黃河內(nèi)蒙古河段凌汛期寒潮特征及天氣分型

劉 靜，張利娜，靳莉君

（黃河水利委員會水文局，河南 鄭州 450004）

黃河內(nèi)蒙古河段處于黃河流域最北端，干流全長823 km［1-2］。 該河段冬季嚴寒而漫長，冰期 4～5 個月，河流流向自低緯向高緯，同期氣溫上游高、下游低，流凌封凍溯源而上，容易形成嚴重冰塞，解凍開河自上而下，冰凌洪水自上而下沿程增大，極易出現(xiàn)冰壩阻水漫堤甚至決口災(zāi)害［3-4］。

氣溫是影響內(nèi)蒙古河段凌情變化的主要因素［4-5］，氣溫起伏變化大，容易導致封開河不穩(wěn)定，形成冰塞冰壩［6］。 寒潮天氣過程是一種大規(guī)模的強冷空氣活動過程，常引起氣溫驟降，造成河流流凌、封凍并導致封河長度加長，是一種重要的災(zāi)害天氣［7］，有關(guān)寒潮天氣對黃河凌情影響的研究一直受到水利氣象專家的重視。 楊升全等［8］認為寒潮的強與弱、多與少對凌情的重與輕有決定意義；王春青等［7］指出，黃河流域50%的封河是由寒潮天氣造成的，寧蒙河段寒潮發(fā)生頻率高于黃河下游，且寒潮強度也強于黃河下游；張榮剛等［9］研究表明寒潮天氣過程是造成2016—2017年內(nèi)蒙古河段快速封河的直接原因。 以往研究大多集中在內(nèi)蒙古河段寒潮天氣過程個例分析或者寒潮基本氣候特征分析上，對寒潮天氣形勢缺乏系統(tǒng)全面的研究。 本文首先對近10 a 內(nèi)蒙古河段寒潮過程的基本特征進行詳細分析，然后根據(jù)冷空氣移動路徑，對寒潮過程進行環(huán)流分型，最后對寒潮變化的可能成因進行簡要分析，以期為黃河防凌減災(zāi)提供技術(shù)支撐。

1 資料和方法

1.1 資料介紹

采用的資料有：①2010年11月至2020年3月內(nèi)蒙古河段磴口、包頭、托克托3 個氣象站的逐日平均氣溫和日最低氣溫資料，氣象站分布見圖1；②美國國家環(huán)境預(yù)報中心／大氣研究中心（NCEP／NCAR）提供的500 hPa 高度場和溫度場、海平面氣壓場等逐日再分析資料，分辨率為 2.5°×2.5°［10］；③中國氣象局提供的逐月北極海冰密度指數(shù)資料。 本文凌汛期定義為11月至翌年 3月，為方便起見，將2010年11月—2011年3月定義為2010年凌汛期，并以此類推。 在寒潮過程統(tǒng)計過程中，如遇到跨月的情形，則取過程天數(shù)多的月份作為寒潮出現(xiàn)月份。

圖1 黃河內(nèi)蒙古河段水文站及氣象站分布示意

1.2 寒潮過程標準及分析方法

識別寒潮過程首先需要識別降溫過程，參照毛煒嶧等［11-12］的定義確定降溫過程，即將某日與其前1 日的最低氣溫差記為 ΔT24，ΔT24由≥0 轉(zhuǎn)為＜0 的第 1 日為降溫過程初日，ΔT24由＜0 轉(zhuǎn)為≥0 的前1 日為降溫過程終日，初日至終日之間稱為一次降溫過程。

中華人民共和國國家標準《寒潮等級》（GB／T 21987—2017）定義，使某地日最低氣溫24 h 內(nèi)降溫幅度≥8 ℃，或48 h 內(nèi)降溫幅度≥10 ℃，或72 h 內(nèi)降溫幅度≥12 ℃，且日最低氣溫≤4 ℃的冷空氣活動稱為寒潮。 根據(jù)該標準僅能識別出寒潮日，識別寒潮過程需在識別降溫過程的基礎(chǔ)上，進一步依據(jù)《寒潮等級》標準對過程中最大 24、48、72 h 降溫幅度進行判斷［12］。

