划(GPCP)两套逐月降水资料, GPCP降水资料的空间分辨率为1.5°× 1.5°, GPCC降水资料的空间分辨率为0.5°×0.5°。选取1979~2013年的降水资料, 即1979~2012年共34个冬季。
(2) 欧洲气象中心ERA-interim逐日的再分析资料, 采用1979~2013年1000~100 hPa共27个气压层的日平均比湿(单位:g kg−1)、纬向风速(单位:m s−1)、经向风速(单位:m s−1)、地表气压(单位:hPa)资料以及位势高度(单位:m2 s−2)资料, 空间分辨率为1.5°×1.5°。
(3) 1979~2013年Hadley中心的全球月平均海温资料, 空间分辨率为1°×1°。
(4) 美国气候预测中心(CPC)提供的北大西洋涛动(NAO)指数和北极涛动(AO)指数资料, 选取1979~2013年12~2月的34年冬季NAO指数和AO指数。
2.2 方法简介本文所用的分析方法为合成分析和线性回归分析等, 另外用到的有关水汽诊断的计算方法主要有:
(1) 水汽通量输送是计算在单位时间内流经单位垂直截面积的水汽质量, 纬向计算公式为
${Q_u} = - \frac{1}{g}\int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {qu{\rm d}p}, $ | (1) |
经向计算公式为
${Q_v} = - \frac{1}{g}\int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {qv{\rm d}p}, $ | (2) |
其中, u和v分别为纬向风分量和经向风分量, ps为地面气压, pt为高层的气压(本文取300 hPa), g为重力加速度, q为比湿。
(2) 水汽通量散度是指某一地区的水汽辐合或辐散的状态, 公式如下:
$D = \frac{{\partial {Q_u}}}{{a\cos \varphi \partial \lambda }} + \frac{{\partial {Q_v}}}{{a\partial \lambda }}, $ | (3) |
其中, D为水汽通量散度, a为地球半径, φ为纬度, λ为经度。散度为正值表示该地区水汽辐散, 为下沉区, 不利于降水, 且散度的绝对值越大对降水越不利; 散度为负值表示该地区水汽辐合, 为上升区, 有利于降水, 且散度的绝对值越大对降水越有利。
(3) 为了研究动力因子和热力因子对水汽通量散度及降水的影响, 可以将水汽通量散度分解成动力项和热力项:
$ \begin{gathered} - \frac{1}{g}\nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {q\boldsymbol{V}{\rm d}p} = - \frac{1}{g}\nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {\left({{q_{\rm c}} + q'} \right)\left({{\boldsymbol{V}_{\rm c}} + \boldsymbol{V}'} \right){\rm d}p} = \hfill \\ - \frac{1}{g}\left[ {\nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {{q_{\rm c}}{\boldsymbol{V}_{\rm c}}{\rm d}p} + \nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {q'{\boldsymbol{V}_{\rm c}}{\rm d}p + \nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {{q_{\rm c}}\boldsymbol{V}'{\rm d}p + } } } \right. \hfill \\ \left. {\nabla \cdot \int_{{p_{\rm s}}}^{{p_{\rm t}}} {q'{{\boldsymbol{V}'}_{}}{\rm d}p} } \right] \end{gathered} $ | (4) |
其中, V为水平风矢量,
从图 1可以看出, 高原冬季降水主要集中于其西侧、西南部和西北部地区, 降水大值中心位于帕米尔高原及其周边区域(60°~80°E), 因而本文将研究区域统称为“高原西侧地区”。选取这个范围的GPCC降水场进行EOF分析, 第一模态(解释方差占30.55%)如图 2a所示。结果表明, 在高原冬季降水的大值区, 降水呈现出全区一致的分布特点。同样对GPCP降水资料进行EOF分解, 结果与GPCC降水资料相同(图略)。将此区域的降水进行区域平均, 得到高原西侧地区冬季降水指数。因为我们关注的是年际变率, 文中所有和年际变化有关的分析均已事先去除了线性趋势。所以, 将降水指数和EOF第一模态时间序列PC1进行去线性趋势并标准化, 再将二者做相关, 得到相关系数为0.95。说明EOF的第一模态能较好的反应高原西侧冬季降水的变化特征。
