1980—2019年青藏高原降水時空變化特征分析

黃 鵬，胡 潔，邊 瓊，卓 永

1.西藏昌都市氣象局，西藏昌都 854000；2.西藏自治區(qū)氣候中心，西藏拉薩 850000

青藏高原作為“亞洲水塔”，是我國多條河流的發(fā)源地，高原降水變化對我國區(qū)域水循環(huán)和氣候變化有著不可或缺的影響。眾多氣象學(xué)者對高原降水進行了廣泛的研究并獲得相應(yīng)的成果。姚莉等[1]探討了高原地區(qū)年降水量的變化趨勢為從減少到增多。杜軍等[2]通過研究指出，除了阿里地區(qū)年降水量明顯減少外，西藏大部分地區(qū)年降水量表現(xiàn)為逐步增多。唐叔乙等[3]采用方差極大正交旋轉(zhuǎn)方法研究了西藏5—9月降水情況，指出西藏5—9月降水體現(xiàn)出很強的區(qū)域性特征，出現(xiàn)降水異常的地區(qū)為藏北、沿雅魯藏布江一線以及林芝地區(qū)。李生辰等[4]指出1971—2004年高原主體降水量表現(xiàn)為一定程度的增加趨勢，20世紀(jì)70～90年代初期，降水量的變化不明顯，90年代中后期開始快速增加。盧鶴立等[5]通過對夏季降水的研究，指出在高原年降水量相對較少的地區(qū)，夏季降水占全年降水的比重較高，與全年降水也有較好的相關(guān)性。胡豪然等[6]指出，高原東部的降水從西北向東南遞增，藏東和川西高原各有一大值中心，柴達木盆地為一低值區(qū)。貢嘎曲塔[7]對高原夏季降水進行EOF分解后得到，其主要類型存在南北向的降水反相型、中南部和東南部的降水分布型、全區(qū)降水一致型及高原東部為“+-+”的不同分布型。益西曲珍等[8]分析1960—2001年降水?dāng)?shù)據(jù)表明，西藏大部降水為較為緩慢的增多趨勢，局部地區(qū)降水量有減少趨勢。張寧瑾等[9]的研究結(jié)果表明，青藏高原年均降水量分布呈東南向西北遞減態(tài)勢。許建偉等[10]研究指出，1979—2016年高原主體年降水量逐年增加，但增加的趨勢較不明顯；其中5月降水增加最為顯著，9月降水先減少后增加，12月降水顯著減少。

關(guān)于高原降水，多數(shù)研究針對的是高原全年或夏季降水量的變化特征，而對春、秋和冬季3個季節(jié)降水的研究相對較少。因此本文著眼于研究高原降水在年尺度與季節(jié)尺度上的時空變化特征，最后從環(huán)流的角度分析了降水偏多、偏少年顯著差異的原因。

1 資料方法

本文利用國家氣象信息中心整編的中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集（V3.0），綜合考慮所需要研究的時段及剔除部分缺測站點數(shù)據(jù)，選取了青藏高原79個氣象觀測站點（圖1），選取1980—2019年逐日24 h累計降水資料，以及分辨率為0.5°×0.5°的ERAInterim再分析資料。計算了1980—2019年降水的全年平均值及季節(jié)平均值，通過滑動平均、Mann-Kendall突變檢驗研究了高原降水在年尺度與季節(jié)尺度上的時空分布特征。

圖1 青藏高原79個站點的空間分布

2 青藏高原降水的時空變化特征

2.1 青藏高原降水量的空間分布

高原1980—2019年40年全年平均降水量為449.4 mm；春季40年多年平均降水量為83.2 mm；夏季多年平均降水量為260.5 mm；秋季多年平均降水量為95.7 mm；而冬季多年平均降水量則是10.1 mm。為了更好地分析高原降水多年來的平均狀況，首先對高原79個站1980年1月—2019年12月的降水量進行40年累年平均（圖2），然后研究其空間分布特征。