依據(jù)以上判識方法分別統(tǒng)計磴口、包頭和托克托3 站的寒潮過程，若某時段內(nèi)3 站中至少有1 站出現(xiàn)寒潮過程，則認為該時段內(nèi)蒙古河段出現(xiàn)寒潮過程，因同一次過程對3 站的影響時間可能略有差異，作為一個過程處理，將3 站中第1 個影響日作為過程初日，最后1 個影響日作為過程終日，初日至終日之間的天數(shù)稱為寒潮過程持續(xù)時間。 例如，若磴口和包頭均于11月22—23 日出現(xiàn)寒潮，而托克托于21—24 日出現(xiàn)寒潮，則將21 日和24 日作為內(nèi)蒙古河段寒潮過程的初日和終日；若磴口、包頭、托克托分別于1月14—16日、15—17 日和 15—16 日出現(xiàn)寒潮，則將 14 日作為內(nèi)蒙古河段寒潮過程的初日，17 日作為終日。

在識別出近10 a 內(nèi)蒙古河段所有寒潮過程的基礎(chǔ)上，進一步采用線性趨勢分析、t 檢驗、天氣學分析等方法對寒潮過程基本特征、環(huán)流分型以及次數(shù)變化成因進行分析和研究。

2 寒潮過程基本特征

2.1 影響范圍

依據(jù)內(nèi)蒙古河段寒潮過程判別標準，統(tǒng)計得到該河段近10 a 共出現(xiàn)98 次寒潮過程，進一步根據(jù)出現(xiàn)寒潮的站點數(shù)將寒潮過程劃分為單站型、兩站型和三站型。 其中單站型次數(shù)最多，達47 次，占總次數(shù)的48%；兩站型38 次，占 39%；三站型最少，僅 13 次，占13%。 單站型中托克托出現(xiàn)寒潮的次數(shù)最多，達23次，其次為包頭站，達15 次，磴口站最少，僅9 次，包頭位置最偏北（見圖1），但寒潮次數(shù)卻比托克托少，一方面是因為其北部為山脈，受山脈阻擋作用，冷空氣會被削弱，另一方面，托克托易受東部回流冷空氣影響，故寒潮過程較多。 兩站型中包頭和托克托同時出現(xiàn)的次數(shù)最多，達27 次，占該型的71%，其次為磴口和托克托同時出現(xiàn)的過程，達9 次，磴口和包頭同時出現(xiàn)的次數(shù)僅有2 次（見表 1）。

表1 內(nèi)蒙古河段不同類型寒潮過程出現(xiàn)次數(shù)

2.2 持續(xù)時間

2010—2019年，內(nèi)蒙古河段寒潮過程持續(xù)時間為1～5 d，平均持續(xù)時間為2.1 d，其中1 d 和2 d 的過程較多，分別為37 次和35 次，兩者累計占過程總數(shù)的73%，持續(xù)5 d 的僅有2 次。 分別統(tǒng)計不同類型寒潮過程的持續(xù)時間，結(jié)果表明，單站型持續(xù)時間為1～3 d，且隨持續(xù)時間增加，次數(shù)迅速減少，持續(xù)1 d 的過程有27 次，占該類型總數(shù)的57%。 兩站型和三站型持續(xù)時間以2 d為主，分別為13 次和6 次，占同類過程總數(shù)的34%和46%（見表2）。

表2 內(nèi)蒙古河段不同持續(xù)時間的寒潮過程次數(shù)

2.3 最大降溫幅度

統(tǒng)計內(nèi)蒙古河段3 站寒潮過程不同時段內(nèi)最大降溫幅度及其出現(xiàn)時間（見表3），結(jié)果表明，過程、24 h、48 h以及72 h 最大降溫幅度均呈現(xiàn)出自西向東逐漸增大的特征，即托克托降溫幅度最大，包頭次之，磴口最小。 其次，各站在同一時段內(nèi)出現(xiàn)降溫幅度最大值的時間互不相同，這與冷空氣的路徑和強度、各站的地理位置和海拔等因素有密切關(guān)系［13］。 此外，統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)3 站各時段內(nèi)最大降溫幅度均出現(xiàn)在兩站型或三站型寒潮過程中，這也反映了強寒潮過程往往影響范圍較大。