高原上的水汽总体上呈现南湿北干的分布特点, 这主要是由地理纬度和海拔高度决定的, 但大气环流导致该地区大气中的水汽分布随季节有明显变化, 冬季水汽明显较少(梁宏等, 2006)。然而水汽含量不是决定降水的唯一因素, 风场等因素也会影响水汽输送, 从而影响高原冬季降水的变化。
因此, 基于ERA-Interim逐日再分析数据, 通过(1)、(2)、(3)式对1979~2012年12月至次年2月1000~300 hPa的水汽通量输送和风场进行计算, 得到高原冬季气候平均的整层积分的水汽通量输送及其辐合辐散情况(图 3a)。从中可以发现, 冬季平均降水大值区(28°~45°N, 60°~80°E)对应为水汽辐合区, 这与高原冬季降水的主要区域相一致。同时从图中还可以看出, 高原西侧地区的水汽主要是从上游伴随着中纬度偏西风输送而来, 水汽来源可以追踪到北大西洋等地区。图 3a也说明了, 在冬季, 印度洋的水汽并不会往高原上输送。
前人研究表明, 冬季高原及其周边整个地区水汽通量输送微弱, 且基本是由西向东输送(周长艳等, 2005; 梁宏等, 2006)。图 3b描绘了高原冬季气候平均降水主要发生区域的水汽收支情况, 从图中可以看出, 水汽是从西边界输入到该地区, 34年冬季气候平均水汽通量输送为560.68 kg m−1 s−1。东边界是西风带的下风区, 气候平均水汽通量为242.47 kg m−1 s−1, 水汽从这里输出后将继续向其下游的我国东部地区输送。北边界也是输出边界, 冬季气候平均水汽通量为243.97 kg m−1 s−1, 水汽从这里输出后将继续向高原以北区域深入。值得注意的是南边界的水汽收支, 南边界虽然是水汽输入的边界, 但冬季气候平均水汽通量相比其他三个边界非常小, 仅为11.88 kg m−1 s−1。这说明高原西侧冬季降水的水汽基本只由西边界输入, 这与水汽通量水平分布图所显示的水汽输送方向情况一致。
将34年的高原西侧地区冬季降水指数与各边界水汽收支作比较(图 3c), 并求各边界的水汽收支与降水指数的相关系数后可以发现, 高原冬季降水指数的年际变化与南边界水汽收支相关性最高, 相关系数为0.78;其次是东边界和西边界, 相关系数分别为0.44和0.36;而北边界的水汽收支与降水指数的年际变化的相关系数仅为0.24, 这说明虽然高原冬季降水所需的水汽只从西边界输入, 但降水的年际变率却与南边界的水汽收支变化相关最好。从高原西侧地区冬季降水指数回归的同期水汽通量场(图 4a)可以看出, 在高原冬季降水的主要区域出现了明显的西南—东北向的水汽输送异常。该水汽通量输送异常主要出现在南边界上, 这也进一步解释了为什么高原西侧冬季降水的年际变化与南边界水汽输送变率相关最好。为了探究产生这种水汽通量输送异常的原因, 应用(4)式将高原冬季的水汽通量输送分解为动力项和热力项两部分。从结果(图 4b)可以看出高原冬季降水主要发生区的区域平均降水与水汽通量输送的动力项的相关系数为0.82, 远远超过其热力项(−0.08)。这说明高原西侧地区冬季降水的年际变率主要是由水汽通量输送的动力因子项决定的。因此, 综合以上分析可知, 虽然高原西侧冬季降水的水汽含量只由西边界输入, 其来源可追踪到其上游大西洋地区, 但是高原西侧地区冬季降水的年际变率主要由水汽通量输送的动力因子(风的异常)所决定, 表现为西南—东北向的环流异常。
高原西侧地区冬季降水的年际变率主要由水汽通量输送的动力项决定, 所以想探究影响高原西侧冬季降水年际变率的因子可以试图探究影响高原周边环流场的因子。从高原西侧区域平均的冬季降水指数回归的850 hPa、500 hPa和200 hPa风场(图 5)可以看出, 在高原上游北大西洋—西北欧地区出现了明显的反气旋性环流异常。
图 5显示出现环流异常的地区位于高原上游的北大西洋地区及北极部分地区。北半球冬季大西洋地区大气活动的主要模态是冰岛低压与亚速尔高压之间气压变化的反相关现象, 这一现象被称为北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation, NAO)。当亚速尔气压偏高时, 冰岛气压偏低, 此时北大西洋涛动变强, 中纬度西风带加强; 而当亚速尔气压偏低时, 冰岛气压偏高, 此时北大西洋涛动变弱, 中纬度西风带偏弱(Barnston and Livezey, 1987)。而北极地区大气活动的主要模态是北极涛动(Arctic Oscillation, AO), 它对北半球中高纬度高度场及温度场具有显著影响(Thompson and Wallace, 1998; 焦洋等, 2014)。所以本文选取1979~2012年冬季平均的NAO指数与AO指数, 将二者分别与降水场做相关(图 6), 结果显示在高原冬季降水的主要发生区域二者的相关性并不明显, 这在一定程度上说明了高原西侧冬季降水的年际变率与其上游地区大气内部变率的典型模态北大西洋涛动和北极涛动的联系较小。
