全球變暖背景下濟南及其周邊地區(qū)極端溫度與降水事件變化分析

焦 洋，李彥之，田雪珊，周 藝

(1.濟南市氣象局，濟南 250102；2.濟南高新技術(shù)產(chǎn)業(yè)開發(fā)區(qū)氣象局，濟南 250102；3.威海市氣象局，山東 威海 264200)

引 言

政府間氣候變化專門委員會(IPCC，2013)第五次評估報告表明[1]，在全球變暖背景下，極端氣候事件的發(fā)生頻率和強度在大部分陸地地區(qū)顯著增強。隨著全球變暖，極端高溫事件將變得更頻繁、更強、更持久。同世界其他地區(qū)一樣，持續(xù)性高溫事件在中國大部分區(qū)域顯著增加。近百年來全球平均降水量的變化趨勢不明顯，且全球降水極值的變化缺乏空間上的一致性。近年來，我國東部地區(qū)極端氣候事件頻發(fā)，許多城市出現(xiàn)了“看?！笔录2]。研究表明，中國許多地區(qū)的極端降水量和年降水總量有密切關(guān)系，特別是中國東部地區(qū)隨著年降水總量的增加，極端降水量的增加更為顯著[3,4]。東部地區(qū)持續(xù)性的極端降水極易引發(fā)洪澇災害，危及人民生命財產(chǎn)安全[4,5]。隨著極端氣候事件對社會經(jīng)濟及生態(tài)系統(tǒng)造成的危害與日俱增,極端事件作為一種小概率、高影響事件逐漸備受關(guān)注。因此，對極端氣候事件機理成因進行探索，掌握其未來發(fā)展規(guī)律，加強對災害性天氣的監(jiān)測，為地方政府提供科學決策，是當今氣候變化研究的熱點問題[6,7]。

山東省地處北半球中緯度地帶，四季分明，雨熱同季，年平均降水量由東南向西北遞減。降水季節(jié)分布不均衡，年際變化大。同時山東暴雨預報，特別是大暴雨預報是實際業(yè)務中的難點[8]。熱浪、干旱、洪澇等災害性天氣事件頻發(fā)，本省的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)受到氣溫和降水的直接制約[9-11]。濟南市是山東省省會城市，境內(nèi)泉水眾多，水資源較為豐富，地勢南高北低，南靠泰山，北鄰黃河[12]。近年來，濟南及其周邊地區(qū)極端高溫天氣事件增多[13-14]。此外，由于特殊的地形，夏季濟南市暴雨事件常常導致城市內(nèi)澇發(fā)生，濟南及其周邊地區(qū)的暴雨災害頻發(fā)[15-16]。

雖然有很多學者在對山東的極端氣候事件概況進行研究，但是較少采用規(guī)范化的極端指數(shù)定義進行分析。本文基于世界氣象組織定義的極端氣候指數(shù)，利用相關(guān)關(guān)系、合成分析等方法，從大氣環(huán)流及水汽輸送方面入手，對濟南及其周邊地區(qū)的極端事件進行了分析,揭示其極端氣候變化特征及其形成機制。

1 方 法

選用1970-2015年國家氣象觀測大監(jiān)站逐日降水、最高氣溫和最低氣溫資料，選取濟南及其周邊地區(qū)的47個臺站。環(huán)流場資料利用NCEP提供的1970-2015年風場、溫度場等再分析資料(2.5°×2.5°)[17-19]。

文中還應用到經(jīng)驗正交(EOF)分解、M-K突變檢驗、t檢驗、一元線性回歸分析等相關(guān)統(tǒng)計方法[20]。文中相關(guān)極端氣溫、降水指數(shù)根據(jù)表1中方法計算[21-22]。

表1 極端高溫、降水指數(shù)[23]

2 濟南及其周邊地區(qū)氣溫變化

圖1(a)為1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)同經(jīng)度帶(115°-120°E)氣溫趨勢剖面圖。由圖1(a)可看出，250 hPa以上的對流層上部，氣溫呈現(xiàn)遞減趨勢；250 hPa以下的對流層中下部，除15°N近地層有較弱遞減趨勢外，其余均呈現(xiàn)出顯著的遞增趨勢，在35°N、60°N、80°N附近出現(xiàn)大值中心，濟南及其周邊地區(qū)位于35°N以北的大值區(qū)內(nèi)。