表3 內(nèi)蒙古河段各站寒潮過程不同時段內(nèi)最大降溫幅度及其出現(xiàn)時間

2.4月際和年際變化

內(nèi)蒙古河段凌汛期寒潮過程次數(shù)月際變化（見表4）顯示，11月和 1月寒潮過程最多，均達 22 次，3月最少，為16 次。 這是因為11月處于秋冬交替季節(jié)，基礎(chǔ)氣溫相對較高，受冷空氣影響時氣溫下降幅度較大，易達到寒潮級別；1月處于全年最冷時期，冷空氣勢力最強，故寒潮次數(shù)也較多；3月冷空氣勢力最弱，寒潮次數(shù)最少。

表4 內(nèi)蒙古河段凌汛期寒潮過程次數(shù)月際變化

2010—2019年內(nèi)蒙古河段凌汛期寒潮過程次數(shù)逐年變化（見圖2）顯示，2018年寒潮過程最多，達17次，其次為 2017年，達 14 次，2010年和 2011年最少，僅3 次。 近10 a 寒潮過程次數(shù)有明顯的增加趨勢，增加速率為1.4 次／a，通過了α＝0.001 的顯著性檢驗。2015—2019年凌汛期平均每年出現(xiàn)13.6 次寒潮過程，較2010—2014年（年平均 6 次）增加了 127%。 內(nèi)蒙古河段各類寒潮過程次數(shù)的逐年變化（見圖2）顯示，單站型、兩站型和三站型次數(shù)均呈增加趨勢，其中單站型增加速率達 0.9 次／a，通過了α＝0.001 的顯著性檢驗，而兩站型和三站型均未通過顯著性檢驗。 單站型近5 a 凌汛期平均每年出現(xiàn)7 次寒潮過程，較2010—2014年（年平均2.4 次）增加了192%。 單站型又以包頭和托克托出現(xiàn)寒潮過程為主，分別統(tǒng)計兩站寒潮過程次數(shù)的年際變化（圖略），結(jié)果表明，包頭和托克托增加速率分別為 0.7 次／a 和 1.1 次／a，分別通過了α＝0.05 和α＝0.001 的顯著性檢驗。 包頭和托克托站近5 a凌汛期平均每年分別出現(xiàn)7.2 次和10.4次寒潮過程，較 2010—2014年（年平均 4.2 次和 4 次）分別增加了71%和160%。 由此可見，近10 a 內(nèi)蒙古河段單站型寒潮過程顯著增多，其中主要表現(xiàn)為包頭和托克托（尤其是托克托）的寒潮過程顯著增加。

圖2 內(nèi)蒙古河段各類寒潮過程次數(shù)逐年變化

3 冷空氣源地和路徑

影響內(nèi)蒙古河段的冷空氣主要有3 個源地，即新地島以西洋面、新地島以東洋面和冰島以南洋面［14-15］，3 個源地的冷空氣大多在西伯利亞中部地區(qū)（以下稱為關(guān)鍵區(qū)）積累加強后入侵內(nèi)蒙古河段。

根據(jù)冷空氣的移動路徑，將影響內(nèi)蒙古河段的寒潮天氣過程分為以下類型：①偏北路，冷空氣經(jīng)貝加爾湖南下影響內(nèi)蒙古河段；②偏西路，冷空氣自關(guān)鍵區(qū)向東途經(jīng)巴爾喀什湖、新疆、青海、甘肅后到達內(nèi)蒙古河段；③偏東路，冷空氣自關(guān)鍵區(qū)經(jīng)蒙古國到達華北北部至東北一帶，地面冷高壓底部回流冷空氣造成內(nèi)蒙古河段氣溫驟降，此外還存在冷空氣未經(jīng)過關(guān)鍵區(qū)，從新地島以東經(jīng)泰梅爾半島、中西伯利亞南下影響內(nèi)蒙古河段地區(qū)的情形，但極為少見；④偏北路與偏東路共同影響型，兩類路徑的冷空氣在貝加爾湖以東匯合后影響內(nèi)蒙古河段。 偏北路路徑是內(nèi)蒙古河段寒潮過程最為常見的路徑，占寒潮過程總數(shù)的70%以上，其他3 類路徑出現(xiàn)的次數(shù)相當，占比均不到10%。