從圖2a中可以看出，高原各區(qū)域年平均降水量差異較大，總體表現(xiàn)由東南向西北逐步減少；川西、林芝地區(qū)為主要的降水中心，年降水總量超過400 mm的地區(qū)出現(xiàn)在高原東南部（包括四川西部、西藏東南部和青海南部），其中降水的大值中心分別位于四川的九龍站（919.8 mm）和西藏東部的波密站（878.9 mm）；西藏中部和青海東部部分地區(qū)平均降水量為300～400 mm；而高原西北部的年降水量少于100 mm，柴達木盆地大部地區(qū)年降水量在50 mm以下，其中盆地西緣冷湖年降水量為全區(qū)最小，僅有16.8 mm，較為干旱。

再看高原春季降水（3—5月，圖2b），降水氣候特征整體也呈現(xiàn)出由東南向西北遞減的趨勢，降水量梯度較大，降水量在0～300 mm之間，較大值中心出現(xiàn)在西藏波密站（305.4 mm）。

圖2c是高原地區(qū)夏季（6—8月）降水的30年平均值，從中可以看出，高原夏季降水同樣呈顯著的西北-東南向的帶狀分布，且相比于春季迅速增多。夏季降水量在400 mm以上的區(qū)域為四川西南部，以木里站為中心的大值區(qū)達到了540.8 mm；四川西北部、西藏全區(qū)及青海東部和南部降水量為100～400 mm。

到了高原秋季（9—11月，圖2d），降水量相比于夏季迅速減少，降水氣候特征與春季類似，在九龍站出現(xiàn)降水大值中心（222.9 mm）；青海部分站點的降水在10 mm以下。

高原冬季的降水量最?。?2月—翌年2月，圖2e），除了察隅站降水量為52.4 mm之外，其余站點降水量均小于50 mm。

圖2 1980—2019年高原多年平均（a）和季節(jié)（b～e）降水分布

2.2 青藏高原降水量的年際變化

圖3給出了1980—2019年79個站點多年平均及4個季節(jié)平均降水量距平的年際變化。由圖3a可見，高原年降水量呈增多—減少交替變化的波動式增長。在1998年降水量距平出現(xiàn)一個轉(zhuǎn)折，在這之前，降水量距平值的只有4年為正，其余14年均為負(fù)，且這個時段內(nèi)1994年的391.6 mm為40年降水量最小值；1988年以后的趨勢與之相反，降水量距平值為負(fù)的只有7年，其余14年均為正，這個階段內(nèi)2018年的降水量525.7 mm是40年降水量的最大值。5年滑動平均曲線的趨勢也與此相吻合，1998年以前，只有3年滑動平均值為正，1988年以后只有5年的滑動平均值為負(fù)。1998年以前降水平均值為434.4 mm，比總均值（449.4 mm）少了15 mm，1988年以后降水均值為461.8mm，相比前期增加了27.4 mm，高總平均值12.4 mm，說明在這以后有更為顯著的降水增多。

圖3 1980—2019年高原年平均（a）及各季節(jié)平均（b～e）降水（綠色直方，單位：mm）的年際變化

從4個季節(jié)降水量距平的年際變化可以明顯地看出，各個季節(jié)降水量均呈不同程度的增多態(tài)勢，其中春季降水量有著相對較快的上升變率，在1998年以前，5年滑動平均值均為負(fù)值，之后均為正值；夏季降水呈波動式的增多，演變趨勢相對較平緩；秋季降水量也呈波動式的增多；冬季降水量呈弱增加趨勢，年代際的轉(zhuǎn)折較為明顯。5年滑動平均趨勢曲線表明，1980年代初期降水出現(xiàn)一個短期的減少后，持續(xù)增加至1990年代中期，繼而減少至2000年，在2000—2007年又呈增多態(tài)勢，2008—2012年減少，2013年后降水持續(xù)增加。

圖4是對高原全年及各季節(jié)的降水量進行M-K檢驗，從圖4a中可以明顯看出，UF和UB僅有一個交點發(fā)生在2014年，代表著高原的年降水量在2014年開始發(fā)生了突變。自1998年之后UF均為正值，說明高原年降水自1998年之后開始迅速增多，2017年增多的趨勢達到95%顯著性水平，這也和圖3a相對應(yīng)。

春季降水的M-K檢驗曲線（圖4b），UF和UB僅在1997年至1998年間有一個交點，1998年之后春季降水量呈現(xiàn)顯著的增大趨勢，2001年增大的趨勢達到了95%顯著性水平。