圖1(b)為1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)同緯度帶(35.5°-38.0°N)氣溫趨勢剖面圖。由圖1(b)可看出，200 hPa以上的對流層上部，在180°E附近有正值中心，其余地區(qū)氣溫均呈現(xiàn)降低趨勢；200 hPa以下的對流層中下部，多呈現(xiàn)顯著的遞增趨勢，在0°、35°E、120°E、130°W附近的對流層底部出現(xiàn)大值中心，濟南及其周邊地區(qū)位于太行山脈至120°E的大值區(qū)內(nèi)。表明濟南及其周邊地區(qū)近地層的溫度在1970年后具有增長趨勢，同經(jīng)度帶、同緯度帶中均為顯著增長區(qū)，趨勢為0.3～0.4℃/(10a)。

圖1 1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)同經(jīng)度帶(115°-120°E)(a)及同緯度帶(35.5°-38.0°N)(b)氣溫變化趨勢剖面圖

圖2(a)-(d)為對1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)的4個極端高溫指數(shù)作EOF分析的第一模態(tài)空間分布圖，其第一模態(tài)均通過蒙特卡洛檢驗。其中暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)的EOF第一模態(tài)空間分布均為正值區(qū)，具有較為統(tǒng)一的空間一致性。夏日日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)在濟南及其周邊地區(qū)呈現(xiàn)出“南低北高”的空間分布，正值區(qū)位于魯西北和魯中東部，魯西北西部正值區(qū)尤為顯著。

圖2 1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)4個極端高溫指數(shù)EOF第一模態(tài)空間分布

對1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)的4個極端高溫指數(shù)EOF第一模態(tài)時間系數(shù)序列分析發(fā)現(xiàn)(圖3a-d)，各指數(shù)均呈現(xiàn)增長趨勢，但存在一定的年際波動。夏日日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)的時間系數(shù)在1990年以前多為負值，與“南低北高”的分布相反，1990年后多為正值且絕對值有增長趨勢，空間分布的“南低北高”特征更明顯。暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)的第一模態(tài)時間系數(shù)在1970-1995年為負值，濟南及其周邊地區(qū)暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)偏少，1995-2015年轉(zhuǎn)為正值且絕對值增加，濟南及其周邊地區(qū)的暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)呈現(xiàn)一致性偏多，并有增強趨勢。

夏日日數(shù)(圖3e)、暖夜日數(shù)(圖3f)、暖晝?nèi)諗?shù)(圖3g)、熱持續(xù)日數(shù)(圖3h)時間序列突變檢驗突變點發(fā)生在1990年前后。暖夜日數(shù)在1990年后增速較快，暖晝?nèi)諗?shù)在突變年后持續(xù)緩慢增長，夏日日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)在1995年前后達到一次峰值，1995-2005年略有下降，在2005年后再次呈現(xiàn)增長趨勢，并維持高值期。

圖3 1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)4個極端高溫指數(shù)EOF第一模態(tài)時間序列

3 濟南及其周邊地區(qū)極端降水氣候變化特征

1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)的7個極端降水指數(shù)作EOF分析的第一模態(tài)空間分布圖(圖略)，其第一模態(tài)均通過蒙特卡洛檢驗。其中年總降水量、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)的EOF第一模態(tài)空間分布均為正值區(qū)，具有較為統(tǒng)一的空間一致性。年總降水量、中雨以上日數(shù)、強降水量及極強降水量的空間分布大值區(qū)位于魯西北西部及魯中的中東部，大值區(qū)為變化顯著區(qū)。大雨以上日數(shù)和暴雨以上日數(shù)的大值區(qū)位于魯西北中部和魯中大部地區(qū)。平均日降水強度的第一模態(tài)分布顯示,大值區(qū)分布在魯中南部及魯西北北部-魯西北南部及魯中東部，在魯中南部和魯西北北部有小范圍的負值區(qū)。

對1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)的7個極端降水指數(shù)EOF第一模態(tài)時間系數(shù)序列分析發(fā)現(xiàn)(圖4a-g)，前期各指數(shù)表現(xiàn)較為一致，均在1970—1985年為負值且絕對值增大，總降水量、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)偏少，1985-1990年為負值且絕對值減小，以上指數(shù)整體偏少的分布型減弱；1990年后的多為正值，存在一定的年際波動，總降水量、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)整體偏多。平均日降水強度在1970-1990年表現(xiàn)為魯中南部及魯西北北部偏小，魯西北南部及魯中東部偏大的反位相分布型，1990年后多為正值，主要為魯中南部及魯西北北部偏小，魯西北南部及魯中東部偏大的分布型。

圖4 1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)7個極端降水指數(shù)EOF第一模態(tài)時間序列

總降水量及平均日降水強度的突變點發(fā)生在1990年前后(圖略)?？偨邓考捌骄战邓畯姸鹊腢F曲線趨勢表明，其在1990年前為波動下降趨勢，1990-2002年為緩慢上升期，2002-2005年增速較快，2005-2015年上升趨勢減緩，處于高值期。平均日降水強度的UF曲線趨勢表明，其在1990年前為波動下降趨勢，1990-2002年為緩慢上升期，2002-2005年增速較快，2005-2015年上升趨勢減緩，處于高值期。