除大气内部变率因子外, 热带海温异常也是造成大气环流变化的主要因素之一。从高原西侧地区冬季降水指数与全球冬季平均海温场的相关(图 7)来看, 在高原上游出现环流异常的大西洋地区二者的相关性比较弱, 但在赤道西印度洋和热带中东太平洋地区却显示明显的正相关关系。杨辉和李崇银(2005)通过分析指出, 热带太平洋—印度洋海温异常会对亚洲气候产生显著影响, 包括高原及其周边区域的大气环流异常。这说明赤道西印度洋和中东热带太平洋海温异常可能对高原冬季环流和降水的年际变率产生影响。
热带太平洋海温异常会引发ENSO这一海气系统中最强的年际信号, 对大气环流及其相关的气候有重要影响, 也能引起印度洋海温和印度季风环流的异常变化(Webster and Yang, 1992; Wang et al., 2000; Du et al., 2009)。从图 7可看出, 在(6°S~12°N, 175°E~100°W)区域的冬季海温与高原西侧冬季降水指数的相关性最高, 所以定义该区域平均海温为1979~2012年冬季热带中东太平洋海温指数, 并计算其与冬季平均风场的相关系数。从冬季热带中东太平洋海温指数与850 hPa风场的相关系数分布(图 8b)可以看出, 在赤道印度洋地区有明显的东风异常, 这说明冬季热带中东太平洋海温异常可以引起赤道印度洋海表的暖水向西输送, 使得暖水在西部堆积, 从而导致赤道西印度洋出现暖海温的异常。此外, 从图中还可以看出在北印度洋及其周边区域有明显的环流异常, 与高原西侧冬季降水指数回归的冬季水汽通量场(图 4)表现出的环流异常一致, 这说明热带中东太平洋的海温异常会影响印度洋区域海温和低层的大气环流变化, 这与前人的研究结果一致(Du et al., 2009; 黄刚等, 2016)。印度洋北部出现反气旋环流异常, 使得高原西侧地区处于西南风异常中, 从而从动力场上影响高原西侧冬季水汽输送以及降水的年际变率。
此外, 已有研究表明, 热带太平洋海表温度异常对亚洲副热带西风急流的影响较大, 在热带太平洋海表温度增加时, 东亚副热带西风急流强度也增强(邱斌等, 2013), 而且东亚西风急流南北位置指数与热带中东太平洋海温呈显著的正相关(杨辉, 2015; Hong and Lu, 2016)。图 8a为冬季热带中东太平洋海温指数与200 hPa平均风场的相关指数分布, 从图中可以看出在南亚地区出现了明显的西风异常, 即中东太平洋海温偏高时西风急流倾向于向南偏移。因此, 热带中东太平洋的海温异常也会通过影响西风急流的南北位置从而影响高原冬季西侧地区的水汽输送以及降水的年际变率。
为了探究具体的影响途径, 定义热带中东太平洋冬季海温指数大于0.8个标准差的年份为热带中东太平洋冬季海温高年, 而小于0.8个标准差的年份为热带中东太平洋冬季海温低年。热带中东太平洋冬季海温高年为:1982、1991、1994、1997、2002、2006和2009年, 热带中东太平洋冬季海温低年为:1984、1988、1998、1999、2007和2010年。为研究向高原西侧的水汽通量输送情况, 计算热带中东太平洋冬季海温高年与低年之间55°~65°E范围平均纬向风差和平均水汽差, 从图 9可以看出, 当冬季热带中东太平洋海温较高时, 西风急流的位置的确更偏南, 使得高原附近中低层地区的西风都增强, 因而向高原西侧地区输送的水汽也就更多, 结合高原西侧冬季降水指数回归的冬季水汽通量场(图 4), 西风急流更偏南, 更有利于将上游地区的水汽向高原西侧地区输送。反之当冬季热带中东太平洋海温较低时, 西风急流的位置更偏北, 整体的水汽也更少, 不利于将上游地区的水汽向高原西侧地区输送。
本文从冬季高原降水的年际变率入手, 进而分析影响高原西侧地区冬季降水年际变率的因子, 得到的结论如下:
(1) 高原冬季降水主要发生于其西侧帕米尔高原及周边区域, EOF分析表明降水为全区一致型。冬季降水的水汽主要来自上游地区, 水汽来源可以追踪到北大西洋等地区, 但降水的年际变率主要由水汽通量输送的动力过程决定的, 表现为高原西侧地区呈西南—东北向的水汽通量输送和环流异常。
(2) 高原西侧冬季降水的年际变率与赤道印度洋和热带中东太平洋海温有很好的正相关关系。热带中东太平洋海温异常会激发印度洋地区的暖水向西输送堆积, 使得赤道西印度洋出现暖海温异常; 同时热带中东太平洋海温异常还会引起低层环流异常, 在印度洋北部产生反气旋环流异常, 造成高原西侧地区的西南风异常, 而且高层西风急流也出现南北摆动, 从而共同调控高原西侧地区的冬季水汽输送和降水的年际变率。
本文是从大尺度环流的角度来讨论高原西侧冬季降水变化, 但高原是世界上海拔最高的大地形, 这种地形对降水的影响也是不可忽视的。蔡英等(2004)指出海拔高度和大气环流等条件相同时, 地理纬度是决定高原及其周边地区水汽分布的主要因子。另外, 高原的高大地形也是影响水汽分布的重要因素之一, 因为它决定了上空气柱的厚度, 从而决定了上空的大气总水汽量(梁宏等, 2006)。那么在小尺度上高原的大地形对其冬季水汽输送和降水变化有影响吗?如果有的话影响具体是怎样的?这些问题也值得继续研究。
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