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    黃河內(nèi)蒙古河段凌汛期寒潮特征及天氣分型

    2022-12-20 10:33:54張利娜靳莉君
    人民黃河 2022年12期
    關(guān)鍵詞:北極海寒潮冷空氣

    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。

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