夏季降水的M-K檢驗曲線（圖4c）表明，UF和UB的兩個交點出現(xiàn)在2014年和2016年。

秋季降水的M-K檢驗曲線（圖4d）顯示，UF和UB的突變點出現(xiàn)在2016年和2017—2018年之間；與其余各季節(jié)曲線趨勢不同。

冬季降水的M-K檢驗曲線（圖4e）出現(xiàn)7個交點。

圖4 1980—2019年高原年平均（a）及各季節(jié)平均（b～e）降水（綠色直方，單位：mm）的年際變化

3 異常年的大氣環(huán)流合成分析

依據(jù)夏季降水量標(biāo)準(zhǔn)化距平＞1或＜-1的年份，得出降水偏多年為1998年、2003年、2012年、2014年、2018年，降水偏少年是1982年、1986年、1994年、1997年、2006年、2015年。根據(jù)這些年份環(huán)流系統(tǒng)的差異，針對流層、環(huán)流系統(tǒng)對高原夏季降水的影響這一問題進行了探討。

從高原夏季降水異常年500 hPa風(fēng)場和散度場差值分布明顯看出（圖5），500 hPa有一異常氣旋性環(huán)流系統(tǒng)占據(jù)高原主體，再看散度場，高原大部散度差值為負(fù)，說明有明顯的氣流在高原上匯合。200 hPa有一強大異常反氣旋環(huán)流占據(jù)高原上空，使得高原上空為異常輻散的區(qū)域。分析對流層高低層垂直結(jié)構(gòu)，夏季降水偏多年高原低層被異常氣旋式環(huán)流所控制，配合有輻合上升運動，高層為輻散，這種環(huán)流配置使得降水偏多。

圖5 青藏高原夏季降水異常年500 hPa（左）、200 hPa（右）風(fēng)場（矢量，單位：m/s）及散度場 （陰影，單位：10-2 Pa/s）差值分布

充足的水汽輸送是降水發(fā)生的必要條件，圖6是青藏高原夏季降水異常年整層積分的水汽通量（地面至100 hPa）和水汽通量散度的差值。由圖可見，充足的西南暖濕氣流源自孟加拉灣，往高原源源不斷輸送，高原降水的水汽條件得之滿足。再看水汽通量散度，有一明顯的水汽通量輻散區(qū)出現(xiàn)在孟加拉灣及中南半島，即孟加拉灣為水汽的提供源頭，而水汽通量輻合區(qū)出現(xiàn)在高原，代表其是水汽的匯入?yún)^(qū)，水汽在該地不斷地聚集，利于降水偏多。

圖6 青藏高原夏季降水偏多、偏少年整層積分的水汽通量（矢量，單位：m/s）及水汽通量散度 （陰影，單位：10-5 Pa/s）差值分布

4 結(jié)論與討論

利用位于高原主體79個站點的日值數(shù)據(jù)，計算了1980—2019全年及4個季節(jié)降水的平均值，采用M-K檢驗和EOF分析法，對年尺度與季節(jié)尺度下的高原降水的時空變化特征進行探討，得到以下主要結(jié)論。

（1）近40年來，青藏高原全年降水量整體表現(xiàn)為由東南向西北逐步遞減，高原各地降水量差異性較大，降水最多的地區(qū)量值超過800 mm，最少的地區(qū)降水量卻不足20 mm；4個季節(jié)中，夏季降水量最多，冬季最少，春秋次之。

（2）近40年來，高原年降雨量呈較為迅速的上升態(tài)勢，在20世紀(jì)80年代降水量呈增多趨勢，降水量在20世紀(jì)90年代初期略有減少之后又表現(xiàn)為波動式的增多。4個季節(jié)的降水量變化趨勢均趨向增多，其中上升變率較快的為春季降水量，冬季降水上升速率則較為緩慢。

（3）夏季降水偏多年的風(fēng)場與散度場一致反映出高低層環(huán)流配置為低層異常輻合、高層異常輻散。來自孟加拉灣地區(qū)充沛的水汽輸送以及高原上空強大的水汽輻合也是引起降水偏多的重要因素。