以往研究發(fā)現(xiàn)，山東首場暴雨多發(fā)生在5月前后[24]。選取濟南大監(jiān)站(臺站號：54823)1970-2015年的逐日降水數(shù)據(jù)，計算每月最大一日降水量和每月連續(xù)5日最大降水量進行統(tǒng)計(圖略)。結(jié)果顯示，濟南主要集中降水月份為7、8月，降水離散分布和變率較大的月份為5-9月。這進一步說明，5-9月的極端降水變化對逐年極端降水指數(shù)的變化具有重要的指示意義。因而下文在分析環(huán)流形勢異常變化時，選取逐年5-9月的大氣環(huán)流場進行分析。

4 大氣環(huán)流及水汽輸送分析

圖5為5-9月1991-2015年減去1970-1990年的500 hPa(圖5a)、850 hPa(圖5b)位勢高度差值圖。500 hPa位勢高度場顯示，在1990年后，歐洲東部位勢高度正異常，新地島以東的北冰洋洋面負異常，貝加爾湖至內(nèi)蒙古一帶為正異常，三者呈現(xiàn)出“正負正”的三明治式分布，存在一條從歐洲東部開始自西北向東南傳播的波列。歐亞地區(qū)易形成兩高一低的環(huán)流形勢，烏拉爾山地區(qū)為發(fā)展強盛的高壓脊，在西伯利亞地區(qū)有一穩(wěn)定的低值區(qū)，常會生成長波槽，山東地區(qū)為較弱的高壓系統(tǒng)，中緯度不斷有從長波槽中分裂的小槽引導冷空氣東移南下，與西南暖濕氣流在山東交匯，造成降水[25]。低層850 hPa上自西北向東南的波列不顯著，歐洲東部的正異常區(qū)域減小，新地島以東洋面的負異常也減弱，但貝加爾湖至內(nèi)蒙古一帶的正異常中心加強，中心位置較500 hPa的偏西。

圖5 500hPa(a)、850 hPa(b)高度場差值和700 hPa風場差值(c、d)

700 hPa(圖5c、d)風場1970-1990年的較氣候態(tài)平均差值顯示，華北大部在1990年前，以偏東風為主，南支上為偏北氣流，缺少偏南氣流輸送水汽；1991-2015年較氣候態(tài)平均差值顯示,700 hPa風場自孟加拉灣至山東地區(qū)偏南氣流明顯加強，均通過顯著性檢驗，西南暖濕氣流強盛，為山東地區(qū)降水輸送水汽和能量，導致降水增多和增強。

輻合輻散及速度勢1970-1990年的較氣候態(tài)平均差值顯示，濟南及其周邊地區(qū)至山東以東200 hPa(圖6a)存在速度勢正值中心，為水平輻合區(qū)，925 hPa(圖6c)為水平輻散區(qū)，高層輻合低層輻散的上下層配置，盛行下沉氣流，不利于垂直運動的發(fā)展。濟南及其周邊地區(qū)至山東以東1991-2015年的輻合輻散及速度勢較氣候態(tài)平均，925 hPa(圖6d)為水平輻合區(qū)。降水區(qū)中水汽通量輻合主要由風的輻合造成，特別是低層空氣里的水平輻合最為重要，925 hPa的輻合條件易使低層水汽聚集。200 hPa(圖6b)為水平輻散區(qū)。這種高層輻散低層輻合的上下層配置，引起的抽吸作用，使該區(qū)域易有較強的垂直上升運動。大氣垂直上升運動與大氣中的凝結(jié)和降水過程密切相關(guān)。垂直運動造成的水汽、熱量等物理量的垂直輸送，有利于降水天氣系統(tǒng)的發(fā)展，促使該區(qū)域產(chǎn)生極端降水[26]。

圖6 200 hPa(a、b),925 hPa(c、d)輻合輻散(矢量，單位：m/s)及速度勢(等值線，單位107m2/s，實/虛線分別表示正/負值)差值

沿濟南及其周邊地區(qū)四個邊界(東邊界為119°E、西邊界為115°E、南邊界為35.5°N、北邊界為38°N)作水汽通量垂直剖面圖(圖7)，圖中正值為水汽通量輸入?yún)^(qū)，負值為水汽通量輸出區(qū)。水汽通量垂直剖面圖差值分析表明，1990年后各邊界水汽通量分布不均：東邊界在中高層500 hPa附近及近地層925 hPa存在水汽通量正值區(qū)，中低層為水汽通量負值區(qū)(圖7a)；西邊界在中低層存在水汽通量正值區(qū)，其余為大范圍負值區(qū)(圖7b)；南邊界上除中層外，其余大部分層次上是顯著的水汽通量輸出區(qū)(圖7c)；北邊界(圖7d)與南邊界的水汽通量情況相反，除中層外，中低層和高層均為大范圍的水汽通量輸入?yún)^(qū)。