4 寒潮過程環(huán)流特征分析

4.1 偏北路冷空氣型寒潮

偏北路冷空氣型寒潮暴發(fā)前的天氣形勢多為橫槽型（見圖3），即烏拉爾山和鄂霍次克海附近分別存在一高壓脊，東半球極渦南壓至中西伯利亞，亞洲地區(qū)形成倒Ω 流型，自極渦中心向西伸出一東西走向的橫槽，槽后脊前的偏北氣流不斷引導冷空氣在西西伯利亞堆積。 而后冷空氣主要以橫槽旋轉(zhuǎn)東移南下和橫槽轉(zhuǎn)豎兩種方式向南移動，并以前者最為常見。 兩者的不同點是，橫槽旋轉(zhuǎn)東移南下型極渦向東北方向收縮，而橫槽轉(zhuǎn)豎型極渦位置穩(wěn)定。 相同點是，槽前平直西風帶中存在小波動，構(gòu)成槽前等高線結(jié)構(gòu)疏散，且槽前為冷平流，促使橫槽旋轉(zhuǎn)南下或轉(zhuǎn)豎，引導強冷空氣大舉南下，易造成劇烈降溫天氣，表3 中列舉的最大降溫大部分由橫槽旋轉(zhuǎn)東移南下或橫槽轉(zhuǎn)豎造成。 偏北路冷空氣影響范圍較廣，當其強度較大時，可造成磴口、包頭、托克托3 站同時出現(xiàn)寒潮天氣。

圖3 偏北路冷空氣型寒潮500 hPa 高度場（實線）和溫度場（虛線）

4.2 偏西路冷空氣型寒潮

偏西路冷空氣型寒潮暴發(fā)前，歐亞中高緯環(huán)流較平直，烏拉爾山一帶為低壓槽區(qū)，槽線上有冷平流，槽后脊區(qū)有暖平流，促使槽脊發(fā)展。 低壓槽在隨基本氣流東移過程中常加強形成蒙古氣旋，并有-40 ～-44 ℃的冷中心與之配合，鋒區(qū)東移南壓，造成內(nèi)蒙古河段出現(xiàn)寒潮天氣過程（見圖4）。 內(nèi)蒙古河段3 站中磴口受偏西路冷空氣影響次數(shù)最多，因磴口位置最偏西，故當冷空氣為西路時，磴口往往最先出現(xiàn)降溫天氣。

圖4 偏西路冷空氣型寒潮500 hPa 高度場（實線）和溫度場（虛線）

4.3 偏東路冷空氣型寒潮

偏東路冷空氣型寒潮暴發(fā)前，歐亞中高緯環(huán)流形勢呈兩槽一脊型，烏拉爾山及鄂霍次克海為低壓槽區(qū)，貝加爾湖以西為高壓脊區(qū)。 脊線上有明顯的暖平流，有利于脊向北發(fā)展，脊前偏北氣流加強，引導新地島以東冷空氣匯入低壓槽中，促使低壓槽加強形成閉合冷渦，冷中心強度達-40 ～-48 ℃。 冷空氣主體偏北，其在東移過程中，低空冷空氣折向西南，造成內(nèi)蒙古河段中東部出現(xiàn)回流天氣，氣溫驟降（見圖5）。 偏東路冷空氣主要影響包頭和托克托，在其影響下，兩站經(jīng)常同時出現(xiàn)寒潮。

圖5 偏東路冷空氣型寒潮500 hPa 高度場（實線）和溫度場（虛線）

4.4 偏北路與偏東路共同影響型寒潮

偏北路與偏東路共同影響型寒潮環(huán)流場的特征是，東北亞地區(qū)穩(wěn)定維持一低壓槽或者閉合低渦，與上游東移的低壓槽合并加強后，槽后偏北氣流引導冷空氣大舉南下侵襲內(nèi)蒙古河段。 在偏北路與偏東路冷空氣共同影響下，內(nèi)蒙古河段3 站均有可能出現(xiàn)寒潮天氣。

5 近5 a 寒潮過程次數(shù)顯著增加的原因

5.1 氣溫變化

根據(jù)定義，寒潮過程由日最低氣溫決定，因此日最低氣溫變化必然是寒潮次數(shù)發(fā)生變化的重要影響因素［16］。 表 5 給出了內(nèi)蒙古河段 2010—2014年和2015—2019年凌汛期日均氣溫和平均日最低氣溫，由表5 可知，磴口站近5 a 凌汛期日均氣溫和平均日最低氣溫較2010—2014年均有升高的趨勢，而包頭站和托克托站呈現(xiàn)出相反的變化特征，且托克托站氣溫降低的趨勢更加明顯。 這可能與氣候變暖停滯有關(guān)［17-18］，黃星等［19］研究指出，內(nèi)蒙古河段春季、秋季、冬季的平均氣溫和平均最低氣溫均于21 世紀初出現(xiàn)了變暖停滯現(xiàn)象，變暖停滯后各類氣溫呈現(xiàn)出不同程度的降低趨勢。 由此可見，包頭、托克托站日最低氣溫降低可能是造成寒潮次數(shù)顯著增加的直接原因。