圖7 濟南及其周邊地區(qū)東(a)、西(b)、南(c)和北(d)邊界水汽通量差值剖面圖

5 總結(jié)與討論

(1)濟南及其周邊地區(qū)近地層的氣溫在1970年后具有的增長趨勢，在同經(jīng)度帶、同緯度帶中均為顯著增長趨勢。1970-2015年濟南及其周邊地區(qū)的暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)具有較為統(tǒng)一的空間一致性。夏日日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)呈現(xiàn)出“南低北高”的空間分布，正值區(qū)位于魯西北和魯中東部，魯西北西部正值區(qū)尤為顯著。夏日日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)在1990年以前多呈現(xiàn)與“南低北高”反位相的分布，1990年后 “南低北高”的空間分布特征更明顯。濟南及其周邊地區(qū)暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)在1970-1995年偏少，在1995-2015年呈現(xiàn)一致性偏多，并有增強趨勢。

(2)年總降水量、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)具有較為統(tǒng)一的空間一致性。平均日降水強度大值區(qū)分布在魯中南部及魯西北北部-魯西北南部及魯中東部?？偨邓?、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)在1970-1985年偏少，1990年后第一模態(tài)時間系數(shù)多為正值，存在一定的年際波動，總降水量、中雨以上日數(shù)、大雨以上日數(shù)、強降水量、極強降水量及暴雨以上日數(shù)整體偏多。平均日降水強度在1970-1990年表現(xiàn)為魯中南部及魯西北北部偏小、魯西北南部及魯中東部偏大的反位相分布型，1990年后呈反位相分布型。夏日日數(shù)、暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)、熱持續(xù)日數(shù)、總降水量及平均日降水強度的突變點發(fā)生在1990年前后。濟南主要集中降水月份為7、8月，5-9月的極端降水變化對逐年極端降水指數(shù)的變化具有重要的指示意義。

(3)在1990年后，500 hPa歐洲東部位勢高度正異常，新地島以東的北冰洋洋面的為負異常，貝加爾湖至內(nèi)蒙古一帶的為正異常，三者呈現(xiàn)出“正負正”的三明治式分布，存在一條從歐洲東部開始自西北向東南傳播的波列。歐亞地區(qū)易形成兩高一低的環(huán)流形勢，冷空氣易南下與西南暖濕氣流在山東交匯，形成有利于降水的天氣形勢。低層850 hPa上自西北向東南的波列不顯著，歐洲東部的正異常區(qū)域減小，新地島以東洋面的負異常也減弱，但貝加爾湖至內(nèi)蒙古一帶的正異常中心加強，中心位置較500 hPa的偏西，濟南及其周邊地區(qū)位于該反氣旋環(huán)流的前下部，受異常的東北氣流影響。1991-2015年風場較氣候態(tài)平均差值顯示，700 hPa風場自孟加拉灣至山東地區(qū)偏南氣流顯著增強，為濟南及其周邊地區(qū)降水輸送水汽和能量，925 hPa為水平輻合區(qū)，易使低層水汽聚集，200 hPa為水平輻散區(qū)，這種高層輻散低層輻合的上下層配置，使垂直上升運動增強。水汽、熱量等物理量的垂直輸送，有利于降水天氣系統(tǒng)的發(fā)展，易發(fā)暴雨。1990年以后，5-9月濟南及其周邊地區(qū)東邊界500 hPa附近及925 hPa存在水汽通量正值區(qū)，中低層為水汽通量負值區(qū)，西邊界在中低層存在水汽通量正值區(qū)，其余為大范圍負值區(qū)；南邊界上除中層外，其余大部分層次上是顯著的水汽通量輸出區(qū)，北邊界與南邊界的水汽通量情況相反。

雖然已經(jīng)對濟南及其周邊地區(qū)的極端氣候變化特征進行了分析，但是對于濟南及其周邊地區(qū)極端氣候變化的影響因子還需進行發(fā)掘，以期為極端氣候提供氣候監(jiān)測因子。隨著全球變暖，很多研究發(fā)現(xiàn)海溫、海冰變化可以作為預測氣候變化的預報因子[27-29]，但環(huán)流機制的探討尚無定論，同時濟南及其周邊地區(qū)自身氣候變化及人文影響對該區(qū)域極端天氣的影響機制也將是一個重要的科學問題[30,31]，這將是我們的下一步重點考慮方向。