表5 內(nèi)蒙古河段2010—2014年和2015—2019年凌汛期日均氣溫和平均日最低氣溫

5.2 西伯利亞高壓和北極海冰

西伯利亞高壓是影響我國寒潮變化最直接的大氣活動中心，其強度與我國寒潮次數(shù)呈顯著的正相關(guān)關(guān)系［16，20-23］。 選取北緯 40°—60°、東經(jīng) 80°—120°區(qū)域作為西伯利亞高壓的主體［21，24］，將該區(qū)域內(nèi)海平面氣壓平均值作為西伯利亞高壓強度指數(shù)。 圖6 給出了2010—2019年凌汛期西伯利亞高壓強度指數(shù)距平，由圖6 可知，近5 a 西伯利亞高壓明顯強于2010—2014年，這將有利于冷空氣向我國輸送，造成寒潮等異常低溫天氣發(fā)生次數(shù)的增加。 而西伯利亞高壓強度變化與北極海冰密度密切相關(guān)，已有的研究指出，秋季北極海冰密度與冬季西伯利亞高壓為顯著的負相關(guān)關(guān)系［23，25-26］，即當秋季北極海冰密度偏大時西伯利亞高壓強度偏弱，當北極海冰密度偏小時西伯利亞高壓強度偏強。 參考謝永坤等［22］的定義，將 9月、10月平均北極海冰密度作為秋季北極海冰密度指數(shù)，統(tǒng)計2010—2019年該指數(shù)的距平（見圖7），結(jié)果表明，近5 a北極海冰密度明顯小于2010—2014年的，北極海冰密度減小造成西伯利亞高壓強度增強，進而引起內(nèi)蒙古河段寒潮次數(shù)增加。

圖6 2010—2019年凌汛期西伯利亞高壓強度指數(shù)距平

圖7 2010—2019年秋季北極海冰密度指數(shù)距平

綜合以上分析可知，西伯利亞高壓強度增強是造成內(nèi)蒙古河段寒潮次數(shù)增加的關(guān)鍵大氣環(huán)流因素，而北極海冰密度減小是造成寒潮次數(shù)增加的重要外強迫因素。

6 結(jié) 論

（1）近10 a 內(nèi)蒙古河段凌汛期共出現(xiàn)98 次寒潮過程，寒潮過程持續(xù)時間1～5 d 不等，平均為2.1 d，其中1 ～2 d 的過程較多，兩者累計次數(shù)占總次數(shù)的73%。

（2）內(nèi)蒙古河段寒潮過程年際波動明顯，2018年出現(xiàn)次數(shù)最多，達17 次，2010年和2011年最少，僅3次。 近10 a 寒潮過程次數(shù)呈顯著增加趨勢，增加速率為 1.4 次／a，近 5 a 平均次數(shù)較 2010—2014年增加127%。 寒潮次數(shù)的顯著增加主要體現(xiàn)在包頭和托克托站。

（3）按照影響內(nèi)蒙古河段的冷空氣移動路徑，將寒潮天氣過程劃分為4 種類型，即偏北路冷空氣型寒潮、偏西路冷空氣型寒潮、偏東路冷空氣型寒潮以及偏北路與偏東路共同影響型寒潮。 其中偏北路路徑是最為常見的路徑，占寒潮過程總數(shù)的70%以上，其他3 類路徑出現(xiàn)的次數(shù)相當，占比均不到10%。

（4）包頭和托克托站日最低氣溫降低可能是造成內(nèi)蒙古河段寒潮次數(shù)顯著增加的直接原因。 此外，西伯利亞高壓強度增強是造成內(nèi)蒙古河段寒潮次數(shù)增加的關(guān)鍵大氣環(huán)流因素，而北極海冰密度減小是造成寒潮次數(shù)增加的重要外強迫因素。